Короновский Н. В. Историческая геология : учебник для студ. высш. учеб. за¬ведений / Н.В.Короновский, В.Е.Хаин, Н.А.Ясаманов. — 2-е изд., перераб. и доп. — М. : Издательский центр «Акаде¬мия», 2006. — 464 с. (отсканирована + презентация рисунки)
В учебнике изложены современные представления о происхождении и развитии Земли, атмосферы, гидросферы, об образовании и эволюции континентальной и океанской земной коры. Описаны методы стратигра¬фии, палеогеографии и палеотектоники, реконструкции ландшафтов и органического мира геологического прошлого, рассмотрена эволюция обо¬лочек Земли. Приведена полная характеристика архейского и протерозой¬ского эонов и всех периодов начиная с вендского.
Второе издание (1-е — 1997 г.) дополнено материалами, касающими¬ся палеогеодинамических реконструкций.
Для студентов геологических специальностей вузов. Может быть ис¬пользован студентами биологических и географических специальностей педагогических вузов.

ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие 3
Введение 5
Часть первая
ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ И МЕТОДЫ ИСТОРИЧЕСКОЙ
ГЕОЛОГИИ
Глава 1. Предмет и задачи исторической геологии 8
Глава 2. Стратиграфия и геохронология 17
2.1. Типы стратиграфических единиц и критерии их выделения 18
2.2. Относительная геохронология 21
2.3. Абсолютная геохронология 43
2.4. Международная геохронологическая шкала 47
2.5. Эталоны стратиграфических подразделений 49
Глава 3. Основные методы исторнко-геологического анализа 56
3.1. Фациальный анализ 56
3.2. Анализ палеонтологического материала (биофациальный
и палеоэкологический анализы) 65
3.3. Палеогеографические обстановки 68
3.4. Формационный анализ 89
3.5. Палеогеографические карты 90
3.6. Палеотектонический анализ 92
Часть вторая ДРЕВНЕЙШАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ
Глава 4. Возникновение Земли и доархейская история 97
4.1. Образование Земли и Солнечной системы 97
4.2. Конденсация и аккумуляция межзвездного вещества,
образование планет 98
Глава 5. Архейская история 100
5.1. Обшее расчленение докембрия 100
5.2. Ранний архей (4,0—3,5 млрд лет назад). Становление
протоконтинентальной коры 102
5.3. Средний и поздний архей (3,5 — 2,5 млрд лет назад) : ПО
5.4. Геологические обстановки в среднем (3,5 — 3,0 млрд лет назад)
и позднем (3,0—2,5 млрд лет назад) архее 118
5.5. Зарождение жизни 120
5.6. Полезные ископаемые 121
Глава 6. Ранний протерозой (2,5 — 1,65 млрд лет назад) 122
6.1. Глобальная и региональная характеристика 122
6.2. Среда осадконакопления 134
6.3. Полезные ископаемые 13*
Глава 7. Поздний протерозой 13*
7.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 137
7.2. Органический мир 144
7.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 146
7.4. Климатическая зональность 157
7.5. Полезные ископаемые 158
Часть третья ФАНЕРОЗОЙСКАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ
ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА 163
Глава 8. Вендский период 167
8.1. О положении вендской системы
в общей хронострати графи чес кой шкале ''. 167
8.2. Стратотипы вендской системы ''. 168
8.3. Органический мир 173
8.4. Палеотектонические и палеогеографические условия 177
8.5. Климатическая зональность 181
Глава 9. Кембрийский период 185
9.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 185
9.2. Органический мир 189
9.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 191
9.4. Климатическая и би о географическая зональность 197
9.5. Полезные ископаемые 201
Глава 10. Ордовикский период 203
10.1. Стратиграфическое расчленением стратотипы 203
10.2. Органический мир 206
10.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 208
10.4. Климатическая и биогеографическая зональность 214
10.5. Полезные ископаемые 218
Глава П. Силурийский период 220
11.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 220 j
11.2. Органический мир 222 |
11.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 22^
11.4. Климатическая и биогеографическая зональность 22*
11.5. Полезные ископаемые 2301
Глава 12. Девонский период 232
12.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 232;
12.2. Органический мир 233:
12.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 236;
12.4. Климатическая и биогеографическая зональность 244
12.5. Полезные ископаемые , 247
Глава 13. Каменноугольный период 250
13.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 250
13.2. Органический мир 255

13.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 260
13.4. Климатическая и биогеографическая зональность 268
13.5. Полезные ископаемые 275
Глава 14. Пермский период 277
14.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 277
14.2. Органический мир 279
14.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 281
14.4. Климатическая и биогеографическая зональность 288
14.5. Полезные ископаемые 292
МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРА 295
Глава 15. Триасовый период 295
15.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 295
15.2. Органический мир 296
15.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 299
15.4. Климатическая и биогеографическая зональность 308
15.5. Полезные ископаемые 311
Глава 16. Юрский период 313
16.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 313
16.2. Органический мир 317
16.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 320
16.4. Климатическая и биогеографическая зональность 331
16.5. Полезные ископаемые 337
Глава 17. Меловой период 339
17.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 340
17.2. Органический мир 344
17.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 348
17.4. Эволюция и вымирание фауны в меловом периоде 362
17.5. Климатическая и биогеографическая зональность 365
17.6. Полезные ископаемые 370
КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭРА 373
Глава 18. Палеогеновый период 373
18.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы 373
18.2. Органический мир 378
18.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 382
18.4. Климатическая и биогеографическая зональность 392
18.5. Полезные ископаемые 395
Глава 19. Неогеновый период 398
19.1 Стратиграфическое расчленение и стратотипы 399
19.2. Органический мир 399
19.3. Палеотектонические и палеогеографические условия 402
19.4. Климатическая и биогеографическая зональность 413
19.5. Полезные ископаемые 417
Глава 20. Четвертичный (антропогеновый) период 420
20.1. Стратиграфическое расчленение 420
20.2. Органический мир 424

20.3. Природные условия 428
20.4. Полезные ископаемые 433
Заключение 435
Приложение. Важнейшие рубежи в истории Земли (по В.Е.Хаину
и Н.В.Короновскому) 446
Список литературы 447

ПРЕДИСЛОВИЕ

Научная революция в геологии 60-х годов XX в., выразившая¬ся в появлении идей мобилизма и тектоники литосферных плит как ведущей геологической теории (парадигмы), вызвала насущ¬ную необходимость перестройки высшего геологического обра¬зования. В нашей стране этот процесс перестройки проявился со значительным опозданием по сравнению с развитыми западны¬ми странами, что вызвало, в частности, серьезную задержку выпуска новых учебных изданий, написанных на основе совре¬менных достижений в геологии и особенно по такой ведущей геологической дисциплине, как историческая геология.
Настоящий учебник полностью отвечает современным взгля¬дам в области теоретической геологии. В нем помимо учета прин¬ципов тектоники литосферных плит приведены данные после¬дних достижений в изучении геологии докембрия, чему ранее отводилось явно недостаточное место. Авторы стремились также избежать преимущественного освещения одной из компонент ис¬торической геологии — стратиграфии, палеогеографии, палео-тектоники и т.д. В частности, следовало преодолеть недооценку стратиграфии как основы исторической геологии.
Второе издание учебника значительно отличается от предыду¬щего. Так, часть первая дополнена материалом по палеотектони-ческому анализу и палинспастическим реконструкциям на основе палеомагнитных исследований. В части второй, посвященной древ-нейшей истории Земли, главы, относящиеся к возникновению Земли и ее самой ранней истории, переработаны согласно новым данным и взглядам. На основании международной стратиграфи¬ческой шкалы, утвержденной на 31-м Международном геологи¬ческом конгрессе в Рио-де-Жанейро, в учебнике выделен сред¬ний протерозой, а венд (надпротерозой III этой шкалы) пере¬несен в верхний протерозой. Ярусное стратиграфическое деле¬ние всех систем фанерозоя приведено также в соответствие с этой шкалой. Сокращен материал, касающийся палеогеографи¬ческих и палеотектонических обстановок отдельных систем, в заключении каждой главы отмечены основные события соответ¬ствующего периода.
Для облегчения восприятия материала выполнены новые схе¬мы, показывающие главные события за определенные геологи¬ческие этапы, а реконструкции положения литосферных плит пред¬ставлены в максимально упрощенной форме. Вместе с тем карты климатической зональности, сделанные в современных коорди натах, пришлось сохранить, так как их изображение на палинспас-тической основе сильно перегрузило бы схемы и сделало их нечи-таемыми.
В учебнике дан расширенный список литературы, который по¬зволит читателю более детально изучить предмет и поможет сту¬дентам в подготовке рефератов и докладов.
К нашему великому сожалению, за время подготовки учебни¬ка мы потеряли одного из наших соавторов — Николая Александ¬ровича Ясаманова, скоропостижно скончавшегося в декабре 2003 г. Мы посвящаем эту книгу светлой памяти нашего коллеги и дру¬га, прекрасного ученого и человека.

ВВЕДЕНИЕ
Историческая геология — одна из основных дисциплин геологи¬ческого цикла высшего образования. Как показывает ее название, она рассматривает историю развития нашей Земли, в первую оче¬редь ее внешних оболочек в их взаимодействии. Преподавание ис¬торической геологии опирается на знания, полученные студента¬ми в курсах обшей геологии, структурной геологии и палеонтоло¬гии. Одновременно историческая геология служит основой для кур¬сов региональной геологии (геология России, геология зарубежных стран) и геотектоники.
Историческая геология — комплексная, синтетическая дисцип¬лина. Она включает четыре главных элемента: геохронологию, стра¬тиграфию, палеогеографию и палеотектонику — в их тесной, орга¬нической связи.
Геохронология — это календарь геологических событий, абсо¬лютная шкала геологического времени, охватывающего 4,6 млрд лет. Шкала основана на использовании радиометрических датиро¬вок горных пород по соотношению заключенных в них естествен¬но-радиоактивных элементов, их изотопов и продуктов распада, происходящего с постоянной скоростью.
Стратиграфия изучает последовательность напластования оса¬дочных и вулканогенных пород, устанавливая их относительный возраст и проводя их сопоставление (корреляцию) по заключен¬ным в них органическим остаткам. Последнее составляет наиболее традиционную ветвь стратиграфии — биостратиграфию, но к на¬стоящему времени приобрели самостоятельное и существенное значение ветви стратиграфии, использующие физические мето¬ды, в частности магнитостратиграфия и сейсмостратиграфия.
Палеогеография занимается восстановлением физико-географи¬ческих условий геологического прошлого — распределения суши и моря, их высот и глубин, а также климатической зональности, которые испытывали существенные изменения в течение геоло-гической истории и даже в современную эпоху. Оба этих направ¬ления — палеогеоморфология, включающая палеоокеанологию, и палеоклиматология — к настоящему времени приобрели само¬стоятельное значение, но их основные выводы используются ис-торической геологией для восстановления общей картины облика Земли в минувшие геологические эпохи.
Палеотектоника изучает историю движений и деформаций зем¬ной коры, приводящих к формированию складчатых (складчато-надвиговых, складчато-покровных) горных сооружений и после дующему образованию на их месте устойчивых глыб континен¬тальной коры — платформ (кратонов) и разрушению этой коры с возникновением новых океанских впадин.
В настоящее время не осталось сомнений в том, что земная кора и вся литосфера были постоянно разделены на крупные и более мелкие плиты, которые испытывали значительные гори¬зонтальные перемещения относительно друг друга. Поэтому восста¬новление, в основном по палеомагнитным данным, былого положения континентальных блоков и конфигурации разделяв¬ших их океанов составляет главную задачу палеогеографии и па-леоте кто ники.
Изучением характера взаимодействия литосферных плит в от¬дельные геологические эпохи занимается новая наука — палеогео-динамика, примыкающая к палеотектонике.
Другая наука, производная от палеогеографии и палеотекто-ники с палеогеодинамикой, — палеовулканология — восстанав¬ливает историю вулканической и вообще магматической деятель¬ности.
Перечисленные частные дисциплины и научные направления имеют своей целью воссоздание отдельных аспектов обстановок прошлых геологических эпох, а объединение их данных в общую картину составляет задачу исторической геологии в целом.
Если вплоть до недавнего времени усилия исследователей в области исторической геологии были направлены на ретроспекти¬ву — восстановление условий геологического прошлого, то в по¬следние годы со все большей определенностью выступает новый аспект рассматриваемой науки на основе анализа развития поверх¬ности Земли, ее географической оболочки в прошлом — попы¬таться дать прогноз изменений в ближайшем будущем, столь важ¬ный для оценки возможного характера и масштаба .изменений ок¬ружающей нас природной среды.
Приведем поясняющий эту мысль пример. Так, в последние два десятилетия уровень Каспийского моря повысился уже на 2 м, что привело к частичному затоплению ряда населенных пунктов на его побережье. Происходит также и глобальное потепление кли¬мата, таяние льдов в полярных областях и горах и повышение уровня Мирового океана.
Анализ данных исторической геологии показывает, что по¬добные изменения имели место и в геологическом прошлом и носили колебательный, циклический характер, хотя в последнее время на них наложился еще дополнительный и все нарастаю¬щий фактор человеческой деятельности. Тем не менее историко-геологический материал позволяет с определенной долей при¬ближения оценить возможный диапазон подобных колебаний. В приведенном примере с Каспийским морем можно прийти к заключению, что амплитуда колебаний его уровня вряд ли превысит 2 —3 м, но и с этой величиной необходимо считаться в будущем.
Таков лишь один из практических аспектов исторической гео¬логии. Другой, даже более важный, заключается в общеизвестном факте преимущественной приуроченности определенных видов полезных ископаемых к тем или иным стратиграфическим под-разделениям докембрия и фанерозоя, например основных запа¬сов железных руд к нижнему протерозою, нефти и газа к мезозою и кайнозою и т.д. Наконец, лишь глубокий анализ геологической истории в масштабе всей планеты позволяет установить основные закономерности ее развития и тем самым приблизиться к пони¬манию механизма и тенденций этого развития, который состав¬ляет уже предмет геодинамики.

ЧАСТЬ ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ И МЕТОДЫ
ПЕРВАЯ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ
Гл а в а 1 ПРЕДМЕТ И ЗАДАЧИ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ
Историческая геология изучает геологическую историю Земли со времени ее возникновения, устанавливает причины образова¬ния и развитие литосферы, атмосферы, гидросферы, криосферы и биосферы, дает характеристику ландшафтно-климатических и геодинамических обстановок, определяет время возникновения и исследует условия образования горных пород и связанных с ними полезных ископаемых.
Длительная история Земли насыщена множеством различных геологических событий, явлений и процессов. Рассматривая гео¬логическое прошлое в хронологическом порядке, историческая геология дает возможность наметить как общие закономерности развития нашей планеты и земной коры, так и особенности от¬дельных этапов геологической истории.
Историческая геология является одним из важнейших курсов в геологическом образовании. История развития континентов и океа¬нов, эволюция климата, ландшафтов и органического мира, раз¬личные катастрофические природные явления, рассматриваемые исторической геологией, дают цельное научное представление об общих закономерностях исторического развития геосфер и Земли в целом.
Литосфера находится в непрерывном взаимодействии с други¬ми геосферами. Образование осадочных горных пород происходит в результате взаимодействия водной или воздушной среды, кли¬мата и ландшафтных обстановок. Климатические условия, физи¬ко-химические особенности морских бассейнов, определяющие их соленость, температуру, газовый режим, а также рельеф дна и гидродинамический режим, характер континентальной денудации и аккумуляции, всегда отражаются на текстурах и вещественном составе осадочных горных пород. Поэтому образовавшиеся в мор¬ской или континентальной обстановке осадки представляют со¬бой документальные свидетельства существовавших в геологиче¬ском прошлом физико-географических условий, а напластования горных пород отражают последовательность их изменений. Изуче¬ние химического и минерального состава и структурно-текстур¬ных особенностей магматических горных пород и формы слагае¬мых ими тел вскрывает ряд особенностей их формирования и дает возможность судить о специфических чертах глубинных магма¬тических расплавов. Состав, условия залегания, физико-хими¬ческие и структурно-текстурные особенности вулканогенных и вул-каногенно-осадочных пород позволяют установить типы вулкани¬ческих аппаратов и другие черты наземного и подводного вулка¬низма.
Остатки животных и растения, захороненные в горных поро¬дах, являются документальным свидетельством прошлой жизни нашей планеты и позволяют рассматривать историю Земли и раз¬витие на ней жизни как единое целое.
Историческая геология — комплексная научная дисциплина, в которой проблема геологического развития планеты, отдельных геосфер и эволюция органического мира рассматриваются как ко¬нечные результаты, полученные после проведения исследований в рамках различных геологических дисциплин. Разные стороны этой проблемы изучаются специальными разделами геологии и отдель¬ными научными направлениями. Историческая геология использует результаты стратиграфии и палеонтологии, литологии и петро¬логии, региональной геологии и геотектоники. В отличие от пере¬численных научных дисциплин и направлений, где прямо или косвенно затрагивается проблема исторического развития того или иного геологического объекта, целью исторической геологии явля¬ется обобщение всей совокупности историко-геологических дан¬ных. После своего возникновения историческая геология из на¬уки, занимавшейся систематизацией геологических событий и рассмотрением в хронологическом порядке историко-геологиче¬ских данных, постепенно стала приобретать синтезирующий ха¬рактер. В связи с дифференциацией научных знаний от нее отде¬лились такие направления, как стратиграфия, геохронология, палеогеография, учение о фациях, учение о формациях, палео¬вулканология, историческая геотектоника и др.
Историческая геология вооружает геологов необходимыми и важнейшими теоретическими знаниями. Применяя на практике методы историко-геологических исследований, геологи познают закономерности формирования геологических тел; реконструиру¬ют природные условия, существовавшие на земной поверхности, и физико-химические условия в недрах Земли; раскрывают об¬щие генетические и хронологические закономерности возникно¬вения и размещения полезных ископаемых в земной коре; выяв¬ляют эволюционные и катастрофические изменения атмосферы, гидросферы, литосферы и биосферы. Все это помогает усвоению всего цикла геологических наук и проведению целенаправленных поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. Наря¬ду с этим знания об изменении природной среды за все время существования нашей планеты дают возможность прогнозировать состояние геологической среды и пути развития биосферы.
Еще античные естествоиспытатели и философы обращали вни¬мание на длительную историю нашей планеты и на те измене¬ния, которые она претерпевала. Многие интересные идеи о возникновении и развитии Мира были высказаны Фалесом, Эм-педоклом, Аристотелем, Анаксимандром, Страбоном и др. Сред¬ние века с длительными междоусобными войнами, с упадком на¬учного мышления и производства не знали иной истории созда¬ния и развития земного лика, кроме библейской. В эпоху Возрож¬дения произошел перелом в познании Земли, так же как и в дру¬гих областях науки и техники. Леонардо да Винчи (1452— 1519), изучая слои осадочных пород в Ломбардии (Северная Италия) в процессе проведения инженерных работ, понял значение иско¬паемых раковин как остатков исчезнувшей жизни.
В 1669 г. датский естествоиспытатель Нильс Стено (1638— 1686), работавший в Италии (Тоскане) и известный в научных кругах под именем Николауса Стенона, сформулировал шесть основных принципов стратиграфии:
■ слои Земли — результат осаждения в воде;
■ слой, заключающий обломки другого слоя, образовался пос¬
ле него;
■ всякий слой отложился позднее слоя, на котором залегает, и
ранее того, который его перекрывает;
■ слой, содержащий морские раковины или морскую соль,
образовался в море; если он содержит растения, то он произошел
от речного паводка или появления притока вод;
■ слой должен иметь неопределенную протяженность и его
можно прослеживать поперек какой-либо долины;
> слой отлагался вначале горизонтально; наклонный слой ука¬зывает на то, что он испытал какой-либо переворот. Если следую¬щий слой залегает на наклонных слоях, то переворот произошел ранее отложения этого слоя.
В этих верных положениях Н. Стено мы видим начала страти¬графии и тектоники.
В середине XVIII в. великий русский ученый М.В.Ломоносов (1711 — 1765) отмечал длительность геологического времени, мно¬гократные изменения земной поверхности различными геологи¬ческими процессами, значительные изменения климата и ланд¬шафта в течение истории Земли.
Историческая геология возникла во второй половине XVIII в. и сводилась в основном к стратиграфии. Большой вклад в развитие этой науки внес итальянский ученый Д.Ардуино, создавший в 1760 г. первую схему расчленения горных пород по возрасту. Бла¬годаря исследованиям немецких геологов, особенно А. Г. Вернера (1750—1817), была разработана региональная стратиграфическая схема Центральной Германии, и на ее основе сделана попытка реконструировать геологическую историю развития Европы.
Французский естествоиспытатель Ж.де Бюффон (1707—1788) в своем труде «Теория Земли» (1749) предпринял первую попыт¬ку выделения определенных этапов в развитии Земли. Он разде¬лил все осадочные толщи на первичные, вторичные, третичные. Последний термин сохранился в литературе до наших дней.
Выдающееся значение для развития исторической геологии име¬ло появление палеонтологического метода. Основателями этого ме¬тода являются английский исследователь У.Смит (1769— 1839) и французские ученые Ж.Кювье (1769—1832) и А. Броньяр (1801 — 1876). Проводя геологические исследования в одно и то же время, но независимо друг от друга, они пришли к одинаковым выво¬дам, связанным с последовательностью залегания слоев и нахо¬дящихся в них остатков ископаемой фауны и флоры, что дало возможность составить первые стратиграфические колонки, гео¬логические карты и разрезы ряда районов Англии и Франции. На основе палеонтологического метода в первой половине XIX в. было выделено большинство известных ныне геологических систем и составлены первые геологические карты.
Крупнейший французский ученый Ж. Кювье был не только од¬ним из основателей палеонтологического метода, но и автором теории катастроф, которая в свое время пользовалась широкой популярностью. На основании геологических наблюдений он по¬казал, что некоторые группы организмов в течение геологическо¬го времени вымирали, но их место занимали новые. Его последо¬ватели Ж. Агассис (1807 - 1873), А.д''Орбиньи (1802 -1857), Л. Эли де Бомон (1798—1874) и другие стали объяснять катастрофами не только вымирания организмов, но и многие другие события, происходящие на земной поверхности. По их мнению, любые из¬менения залегания горных пород, рельефа, изменения ландшафтов или условий среды обитания, а также вымирание организмов были результатами разномасштабных катастрофических явлений, про¬исходивших на земной поверхности. Позднее теория катастроф была подвергнута резкой критике выдающимися учеными XIX в. — Ж.Ламарком (1744- 1829), Ч.Лайелем (1797- 1875), Ч.Дарвином (1809—1882). Французский естествоиспытатель Ж.Ламарк создал учение об эволюции органического мира (ламаркизм) и впервые провозгласил ее всеобщим законом живой природы. Английский геолог Ч.Лайель в своем труде «Основы геологии» доказывал, что крупные изменения на Земле происходили не в результате разру¬шительных катастроф, а вследствие медленных, длительных гео¬логических процессов. Познание истории Земли Ч.Лайель предла¬гает начинать с изучения современных геологических процессов, считая, что они являются «ключом к познанию геологических процессов прошлого». Это положение Ч.Лайеля получило впос¬ледствии название принципа актуализма. Появление трудов Ч.Дар¬вина оказало большую поддержку учению эволюционистов, так как в них доказывалось, что органический мир преобразуется пу¬тем медленных эволюционных изменений.
К середине XIX в. относятся первые попытки реконструкции физико-географических условий некоторых геологических эпох как для отдельных регионов (исследования Г.А.Траутшольда, Дж. Да¬на, В. О. Ковалевского), так и для всего земного шара (Ж. Марку). Эти работы заложили основы палеогеографического направления в исторической геологии. Большое значение для становления па¬леогеографии имело введение в 1838 г. А.Гресли (1814—1865) понятия о фациях.
На протяжении второй половины XIX в. расширяющиеся геоло¬гические работы дают все новые и новые сведения о строении и истории развития отдельных регионов. К началу 80-х годов был собран колоссальный материал, который нуждался в обобщении. Это предпринял австрийский геолог Э.Зюсс (1831 — 1914). Сведе¬ния по стратиграфии, истории развития земной коры, деятель¬ности геологических процессов, собранные во многих частях зем¬ного шара, были систематизированы Э. Зюссом в трехтомном труде «Лик Земли» (1883—1909). Геологическая наука после его работ приобрела совершенно иной характер: ученые стали заниматься не только поисками путей расчленения осадочных толщ и их кор¬реляцией, но и главным образом пытались найти объяснения из¬меняющемуся облику земной поверхности, выявить закономер¬ности в расположении суши и моря, объяснить локализацию по¬лезных ископаемых, установить происхождение тех или иных гор¬ных пород и т.д.
Ко второй половине XJX в. относится появление учения о фа¬циях (немецкий ученый Й. Вальтер, 1893) и новое направление в исторической геологии — палеогеография (немецкие геологи).
На рубеже XIX и XX вв. произошло крупнейшее событие в ис¬тории естествознания — открытие естественной радиоактивнос¬ти, что позволило установить истинный возраст нашей планеты, до этого оценивавшийся косвенными методами, дававшими на¬много заниженные значения, и разработать абсолютную геохро¬нологию. И то и другое означало революционные изменения в развитии историко-геологических знаний.
Конец XIX и начало XX в. ознаменовались также крупными открытиями в области биостратиграфии и выяснении геологичес¬кой истории регионов. В Западной Европе, Северной Америке и России на основе применения палеонтологического метода рас¬членены толщи горных пород, изданы монографии об ископае¬мых остатках различных периодов палеозоя, мезозоя и кайнозоя.
Многие ученые внесли свой вклад в развитие исторической геологии, и среди них необходимо отметить выдающуюся роль А.П.Карпинского (1847—1936) — первого выборного президен¬та Российской академии наук. Еще в конце XIX в. им были обобщены данные по геологической истории европейской части Рос¬сии и впервые составлены палеогеографические карты этой тер¬ритории,
В это же время на основе применения палеонтологического ме¬тода виднейшими отечественными геологами С.Н.Никитиным (1851 —1909), Ф.Н.Чернышевым (1856—1914) и А. П.Карпинским были опубликованы монографии о палеозойских и мезозойских отложениях европейской части России и Урала.
В начале XX в. крупнейший французский геолог Г. Э. Ог (1861 — 1927) в многотомном труде описал деятельность современных гео¬логических процессов и попытался расшифровать геологическую историю Земли. Будучи сторонником учения о геосинклиналях, представление о которых было разработано в Северной Америке в 1859 г. трудами Дж.Холла и Дж.Дана, Г.Э.Ог первым четко про¬тивопоставил геосинклинали платформам (последние он называл конрастными областями).
Между тем в работах русских ученых А. П. Павлова (1854—1929) и А. П. Карпинского были заложены основы учения о платфор¬мах, в дальнейшем развитые в трудах А.Д.Архангельского и Н.С. Шатского.
В России понятие о геосинклиналях было введено в начале XX в. Ф.Ю.Левинсон-Лессингом (1861 — 1939), а А.А.Борисяк (1872 — 1944) вслед за Г.Э.Огом стал рассматривать историческую геоло¬гию как историю развития геосинклиналей и платформ. В 20-е годы Д. В. Наливкин (1889— 1982) развивал основы учения о фациях, а несколько позднее в трудах Р.Ф. Геккера, Б. П. Марковского и дру¬гих ученых начинает оформляться палеоэкологическое направле¬ние в изучении геологического прошлого.
В первой четверти XX в. немецкий геофизик А. Вегенер (1880— 1930) впервые формулирует теорию дрейфа материков — первую гипотезу мобилизма. Несмотря на всю привлекательность, эта ги¬потеза не завоевала общего признания, и вскоре после гибели ее автора была почти полностью отвергнута. Однако планомерные исследования океанского дна, начатые в 50-е годы, а также но¬вые геофизические данные принесли большое количество нового фактического материала, подтверждающего эту гипотезу, и на иной базе гипотеза Вегенера была возрождена и в 60-е годы преврати¬лась в стройное учение — теорию тектоники литосферных плит.
20—40-е годы XX в. были временем широкого развития геоло¬гических исследований в разных регионах Земли. На их базе были созданы крупные обобщающие работы по геологическому строе¬нию и истории развития Европы (С.Н.Бубнов, 1888—1957), Си¬бири (В.А.Обручев, 1863—1956), европейской части России (А.Д.Архангельский), Северной Америки и других регионов. Раз¬работке региональных исследований способствовало обобщение закономерностей развития земной коры благодаря представлени ям об орогенических фазах, обоснованным крупнейшим немец¬ким тектонистом Г.Штилле (1876—1966) во второй половине XX в. в результате изучения огромнейшего фактического материала по стратиграфии, палеогеографии, магматизму, тектонике.
Большой толчок и дальнейшее развитие исторической геоло¬гии дало глубоководное бурение на дне Мирового океана, кото¬рое планомерно стало проводиться с середины 60-х годов. В ре¬зультате этих работ впервые были получены неоценимые сведе¬ния о строении и развитии земной коры не только в пределах континентов, но и океанов. Открытие в 50-е годы XX в. палеомаг¬нетизма и явления периодической инверсии магнитного поля Зем¬ли привело к возникновению в стратиграфии нового физического метода — магнитостратиграфии.
Огромное значение имел для исторической геологии прогресс радиогеохронометрии. Он впервые позволил расшифровать докем-брийскую историю нашей планеты, по длительности более чем в шесть раз превышающую фанерозойскую и зашифрованную в ос¬новном в толщах глубоко метаморф изо ванных пород. Ранее их воз¬раст определялся в основном по степени метаморфизма, что при¬водило порой к грубым ошибкам, так как на Канадском щите архейские образования считались моложе и сильнее метаморфи-зованных среднепротерозойских.
Определенные успехи были достигнуты и в области биостра¬тиграфии позднего докембрия и, в частности, была открыта по-зднепротерозойская фауна безпозвоночных.
Концепции, выдвинутые во второй половине XX в., способ¬ствовали открытию новых крупных месторождений полезных ископаемых, которым предшествовали тщательные и всесторон¬ние историко-геологические исследования. В результате историко-геологических исследований были обнаружены уникальные мес¬торождения нефти и газа в Волго-Уральской области и Западной Сибири, в Средней Азии, крупнейшие месторождения алмазов, каменного угля, железных руд, руд цветных и редких металлов, месторождения урана, драгоценных металлов и камней и др.
Завершив краткую характеристику возникновения и развития исторической геологии, остановимся на главнейших задачах этой дисциплины. Основными документами, по которым реконструиру¬ется геологическая история развития региона, являются горные породы, слагающие их минералы и заключенные в них ископае¬мые органические остатки, собранные геологами в процессе по¬левых работ. В этих материалах сосредоточены сведения о геологи-ческих явлениях и событиях, происходивших в геологическом прошлом. Всестороннее изучение образцов горных пород в лабо¬раториях, восстановление облика животных и растений, образа их жизни и взаимодействия с окружающей средой позволяют рас¬шифровать происходившие геологические события и реконструировать физико-географические условия, существовавшие на зем¬ной поверхности в прошлом.
Историко-геологические исследования основываются на приме¬нении самых разнообразных методов, с помощью которых реша¬ются следующие задачи.
Определение возраста горных пород. Историю развития земной коры и геосфер можно изучать только после того, как установле¬на последовательность образования слагающих их горных пород и определен их возраст. При определении относительного возраста горных пород неоценимую помощь оказывает палеонтология — наука о вымерших организмах. Возраст магматических и метамор¬фических пород устанавливается по соотношению их с осадочны¬ми образованиями, заключающими остатки ископаемых организ¬мов. Абсолютный возраст магматических, метаморфических и не¬которых осадочных пород определяется с помощью радио¬логических методов. В процессе исследования геологи расчленяют изучаемую толщу осадочных пород на отдельные слои, пачки, горизонты, определяют относительный и абсолютный возраст выделенных стратонов, проводят корреляцию, т.е. сопоставление выделенных слоев с одновозрастными, но располагающимися на значительном расстоянии толщами. Подобного рода исследования проводятся в рамках стратиграфии — науки о взаимоотношении и последовательности образования горных пород.
Восстановление физико-географических условий земной поверх¬ности геологического прошлого. Физико-географические условия включают, в частности, распределение суши и моря, особеннос¬ти рельефа суши и ложа океанов и морей, глубин, солености, температур, плотности, динамики морских бассейнов, климата, биологических и геохимических условий. Эта задача — одна из наиболее трудных в исторической геологии. Восстановление фи¬зико-географических условий прошлых эпох является предметом палеогеографии, которая в XX в. выделилась из исторической гео¬логии в самостоятельную отрасль научных знаний. Палеогеогра¬фические исследования невозможно проводить без изучения вещественного состава, структурного и текстурного строения оса¬дочных горных пород.
Восстановление истории вулканизма, плутонизма и метаморфиз¬ма. В основе этих исследований лежит определение относительно¬го и абсолютного возраста магматических, вулкан ore н но-осадоч¬ных и метаморфических пород и установление их первичной при¬роды. После этого выделяют области вулканической активности, выявляют и реконструируют условия проявлений вулканизма и плутонизма, определяют геохимические особенности магматиче¬ских расплавов и их вероятное происхождение.
Восстановление истории тектонических движений. Разновоз¬растные и разномасштабные следы проявления тектонических движений в виде нарушений первичного залегания слоев горных пород и геологических тел наблюдаются повсеместно на земной поверхности. Определением времени проявления, характера, ам¬плитуды, скорости и направленности тектонических движений за¬нимается региональная геотектоника, а историю развития струк-турных различных элементов отдельных участков и всей земной коры изучает историческая геотектоника.
Установление закономерностей развития земной коры. Это одна из важнейших задач исторической геологии, которая не может быть решена без использования знаний из многих дисциплин и направлений наук о Земле и совместно с ними. Решению этой задачи помогают прежде всего региональная геология, региональ¬ная и историческая геотектоника, литология, петрология, геохи¬мия, космическая геология, геофизика и другие науки.

Глава 2 СТРАТИГРАФИЯ И ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Историческая геология рассматривает развитие геологических событий во времени и в пространстве. Изучение этих событий не¬мыслимо без стратиграфических и геохронологических исследо¬ваний. При стратиграфических исследованиях осуществляют две последовательные операции:
■ расчленение разреза на отдельные стратиграфические под¬
разделения (слои, пачки, горизонты, подъярусы, ярусы и т.д.)
на основании различий состава горных пород и заключенных в
них ископаемых органических остатков, а также проявлений
перерывов и несогласий;
■ сопоставление или стратиграфическая корреляция выделенных
в разных разрезах слоев, пачек, горизонтов, т.е. установление их
геологической одновозрастности.
Фактической основой стратиграфических исследований служат конкретные геологические объекты — естественные или искусст¬венные обнажения горных пород и керн скважин, а также опреде¬ляемые геофизическими методами (электро-, сейсмо- и другой каротаж) изменения физических свойств горных пород в скважи¬нах.
После обобщения ряда частных геологических разрезов составля¬ется сводная стратиграфическая колонка, в которой все слои гор¬ных пород располагаются в строгой последовательности своего об¬разования и залегания, т.е. в определенном хронологическом по-рядке — обычно от более древних внизу к более молодым вверху.
Геохронология — учение о хронологической последовательно¬сти геологических событий, происходивших в прошлом, путем установления временных взаимоотношений между накопившимися слоями горных пород, в которых эти события оказались запечат¬ленными.
Историческая геология, как и любая другая наука, изучающая историю развития живой и неживой природы, невозможна без хронологии. Однако хронология — это еще далеко не история, а лишь механическое расположение событий во времени. В прошлом происходило великое множество различных событий, и для того, чтобы ориентироваться среди них, необходимо не только устано¬вить формальные временные соотношения между ними, но и найти внутренние связи между событиями и явлениями прошлого и оп¬ределить их пространственные взаимоотношения и относитель¬ное значение. При этом выявляются естественные временные груп¬пировки, разграниченные событиями более высоких рангов, и тем самым намечаются последовательные этапы исторического раз¬вития. В таком случае речь идет о естественной периодизации ~ геологической истории.
Стратиграфия (от лат. stratum — слой, grapho — пишу) — раз¬дел исторической геологии, занимающийся изучением истори¬ческой последовательности, первичных взаимоотношений и гео¬графического распространения осадочных, вулканических, вул-каногенно-осадочных и метаморфических образований, слагаю¬щих земную кору и отражающих естественные этапы развития Земли и населявшего ее органического мира.
Перед стратиграфическими исследованиями, как частично от¬мечалось, стоят следующие важнейшие задачи:
■ детальное расчленение разрезов горных пород и выделение
разных по рангу стратиграфических подразделений; на их основе
создаются местные, региональные и межрегиональные стра¬
тиграфические шкалы, которые отражают хронологическую по¬
следовательность геологических событий;
■ проведение региональной и межрегиональной стратиграфи¬
ческой корреляции;
■ создание единой глобальной стратиграфической и геохроно¬
логической шкалы.
Стратиграфия играет важнейшую роль при геологических ис¬следованиях. Без нее немыслимо проводить геологическое карти¬рование, решать проблемы эволюции органического мира, геологи¬ческого развития отдельных регионов и Земли в целом, реконст-руировать палеогеографические обстановки. Без детальных стра¬тиграфических исследований невозможно раскрывать сложное строение структур земной коры и проводить поиски и разведку полезных ископаемых.
2.1. Типы стратиграфических единиц и критерии их выделения
Критерии расчленения и определения ранга стратиграфиче¬ских подразделений основываются на особенностях эволюции зем¬ной коры и органического мира, населявшего земную поверх¬ность. Эволюция земной коры и ее поверхности выражалась в пе¬риодичности усиления и ослабления тектонических движений и магматизма, развитии трансгрессий и регрессий Мирового океа¬на, других изменениях физико-географических условий земной поверхности. Факторы, изменяющие состав органического мира и определяющие его этапность, тесно связаны как с собственно био¬логическим процессом, так и с особенностями расселения и вы¬мирания групп организмов под влиянием изменения условий ок¬ружающей среды.
Для определения рубежей стратиграфических единиц главное значение должны иметь факторы, обусловливающие эволюцию земной коры. Однако при расчленении разрезов или периодиза¬ции событий чаще всего используются более ярко и наглядно выраженные, быстропротекаюшие и к тому же необратимые проявления эволюции органического мира. Поэтому именно эво¬люция органического мира составляет основу геологической пе-риодизации. Это связано с тем, что палеонтологические данные многочисленны и многообразны. Они отражают этапы развития органического мира в строго определенное время, в конкретном месте и одновременно показывают необратимость эволюцион¬ного развития организмов. В связи с этим палеонтологические данные — не только главная, но и, что самое важное, доступная основа для относительной геохронологии и стратиграфической корреляции. Это касается, однако, лишь фанерозоя и самого позднего докембрия. В более глубоком докембрии палеонтологи¬ческий метод уже неприменим и расчленение и корреляция раз¬резов горных пород проводятся по другим признакам — резким изменениям состава горных пород и степени их метаморфиче¬ских изменений, а главную роль играет изотоп но-геохронологи¬ческое датирование.
Важное значение для проведения границ стратиграфических подразделений любого возраста имеют перерывы и особенно не¬согласия, наблюдаемые в естественных разрезах и на сейсмиче¬ских профилях. Данные сейсмостратиграфии показали, что по¬добные несогласия могут быть прослежены и скоррелированы на огромных расстояниях и это дало основу для разработки особого направления в стратиграфии — так называемой событийной стратиграфии, в которой расчленение разрывов проводится по последовательности событий, отраженных перерывами и несо¬гласиями.
Любое стратиграфическое подразделение — от самого крупно¬го, глобального до местного — должно отвечать определенному этапу развития Земли или отдельного ее региона. Стратиграфи¬ческие единицы являются реальными геологическими телами, состоящими из комплекса горных пород, обладающих характерным вещественным составом и сформировавшихся в определенный этап развития земной коры. Между собой эти этапы могут различаться по характеру и продолжительности геологических событий.
Стратиграфия и относительная геохронология неразрывно свя¬заны между собой и поэтому стратиграфическую классификацию нельзя рассматривать в отрыве от классификации геохронологи¬ческой. Обе они отражают один и тот же исторический процесс развития Земли. Тем не менее вследствие неполноты геологиче¬ской летописи и недостаточного знания всех геологических собы¬тий, а также неоднозначности их расшифровки на практике существуют две самостоятельные шкалы: стратиграфическая и геохронологическая.
Стратиграфическая шкала отражает последовательность отло¬жений, расчленение их на отдельные стратиграфические едини¬цы, выражает их временной объем и соподчиненность. Геохроноло¬гическая шкала показывает длительность и последовательность ос¬новных этапов развития земной коры и Земли. Обе эти шкалы свидетельствуют об общем ходе и результатах единого закономерно¬го процесса формирования земной коры. Каждому стратиграфи¬ческому подразделению соответствует геохронологическое, а в свою очередь любое стратиграфическое подразделение должно быть хро-ностратиграфическим.
Стратиграфическая шкала базируется на реально наблюдаемой в природе последовательности горных пород в конкретных разре¬зах, на вещественном составе слоев и напластований, на со¬отношениях между собой групп слоев и на их пространственных изменениях, на составе и особенностях заключенных в них остат¬ков животных и растений. Основываясь на вещественном составе горных пород, на их структурно-текстурных особенностях, на морфоанатомическом строении ископаемых органических остат¬ков, условиях их нахождения и степени сохранности, геологи от реально наблюдаемых фактов переходят к более широким обоб¬щениям особенностей осадконакопления, среде обитания орга¬низмов и условиях их захоронения. Разумеется, геологи не могут напрямую наблюдать особенности древних областей осадконакоп¬ления, в частности непосредственно измерять глубину и соленость морского бассейна, температуру и влажность воздуха древних гео-логических эпох, но могут делать достаточно надежные выводы об этих и других параметрах древней геологической среды на ос¬нове тщательного анализа геологического разреза с применением различных современных физических методов исследования гор¬ных пород и ископаемых организмов.
Вся история Земли представляется как смена эволюционных и революционных этапов. В гл. 1 отмечался факт существования борь¬бы на протяжении первой половины XIX в. между двумя направ¬лениями — катастрофическим и эволюционным. В действительно¬сти в развитии природы более длительные периоды медленной эволюции чередуются с эпохами редких, часто катастрофических изменений, и развитие в целом носит прерывисто-непрерывный характер. Эта особенность отражается и в периодичности геологи¬ческих процессов, и в эволюции органического мира. Крупным этапам развития Земли соответствуют и этапы развития органи¬ческого мира. Исходя из этого границы различных по рангу исто-рико-геологических этапов принимают за естественные рубежи, по которым проводят границы выделяемых стратиграфических единиц.
Основой для выделения геохронологических и стратиграфиче¬ских единиц служат следующие критерии, тесно связанные меж¬ду собой:
■ этапность в ходе эволюции органического мира;
■ периодическая изменчивость процессов осадконакопления в
денудации;
■ палеогеографические критерии (изменение распределения
морских бассейнов и особенности рельефа суши и дна моря, кли¬
мата, смена ландшафтных обстановок и т.д.);
■ проявление тектонических движений и деформаций;
■ степень активности и характер проявления магматической
деятельности и процессов метаморфизма.
2.2. Относительная геохронология
Стратиграфические исследования опираются на ряд теорети¬ческих положений. Одним из важнейших является принцип после¬довательности напластований, сформулированный в 1669 г. Н.Сте-но: «При ненарушенном залегании каждый нижележащий слой древнее покрывающего слоя». Этот принцип — принцип супер¬позиции — позволяет установить простые временные отноше¬ния типа «раньше —позже». Другим важным критерием страти-графической корреляции является принцип, сформулированный Н.А. Головкинским в 1868 г. и независимо от него немецким гео¬логом Й. Вальтером в 1893 г. Согласно этому принципу, именуе¬мому законом Головкинского — Вальтера, в непрерывном разре¬зе осадочных толщ друг над другом отлагаются осадки, которые могут образоваться рядом на поверхности суши или на дне бас¬сейна седиментации. Поэтому при трансгрессии или регрессии моря смена осадков по вертикали соответствует их горизонтальной зональности (рис. 2.1). Таким образом, в каждой осадочной тол¬ще уверенно можно считать одновозрастными лишь те осадки, которые простир&чись параллельно береговой линии древнего бас¬сейна. Биостратиграфическое расчленение и корреляция разрезов ос¬нованы на принципе У.Смита. Согласно этому принципу, одно-возрастные осадки содержат одни и те же или близкие остатки ископаемых организмов. С этим принципом связан и другой, его дополняющий, — ископаемые фауны и флоры сменяют друг дру¬га в определенном порядке. Наряду с перечисленными при отно¬сительной геохронологии используются еще два закона, сформу-лированные в XVIII в. Дж.Хаттоном (Геттоном). Один из них — «закон пересечений»: секущая магматическая порода всегда мо¬ложе той породы, которую она рассекает, и другой — «закон вклю¬чений»: включение всегда старше вмещающей породы. Относительная геохронология разрабатывается с помощью па¬леонтологических, или биостратиграфических, и геофизических методов.
Биостратиграфические методы. Эти методы базируются на ши¬роком использовании ископаемых органических остатков. В основе биостратиграфических методов лежит принцип непрерывного и необратимого изменения органического мира Земли, когда каж¬дому отрезку геологического времени отвечают характерные толь¬ко для него растения и животные. Закон необратимости эволюци¬онного процесса впервые установил Ч.Дарвин. Он отметил, что исчезнувший по тем или иным причинам вид организмов никог¬да не может появиться вновь. Исходя из этого закона, каждый комплекс ископаемых органических остатков, встречающихся в том или ином слое, отражает определенный этап развития орга¬нического мира и является неповторимым. Именно этот прин¬цип лежит в основе использования ископаемых остатков орга¬низмов при определении относительного возраста горных пород. Кроме того, в основе биостратиграфических методов лежит яв¬ление широкого пространственного распространения ископае¬мых остатков организмов. Это позволяет проводить корреляцию разрезов весьма удаленных друг от друга регионов. По ряду орга¬низмов можно проводить глобальные корреляции. Такими, на¬пример, являются ордовикские и силурийские граптолиты, ме-зозойские аммониты, палеогеновые нуммулиты. Это в основном пелагические планктонные и нектонные формы, с большой ско¬ростью расселяющиеся по поверхности Земли. Время, затрачен¬ное на их расселение по всему Мировому океану, в геологиче¬ских масштабах практически ничтожно, с одной оговоркой — если организмы при своем расселении не встречают какие-либо препятствия.
Определение возраста толщи горных пород и отнесение ее к той или иной стратиграфической единице осуществляют путем сравнения найденных ископаемых остатков с теми, которые встре¬чаются в опорном, так называемом стратотипинеском разрезе. При расчленении разрезов и их корреляции важно знать вертикальное распределение ископаемых органических остатков по всему раз¬резу. В случае, если одни и те же ископаемые остатки встречаются от подошвы до кровли пачки слоев, полученные данные о возра¬сте будут относиться ко всей этой пачке. Однако чаще вследствие ряда причин ископаемые остатки встречаются не по всему разре¬зу, а спорадически, т.е. бывают сосредоточены на каких-то определенных уровнях, в определенных пластах. Несмотря на это, возраст, установленный по таким формам, условно распростра¬няется на всю пачку слоев.
Не все ископаемые организмы имеют одинаковое значение для биостратиграфии. Их ценность определяется не только распространенностью во времени и в пространстве, но и осо¬бенностью приуроченности к конкретным типам горных пород и темпами их эволюции. В связи с этим среди ископаемых орга¬низмов выделяют архистратиграфические и парастратиграфиче-ские группы. Первые характеризуются быстрой эволюцией, ши¬роким географическим распространением и захоронением в раз¬личных по вещественному составу осадочных породах. К ним от¬носятся граптолиты, археоциаты, трилобиты, гониатиты, ам-мониты, планктонные фораминиферы. Эти группы организмов позволяют проводить детальное расчленение разрезов и осуще¬ствлять их подробную корреляцию. К парастратиграфическим группам относят в основном бентосные организмы, такие, как брахиоподы, мшанки, губки, сверлящие и зарывающиеся дву¬створчатые моллюски, которые благодаря тесной связи с опре¬деленными типами осадков и морского дна образуют различные ассоциации и комплексы. Они в меньшей степени, чем архи¬стратиграфические, используются для региональных и межреги¬ональных сопоставлений и расчленения толщ осадочных пород. Однако в определенных регионах и для определенных участков морского дна эти организмы имеют важное значение для стра¬тиграфии.
Разделение органических остатков на архи- и парастратигра-фические группы во многом зависит и от уровня наших знаний. До последнего времени к парастратиграфическим группам отно¬сились радиолярии и конодонты, но с началом использования электронной микроскопии и детального изучения их строения они стали все чаше применяться при расчленении широкого возраст¬ного диапазона отложений.
Для определения геологического возраста и расчленения раз¬резов в биостратиграфии используют ряд методов, важнейшие из которых рассматриваются ниже.
Метод руководящих ископаемых. Руководящими формами на¬зывают остатки вымерших организмов, которые существовали ко¬роткий отрезок времени, но успели за этот срок расселиться на значительной территории и встречаются в большом количестве. Следовательно, руководящие ископаемые имеют широкое горизон¬тальное и узкое вертикальное распространение; встречаются в раз¬резах довольно часто и легко распознаются.
Этот метод является первым палеонтологическим методом, ко¬торый был введен в стратиграфию на рубеже XVIII —XIX вв. На¬учное обоснование он получил в середине XIX в., когда немец¬кий палеонтолог Г. Брони ввел понятие о руководящих формах и составил первый в мире атлас руководящих форм беспозвоноч¬ных.
Метод руководящих ископаемых основан на том положении, что од но возрастными считаются те отложения, в которых встреча¬ются одинаковые руководящие ископаемые. Долгое время этот метод был основным в биостратиграфии и благодаря ему была разработана детальная стратиграфическая шкала, расчленены и сопоставлены многие весьма удаленные друг от друга отложения.
Среди огромного многообразия вымерших организмов имеется множество форм, отвечающих требованиям руководящих. Таки¬ми, например, являются Obolus apollinis — для тремадокского яруса ордовика, Choristites mosquensis — для московского яруса камен-ноугольной системы, Cadoceras elatmae — для келловейского яру¬са средней юры, Cardioceras cordatum — для оксфордского яруса верхней юры, Deshayesites deshayesi, Acanthohoplites — для аптского яруса, Leymeriella и Anahoplites — для альбского яруса нижнего мела, Belemnitella mucronata — для кампанского яруса верхнего мела и т.д. Руководящими могут быть не только отдельные виды ископае¬мых организмов, но и роды и даже семейства, отряды и классы. Все зависит от таксономического ранга стратиграфических под¬разделений. Так, цератиты развивались только в перми и триасе, археоциаты — в раннем кембрии, трилобиты — в кембрии, ордо¬вике и силуре, а в девоне и раннем карбоне они пришли в упадок и исчезли.
Суть метода руководящих форм в том, что из общего числа обнаруженных в определенном слое разреза ископаемых органи¬ческих остатков выбирают наиболее характерные для данного слоя, которые отвечают требованиям, указанным выше, и встречаются в стратотипическом разрезе. Эти формы являются руководящими для данного слоя.
Однако этот простой метод не лишен недостатков, которые были замечены еще в XIX в. Представление о том, что руководящие формы имеют почти повсеместное или космополитное распрост¬ранение независимо от условий обитания, оказалось неверным и пришло в противоречие с биологическими данными, согласно которым существует тесная связь организма с окружающей сре¬дой. В настоящее время при использовании метода руководящих форм учитываются условия жизни ископаемых организмов. Ведь организмы обитают в определенных физико-географических ус¬ловиях, ограничивающих их распространение. Поэтому одни фор¬мы распространены широко и их называют космополитами, а другие — ограниченно (эндемики). Вместе с тем надо учитывать, что в природе не существует абсолютных космополитов. Нет орга¬низмов, которые обитали бы одновременно и на суше и в море или в морях разной солености и на разных глубинах и т.д. В зави¬симости от физико-географических условий среды обитания каж¬дый вид или род имеет более или менее ограниченную площадь, т.е. ареал своего обитания. Например, сред не кембрий с кие трило-биты рода Paradoxides найдены в Европе, Передней и Средней Азии, Монголии, Китае, Австралии, Антарктиде. И все они встре¬чаются в морских осадках. Наряду с космополитами имеются и эндемичные формы. Так, в силуре только юга Сибири и Монго¬лии встречаются многочисленные остатки брахиопод рода Tuvaella. Они для данной территории являются руководящими, но провес¬ти по ним корреляцию с разрезами других районов невозможно. Также эндемичными являются альбские аммониты рода Knemiceras, распространенные в Западном Средиземноморье.
Несостоятельным оказалось и другое положение, лежавшее в основе метода руководящих форм, согласно которому, руково¬дящие формы приурочены во всех районах к одному и тому же стратиграфическому уровню, а следовательно, это предусматривает их одновременное появление и вымирание. Однако один и тот же вид не может одновременно возникнуть во многих районах земно¬го шара. Он появляется в одном каком-то месте, а затем расселя¬ется по земной поверхности.
В процессе применения метода руководящих форм надо учи¬тывать и ряд других явлений, например рекурренцию, т.е. на¬хождение одних и тех же руководящих форм или комплексов в разных стратиграфических горизонтах, и неодновременность выми¬рания. Эти явления связаны с миграцией организмов при наступ¬лении неблагоприятных условий и возвращением их в те же рай¬оны после восстановления благоприятных условий. Это положе-ние иллюстрируется рис. 2.2.
Метод органических комплексов. В отличие от метода руко¬водящих форм метод анализа фаунистических и флористических комплексов использует весь имеющийся палеонтологический ма¬териал. Исследователи выясняют распределение всех окаменелос-тей в разрезе, устанавливают смену их комплексов и прослежива¬ют изменчивость комплекса от разреза к разрезу. Преимущество данного метода заключается в том, что выводы о возрасте и кор¬реляции разрезов осуществляются не на базе единичных руково¬дящих форм, а на совокупности всей встречающейся в слое фау¬ны или флоры. Таким образом, вероятность ошибочного заключе¬ния о возрасте значительно снижается. Данный метод широко рас-пространен и в настоящее время является основным в биостра¬тиграфии.
Суть метода иллюстрируется графиком (рис. 2.3), на котором окаменелости располагаются в порядке их появления и исчезно¬вения из разреза. Получаются как бы ступени смены определенных комплексов, по которым можно судить о возрасте слоев и прово¬дить расчленение.
В процессе анализа комплекса могут быть выделены формы, встречающиеся только в каком-то определенном слое и не перехо¬дящие его границы. Это известные руководящие формы, но их в разрезе бывает довольно мало. Однако кроме них встречаются формы, появляющиеся в предыдущем, подстилающем, слое и исчезающие в вышележащем, или формы, появляющиеся впер¬вые в данном слое и переходящие в вышележащие. Первые часто называют характерными, или контролирующими, формами (вре¬мя их расцвета совпадает с формированием данного слоя), а вто¬рые фиксируют начало изучаемого стратиграфического подразде¬ления. Возможны также формы, заканчивающие свое существо¬вание в данном слое, их называют доживающими. И наконец, наблюдаются формы, имеющие большое вертикальное распрост¬ранение, т.е. встречающиеся сразу в нескольких слоях. Их назы¬вают проходящими, транзитными, и для определения возраста данного слоя они не подходят. Называют комплекс по типично¬му виду (вид—индекс), устойчивость выделенного комплекса про¬веряется на нескольких разрезах. Комплекс форм позволяет бо¬лее надежно определять геологический возраст вмещающих осад¬ков.
Эволюционный (филогенетический) метод. Этот метод заклю¬чается в выяснении последовательности смены родственных орга¬низмов во времени на основании эволюционного развития. В про¬цессе эволюции происходит непрерывное увеличение разнообра¬зия животных и растений, совершенствуется их организация, усложняются функциональные особенности и морфоанатомическое строение. Вынужденные приспосабливаться к среде обитания организмы со временем меняют физиологические и морфологи¬ческие особенности, что составляет одну из причин появления новых таксонов. Отсюда следует, что потомки устроены более прогрес¬сивно, чем предки, остатки которых встречаются в более древних отложениях. Для применения эволюционного метода необходимо выяснить филогенез конкретной родственной группы, т.е. устано¬вить, когда появились данные организмы, сколько времени они существовали, какие у них были предки, кто стал их потомками и как они развивались. Установление филогенетических взаимоотно-шений организмов позволяет глубже понять законы их эволюции во времени и выявить закономерное присутствие той или иной формы в сложной цепи эволюционного развития.
Выявленные родственные связи изображаются в виде схемы филогенетических взаимоотношений Nummulites (рис. 2.4). После разработки филогенеза какой-то группы организмов осуществля¬ется расчленение отложений по уровню развития заключенных в них форм. Например, в основе расчленения девонско-пермских отложений лежит эволюционное развитие гониатитов, пермско-триасовых — цератитов, юрско-меловых — аммонитов и т.д.
Трудностью и одновременно недостатком данного метода явля¬ется неполнота геологической летописи, т.е. отсутствие остатков ряда промежуточных организмов в слоях изучаемого стратигра¬фического разреза или отсутствие самих слоев.
Палеоэкологический метод. Данный метод разработан Р. Ф. Гек-кером и учитывает зависимость фаунистических комплексов от физико-географических, фациальных условий. Соответственно изучается связь определенных организмов со средой их обитания. Нередко фациальные изменения приводят к тому, что одновозраст-ные фаунистические комплексы отличаются настолько сильно, что их признают разновозрастными, и, наоборот, разновозрастные фаунистические комплексы в сходной ландшафтной обстановке становятся похожими. Палеоэкологический метод дополняет фи¬логенетический и метод анализа органических комплексов, дает возможность проследить смену фаунистических комплексов в про¬странстве и во времени и провести сопоставление разнофациаль-ных отложений.
Количественные методы корреляции. Эти методы были впер¬вые введены в XIX в. Они основаны на применении математиче¬ского аппарата при анализе палеонтологических комплексов и проведении стратиграфического расчленения и корреляции. Впер¬вые применив один из этих методов, Ч. Лайель на основании про¬центного содержания современных моллюсков в третичных отло¬жениях Западной Европы выделил эоцен, миоцен и плиоцен. Позднее методы стали широко применять при расчленении и кор¬реляции более древних отложений. Определение относительного возраста по этим методам основывается на сравнении процентно¬го содержания общих видов с эталонными разрезами. Например, в исследуемом слое присутствуют 10% окаменелостей слоя «а», 60 — слоя «б», 5 — «в» и 25 % — слоя «г». По наибольшему содер¬жанию общих видов изучаемый слой сопоставляется со слоем «б», и слои считаются одновозрастными. Слои и пачки сравнивают друг с другом на основании специально разработанных коэффициен¬тов. Однако надо отметить, что этот метод является формальным и его непосредственное применение не раз приводило к ошибкам в стратиграфии. Поэтому его надо использовать только вместе с другими биостратиграфи чески ми методами, так как довольно ча¬сто одновозрастные, но разнофациальные отложения имеют мало общих форм.
Определение относительного возраста магматических пород. Ввиду того что магматические породы не содержат органических остат¬ков, их относительный возраст определяется косвенным путем, в основном исходя из взаимоотношений с осадочными породами.
При определении относительного возраста слоистых вулкани¬ческих и вулканогенно-осадочных пород применяют общие прин¬ципы стратиграфического расчленения и корреляции, так как по характеру залегания и взаимоотношению с осадочными породами они принципиально не отличаются от последних. Чаще всего их возраст определяется по возрасту подстилающих и перекрывающих осадочных пород, содержащих органические остатки.
Сложнее определить возраст интрузивных пород. В большинст¬ве случаев интрузивные тела прорывают осадочные толщи. Они могут располагаться между слоями вмещающих пород или пересе¬кать их. В этих случаях интрузивные породы будут моложе вмеща¬ющих осадочных пород. Но тем самым можно установить только нижний предел геологического возраста интрузивных пород. Для более точного определения возраста необходимо исследовать участ-ки, где кровля интрузивного тела перекрывается осадочными или вулканогенно-осадочными породами, возраст которых известен. В том случае, когда на контакте между интрузивными и пере¬крывающими осадочными породами отсутствуют признаки кон¬тактного метаморфизма, возраст интрузивного тела будет опре¬деляться интервалом между возрастом прорываемых пород и воз¬растом пород, перекрывающих интрузив (рис. 2.5). Нередко, к сожалению, этот интервал оказывается весьма широким, и тог¬да приходится использовать радиометрические методы исследо¬вания (см. подразд. 2.3).
Геологические методы. Эти методы позволяют расчленять раз¬резы на отдельные слои, пачки и горизонты, проводить их сопос¬тавление и в ряде случаев оценивать относительный возраст. Од¬нако их можно использовать только вместе с палеонтологическим методом. Среди геологических методов наибольшее применение имеют литологический и структурный. Суть литологического мето¬да заключается в расчленении разреза на отдельные слои и пачки, более или менее однородные по вещественному составу, струк¬турно-текстурным особенностям пород и по наличию в них разных включений. Они могут быть сложены одним типом пород или пере¬слаиванием определенных их типов. Далее производится сравнение соседних и более отдаленных разрезов по изменению литоло¬гического состава пород по вертикали. Для стратиграфической кор¬реляции особый интерес представляют слои, выдержанные на боль¬шой площади и характеризующиеся своеобразным составом. Они называются маркирующими. Эти слои выделяются по характерному вещественному составу, структуре, цвету, обилию определенных ископаемых остатков или включений. Например, маркирующими могут быть слои ракушняков, прослои туфов или вулканического пепла, включения кремней среди известняков или песчаников, красноцветов и т.д. Маркирующие слои позволяют расчленять оса¬дочные толщи на отдельные части и прослеживать границы выде¬ленных таким образом стратиграфических подразделений на зна¬чительные расстояния. Однако надо учитывать, что одна и та же по литологическому составу толща при прослеживании на большие расстояния может последовательно менять свой возраст. Это бывает вызвано сменой обстановки осадконакопления. Например, при трансгрессии мелководные отложения, перемещающиеся вслед за береговой линией, становятся все более молодыми.
К литологическому близок минералого-петрографический ме¬тод, когда слои и пачки сравнивают между собой по характерным минеральным ассоциациям, степени диагенеза, катагенеза и мета¬морфизма.
Стратиграфические подразделения, выделенные на основе этих методов, обычно называют литостратиграфическими в отличие от подразделений, выделенных на основе палеонтологических остатков, именуемых биостратиграфическими.
В основе структурного метода лежит идея об одновозрастности проявления интенсивных тектонических движений и деформаций. Толщи осадочных образований в отдельные моменты геологиче¬ской истории сминались в складки, размывались, а затем перекры¬вались более молодыми осадками. Поэтому расчленение толщи на отдельные слои и пачки может осуществляться по поверхнос¬тям перерывов и несогласий. Толщи, заключенные между двумя одинаковыми поверхностями несогласий, рассматриваются как од-новозрастные. Этот метод широко используется при выделении и сопоставлении крупных стратиграфических подразделений. Особен¬но широко метод применяется при расчленении и сопоставлении докембрийских образований. Следует отметить, что поверхности несогласий далеко не всегда являются одновозрастными (изо¬хронными), и особенно при далеких сопоставлениях это может привести к серьезным ошибкам. Расчленение разреза на пачки, соответствующие этапам относительных опусканий и поднятий поверхности осадконакопления или усиления и ослабления при¬носа осадочного материала, дает возможность наметить циклы осадконакопления (рис. 2.6). Опусканиям и трансгрессиям отвечают пачки относительно глубоководных осадочных образований, рас¬положенные среди слоев мелководных отложений (известняков среди мергелей, мергелей среди глин, алевролитов среди пес¬чаников, морских и лагунных осадков среди континентальных и т.д.).
Экостратиграфический метод. Взаимодействие геологических процессов порождает глобальные события, которые запечатлева¬ются геологической летописью. Следы этих глобальных геологи¬ческих событий, например массовые вымирания, трансгрессии и регрессии, изменение атмосферы, выделяемые в разных регио¬нах, являются реальной основой глобальной стратиграфической упорядоченности. Глобальные события позволяют увязать бес-численные локальные схемы, образующие в то же время основу международной стратиграфической шкалы. Этими соображения¬ми руководствуется экологическая стратиграфия, или экострати-графия, т.е. стратиграфия, основанная на принципах взаимодей-ствия органического мира и среды.
Экостратиграфический подход к расчленению и корреляции осадков существенно меняет представление о комплексном исполь¬зовании методов в стратиграфии. Речь идет не о механическом применении разных методов и методик, основанных на различ¬ных признаках, которые довольно часто используются при геоло¬гических исследованиях. Обычно на практике поступают следую¬щим образом. Если результаты применения разных методов вза¬имно подтверждаются, то тогда они берутся на вооружение. Одна¬ко, если эти результаты противоречат друг другу, начинается по¬иск компромиссных решений, каких-то вариантов, которые удовлетворяли бы всем полученным результатам. Например, если возраст по радиохронологическим датировкам составляет 170 млн лет, по моллюскам — альбский, по иглокожим — сено-манский, а по магнитостратиграфии отложения, сопоставляются с ранним мелом, то исследователь выбирает какой-то промежу¬точный возраст, допустим апьб-сеноманский. В отличие от такого механического решения в экостратиграфии все существующие при¬знаки и весь применяющийся арсенал методов привлекается для выработки стратиграфической гипотезы, которая более или ме¬нее правдоподобно объяснила бы возникающие разногласия.
К экостратиграфии примыкает событийная стратиграфия, кото¬рая основывается на выделении и прослеживании таких событий¬ных отложений, как турбидиты — отложения мутьевых потоков, связанных с землетрясениями, темпеститы — отложения штор¬мов и инундиты — отложения наводнений, а также восстановлении эрозионных и седиментационных событий. В частности, среди мор¬ских отложений эрозионные события хорошо фиксируются по¬явлением образований твердого дна (хардграундов). Последние, так же как и штормовые осадки, появляющиеся периодически в разрезе, дают возможность осуществить стратиграфическое рас¬членение толщ. Этой же цели служит выделение среди морских и континентальных отложений прослоев, обогащенных вулка¬ническим пеплом. Разнос пепла на большие расстояния после вул¬канических извержений и обогащение пирокластическим мате¬риалом определенных слоев дают возможность осуществить регио-нальную корреляцию, тем более, что пеплы хорошо датируются трековым методом (см. подразд. 2.3).
Ритмостратиграфический метод. Ритмостратиграфия изучает за¬кономерности чередования различных, осадочных пород в разре¬зах, где часто наблюдается повторение определенной последова¬тельности пород через более или менее равные по мощности про-межутки. Такая ритмичность, или цикличность, характерна для многих осадочных толш, например для угленосных, соленосных, флишевых. Довольно часто как среди молодых, так и среди древ¬них осадочных образований встречаются годовые ритмы ленточ¬ных глин. В середине прошлого столетия Н.Б. Вассоевичем была разработана методика построения ритмограмм, которую он при¬менил для расчленения и сопоставления ритмически построен-ных флишевых толш.
Мощность циклов различна — от нескольких миллиметров (го¬довые ритмы ленточных глин) до нескольких десятков и даже сотен метров. Соответственно изменяется и продолжительность накопления отдельных циклов — от года (ленточные глины) до миллионов и даже десятков миллионов лет. Кроме того, установ¬лено, что существует цикличность разных порядков. Нередко обна¬руживается, что в одной и той же толще мелкие циклы объединя¬ются в более крупные. Эта иерархия циклов используется при по¬строении схем сопоставления разрезов.
Климатостратиграфический метод. Под климатострати графи ей понимается использование детальных палеоклиматических рекон¬струкций для стратиграфического расчленения и межрегиональ¬ной корреляции осадочных образований. Климатостратиграфиче-ский анализ существенно увеличивает дробность стратиграфиче¬ского расчленения осадочных толщ и помогает более надежно кор¬релировать выделяемые подразделения. Наиболее эффективны методы климатостратиграфии для подразделения и корреляции плиоценовых и четвертичных отложений. Однако ввиду того что в геологической истории климатические условия часто были не¬устойчивыми и довольно быстро менялись, этот метод может с успехом применяться и для расчленения более древних отложе¬ний, особенно тех эпох и периодов, которые характеризовались быстрой сменой контрастных климатических условий.
Исходным в климатостратиграфии является понятие о клима¬тическом цикле. Каждый цикл характеризуется определенным, свойственным ему распределением тепла и влаги и ландшафтных условий, которые отражаются на составе органического мира,, особенностях денудации и аккумуляции осадков. Эмпирическим путем показано, что во времени каждый из параметров климата изменяется по волнообразной кривой, где пики и книксены тем¬ператур предшествуют максимумам и минимумам увлажнения. На-этом основании было установлено, что каждый климатический цикл состоит из четырех стадий: тепло—сухо, тепло—влажно, холодно—влажно, холодно —сухо. Эти стадии объединяются вдве полуволны: теплую и холодную, с одной стороны, влажную и сухую — с другой.
Процесс осадконакопления подчиняется климатическому и тек¬тоническому режимам, которые соответственно отражаются на ми¬неральном составе и геохимических особенностях осадков и на находящихся в них органических остатках. Наиболее ярко и отчет¬ливо климатические воздействия проявляются в континенталь¬ных и мелководно-морских осадочных образованиях, возникших в условиях спокойного тектонического режима, а тектонические воздействия оказываются наиболее сильными в подвижных по¬ясах Земли. Поэтому климатостратиграфические исследования в основном проводятся для платформенных областей.
Каждому климатическому циклу с двумя полуволнами и че¬тырьмя стадиями отвечает в разрезе определенный седиментаци-онный цикл. Климатоседиментационные циклы представляют со¬бой хорошо картируемые геологические тела. Климатические циклы не только фиксируются в составе осадков, но и устанавливаются по изменению содержащихся в них спорово-пыльцевых комплек¬сов, видового и родового состава растительности, изменчивости растительных ассоциаций и фаунистических комплексов и их геохимических особенностей, на основе которых определяются температурные условия среды обитания организмов.
Климатические события ввиду тесной зависимости климата от периодических воздействий внешних факторов и от изменения земных климатообразующих факторов обладают многомасштаб-ностью ритмических изменений. По диапазону климатических ко¬лебаний выделяют ритмы различной длительности — от годовых, например ленточная слоистость, до ритмов продолжительностью 180—250 млн лет.
Климатостратиграфический метод дополняет биостратиграфи¬ческий, но не является самостоятельным. В то же время он поз¬воляет более детально расчленять и сопоставлять многие ярусы фанерозоя.
Геофизические методы. Эти методы расчленения и корреляция разрезов близки к литологическим и основаны на изучении и срав¬нении физических свойств горных пород. Они применяются для выделения в разрезе слоев и пачек, различающихся по физиче¬ским характеристикам, и для корреляции разрезов между собой и с опорными разрезами, возраст слоев которых определен други¬ми методами.
Для расчленения разрезов скважин широко используется элек¬трический и ядерный каротаж. Электрический каротаж основан на расчленении разрезов по-удельному электросопротивлению пород, а ядерный — на изучении естественной радиоактивности.
Разная способность горных пород поглошать воду, нефть, про¬мывочную жидкость отражается на их электрических свойствах. По необсаженной скважине измеряют естественное электрическое поле и кажущееся удельное сопротивление. По их разнице раз-личают обломочные, глинистые и карбонатные породы, слои, насыщенные водой или нефтью, рудные тела. Расчленение разре¬за на отдельные пачки осуществляется по каротажной диаграмме. Изучение каротажных диаграмм соседних скважин дает возмож¬ность сопоставлять одновозрастные пачки и слои пород.
Палеомагнитный метод. Основан на способности горной по¬роды, как осадочной в момент образования, так и любой магматической после остывания ниже точки Кюри, приобретать намаг¬ниченность, по направлению и величине соответствующую маг¬нитному полю данного конкретного отрезка времени. Направле¬ние приобретенной намагниченности совпадает с направлением вектора напряженности магнитного поля данного времени в дан-ной точке. В случае осадочных пород приобретенная намагничен¬ность называется ориентационной, а в случае изверженных — тер¬моостаточной.
Таким образом, остаточная намагниченность — это своеобраз¬ная метка породы и ее нельзя уничтожить, за редким исключе¬нием, например, в случае нагревания выше точки Кюри или уда¬ра молнии.
Суть палеомагнитологии заключается в том, что, проводя заме¬ры следов прошлого геомагнитного поля в массовом порядке в горных породах различного возраста на разных континентах и при бурении скважин в океанах, мы получаем возможность выявить историю магнитного поля Земли.
Для стратиграфии чрезвычайно важно, что магнитное поле мо¬жет испытывать смену знака осесимметричного диполя, или инвер¬сию магнитного поля. Обращение полярности магнитного поля — важнейшее открытие в палеомагнитологии, позволившее создать магнитостратиграфию, изучающую расчленение отложений гор¬ных пород на основе их прямой или обратной намагниченности. Главное здесь заключается в доказательстве одновременности этих обращений знака в пределах всего земного шара. В таком случае в руках геологов оказывается весьма действенный метод сопостав¬ления отложений и событий.
Для наблюдаемого отрезка геологической истории в настоя¬щее время создана магнитостратиграфическая шкала, которая по существу представляет собой глобальную шкалу геомагнит¬ной полярности (рис. 2.7). Первая шкала, созданная еще в 1963 г. А. Коксом, Р. Долом и Г. Далримплом для последних 3,5 млн лет, в настоящее время детально составлена для последних 170 млн лет и несколько хуже по качеству для всего фанерозоя, пример¬но до 0,57 млрд лет и даже для всего венда и рифея в интервале 0,57—1,70 млрд лет.
Распределение геомагнитных инверсий во времени характе¬ризуется довольно сложной ритмичностью, состоящей как из дли¬тельных, так и коротких интервалов обращения знака поля. По¬следний раз магнитное поле меняло свою полярность около 790 тыс. лет назад. Изменение полярности происходит одновре¬менно по всей поверхности Земли за время, равное примерно 7 тыс. лет.
Таким образом, магнитостратиграфия позволяет проводить корреляцию толщ как осадочных, так и вулканогенных горных пород, разрезы которых расположены далеко друг от друга.
Временные интервалы преобладания какой-либо одной поляр¬ности получили название геомагнитных эпох, а в их пределах вы¬деляются меньшие по длительности интервалы различной поляр¬ности, называемые геомагнитными эпизодами.
Выявление интервалов прямой и обратной полярности наибо¬лее эффектно производится в лавовых покровах молодых лав, на¬пример, в Исландии, Эфиопии, на Колумбийском плато на запа¬де США. Однако излияние лав было прерывистым процессом, поэтому возможен пропуск какого-либо магнитного эпизода- При измерении магнитных свойств осадочных пород в кернах океан¬ских глубоководных скважин существует непрерывность геологи¬ческого разреза, в котором нет пропусков и есть уверенность в полноте геологической летописи. Именно это обстоятельство и позволило составить детальную шкалу инверсий магнитного поля Земли для последних 170 млн лет, так как в океанах нет более древних осадков.
Палеомагнитные исследования дают возможность установить положение той или иной геологической структуры, в особеннос¬ти древних платформ, в далеком прошлом. Делается это путем определения положения магнитных полюсов для одновозрастных отложений на разных континентах или разных платформах в пре¬делах одного континента, например в Евразии. Если получается, что магнитных полюсов, например северных, два и располагают¬ся они далеко друг от друга, а так как система магнитного поля представляет собой диполь и двух северных полюсов быть не мо¬жет, это означает, что континенты или платформы испытывали горизонтальные перемещения по сфере. Данное обстоятельство по¬зволило доказать раскрытие Атлантики, Индийского океана и т.д. Для исторической геологии подобные исследования чрезвычайно важны, так как позволяют понять палеогеографические, палео-тектонические и палеогеодинамические условия геологического прошлого.
Сейсмостратиграфический метод. Во второй половине 70-х гг. XX в. геофизические исследования нефтегазоносных осадочных бассейнов до глубин 10 км и более позволили выявлять не толь¬ко структурные, но и стратиграфические и литологические ло¬вушки для залежей нефти и газа. В дальнейшем интерпретация сейсморазведочных данных дала возможность определять особен¬ности вещественного состава пород, залегающих на глубине, и расшифровывать последовательность их напластования. Такая разносторонняя геологическая интерпретация сейсмических дан¬ных по предложению группы американских геофизиков (П.Вейл, Р.Митчелл, Р.Тодд) получила название сейсмической страти¬графии.
Методика основывается на прослеживании и регистрации отра¬жающих границ внутри толщи осадочных пород по профилю. Запись границ, которые обычно соответствуют поверхностям наплас¬тований или существенного изменения физических свойств (хотя это и не обязательно), проводится в прямоугольной системе ко¬ординат на равномерно движущейся ленте. Она представляет со¬бой акустико-геологический (сейсмостратиграфический) разрез во временном масштабе, который в общем виде соответствует графическому изображению геологического (стратиграфического)
разреза.
В этом случае геологическое строение недр расшифровывается с помощью сейсмических (упругих) волн, возбуждаемых на по¬верхности Земли взрывами, вибраторами или специальными удар¬ными устройствами. При исследованиях в акваториях используют электроискровые и газодинамические источники возбуждения упругих волн. Распространение этих волн в недрах зависит от типа пород и их пористости. На границах пород, характеризующихся разной акустической жесткостью (произведение плотности пород на скорости распространения в них упругих волн), сейсмические волны отражаются.
Отраженные волны, достигшие поверхности Земли, регистриру¬ются сейсмоприемником, колебания которого превращаются в электрические сигналы и усиливаются специальными сейсмиче¬скими станциями. Последние представляют собой передвижные многоканальные регистрационные устройства, к каждому каналу которых подключена группа сейсмоприемников, расставленных вдоль прямолинейного сейсмического профиля. В сейсмических станциях имеются устройства, позволяющие преобразовывать ко¬лебания сейсмоприемников в фотоизображение вертикального раз¬реза по линии. Такие разрезы носят название временных. Геофи¬зики и геологи пользуются для геологической интерпретации вре-менными разрезами, так как погрешность измерений с их помо¬щью по сравнению с данными бурения составляет 5 — 29 м" до глубин 3 — 5 км.
На современных сейсмических разрезах выделяются не только изображения от сильно отражающих границ (сейсмических репе¬ров), но и от большого количества менее интенсивных границ, заполняющих поля между сейсмическими реперами. Оказалось, что многие слабые границы располагаются не параллельно ос¬новным границам, а под разными углами к ним. Такая ориенти¬ровка не случайна и отражает фундаментальные свойства реаль-ных сред, которые используются при сейсмостратиграфическом
анализе.
По сейсмическим временным разрезам могут быть сделаны вы¬воды о геологическом строении недр, в частности выделены по¬верхности несогласий. При компенсированном накоплении осад¬ков все слои параллельны и несогласия связаны с тектонически¬ми причинами; при некомпенсированном — слои залегают на клонно друг к другу и в разрезе имеют форму клина (клинофор-мы),
Наличие границ несогласий позволяет вычленить тела разного масштаба — от гигантских покровов до небольших тел. На сейс¬мических временных разрезах несогласия фиксируются по сбли¬жению границ отражений и по тому, как они выклиниваются вбли¬зи какого-нибудь сейсмического репера.
В сейсмостратиграфии принимается модель накопления осад¬ков, названная моделью лепестков, или моделью трехмерных тел осадочных пород. Для того чтобы выделить это трехмерное тело, оконтурить и нанести на карту, необходимо проследить и увя¬зать все его границы, которые на сейсмограмме представлены слабыми отражениями. Трехмерные тела на различной площади перекрывают друг друга. Задача заключается в том, чтобы найти участки перекрытия и по ним определить относительный геоло¬гический возраст тел. Как правило, вышележащее тело геологи¬чески моложе нижележащего.
Такие приближенные решения часто оказываются достаточ¬ными для увязывания результатов сейсмостратиграфического анализа с данными бурения. Но при этом наиболее точно геоло¬гический возраст устанавливается по остаткам фауны и флоры, найденным в кернах скважин.
Для определения геологического возраста по сейсмическим данным необходимо было найти независимый метод построения шкалы событий, происходивших в течение времени накопления осадков.
Теоретической основой определения возраста осадочных толщ в сейсмостратиграфии является гипотеза циклического относи¬тельного изменения уровня моря. Каждый цикл включает медлен¬ный относительный подъем, период стабилизации и быстрое пони¬жение уровня моря. В качестве крупных рубежей изменения уров¬ня моря принимают принципиальные изменения условий накопле¬ния осадков на континентальных окраинах. При сильном повыше¬нии уровня моря почти все осадки накапливаются на шельфе. При резком понижении уровня море покидает шельф, и он подвергается размыву. Осадки накапливаются на континентальном склоне и прилегающей к нему абиссальной равнине.
По изученным временным разрезам можно строить графики изменения уровня моря, выделять интервалы его очень высокого или очень низкого расположения. Привязка этих графиков к геохронологической шкале позволяет оценить ориентировочный возраст осадочных толщ, еще не вскрытых бурением. Расшифров¬ка сейсмических разрезов — начальный этап сейсмостратиграфи¬ческого анализа. Затем следует построение карт подошвы, кровли и мощности для каждой из выделенных сейсмостратиграфических единиц.
2.3. Абсолютная геохронология
Палеонтологические и геолого-геофизические методы опреде¬ления относительного возраста горных пород не дают реального представления об абсолютном возрасте тех или иных осадочных, вулканогенных или интрузивных образований, не позволяют оце¬нивать продолжительность времени их формирования. Относитель¬ная геохронология дает возможность, как указывалось выше, су¬дить лишь о последовательности геологических событий. Время их действия и продолжительность можно установить, только исполь¬зуя радио геохронологические методы или, как их еще называют, методы определения абсолютного возраста. В абсолютной геохро¬нологии применяется обычная астрономическая система летоис¬числения: год — период обращения Земли вокруг Солнца. Однако употребление слова «абсолютный» неверно, ввиду того что любые полученные результаты не являются абсолютно точными, так как несут в себе определенную, иногда существенную ошибку. Кроме того, продолжительность астрономического года современной эпохи не соответствует продолжительности года в палеозое и тем более в протерозое или архее. Поэтому возраст горных пород, ус¬тановленный по данным распада естественно-радиоактивных хи¬мических элементов, вернее называть радиогеохронологическим или просто радиометрическим.
Методику определения «абсолютного» возраста горных пород ученые пытались разработать начиная с XVIII в. Для этого ис¬пользовались геологические, физические, химические и биологи¬ческие процессы и явления. Одни пытались вести подсчет време¬ни накопления солей в Мировом океане за счет привноса реками до современного уровня их содержания, другие оценивали время накопления осадков, отложенных начиная с докембрийских вре¬мен, исходя из современной скорости их аккумуляции, третьи рассчитывали потери тепла Земли при ее остывании, принимая ее первоначальное состояние расплавленным. Однако все эти по¬пытки определения продолжительности истории Земли и отдель¬ных ее этапов не увенчались успехом, давая сильно заниженные
значения.
Открытие радиоактивного распада в конце XIX в. дало воз¬можность ученым впервые достаточно достоверно оценить воз¬раст ряда минералов и горных пород с помощью анализа их изо¬топного состава, т.е. по содержанию в них исходных, промежу¬точных и конечных продуктов распада естественно-радиоактив¬ных элементов. Такие исследования дают достоверный результат при условии, что со времени образования исследуемого минера¬ла или породы не происходило частичного выноса или последу¬ющего привноса радиоактивного элемента или продукта его рас¬пада.
Явление радиоактивности связано с распадом ядер атомов ра¬диоактивных элементов, который протекает самопроизвольно, с постоянной скоростью, не зависящей от каких-либо физико-хими¬ческих процессов, протекавших на земной поверхности и в не¬драх Земли. Постоянство скорости радиоактивного распада обо¬сновано теоретически и доказано опытным путем. Радиоактивные изотопы химических элементов распадаются так, что их количе¬ство убывает со временем по экспоненциальному закону.
В настоящее время широко применяют следующие радиогео-хронологические методы: урано-ториево-свинцовый, свинцовый, рубидий-стронциевый, калий-аргоновый, аргон-аргоновый, са-марий-неодимовый, радиоуглеродный.
Урано-ториево-свинцовый метод базируется на использовании трех процессов радиоактивного распада изотопов урана и тория: 238U->206Pb, 235U~»2O7Pb, 232Th -»2C8Th -» 208Pb. Период полураспа¬да 238U составляет 4510 млн лет, 236U — 713 млн лет и 232Th — 15 170 млн лет. Исходя из продолжительности распада минералы, содержащие эти элементы, используются для определения возра¬ста. Измерив в минерале содержание радиоактивных изотопов урана и тория и радиогенных частей трех изотопов свинца, а также содер¬жание нерадиогенного изотопа свинца 204РЬ, находят шесть изо¬топных отношений. Одно из них в настоящее время считается фик¬сированным (23KU/235U = 137,7), а остальные пять (206Pb/238U, 207Pb/235U, 208Pb/232Th, 2(l7Pb/206Pb, 206Pb/204Pb) дают возможность оценить возраст минерала. Близость всех пяти результатов сви¬детельствует о достоверности проведенного анализа. В том случае, когда оценки расходятся, а изотопный анализ проведен надежно, вероятно, содержание изотопов в минерале менялось не в ре¬зультате радиоактивного распада, а вследствие утечки или при-вноса каких-то продуктов радиоактивных превращений.
Простейшим из перечисленных является метод определения возраста по общему свинцу, т.е. по отношению Pb/U + Th-. Он не требует дополнительного изотопного анализа свинца, но не учиты¬вает того, что часть свинца является нерадиогенной и, следова¬тельно, дает завышение возраста. Вследствие этого такой способ определения возраста в настоящее время не применяется.
Более перспективен способ определения возраста по обыкно¬венному свинцу — по любому из соотношений 206Pb, 207Pb или 208РЬ к 204РЬ в галените, который содержит ничтожные количества урана и тория, а также по U/Pb в цирконе. Эти отношения прак¬тически не меняются со временем, и они тем больше, чем по¬зднее минералы выделились из содержащей уран и торий магмы.
Свинцовый метод ~ наиболее старый и хорошо разработанный метод ядерной геохронологии. Впервые его применил в 1907 г. Б. Болтвуд в Канаде. В настоящее время он значительно усовер¬шенствован и используется с непременным анализом изотопного свинца на масс-спектрометре. Поэтому его нередко называют свинцово-изотопным методом. Для измерения возраста по свинцо-во-изотопному методу применяют минералы, содержащие уран
и торий.
Рубидий-стронциевый метод основан на очень медленном рас¬паде радиоактивного изотопа 87Rb и превращении его в изотоп стронция 87Sr. Ныне радиоактивный изотоп рубидия составляет в среднем 27,85 % природного рубидия. Период полураспада рубидия равен 47000 млн лет (постоянная распада % = 0,014 7 млрд лет"1]. Возраст минерала оценивается по формуле
. 1 . Г 87Sr A I S7Sr
При анализе минералов с очень малым содержанием рубидия (менее 0,1%) вносится поправка на исходный нерадиогенный
стронций.
Возраст пород, содержащих только стронций (без рубидия), оценивается грубым стронциевым методом по отношению 87Sr/86Sr. Это же отношение используется для оценки происхождения маг¬матических пород — мантийного или корового. Изотоп рубидия присутствует в виде примеси в калиевых минералах, чаше всего в биотите, мусковите и лепидолите. Рубидий-стронциевым методом определяется возраст по валовому содержанию этих элементов в породе. Из-за низкой скорости распада рубидия данный метод широко применяется для определения возраста докембрийских и палеозойских пород.
Калий-аргоновый метод основан на распаде радиоактивного 40К, при котором около 12 % этого изотопа превращаются в аргон ^Аг с периодом полураспада 1300 млн лет. Постоянная радиоактивного распада /к = 0,058 5 млрд лет"1. Остальные 88 % калия переходят в 4ПК с более высокой скоростью (постоянная радиоактивного рас¬пада %а = 0,472 млрд лет"1). По количеству выделившегося из ми¬нерала нерадиогенного аргона и по отношению ^Аг/^К возраст минерала оценивается по формуле
Ха+Хк Хк40К + 1 •
Этот метод применяется при исследовании слюд, амфиболов, калиевого полевого шпата, глауконита и валовых проб извержен¬ных пород с возрастом от десятков тысяч до сотен миллионов лет. Определение возраста метаморфических пород калий-аргоновым методом не рекомендуется из-за значительных утечек аргона, происходящих при температурах свыше 300 "С и при больших давле¬ниях.
Самарий-неодимовый метод основан на очень медленном рас¬паде изотопа самария t47Sm, который встречается в смеси со стабильными изотопами l44Sm, l48 l50Sm, l52Sm, l54Sm с периодом полураспада 153 млрд лет (постоянная радиоактивного распада X = 0,006 54 млрд лет''1)- Конечным продуктом распада является радиогенный 144Nd. Возраст минерала, содержащего самарий, рас¬считывается по формуле
143Nd/l44Nd = (143Nd/l44Nd)o +(<&#9632;*< -l)''47Sm/144Nd.
Самарий-неодимовый метод считается одним из наиболее надежных (наряду с U/Pb по циркону) для определения возраста глубокометаморфизованных раннедокембрийских пород, хотя так¬же иногда дает заниженные значения.
Радиоуглеродный метод базируется на определении радиоак¬тивного изотопа |4С в органических остатках или в породах с вы¬соким содержанием органического вещества. Этот изотоп посто¬янно образуется в атмосфере из азота 14N под воздействием кос¬мического излучения и усваивается живыми организмами. После отмирания происходит распад 14С и, зная скорость его распада, удается определить возраст захоронения организма. Период полу-распада |4С равен 5750 лет. Поэтому с помощью этого метода оп¬ределяется возраст осадков не древнее 60 — 80 тыс. лет.
Метод треков осколочного деления урана базируется на том, что во всех минералах, содержащих уран, возникают структурные изменения, фиксирующие пробег осколков от спонтанного деле¬ния урана. Они видны в виде треков при увеличении под микро¬скопом. Обычно подсчитывается плотность этих треков, т. е. их число на единицу поверхности. Чем больше возраст минерала, тем боль¬ше плотность треков при прочих равных условиях. Для определе¬ния содержания урана образец минерала облучают нейтронами. Возникают новые треки от деления присутствующего урана, выз¬ванного нейтронами. При этом возраст минерала будет являться функцией отношения числа треков от спонтанного деления урана к числу вновь появившихся треков на единицу площади или объе¬ма. Несмотря на недостаточно высокую точность, метод позволя¬ет расшифровывать термическую историю породы, которая отра¬жается в исчезновении части треков и искажает истинный воз¬раст. В последние годы трековый метод стали использовать для определения возраста четвертичных вулканических пород.
Радиогеохронологические методы непрерывно совершенствуют¬ся, повышается их точность, разрабатываются новые более тон¬кие методики. Они имеют наибольшую ценность для определения возраста магматических и метаморфических пород, лишенных ка¬ких-либо органических остатков, широко применяются также для установления возраста фанерозойских отложений, для определе¬ния продолжительности стратиграфических подразделений раз¬ного ранга, выделенных на основе палеонтологического метода.
Наиболее подходящими для радиометрического датирования (исключая радиоуглеродный метод) являются магматические по¬роды. Меньше подходят метаморфические породы, поскольку они часто прошли не один, а два-три этапа метаморфизма, каждый из которых мог сопровождаться потерей радиогенных изотопов. Воз¬раст осадочных пород обычно определяют косвенным образом, по возрасту прорывающих их и перекрываемых ими интрузивов или по прослаивающим их эффузивам и вулканическим туфам и пеплам. Именно так в основном была построена глобальная геохронологическая шкала фанерозоя. Но делаются попытки и непосредственно определить возраст песчаных пород калий-арго¬новым методом по К-содержащему минералу глаукониту, а гли¬нистых пород — по слюдам или валовым анализам. Последний метод дает часто завышенные значения, поскольку К-содержа-щие минералы являются обычно обломочными и более древни¬ми, чем сами глины, если только последние не состоят в основ¬ном из аутигенных глинистых минералов.
Опыт радиометрического датирования магматических и мета¬морфических горных пород показал, что наибольший смысл име¬ет комплексное применение разных методов к одной и той же породе и к разным составляющим ее минералам, а также к поро¬де в целом («по валу»). Это объясняется тем, что разные изотопы обладают различной способностью к улетучиванию и разные ми¬нералы — к утрате этих изотопов при нагревании; например, ам¬фиболы и пироксены устойчивее, чем слюды, аргон теряется лег¬че всего и т.д. Измеряя возраст пород одним методом и по одним минералам, например урано-свинцовым по циркону или сама-рий-неодимовым по породе, мы получаем возраст, наиболее близ¬кий к первичному возрасту породы или ее первому метаморфиз¬му, а данные других методов и по другим минералам позволяют датировать более поздние эпохи метаморфизма. Калий-аргоновый метод обычно дает для интрузивных магматических пород зани¬женные значения возраста, поскольку изотопные отношения в них становятся стабильными лишь после остывания породы до 300 "С, что достигается через несколько миллионов и даже пер¬вые десятки миллионов лет после внедрения интрузии.
2.4. Международная геохронологическая шкала
Основные подразделения международной стратиграфической шкалы, на базе которой в дальнейшем была создана геохроноло¬гическая шкала, были выделены в Европе к середине XIX в. Все они вначале устанавливались как региональные стратиграфиче¬ские подразделения и, следовательно, отвечали естественным эта¬пам развития конкретной территории. Первоначально существо вало ошибочное мнение о том, что каждый выделенный этап имеет планетарное значение. Впоследствии было выяснено, что каждо¬му региону свойствен присущий только ему ход геологического развития, лишь в общем отражающий глобальное развитие.
В своей основе современная международная геохронологиче¬ская шкала в качестве «общей стратиграфической классифика¬ции» была принята в 1881 г. на 2-м Международном геологиче¬ском конгрессе (МГК) в Болонье (Италия). По праву приоритета стратиграфическая шкала Европы была признана международным стандартом, с которым стали проводить корреляцию стратигра¬фических подразделений различных регионов мира.
Созданию глобальной стратиграфической шкалы предшество¬вала довольно длительная история. Первая схема этапности геоло¬гического развития была предложена Д. Ардуино в 1759 г. Проводя исследования в Северной Италии, ученый выделил три этапа вре¬мени формирования горных пород: первичный, вторичный и тре¬тичный. Такое деление было прообразом выделения в более позд¬нее время палеозойских, мезозойских и кайнозойских отложений. С появлением палеонтологического метода на рубеже XVIИ и XIX вв. началось расчленение отложений, распространенных в Ан¬глии, Франции, Германии и России, на системы и отчасти отде¬лы, а к середине XIX в. осадочные фанерозойские толщи Европы были полностью расчленены на группы и системы. В дальнейшем стали выделять более дробные стратиграфические подразделе¬ния — отделы, ярусы и зоны.
На 2-м МГК была утверждена иерархия стратиграфических под¬разделений: группа, система, отдел и ярус, и для них введены единые для всех стран названия. На 8-м МГК (1900) в Париже к ним была добавлена самая мелкая стратиграфическая единица международной шкалы — зона. Указанным стратиграфическим подразделениям соответствовали геохронологические эквивален¬ты: эра, период, эпоха, век и время (или фаза).
Горные породы, входящие в стратиграфическое подразделение, формировались в течение определенного этапа геологической ис¬тории Земли, поэтому оно отражает эволюцию земной коры и орга¬нического мира за конкретный отрезок времени. Стратиграфиче¬ские единицы применяются для обозначения отдельных комплек¬сов горных пород, а соответствующие геохронологические едини¬цы — времени, в течение которого эти комплексы формировались.
По мере расширения геологических исследований стало все труднее применять стратиграфические названия, имеющие евро¬пейское происхождение, для других континентов. Если наиболее крупные стратиграфические подразделения, группы и системы удавалось выделить практически повсеместно, то ярусы подчас было невозможно установить. Поэтому стали выделять местные стратиграфические единицы на основании совокупности литологических и палеонтологических данных. Эти региональные стра¬тиграфические подразделения стали основой при составлении региональных геологических карт.
В нашей стране на протяжении долгого времени использова¬лись два типа стратиграфических подразделений: единицы международной геологической шкалы и местные стратиграфиче¬ские подразделения, утверждаемые Межведомственным страти-графическим комитетом (МСК). С течением времени выявилась недостаточность этих шкал, т.е. необходимость наведения поряд¬ка в установлении региональных и местных стратиграфических под¬разделений. Для этого был создан первый Стратиграфический ко¬декс СССР, утвержденный и опубликованный МСК в 1977 г.
2.5. Эталоны стратиграфических подразделений
В настоящее время в России и в некоторых других странах, например США, действуют стратиграфические кодексы, выпол¬нение требований которых обязательно при проведении геологи¬ческих работ. Эти кодексы являются сводом основных правил и рекомендаций, определяющих содержание и применение страти¬графических понятий, терминов и названий.
В Стратиграфическом кодексе предложена новая структура стра¬тиграфической классификации (табл. 2.1). Вместо применявшихся ранее местных подразделений и единой стратиграфической шка¬лы кодексом предусмотрено существование трех равноправных самостоятельных шкал. Кроме того, в кодексе предусматривается использование трех групп стратиграфических подразделений: ос¬новных, частных и вспомогательных.
Стратиграфические исследования проводят на конкретных раз¬резах осадочных, вулканогенно-осадочных и вулканогенных по¬род.
С помощью различных методов выделяют определенные стра¬тиграфические подразделения, представляющие естественные геологические тела, выясняют их последовательность и взаимоот¬ношения.
Разр''ез, на котором впервые выделено данное стратиграфиче¬ское подразделение, называется стратотипом, а район, где он располагается, — стратотипической местностью. -
Основные стратиграфические подразделения. Общие стратигра¬фические подразделения представляют собой совокупности гор¬ных пород, естественные геологические тела, время формирова¬ния которых соответствовало определенному этапу геологической истории Земли. Общие подразделения устанавливаются с помо¬щью различных методов. Для докембрийских образований в ос¬новном применяют радиогеохронологические методы, а для фа-нерозоя — палеонтологические.
Общим стратиграфическим подразделениям соответствуют гео¬хронологические эквиваленты:

Эонотема — отложения, образовавшиеся в течение самой круп¬ной геохронологической единицы — эона длительностью в мно¬гие сотни миллионов и даже более миллиарда лет. Выделяют три эонотемы — архейскую, протерозойскую и фанерозойскую. Ар¬хейскую и протерозойскую эонотемы объединяют под названием: «криптозой», но чаще используют название «докембрий» и отно¬сят к нему совокупность пород, образовавшихся до кембрийского периода. Основным критерием разделения криптозоя и фанерозоя является присутствие только бесскелетных организмов в крипто-зое и появление большого разнообразия скелетных форм в фане-розое.
Эратема, или группа, составляет часть эонотемы и характери¬зует отложения, образовавшиеся в течение эры продолжитель¬ностью в первые сотни миллионов лет (в фанерозое). Эратемы отражают крупные этапы развития Земли и органического мира. Границы между эратемами соответствуют переломным рубежам в истории развития органического мира. В фанерозое выделяют три эратемы: палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую.
Архей и протерозой разделены каждый на три части: ранний, средний и поздний, которые по рангу соответствуют эрам фане¬розоя, но по длительности примерно равны всему фанерозою.
Система составляет часть эратемы и характеризует отложения, образовавшиеся в течение периода длительностью в десятки мил¬лионов лет. Системе свойственны типичные для нее семейства и роды фауны и флоры. В настоящее время принято выделять в фа¬нерозое 12 систем: кембрийская, ордовикская, силурийская, девонская, каменноугольная (карбоновая), пермская, триасовая, юрская, меловая, палеогеновая, неогеновая и четвертичная (квар-тер). Названия большинства систем происходят от географических названий тех местностей, где они были впервые установлены. Для каждой системы на геологических картах приняты определенный цвет, являющийся международным, и индекс, образованный на¬чальной буквой латинского названия системы.
Отдел — часть системы; он характеризует отложения, образо¬вавшиеся в течение одной эпохи, длительность которой обычно составляет первые десятки миллионов лет. В палеонтологическом отношении отделам свойственны характерные роды или группы видов фауны и флоры. Названия отделов даны по положению их в системе: нижний, средний, верхний или только нижний и верх¬ний; эпохи соответственно называют ранняя, средняя, поздняя. Некоторые отделы имеют собственные названия. Так, в юрской системе выделяют лейас, доггер и мальм, в палеогеновой — палео¬цен, эоцен и олигоцен.
Ярус — часть отдела. Ему отвечают отложения, образовавшиеся в течение века продолжительностью в несколько миллионов лет. Для яруса характерен определенный комплекс ископаемых орга¬низмов с типичными родами и видами. Названия ярусов обычно происходят от названий областей, районов, рек, гор, населенных пунктов, где находятся стратотипические разрезы. Иногда выделяют подъярусы: нижний и верхний или нижний, средний и верхний. На геологической карте ярусы окрашиваются оттенками цвета системы, а их индексы образуют путем добавления к индексу от¬дела начальной буквы латинского названия яруса; K|V — валан-жинский ярус, К2к — КОНЬЯКСКИЙ ярус, Р]3 — артинский ярус. В том случае, если отдел имеет ярусы, начинающиеся с одной и той же буквы, к первой букве добавляется следующая согласная буква: К[Эр — аптский ярус, К,а1 — альбский ярус, K2km — кампанский ярус.
Зона является частью яруса и охватывает отложения, образо¬вавшиеся в течение одной фазы порядка 1 — 3 млн лет. Ее границы устанавливаются по определенному зональному комплексу видов ископаемых организмов, который содержит формы, имеющие широкое географическое распространение и быстро эволюциони¬ровавшие. Название зоны дается по наиболее характерному виду зонального комплекса. Зона и фаза имеют название одного и того же вида-индекса. Например, зона или фаза Amaltheus margaritalus, зона или фаза Deshayesites deshayesi.
Звено выделяется в составе четвертичной системы. В звено объе¬диняют горные породы, сформированные во время одного цик¬ла климатических изменений: похолодания (ледниковье) и по¬тепления (межледниковье). Звено должно иметь свой стратотип и климатостратиграфическое или литолого-экологическое обо¬снование. Четвертичная система состоит из четырех звеньев: ниж¬не-, средне-, верхнечетвертичного и современного. Их также на¬зывают нижним, средним и верхним плейстоценом и голоце¬ном.
Совершенствованием международной, т.е. глобальной, хроно-стратиграфической шкалы занимается Международная страти¬графическая комиссия (JSC) при Международном союзе геоло¬гических наук (JUGS). Одной из своих основных задач эта комис¬сия считает точное определение объема ярусов, поскольку ярус считается наиболее дробной стратиграфической единицей, кото¬рая может претендовать на глобальное значение. Ярус может по¬лучить формальное признание лишь в том случае, если его грани¬цы с ниже- и вышележащими ярусами точно определены в одном и том же стратотипическом разрезе. Другой задачей Комиссии яв¬ляется публикация Международной стратиграфической шкалы. Впервые такая шкала была опубликована в 1988 г. к 28-му Между¬народному геологическому конгрессу, а ее новый вариант — в 2000 г. к 31-му МГК, проходившему в Рио-де-Жанейро. Следует отметить, что в отношении ряда систем/периодов фанерозоя, а также в отношении систем были внесены существенные измене¬ния, сделанные в результате работы соответствующих подкомис¬сий Международной стратиграфической комиссии (МСК). В ре¬зультате эта шкала оказалась в отношении ряда систем значитель¬но отличающейся от традиционно принятой в нашей стране и утвержденной МСК. Это касается и докембрия, особенно поздне¬го. Такое положение вынудило авторов настоящей книги приво¬дить в отдельных ее разделах параллельно две шкалы — отече¬ственную (российскую) и новую международную, которая, по мнению наших специалистов, в отношении некоторых систем фанерозоя и позднего докембрия вносит неоправданные нововве¬дения.
Знание стратиграфической и геохронологической шкал явля¬ется обязательным условием для изучения исторической геологии. На первом форзаце учебника приведена общая стратиграфичес¬кая схема для фанерозоя, принятая в нашей стране. Расчленение докембрийских отложений показано в гл. 5.
Летом 2004 г. в Италии (Флоренция) состоялся 32-й Между¬народный геологический конгресс, на котором была предложена новая международная стратиграфическая шкала (см. второй фор¬зац), однако в нашей стране она пока не приобрела законного статуса.
Региональные стратиграфические подразделения. В их состав входят горизонт и лона. Горизонт — основное региональное под¬разделение. Он прослеживается на всей площади региона и харак¬теризуется определенным комплексом литологических и палеонто¬логических признаков. Горизонту присваивается название места, где располагается его стратотип. Геохронологическим эквивален¬том служит время. Например, мячковский горизонт в среднем карбоне — мячковское время.
Лона является частью горизонта и представляет собой провин¬циальную зону. Она устанавливается по комплексу фауны и фло¬ры, характерному для данного региона, и отражает определен¬ную фазу развития населявшего его органического мира данного региона. Границы лоны определяются по характерным видам зо¬нального комплекса. Лона должна иметь стратотип, содержащий зональный комплекс, и ее название происходит от вида — индек¬са. Геохронологическим эквивалентом лоны является время.
Местные стратиграфические подразделения. Они представляют собой толщи пород, выделяемые по ряду признаков, в основном по литологическому или петрографическому составу. Эти под¬разделения должны иметь ясно выраженные границы и относи¬тельно широкое распространение.
Комплекс — самое крупное местное стратиграфическое подраз¬деление. Чаще всего оно применяется при расчленении докемб¬рия. Комплекс имеет очень большую мощность, сложный состав горных пород, сформированных в течение какого-то крупного этапа развития. На границе комплексов часто наблюдаются круп¬ные несогласия, скачки метаморфизма горных пород. Комплексу присваивается географическое название по характерному месту его развития, например байкальский или беломорский комплекс.
Серия охватывает достаточно мощную и сложную по составу толщу горных пород и объединяет в своем составе несколько свит, для которых имеются какие-то общие признаки: сходные условия образования, преобладание определенных типов горных пород, близкая степень деформаций и метаморфизма и т.д. Серии часто разделяются стратиграфическими и угловыми несогласиями.
Свита представляет собой толщу пород, образованных в опре¬деленной физико-географической обстановке и занимающих уста¬новленное стратиграфическое положение в разрезе. Она может состоять из однородных пород или из переслаивания нескольких определенных их типов. Главные особенности свиты — наличие устойчивых литологических признаков на всей площади ее распро странения и четкая выраженность границ. Если остатки организ¬мов не обнаружены, возраст свиты устанавливается косвенным путем, исходя из возраста подстилающих или перекрывающих толщ или путем сопоставления с разрезами соседних районов. Возраст¬ной объем свиты может изменяться от места к месту. На геологи-ческой карте площадь развития свиты закрашивается оттенками цвета системы, к которой она относится по возрасту. Индексы образуются путем прибавления к индексу отдела начальной латин¬ской буквы названия свиты. Свое название свита получает по гео¬графическому местонахождению стратотипа. Например: D3d — ду-динская свита, €|t — тасеевская свита.
В Америке серии именуются супергруппами, а свиты — группами.
Местные стратиграфические подразделения — это реально су¬ществующие и картируемые тела. Их выделение не зависит от того, как они сопоставляются с подразделениями общей шкалы, и они не заменяются этими подразделениями.
Стратиграфические подразделения частного обоснования. Они включают категории биостратиграфических зон разных видов, име¬ют локальное распространение, и их выделение обосновывается только палеонтологически.
Биостратиграфическая зона представляет собой толщу горных пород, охарактеризованную комплексом органических остатков. Время ее образования определяется временем эволюции отдель¬ных групп фауны или флоры либо сменой экологических ассоци¬аций. Вертикальное распространение зоны по разрезу ограничи¬вается появлением и исчезновением комплекса органических ос¬татков, а географическое распространение — ареалом развития зонального комплекса. Зональное деление разреза может быть про¬ведено по разным группам ископаемых организмов. Например, наряду с зональным делением каменноугольной системы по ам-моноидеям существует зональное деление этой системы по фузу-линидам, брахиоподам и конодонтам.
Биостратиграфическая зона имеет свой стратотип и разделяет¬ся на подзоны. Ее название образуется из названия одного или двух видов — индексов. Геохронологическим эквивалентом явля¬ется то же название с добавлением слова «время».
Вспомогательные стратиграфические подразделения. Довольно часто геологи сталкиваются с необходимостью выделения различ¬ных вспомогательных стратиграфических единиц свободного пользования. Эти единицы не имеют строгого соподчинения, не являются обязательными, но в то же время способствуют расчле¬нению и сопоставлению ранее неизвестных отложений, в кото¬рых еще не обнаружены ископаемые остатки организмов, позво¬ляющие установить основные или частные стратиграфические подразделения. Наиболее часто употребляются литостратиграфи-ческие и биостратиграфические вспомогательные подразделения.
В качестве литостратиграфических подразделений применяют следующие: толща, пачка, слой, залежь, маркирующий горизонт, линза и т. д. Название толщи может происходить либо от наименова¬ния горной породы, либо от географического названия. Напри¬мер: толща мергелей, толща известняков, толща красноцветов, макаровская толща и т.д. Пачки обозначаются числами или буква¬ми с указанием горной породы в скобках. Например, пачка 1 (из¬вестняки), пачка 2 (мергели), пачка 3 (серые песчаники). Пачки, слои, маркирующие горизонты и другие литостратиграфические подразделения называются обычно по характерным породам, цве¬ту, литологическим особенностям или по характерным органи-ческим остаткам.
Название биостратиграфических подразделений происходит от характерных групп фауны или флоры, которые отличаются от организмов, встречающихся в ниже- и вышележащих слоях. На¬пример, слои или толщи с Ginkgo, слои с Tunilites. Геохроноло¬гическим эквивалентом вспомогательных стратиграфических под¬разделений является время. Например, время образования толщи, пачки, слоя, время образования слоев и т.д.
Гл а в а 3
ОСНОВНЫЕ МЕТОДЫ ИСТОРИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКОГО
АНАЛИЗА
Восстановление физико-географических условий и ландшафт-но-климатических обстановок, существовавших в геологическом прошлом, возлагается на одну из основных научных дисциплин, входящих в состав исторической геологии, — палеогеографию. В настоящее время палеогеографические исследования уже не ограничиваются только реконструкциями природных обстановок прошлого, а применяются для генетического прогнозирования и целенаправленного поиска месторождений полезных ископаемых.
Палеогеография — наука об истории географической оболочки Земли, ее состоянии и развитии в геологическом прошлом. В про¬цессе палеогеографических исследований реконструируется рель¬еф земной поверхности, состав атмосферы, гидросферы, верх¬ней части литосферы и биосферы, выявляются масштабность и интенсивность палеогеологических процессов, восстанавливают¬ся ландшафтные обстановки геологического прошлого, реконст-руируется климатическая зональность и дается характеристика климата.
В последние десятилетия в составе палеогеографической науки появились и развиваются такие научные направления, как регио¬нальная, динамическая и прикладная палеогеография, палеогео-динамика, палеобиогеография, палеоклиматология и др. Палео¬географические исследования дают возможность определить гене¬зис различных типов отложений, установить взаимоотношение и взаимосвязь различных генетических типов осадков и охарак¬теризовать состав органического мира. Совокупность данных по¬зволяет не только представить площадное распределение выде¬ленных генетических групп и типов осадков, но и дать характе¬ристику физико-географических условий прошлого, т.е. охарак¬теризовать ландшафты и климаты, определить динамический ре¬жим водной и воздушной среды. К числу наиболее общих методов восстановления древних физико-географических обстановок от¬носятся фациальный и палеоэкологический анализы.
3.1. Фациальный анализ
Нередко методы восстановления палеогеографических обстано¬вок отождествляют с фациальным анализом, понимая под ним метод восстановления древней географической обстановки по оса¬дочным породам и содержащимся в них окаменелостям.
Понятие «фация» было введено в геологию А. Грессли (1838), а позднее расширено Н.А. Головкинским (1868) для выражения изменения состава отложений определенного стратиграфического уровня на всей площади их распространения. Наиболее полно и объективно отразили сущность понятия «фация» Д.В.Наливкин (1956), Г.Ф.Крашенинников (1971) и В.Е.Хаин (1973). В их представлении фация — это комплекс отложений, отличающих-ся составом и физико-географическими условиями образования от соседних отложений того же стратиграфического уровня (рис. 3.1). Общим понятием, не имеющим стратиграфического содержания, является генетический тип. Генетический тип — более широкий комплекс отложений, образованных в определенных физико-географических условиях (элювиальный, делювиальный, пролю-виальный, аллювиальный, прибрежно-морской и т.д.).
В пределах суши наряду с денудационными процессами проис¬ходит образование кор выветривания и накопление осадков в раз¬личных по генезису, размерам и форме впадинах. Формирование осадков идет в долинах рек, озерных котловинах, зонах распро¬странения ледников и в областях наземной вулканической дея¬тельности. Континентальные осадки характеризуются неустой¬чивым вещественным составом, различной мощностью, структура¬ми и текстурами и сильной изменчивостью в латеральном направ¬лении. Основные типы пород — обломочные и глинистые, реже присутствуют биогенные (угли) и хемогенные (известняки и соли). Это обусловлено тем, что в процессе дифференциации на суше концентрируются только продукты начальных стадий размыва и выветривания, а тонкообломочные и тем более растворимые соеди¬нения в большинстве случаев выносятся в морские бассейны.
Районы накопления континентальных отложений располага¬ются чаще всего недалеко от области сноса. Ввиду того что перемещение продуктов разрушения материнских пород происходит на небольшие расстояния, среди континентальных отложе¬ний преобладают грубообломочные, плохо отсортированные и слабоокатанные образования: Большинство континентальных от¬ложений, исключая осадки болот, заболоченных пойм и озер, накапливается в условиях свободного доступа кислорода и поэто¬му обогащено окисными соединениями железа. Слоистость отло¬жений разнообразная. Наряду с неслоистыми (морены и обваль¬ные образования) распространены косо- и горизонтально-слоис¬тые толщи.
Для континентальных отложений характерна связь с зональ¬ным типом климата. В ледовом типе климата основными источ¬никами осадочного материала являются физическое выветрива-ние и транспортировка обломочного материала льдом, талыми водами и ветром. Низкие температуры обусловливают практичес¬ки полное отсутствие биогенных осадков и химической перера¬ботки материала.
В гумидном типе климата наряду с процессами механической дезинтеграции исходных пород принимают участие биологичес¬кие и химические процессы. Перенос материала осуществляется в виде растворов, взвесей и перекатыванием по дну рек. Осаждение происходит как в процессе переноса, так и, особенно, в конеч¬ных бассейнах стока. Легкорастворимые соединения выносятся в крупные внутриконтинентальные и морские бассейны. Осадки гу-мидной области разнообразны. Это галечники, пески, алевриты, глины, карбонаты, лигниты и бурые угли. Для литогенеза в гу¬мидном климате характерны высокие концентрации железа,, мар¬ганца, алюминия, органического углерода, серы, элементов-гид-рол изатов и т.д.
Аридный тип литогенеза характеризуется отсутствием осадков, обогащенных органическим углеродом, присутствием легкораство¬римых солей и соединений. Большим распространением наряду с полимиктовыми неотсортированными отложениями характеризу¬ются хемогенные, в частности карбонаты, гипсы и соли.
Наиболее полно классификация континентальных отложений разработана Е. В. Шанцером (табл. 3.1). Континентальные отложения могут быть сгруппированы следующим образом: элювиальные, речные, озерные, болотные, ледниковые, пустынные и вул¬каногенные. Вместе с тем каждая из перечисленных групп вклю¬чает несколько генетических типов, связанных между собой.
Большим распространением среди осадочных толщ пользуют¬ся отложения морского происхождения. Они характеризуются устойчивым составом на значительной площади и обилием разнообразных морских органических остатков. На состав и строе¬ние морских фаций большое влияние оказывают климат, гидро¬химический и гидродинамический режимы морских бассейнов, характер подводного рельефа и окружающей суши, состав и объем твердого стока, вулканизм и тектонические условия. Классифика¬ция генетических типов морских отложений представлена в табл. 3.2.
Характер морских фаций в значительной степени изменяется с глубиной, и нередко по мере удаления от берега терригенные осад¬ки становятся более тонкозернистыми, изменяется состав фау¬ны, особенно бентоносных форм, уменьшается количество зна¬ков ряби и исчезают водоросли. Рельеф морского дна обусловли¬вает распространение течений, регулирует возникновение котло¬вин с застойными водами, влияет на распределение хемогенных и терригенных осадков. На подводных возвышенностях в связи с сильной подвижностью вод формируются более крупнозернистые осадки.
От рельефа прилегающей суши зависят состав и объем выно¬симого в море обломочного материала. При пологом рельефе вы¬носятся продукты глубокого химического преобразования горных пород и относительно более тонкозернистый материал, а при рас¬члененном рельефе — грубообломочные разности.
Обособление морей, возникновение лагун и заливов приводят к нарушению солевого и газового режима и изменению состава органического мира.
Характерной особенностью отложений, возникших в зоне пере¬хода от континента к морю, является их образование в водоемах с нарушенной соленостью. К данной группе относятся фации дельт, лагун и лиманов. Различная соленость в пределах лагуны в той или иной степени отражается на видовом составе организмов. В отло¬жениях лагун наиболее часто захоронены остатки известковых водорослей, беззамковых брахиопод, остракод, ракообразных, мшанок, двустворчатых и брюхоногих моллюсков и рыб. Фации переходной группы возникают вблизи равнинной и возвышенной частей суши, и поэтому в их составе могут присутствовать грубо-обломочные образования, для которых характерны в основном песчано-глинистые отложения. Но довольно часто встречаются со-леносные, гипсоносные, хемогенные и органогенные карбонат¬ные осадки.
Специфическими особенностями обладают осадочные обра¬зования, возникшие в пределах континентальных склонов и под¬ножий, абиссальных равнин, океанских плато и срединных хреб¬тов океанов. Для склонов и подножий континентальных окраин морей и океанов наиболее характерны турбидиты, т.е. отложения мутьевых потоков, выполняющие на склонах подводные каньоны, заканчивающиеся на подножиях конусами выноса — фэнами. В пре¬делах ложа абиссальных равнин осадочный слой представлен мало¬мощными (первые сотни метров) пелагическими отложениями — красной глубоководной глиной, радиоляритами, диатомитами, а выше уровня карбонатной компенсации — фораминиферовыми илами. На океанских плато получают развитие карбонатные платформы, а отдельные возвышенности — так называемые сима-диты — венчаются рифовыми постройками. В рифтовых зонах сре-динно-океанских хребтов в результате гидротермальной деятель¬ности отмечаются осадки, обогащенные железом, марганцем и другими металлами, которые иногда оказываются залегающими в основании осадочного слоя абиссальных равнин. Выше по разрезу этого слоя в нем выделяются железо-марганцевые конкреции —-более отдаленный продукт той же гидротермальной деятельнос¬ти. А на переломе от шельфа к континентальному склону в тропи¬ческом климате нередко возникали барьерные рифы.
Фациальный анализ предполагает исследование отдельных раз¬резов и осадочных пород определенного стратиграфического ин¬тервала и прослеживание найденных изменений и закономерностей на площади.
Для правильного установления генезиса особую ценность при¬обретает анализ совокупности признаков или комплексное иссле¬дование отложений. В большинстве случаев отдельные признаки могут истолковываться по-разному, а иногда практически не дают определенных указаний на условия образования осадка. Вместе с тем нельзя ограничиваться только комплексным изучением от¬дельных пород, а желательно проследить и выявить характер пе-реходов одновозрастных, но разнофациальных отложений и ус¬ловия образования всего парагенезиса, составляющего отдельные разрезы или группы разрезов. Таким образом, выявление и иссле¬дование взаимных переходов одновозрастных отложений на пло¬щади — это фациальный анализ и один из главных методических приемов генетического анализа осадочных пород и толщ, а фа¬ции — основные звенья в этой работе.
Важнейшими критериями при фациальном анализе являются следующие:
&#9632; тип и вещественный (химический и минеральный) состав
пород (осадков), включая аутигенные минералы, конкреции и
особенности цемента;
&#9632; гранулометрический состав породы, ее цвет, структура, со¬
став обломков, их окатанность, характер поверхности напласто¬
вания и размыва, следы перерывов в осадконакоплении, ориен¬
тировка обломочных компонентов и органических остатков, при¬
сутствие подводно-оползневых деформаций и нептуническихдаек;
&#9632; текстурные особенности — типы и характер слоистости и
слойчатости, изучение цикличности и ритмичности осадочных и
осадочно-вулканических толщ;
&#9632; формы залегания пород, их мощности; характер переходов в
другие породы;
&#9632; палеонтологические особенности. Состав, сохранность и рас¬
пределение фауны и флоры. Соотношение между отдельными
группами и сообществами, следы жизнедеятельности организмов, степень сохранности следов роющих животных и их осо¬бенности;
&#9632; наличие минералов — индикаторов солености и газового ре¬
жима водоемов, геохимические особенности осадочных толщ;
&#9632; кислотно-щелочные и окислительно-восстановительные ус¬
ловия. Определение Eh, pH, содержание окисных и закисных форм
железа;
« определение соотношения изотопов кислорода, стронция, серы, углерода, палеотермометрические данные (магнезиальный, изотопный, стронциевый методы), присутствие вулканогенного и метеоритного материала.
3.2. Анализ палеонтологического материала (биофациальный и палеоэкологический анализы)
Одно из направлений палеоэкологии рассматривает условия существования организмов геологического прошлого на основе закономерностей в изменении функционально-морфологических особенностей скелета. При этом имеется в виду, что строение ор¬ганизмов и их образ жизни менялись не только в зависимости от условий среды, но и от индивидуального развития. Вследствие то¬го что организм и среда его обитания составляют неразделимое целое, трудно понять строение и функциональную принадлеж¬ность сохранившихся остатков скелета, основываясь только на его морфологии.
Палеоэкологические исследования представляют собой сложный комплекс методов изучения состава, морфологии, образа жизни различных систематических групп организмов и их фациальной приуроченности. Среда обитания морских организмов состоит из абиотических (физико-географических и физико-химических) и биотических факторов. К абиотическим относятся тип осадка на дне моря, рельеф дна, соленость, глубина, газовый режим, тем-пература, наличие твердых образований отмерших организмов на поверхности дна и твердых выступов фундамента, режим волне¬ния. В процессе палеоэкологических исследований обычно выяс¬няется максимальное и минимальное воздействие перечисленных факторов на организмы. Одни организмы могут развиваться в до¬статочно широком диапазоне абиотических факторов, другие, наоборот, в очень узком. Исходя из этого различают эврибионтные организмы, которые хорошо приспособляются к значительным колебаниям условий внешней среды, и стенобионтные, обитаю¬щие в строго определенных рамках колебания условий среды. В зависимости от отношения к температурному режиму выделяют эври- и стенотермные, а к солености — эври- и стеногалинные орга¬низмы.
В процессе палеоэкологических исследований необходимо раз¬личать место обитания организма и место его захоронения, хотя иногда они могут совпадать. Выяснением условий и особенностей захоронения остатков ископаемых организмов занимается специ¬альный раздел палеоэкологии, называемый тафономиеп. Следует различать, представляют ли ископаемые остатки неотделимую часть осадка или они были принесены из других мест обитания и по-зднее захоронены совместно, т.е. определить различия между па¬леобиоценозом и палеотанатоценозом. Последний представляет собой скопление остатков организмов, захороненных совместно. Под палеобиоценозом Р.Ф. Геккер (1957) понимает население ограниченного участка среды обитания, сформированного за оп¬ределенный отрезок времени под влиянием биотических и абио¬тических факторов.
В последние годы важнейшим обобщением экологии стало вве¬дение нового, более обширного понятия, чем биоценоз, которое получило название экологическая система, или экосистема. Она представляет собой группу взаимосвязанных организмов и тех эле¬ментов внешней среды, которые оказывают наиболее сильное влияние на них и одновременно сами зависят от деятельности организмов.
Установление принадлежности органических остатков к тому или иному экологическому типу важно прежде всего для рекон¬струкции особенностей среды обитания организмов. Поэтому при палеоэкологических исследованиях необходимо не только опреде¬лять систематический состав фауны, но и учитывать особенности среды их обитания. Для гидробионтов — это температурный, со¬левой и газовый режимы морских, лагунных и пресноводных бас¬сейнов, для наземных фаун — температура воздуха, влажность, общее количество атмосферных осадков и степень их распределе¬ния в течение года. При рассмотрении морских групп фауны же¬лательно учитывать интенсивность миграции организмов и опре¬делять принадлежность изученного палеобиоценоза к нормально развивающейся фауне или к иммигрантам.
Морская фауна в зависимости от образа жизни разделяется на несколько групп. К пелагическим организмам относятся планк¬тонные и нектонные формы. Для планктонных форм (зоопланктон и фитопланктон) характерно парение в толще воды или пассив¬ное перемещение вместе с водой и поэтому у организмов отсут¬ствуют органы движения. Планктонные организмы имеют неболь¬шие размеры. В зависимости от величины тела различают микро- и нанопланктон (размер менее 50 мкм).
Другую крупную группу пелагических организмов составляют активно плавающие — нектонные организмы. Они обладают обте¬каемой двусторонне-симметричной формой тела. Ввиду того что многие нектонные формы приспособились к обитанию на определенных глубинах с разным температурным режимом, соленостью, плотностью, они в известной мере связаны с определенными гене¬тическими группами осадков и являются довольно хорошими ин¬дикаторами условий обитания.
Группа организмов, ведущая донный образ жизни, именуется бентосом. Эти организмы в зависимости от условий обитания под¬разделяются на несколько типов: свободно передвигающиеся по дну, свободно лежащие на дне, временно зарывающиеся в грунт, постоянно живущие в иле, сверлящие твердый субстрат и при¬крепленные ко дну. Последние прикрепляются стеблями (морские лилии), ножкой (брахиоподы), прирастанием (кораллы, некоторые двустворки), биссусными нитями (двустворки) или корневыми выростами (губки, археоциаты, кораллы, мшанки). Все зарываю¬щиеся формы обитают на мягких грунтах и обладают удлиненной раковиной. Основным признаком свободнолежащих форм являет¬ся неравенство створок. К. грунту обращена выпуклая сторона боль¬ших размеров.
К главным факторам среды обитания морских организмов от¬носятся температура, соленость, газовый режим, степень волне¬ния, на которые каждая группа организмов реагирует по-разному и в связи с условиями среды вырабатывает защитные функции, отражающиеся в их морфоанатомическом строении.
Весьма ценный материал об условиях существования организ¬мов дает их географическое распространение. Ареал любой таксо¬номической группы — это часть земной поверхности. Широкое распространение свидетельствует о хорошей приспособляемости организма к изменениям внешней среды. Космополитными назы¬ваются ареалы, покрывающие значительную часть обитаемых уча¬стков земной поверхности, причем частота распространения возрастает по мере повышения таксономического ранга. Обычно космополитизм характерен для отрядов и семейств и сравнитель¬но редко для родов.
Ограниченными ареалами обладают эндемичные организмы. Площадь ареала их распространения находится в зависимости от таксономических единиц. Среди эндемичных форм различают па-леоэндемиков (реликтовые эндемики) и неоэндемиков. Реликтовые эндемичные организмы представляют собой древние формы, ареал которых первоначально был обширным, но постепенно сокра¬тился под влиянием ухудшения природных условий или из-за кон¬курентной борьбы.
Палеогеографические выводы, основанные только на данных по ареалам того или иного организма или их сообществ без учета экологической валентности (уровень способности организмов при¬способляться к меняющимся экологическим условиям) и генети¬ческих особенностей осадков для восстановления условий среды обитания, не могут считаться абсолютно достоверными, а иногда даже приводят к существенным искажениям. Например, близкие по отношению к температурному режиму организмы могут оби¬тать на поверхности в холодных климатических условиях, в зоне действия холодных течений и на значительной глубине. Для того чтобы решить вопрос о действительных условиях обитания, наря¬ду с анализом органического сообщества необходимо исследовать фациальную и генетическую природу осадков, в которых они со¬хранились.
3.3. Палеогеографические обстановки
Морские обстановки. К основным морфологическим элемен¬там рельефа морского дна относятся: береговая зона (супралито-раль, литораль, сублитораль), материковая отмель (шельф), материковый склон, материковое подножие и глубоководные впа¬дины (рис. 3.2).
По степени освещенности различают три зоны моря. Первая, эвфотическая, или хорошо освещенная, простирается от поверхнос¬ти до глубин 30 — 80 м, вторая, дисфотическая, или слабоосвещен-ная, располагается между изобатами 30 — 80 и 200 м. Растительность в этой зоне развита слабо. Третья, афотическая, или неосвещен¬ная, лежит ниже 200 м и совершенно лишена растительности.
В море по характеру условий существования донных организ¬мов и в зависимости от глубин различают следующие области: мелководную, или неритовую, батиальную, абиссальную и ультра¬абиссаль — область глубоководных желобов. В пределах морских бассейнов выделяют также пелагическую область, которая зани¬мает их открытую часть.
Неритовая область простирается от поверхности до глубин около 200 м и охватывает часть морского дна, в которую проникает сол¬нечный свет, достаточный для жизнедеятельности организмов. Неритовая область характеризуется постоянными более или ме¬нее сильными движениями воды и изменчивой температурой. Это наиболее богатая жизнью часть моря. Здесь обитают организмы, живущие в морской среде, и отличающиеся исключительным раз-нообразием.
Неритовая область разделяется на три зоны: супралитораль, литораль и сублитораль.
Супралитораль — зона, расположенная выше уровня макси¬мального прилива и эпизодически заплескиваемая морским при¬боем. В этой зоне соприкасаются области обитания морских и на¬земных организмов. Первые приспособились жить как в воде, так и в воздухе, а вторые представлены влаголюбивыми и солнце¬любивыми организмами. Здесь обитают водоросли и высшие рас¬тения, насекомые, хелицеровые и ракообразные, черепахи и мор¬ские млекопитающие, некоторые рыбы. В этой зоне кормятся на¬земные животные и птицы.
Литораль — это прибрежная часть морского дна, расположен¬ная в пределах действия приливно-отливных процессов и перио¬дически, во время отливов, освобождаемая от воды. Следовательно, в этой зоне какое-то время действуют континентальные условия, предопределяя тем самым условия существования многих орга¬низмов и особенности осадконакопления. Чередование морских и континентальных условий требует от обитателей литорали непри¬хотливости в отношении факторов среды и поэтому многие орга¬низмы отличаются амфибиальностью, т.е. способностью к земно¬водному образу жизни.
Сублитораль — освещенная зона морского дна, закрытая водой даже при самых сильных отливах. Нижняя ее граница не опускается глубже 200 м. Наряду с животными здесь господствует водная рас¬тительность. В верхней части сублиторали разнообразные водорос¬ли формируют подводные луга. В пределах сублиторали основную массу бентосных организмов составляют рифостроители, моллюс¬ки, иглокожие, губки, мшанки, ракообразные и брахиоподы.
Батиальная область располагается над материковым склоном и характеризуется резким увеличением глубины. Она подразде ляется на две зоны — эпибатиаль и батиаль. Эпибатиаль охватыва¬ет глубины от 200 до 500 м и располагается на внешней части шельфа. В ней встречаются многие сублиторальные виды, которые опускаются на глубину до 500 м, а также некоторые глубоковод¬ные формы, поднимающиеся из батиали. Для эпибатиали харак¬терны гемипелагические илы — смешанные тонкие терригенные и пелагические осадки — и обедненный состав донной фауны при полном отсутствии остатков растений.
Собственно батиальная зона располагается на глубинах от 500 до 1700 м (по некоторым оценкам — до 3 тыс. м). Ее ширина опре¬деляется шириной материкового склона. Биоценозы батиали пред¬ставлены животными, в видовом и количественном отношениях значительно более обедненными, чем в эпибатиали и тем более сублиторали и литорали. Здесь обитают фораминиферы, губки, кишечнополостные, брахиоподы, двустворки, гастроподы, чер¬ви и иглокожие. Батиаль представляет собой зону, где осадки пе¬ремещаются вдоль материкового склона в виде оползней и разно¬сятся мутьевыми потоками. Температура морской воды и ее соле¬ность отличаются постоянством.
Абиссальная область располагается на глубине более 1 700 м и охватывает подножие континентального склона и ложе океана. В ней отсутствует свет, преобладают низкие постоянные температу¬ры и высокие давления. Распространены иглокожие, черви и рако-образные. Слабо развиты брахиоподы, губки, кишечнополостные, гастроподы. В зоне материкового подножия преобладают терри¬генные осадки, а на океанском ложе — пелагические илы разного состава.
Ультраабиссаль (хадаль) — зона, приуроченная к глубоковод¬ным желобам. Здесь обитают агглютинированные фораминиферы, черви, ракообразные, голотурии, двустворки, гастроподы и пого¬нофоры.
Установление контуров морских бассейнов. Первостепенной задачей палеогеографии является установление контуров морских бассейнов. Граница между ландшафтами суши и моря всегда ус¬ловна и восстанавливается по взаимному расположению морских и континентальных отложений, по некоторым особенностям оса¬дочных пород, образованных как на берегу моря, так и на под¬водном склоне, по формам рельефа и результатам деятельности геологических процессов.
Достаточно уверенно границу суши и моря можно определить по отложениям пляжа, слагаемым обычно конгломератами, галеч¬никами и крупнозернистыми песчаниками, содержащими смешан¬ный комплекс морской и наземной фауны и обильный раковин¬ный детрит. Реже осадки пляжа содержат линзы глинистых пород с трещинами усыхания и со следами дождевых капель, а иногда вклю¬чают линзы песков, обогащенные тяжелыми рудными минералами.
В процессе изучения фаций береговой зоны большое внимание уделяется текстурным и структурным особенностям. Для песчаных пород, образовавшихся в условиях волнения, характерна тонкая косая слоистость с наклоном косых слойков в сторону моря. В бе¬реговых или пляжных конгломератах преобладающая часть плос¬кой гальки располагается таким образом, что длинная ось ориен¬тирована параллельно берегу, а наклон гальки обращен в сторону моря. Для береговых песчаных отложений характерна волновая рябь, наблюдаемая на верхней поверхности пласта.
Близость берега определяют по следующим признакам: появле¬нию дельтовых отложений (фации авандельты), смене фаций ак¬тивного моря фациями лагун или опресненных вод, появлению желобов, заполненных продуктами размыва континентальных по¬род.
Граница суши и моря является основным элементом палеогео¬графических карт, независимо от их масштаба, и поэтому к выде¬лению этой границы следует относиться весьма серьезно. Точ¬ность проведения этой границы имеет как научное, так и прак¬тическое значение, поскольку она ограничивает площади воз¬можного распространения многих полезных ископаемых конти¬нентального и морского происхождения, а некоторые из них, например прибрежные россыпи, непосредственно располагают¬ся на этой границе.
Определение рельефа дна. На дне современных морей и океа¬нов выделяют несколько геоморфологических элементов:
&#9632; подводную окраину материков, которая состоит из матери¬ковой отмели, материкового склона и его подножия; глубокие котловины окраинных морей; островные дуги;
ложе океана с поднятиями и котловинами; срединно-океанские хребты; глубоководные желоба.
Распространение осадков в указанных крупнейших геоморфо¬логических элементах подчинено циркумконтинентальной зональ¬ности, но нарушается подводными течениями и микроформами рельефа дна. Тем не менее по составу осадочных толщ и сохра¬нившимся в них органическим остаткам удается довольно точно реконструировать рельеф дна.
Большинство крупных геоморфологических элементов и океан¬ского и морского дна (срединно-океанские хребты, островные дуги, глубоководные желоба, рифтовые долины и т.д.) образова¬лось вследствие тектонических процессов, а более мелкие формы рельефа — вследствие подводных вулканических излияний.
В области материковой отмели ведущая роль в образовании ре¬льефа принадлежит экзогенным процессам. Здесь располагаются подводные каньоны (бывшие речные долины) и подводные дель ты, затопленные морем; поперечные желоба, выработанные му-тьевыми потоками; крутостенные коралловые и другие органо¬генные постройки; подводные бары и авандельтовые конусы.
Неровности дна в прибрежной зоне уверенно выделяются при изучении нижней поверхности трансгрессивной серии пород. Гру-бообломочные породы, особенно абразионно-обломочного проис¬хождения, заполняющие углубления и желоба на поверхности шельфа, надолго сохраняют их контуры.
Крупные геоморфологические элементы определяются на осно¬вании фациального анализа, анализа контакта различных фаии-альных комплексов между собой в горизонтальном и вертикаль¬ном направлениях и анализа мощностей различных генетических типов пород. Особенно удачно последний метод применяется при изучении погребенных рифовых тел, когда восстанавливается фор¬ма рифового тела.
Газовый режим. В водных бассейнах различной солености в ра¬створенном состоянии находятся газы, входящие в состав атмо¬сферы. Из растворенных газов наибольшее влияние на жизнедея¬тельность организмов и их расселение оказывают кислород, серо¬водород и углекислый газ. Морская вода получает кислород не только из воздуха, но и путем выделения его в результате деятель¬ности фитопланктона и водорослей. Содержание кислорода, необ-ходимого организмам для дыхания, зависит от температуры и ха¬рактера циркуляции вод. Проникновение кислорода в глубокие части бассейна зависит от вертикального распределения плотнос¬ти, солености вод и перемещения водных масс.
В водах полярных морей кислорода почти в два раза больше, чем в тропических, а в областях с хорошо выраженной верти¬кальной циркуляцией на глубинах 1,5 — 2 км его меньше, чем у поверхности. В том случае, когда соленость поверхностных вод меньше солености глубинных, как, например, в Черном море, вертикальная циркуляция затруднена, что вызывает недостаток кислорода и обогащение глубинных вод сероводородом, образую-щимся при гниении органического вещества.
Зная качественный состав газов и их соотношение в древней атмосфере и руководствуясь парциальным давлением, можно опре¬делить качественный состав и особенности морей и пресноводных бассейнов древности. Более сложную задачу представляет выявле¬ние участков сероводородного заражения. В ряде случаев угнетен¬ность органического сообщества и развитие карликовых форм по¬могают предварительно определить районы возможного сероводо¬родного заражения. Однако для более уверенного вывода необхо¬димо провести литологический и фациальный анализы вмещаю¬щих толщ. В таком случае удается установить, не является ли скоп¬ление мелких раковин результатом механической сортировки. Кро¬ме того, большое значение имеет систематический состав карликовых форм. Крайне однообразный состав сообщества свидетель¬ствует о ненормальном газовом режиме.
Полное отсутствие бентосных форм не может служить веским доказательством сероводородного заражения, так как их отсутст¬вие могло быть вызвано какими-то иными причинами, в том чис¬ле и условиями сохранности.
Надежным критерием установления сероводородного зараже¬ния являются наличие скоплений планктонных организмов при полном отсутствии бентосной фауны и одновременно повышен¬ное содержание органического вещества во вмещающих осадках. Последнее связано с тем, что в условиях сероводородного зара¬жения не происходит минерализации органического вещества, которое захороняется в осадке.
На ненормальный газовый режим указывает присутствие в осад¬ках большого количества мелких кристаллов пирита или сидерита, приуроченных к плоскостям напластования.
Соленость. Соленость определяется количеством растворенных твердых веществ, выраженных в граммах на 1 л воды. Большинство организмов, обитающих в морях, приспособилось к жизни в во¬дах с соленостью 35 — 36%, называемой нормальной. За границу между пресными и солоноватыми принимаются воды с содер¬жанием солей около 0,5 %. Граница между солоноватой и морской водой менее определенна.
Большое значение для характеристики солености имеет анализ фаций. Для бассейнов с повышенной соленостью характерны эва-поритовые осадки — различные соли (сильвин, галит, мираби¬лит), гипс и ангидрит. Изменение солености в ту или иную сторо¬ну приводит к резкому сокращению видового и родового разнообразия, к разрушению биоценозов и появлению организ¬мов, приспособленных к обитанию в водах с изменчивой солено¬стью. Поэтому одним из надежных показателей солености являет¬ся анализ состава биоценоза. Однако палеоэкологические иссле¬дования дают возможность определить чисто качественный состав солености.
Разработаны геохимические методы определения солености древних морей. Среди них — содержание хлора и бора в глинистых породах. Среди других показателей солености иногда применяется хлор-бромный коэффициент, который в морских нормально-соленых отложениях обычно составляет 70 — 300, а в пресных во¬дах—4—20.
Н.С.Спиро и И.С.Грамберг теоретически обосновали и ши¬роко применили метод поглощенного комплекса, который представлен рядом катионов — Na+I, K+t, Ca+2, Mg+2. Ими рас¬крыта связь состава поглощенного комплекса глинистых осадков с природными водами, показаны основные направления диаге-нетического и постдиагенетического изменения состава поровых вод и поглощенного комплекса глинистых пород и рассмотрены условия, способствующие их сохранению. По отношению количе¬ственного состава поглощенного комплекса хорошо диагностиру¬ются морские воды нормальной солености, морские опреснен¬ные водоемы, солоновато-водные лагуны, пресные водоемы, мор¬ские засолоненные водоемы, бассейны с неустойчивым гидрохи¬мическим режимом.
Р. Ракер и К. Валентайн для определения палеосолености при¬менили метод множественной регрессии биохимических характе¬ристик раковин беспозвоночных. Они установили зависимость меж¬ду значениями отношения Na/(Mg + Sr) и Na/Mn в раковинах и величиной солености. В.А.Захаров и Н.Н.Радостев показали, что отношение Na/(Mg + Sr + Mn) в раковинах двустворчатых мол¬люсков имеет простую линейную зависимость от солености.
Температура. Определение температур приземной части атмо¬сферы геологического прошлого — одна из труднейших задач па¬леогеографии. Относительные значения температур могут быть оп¬ределены исходя из биоценозов наземных позвоночных и по харак¬теру растительных ассоциаций, среди которых выделяются сооб¬щества экваториального, тропического, субтропического, умерен¬ного и холодного климата.
Температурный фактор сильно сказывается на жизнедеятель¬ности литоральных бентосных и планктонных форм. Он определя¬ет саму возможность существования организмов, вызывает изме¬нение размеров и формы тела, регулирует темпы роста и влияет на продолжительность жизни. Наиболее восприимчивы к темпе¬ратурному режиму планктонные водоросли, среди которых осо¬бенно важны кокколитофориды и диатомовые. Важные сведения о температурах морских вод и прилегающих континентов дает ана¬лиз спорово-пыльцевых комплексов, захороненных в прибреж¬ных осадках.
Довольно часто о температурных условиях судят по толщине скелетных образований гидробионтов. В теплых морях известковые раковины более толстые, массивные. Это связано с тем, что раст¬воримость карбоната кальция выше в холодной воде и обеднен-ность холодных вод СаССХ, приводит к развитию организмов с тонкой раковиной с простой скульптурой. Однако выводы о тем¬пературных условиях, основанные только на толщине раковин, могут быть далекими от действительности, так как кроме темпера¬турного фактора на толщину скелета влияют гидродинамика бас¬сейна, а также количество растворенного в водах морей углекис¬лого газа, всегда соизмеримого с его концентрацией в атмосфере.
Относительные температуры морских вод обычно устанавлива¬ются по распространению стенотермных и эвритермных организ¬мов. Стенотермными, теплолюбивыми, формами являются колони¬альные кораллы, нуммулиты, рудисты и др.
Температурный режим может быть установлен по видовому и родовому разнообразию. Более богатая и разнообразная фауна ха¬рактерна для морей тропиков. Обеднение видового состава про¬исходит не только со снижением температурного режима, но и с увеличением глубины бассейна. Последнее связывается как со сни¬жением температуры, так и с сокращением количества питатель¬ных веществ.
Важную информацию о температурных условиях морских бас¬сейнов дает вещественный состав морских осадков. Например, присутствие большого количества глауконита свидетельствует о наличии сравнительно высоких температур, так как в современ¬ных водах распространение глауконита не выходит за пределы изотерм самого холодного месяца О "С и среднегодовых темпера¬тур +12 "С
Максимальные концентрации каолинита в общей массе глинис¬тых минералов отмечаются в экваториальных и тропических широ¬тах. К этим же широтам приурочены высокие концентрации кар¬боната кальция, органогенные высокомагнезиальные известняки, характеризуемые большим развитием.
Важнейшими методами определения температурных условий среды обитания различных организмов являются методы изотоп¬ной и магнезиальной палеотермометрии. Метод изотопной палео-термометрии основан на равновесном распределении тяжелого изотопа кислорода в воде и органогенном кальците в зависимости от температуры. Количественное определение изотопов кислоро¬да в органогенных кальцитах осуществляется на высокочувствитель¬ных масс-спектрометрах. Температурные значения определяются по уравнению
Т = 16,5 - 4,3(518О -А) + 0,14(618О - А)2, где А — колебания водного фона (соленость);
(I8O/I6O) -(I8O/18O)
X''Sr _ ''образца V '' /стандарта
(18о/|9о)
''стандарта
Метод магнезиальной палеотермометрии основан на измене¬нии концентрации магния и величины Ca/Mg в органогенных карбонатах кальция в зависимости от географической широты и глубины обитания организмов. Отечественными учеными (Т. С. Бер¬лин, А.В.Хабаков, Н.А.Ясаманов, Л.А.Дорофеева) разработана палеотемпературная шкала, основанная на изменчивости отноше¬ния кальция к магнию в раковинах различных групп организмов. Содержание кальция и магния в органогенном кальците прово¬дится как обычным химическим анализом, так и рентгенометриче¬ским методом.
Магнезиальный метод определения температур применим толь¬ко для раковин кальцитового состава. Для анализа пригодны ис¬копаемые остатки известковых водорослей, мшанок, восьмилу-чевых кораллов, ругоз, табулят, морских и солоноватоводных двуст-ворчатых моллюсков, белемнитов, брахиопод, криноидей, круп¬ных и мелких фораминифер.
Глубина. Глубина морского бассейна играет важную роль для жизнедеятельности организмов и накопления осадков. Глубина древних морей может быть определена на основании ряда косвен¬ных признаков: 1) гранулометрического состава осадков; 2) струк-турно-текстурных особенностей осадков; 3) распределения орга¬нических остатков; 4) содержания аутогенных минералов; 5) ха¬рактера фациальных изменений; 6) распределения мощностей от¬ложений. Особо надо подчеркнуть, что с помощью одного от¬дельно взятого из перечисленных признаков нельзя определить действительную глубину морского бассейна.
Одним из важнейших показателей глубины морских бассейнов являются остатки бентосных организмов, многие из которых в своем развитии распространяются только до определенных глу¬бин. Среди всей массы морских организмов различаются специфические мелководные формы. К ним относятся известьвы-деляющие водоросли, колониальные кораллы, археоциаты, стро-матопоры и ряд организмов, принимающих участие в строении органогенных построек. На мелководье располагались заросли мор¬ских лилий, обширные брахиоподовые и устричные банки. Изве¬стны также и заведомо глубоководные формы, например светя¬щиеся рыбы. Некоторые исследователи пытаются определить глу¬бины по изменению численности органических форм, учитывая, что основная масса бентоса сосредоточена в области шельфа.
В процессе реконструкции глубин возможны следующие источ¬ники ошибок:
&#9632; остатки организмов могут захороняться достаточно далеко от
их места обитания и на существенно иных глубинах. Например, в
глубоководных желобах и на склонах срединно-океанских хребтов
нередко встречаются остатки раковин мелководных форамини¬
фер, детрит наземных растений и даже обломки деревьев, занесен¬
ные сильными придонными течениями;
&#9632; реконструкция глубин древних морских бассейнов исходя из
изменения состава осадков и заключенных в них ассоциаций ис¬
копаемых организмов (танатоценозов) в поперечном профиле
основана на сравнении с распределением современных организ¬
мов и их биоценозов, т.е. на прямом применении метода актуа-
лизма в его крайнем, униформистском выражении.
Надо отметить, что если для доказательства мелководного ге¬незиса существует много прямых критериев (аутигенные минера¬лы, конкреции, органогенные постройки, биоценозы бентосной фауны, структурно-текстурные особенности осадков и т.д.), то для глубоководных образований критерии неоднозначны. К при¬знакам глубоко водности относятся: однородный тонкий состав осадков, присутствие оползневых и турбидитных текстур, разви¬тие своеобразных фаций, в которых отсутствуют бентосные орга¬низмы и захоронены только планктонные формы. Такими, на¬пример, являются красноцветные известняки с аммонитами (фа¬ция «аммонитико россо»), радиоляриты и т.д.
В настоящее время разрабатываются методы определения абсо¬лютных глубин. Они базируются на палеотемпературных данных. Основываясь на существующих фадиентах изменения температур с увеличением глубины в различных климатических областях современных океанов была предпринята попытка определить глу¬бины древних морей исходя из разности между температурами среды обитания планктонных и бентосных организмов. Разница между температурами, установленными, с одной стороны, по приповерхностным организмам и формам литорали, а с другой — по прикрепленным и ползающим организмам открытого моря, вместе с анализом фации, минеральным составом вмещающих пород и составом танатоценоза позволила в первом приближении оценить абсолютные глубины древних бассейнов.
Наглядное представление о глубоководных бассейнах и офа-ничивающих их уступах, в частности уступах карбонатных плат¬форм, барьерных рифах и комплексах клиноформ, а также о за¬полняющих их толщах осадков, дают сейсмические профили от¬раженных волн (временные разрезы). Соотношение мощностей рифовых построек и заполняющих их глубоководных отложений дает возможность оценить глубину этого бассейна — например, если мощность рифа 1 200 м, а глубоководных отложений 200 м, как это, например, наблюдается в Приуральском раннепермском прогибе, глубина последнего должна быть порядка 1000 м.
Гидродинамика. О гидродинамическом режиме свидетельству¬ют вещественный состав и структурно-текстурные особенности осадков. Распространение глинистых горизонтально-слоистых отло¬жений без следов перемыва свидетельствует о формировании их в районах спокойного гидродинамического режима. Образование песчаных толщ чаще всего происходит в прибрежной зоне морей или в областях развития течений.
Наиболее распространенная методика установления течений ос¬нована на изучении пространственной ориентировки разнообраз¬ных включений, галек и текстурных особенностей горных пород. Как оказалось, знаки ряби и ориентировка различных вытянутых остатков органического и неорганического происхождения, распо¬ложенных в мелководной зоне вблизи берега, обусловлены движе¬ниями водных масс. К ним относятся волновые, приливно-отлив-ные движения, завихрения и водовороты. Статистическая обработка многочисленных замеров по всей изучаемой толще позволяет оп¬ределить преобладающее направление наклона косых слойков и ориентировки вытянутых предметов и тем самым установить нап¬равление преобладающего разноса материала.
Преобладающее направление донных течений, играющих боль¬шую роль в формировании осадочного материала, устанавлива¬ют по результатам измерения наклона косых слойков и ориенти¬ровки песчаных зерен. Нередко на направление течения указыва¬ет ориентировка удлиненных органических остатков, например, одиночных кораллов, ругоз, тентакулид, ростров белемнитов и т.д.
Довольно часто наблюдается размыв ложа морских бассейнов сильными донными течениями. В этом случае в разрезе заметны неоднократные размывы слоев, формируются так называемые кон¬денсированные слои со смешанным комплексом фауны, со сле¬дами перемыва и окатывания, с присутствием галечного материала того же состава, что и вмещающие слои.
К группе косвенных методов реконструкции палеотечений от¬носятся изучение фациальной природы осадков, особенно выясне¬ние закономерностей площадного развития различных типов фа¬ций, гранулометрии осадков, степени отсортированности и ока-танности терригенного материала, анализ минерального состава песчаных, алевритовых и карбонатных толщ и их изменчивости на площади бассейна.
Своеобразной модификацией реконструкции течений по мине¬ральным особенностям терригенных толщ является метод опреде¬ления разноса тонкого терригенного материала, предложенный Н.А. Ясамановым для существенно карбонатных толш. В различ¬ных пунктах выхода одновозрастнои карбонатной пачки находят среднее содержание в ней нерастворимого остатка, количество тяжелой фракции и ряда минералов тяжелой фракции. Полученные значения наносят на карты. Характер распределения нераствори¬мого остатка и минералов тяжелой фракции на площади бассейна дает возможность судить не только о преобладающем сносе и тем самым установить области сноса среди полей карбонатных пород, но и способствует определению степени разноса тонкого обло¬мочного материала.
Поверхностные течения, кроме того, устанавливаются на осно¬вании фациального анализа, по характеру распределения морс¬кой стенотермной фауны и растительности на прилегающих уча¬стках суши и по распределению на площади бассейна абсолютных значений поверхностных и приповерхностных температур.
В масштабе целых океанов или крупных морских бассейнов кар¬тину распространения палеотечений в зависимости от контуров бассейна и особенностей рельефа его дна, а также климатической зональности позволяет математическое моделирование.
Континентальные обстановки. Континент обычно рассматрива¬ется как совокупность областей сноса и осадконакопления. Под областью сноса понимается достаточно длительное время сущест¬вующая область размыва, которая поставляет в районы аккуму¬ляции обломочный и растворенный материал. Временные области сноса приурочены к территориям неустойчивого тектонического поднятия небольшой амплитуды. Устойчивые области сноса пред¬ставляют собой сложное сочетание небольших по площади облас¬тей размыва с протяженными районами формирования континен¬тальных отложений, существующих длительное время.
Отсутствие в каком-либо районе отложений определенного воз¬раста — необходимое, но недостаточное условие существования в этот период области сноса, так как отложения этого возраста могли быть уничтожены на каком-то этапе последующей геологической истории. Одним из методических приемов выяснения вопроса о существовании областей сноса в районе отсутствия отложений является анализ общего плана расположения фациальных зон на прилегающих территориях. В том случае, когда границы фациаль¬ных зон пересекают район отсутствия отложений данного возрас¬та и продолжаются по другую сторону, не может быть речи о су¬ществовании области сноса. Если границы фациальных зон в об¬щих чертах повторяют очертания района отсутствия отложений и по мере приближения к нему наблюдается отчетливая смена од¬них типов отложений другими, например увеличивается грубо-зернистость отложений, то можно предполагать существование области сноса.
При приближении к области сноса иногда наблюдается зако¬номерная смена морских фаций лагунными, а затем континенталь¬ными. Но это не является общим правилом и довольно часто к областям сноса непосредственно примыкают прибрежно-морские образования. Пространственная смена генетических типов отложе¬ний лишь свидетельствует о приближении к области сноса. На это также указывает и уменьшение мощностей отложений соответст¬вующего возраста. Вблизи области сноса характерно выклинива¬ние некоторых стратиграфических горизонтов, увеличение следов перемыва и размыва внутри осадочных толщ.
Строение и состав областей сноса реконструируются на основа¬нии анализа минерального состава грубообломочных и песчано-алевритовых пород, органических остатков и минеральных вклю¬чений, находящихся в осадочных образованиях, материал кото¬рых принесен из области сноса.
В процессе палеогеографических исследований не только опре¬деляется местоположение областей сноса, но и реконструируется древний рельеф. Принято различать два типа древнего рельефа: погребенный и реконструированный. Погребенный рельеф — это рельеф, захороненный под более молодыми отложениями и сохра нившийся до наших дней и поэтому доступный для наблюдений. Реконструированный рельеф уничтожен к настоящему времени, но его особенности могут быть выяснены и обоснованы с исполь¬зованием ряда методических приемов.
Надежное свидетельство погребенного рельефа — притыкание слоев относительно молодого возраста к поверхностям более древ¬них слоев. О нетектонической природе контакта свидетельствуют следы выветривания в кровле более древних пород, наличие в перекрывающих отложениях обломков пород из подстилающего комплекса и отсутствие следов перемещения вдоль контакта. Пока¬зателем погребенного рельефа является первичный наклон слоев, возникший при накоплении осадочного материала на неровной поверхности. Довольно часто распространена так называемая облекающая поверхность, которая напоминает косую слоистость, но отличается от нее отсутствием слойков, наклоненных в разные стороны.
Погребенный рельеф изучается методом реперных поверхнос¬тей, когда по набору точек наблюдения определенной поверхно¬сти составляется карта горизонталей, напоминающая гипсоме¬трическую. За реперную поверхность берут кровлю определенного стратиграфического горизонта, принимаемую за нулевую поверх¬ность. От нее вычисляют расстояние до восстанавливаемой поверхности, т.е. мощность опорного горизонта.
При использовании геофизических методов погребенный ре¬льеф представляют в виде изогипс, для чего строят карты изме¬нения мощностей между поверхностью рельефа и определенным маркирующим горизонтом.
Формы погребенного рельефа, в частности вреза новых каньо¬нов и их осадочное выполнение, хорошо видны на сейсмических профилях отраженных волн.
При реконструкции древнего рельефа по его останцам важное значение имеет определение возраста рельефа. Он может быть ус¬тановлен исходя из возраста коррелятных отложений, образован¬ных в прилегающих впадинах, и по возрасту поверхностей вырав¬нивания. Последние по способам образования подразделяют на аккумулятивные, денудационные и аккумулятивно-денудацион¬ные. В процессе палеогеоморфологического картирования не толь-ко устанавливается генезис поверхностей выравнивания, но и осуществляется их корреляция по абсолютным отметкам и опре¬деляется возраст исходя из возраста покровных и элювиальных отложений.
Восстановление истории формирования современных горных сооружений в последние годы успешно осуществляется примене¬нием трекового метода. Он позволяет установить время выведения на поверхность разновозрастных отложений, слагающих данное сооружение.
Реконструкция ландшафта гляциальных областей в основном осуществляется исходя из состава и распространенности транспор¬тируемого древним ледником осадочного материала. Ледниковые отложения подразделяются на два основных типа: не перерабо¬танные водой — гляциальные, или моренные, образования — и флювиогляциальные отложения. Моренные осадки состоят из не¬отсортированных, неокатанных и неслоистых скоплений различно¬го размера глыб и валунов, погруженных в песчано-глинистую массу. Литифицированные разности моренных осадков носят наз¬вание тиллитов. Состав обломков разного размера неоднообразен. Их поверхность часто несет следы притертости и штриховки. Ва¬луны и крупные гальки располагаются таким образом, что их длин¬ная ось оказывается параллельной движению ледника.
Морены и тиллиты обладают специфическим набором текстур, которые отражают динамику ледника. Диагностическими призна¬ками гляциальных областей могут служить морфология леднико¬вого ложа (штриховка, шрамы, борозды, полировка, курчавые скалы), текстуры захвата, валунные мостовые, гляциопротрузии, гляциодислокации, определенная ориентировка обломков и че¬шуйчатое строение моренной толщи.
Флювиогляциальные образования характерны для зандровых равнин, располагавшихся у внешнего края ледников. Вблизи ко¬нечных морен зандровые равнины слагаются грубыми накопления¬ми — галечниками и гравием с валунами, которые при удалении от морен сменяются песками с линзами галечника и гравия. На значительном удалении от ледника располагаются равнины, сложенные однородным, но плохо отсортированным песчаным материалом с грубой косой слоистостью потокового (руслового) типа. Это связано с переносом осадков водой по системам непо¬стоянных ветвящихся водотоков.
В зонах развития ледников распространены лимногляциальные (озерно-ледниковые) отложения. Наиболее характерными отложе¬ниями приледниковых озер являются ленточные глины, т.е. гли¬ны с тонкой горизонтальной слоистостью. Они образованы в результате сезонного поступления обломочного материала.
Ледник, спускающийся в морской бассейн, при оттаивании сгружает впаянный в лед разнообразный материал, давая начало морским моренам (акваморены) и айсберговым накоплениям, морским ледниковым отложениям и морским ленточным глинам. Все они распознаются по присутствию грубообломочных образо¬ваний среди тонких морских толщ и наличию обломков с харак¬терной ледниковой штриховкой.
В областях развития карбонатных пород нередко возникают раз¬нообразные формы карстового ландшафта (карры, воронки, кот¬ловины, карстовые и карстово-эрозионные впадины, полья), ко¬торые реконструируются в процессе палеогеографического ана лиза. Закрытые карстовые формы устанавливаются геофизически¬ми методами, в частности методами электроразведки и изучения магнитных аномалий. При этом определяется не только морфоло¬гия, но и морфометрия карстового рельефа. В некоторых случаях небольшие карстовые формы (западины, воронки, карры) вид¬ны в стенках карьеров и обнажений, сложенных карбонатными породами. Углубления и эрозионные врезы располагаются на поверхности несогласий и перерывов и заполнены рыхлым гли¬нистым материалом.
Отложения пустынь формируются в специфических условиях. Важнейшим геологическим агентом здесь является ветер. Мелко¬зернистый материал под действием ветра легко удаляется с по¬верхности и переносится на значительные расстояния. Например, пыль из современных пустынь Африки переносится сильными пас¬сатными ветрами на расстояния до 3 тыс. км.
По особенностям эоловых отложений выделяют каменистые и песчаные пустыни. Отложения скалистых и каменистых пустынь представлены неокатанным грубообломочным материалом, не имеющим следов транспортировки, так как тонкозернистый ма¬териал удаляется при ветровой эрозии. На коренных породах на¬блюдается пустынный загар и присутствуют пустынные много¬гранники. Осадки насыщены обломками устойчивых пород. Ха¬рактерны причудливые формы выветривания.
Отложения глинистых пустынь возникают в пониженных участ¬ках, где в период редких, но обильных атмосферных осадков воз¬никают мелкие и быстро пересыхающие водоемы. Здесь образуют¬ся такыры, солончаки и соляные блюдца. Присутствуют парал¬лельно-слоистые глинистые и алевритовые илы с прослоями гип-соносных илов и соляных корок. В осадках нередко встречаются рассеянные кристаллы соли.
Среди пустынных осадков в ископаемом состоянии часто со¬храняются отложения пустынных временных потоков (вадей). Они напоминают осадки, переносимые грязевыми потоками. Нередко между отложениями временных потоков присутствуют пласты эоло¬вого песка. Состав осадков разнообразный: от галечников с плохо окатанными обломками до пере отложенных эоловых песков и гли¬нисто-алевритовых осадков.
Осадки песчаных пустынь формируются под воздействием вет¬ра, переносящего песчаные зерна из отложений различного ге¬нетического типа. Характерная особенность эоловых песков — на¬личие матовой поверхности и плотной упаковки зерен. Наиболее важным критерием отнесения отложений к эоловому типу явля¬ются седиментационные текстуры, по которым выделяются барха¬ны и дюны. Эоловая косая слойчатость обладает меньшим посто¬янством углов падения, вызванным изменчивостью направления и силы ветров. Знаки волновой ряби в ископаемом состоянии сохраняются значительно реже. Они формируются на наветренных скло¬нах дюн. Надо учитывать и то обстоятельство, что знаки ряби в большинстве случаев формируются под действием слабых ветров, которые обычно не совпадают с направлением преобладающего ветра.
Современные и древние пролювиальные отложения образуют характерные конусы выноса в местах выхода временных потоков из гор на равнину. Отложения конусов выноса обладают следую¬щими особенностями: вследствие быстрого переноса сохраняется первоначальная форма обломков, сортировка по гранулометри¬ческому составу весьма слабая, происходит смешивание всех фрак¬ций осадка — от очень тонких до весьма грубых, отсутствует сколь¬ко-нибудь выраженная слоистость, резко представлен полимик-товый состав осадков.
Осадки конусов выноса разнообразны. Это отложения собст¬венно водных и грязекаменных потоков (селей) — массы неотсор¬тированного песчано-глинистого материала с крупными обломка¬ми. Отложения конусов выноса в сторону предгорий и равнины постепенно сменяются толщами менее грубых осадков. Среди них большим развитием отличаются осадки водных потоков — пок¬ровные пески, алевриты и гравий, осадки заполнения русла временных потоков, прорезывающих ранее образованный конус выноса и инфильтрационные осадки.
Площадь распространения отложений предгорий обычно неши¬рока, но .имеет большую протяженность, так как осадки протяги¬ваются вдоль подножия горных цепей. Состав обломков пролюви-альных отложений отражает состав разрушающихся возвышеннос¬тей и гор.
Среди континентальных отложений широко распространены аллювиальные образования. Реконструкции древней гидрографи¬ческой сети тесно связаны с изучением палеорельефа, так как при проведении палеогеоморфологического анализа в процессе изучения как погребенного, так и реконструированного рельефа выделяются линейно вытянутые долинообразные понижения. В ископаемом состоянии хорошо сохраняются пофебенные русла, нередко заполненные соответствующими русловыми фациями.
Речные отложения представлены разнообразными генетически¬ми типами пород, которые последовательно замещают друг друга во времени и в пространстве. Выделяются группы отложений рус¬ловых, пойменных и старичных площадей. В составе руслового ал¬лювия выделяются перлювий, осадки пристрежневой части, при¬русловой отмели и осадки перекатов. Перлювий — это скопление терригенного, иногда крупной размерности материала у подмы-ваемого берега. К ним относятся переотложенные продукты раз¬мыва ложа и бортов русла. Они наращиваются путем последова¬тельного прислонения новых слоев, налегающих сбоку на наклон ную поверхность растущей отмели по мере ее смещения в сторону вогнутого берега. В ископаемом состоянии к этому типу осадков относятся внутриформационные брекчии, состоящие из углова¬тых обломков тех же пород, что и содержащие их аллювиальные отложения.
Пристрежневые осадки — это грубозернистые, реже гравелис-тые пески с галькой и щебнем коренных пород берега реки. При удалении от стрежневой части они становятся все более тонкозер¬нистыми.
Осадки прирусловой отмели характеризуются значительно боль¬шей мелкозернистостью и однородностью строения. Именно в этих осадках возникает косая слоистость, генетически связанная с раз¬личными проявлениями «дюнной» формы волочения донных осад¬ков. В верхней части прирусловой отмели, где глубины и скорости течения небольшие, а осадки мелкозернистые, возникает серпо¬видная и клиновидная косая слоистость.
Осадки перекатов в зависимости от уровня реки и скорости течения бывают либо грубозернистыми (галечники, валуны), либо сходными с пристрежневыми или отложениями прирусловой от¬мели. Для осадков перекатов характерны знаки ряби и следы раз¬мыва. Перекаты могут превращаться в речные острова с наземной растительностью. В отложениях кос встречается растительный мате¬риал и раковины пресноводных моллюсков.
Наибольшей пестротой характеризуются осадки пойменной части. Они слагаются глинисто-алевритовым и алевритовым мате¬риалом. Слоистость тонкая и горизонтальная, но иногда встреча¬ется косая и волнистая. На поверхностях напластования имеются отпечатки растительных остатков, а в осадках захоронены кости наземных животных и раковины пресноводных моллюсков.
Наряду с тонким терригенным материалом в старичных отло¬жениях присутствует и биогенный. Большим развитием пользуют¬ся глины, обогащенные углистым веществом и пластами торфа и бурого угля.
На характер озерных отложений большое воздействие оказы¬вает климат, определяющий гидрохимический режим и состав ор¬ганического мира, а также тектонический режим региона, от ко¬торого зависят форма, размер и глубина озер, характер берегов и водосборной площади, геологическое строение берегов и харак¬тер питания озер жидким и твердым стоком. Наиболее общей чер¬той озерных осадков является присутствие тонкой горизонталь¬ной слоистости и значительного количества пресноводных мол¬люсков с тонкой раковиной. Многим озерным осадкам свойственны высокая степень насыщенности органическим материалом и на¬личие большого количества остатков растительности.
Озерные осадки парагенетически связаны с пойменными, дель¬товыми, ледниковыми (флювиогляциальными) и реже пролювиальными фациями. Большую роль при диагностике озерных осад¬ков играют метод построения рядов фаций, так как озерные обра¬зования через серию переходных отложений сменяются аллювиаль¬ными, лагунными и ингрессивными морскими фациями, и ана¬лиз органических остатков. Однако в ряде случаев отличить только по органическим остаткам озерные образования от пойменных затруднительно. Лишь площадное распределение пресноводной фауны позволяет определить, являлись ли организмы обитателя¬ми речных систем или развивались в озерных водоемах.
Озерные отложения диагностируются по особенностям распре¬деления бора, лития, фтора, стронция, по обедненному составу изотопов углерода, обогащенности тяжелыми изотопами кисло¬рода и сильной изменчивости отношения изотопов серы.
Болота различаются по ряду признаков: геоморфологическому положению; составу растительности; степени обводненности и химическому составу вод. Отложения болот характеризуются пре¬обладанием глинистого материала, резко обогащенного органи¬ческим веществом, обилием остатков растительности, при¬сутствием пластов угля и горизонтальной слоистости. Ввиду того что осадки болот образовались в восстановительных условиях, они обогащены каолинитом, сидеритом, пиритом и вивианитом. Не¬редко встречаются стяжения и даже прослои железистых сое¬динений.
Обстановки, переходные от континентальных к морским. К. та¬ким обстановкам относятся дельты, лагуны и лиманы. Разнооб¬разный комплекс фаций развит в дельтах и вызван сложным со¬четанием речных и прибрежно-морских условий. Дельты являются одним из основных ландшафтов морского побережья и состоят из надводных и подводных участков. Осадки формируются в резуль¬тате двух противоположных процессов: аккумуляции и денудации. В пределах дельтовой равнины, расположенной выше уровня моря, главную роль играют речные процессы. Здесь располагаются ниж¬няя часть речной долины и надводная (субаэральная) дельта. Осадки представлены косослоистыми (русловые фации) и горизонтально-слоистыми песками, имеющими знаки ряби, и реже галечниками (осадки действующих рукавов) и более тонкозернистым, но пло¬хо отсортированным материалом, который отлагался между рука¬вами во время паводков. В условиях влажного климата на водораз¬дельных пространствах (между рукавами) развиваются болота с торфяниками, а в засушливом климате здесь располагаются соле¬ные озера. В первом случае дельтовые осадки перемежаются с тор¬фяниками или обогащенными органическим веществом алеври-то-глинистыми слоями, а в засушливом климате среди тонкозер¬нистых осадков нередко встречаются прослои гипса и галита.
Авандельта располагается ниже уровня моря у внешнего края субаэральной дельты. На формирование осадков большое влияние оказывают морские волны и приливы. В авандельте сгружается материал, не успевший отложиться в надводной части дельты, и здесь накапливаются тонкозернистые алеврито-глинистые плохо отсортированные косослоистые отложения. Русловые фации за¬нимают большие площади.
В пределах авандельты образуются бары и береговые косы, сло¬женные хорошо отсортированными песками и алевритами, иног¬да имеются большие скопления ракушняка с эвригалинными орга¬низмами. В сторону открытой части моря они сменяются более тонкозернистыми осадками, в которых преобладающую роль на¬чинают играть илы с нормально-солен ой фауной. Донный участок дельты (наклонная часть дельты и ее глубоководная часть) нахо¬дится под водой, и формирование осадков происходит полнос¬тью в морских условиях. Тонкозернистые осадки (алевриты, гли¬ны, карбонатные илы) слагают косо- и горизонтально-слоистые толщи. Эти осадки более выдержаны по простиранию, чем в дру¬гих частях дельты. Ввиду того что глубина наклонной части дельты состаатяет десятки метров, осадки здесь накапливаются в спо¬койных гидродинамических условиях. В ряде случаев в результате действия сильных донных течений, направленных вдоль конти¬нента, происходит частичный размыв осадков. В этой части дель¬ты обитают эвригалинные морские организмы.
Глубоководная часть дельты располагается в районе, где вы¬нос материала реками происходит периодически во время силь¬ных наводнений. Наряду с типично морскими осадками с орга¬низмами, обитавшими в условиях нормальной солености, отлага¬ются продукты речного выноса, содержащие обломки древесины.
Осадки эстуариев близки к осадкам подводной части дельт. Вещественный состав и структурно-текстурные особенности отло¬жений лагун тесно связаны со своеобразием этих ландшафтных единиц, которые зависят от климата и степени изоляции от от¬крытого моря. Наиболее важными особенностями лагун являются их мелководность и нарушенная соленость. Во влажном климате лагуны большей частью опреснены и довольно часто превращаются в приморские болота. Отличительная особенность осадков опрес¬ненных лагун от дельтовых — не только преобладание тонкой го¬ризонтальной слоистости, но и пространственная разобщенность угленосных толщ от прибрежно-морских осадков.
В условиях жаркого аридного климата соленость в лагунах силь¬но повышается. Этому способствует и значительная изоляция от открытого моря. Органический мир в лагунах представлен немно¬гочисленными сильно угнетенными формами. Наряду с тонким терригенным материалом осаждаются гипсы, ангидриты и соли. Осадки обладают тонкой горизонтальной слоистостью, и только в редких случаях, когда сильное волнение и штормы взмучивают донные осадки, возникает волнистая или линзовидная слоистость. В некоторых бассейнах кроме биогенных (органогенно-карбонат-ных) и эвапоритовых осадков при определенных условиях накап¬ливаются железистые и марганцевоносные осадки. Органогенные отложения состоят из остатков эвригалинных организмов (пеле-ципод, гастропод и мшанок) и разнообразных водорослей, в том числе кремнистых и известьвыделяющих.
В застойных участках лагун развиваются восстановительные ус¬ловия. Здесь образуются сапропелиты. Для лагун влажного тропи¬ческого климата характерны мангровые болота, в пределах кото¬рых формируются торфяники.
Своеобразным строением отличаются осадки, слагающие под¬водные и надводные валы — бары и косы, отделяющие лагуны от открытого морского бассейна. Они представлены относительно более крупнозернистым и довольно плохо отсортированным ма¬териалом, обладающим массивной текстурой. Слоистость косая.
Палеоклиматические реконструкции. Реконструкция климати¬ческих условий геологического прошлого осуществляется на ос¬нове многочисленных геологических показателей, среди которых литологические, геохимические, геоморфологические, палеон-тологические (палеозоологические, палеоботанические и палино¬логические). Главным критерием палеоклиматических исследо¬ваний, способствующих объективным и близким к реальности ре¬конструкциям, является максимальная комплексность, при кото¬рой литологические показатели согласовываются и корректируются с данными геохимии и палеонтологии.
Отдельные литологические разности осадочных образований сами по себе служат хорошими показателями климата. Соли, гипсы, ан¬гидриты и седиментационные доломиты образуются в условиях аридного климата, а горючие сланцы и угли — в гумидном климате. Основные типы кор выветривания (латеритные, каолинитовые, каолинит-гидрослюдистые, монтмориллонитовые, гидрослюдистые и др.) могут рассматриваться как звенья одного типоморфного ряда, производного от баланса тепла и влаги. Даже ассоциация глинис¬тых минералов, а в ряде случаев и минеральный состав песчаных толщ свидетельствуют о климатических условиях. Определенную информацию о климатических условиях прошлого можно получить по распространенности фосфоритов, железных руд осадочного про-исхождения, кремнистых и карбонатных пород.
Более обоснованно климатические условия прошлого позво¬ляют оценить ассоциации горных пород, объединенные в литоге-нетические формации. Так, для тропической и субтропической зон с аридным климатом характерны карбонатная и гипсоносная красноцветная континентальная, эвапоритовая, карбонатно-суль-фатная и экстракарбонатная формации. В умеренно теплой зоне аридного климата красноцветная континентальная формация те¬ряет карбонатность, в ней увеличивается количество гипса. Боре альным аналогом карбонатных и гипсоносных красноцветов яв¬ляется формация карбонатных сероцветов.
Обилие влаги в гумидном климате способствует накоплению разных в фациальном отношении осадков. Широко распростране¬на угленосная формация, а также разнообразные моно- и олиго-миктовые терригенные формации (кварцевая, кварц-глауконито-вая и др.). В зависимости от температурного режима в равномерно влажном климате формируются кремнистая, экстракарбонатная, карбонатно-глинистая формации и формация горючих сланцев и битуминозных глин. Для переменно-влажной области характерны слабокарбонатная и бес карбонатная красноцветная, пестроцвет-ная глинистая, глинистая гипсоносная, а также ряд морских ли-тогенетических формаций: глинисто-карбонатная, слабокарбо¬натная, экстракарбонатная, глинистая слабоугленосная, олиго-миктовая и мономиктовая терригенная. В состав последних входят каолинитовые и монтмориллонитовые глины, кварцевые пески и множество аутигенных образований железа, кремнистых, извест¬ковых и фосфоритовых конкреций.
На органический мир морей и океанов и на обитателей суши большое влияние оказывают температурный режим и влажность. Исходя из состава органического мира на основе распространен¬ности стенотермной фауны возможна качественная оценка древ¬него климата. Однако в процессе палеоклиматических исследова¬ний необходимо учитывать степень приспособляемости организ¬мов к изменяющимся природным условиям. Палеоклиматические построения, основанные только на результатах палеозоологичес¬ких, палеоботанических или палинологических исследований, могут привести к существенным искажениям, так как в осадоч¬ные образования часто попадают организмы из различных ланд¬шафтных областей. Для того чтобы избежать ошибок при палеокли¬матических исследованиях, необходимо оперировать не отдельно взятыми организмами, а их сообществами (фаунистические ком-плексы или растительные ассоциации), которые в целом доволь¬но чутко реагируют на изменения внешней среды. Кроме того, для получения достоверных палеоклиматических выводов необхо¬димо проводить группировку всех исследуемых организмов по лан¬дшафтной принадлежности.
Современная фитогеография суши и зоогеография морей и океанов свидетельствуют о том, что каждому термическому поясу соответствуют определенные флористико-фаунистические зоны и области. Следовательно, палеобиогеографические исследования наряду с определением ареалов и этапности развития органиче¬ского мира дают возможность восстановить и существовавшие кли¬матические условия.
Большую роль при палеоклиматических реконструкциях играют палеотермометрические исследования. Выше были приведены принципы определения температур среды обитания морских бес¬позвоночных изотопным и магнезиальным методами. Темпера¬турные условия пресноводных бассейнов можно установить строн¬циевым методом. Количественные соотношения кальция и строн¬ция в арагонитовых раковинах современных и ископаемых дву-створчатых моллюсков отражают температурные условия в бас¬сейне их развития.
3.4. Формационный анализ
Под формациями понимается совокупность фаций, которые образовались на более или менее значительном участке земной поверхности при определенных тектонических и климатических условиях и отличаются от других особенностями состава и строе¬ния. Отдельные фации могут быть образованы на различных участ¬ках земной поверхности. Однако их устойчивые и длительные со¬четания, которые позволяют сгруппировать их в формации, воз¬никают только в строго определенных тектонических и клима¬тических условиях.
Основными признаками осадочных формаций являются:
&#9632; набор слагающих их ассоциаций главных горных пород, ко¬
торые отвечают определенным фациям или генетическим типам;
&#9632; характер переслаивания этих пород в вертикальном разрезе,
ритмичное строение:
&#9632; форма тела формации и ее мощность;
&#9632; наличие в ней каких-то характерных аутигенных минералов,
своеобразных горных пород или руд;
&#9632; преобладающая окраска, в той или иной степени несущая
генетическую информацию;
&#9632; степень диагенетических или метаморфических изменений.
Границы формаций часто, но не всегда совпадают с поверхно¬стями несогласий и со стратоизохронными уровнями. Иногда фор¬мации недостаточно четко отделены друг от друга перерывами и в ряде случаев постепенно переходят друг в друга, что создает дополнительные трудности при их выделении.
Названия осадочным и осадочно-вулканогенным формациям обычно даются по преобладающим литологическим компонентам (песчано-глинистая, известняковая, доломитовая, эвапоритовая) с одновременным указанием физико-географической обстановки образования (морская, континентальная, лимническая), нередко за многими формациями закрепились названия по присутствию характерных акцессорных минералов (глауконитовая) или полез¬ных ископаемых (угленосная, бокситоносная).
Главными факторами, определяющими облик осадочных фор¬маций, являются следующие:
&#9632; характер тектонического режима в областях сноса и накопле¬
ния;
&#9632; климатические условия;
&#9632; интенсивность вулканизма.
От многократного сочетания перечисленных условий и быст¬рой изменчивости в пространстве и во времени создается чередо¬вание генетических типов пород, входящих в состав формаций. От этих же факторов зависит и общее распределение формаций на земной поверхности.
Классификация формаций проводится по основным геострук¬турным элементам земной коры и по стадиям их развития в пре¬делах каждого тектонического цикла. Кроме того, классификация формаций проводится по климатическому режиму, который име¬ет исключительное значение для континентального и мелковод¬но-морского литогенеза. Вместе с тем необходимо отметить, что классификация формаций может производиться по тектоничес-ким, климатическим или ландшафтным признакам. Это делается довольно часто исходя из направленности того или иного вида исследований.
Последовательность работ при изучении и выделении форма¬ций следующая:
&#9632; в разрезе выбирают толщи пород, отличающиеся по литоло-
гическому составу и разделенные более или менее четко выражен¬
ными поверхностями перерывов или несогласий;
&#9632; изучают набор пород, входящих в состав выделенного есте¬
ственного комплекса, т.е. проводят парагенетический анализ. Од¬
новременно определяют и изучают цикличность строения форма¬
ции и иные текстурно-структурные признаки;
&#9632; выясняют фациальную природу каждого входящего в состав
формации типа пород и их сочетание в разрезе, т.е. осуществляют
фациальный анализ;
&#9632; определяют генетический тип отложений, устанавливают фи¬
зико-географическую (ландшафтную) обстановку формирования
формации;
&#9632; устанавливают климатический и тектонический режимы вре¬
мени и места образования формаций.
3.5. Палеогеографические карты
Конечный итог палеогеографических исследований — состав¬ление палеогеографических карт, с помощью которых можно по¬нять происхождение и оценить перспективность территорий на определенный тип полезного ископаемого.
В зависимости от степени обоснованности выделяют палео¬географические карты и схемы. На картах обязательно должен быть представлен фактический материал, положенный в основу выде¬ления тех или иных палеогеографических элементов. Наиболее часто это литологический состав отложений, по которому, в основном, и выстраивалась палеогеографическая обстановка. Такие карты называют литолого-палеогеографическими. В зависимости от раз¬мера охваченной территории и решаемых задач палеогеографи¬ческие карты могут быть глобальными, обзорными, региональ¬ными и детальными.
Палеогеографические карты отличаются от географических тем, что последние составляются на настоящий момент и на них отра¬жена ныне существующая обстановка, а на палеогеографической карте показана обобщенная география, существовавшая на про¬тяжении какого-либо длительного отрезка времени в геологиче¬ском прошлом.
Наряду с общими, собственно палеогеографическими или ли¬толого-палеогеографическими картами существуют специальные палеогеографические карты — палеогеологические, палеотекто-нические, ландшафтно-климатические, палеовулканические, па-леогеоморфологические, палеобиогеографические, палеолимно-логические. Имеется ряд вспомогательных карт, которые способ¬ствуют обоснованию и детализации палеогеографических карт. Та¬ковы литолого-фациальные карты распределения мощностей оса¬дочных толщ, карты осадочных формаций. Палеогеографические карты дополняются литолого-фациальными профилями, на ко¬торых можно проследить смену природных обстановок во време¬ни и в пространстве.
Примером региональных палеогеографических карт является Атлас литолого-палеогеографических карт СССР (1968—1969). В этом атласе впервые дана полная серия карт в относительно крупном масштабе (1:7500000), на которых начиная с раннего протерозоя и заканчивая плейстоценом показана физико-гео¬графическая обстановка, условия осад кон а ко плен ия и существова¬ния различных организмов для территории Советского Союза.
Принципы и методы, разработанные при составлении этого атласа, с необходимыми коррективами могут быть широко ис¬пользованы для составления литолого-палеогеографических карт различных масштабов и для разных территорий. Необходимые кор-рективы вносятся в целях детализации отдельных ландшафтных элементов, для конкретизации условий образования осадков, ус¬ловий обитания организмов, для показа особенностей рудного и аутигенного минералообразования, накопления и сохранения руд и т.д.
Одними из основных палеогеографических карт являются лан¬дшафтно-климатические, которые одновременно отражают глав¬нейшие элементы географической оболочки — ландшафт и кли¬мат. Подобные карты составляются на основании использования практически всех известных методов и методик палеогеогра¬фического анализа, что позволяет составить ландшафтно-клима-тические карты геологического прошлого.
На таких картах отображаются денудационные и аккумулятив¬ные ландшафты, области развития определенных фаунистических комплексов и растительных ассоциаций, представлены климатиче¬ские области и зоны (экваториальный, тропический, субтро¬пический, умеренно теплый, умеренный и умеренно холодный пояса), количество атмосферных осадков и характер их распре¬деления (аридный, переменно-влажный и равномерно влажный типы климата).
В этом учебнике характеристика каждого периода или эпохи фанерозоя сопровождается палеогеографическими схемами конти¬нентов, на которых кроме морских бассейнов показаны области континентального осадконакопления, подводного и наземного вул¬канизма, развития рифов и ледников. Кроме того, показаны гра¬ницы древних климатических поясов и границы платформенных и геосинклинальных областей.
Основой для построения подобных карт послужили карты, представленные в Атласе литолого-палеогеографических карт ми¬ра (1984, 1989) масштаба 1 :60000000. Ввиду того что помещен¬ные в учебнике карты сильно схематизированы, для углубленно¬го изучения истории развития Земли и отдельных континентов на протяжении позднего докембрия и фанерозоя рекомендуется пользоваться картами атласа.
3.6. Палеотектонический анализ
В задачу исторической геологии входит восстановление не только палеогеографической, но и палеотектонической обстановки прош¬лых геологических эпох. Древние тектонические и геодинамиче¬ские обстановки восстанавливаются на основе принципа актуа-лизма, т.е. сравнения с их современными аналогами. Коротко рассмотрим основные их типы и характерные породные ассоциа¬ции — литодинамические комплексы.
Срединно-океанские хребты {СОХ) — место рождения новой океанской коры, древние аналоги которой представлены офиоли-тами. Океанская кора и офиолиты имеют трехчленное строение. Верхний, осадочный, слой сложен пелагическими карбонатными и кремнистыми отложениями; в его основании нередко наблюда¬ется слой с повышенным содержанием железа, марганца и других металлов, продуктов гидротермальной деятельности в рифтовых долинах СОХ. Второй слой сложен вверху толеитовыми базальта¬ми, отличающимися пониженным содержанием К2О и повышен¬ным — Ti3O. Нижнюю часть этого слоя образует примечательный комплекс параллельных даек (jhected dyke), являющийся главным диагностическим признаком настоящих офиолитов. Третий слой сложен в верхней части массивными габбро, а в нижней — так называемым полосчатым комплексом, в котором габбро череду¬ются с ультрабазитами. Верхи мантии, подстилающие океаничес¬кую кору, часто серпентизированы и поэтому в основании офио¬литов нередко наблюдаются серпентиниты.
Офиолиты образуются не только в СОХ, но и на осях спредин-га окраинных морей или слагают основание вулканических остров¬ных дуг. Их отличают от типичных срединно-океанских по тонким особенностям химического состава, которые здесь не рассматри¬ваются .
Обстановка абиссальных равнин океанов. Ложе абиссальных рав¬нин образовано той корой, которая формируется в СОХ, а выше нее залегают осадки, отложенные уже на больших глубинах, ниже уровня карбонатной компенсации, поэтому кора не содержит кар¬бонатов. Но среди абиссальных равнин возвышаются внутриплит-ные, так называемые асейсмичные, хребты и толщи более или менее изометричных океанских плато, а также отдельные острова и подводные возвышенности, называемые симаунтами (seamounts). Все они достигают своими вершинными частями относительно небольших глубин (около 2 — 3 км), лежат выше уровня карбонат¬ной компенсации и поэтому в соответствующих климатических условиях их осадки могут быть представлены карбонатами, часто рифогенного происхождения^ что особенно относится к симаун-там. Вулканиты, слагающие эти возвышенности и надстраиваю¬щие «нормальную» океанскую кору, характеризуются повышен¬ной щелочностью и относятся уже к отличному от СОХ типу ба¬зальтов океанских островов, образовавшихся из недейлитирован-ной мантии.
Глубоководные желоба. Отложения этих желобов представлены турбидитами, т.е. обломочными осадками ритмического строения с градационной текстурой тиллитов и алевритов.
Вулканические островные дуги образуются над зонами субдук-ции и сложены в осевых зонах вулканитами известково-щелочно¬го типа, т.е. преимущественно андезито-базальтами, андезитами, дацитами и риолитами, причем кислые разности характерны обыч¬но лишь для энсиалических дуг, развивающихся на континенталь¬ной коре. В основании дуг, поверх офиолитов, обычно залегают толеитовые базальты, несколько отличающиеся по химическому составу как от базальтов на СОХ (MORB), так и от вулканических островов (OIB), а также бониниты-андезиты повышенной магне-зиальности. А в верхнем разрезе вулканитов могут встречаться суб¬щелочные разности.
На склонах островных дуг, обращенных к глубоководным же¬лобам, располагаются аккреционные призмы, сложенные турби дитами и в ископаемом виде слагающие флишевые формации. Флиш отлагается и на склоне дуги, обращенном к окраинному морю, и здесь обычно содержит продукты размыва вулканитов.
Изменение химического состава вулканитов вкрест простира¬ния островной дуги, и в частности увеличение содержания К2О, позволяет определять направление наклона зоны палеосубдукции и относительное расстояние парных метаморфических поясов. По¬яса метаморфитов высокой температуры и низкого среднего дав¬ления простираются вдоль оси дуги, а метаморфиты низкой тем¬пературы и высокого давления — ближе к оси желоба. Расстояние между этими осями позволяет определить угол наклона зоны суб-дукции и градиент изменения химического состава вулканитов.
Краевые вулкано-плутонические пояса отличаются составом маг-матитов, весьма близким к составу магматитов энсиалических ос¬тровных дуг, в частности повышенным содержанием кремнезема и щелочей. Характерны также крупные батолиты нормальных и субщелочных гранитоидов.
Пассивные континентальные окраины на пострифтовой стадии своего развития характеризуются в поперечном профиле латераль¬ным рядом от шельфовых мелководных осадков нередко через барьерные рифы (в подходящем климате), через сложные отло¬жения турбидитов, выполняющих подводные каньоны, к турби-дитным же фэнам на континентальном подножии, накладываю¬щимся на гипелагические отложения океанского ложа с контури-тами вдоль основания склонов. Не исключены проявления базаль¬тового вулканизма и силлы основных магматитов.
Внутриплатные континентальные обстановки включают обста¬новку континентальных рифтов и остальных площадей, развиваю¬щихся в спокойном тектоническом режиме. В пределах рифтов происходило накопление обломочных формаций, нередко крас-ноцветных, сходных с молассами орогенных областей и обладав¬ших значительной мощностью озерных или мелководно-морских карбонатов, часто в форме небольших рифовых построек на бор¬тах рифтов, базальтов нормальных или повышенной щелочности, формирование силлов диабазов и габбро-дол еритов, а также бо¬лее крупных плутонов стратиморфных мафит-ультрамафитового состава. За пределами рифтов шло накопление либо мелководно-морских, либо относительно глубоководных (глубина до 1 тыс. м), либо континентальных мелкообломочных отложений небольшой (сотни метров) мощности. На площадях суши развиты коры вы¬ветривания, состав которых, как и осадочных формаций, зависит от климатических условий.
Передовые и межгорные прогибы орогенов. Отложения этих про¬гибов обычно именуются молассами. Они формируются в межгор¬ных прогибах целиком, а в предгорных в значительной части за счет размыва смежных горных сооружений, отражая в своей вертикальной и возрастной последовательности рост этих сооруже¬ний. Соответственно различают нижние и верхние молассы. Пер¬вые являются тонкообломочными и отлагаются обычно в морских условиях. В нижней части их нередко выделяются глинистые, крем¬нисто-глинистые или кремнисто-карбонатные отложения с по¬вышенным содержанием органического углерода, например май¬копская серия Кавказа, менилитовая серия Карпат. Они отлича¬ются иногда пониженной мощностью, отлагаясь в относительно глубоководных прогибах, погружение которых не компенсирова¬лось осадконакоплением (например, Предуральский прогиб в на¬чале перми). Выше следуют мелководно-морские песчано-глини-стые (иногда карбонатные) осадки. Верхняя моласса отлагается в лагунах, а затем соответственно в континентальных условиях. На переходе от нижних к верхним молассам нередко залегают эвапо-ритовая (в аридных условиях) или паралическая (в межгорных прогибах — лимническая) угленосная формация. Выше осадки ста¬новятся все более грубыми и чисто континентальными, нередко ледниковыми (флювиогляциальными). Молассы часто накаплива¬ются в очень больших, многокилометровых, мощностях. Вулка¬ниты в их составе встречаются относительно редко и бывают пред¬ставлены пеплами, туфами, игнимбритами кислого или среднего состава.
Своеобразным элементом некоторых формаций, в основном флишевых или молассовых (нижняя моласса), а также склоновых отложений континентальных окраин и одновременно важным индикатором палеотектонических условий являются олистостромы. Они состоят из обломков твердых пород, часто известняков и до¬ломитов, а также магматитов и метаморфитов, именуемых олисто-.штами, различных размеров, погруженных в основную массу — матрикс, имеющий глинистый или алевритовый состав. Особенно крупные включения, обычно представленные плоскими слоисты¬ми пачками, называются олистоплексами. Олистостромы образу¬ются вследствие проявления оползневых и обвальных процессов на крутых склонах. Это могут быть фрактальные уступы сползаю¬щих в глубоководный бассейн тектонических покровов, уступы карбонатных платформ, рифовых построек, уступы на склонах пассивных континентальных окраин; однако ясно, что для обра-зования олистостромов требуется определенный перепад глубин бассейна. В подводных системах появление в разрезе олистостро¬мов обычно означает переход к орогенному этапу развития: в Юж¬ном Тяншане — это средний карбон, на Большом и Малом Кав¬казе — нижний эоцен и т.п.
Особенно чутким индикатором палеотектонических и палеогео-линамических условий считается химический, включая редкозе¬мельный и редкоэлементный, и инертный состав магматических пород. В целях их дискриминации по этим признакам составляют специальные диаграммы. Необходимо помнить, что без учета гео¬логических признаков использование подобных диаграмм может привести к ошибочным заключениям из-за возможной конвер-генции химических и изотопных особенностей пород.
С возрождением идей мобилизма и развитием палеомагнитных исследований стало возможным составление палеогеографичес¬ких карт не на современной основе, которая не отвечает былому расположению континентов и прежним контурам океанов, а на основе, отражающей реальное расположение материков в опре¬деленные временные интервалы. Такие карты (их называют палин-спастическими) составляют для эпох, начиная со среднеюрской, поданным картирования линейных магнитных аномалий в совре¬менных океанах, а для более ранних эпох — по данным положе¬ния континентальных блоков на основании изучения остаточной намагниченности горных пород соответствующего возраста. По¬скольку достоверность последних определений понижается с увели¬чением возраста пород, снижается и достоверность подобных ре¬конструкций. Палинспастические карты обычно достаточно схема-тичны и составляются в глобальном или региональном масштабе.


ЧАСТЬ ВТОРАЯ ДРЕВНЕЙШАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ
Глава 4 ВОЗНИКНОВЕНИЕ ЗЕМЛИ И ДОАРХЕЙСКАЯ ИСТОРИЯ
Земля является одной из девяти планет Солнечной системы, причем относительно небольшой. Для того чтобы представить эволюцию Земли как планеты, понять ее геологическую историю, необходимо рассмотреть ее место в Солнечной системе и обсудить существующие концепции ее формирования, которые содержат больше вопросов, чем исчерпывающих ответов, несмотря на все усилия, предпринятые в этом направлении большой группой ис¬следователей различных специальностей.
4.1. Образование Земли и Солнечной системы
В настоящее время установлено, что Вселенная, в которой рас¬положена наша Солнечная система, сформировалась около 14,5 млрд лет назад, т.е. Вселенная в три раза «старше» Солнечной системы.
По современным представлениям, Вселенная сформировалась за счет внезапного расширения вещества, или Большого Взрыва, до момента которого оно находилось в так называемом сингуляр¬ном состоянии при колоссальных давлениях и температуре. Про¬цесс расширения Вселенной, обоснованный в 20-х годах XX в. нашим соотечественником А.А.Фридманом, продолжается и в настоящее время, о чем свидетельствует ряд фактов, рассматри¬вавшихся в курсе «Общая геология»1.
Процесс образования звезд, начавшийся вскоре после Боль¬шого Взрыва, а затем и галактик, которых в наши дни насчитыва¬ется более 100 млрд в наблюдаемой части Вселенной, происходит и в современный период.
Солнечная система находится в Галактике Млечного Пути — рядовой галактике спиралевидной уплощенной формы диамет¬ром 100 тыс. св. лет2 и толщиной 20 тыс. св. лет. Солнце — малень¬кая звезда типа желтого карлика, располагается в 3/5 расстояния от центра Галактики, как бы на краю этого гигантского колеса. Именно поэтому мы наблюдаем Млечный Путь в виде арки на
1 Н. В. Короновскии. Обшая геология. — М.: Изд-во МГУ, 2002.
2 1 св. год - 9.46 1012 км.

небе, а край Галактики — в виде полосы звезд, огромное количе¬ство которых впервые обосновал Г.Галилей еще в 1610 г.
Рождение Солнечной системы могло развиваться по следующе¬му, наиболее обоснованному в настоящее время, сценарию. Он предполагает воздействие какой-то силы, по-видимому взрыва сверхновой звезды, на облако межзвездного вещества массой около 100 тыс. солнечных масс. Плотность газово-пылевой туманности составляла от 10 тыс. до 1 млн молекул на 1 см3. Температура не превышала 20— 100 К. Иными словами, туманность была холод¬ной. Предположительно, что химический состав вещества, сла¬гавшего облако, был очень близок к составу метеоритов — углис¬тых хондритов. Во время взрыва сверхновой звезды под действием ударной волны межзвездное вещество пришло в турбулентное со¬стояние и начало сжиматься, вращаться и уплотняться, превра¬тившись в итоге в диск с максимальной массой в центре и наи¬большим моментом количества движения по периферии.
Когда сжатие и температура в центре образовавшегося диска достигли огромных значений, начались термоядерные реакции и возникла новая звезда — Солнце. Скорее всего, это произошло около 4,6 млрд лет назад, хотя не исключено, что это событие могло произойти несколько раньше — 5 — 6 млрд лет назад. Солн¬це содержит 99,8 % общей массы Солнечной системы и только 0,2 % приходится на все девять планет, причем один Юпитер обла¬дает 0,1 % массы системы. Идущие внутри Солнца термоядерные реакции — слияния ядер водорода — протонов и образование ядер гелия с высвобождением колоссальной энергии, обеспечивают теп¬лом и светом нашу планету и создают возможность жизни на ней.
Ядерного горючего — водорода — хватит на Солнце еще при¬мерно на 5 млрд лет, а затем гелиевое ядро начнет сжиматься, внешние слои, наоборот, расширяться, превращая Солнце в звез¬ду типа красного гиганта, а впоследствии — в белого карлика. Иными словами, Солнце пройдет обычную эволюцию звезд такого класса.
4.2. Конденсация и аккумуляция межзвездного вещества, образование планет
Конденсация межзвездной пыли привела к формированию ги¬гантских колец вокруг Солнца, из которых и возникли планеты. После своего рождения Солнце было особенно активным и его масса быстро уменьшалась за счет разноса вещества солнечным ветром. Эта аномальная активность длилась не более 1 млн лет. Соглас¬но наиболее распространенной модели, в кольцах межзвездной пыли происходит слипание, или аккреция, частиц, образующих подо¬бие снежного кома — прообраза будущих планет.
Предполагается, что аккреция длилась не более 100 млн лет, что на фоне возраста Земли (по последним данным — 4,45+0,02 млрд лет) составляет очень небольшой временной промежуток. В послед¬ней стадии этого кратковременного процесса аккреции участвова¬ли большие планетезимали, возможно размером даже с Марс. Их соударение приводило к выделению огромного количества тепла, плавлению вещества слипшихся планетезималей и началу его диф¬ференциации, приведшей к появлению жидкого ядра и мантии. Все это происходило в конце этапа аккреции в течение нескольких миллионов лет, в результате чего у Земли уже была первичная ат¬мосфера, мантия и ядро. Дискутируется вопрос о времени образо-вания Луны — в настоящее время наиболее приемлемой гипотезой считается удар в первичную Землю крупного космического тела, выбившего из нее вещество, из которого и состоит спутник Земли.
Мощнейшая бомбардировка ранней Земли крупными метео¬ритами помимо разогрева планеты способствовала выделению га¬зов, из которых конденсировалась первичная атмосфера, по-ви¬димому, обладавшая сильным парниковым эффектом. Протоат-мосфера состояла из Н2О, СО2, СН4, СО, H2S, SO2, HC1 и ряда других газов и соединений, которые частично были растворены в первичной хлоридной и бессульфатной гидросфере, с которой атмосфера должна была находиться в равновесии. Следовательно, атмосфера и гидросфера должны были существовать с самых ран¬них стадий развития Земли.
Благодаря разогреву, сопровождавшему аккрецию, мантия могла подвергнуться частичному плавлению до глубин 750 км, в результате чего образовался гипотетический магматический оке¬ан. Веществом, обладавшим свойствами жидкости, слагалось и ядро Земли. Его внутренняя, твердая часть сформировалась позже.
Таким образом, важно подчеркнуть, что уже на самой ранней стадии существования нашей планеты, стадии, получившей на¬звание «догеологической» (4,5—4,0 млрд лет назад), были обра¬зованы: ядро, мантия, подразделявшаяся на нижнюю и верхнюю, а также, возможно, первичная кора, имевшая базальтовый состав. Мантия, частично расплавленная, могла подвергаться двум про¬цессам: кристаллизационной дифференциации и конвективному перемешиванию. Подтверждением этому служат различные хими¬ческие составы архейских коматиитов (ультраосновных вулкани¬ческих пород) Канадского щита, что свидетельствует о неодина¬ковых глубинных условиях их зарождения.
* * *
Первые 0,4 — 0,5 млрд лет существования Земли могут быть предпо¬ложительно восстановлены на основании косвенных данных. Процесс аккреции занял около 100 млн лет. Мошнейшая бомбардировка ранней Земли метеоритами вызвала ее разогрев, образование первичной атмо¬сферы, гидросферы, отличавшихся от современных, формирование маг¬матического океана в верхней части мантии. В это же время возникло жидкое ядро Земли и первая базальтовая земная кора.
Гл а в а 5 АРХЕЙСКАЯ ИСТОРИЯ
Американский геолог Дж.Дана в 1872 г. наиболее древние мета¬морфические образования назвал архейскими (от греч. «археос» — древний). Вслед за ним У.Эммонс (1888) выделил верхнюю часть древнейших толщ под названием протерозой (от греч. «протерос» — первичный, «зоэ» — жизнь). В том же году Международный геоло¬гический конгресс узаконил такое разделение докембрийских от¬ложений на архейские и протерозойские. В 1889 г. Ч.Уолкоттом в верхней части протерозоя был выделен альгонк. Следует отметить, что в это время для фанерозойских отложений уже была разрабо¬тана шкала, очень близкая к современной. В 1894 г. Э. Реневье опуб¬ликовал эту шкалу в так называемом хронографе.
5.1. Общее расчленение докембрия
Докембрий охватывает 3,5 млрд лет истории Земли, если не считать «догеологическую» стадию ее развития от момента обра¬зования планеты 4,6 млрд лет назад до 4,45 млрд лет, о которой известно очень мало. Сложность расчленения докембрийских от¬ложений заключается в том, что в этот огромный промежуток времени не существовало таких групп организмов, которые испы¬тывали бы быстрое развитие, что является непременным услови¬ем зональной стратиграфической шкалы — основы расчленения отложений фанерозоя.
Поэтому для расчленения докембрия (по М.А.Семихатову) ис¬пользуются три различных подхода:
&#9632; структурно-вещественный, применявшийся в основном на
ранних стадиях изучения докембрийских отложений;
&#9632; хронометрический, основанный, по существу, на примате
времени как такового;
&#9632; хроностратиграфический, наиболее обычный и традицион¬
ный для расчленения фанерозойских отложений, когда выделя¬
ются стратотипы, учитывающие особенности и последовательность
напластования, соотношения слоев и анализ органических остат¬
ков. Последние, как известно, в докембрии распространены сла¬
бо, а главное, они не подвержены быстрой изменчивости.
Исходя из изложенного наиболее перспективным методом рас¬членения докембрийских отложений является историко-геологи-ческий с обязательным использованием изотопной геохроноло¬гии, значение которой особенно велико для архейских толщ. Дан ные радиометрического возраста помогают не только установить пределы границ того или иного подразделения, но и проследить их на площади.
В настоящее время известны две шкалы расчленения докемб-рийских отложений, используемых в практической работе:
1) стратиграфическая шкала докембрия Северной Евразии,
принятая на совещании по общим вопросам расчленения докем¬
брия в Уфе (1990);
2) шкала докембрийского времени, одобренная Международ¬
ной стратиграфической комиссией и Международным союзом гео¬
логических наук и предложенная Международной подкомиссией
по стратиграфии докембрия (1988).
Сравнительный анализ этих шкал показывает, что во второй шкале (международной) не предусмотрено подчиненных подраз¬делений архейского зона, а протерозойский зон разделяется на три эры. В первой (отечественной) шкале архейская акротема разде¬лена на две эонотемы, а протерозойская акротема на две эоноте-мы, нижняя из которых подразделяется в свою очередь на две эратемы. Обе шкалы показаны в табл. 5.1. В 1991 г. Международная подкомиссия по стратиграфии докембрия рекомендовала разде¬лить архей на четыре эры: эо-, палео-, мезо- и неоархей с рубе¬жами 3,6; 3,2 и 2,8 млрд лет. Описывая события 7/8 истории Зем-ли, следует помнить о некоторой условности и спорности расчле¬нения докембрийских образований.
Учитывая изложенное выше, а также важнейшие события, происходившие в докембрийское время, будем рассматривать ар¬хей, разделяя его натри подразделения: ранний (4,0 — 3,5 млрд лет), средний (3,5 — 3,0) и поздний (3,0—2,5 млрд лет). В протерозой¬ской акротеме предпочтительнее выделение трех эонотем: ниж¬ней, средней и верхней, причем нижний рубеж средней эоноте¬мы — 1,9—2,0 млрд лет, а верхней — 1,0 млрд лет.
5.2. Ранний архей (4,0 — 3,5 млрд лет назад). Становление протоконтинентальной коры
Раннеархейский этап развития Земли охватывает промежуток времени от 4,0 до 3,5 млрд лет, т.е. порядка 500 млн лет, что вполне сравнимо по длительности со всем фанерозойским эоном. Следует подчеркнуть, что верхний и особенно нижний пределы этого интервала являются не очень четкими, что связано с труд¬ностями определения абсолютного возраста древнейших пород.
Выделение древнейшего этапа в истории Земли, следы которого уже запечатлены в горных породах, связано с проблемой ком¬плекса, относящегося к так называемым «серым гнейсам», впер¬вые установленным на Канадском щите Северо-Американской платформы в 80-е годы XX в., хотя термин «серые гнейсы» уже давно употреблялся в Швеции. Породы этого комплекса пред¬ставлены различными гнейсами тоналит-трондьемит-гранодиори-тового состава1 с включениями метавулканитов, метаосадочных пород, амфиболитов, иногда железистых кварцитов, а также кри¬сталлическими сланцами. Тоналиты и трондьемиты — это средние по составу интрузивные породы из ряда гранодиорита — диорита. Их эффузивными аналогами являются анезиты и дациты, поэто¬му нередко считается, что породы комплекса «серых гнейсов» в целом близки андезитодацитовому или даже дацитовому составам. В «серых гнейсах» отмечается преобладание Na над К, относитель¬но высокое содержание Ni, V и Сг, низкое — U, Th, Rb, Ti и очень низкое соотношение изотопов 87Sr/86Sr, равное 0,699—0,701. Таким образом, понятие «серые гнейсы» является сборным — к ним относятся древнейшие из известных на Земле породы, до метаморфических преобразований представленные эффузивными, интрузивными и гораздо реже осадочными породами. Следова¬тельно, «серые гнейсы» — это полигенетический комплекс. На¬помним, что возраст комплексов «серых гнейсов» превышает 3,3 — 3,5 млрд лет, но и эти цифры нередко являются омоложенными. Поэтому под комплексом «серых гнейсов» часто понимают наи¬более древние породы, известные в пределах щитов платформ.
Распространение комплексов «серых гнейсов» в различных ре¬гионах мира. Наиболее древние породы на земном шаре теперь известны практически на всех крупных платформах как северно¬го, так и южного рядов (рис. 5.1). Чтобы попытаться реконструи¬ровать обстановку времени формирования этих древнейших по¬род, необходимо рассмотреть строение и структуру наиболее представительных районов распространения «серых гнейсов».
Комплекс «серых гнейсов» платформ северного ряда. Древней¬шие породы в пределах платформ северного ряда развиты на Се¬веро-Американской, Восточно-Европейской, Сибирской и Ки¬тайско-Корейской платформах, где они обнажаются в пределах щитов — выступов фундамента этих платформ.
На Северо-Американской платформе наиболее древние датиро¬ванные породы обнажаются на Канадском щите в районе озера Верхнего, на полуострове Лабрадор, юго-западе Гренландии и в провинции Слейв на западе щита. В первом из них, где архейские образования занимают самую большую площадь, в долине реки Миннесота, известны породы возраста 3,5 — 3,7 млрд лет (по дан¬ным Rb—Sr- и U —Pb-методов). Они представлены гнейсами то-налитового состава с отдельными блоками и включениями грану-литов — пород высокой степени метаморфизма.
1 Сочетание пород тоналит-трондьемит-гранодиоритового состава может быть представлено в виде ТТГ-ассоциации.

В субпровинции Унгава, на побережье Гудзонова залива, и в некоторых других местах провинции озера Верхнего развиты поля гранулитов, возраст которых превышает 3 млрд лет, однако их истинный возраст может быть древнее, так как они подстилают более молодые зеленокаменные пояса (см. подразд. 5.3). Эти грану-литы могут быть одновозрастны с комплексом тоналитовых гней¬сов, сформировавшихся в основном по изверженным породам.
В другой части Канадского щита, на полуострове Лабрадор, в области развития более молодых раннепротерозойских пород располагается полоса ортогнейсов (гнейсов, сформировавшихся по интрузивным породам) провинции Нейн. Эти кварц-полево¬шпатовые тоналитовые «серые гнейсы» с включениями основных эффузивов и осадочных пород местами прорываются дайками ос¬новных пород, превращенных в амфиболиты. Абсолютный воз¬раст гнейсов Rb—Sr-методом оценивается в 3,6 млрд лет.
Третий район развития древнейших пород комплекса «серых гнейсов» — это юго-западная Гренландия, где общая площадь выходов архейских толщ превышает 120 тыс. км2, однако еще боль¬шая их часть перекрыта ледником. В этом районе развит знамени¬тый комплекс Исуа, в состав которого входят амфиболиты, обра¬зовавшиеся за счет основных вулканитов, включая пиллоу-лавы; метариолиты; метаосадочные породы с турбидитной текстурой; железистые кварциты; хемогенные осадки; конгломераты, в галь¬ках которых присутствуют кварциты, дуниты. Комплекс Исуа за¬легает по периферии гнейсового купола Амитсок, состоящего из кварц-полевошпатовых тоналитовых разностей гнейсов, обладаю¬щих полосчатой или очковой текстурой. Радиометрический воз¬раст гнейсов Амитсок и комплекса пород Исуа, определенный Pb—Pb-, U —РЬ- и Sm — Nd-методами, составляет 3,87 — 3,8 млрд лет, т.е. это одни из древнейших пород на земном шаре. И гнейсы Амитсок, и породы Исуа прорываются дайками метабазитов Аме-ралик. В этом же районе развит более молодой комплекс гнейсов Нук, возраст которых по R—Sr-методу равен около 3,0 млрд лет, т.е. они значительно моложе комплексов Амитсок и Исуа, а также толща Малене, состоящая из амфиболитов и кварцевых парагней¬сов, вмещающих пластовые интрузии анортозитов.
Все описанные выше породы очень сильно дислоцированы и образуют тектонические покровы, причем один эпизод формиро¬вания покровов предшествовал образованию гнейсов Нук, а.второй — произошел позднее. Метаморфизм всех упомянутых обра¬зований имел место в интервале 3,0—2,85 млрд лет и не превы¬шал амфиболитовой фации. Только местами процессы происхо¬дили в условиях более высоких ступеней метаморфизма — грану-литовой фации.
Таким образом, в Гренландии развит один из древнейших ком¬плексов земной коры — раннеархейский, одна часть которого без¬условно относится к «серым гнейсам», а другая — характерна скорее для зеленокаменных поясов (Исуа, Малене). Однако контакты между этими образованиями в основном тектонические и очень трудно понять их истинные возрастные соотношения.
Сравнительно недавно на западе Канадского щита, в провин¬ции Слейв, был обнаружен еще один район развития древнейших пород. Это гнейсы Акаста, возраст которых 3,96 млрд лет, — древнейшие из достоверно установленных на Земле.
На Восточно-Европейской платформе комплекс «серых гнейсов» обнажен в пределах Балтийского и Украинского щитов. В первом из них фрагменты этого комплекса достоверно установлены в Каре¬лии и предположительно на Кольском полуострове, на его северо-восточном побережье и в центральной части. Древнейший субстрат всех более молодых отложений слагается ортометаморфическими плагиогнейсами, амфиболитами, метавулканитами, как правило, андезитового состава. Эти образования прорываются различными гранитоидами (диоритами, плагиогранитами, гранодиоритами, тоналитами), в которых присутствуют ксенолиты более древних гнейсов. Возраст всех этих гранитоидов равен 3,2 — 3,1 млрд лет.
В центре Кольского полуострова, в Кейвской зоне, обнажается плагиогранитогнейсовый фундамент, отвечающий по своим ха¬рактеристикам комплексу «серых гнейсов». В Карелии и восточной Финляндии комплекс основания сохранился лишь в отдельных местах, так как в позднем архее он был интенсивно гранитизиро-ван и представлен амфиболитовыми, пироксеновыми, биотит-плагиоклазовыми гнейсами, тоналитами и гранулитовыми поро¬дами, которые обладают ярко выраженной натровой специализа¬цией и характеризуют изверженные породы среднего состава, близкие в целом к андезитам. Возраст «серых гнейсов», опреде-ленный в Мурманском блоке U —РЬ изохронным методом, равен 3,13 млрд лет, Sm — Nd-методом — 3,2 млрд лет, в Карелии — 3,3 млрд лет (U —РЬ-метод).
На Украинском шите древнейшие породы обнажаются в трех субмеридиональных блоках: Среднеприднепровском, Орехово-Павлоградском и Подольском. Наиболее представительны из них породы, слагающие аульский комплекс в Среднеприднепров¬ском блоке, который подстилает более молодые зеленокамен-ные образования конкско-верховцевской серии. Аульский комп¬лекс представлен биотитовыми и амфибол-биотитовыми гнейсами, амфиболитами, а также роговообманковыми сланцами и ам¬фиболитами. Радиометрический возраст комплекса оценивается в 3,7 + 0,1 млрд лет. В других блоках также развиты гнейсовые и грани-тогнейсовые комплексы, кристаллические сланцы, амфиболиты и гранулиты, возраст которых явно превышает 3,0 млрд лет.
Таким образом, на Украинском шите, как и на Балтийском, древнейшие натровые серогнейсовые комплексы являются фунда¬ментом для более молодых архейских, типично зеленокаменных серий пород, в которые они местами включены только фрагмен¬тами. Все породы этого комплекса основания подверглись неодно¬кратной гранитизации, метаморфизму и очень сильным деформа¬циям. Несомненно, что «серые гнейсы» присутствуют и в преде¬лах фундамента Русской плиты, где они перекрыты чехлом фане-розойских отложений, но обнаружение их — дело будущих исследований, хотя попытки их выделения по данным бурения уже предприняты.
На Сибирской платформе серогнейсовые комплексы были об¬наружены в конце XX в. По данным В. И.Кицула и его коллег, они слагаются биотитовыми гнейсами, гранитогнейсами, плаги¬огнейсами, а также эндербит-чарнокитовой формацией, т.е. пре¬имущественно гиперстеновыми гранитами, обнажающимися в цен¬тральной части Алданского щита и подстилающими более молодую архейскую иенгрскую серию. Радиометрический возраст «серых гнейсов», определенный РЬ —Pb-методом, составляет около 3,4 — 3,5 млрд лет. Породы, представленные различными гнейсами, ко¬торые можно отнести к древнейшему основанию, в последнее вре¬мя предполагаются на Анабарском массиве Сибирской платформы, а также в пределах ее обрамления — на Енисейском кряже и Омо-лонском массиве (3,4—3,5 млрд лет). Практически везде комп¬лекс «серых гнейсов» образует куполовидные структуры, об¬рамляемые более молодыми зеленокаменными поясами.
В пределах Китайско-Корейской платформы известны «серые гнейсы», которые имеют возраст 2,9 и 3,3 млрд лет и входят в состав периферических участков архейских гранитогнейсовых ку¬полов. Определения радиометрического возраста включений в «се¬рых гнейсах» по цирконам U —Pb-методом дали цифры в 3,67 — 3,65 млрд лет. Следует отметить, что кроме гнейсов, амфиболитов и метавулканитов в состав древнейшего комплекса входят желе¬зистые кварциты и мраморы.
Комплекс «серых гнейсов» платформ южного ряда — Южно-Американской, Африканской, Индостанской, Австралийской и Антарктической — древнейшие образования типа комплекса «серых гнейсов» распространены во многих местах щитов этих платформ.
На Южно-Американской платформе подобные породы извест¬ны в пределах Гвианского и Бразильского щитов. В первом из них комплекс Иматака в бассейне реки Ориноко сложен орто- и пара гнейсами, гранулитами, материнскими породами части из кото¬рых являлись изверженные породы среднего состава, близкие ди¬оритам и андезитам, возраста более 3,4 млрд лет, но претерпев¬шие повторное метаморфическое омоложение в позднем архее — раннем протерозое.
На Бразильском щите в ряде мест развиты кварц-полевошпа¬товые и биотитовые ортогнейсы, гранитогнейсы, чарнокиты (ги¬перстеновые граниты), а также первично осадочные породы, пре¬вращенные в парагнейсы, кварциты и железистые кварциты — джеспилиты. Радиометрический возраст этих образований, под¬стилающих более молодые зеленокаменные толщи, колеблется в пределах от 3,5 — 3,4 до 3,2 — 3,1 млрд лет.
Африканская платформа характеризуется серогнейсовыми ком¬плексами, распространенными на юге — в Свазиленде, Зимбабве и на острове Мадагаскар. Везде они представлены гранитогнейса-ми, плагиогнейсами, кварц-полевошпатовыми и биотитовыми гнейсами, имеющими в целом тоналит-трондьемитовый состав и радиометрический возраст 3,6—3,1 млрд лет. Во многих местах на¬блюдается налегание древнейших зеленокаменных образований на эти гнейсы, образующие комплекс их основания.
Наиболее древние гнейсовые комплексы Индостанской плат¬формы с радиометрическим возрастом 3,4—3,3 млрд лет образуют обширные выходы на юге Индостанского полуострова. По составу они отвечают тоналитам, но иногда в них присутствуют и мета-осадочные породы, а также метабазиты и амфиболиты, коматии-ты и другие представители зеленокаменных толщ, однако истин¬ные соотношения между ними не очень ясны.
На Австралийской платформе, в ее западной части, распола¬гаются два крупных блока фундамента платформы — Пилбара и Иилгарн, где в составе крупных метаморфических куполов выс¬тупают биотитовые гнейсы, гранитогнейсы, гранодиориты, то-налиты и другие породы, т.е. типичные представители комплекса «серых гнейсов*, с возрастом 3,5 — 3,3 млрд лет. Гнейсовые купола окаймляются зеленокаменными толщами, слагая их основание.
И наконец, в пределах Антарктической платформы геологами России в районах Земли Эндерби и гор Принца Чарлза были вы¬делены два комплекса пород, состоящих из различных гнейсов, гранитогнейсов, чарнокитов, эндербитов (натриевых чарнокитов), образующих структуры типичных гнейсовых куполов — с поло¬гим залеганием пород на сводах и сложной складчатостью по кра¬ям куполов. Радиометрический возраст пород колеблется от 3,9 до 3,2 млрд лет (меньшие цифры, по-видимому, отвечают этапам наложенного метаморфизма).
Условия формирования древнейших комплексов пород — «серых гнейсов». Несмотря на то что под термином «серые гнейсы» пони¬мается комплекс достаточно разнообразных генетически и по возрасту горных пород, их общий облик вполне определенный. В по-давляющем большинстве случаев это плагиогнейсы ТТГ состава возраста 4,0—3,4 млрд лет. По химическому составу они отвечают андезит-дацит-риолитовой известково-щелочной серии пород. В основном «серые гнейсы» являются исходно-магматическими породами и по петрохимическим и геохимическим особенностям отличаются от аналогичных по составу пород, образовавшихся в более поздние геологические эпохи. Существуют разногласия по поводу типа и состава первичных пород, из которых сформирова¬лись «серые гнейсы». Наиболее распространенная точка зрения зак¬лючается в признании вулканической природы «серых гнейсов», образовавшихся за счет плавления базальтов и коматиитов, с уча¬стием вулканогенно-осадочных и осадочных пород, а также инт¬рузивных тел. Иными словами, ТТГ-ассоциация возникла за счет переплавления первичной земной коры базальтового и коматии-тового составов.
Наблюдающаяся сложная тектоническая структура «серых гней¬сов» с образованием тектонических покровов и фанитогнейсовых куполов позволяет предполагать (это показано в работах О. Г. Со-рохтина и С.А.Ушакова) происхождение ТТГ-ассоциации за счет процессов скучивания океанской коры, при которых одни ее пла¬стины нафомождались на другие. Все исходные породы комплек¬са «серых гнейсов» подверглись интенсивным процессам метамор-физма и гранитизации.
Таким образом, особенности пород комплекса «серых гней¬сов», несмотря на их сходство, свидетельствуют о том, что уже в раннем архее условия формирования исходных пород были разнообразны.
«Серые гнейсы» почти везде подстилают породы зеленокамен¬ных архейских поясов. Но вместе с тем есть и включения их фраг¬ментов в гнейсы, например в комплексе Исуа в Гренландии. Оче¬видно, что здесь мы имеем дело с более древними зеленока¬менными породами. Где они были распространены и какие струк¬туры слагали, можно лишь предполагать. Весьма вероятно, что существовала еще более древняя базитовая кора, чем «серогней-совая», сходная с современной океанской, и не исключено, что в ее образовании важную роль играла метеоритная бомбардировка, при которой в ударных кратерах формировались базальтовые ла¬вовые покровы. Переплавление этой коры и могло создать «серые гнейсы».
Как бы то ни было, в конце раннего архея (3,5 млрд лет назад) уже была создана земная протокора сиалического, т.е. континен¬тального, типа, а слагающие ее известково-щелочные серии вулка¬нитов среднего состава и такие же интрузивы образовались из магмы, выплавленной скорее всего в этой коре. Была ли эта сиа-лическая протокора сплошной или слагала ограниченные участки на земной поверхности, остается пока неясным. Важно подчерк¬нуть, что в этой коре уже имела место дифференциация как по вертикали, так и по латерали.
Существовали ли в раннем архее атмосфера и гидросфера? На этот вопрос следует ответить положительно. Одна группа исследо¬вателей полагает, что и та и другая формировались одновременно с заключительной стадией аккреции планеты за счет интенсив¬ной, почти катастрофической или взрывной дегазации ее недр. При этом первичной земной корой было утеряно большинство летучих соединений. Первичная атмосфера могла напоминать современную венерианскую, может быть и марсианскую, и состояла в основном из СО2 с некоторым количеством N и Н2О. Возможны примеси NH3, CH4, H2S. Температура была намного выше современной, но неясно, достигала ли она точки кипения воды. Другая группа уче¬ных считает, что атмосфера и гидросфера формировались посте¬пенно, за счет такой же постепенной дегазации Земли. Наличие гидросферы подтверждается водным происхождением кварцитов в древнейшем комплексе Исуа в Гренландии.
Ранний архей (4,0—3,5 млрд лет назад) характеризовался формиро¬ванием древнейшей океанской и континентальной коры, дальнейшим становлением атмосферы и гидросферы и, возможно, уже существова-нием органической жизни на Земле. Наиболее представительными поро¬дами этой стадии развития является ТТГ-ассоциация. Анализ эволюции Земли в этом интервале опирается на вполне достоверные геологические данные.
5.3. Средний и поздний архей (3,5 — 2,5 млрд лет назад)
На всех щитах древних платформ и в пределах фундамента плит, перекрытых чехлом рифейских и фанерозойских отложений, наи¬более примечательной чертой геологического строения является наличие трех основных типов комплексов пород, формирующих более или менее линейные зоны, обычно именуемые поясами.
Первый тип включает зеленокаменные пояса — мощные толщи закономерно изменяющихся пород от ультраосновных и основ¬ных вулканитов через последовательно дифференцированные (от базальтов через андезиты к дацитам и риолитам), реже бимодаль¬ные вулканиты, вулканогенно-осадочные образования к гранит¬ным телам. Подобное строение зеленокаменных поясов в верти¬кальном разрезе типично для многих районов их развития на древ¬них платформах.
Второй тип представлен орто- и парагнейсами, «пропитанны¬ми» гранитными массивами и превращенными в поля гранито-гнейсов, т.е. гнейсов, по составу отвечающих гранитам и обладаю¬щих гнейсовидной текстурой.
Третий тип образован гранулитовыми (гранулито-гнейсовыми) поясами. Под гранулитами понимаются метаморфические поро¬ды, сформировавшиеся в условиях средних давлений, высоких температур (750— 1000°С) и содержащие кварц, полевой шпат и гранит.
Наряду с областями развития «серых гнейсов» раннего архея, три перечисленных выше типа архейских образований слагают преобладающую часть щитов древних платформ. Именно эти тол¬щи пород перекрывают тот фундамент, который был образован комплексами «серых гнейсов», являющихся протоконтиненталь-ной корой, скорее всего неравномерной мощности, вплоть до ее полного выклинивания в некоторых местах. Наибольший интерес представляют зеленокаменные пояса (первый тип), которые от¬личаются значительным разнообразием и повсеместным распро¬странением. Зеленокаменные пояса достигают длины 1 тыс. км при ширине до 200 км, но сохранились они от последующей перера¬ботки далеко не везде.
Впервые понятие «зеленокаменный пояс» ввел канадский гео¬лог Дж.Уилсон (1949). Говоря о поясах этого типа, следует отме¬тить, что речь идет о докембрийских образованиях, хотя сам тер¬мин «зеленокаменные породы», т.е. породы, претерпевшие хло-ритизацию, эпидотизацию и т.д., употребляется и для фанеро¬зойских толщ. Ввиду широкого распространения подобных обра¬зований на всех платформах будут рассмотрены лишь наиболее представительные из них.
Одним из тектонотипов таких поясов считается зеленокамен¬ный пояс Барбертон (рис. 5.2), расположенный на юге Африки на территории Трансваальского (Каапвальского) щита в Свазиленде. Общая мощность образований в поясе достигает 15 — 20 км. Их подразделяют на три надгруппы: Онфервахт, Фиг-Три и Моодис (рис. 5.3). В первой из них, наиболее мощной (до 10—15 км) и древней, выделяется несколько свит, объединяемых в группы, в нижней из которых преобладают метаперидотиты и метабазальты. В самой верхней свите — Комати — преобладают высокомагне-шальные основные и ультраосновные вулканиты, получившие на-звание «коматиитов» с характерной скелетной структурой — «спи-нифекс». Эти примитивные эффузивы с реликтами подушечной отдельности могли возникнуть только в мантии, где температура достигала 1800 "С, и в связи с тем, что древняя кора была тонкая, ультраосновная, поэтому магма быстро поступала на поверхность. В свите Комати присутствуют также пирокластические и кремнис¬тые породы. Мощность нижней группы около 8 км.
Выше залегает толща уже более дифференцированных вулка¬нических пород, от базальтов до риолитов и кремнистых толщ, причем подобная цикличность повторяется несколько раз. Мощ¬ность этой группы также около 8 км. Во всех образованиях надгруп-пы Онфервахт наблюдаются дайки и силлы преимущественно уль¬траосновных пород, хотя есть и более кислые разновидности.
Описанная выше толща пород согласно перекрывается образо¬ваниями надгруппы Фиг-Три, состоящей из относительно слабо метаморфизованных осадочных отложений — сланцев, граувакк, кремнистых пород, вулканических туфов, железистых кварцитов, обладающих ритмичной слоистостью и фациальной изменчиво¬стью. Мощность надгруппы Фиг-Три достигает 2 км, а на ней с несогласием, подчеркнутым горизонтом базальных конгломера¬тов, залегают также осадочные образования группы Моодис мощностью около 3,5 км. Ритмично построенная толща состоит из песчаников, кварцитов, глинистых сланцев и джеспилитов.
Отложения всех трех групп, по-видимому, сильно дислоцирова¬ны с образованием надвигов и покровов, формирующих чешуйча¬тую структуру, в которой возможно сдваивание или страивание разреза (рис. 5.4). Поэтому приведенные выше оценки мощности отдельных подразделений, вероятно, завышены.
В пределах Барбертонского зеленокаменного пояса широко раз¬виты прорывающие его тоналитовые граниты нескольких гене¬раций, как бы обрамляющие пояс и датируемые цифрами 3,1 — 3,0 млрд лет. А радиометрический возраст образований трех над-групп характеризуется цифрами от 3,5 млрд лет (вулканиты ниж¬ней части разреза надгруппы Онфервахт) до 3,3 млрд лет (в верх¬ней части надгруппы).
На Африканской платформе зеленокаменные пояса широко распространены и в пределах щита Зимбабве, где известны три генерации поясов с возрастом от 3,5 до 2,7 млрд лет, формирова-ние которых, как и в Барбертонском поясе, закончилось массо вы.м внедрением тоналитовых массивов. Характерная особенность этих поясов — присутствие бимодальных серий вулканических пород, т.е. наличие коматиитов, базальтов, дацитов и риолитов.
Зеленокаменные пояса известны и в Центральной Африке, а также в пределах Леоно-Либерийского и Регибатского массивов Западной Африки. Везде они обладают сходным строением, про¬рваны гранитами и метаморфизованы в гранулитовой и амфибо-литовой фациях. Метаморфизм, как правило, более молодой.
На Австралийской платформе ярким примером зеленокамен-ных поясов являются пояса блоков Пилбара и Иилгарн.
Расположенный на юго-западе блок Иилгарн площадью более 650 тыс. км2 обрамляется более молодыми протерозойскими об¬разованиями и характеризуется классическим набором пород для поясов подобного типа. В основании разреза залегают разнообразные вулканиты — коматииты, базальты и такого же состава пластовые расслоенные интрузивы, кислые вулканиты, пачки метаосадоч-ных пород — конгломератов, граувакк, аргиллитов, железистых кварцитов. Очень характерны бимодальные серии вулканических пород. Верхи разреза сложены конгломератами, грубыми песча¬никами, толщами основных и кислых вулканитов известково-ще-лочного типа. Мощность образований зеленокаменного пояса до¬стигает почти 20 км, и в них местами наблюдается цикличность с повторением разреза от базальтов-коматиитов до осадочных по¬род. Определения радиометрического возраста пород дают цифры от 3,3 до 2,9—2,8 млрд лет. Более молодой гранитоидный магма¬тизм оценивается в 2,8 — 2,5 млрд лет, и цифрой 2,4 млрд лет отмечен поздний метаморфизм. Самый молодой интрузивный маг¬матизм датируется 2,2 — 2,1 млрд лет.
Примерно такая же последовательность устанавливается и в блоке Пилбара, где зеленокаменные пояса древнее и установлено не менее пяти рубежей деформаций — от 3,4 млрд лет для низов разреза до 3,0 — 2,9 млрд лет, характеризующих главный этап гра¬нитного магматизма.
Зеленокаменные пояса и гранит-зеленокаменные области рас¬пространены также на Индостанской и Антарктической платфор¬мах. Они обладают сходным строением, сложной структурой, позд¬ним гранитоидным магматизмом и метаморфизмом. Обращают на себя внимание гранитные и гранитогнейсовые поля, разделяю¬щие зеленокаменные пояса и сложенные различными гнейсами, мигматитами, амфиболитами, кристаллическими сланцами, гра-нитоидами разных типов. Совместно они образуют, как и на дру¬гих платформах, гранит-зеленокаменные области.
На платформах северного, лавразийского, ряда архейские зе¬ленокаменные пояса широко развиты в пределах Канадского щи¬та Северо-Американской платформы, на Балтийском и Украин¬ском щитах Восточно-Европейской платформы, Алданском щите Сибирской платформы, а также на Китайско-Корейской плат¬форме.
Весьма представительна гранит-зеленокаменная область Ка¬надского щита в районе озера Верхнего (провинция Сьюпириор), где в близширотном направлении простирается ряд зеленокамен-ных поясов длиной более 1 000 км и шириной до 200 км, разде¬ленных поясами, сложенными гнейсами, образовавшимися по оса¬дочным породам, и гранитами.
Наиболее известный и крупный зеленокаменный пояс Абити-би сложен однородными базальтами и коматиитами, сменяющи¬мися затем последовательно-дифференцированными базальт-ан-дезит-риолитовыми сериями известково-щелочного типа. В самых верхах толщи присутствуют обломочные породы и щелочные лавы (надгруппа Тимискамин). Возраст вулканитов, определенный Rb— Sr-методом, равен 2,7 млрд лет, а метаморфизма и внедрений гранитов — 2,6 млрд лет, т.е. формирование пояса было относи¬тельно кратковременным. Гранитоиды, внедрявшиеся одновремен¬но с деформациями пород пояса, образуют купола диапирового типа.
В провинции Слейв, в районе Большого Невольничьего озера, находится несколько зеленокаменных поясов, образования кото¬рых выделяются в надгруппу Иеллоунайф, общий объем которых составляет 40 % (60 % приходится на гранитогнейсы, разделяю¬щие пояса). Только 18—20 % пород в поясах сложены примитивны¬ми коматиитами и толеитовыми базальтами, а весь остальной разрез представлен граувакковыми песчаниками и аргиллитами, что отличает эти пояса от многих описанных выше. Мощность отложений колеблется от 0,5 до 12 км. Вулканиты смяты в относительно по¬логие складки, а осадочные породы — в сложные изоклинальные. Между зеленокаменными поясами располагаются пара- и орто-гнейсы, гранитогнейсы, граниты.
Широким развитием зеленокаменные пояса характеризуются на Восточно-Европейской платформе, в пределах Балтийского и Украинского щитов, Воронежского массива и под фанерозойс-ким чехлом Русской плиты.
На Балтийском щите наиболее представительные зеленока¬менные пояса и гранитогнейсовые поля архейского возраста нахо¬дятся в Карелии, между Ладожским, Онежским озерами и Белым морем. Отсюда они простираются на территорию Финляндии. Раз-виты они и на Кольском полуострове, между Мурманским и Цен-тральнокольским массивами гнейсов.
В Карелии известно несколько зеленокаменных поясов ССЗ — ЮЮВ простирания, между которыми развиты гранитогнейсы и местами сильно переработанные «серые гнейсы» — комплекс ос¬нования. Разрезы поясов характеризуются коматиитами, метаба-зальтами, чередующимися с метариолитами и метадацитами, т.е. это типично бимодальные серии вулканитов. Коматиитов сравни¬тельно немного. В верхних частях разрезов преобладают метапесча-ники с горизонтами конгломератов, кремнистые породы, графи-тистые сланцы, мраморизованные доломиты и железистые квар¬циты, с которыми связан ряд железорудных месторождений (Ко-стомукша). Местами самые верхи разреза слагаются подушечными толеитовыми базальтами. Все эти толщи мощностью до 3 — 5 км выделяются под названием лопия. Они сильно дислоцированы и подверглись метаморфизму амфиболитовой фации. Лопийские образования прорваны различными интрузивами, преимуществен¬но гранитоидами возраста 2,7 млрд лет, а сами толщи гранит-зеленокаменных поясов имеют возраст 2,7 — 2,9 млрд лет, хотя радиометрические датировки некоторых пород гранитогнейсовых полей достигают 2,92 млрд лет.
В пределах Украинского щита архейские образования гранит-зеленокаменного типа (конкско-верховцевская серия) развиты в восточной его части, в Сред не приднепровском блоке, где аульс¬кий «серогнейсовый» комплекс слагает их основание (рис. 5.5). В низах разреза поясов залегают коматииты, толеитовые базаль¬ты, метаандезиты, метадациты, сменяющиеся вверх по разрезу метапесчаниками, метааргиллитами с прослоями кислых лав и туфов. Общая мощность серии достигает 7 км, а ее возраст оцени¬вается (в низах) в 3,2 млрд лет.
Конкско-верховцевская серия, напоминающая лопийские обра¬зования Балтийского щита, прорывается тоналитами и гранодио-ритами с цифрами абсолютного возраста по U — Pb-методу в 3,0—2,9 млрд лет. Вместе с породами «серых гнейсов» гранитоиды об¬разуют куполовидные мигматит-гранитные структуры.
В ряде других мест Украинского щита развиты узкие зоны с толщами пород, напоминающих конкско-верховцевскую серию. Такие же образования (михайловская серия) известны на Воро¬нежском массиве. Они представлены метабазитами — толеитовы-ми базальтами, коматиитами, а в верхах — метаандезитами и ме-тадацитами мощностью 2—10 км. Метавулканиты прорваны гра¬нитами, имеющими возраст 3,0 — 2,9 млрд лет, и метаморфизова-ны в зеленосланцевой фации. Все толщи сильно дислоцированы в узкие сжатые синклинорные зоны, между которыми развиты гра-нитогнейсовые купола комплекса основания.
Интерпретация геофизических и буровых данных по фундаменту Русской плиты, перекрытому фанерозойским чехлом, показыва¬ет, что зеленокаменные пояса архейского возраста, разделенные изометричными полями гранитогнейсов, составляют основу все¬го структурного рисунка востока плиты.
На Сибирской платформе в западной и восточной частях Ал¬данского щита к типу зеленокаменных поясов относятся узкие меридиональные структуры в Олёкминском и Батомгском блоках. Субганский комплекс залегает на «серых гнейсах» чарской серии и представлен в нижней части разреза коматиитами и базальта¬ми, ц средней — терригенными породами с линзами мраморизо-ванных доломитов, в верхней — железистыми кварцитами, аргиллитами, песчаниками, средними и кислыми вулканитами, кон¬гломератами. Мощность субганского комплекса превышает 7 км, а возраст (по U — Pb-методу) составляет 3,0 млрд лет. Весь комп¬лекс интрудирован разнообразными по составу телами от ультра¬основных в низах до гранитов в верхах (2,6 млрд лет). Зеленока-менные пояса, так же как и в других местах, разделены полями гранитогнейсов и гранитов и совместно с ними образуют гранит-зеленокаменные области.
5.4. Геологические обстановки
в среднем (3,5 — 3,0 млрд лет назад)
и позднем (3,0 — 2,5 млрд лет назад) архее
Рассмотренные выше примеры зеленокаменных поясов и гра-нитогнейсовых областей показывают, что на всех платформах они обладают чертами сходства, хотя есть и некоторые различия. В низах разреза залегают базит-ультрабазитовые высокомагнезиальные недифференцированные вулканиты, выше сменяющиеся после¬довательно дифференцированными базальт-андезит-риолито вы ми вулканитами в сочетании с турбидитовыми толщами, а затем мо-лассовыми конгломератами, песчаниками с горизонтами кислых, реже щелочных вулканитов. Для нижних частей разрезов (особен¬но древних поясов) характерны контрастные, бимодальные (ба-зит-риолитовые) серии вулканических пород, причем из кислых вулканитов преобладают пирокластолиты. Наряду с бимодальным распределением вулканитов типична и гомодромная последова¬тельность от основных к кислым породам. Характерна многоакт-ность магматических процессов, как вулканических, так и интру¬зивных. Геохимические особенности пород и распределение редко¬земельных элементов указывают на последовательное уменьше¬ние глубины магмообразования. Зеленокаменные прогибы сосу¬ществуют в архейское время с участками коры сиалического типа.
Особенностью гранит-зеленокаменных областей среднего ар-хея является их петельчатая структура с преобладанием овальных гранитогнейсовых куполов, между которыми располагаются уз¬кие зеленокаменные зоны. Подобная структура обусловлена гра-нитогнейсовым диапиризмом, происходившем в несколько эта¬пов, что свидетельствует о вторичности конфигурации зеленока¬менных поясов. Почти во всех случаях контакты зеленокаменных толщ с протосиалическим фундаментом раннеархейского возрас¬та — тектонические.
Наличие коматиит-базальтовых лав в поясах указывает на про¬цессы тектонического растяжения сиалического древнейшего фун¬дамента с образованием бассейнов, близких к океаническим. По¬этому некоторые исследователи отождествляют низы разреза зеленокаменных поясов с офиолитовым комплексом. А верхи разре¬зов поясов обладают сходством с молодыми островодужными ком¬плексами пород.
Гранит-зеленокаменные области позднего архея (3,0—2,5 млрд лет), слагающие значительную часть фундамента древних плат¬форм, скорее всего были сформированы под воздействием спре-динга и субдукции, т.е. уже более или менее типичных плитно-тектонических процессов. Заложение зеленокаменных поясов, на¬чавшееся с образования рифтов, впоследствии сменялось бассей¬нами с океанической корой, в которых происходил сначала спре-динг, а потом субдукция.
Гранитогнейсовые или гранулитгнейсовые области отличаются от зеленокаменных разнообразием магматических процессов и пос¬ледовательностью вулканитов, что свидетельствует о разноглубин¬ных магматических очагах, функционирующих одновременно.
Обращает на себя внимание сильная деформированность всех типов пород, так же как и присутствие полифазных концентричес¬ки-кольцевых куполов, усложнение разрезов за счет чешуйчатых надвигов, что приводит к сдваиванию разрезов. Современные ог¬раничения зеленокаменных поясов не являются первичными, так как значительная часть их уничтожена при формировании межпо-ясовых гранитогнейсовых куполов и овалов. Архейские зеленока-менные пояса образуют три разновозрастные генерации: одну сред¬не- и две позднеархейские, а время их формирования колеблется от десятков до сотен миллионов лет.
Высокая литологическая информативность пород зеленокамен¬ных комплексов позволяет устанавливать мелководные и глубо¬ководные обстановки, выявлять условия континентального скло¬на и его подножия (флиш, турбидитные потоки). Важной состав¬ной частью разрезов являются железистые кварциты — джеспи¬литы, которые в ряде мест образуют крупные железорудные месторождения.
Поздние фазы развития зеленокаменных поясов сосуществова¬ли с широко проявленным гранитообразованием, вплоть до по¬явления в конце архея настоящих калиевых гранитов и даже ще¬лочных пород. Эти процессы вовлекали в переработку более древ¬нюю «серогнейсовую» кору и вместе с ней формировали грани¬тогнейсовые купола, овоиды и т.д.
Таким образом, к концу архея можно предполагать сущест¬вование уже довольно мощной (до 30 — 40 км) и зрелой континен¬тальной коры. Была ли она сосредоточена в одном месте, образуя гигантский материк (Пангею), которому противостоял не менее гигантский океан — Панталасса, или блоки сиалической коры были распределены по поверхности земного шара так, что между ними оставались пространства с корой океанского типа, остается не совсем ясным.
Однако в пользу существования первого в истории Земли ог¬ромного материка к началу протерозоя свидетельствуют разлом-ные ограничения архейских блоков в фундаментах древних плат¬форм, причем края блоков несогласны по отношению к их внут¬ренней структуре.
Но если был суперматерик, в который «стянулись» все участки земной коры континентального строения, то что было на другой половине Земли, при условии, что ее радиус не изменялся? Там могло существовать только пространство с океанской корой, по-крытое водной массой, близкой по объему к современной, воз¬можно меньшей. Таким образом, уже на такой ранней стадии раз¬вития Земли возникла ее дисимметрия.
В средне- и позднеархейское время на сиалической, «протоконтинен-тальной», серогнейсовой коре, в условиях тектонического растяжения и образования бассейнов с корой океанического типа, формировались мошные толши ультраосновных и базальтовых вулканитов, сменившие¬ся последовательно дифференцированными сериями вулканических по¬род и осадочными толщами, при дальнейшем метаморфизме превратив¬шимися в зеленокаменные пояса. Многократный гранитоидный диапи-ризм расчленил эти пояса на узкие зоны. В среднем и особенно в по¬зднем архее проявляются плитно-тектонические обстановки со спредин-гом и субдукиией, а к концу архея, т.е. к рубежу в 2,5 млрд лет, форми-руется гигантский материк — Пангея-0.
5.5. Зарождение жизни
Проблема зарождения жизни на Земле обсуждается уже много десятилетий, но все объяснения носят характер лишь более или менее правдоподобных предположений.
В архейских образованиях известны следы примитивной орга¬нической жизни. Даже в древнейшем комплексе Исуа в Гренлан¬дии присутствует графит, в котором содержание изотопов 13С/12С почти такое же, как в современных органических остатках. Сле¬ды органической жизни известны в древних породах блока Пил-бара (3,4—3,5 млрд лет) в Западной Австралии, где обнаружены следы жизнедеятельности синезеленых водорослей — стромато¬литы.
Синезеленые водоросли — цианофиты — наиболее древние представители органической жизни. Микроскопические ните-подобные образования оболочки одноклеточных цианофитов (ак-ритархи), стяжения из карбонатов (катаграфии), продукты жизне¬деятельности синезеленых водорослей (строматолиты и онколи-ты) — эти примитивные представители органической жизни из¬вестны в отложениях возраста 3,5 — 3,0 млрд лет.
Уже в раннем архее в мелких ваннах, сильно прогретых солн¬цем, в условиях другой, нежели современная, атмосферы, ли¬шенной озонового слоя, в своеобразном абиогенном «бульоне», в окружении фумарол и вулканов, могли возникнуть высокополи¬мерные нуклеиновые кислоты, вернее их спиральные нити, обла¬давшие способностью синтезировать себе подобных. Иными сло¬вами, они могли передавать «код» для синтеза белков. Так могли образоваться первичные микроорганизмы, которые воспроизво¬дили себе подобных и эволюционировали, производя органичес¬кие молекулы из неорганических.
Для того чтобы производить одинаковые белки, необходимы нуклеиновые кислоты (ДНК, РНК). Именно в то время, когда появилась возможность копирования уже существовавших белков, т.е. возникли первые примитивные клепки, очевидно, и была пре¬одолена грань между «неживым» и «живым».
Первыми живыми организмами были бактерии, превращавшие неорганические соединения в органические, используя солнеч¬ный свет. Бактерии разлагали сероводород, выделяя при этом серу. Синезеленые водоросли «научились» разлагать воду, выделяя кис¬лород, а возникший в верхних слоях атмосферы озоновый слой предохранял от смертельного ультрафиолетового излучения орга¬низмы, которые могли существовать уже не только в толще воды, но и на суше.
5.6. Полезные ископаемые
Залежи полезных ископаемых в архейских породах относитель¬но невелики. С одной стороны, это связано с небольшим развити¬ем этих пород, а с другой — с низкой скоростью выноса рудных элементов из мантии в земную кору. Наиболее важными месторож¬дениями полезных ископаемых архейского возраста являются мес¬торождения Fe, Mn, Аи, а также Сг—Ni — Ti, Co, Си и графита.
По условиям залегания их разделяют на месторождения вулка¬нических комплексов зеленокаменных поясов и месторождения пегматитов. Среди последних известны месторождения только Li и Be. Для зеленокаменных поясов характерно наличие железных руд, золото-кварцевых и золото-теллуридных месторождений гид¬ротермального происхождения и сульфидных руд Си, Pb —Zn — Sb, а также хромитов и Ni —Со в ультраосновных и основных интрузиях.
Гл а в а 6 РАННИЙ ПРОТЕРОЗОЙ (2,5-1,65 млрд лет назад)
Конец архея — начало протерозоя на уровне 2,6 — 2,5 млрд лет является хорошо выраженным рубежом в пределах всех конти¬нентов, к которому приурочены процессы гранитоидного маг¬матизма и регионального метаморфизма. Только в раннем проте¬розое во всем объеме начинают проявляться новые структурные элементы — протоплатформы и настоящие подвижные пояса, хотя их прообразы существовали, как отмечено выше, и в позднем архее. В течение 1 млрд лет, вплоть до позднего рифея, развитие основных структурных элементов земной коры шло довольно мед¬ленно и скорости осадконакопления были невелики. Эпиархей-ский суперматерик Пангея-0 около 2,2 млрд лет назад, просуще-ствовав примерно 300 млн лет, начал распадаться с образованием бассейнов с корой океанического типа.
6.1. Глобальная и региональная характеристика
Нижнепротерозойские образования известны не только на всех платформах, в пределах щитов и в фундаменте плит, но и во мно¬гих складчатых поясах, например Урало-Охотском, разделяющем Восточно-Европейскую и Сибирскую платформы, в Средиземно¬морском поясе и ряде других. Остановимся на нескольких наибо¬лее представительных примерах, являющихся тектонотипами для этого временного интервала. Главная особенность начала раннего протерозоя — расчленение или деструкция многих позднеархей-ских стабильных областей, хотя часть из них сохранила монолит¬ность, превратившись в древнейшие платформы. Они обладали уже фундаментом и чехлом, но последний еще отличался от ти¬пичного фанерозойского платформенного чехла.
На Африканском континенте крупнейших протоплатформ было две — Калахари и Конго. В первой из них в пределах Трансваальс-кого пологого прогиба, напоминающего синеклизу, развит очень мощный, непрерывный и прекрасно изученный комплекс отло¬жений (рис. 6.I). Фундамент этой протоплатформы образован «се¬рыми гнейсами» и гранит-зеленокаменными толшами архея. Зале¬гающие несогласно на этом фундаменте нижнепротерозойские образования подразделяются на три группы общей мощностью до 35 км. Нижняя из них — Витватерсранд — в свою очередь, состоит из трех весьма мошных серий (надгрупп): Доминион-Риф, собственно Витватерсранд и Вентерсдорп.
Первая серия сложена в низах разреза кислыми вулканитами, реже более основными, подстилаемыми кварцитами и глинисты¬ми сланцами, с прослоями знаменитых золотоносных конгломе¬ратов. Возраст вулканических пород Доминион-Рифа — 2,8 — 2,7 млрд лет. Вулканиты составляют не более 10 % (90 % — обло¬мочные породы).
Вторая серия состоит из многократно чередующихся пачек гли¬нистых сланцев и кварцитов, окрашенных в разные цвета (зе¬леноватые, серые, желтые, бурые и т.д.), причем кварциты сла-гают верхи разреза. Встречаются также маломощные прослои до¬ломитов и известняков, базальтов, золото- и ураноносных конгло¬мератов. Одному из нижних горизонтов конгломератов приписы¬вается ледниковое происхождение.
Перед отложением третьей серии произошел перерыв в осад-конакоплении. Серия слагается в нижней части толеитовыми ба¬зальтами, их туфами; в средней — валунными конгломератами, кварцитами, сменяющимися дацитами, риолитами, туфами, пеп-лами, а выше — толщей туфов среднего состава и андезитовыми лавами. Общая мощность Витватерсрандской надгруппы состав¬ляет 18 км.
В настоящее время по уточненным данным определено, что «Витватерсрандская триада» образовалась в интервале 3060 — 2700 млн лет. Это означает, что она относится не к нижнему протерозою, а к верхнему архею и что платформенный режим на крайнем юге Африки установился уже в начале позднего архея.
После формирования вентерсдорпской серии тектонические движения лишь незначительно деформировали эти древнейшие протоплатформенные отложения, в которых образовались сбро¬сы, флексуры и очень пологие складки. На размытой поверхности этих толш в эпиконтинентальном морском бассейне начали фор¬мироваться отложения, выделяемые в надгруппу Трансвааль об¬щей мощностью до 12 км. Временной интервал образования этих протоплатформенных отложений по радиометрическим данным оценивается в 2,35 — 2,05 млрд лет. В нижней части разреза над-группы Трансвааль залегают глинистые сланцы, кварциты, ба¬зальтовые и риолитовые лавы и туфы, сменяющиеся тонкими кластическими морскими толщами, переходящими вверх по раз¬резу в мощную (до 2 км) толщу доломитовых известняков с про¬слоями и линзами кремней и в верхах пачкой джеспилитов, с которыми связаны железорудные месторождения.
На рубеже около 2 млрд лет назад в Трансваальском прото-платформенном прогибе произошло формирование гигантского расслоенного лополита — Бушвельдского интрузивного массива площадью около 70 тыс. км2, детально изучаемого уже более 80 лет. Интрузив обладает воронковидной формой и сложным внутрен¬ним строением, характеризующимся наличием ряда зон и зака¬ленной внешней оторочки, сложенной мелкозернистыми нори-тами мощностью до 150 м. Нижняя часть интрузива сложена габ-бро-норитами, габбро и лейкогаббро с прослоями анортозитов и хромититов, а верхняя — габбро, оливиновыми диоритами и ти-таномагнетитовыми слоями. Интрузив обладает ритмичной слоис¬тостью. Выше располагаются так называемые «красные граниты» мощностью 3,5 км, имеющие возраст 1,9 млрд лет и сформиро¬вавшиеся за счет плавления гранитно-метаморфической коры, тогда как основные породы воронкообразного лополита — ре¬зультат плавления верхней мантии. Радиометрический возраст ниж¬ней части интрузива по Rb—Sr-методу составляет 2,09 млрд лет, верхней — 1,92 млрд лет.
Последовавший за становлением интрузива длительный пере¬рыв, подъем территории и денудация, которая вывела интрузив¬ные породы на поверхность, сменились накоплением в континен¬тальных условиях мощных толщ красноцветных песчаников и квар¬цитов группы Ватерберг мощностью до 5 км, с прослоями гра¬велитов, конгломератов и глинистых сланцев.
В других районах синеклизы Трансвааль обстановки были ины¬ми и континентальные красноцветы замещались базальтовыми вулканитами или морскими терригенными породами с прослоя¬ми карбонатов.
Таким образом, мощнейшие, преимущественно осадочные, формации протоплатформы Калахари формировались в течение почти 1 млрд лет на земной коре сиалического типа.
На протоплатформе Конго в раннем протерозое формирова¬лись красно цветные обломочные отложения с доломитами и кис¬лыми туфами, характеризующиеся урано- и марганценосностью. Эта группа отложений практически не метаморфизована и несо¬гласно перекрывает позднеархейские толщи, радиометрический возраст которых 2,70 млрд лет.
Вторым главным структурным элементом Африканского конти¬нента, наряду с протоплатформами, были подвижные пояса. Тек-тонотипом таких структур является Бирримский (Эбюорнейский) пояс, расположенный на побережье Гвинейского залива в преде-лах Ганы и Буркина-Фасо. Пояс сложен чередующимися толщами грауваккового флиша, песчаников, туфогенных осадков, крем¬нистых марганценосных прослоев и линз конгломератов. Вторая часть разреза состоит из толеитовых базальтов и последовательно дифференцированной базальт-андезит-риолитовой серии извест-ково-щелочного типа. Общая мбщность отложений превышает 7 км. В целом последовательность бирримских образований напоминает таковую зеленокаменных поясов архея, и вер эти толщи смяты в сложные, сжатые и изоклинальные складки с надвигами и даже шарьяжами. Вместе с бирримскими образованиями смяты в складки и несогласно залегающие на них золотоносные молассовые отло¬жения Тарква, состоящие из конгломератов, гравелитов, песча¬ников, кварцитов, аргиллитов, прорванных дайками и силлами основных пород и развитых на юге Ганы. Золотоносность этого района и дала ему название «Золотой Берег» в XIX в. Раздробле¬ние архейского сиалического фундамента и отсутствие офиолитов свидетельствуют в пользу рифтового происхождения Бирримско-го подвижного пояса, имеющего северное и южное продолжение и характеризующегося радиометрическим возрастом диастрофиз-ма от 2,13 до 2,04 млрд лет.
Канадский щит Севера-Американской платформы является ре¬гионом распространения классических разрезов ран не протерозой¬ских подвижных зон, таких, как Уопмей, Трансгудзонская, Пе-нокийская, Лабрадорская, окружающих крупные стабильные протоплатформы — Сьюпириор, Слейв и др. Рассмотрим наибо¬лее представительные из подвижных поясов.
Пенокийский пояс простирается в широтном направлении, об¬рамляя с юга архейскую гранит-зеленокаменную область Сью¬пириор. Стратотипом нижнепротерозойских образований являет¬ся разрез северного побережья озера Гурон, где в 1888 г. протеро¬зой и был впервые выделен У.Эммонсом.
Гуронские образования с несогласием залегают здесь на архейских толщах, отделяясь от них горизонтом выветрелых пород, сформи¬ровавшихся в предпротерозойский континентальный перерыв. Гуронские отложения, выделяемые в надгруппу, подразделяются на четыре группы общей мощностью более 10 км и обладают цик¬личностью, повторяющейся в каждой из групп. Наиболее ха¬рактерная особенность всего разреза — терригенный состав отло¬жений континентального и мелководно-морского генезиса с при¬сутствием мощных (до 1000—1500 м) толщ кварцитов. Каждая группа начинается с конгломератов, нередко ураноносных, сменя-ющихся выше по разрезу алевролитами, карбонатными породами со строматолитами и венчающими разрез кварцитами. В основа¬нии нижней группы — Эллиот-Лейк — развиты базальты и риоли-ты. Средние группы — Хаук-Лейк и Куэрк-Лейк — начинаются с базальных конгломератов и заканчиваются толщами кварцитов и алевролитов. В нижней части верхней группы Кобальт залегают валунные конгломераты Гоуганда, которые рассматриваются как тиллиты — древние ледниковые морены. Отличие трех нижних групп от верхней дает основание для выделения нижнего и верх¬него гурона, тем более что отложения группы Кобальт трансгрес¬сивно перекрывают нижележащие толши.
Гуронские отложения в южном направлении претерпевают зна¬чительные фациальные и структурные изменения и за крупным разломом Меррей, с амплитудой более 10 км, появляются глубо¬ководные флишевые отложения, увеличивается их мощность, от¬носительно пологая складчатость сменяется очень напряженной, складки осложняются взбросами, надвигами, а метаморфизм уси¬ливается до амфиболитовой стадии.
Гуронские образования прорываются гранитами, дайками и силлами диабазов возраста от 2,3 до 2,1 млрд лет. Складчатость устанавливается в интервале 1,9—1,8 млрд лет. Несколько позже в гуронские образования внедрился никеленосный лополит Сёдбе-ри мощностью 3 км и размером 65x25 км, сложенный авгит-ги¬перстеновыми амфиболсодержащими норитами и микропег¬матитами, радиометрический возраст которых 1,7 млрд лет.
Раннепротерозойские образования, очень похожие на гурон¬ские, распространены и в районе озера Верхнее на Канадском щите, где они выделяются в надгруппу Анимики. Так же как и надгруппа Гурон, Анимики состоит из четырех групп, разрезы которых обладают повторяющейся цикличностью. Наиболее ха¬рактерной чертой является присутствие толщ железистых кварци¬тов — джеспилитов, имевших в прошлом большое экономическое значение. Кроме того, присутствуют базальтовые пиллоу-лавы и риолиты, а также толща доломитов в верхней части разреза пер¬вой группы. Породы остальной части разреза представлены аргил¬литами, кварцитами, алевролитами, граувакками, глинистыми сланцами и горизонтами базальных конгломератов. Так же как и в гуронских отложениях, в Анимики известны горизонты тилли-тов, приуроченные к нижней группе.
В прослоях кремней обнаружены продукты жизнедеятельности синезеленых водорослей. Радиометрический возраст надгруппы Анимики определяется в интервале 2,0—1,9 млрд лет, что не¬сколько моложе надгруппы Гурон (2,3 — 2,1 млрд лет).
На юго-западном продолжении полосы развития надгруппы Анимики, в южном обрамлении архейского блока Вайоминг, на нем несогласно залегает мощная (более J3 км) надгруппа Сноуи-Пасс, сложенная слабометаморфизованными, в основном конти-нентальными, гравелитами, песчаниками, алевролитами, аргилли¬тами, сменяющимися после некоторого перерыва толщей мелко¬водных доломитов, известняков и аргиллитов. Радиометрический возраст даек и силлов базальтов, прорывающих нижнюю часть разреза, определен в 2 млрд лет. Эти терригенные отложения к югу замещаются вулканогенной толщей базальтоидов, дацитов и риолитов, метаморфизованных вплоть до амфиболитовой фации и имеющих возраст около 1,7 млрд лет.
Рассматривая другие районы распространения нижнепротеро¬зойских образований в пределах Канадского щита, на востоке — районы Лабрадора, Кейп-Смит; на западе — районы Бёлчер, Вол-ластон —Турбин, Л а-Ронж, на северо-западе — Уопмей и другие, можно видеть, что общей закономерностью строения подвижных поясов является их четко выраженный зональный характер. Вы¬деляются внешние зоны, образованные континентальными, при-брежно-морскими, шельфовыми, карбонатно-терригенными отло¬жениями, сменяющимися по направлению к внутренним зонам флишевыми, т.е. более глубоководными, образованиями и зонами развития вулканогенных бимодальных серий пород, т.е. вулкани¬тов основного и кислого состава, без промежуточных пород анде-зитового ряда. В направлении от внешних зон к внутренним на¬растает степень деформированности и метаморфизма пород, а в районе Кейп-Смит примечательно развитие настоящих офиолитов.
На Балтийском щите широко развиты нижнепротерозойские образования, слагающие различные структурные элементы — про-топлатформы, подвижные пояса и рифты.
В Карельском мегаблоке нижнепротерозойские образования подразделяются на четыре комплекса: сумий, сариолий, ятулий и суйсарий. Первый из них — сумий — в настоящее время относят к позднему архею. Он перекрывает лопий с корой выветривания в основании разреза и сложен вулканогенно-осадочными порода¬ми, сравнительно слабо метаморфизованными, редко выше зеле-носланцевой фации. Сумий начинается с базальных конгломера¬тов и кварцитов, сменяющихся кислыми вулканитами и их туфа¬ми, хотя существуют горизонты и более основных вулканитов.
В сариолии, при сохранении общего фона терригенных пород, вулканизм становится более дифференцированным, появляются базальты, андезитобазальты, а в ятулии широко развиты толеито-вые базальты, пронизанные силлами и дайками ультрабазитов, местами встречаются коматиитовые лавы. Мощность вулканоген¬ных образований превышает несколько километров.
В залегающем выше суйсарском комплексе развиты мощные базальтовые толщи, пронизанные силлами и дайками таких же по составу и более основных пород. Сосуществование грубообломоч-ных отложений и платобазальтов свидетельствует о наличии рас¬члененного рельефа. В различных местах Балтийского щита, в Ка¬релии и восточной Финляндии, известны расслоенные ультраба-зитовые интрузивы возраста 2,4 млрд лет и более молодые мигма¬титы и граниты (2,2 — 2,0 млрд лет).
Сумийский и сариолийский комплексы довольно слабо дефор¬мированы, а ятулий залегает на них с несогласием. Помимо вул¬каногенных и обломочных пород кварцевого состава в ятулии при¬сутствуют доломиты с хорошо сохранившимися строматолитами. Характерны также шунгиты — высокоуглеродистые сланцы, на которых, кстати, располагаются Кижи. Суйсарский комплекс рас¬пространен спорадически и представлен базальтами, пикритами, основными туфами и туфобрекчиями, реже кремнистыми поро¬дами и шунгитовыми сланцами, прорванными дайками и силла¬ми ультрабазитов и габброидов.
На ятулийских и суйсарских образованиях с несогласием зале¬гает толща вепсия мощностью до 1 км, выполняющая очень поло¬гую изометричную впадину к юго-западу от Онежского озера. Веп¬сий — это кварциты и кварцитовидные песчаники малинового, красного, оранжевого и желтого цветов, с прослоями конгломера¬тов, покровами базальтов, дайками и силлами диабазов и габбро-диабазов возраста 1,9—1,7 млрд лет.
На рубеже 1,7— 1,65 млрд лет произошло внедрение больших плутонов гранитов рапакиви.
Рассмотренные образования нижнего протерозоя, залегающие на древнем архейском консолидированном фундаменте, накапли¬вались в грабенообразных впадинах рифтогенного типа, возмож¬но связанных со сдвиговыми перемещениями (сдвиго-раздвиго-вые впадины). Верхние части разреза нижнего протерозоя, суйса-рий и особенно вепсий характеризуются уже вполне платформен¬ным обликом, отсутствием метаморфизма и деформированности.
На Кольском полуострове образования нижнего протерозоя выполняют узкие (до 40 км) и протяженные (до 700 км) Иманд-ра-Варзугский и продолжающий его на запад Печенгский проги¬бы — протоавлакогены, сложенные мощной (до 20 км) осадоч-но-вулкан ore иной толщей, состоящей из нескольких крупных цик¬лов. Последние начинаются осадочными и вулканогенно-осадочными породами — аркозовыми и граувакковыми песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами, кремнистыми горизонта¬ми, туфами, реже доломитами с хорошо сохранившимися стро¬матолитами. Верхние части рифтов представлены вулканитами, но в целом вторая, более молодая, половина разреза циклов образо¬вана последовательно дифференцированной толщей базальт-ан-дезит-дацитов и риолитов, сменяющихся субщелочными базальт-андезитами с подчиненными горизонтами пикритов, коматии-тов и, редко, риолитов. Самые верхи разреза сложены туфами и лавами базальтов, а до их формирования произошло внедрение базит-ультрабазитовых интрузивов, с которыми связано медно-иикелевое оруденение в районе Печенги. Радиометрический воз¬раст этих рифтогенных образований оценивается в интервале 2,33 — 1,90 млрд лет. Печенего-Имандра-Варзугский рифт заложился в тылу Лапланского гранулитового пояса (2,4—1,87 млрд лет на¬зад), представлявшего собой островную дугу, образовавшуюся на океанической коре (энсиматическую).
В западной части Балтийского щита нижнепротерозойские тол-щи образуют Свекофеннскую систему, сложенную, с одной сто¬роны, терригенными породами — граувакками, глинистыми слан¬цами, песчаниками, а с другой — вулканитами, от базальтов до риолитов. Метаморфизованные кислые туфы и игнимбриты, ши¬роко развитые в разрезе, называются лептитами, и эта формация очень характерна для свекофеннид. Кроме того, в восточной части Финляндии установлены офиолиты. Все образования сильно дис¬лоцированы, осложнены надвигами и прорваны гранитами воз¬раста 1,8—1,7 млрд лет. Рубеже 1,7—1,6 млрд лет ознаменовался внедрением гранитных плутонов типа рапакиви.
В пределах Балтийского щита выделяются также зоны тектоно-термальной ран не протерозойской переработки, в которых архей¬ские метаморфические толщи подверглись повторному, ретроград¬ному метаморфизму, внедрению даек основного состава и глав¬ным образом различных гранитоидов — от среднекислых до на¬стоящих калиевых гранитов. Тектоническая переработка выража¬лась в образовании надвиговых зон, существенно осложнивших общую структуру.
Таким образом, в ран не протерозой с кое время на территории нынешнего Балтийского щита формирование вулканогенных и осадочных образований происходило в различных тектонических обстановках: протоплатформенных, рифтогенных, подвижных зон, тектонотермальной переработки. Земная кора к этому времени на востоке была уже вполне зрелой и обладала мощностью порядка 40-45 км.
На Украинском щите в раннепротерозойское время происходи¬ло тектонотермальное преобразование древних гранитогнейсовых блоков коры с многократным внедрением разнообразных грани тоидов и метаморфическими процессами. Метаморфизм по отноше¬нию к архейским породам был ретроградным, приводил к пониже¬нию ступени метаморфических изменений. Формировались поля мигматитов в сводах архейских куполов. В интервале 1,75 — 1,65 млрд лет произошло, так же как и на Балтийском щите, вне¬дрение гранитов рапакиви (Корсунь-Новомиргородский массив) и подчиненных им щелочных сиенитов, лабрадоритов и габбро.
В сравнительно узкой меридиональной полосе на Украинском щите и Воронежском массиве известны мощные нижнепротерозой¬ские отложения Курско-Криворожской системы, образующие асимметричный синклинорный прогиб. Сложен он двумя серия¬ми пород: криворожской и ингулецкой. Первая с угловым несог¬ласием и корой выветривания в основании налегает на архейские метабазиты и представлена терригенными породами — конгломе¬ратами, песчаниками, филлитами, а вверху — толщей железис¬тых кварцитов — джеспилитов, образующей крупный же¬лезорудный бассейн, прослеженный по магнитным аномалиям далеко на север и отчасти на юг. Мощность серии около 2,5 км. Перекрывающая ее ингулецкая серия (мощностью 3 км) залегает с перерывом на криворожской серии и образована терригенно-карбонатными и терригенными породами с прослоями джеспи-литов, которые в целом образуют ритмичную толщу. Очень тон¬кие прослойки магнетита и гематита чередуются с такими же по мощности прослойками кварцевого состава.
В свите присутствуют отдельные прослои железистых кварци¬тов. Радиометрический возраст криворожской серии — от 2,6 до 2,3 млрд лет, а граниты, прорывающие ее, имеют возраст 2,0— 1,8 млрд лет.
В пределах Воронежского массива криворожской серии соот¬ветствует такая же по срставу курская серия, перекрываемая тол¬щей кислых и основных вулканитов, и комплекс гранитов возра¬ста около 2 млрд лет. К западу и востоку от Криворожской зоны на Украинском щите известны останцы таких же раннепротеро-зойских толщ, однако железистых кварцитов в них меньше, но также есть граниты возраста 2,2 — 2,0 млрд лет. Образования кри¬ворожской серии и ее аналогов сильно дислоцированы в узкие, сжатые складки, осложненные надвигами.
Данные бурения и геофизических исследований показывают, что нижнепротерозойские образования характерны для западной части фундамента Восточно-Европейской платформы, тогда как восточная часть в ран непротерозойское время была стабильной областью.
Рассмотрим еще один район развития нижнепротерозойских образований в пределах Северной Евразии — Сибирскую плат¬форму. В ее структуре, так же как и в ее юго-восточном обрамле¬нии, известны различные типы толщ этого возраста. Так, на западе Алданского щита располагается обширная и пологая впадина, сложенная протоплатформен-ными слабодислоцированными кон¬тинентальными и прибрежно-морскими, в основном терриген-ными, отложениями — песчаниками, алевролитами, аргиллита¬ми с прослоями карбонатных пород — мощностью до 10— 12 км, метаморфизованными в пределах амфиболитовой фации и выде¬ляемыми в удоканскую серию. Она знаменита толщей медистых песчаников (мощностью до 300 м), располагающейся в средней части этой серии, прерываемой крупным Кодаро-Кеменским гра¬нитным лополитом (возраст 2,0—1,8 млрд лет). Пестроцветные отложения удоканской серии несогласно перекрываются красно-цветными песчаниками и алевролитами с риолитами.
Аналоги протоплатформенных нижне протерозойских образова¬ний типа удоканской серии известны и в других местах Алдан¬ского щита, а также в фундаменте Среднесибирской плиты, где они наложены на древнейшие комплексы «серых гнейсов» и гра-нит-зеленокаменные комплексы архея.
Вдоль северного побережья Байкала простирается мощный вул¬каногенный Акитканский пояс, прорванный комплексом ирель-ских гранитов возраста 1,7 млрд лет. Для пояса характерны извест-ково-щелочные и субщелочные дифференцированные, почти не-метаморфизованные вулканиты.
Итак, в раннем протерозое в условиях созданной к концу по¬зднего архея континентальной коры развивались различные типы структур, представленные с разной полнотой на всех платформах. С одной стороны, это были крупные стабильные блоки архейской коры, перекрытые слабодислоцированным чехлом, — протоплат-формы. В одних местах чехол слагал подобие будущих синеклиз — пологие, изометричные впадины типа Удоканской, Трансвааль-ской; в других — грабенообразные линейные рифтогенные проги¬бы типа Печенего-Имандра-Варзугского на Кольском полуострове.
Наиболее характерным членом разреза протоплатформенных чехлов были пестроцветные, континентальные и прибрежно-мор-ские, мелководные толщи терригенных осадков, реже доломи¬тов, углеродистых сланцев (шунгитов в Карелии), отличающихся золото-, меде- и ураноносностью. В карбонатных отложениях мно¬го разнообразных строматолитов. Широко распространенные крас-ноцветные терригенные отложения свидетельствуют о наличии в атмосфере свободного кислорода, но достигало ли его содержа¬ние современного уровня, остается неясным.
Характерным членом разреза чехла протоплатформ являются мощные толщи континентальных толеитовых базальтов, реже да-нитов и риолитов. Типичны также крупные расслоенные интрузив¬ные массивы типа лополитов, такие, как Сёдбери, Кодаро-Ке-менский, Бушвельдский и другие, а также плутоны гранитов типа рапакиви.
Метаморфизм протоплатформенного чехла неравномерный — от почти неизмененных пород до амфиболитовой фации.
Грабенообразные прогибы — протоавлакогены — развиты не очень широко и выполнены осадочно-вулканогенными толщами, реже чисто осадочными, а вулканиты представлены базальтоида-ми, нередко субщелочными (Печенего-Варзугский).
Практически на всех платформах имеются раннепротерозой-ские складчатые системы, возникшие на месте подвижных по¬ясов, заложившихся в результате деструкции позднеархейской Пангеи-0 — гигантского материка. Прослеживаясь на многие сотни и тысячи километров, эти пояса образованы в низах толщами ос-новных-вулканитов либо бимодальными (базальты — риолиты) се¬риями пород, сменяющимися выше кварцитами и песчаниками аркозового состава, т.е. образованными за счет размыва гранитно-метаморфических архейских образований. Во многих поясах разви¬ты флишеподобные толщи, сформировавшиеся из турбидных по¬токов в относительно глубоководных условиях континентального склона и его подножия. Толщи известняков, а чаще доломитов со строматолитами, так же как и джеспилиты — железистые кварци¬ты, типичны для ран не протерозойских подвижных зон, особенно их окраин. Верхние части разрезов нередко слагаются грубообло-мочными толщами с кислыми вулканитами, напоминающими ти¬пичную юрогенную молассу. Комплексы, сравнимые с настоящи¬ми офиолитовыми, выявлены в ряде подвижных систем, например в Свеко-феннской на Балтийском щите, Транс гудзонской (Кейп-Смит) на Канадском щите. Присутствие офиолитов свидетельству¬ет о полном разрыве континентальной коры, однако масштабы этого раздвига неизвестны; палеомагнитные данные (Канадский щит) свидетельствуют, что они могли быть значительными.
Среди складчатых поясов, особенно на Канадском щите, из¬вестны такие, как Пенокийский или Уопмей, в которых отчетли¬во выражена зональность строения — от краевых шельфовых зон, заложенных на древних стабильных блоках, до осевых, с океанс¬кими толеитовыми базальтами. Впоследствии такие подвижные пояса подвергались интенсивному сжатию, складчатости и часто гранитизации.
В ран не протерозойское время продолжали формироваться об¬ласти и зоны тектонотермальной переработки, в которых архей¬ские образования подвергались ретроградному метаморфизму, т.е. метаморфизму более низких ступеней, и гранитизации, про-исходившим в условиях тектонического сжатия и увеличения теп¬лового потока, о чем свидетельствует развитие надвигов во мно¬гих районах подобной переработки.
Наибольшей степени тектонотермальная переработка достига¬ла в гранулит-гнейсовых поясах. Такие пояса возникали в зонах столкновения, коллизии древних континентальных блоков. Мощность коры в них могла достигать 60 км и более, и ее низы испы¬тывали метаморфизм высокой гранулитовой ступени. Структура поясов отличается исключительной сложностью. Наиболее древ¬ним (позднеархейским — раннепротерозойским) из подобных поясов является пояс Лимпопо в Южной Африке, разделяющий Каапваальский блок и блок Зимбабве. В конце раннего протерозоя закончилось формирование Лапландско-Беломорского пояса в северо-восточной части Балтийского щита. Этот пояс возник при столкновении архейских Кольского и Карельского блоков. Грану-лит-гнейсовые пояса пронизаны разнообразными интрузиями, от ультраосновных — основных, включая габбро-анортозиты, до кис¬лых — различных гранитоидов.
Земная кора к началу протерозоя (около 2,5 млрд лет назад) по своим параметрам была уже близка к современной, т.е. обладала достаточной прочностью, несмотря на более высокий, чем в настоящее время, теп¬ловой поток. Сформировавшийся гигантский единый материк Пангея-0 в начале раннего протерозоя подвергся раздроблению, в результате ко¬торого обособились изометричные, относительно стабильные блоки зем¬ной коры — протоплатформы, а между ними — подвижные пояса дли¬ной многие сотни и даже тысячи километров и шириной первые сотни километров. Учитывая описанный выше характер разрезов наиболее древ¬них подвижных поясов, следует предположить, что большая их часть пер¬воначально возникла на континентальной коре. Иными словами, начало раздробления Пангеи-0 ознаменовалось, по-видимому, заложением риф-тогенных структур, которые в дальнейшем, эволюционируя, превраща¬лись в более широкие, зонально построенные подвижные пояса. Свиде¬тельством раздробления архейской коры являются широко распростра¬ненные рои даек основного состава.
Присутствие местами офиолитов и наличие протяженных вулкано-плутонических поясов типа Акитканского в Сибири, Трансскандинавского в Европе, на северо-западе Канадского щита и в других местах может свидетельствовать в пользу проявления спрединга и существования па-леозон Беньофа, а также процесса субдукции. Сильная деформирован-ность нижнепротерозойских образований подвижных поясов с форми¬рованием надвигов указывает на энергичное тангенциальное сжатие со стороны протоплатформенных блоков. К сожалению, палеомагнитные данные для раннего протерозоя пока скудны и не дают достоверной кар¬тины перемещения блоков (плит) земной коры.
Во второй половине раннего протерозоя (около 2,0—1,9 млрд лет назад) подвижные пояса заканчивают свое развитие, раздавливаясь между сходящимися- протоплатформами, и коллизионные процессы приводят к образованию гранулит-гнейсовых поясов сильной тектонотермальной переработки, включающей метаморфизм, гранитизацию и интенсивные деформации.
В конце раннего протерозоя возникла Пангея-1 — новый гигантский материк, практически полностью вышедший из-под уровня моря. Обра зование материка предполагает, что на другой половине Земли сосредо¬точилась водная масса, вытесненная из складчатых поясов. Таким обра¬зом, именно с этого времени можно говорить не только о Пангее, но и о Панталассе — гигантском океане как антиподе не менее гигантского материка.
Вопрос о составе ран не протерозойской атмосферы все еще остается дискуссионным. По одним данным, уже на рубеже архея и протерозоя количество кислорода в атмосфере приблизилось к современному, по другим — это произошло лишь к середине раннего протерозоя (2 млрд лет назад). Увеличению содержания свободного кислорода должна была способствовать деятельность фотосинтезирующих бактерий и синезеле-ных водорослей, следы жизнедеятельности которых — разнообразные строматолиты — широко распространены в нижнепротерозойских отло¬жениях. Не исключено, что выделяющийся кислород, реагируя с раство¬ренным в воде железом, способствовал осаждению оксидов железа, в результате чего сформировались толши полосчатых железистых кварци¬тов — джеспилитов. Этот процесс мог замедлить поступление кислорода в атмосферу. Прокариотные организмы — бактерии — эволюционировали очень медленно. Существовали ли в раннем протерозое эу кари оти чес кие организмы, т.е. организмы, клетки которых содержат ядро и обладают хромосомами и сложной внутренней структурой, остается пока неясным.
6.2. Среда осадконакопления
Интенсивный рост оксидно-железного ядра Земли, превыше¬ние уровня вод океана гребней срединно-океанских хребтов и быстрый рост фотосинтезирующих водорослей привели в раннем протерозое к радикальным геохимическим изменениям. Наиболее существенными были три процесса:
&#9632; обогащение мантии кремнеземом, а следовательно, обога¬
щение кремнеземом и литофильными элементами, выплавляю¬
щимися из мантии, плутонических и вулканических пород;
&#9632; выделение в океан при гидратации океанской коры кремне¬
зема и карбонатов и в связи с этим широкое распространение
осадочных кварцитов и карбонатов;
&#9632; появление в результате фотосинтезирующей деятельности
водорослей свободного кислорода в океане и атмосфере.
Последний процесс обусловил переход от восстановительных условий к окислительным. Это, в частности, прервало формиро¬вание золото-урано-пиритовых конгломератов и способствовало осаждению джеспилитов и образованию красноцветов.
В связи с существенным изменением обстановки осадконакоп¬ления кварциты встречаются практически во всех осадочных тол¬щах нижнего протерозоя. Особенно много железистых кварцитов — джеспилитов, выпадавших из водной взвеси вследствие резкого понижения подвижности железа из-за окисления его и перехода из двухвалентной формы в трехвалентную. Джеспилиты распро¬странены на Бразильском щите, на Африканской и Австралий¬ской платформах, Канадском, Балтийском, Украинском, Алдан¬ском щитах, на Таримской и Китайско-Корейской платформах. В этих же регионах широко представлены и карбонатные породы. Многие из них содержат остатки водорослей и катаграфий.
Для раннего протерозоя характерно наличие не только разно¬образных морских осадков, но и следов их усыхания. Свидетель¬ством засушливости и высокого уровня солености служит появле¬ние эвапоритов — включений каменной соли и гипса в породах надсерии Гурон, гипсов в мраморах надсерии Грейт-Слейв на Ка¬надском щите и метаэвапоритов в алевролитах лагунной бутун-ской свиты удоканской серии Алданского щита.
Пользующиеся значительным распространением тиллиты и тил-лоиды — конгломераты ледниково-морского происхождения — свидетельствуют о появлении покровных ледников. Их очень мно¬го на юге Африки, в Индостане, Австралии, на Канадском щите. На Балтийском щите они встречаются в двух горизонтах: в низах сариолийской и ладожской серий. Имеются свидетельства о при¬сутствии тиллоидов этого же возраста на полуострове Таймыр, на озере Байкал и в Юго-Восточной Азии.
Процессы тектонического сжатия, вулканизма и плутонизма в раннем протерозое привели к консолидации ряда щитов. Оконча¬тельно объединились Гвианский и Западно-Бразильский щиты. Между ними и Восточно-Бразильским щитом существовал довольно широкий прогиб. Соединились Регибатский и Эбюрнейский щиты в Западной Африке, тогда как Хоггар еще не консолидировался. Щиты Центральноафриканский, Танганьикский и Бангвеулу об¬разовали единую платформу, которая по складчатому поясу Иру-мид начала соединяться с щитами Каапваальским и Зимбабве и по поясу Убанги-Бурунди — с щитом Касаи. Начали консолидиро¬ваться блоки севера Австралии, большей части Канадского щита, а также Восточно-Европейской платформы. Закончилась консолида¬ция фундамента Сибирской и Китайско-Корейской платформы.
Преимущественно в наземной обстановке на сблизившихся континентах, образовавших Пангею-I, сформировались осадоч¬ные отложения. Они состояли из терригенных грубообломочных неотсортированных пород — конгломератов, гравелитов, аркозов и песчаников, иногда с примесью пирокластического материала. Как кислые вулканиты, так и континентальные осадочные обра¬зования окрашены в красные цвета, свидетельствующие о при¬сутствии трехвалентного железа, а значит о наличии в атмосфере свободного кислорода.
Среди осадочных пород морского генезиса распространены различные прибрежно-морские, шельфовые, а также относительно глубоководные отложения.
6.3. Полезные ископаемые
Ранний протерозой был выдающейся эпохой железорудного накопления. Важное промышленное значение имеют осадочные железные руды. Это джеспилитовые полосчатые руды относитель¬но глубоководного происхождения, железосланцевые и железо-карбонатные руды и оолитовые прибрежно-морские железные руды. Такого типа железные руды распространены в Кривом Роге и в районе Курской магнитной аномалии, в бассейне реки Амазонки (кряж Каражос), в Западной Австралии, в системе Трансвааль на юге Африки, в сериях Минас и Итаколуми в Бразилии, на Ка¬надском щите.
Встречаются руды металлов группы железа — марганца в Бра¬зилии и Африке, кобальта, сульфидов меди и никеля — в Ка¬наде, медноколчеданных руд — в Финляндии, титана и хрома — в Южной Африке, ванадия — в Намибии и штате Минас-Жерайс в Бразилии.
Обильное раннепротерозойское золото находится в золото-ура-но-пиритовых конгломератах юга Африки и в кварцевых жилах также в Африке. Подобные конгломераты являются главными про¬терозойскими урановыми рудами.
Основными раннепротерозойскими медными рудами являют¬ся медистые песчаники, распространенные в Восточной Сибири (Удокан). Промышленное значение имеют медноколчеданные руды в Финляндии.
Россыпи с алмазами и золотом в Гайане и Гане являются ниж¬непротерозойскими.

Глава 7 ПОЗДНИЙ ПРОТЕРОЗОЙ
Поздний протерозой — интервал геологического времени про¬должительностью около 1 млрд лет, начавшийся с карельской те кто ном агм этической эпохи (ТМЭ) (1650 ±50 млн лет назад) и продолжавшийся до байкальской ТМЭ (650 + 20 млн лет назад), носит название рифея. Рубежами готской ТМЭ (1 350 ± 20 млн лет назад) и гренвильской ТМЭ (1000±50 млн лет назад) рифей де¬лится на три части — нижний, средний и верхний.
Название «рифей» происходит от древнего наименования Ура¬ла (Ripheus) и впервые было предложено Н.С. Шатским для мощ¬ного комплекса позднедокембрийских отложений, развитых на Урале.
7.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
Подразделения верхнепротерозойской эонотемы, принятые в России, представлены в табл. 7.1.
Нижний и средний рифей в зарубежных схемах принято рас¬сматривать совместно в качестве среднего протерозоя, а под вер¬хним протерозоем понимают верхний рифей и венд. Венд в на¬шей стране официально включается в состав верхнего протеро¬зоя и им заканчивают докембрийский отрезок истории. Однако по содержащимся в нем органическим остаткам, вполне отвеча¬ющим понятию фанерозоя как времени существования «явной» жизни, так и в тектоническом отношении, венд все-таки больше тяготеет к фанерозою и поэтому будет рассмотрен в составе пос¬леднего.
Стратотипы. Стратотипом разреза рифея является разрез Баш¬кирского антиклинория Южного Урала, а гипостратотипом — раз¬рез Учуро-Майе кого региона Сибири. Три серии стратотипа ри¬фея, отражающие последовательные стадии развития, разделя¬ются геологическими событиями разного масштаба и охарактери¬зованы специфичными комплексами микрофоссилий, строматоли¬тов и микрофитолитов. Эти три серии, традиционно служившие моделью для разработки схем общего расчленения рифея, явля¬ются типами подчиненных рифею хроностратиграфических еди¬ниц — нижнего рифея (бурзяния), среднего рифея (юрматиния) и верхнего рифея (каратавия).
Бурзянская серия залегает несогласно на архейских гнейсах и подразделяется на три свиты: айскую, саткинскую и бакальскую.
Нижняя — айская — свита сложена полимиктовыми и аркозовы-ми песчаниками, частично туфогенными, кварцитопесчаника¬ми, конгломератами с галькой гранитов, джеспилитов, основ¬ных и кислых вулканитов, щелочными базальтоидами. В верхней части расположены кварц-слюдистые и филлитовые сланцы и доломиты (толщина слоя 1 700 — 2000 м). Саткинская свита сло¬жена доломитами, отчасти известняками с прослоями сланцев (толщина слоя до 2400 м), а бакальская свита — филлитовидны-ми сланцами с прослоями доломитов и известняков (толщина слоя I 300 м).
Среди микрофоссилий доминируют обладающие широким вер¬тикальным распространением наиболее просто устроенные мел¬кие сфероморфиты, колониальные коккоидные и нитчатые ос¬татки водорослей. Наряду с ними появляются неизвестные в бо¬лее древних отложениях органостенные сфероморфиты — Satka favosa Jank, S. undosa Jank, Eomerginata atriata Jank, Germinosphaera tadasii A. Weiss. Среди бурзянских строматолитов, кроме энде¬мичных таксонов и некоторых транзитных групп, в саткинской свите присутствуют разнообразные постройки и известные дале¬ко за пределами Урала Kussiella kussiensis Kxyl., Conophyton garganicus Kor., Gongylina differentiate Kom., Stratifera omachtelta Semikh. В бакальской свите имеются Gaya irkutiskanica Kryl. и поднимающиеся в средний рифей Conophyton cylindricus Masl., Con. lituns Masl. Микрофитолиты представлены Osagia pulla Z. Zhur., VesicularitesrotundasZ. Zhur., GtebositesmagnusNar., Nelcuneila (Stellaria).
Нижняя граница среднего рифея в уральском стратотипе про¬водится по основанию машакской свиты юрматинской серии, ко¬торая несогласно залегает на бурзянской серии. Изотопный воз¬раст границы определяется в 1350+20 млн лет. В стратотипическом разрезе машакская свита слагается преимущественно субаэраль-ными основными и кислыми вулканитами и их туфами, затем кварцитопесчаниками (иногда красноцветными), конгломерата¬ми и филлитами. Общая ее мощность достигает 2300 м. Залегаю¬щая выше зигальгинская свита (толщина слоя 200— 1 100 м) пред¬ставлена серыми кварцитопесчаниками и кварцитами с прослоя¬ми филлитизированных алевролитов. В зигазино-комаровской свите (толщина слоя 800—1600 м) преобладают различные филлито-видные сланцы. Наряду с ними присутствуют алевролиты, доло¬миты и известняки. В верхней части располагаются пластовые си¬дериты. Авзянская свита (толщина слоя 1100—1650 м) сложена доломитами, известняками и в меньшей мере — песчано-глини-стыми породами.
Микрофоссилий среднего рифея известны из зигазино-комаров¬ской и авзянской свит. Они обладают почти полной преемствен¬ностью состава от бурзянских. Исключения составляют встреченные в нижней части авзянской свиты окремнелые стебельковые цианобактерии Polybessurus и появляющиеся в кровле свиты от¬носительно крупные сфероморфные Leiosphaeridia jacutica (Tim.), эллипсоидальные Eosynechococcus tiulmesis Jank. et Kozl., близкие к формам Valeria и довольно разнообразные нитчатые микроостатки Calyptothrix. Строматолиты юрматинской серии известны в авзян¬ской свите, Они представлены в нижней части Baicalia aborigena Shap., Svetiiella avzianica Кот., а в верхней — рядом эндемичных форм Baicalia nova Kryl., Thesaurus macrotomus Vlas. и формами широкого распространения Conophyton metula Kir., С. cylindricus Masl., Jacutophyton sp., Stratifera flexurata Кот. Среди микрофито-литов здесь обычны Osagia tenuilamellata Reitl., Vesicularitesflexuosus Reitl., V. marginulatus Z. Zhur.
Нижняя граница верхнего рифея проводится по основанию зильмердакской свиты каратавской серии, отделенной крупным несогласием от юрматинской серии. Предкаратавский рубеж характеризуется широким развитием кор химического выветри¬вания. Условно изотопный возраст границы принят равным 1000+50 млн лет.
В составе каратавской серии выделяют шесть свит:
&#9632; зильмердакская (толщина слоя 1000 — 3000 м) — аркозовые
и кварцевые песчаники, часто красноцветные с линзами мелко¬
галечных конгломератов и гравелитов, а также с подчиненными
прослоями алевролитов и аргиллитов;
&#9632; катавская (толщина слоя 250 — 600 м) — пестроцветные из¬
вестняки и мергели;
&#9632; инзерская (толщина слоя 150—800 м) — алевролиты, слан¬
цы, песчаники с глауконитом;
&#9632; миньярская (толщина слоя 400 — 800 м) — доломиты, реже
известняки, в верхней части прослои и линзы кремней;
&#9632; укская (толщина слоя 400 — 600 м) — известняки онколито-
вые, пелитоморфные и обломочные, кварцевые песчаники и алев¬
ролиты;
&#9632; криволукская (толщина слоя 250—400 м) — алевролиты и
глинистые сланцы с горизонтом кварцитопесчаников.
Микробиота типовых разрезов верхнего рифея помимо тран¬зитных таксонов заключает во всех группах своеобразные фор¬мы, среди которых акритархи, крупные сфероморфиты и мик-рофитолиты. Строматолиты каратавской серии отличаются от юр-матинских резким обновлением систематического состава и об¬разуют шесть последовательных ассоциаций: 1) Inzeria tjomusi Kryi., Jurasania cylindrica Kryl. (нижнекатавские отложения);
2) Matginella zjpon-dica Kom., M. sp. (среднекатавские отложения);
3) Conophyton garganicus var. ikeni Raab. et Kom., Gon. reticulatus
Kom., Colonnella ulakia Kom. (верхнекатавские отложения);
Gymno-solen ramsayi Steinm., Katavia karatavica Kryl., Inzeria djejimi Raab., Parmitas me-ridionalis Raab. (миньярские отложе¬ния); 5) Conophyton miloradovici var krylovi Raab., Minjaria uralica Kryl., Tungussia perforata Raab. et Kom., Saccutia turukkanica Кат.; 6) L''inella ukka Kryl., L. simica Kryl., Tungussia bassa Kryl. (укские отложения).
Общая мощность рифейских отложений в стратотипической местности составляет 14— 15 км. Отложения смяты в складки, слабо метаморфизованы. На рифее с размывом и несогласием залегает толща полимиктовых песчаников, конгломератов и алевролитов, относимая к ашинской серии вендского возраста.
Некоторые разрезы рифея показаны на рис. 7.1.
7.2. Органический мир
Важнейший этап в развитии органического мира докембрия совпадает с началом позднего протерозоя, когда широкое распро¬странение получили эукариоты — организмы, клетки которых имели обособленные ядра. Эукариоты стали частично переходить к кислородному дыханию или могли чередовать кислородное ды¬хание с брожением. Это зависело от частоты и продолжительнос¬ти смены условий среды обитания. В позднем протерозое появи¬лись первые планктонные организмы.
Второй важнейший рубеж развития органического мира совпа¬дает с началом среднего рифея. В это время появились и рассели¬лись примитивные многоклеточные организмы среди растений и животных. В составе последних были уже не только бентонос-ные формы, прикрепленные к дну, но и подвижные илоеды. Предполагают, что следами жизнедеятельности илоедов явля¬ются катаграфии, впервые встречающиеся в отложениях, имею¬щих возраст 1 200 млн лет. В среднем рифее появляются акритар-хи — образования, по внешнему виду напоминающие споры ра¬стений, но в действительности представляющие остатки фито- и зоопланктона. В среднем рифее особенно пышное развитие полу¬чили синезеленые водоросли, остатки жизнедеятельности кото¬рых — строматолиты — имеют важное значение для стратигра¬фии (рис. 7.2). По остаткам этих водорослевых построек произво¬дится расчленение рифея и сопоставление выделенных горизон¬тов.
Вероятно, этап развития органического мира, начавшийся в среднем рифее, связан с достижением точки Пастера, когда содер¬жание кислорода в атмосфере достигло 0,1 % от современного. Это обеспечило защиту организмов от ультрафиолетового излучения, благодаря чему животные, перейдя к кислородному дыханию, смогли подниматься к самой поверхности воды и заселять обшир¬ные мелководья.

7.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
Ранний и средний рифей. В цикле раннедокембрийского разви¬тия к началу позднего протерозоя было сформировано, по раз¬ным оценкам, от половины до трех четвертей современного объе¬ма континентальной коры (рис. 7.3). Существуют серьезные основа¬ния думать, что в результате отмирания и замыкания раннепро-терозойских глубоководных бассейнов эта кора в раннем рифее была стянута в единый суперконтинент, получивший название Пангея-I, или Мегагея, в отличие от позднепалеозойско-ранне-мезозойской Пангеи-П, впервые выделенной А. Вегенером. На единство этого суперконтинента указывают прежде всего палео-магнитные данные — сходство кривых кажущейся миграции маг¬нитных полюсов, определенных для позднего докембрия разных континентов. Лишь немногие подвижные зоны были унаследова-ны раннерифейской структурой коры от раннего протерозоя. Это Муйская зона на юге Сибири, в Прибайкалье, зона Майомбе в Экваториальной Африке и Маунт-Айза в Австралии. И только одна из этих зон — Маунт-Айза — закончила свое развитие в конце раннего рифея складчатостью, метаморфизмом и гранитизацией. Другой тип раннерифейских структур, унаследованных от ранне¬го протерозоя или возникших в раннем же рифее — гранулито-гнейсовые пояса, — Восточно-Татский в Индии, Олбэни-Фрей-зер-Масгрейв в Австралии. Эти структуры на данном этапе разви¬вались в обстановке интенсивного сжатия, сопровождаемого ме¬таморфизмом до гранулитовой ступени включительно, образо¬ванием гранитных плутонов и полей пегматитов. Можно предпо¬лагать, что они представляют как бы рубцы на месте столкнув- шихся в конце раннего протерозоя протоконтинентов.
Некоторая часть раннерифейских подвижных зон была ново-образованной, несогласно наложенной на сложившуюся к началу ] раннего рифея структуру. К ним относятся Делийская система в Индостане, Кибарская в Экваториальной Африке и Центрально- 1 бразильская в Южной Америке. Образование всех трех систем, не¬сомненно, происходило в условиях растяжения, но только в Де- I лийской и, возможно, в Центральнобразильской оно могло привести к полному разрыву континентальной коры и ее замещению корой океанского типа. Делийская система с некоторым смеще¬нием частично наследует Араваллийскую систему раннего проте¬розоя.
Остальная значительно большая площадь континентальной коры развивалась в условиях преобладания умеренных поднятий. На этом фоне в ряде регионов — в Северной Америке в широкой полосе от Техаса до Лабрадора, в основном к югу от Канадского щита, в Южной Америке на западных склонах Гвианского и Централь-нобразильского щитов, тогда составлявших единый Амазонский кратон, в северо-западной Африке, в Европе на западе Балтийского щита, в Скандинавии, в Азии, Центральном Казахстане — мощно проявлялся кислый, с щелочным уклоном наземный вулканизм и формировались крупные плутоны гранитов рапакиви, нередко с габбро-анортозитам и в нижней части плутонов. Этот магматизм наследует аналогичный магматизм конца раннего протерозоя и яв¬ляется свидетельством еще достаточно высокого теплового потока, так как в нем кроме мантийных дериватов участвуют и продукты плавления сиалической коры. Знаменательно также, что области его проявления тяготеют к периферии щитов древних платформ.
Некоторые участки платформ были заняты плоскими впадина¬ми типа синеклиз, заполнявшимися обломочными или карбонат¬ными (строматолитовые биостромы) осадками озерно-аллювиаль¬ного или мелководно-морского происхождения значительной мощности (до 5 — 6 км). Наиболее крупными из них были Атабас¬ка в Северной Америке, Виндийская и Куддапахская в Индии (они, вероятно, составляли единый бассейн), Мак-Артур в се¬верной Австралии. Кроме того, особенно в конце раннего рифея на ряде платформ возникла сеть рифтов — будущих авлакогенов. Это относится к Восточно-Европейской, Сибирской, Китайско-Корейской (Яншаньский авлакоген), Австралийской (авлакоген Баттен в пределах синеклизы Мак-Артур), отчасти Северо-Аме-риканской платформам. Максимальная мощность осадков в них вдвое превышает соответствующее значение для синеклиз. Как в синеклизах, так и особенно в авлакогенах наблюдаются проявле¬ния траппового, местами бимодального магматизма.
Примечательно, что в Северной Америке (Белт-Перселл в Скалистых горах), Восточной Европе (в частности, на западном склоне Урала) и Сибири (Юдомо-Майский авлакоген на юго-востоке) наиболее глубокие и широкие авлакогены приурочены к периферии современных древних платформ, как бы намечая собой их будущие ограничения. Что же касается суперконтинента Пангеи-I в целом, то существование его окраины вырисовывает¬ся лишь в Юго-Восточной Азии (Южный Китай, Вьетнам), где даже имеются указания на присутствие офиолитов раннерифей-ского возраста, т.е. коры океанического типа.
Таким образом, Пангея-I уже в раннем рифее отнюдь не была монолитным суперконтинентом. В ней существовали довольно многочисленные зоны растяжения, утонения слагавшей ее сиа¬лической коры, однако за редким исключением (например, в Ин¬достане и Центральной Бразилии) дело еще не доходило до пол¬ного разрыва этой коры и до новообразования коры океанского типа. Последняя могла быть развита, как отмечалось выше, лишь на периферии суперконтинента.
Конец раннего рифея местами отмечен слабыми складчатыми деформациями, повторным метаморфизмом, внедрением гранит¬ных плутонов. Эти события известны в Северной Америке под назва¬нием эльсонского (Лабрадор) или мазатцальского (Аризона), в южной части Скандинавии готского диастрофизма; на западном склоне Урала им отвечает несогласное залегание среднерифейской юрматинской серии на нижнерифейской бурзянской. Однако за исключением складчатой системы Маунт-Айза в Австралии, можно говорить лишь о некоторой тектоно-магматической активизации.
С наступлением среднего рифея процессы деструкции супер¬континента Пангея-I заметно усилились. Выразилось это в появле¬нии многочисленных новых авлакогенов в Северной Америке, Вос¬точной Европе, Сибири, наряду с активизацией развития ранне-рифейских структур этого типа. Особенно впечатляет авлакоген Мид-континента (т.е. середины континента) в Северной Америке — 2 500 км в длину, 100 — 200 км в ширину и мощнейшим (15 км) основным магматизмом. Активизируется и развитие внутрикра-гонных подвижных систем, например Кибарид в Экваториальной Африке, причем в некоторых из них — на Урале, Таймыре, в Енисейском кряже, Прибайкалье, в хребте Циньлин в Китае, в системе Наталь в Южной Африке, возможно в Центральной Бра¬зилии, — появляются офиолиты, свидетельствующие о смене риф-тогенеза образованием бассейнов с корой океанического типа, хотя, вероятно, и ограниченного масштаба. При этом, если в ран¬нем рифее рифтогенез проявлялся в наибольшей мере по перифе¬рии будущих древних платформ, то теперь он затрагивает и их внутренние области, что особенно заметно на примере Восточно-Европейского кратона. Но периферические рифты-авлакогены все же испытывали более интенсивное растяжение и погружение. На Урале, Таймыре, Енисейском кряже, в Прибайкалье раздвиг мог перейти в спрединг, который продолжался и в первой половине позднего рифея.
В среднем рифее продолжали развиваться заложенные ранее гранул итоги ей со вые коллизионные пояса — Восточно-Гатский в Индии, Олбэни-Фрейзер в Австралии и некоторые другие. Теперь к ним добавился крупнейший Гренвильский подвижный пояс Северной Америки, пересекающий этот континент от Техаса или Даже от Южной Мексики до Лабрадора. Условия заложения этого пояса остаются неясными, несомненно, они связаны с растяже¬нием, но его масштаб и характер точно не известны. Восточное продолжение пояса обнаруживается на крайнем юге Гренландии, севере Британских островов, юго-западе Скандинавии и на запа¬де Шпицбергена.
Развитие Гренвильского подвижного пояса закончилось двумя импульсами интенсивного сжатия, высокоградиентного метамор¬физма, внедрением плутонов гранитоидов и анортозитов на рубе¬жах 1100 и 950 млн лет. Эпоха тектогенеза (на уровне около 1,0 млрд лет) была названа гренвильской (это название широко приме¬няется на всех континентах наряду с местными названиями, ко¬торые появились в связи с тем, что деформации, магматизм, ме¬таморфизм, тектонотермальная переработка более древних ком¬плексов в данную эпоху широко проявлены практически повсеме¬стно). Гренвильским тектогенезом закончилось развитие Кибар-ской системы в Экваториальной Африке с ее ответвлениями (ки-барский орогенез), Делийской системы в Индостане. Эта эпоха имела большое значение в эволюции Центральнобразильской сис¬темы («уруасанский орогенез»). Заметную роль гренвильский тек-тогенез сыграл и в Урало- Охоте ком поясе, в частности в Ени¬сейском кряже, Центральном Казахстане («исседонский ороге¬нез»), Прибайкалье, Монголии, а также на Таймыре. Он завер¬шил становление фундамента Северо-Американской, Австралий¬ской, Индостанской и Восточно-Европейской древних платформ.
В авлакогенах среднему рифею отвечает самостоятельный оса¬дочный цикл, а границе среднего и позднего рифея — проявление интрузивного магматизма, основного в Восточной Европе, щелоч-но-основного в Средней Сибири. Авлакогены Северного Китая ис¬пытали в конце среднего—начале позднего рифея складчатость.
В среднем рифее продолжалось развитие некоторых платформен¬ных впадин —синеклиз, в основном в Индостане и Австралии, где размеры их, однако, уменьшаются.
Заметно сокращается распространение кислых вулканоплуто-нических ассоциаций, они известны в тех же районах, что и в раннем рифее — на западе Амазонского кратона, в южной части Скандинавии, в Центральном Казахстане, в Антарктиде, причем в их составе возрастает относительное значение интрузий и убы¬вает роль вулканитов. Активная окраина Пангеи-I, как и в раннем рифее, намечается только на юго-востоке Азиатского континента (Южный Китай, Вьетнам).
Средний рифей характеризуется, с одной стороны, усилением дест¬руктивных процессов, особенно внутриконтинентального рифтинга, а с другой стороны, его окончание знаменуется новой консолидацией зна¬чительных площадей Пангеи-1.

Поздний рифей. Поздний рифей, особенно его вторая полови¬на, начиная с рубежа 850 млн лет назад, — одна из критических эпох в истории Земли, эпоха распада Пангеи-I и начала раскры¬тия палеозойских океанов. С возникновением подвижного пояса Прототетиса, документируемым верхнерифейскими офиолитами Антиатласа (Марокко) на юге и обрамления Богемского (Чешско¬го) массива на севере, Пангея-I оказалась расколотой на две час¬ти — Лавразию на севере и Гондвану на юге. Но и эти две конти¬нентальные массы вскоре, если не одновременно, также подверг¬лись расколу. Между Северной Америкой и Европой сначала зало-жилась континентальная рифтовая система с накоплением мощ¬ных обломочных толщ на Ньюфаундленде, в Восточной Гренлан¬дии, Шотландии, Скандинавии и на Шпицбергене, а затем про¬изошло относительно кратковременное раскрытие Кельтского океана (Протояпетуса — см. ниже), офиолитовые реликты коры которого сохранились на острове Англии у побережья Уэльса. Про¬цессы деструкции возобновились в Урало-Охоте ком поясе, в час¬тности в Восточном Саяне и Забайкалье, в то время как на Тай¬мыре и в Енисейском кряже уже на уровне 850 млн лет протекали деформации сжатия и поднятия, сопровождавшиеся накоплени¬ем мол асе.
Деструктивные процессы проявились и в пределах Гондваны. Наиболее крупномасштабным был раскол между Западной (Юж¬ная Америка — Африка) и Восточной (Индостан — Австралия — Антарктида) Гондваной, приведший к образованию Аравийско-Мозамбикского подвижного пояса, состоявшего из нескольких глубоководных бассейнов, разделенных м и кро континентам и или вулканическими дугами. Ширина пояса и число бассейнов с ко¬рой океанского типа убывают к югу и, напротив, возрастают к северу, где данный пояс сливается с Прототетисом. К концу ри¬фея начинается общее перемещение масс к западу, в сторону Центральноафриканского континента со столкновением островных дуг и микроконтинентов, выжиманием и обдукцией офиолитов.
В Западной Гондване возникли и другие зоны деструкции и но¬вообразования океанской коры. Одна из них — Транссахарская — протянулась между Центральноафриканским и Западно-Африкан¬ским кратонами от Антиатласа до Гвинейского залива. И эта под¬вижная система расширялась к северу, вливаясь в Прототетис, и сужалась к югу, выклиниваясь в северо-восточной Бразилии. По¬добно Аравийско-Мозамбикскому поясу в конце рифея развитие Гранссахарской системы вступило в завершающую фазу.
Западнее, по другую сторону Западно-Африканского континен¬та, в позднем рифее активно развивалась Мавритано-Сенегаль-ская система; ее южное продолжение, уже в пределах современной Южной Америки, составляла Центральнобразильская система. Здесь повторно проявляется деструкция после гренвильской консолидации и в конце рифея — начале венда наступает орогенный этап. Однако на долю позднего рифея в основном выпали повтор¬ные надвигово-сдвиговые деформации более древних толщ.
Еще одна позднерифейская подвижная система в теле будущей Западной Гондваны, также наследующая после перерыва грен-вильскую (здесь кибарскую), прослеживается вдоль африканской окраины Южной Атлантики и частично по другую, бразильскую, ее сторону. Осевая зона этой системы так же, как и предыдущие, испытала полный раздвиг континентальной коры и новообра¬зование океанской. Однако здесь это «зияние» выклинивается не в южном, а в северном направлении, упираясь в континентальный блок, элементы которого сохранились по обе стороны Экватори¬альной Атлантики. Южно-Атлантическая система давала слепое Дамаро-Катангское ответвление в глубь Африки, наследовавшее Кибарскую систему раннего-среднего рифея, но более узкое, менее протяженное и на своем северо-восточном окончании це¬ликом подстилавшееся континентальной корой. Эта система за¬кончила свое развитие двумя импульсами сжатия: первый, глав¬ный, завершился на уровне 750 млн лет («катангский орогенез»), второй — 500 млн лет, т.е. в кембрии («дамарский орогенез») Закрытие глубоководного бассейна произошло уже в катангсю эпоху; на долю дамарской выпало образование надвигов и сдви¬гов.
Таким образом, будущая Западная Гондвана фактически сос¬тояла в позднем рифее из нескольких континентальных блоков платформ, разделенных узкими глубоководными бассейнами океанской или утоненной и глубоко переработанной континентал! ной корой в осевых зонах. Мощность континентальных блоко! составляла порядка тысячи километров, подвижных систем — nej вые сотни километров. Последняя оценка определяется тем, чт расстояния между противолежащими континентальными блока¬ми не устанавливаются палеомагнитными методами (их точносг составляет 500—1000 км). В противоположность Западной, Вос¬точная Гондвана оставалась в позднем рифее относительно мож литной. В конце рифея —начале венда, в тектоническую эпо: именуемую в России байкальской, в Африке — панафриканско* в Южной Америке — бразильской, произошло слияние конти-нентальных блоков Западной Гондваны и причленение к ней В< сточной Гондваны вдоль Мозамбикского пояса, что и привело конечном счете к формированию нового суперконтинента, п| существовавшего почти до середины мезозоя.
Окраины как лавразийских, так и гондванских материков, об¬ращенных к Протопацифику (древнему Тихому океану), Прото-тетису и Палеоазиатскому океану (будущий Урало-Охотский под¬вижный пояс), за некоторым исключением, были пассивными. Это доказывается на ряде их участков, где установлено развитие комплексов шельфа или континентального склона, в частности в Северо-Американских Кордильерах (850 млн лет назад), в Ан¬дах, в Трансантарктических горах, в Южной Австралии, вдоль юго-западной окраины Восточно-Европейской платформы, юж¬ных и восточных окраин Сибирской платформы. Переход к оке¬анским условиям доказывается присутствием офиолитов на за¬паде острова Тасмания, на юге Австралии, в Восточном Саяне, Прибайкалье и Забайкалье. Режим активных окраин по-прежне¬му характеризует юго-восток Азиатского континента, а также Аравию.
Надо отметить, что в последние годы появились работы, кар¬динально меняющие сложившиеся ранее представления о палео-тектонике рифея и о происхождении Тихого океана. Основываясь на большом сходстве рифейских разрезов западной окраины Се-рерной Америки, с одной стороны, и восточной окраины Авст¬ралии — Антарктиды — с другой, в особенности ледниковых об¬разований, некоторые исследователи пришли к выводу, что до определенного времени в позднем рифее (750 — 700 млн лет, по уточненным данным) Северная Америка (Лаврентия) и Восточ¬ная Гондвана (Австралия — Антарктида — Индостан) составляли единый суперконтинент, который в середине позднего рифея (850—800 млн лет назад) начал испытывать континентальный рифтогенез, переросший затем в спрединг, приведший к образо¬ванию прообраза современного Тихого океана (рис. 7.4). В самом конце рифея и венде произошло крупномасштабное перемещение Восточной Гондваны, которая, обогнув Западную Гондвану, примк¬нула к ней с восточной стороны, что и привело к замыканию Мо-замбикского океана примерно 600 млн лет назад (рис. 7.5). Эти но¬вые представления довольно скоро получили подтверждение па-леомагнитных данных. Из них следует весьма важное заключение о том, что Тихий океан не является столь уж древним и не может рассматриваться как прямой наследник гипотетической Панталас-сы. Кроме того, поздний рифей и венд выступают в качестве време¬ни радикальной перестройки структурного плана Земли.
Роль гранулитогнейсовых поясов или областей тектонотер-мальной переработки среди структурных элементов позднерифей-ской коры была значительно более скромной, чем в раннем-среднем рифее. К ним относятся Восточно-Гатский, Сатпурский и Раджастанский пояса в Индостане, северная часть пояса Ки-барид в Африке, не вошедшая в состав позднерифейской Дамаро-Катангской подвижной системы, южная часть Мозамбикского пояса, северо-восточный выступ в Бразилии и немногие другие.
Система рифтов (авлакогенов), осложнявших строение конти¬нентальных платформ, претерпела в позднем рифее определен-ную перестройку. Закончила свое развитие рифтовая система Мид-континента Северной Америки, превратившись в слабодефор-мированные грабен-синклинали, часть авлакогенов Восточной Европы и Сибири, другая, большая их часть, продолжила свое развитие. Новая генерация авлакогенов возникла в Австралии и Центральной Африке.
Среди позднерифейских платформенных впадин — синеклиз — также обнаруживаются унаследованные от среднего и даже ранне¬го рифея, как, например, в Индостане, и новообразованные — Сан-Франсиску в Южной Америке, Таудени и Конго в Африке.
Некоторые участки более древних континентальных глыб — кратонов, прилегающие к подвижным поясам и системам, пре-терпели в конце рифея —начале венда тектонотермальную пе¬реработку, нашедшую наиболее яркое выражение в «омоложении» радиометрических датировок. Это особенно характерно для Аф¬рики, откуда и выражение «панафриканский» термотектогенез (активизация), отчасти для Южной Америки, Индостана и Вос¬точной Антарктиды.
Основные палеогеографические элементы позднего рифея по¬казаны на рис. 7.6.
В середине рифея начался распад Родинии (0,8 — 0,75 млрд лет), нача-|[! раскрываться океанические бассейны: Протояпетус, Прототетис, Палеоазиатский, Протопацифик (Тихий океан) и ряд миниокеанов в пределах будущей Западной Гондваны. В новообразованных океанах вслед¬ствие субдукции появились вулканические дуги. В венде и начале кемб¬рия происходило замыкание океанических бассейнов за счет прираще¬ния к ним вулканических дуг и различные блоки Западной Гондваны (современные Южная Америка и Африка) спаялись между собой. Уже в кембрии Западная и Восточная Гондвана соединилась благодаря бай¬кальскому орогенезу, в результате чего образовался крупный континен¬тальный массив Гондваны, просуществовавший до середины карбона (320 млн лет), когда он вошел в состав Новой Пангеи.
В Палеоазиатском океане процесс столкновения дуг с Восточно-Ев¬ропейской и Сибирской платформами начался в венде и возобновился в середине кембрия (салаирский орогенез). В ряде мест шло раскрытие ок¬раинных морей.
7.4. Климатическая зональность
Установление климата рифейского времени представляет труд¬ную задачу, так как из орбиты исследований исключаются такие важнейшие индикаторы климата, как растительные ассоциации и фаунистические комплексы. Особенности климата рифейского вре¬мени определяются в основном по распространенности осадоч¬ных пород — индикаторов климата и продуктов переотложения древнейших кор выветривания, а также по данным палеотермо-метрии. Широкое распространение в раннем и среднем рифее боль¬ших объемов шельфовых высокомагнезиальных известняков, доло¬митов и хемогенного крем необразования свидетельствует о суще¬ствовании мягкого морского и очень теплого климата. По изото¬пам кислорода и водорода в сингенетических кремнях, заклю¬ченных в карбонатных породах, установлено, что средние тем¬пературы земной поверхности 1,3—1,2 млрд лет назад колебались в пределах 40—50 °С. Подобные температуры и насыщенность ат¬мосферы углекислым газом способствовали образованию строма¬толитов и микрофитолитов, максимальное развитие которых за всю докембрийскую историю приходится на средний рифей. По¬мимо карбонатов в среднем рифее развиты красноцветные терри-генные толщи и эвапориты, что позволяет предполагать суще¬ствование территорий с аридным типом климата.
В конце среднего рифея произошло понижение температуры темной поверхности, что выразилось в сокращении карбонатона-копления, исчезновении хемогенного кремнеобразования, несмот¬ря на увеличение интенсивности вулканизма. Широким распространением пользовались терригенные толщи, среди которых веду¬щая роль стала принадлежать полимиктовым разностям. Снижает¬ся число строматолитовых построек. Все меньше встречается остат- ] ков протяженных биогермных тел. На смену однообразному в тем- I пературном отношении азональному жаркому климату с опре- j деленной дифференциацией по степени увлажнения в позднем рифее пришел климат с резкой термической зональностью. Стали , обособляться области с нивальным (холодным) и экваториаль¬ным климатами.
Наиболее яркая особенность верхнего рифея — присутствие i среди осадочных толщ ледниковых отложений. Тиллиты известны на двух стратиграфических уровнях и в соответствии с их положе¬ниями выделяют нижний и верхний тиллитовые горизонты. Ниж-ний горизонт относится к уровню 750—720 млн лет, а верхний — 680—650 млн лет, т.е. уже к началу вендского периода.
К толще тиллитов и фациально связанных с ними морских осад-ков (акваморены, айсберговые образования) приурочены же¬лезорудные залежи, что является одним из главных корреляцион¬ных признаков нижних тиллитов. Нередко мощный горизонт ниж-них тиллитов представлен двумя уровнями тиллитов с разделяю¬щим их межледниковым горизонтом. Горизонт нижних тиллитов известен как среди интракратонных образований Северо-Амери- ] канской, Южно-Американской, Африканской и Австралийской платформ, так и в чехле микроконтинентов и среди шельфовых j образований периферии подвижных поясов (Тянь-Шаньский, j Транссахарский, Восточно-Гренландский и Аделаидский). Разви- j тие тиллитов и образований ледниково-морского происхождения j дает основание не только предполагать широкое распространение I холодных климатических условий, но и оконтурить области с ни-1 вальным климатом.
7.5. Полезные ископаемые
Ранний рифей достаточно обилен полезными ископаемыми.! Это пластовые сидерит-гематитовые железные руды оолитовой I формации, залежи магнезита, сформировавшиеся за счет вто- 1 ричного обогащения высокомагнезиальных доломитов, пласто-''J вые залежи фосфоритов, месторождения медных и полиметал- j лических руд.
Железные руды большим развитием пользуются на Урале в сат-кинской и бакальской свитах бурзянской серии. На Южном Урале в доломитах бурзянской серии имеются залежи магнезита. Анало¬гичные руды распространены в свите Саданьу серии Санвон в Северной Корее. Типичные пластовые залежи фосфоритов име¬ются в удерейской и погорюйской свитах сухпитской серии Енисейского кряжа. Такие руды известны в одновозрастных отложе¬ниях Монголии и Индии.
Примером раннерифейских медно-пол и металлических руд мо¬жет служить месторождение Маунт-Айза в Австралии, при¬уроченное к полосе дробления в филлитах. Халькопирит, пирит и пирротиновое оруденение связаны с крупными кремнисто-доломи¬товыми линзами. Среднее содержание меди в руде составляет 3 %, цинка 7 — 8 %, свинца 1 — 9%. Другое крупное сульфидно-полиме¬таллическое месторождение находится также в Австралии — это Брокен-Хилл в блоке Уилльяма в Новом Южном Уэльсе. В залежах свинцово-цинковых руд, приуроченных к осадочно-метаморфи-ческим толщам, имеются серебро, медь, кадмий, золото, кобальт, бериллий, танталониобаты и др.
Одним из наиболее знаменитых металлоносных плутонов ран¬него рифея является норитовый лополит Седбери в Канаде. К внеш¬ней его зоне приурочены месторождения сульфидных медно-ни-келевых руд.
В Канаде имеются магматогенные месторождения урана. Это жильные месторождения урановой смолки в песчаниках серии Атабаска и в гнейсах серии Это-Бей в районе Большого Медвежь¬его озера. В Австралии известны магматогенное урановое место¬рождение Радиум-Хилл в западной части блока Кэтлин и контак-тово-метасоматическое месторождение Мэри-Кэтлин в породах Кррелла пояса Маунт-Айза.
В среднем рифее найдены железные руды. Это пластовые сиде¬рит-гематитовые руды оолитовой формации в юрматинской се¬рии Урала. Аналогичные руды известны на Енисейском кряже и в Китае.
Существует много месторождений меди, связанных как с базаль¬товым вулканизмом траппового типа в областях тектонического растяжения (сульфидная и самородная медь), так и с концентра¬цией меди в терригенных и терригенно-карбонатных породах. Они известны в зоне Букоба-Уха в Танзании, в серии Цумис в Нами¬бии и надсерии Белт в Северной Америке.
В Канаде в районе Большого Медвежьего озера в серии Коп-пермайн имеется значительное медное оруденение. Пластообраз-ные залежи самородной меди встречаются в серии Средний Ки-вино в провинции Сьюпириор и в серии Силл-Лейк в провинции Нейн.
Из полиметаллических месторождений среднего рифея надо отметить гидротермальные месторождения Северной Америки в надсерии Белт в Северных Скалистых горах в рудном районе Кёрд Ален в штате Айдахо. Они содержат уран, свинец, цинк, серебро, золото, вольфрам и медь. На продолжении этого района в про¬винции Британская Колумбия (Канада) находится богатейшее свинцовое оруденение.
Следует отметить титановые месторождения — линзы и дайко-образные тела ильменит-магнетитовых, ильменит-гематитовых и ильменит-рутиловых руд, распространенных в габбро-анортози-товом плутоне Дулут на северном берегу озера Верхнего. Кроме того, в среднерифейских гранитах на Западно-Бразильском щите имеются оловянные залежи, а в Нигерийско-Ливийском поясе в Африке — марганцевые руды.
Хотя в толщах верхнего рифея имеются линзо- и пластообраз-ные залежи железа, промышленное значение они имеют только но впадине Вольта и в Дамарском поясе в Африке, в Австралии, в Кордильерах Северной Америки, на Южном и Среднем Урале.
Полиметаллические месторождения с ванадием, свинцом, цин¬ком и сульфидной медью известны в Дамарском поясе Африки. На юге Заира и в сопредельных районах Замбии крупные мес¬торождения меди найдены в так называемом Медном поясе. Его ширина составляет 50—65 км, а длина более 300 км в Заире и более 200 км в Замбии.
В Заире присутствуют окисленные медные руды (с малахитом, хризоколлой, купритом и самородной медью). Там же находятся промышленные залежи кобальта. В Замбии кроме кобальта при¬сутствуют цинк, кадмий, уран, ванадий, германий, золото.
К медному поясу Шабы (Катанги) в Заире относится и круп¬нейшее урановое месторождение мира Шинколобве, приурочен¬ное к доломитам серии Роан, имеющее осадочный генезис с последующим наложением гидротермальных процессов.
С поздним рифеем связаны кобальтовые месторождения Бу-Аззер и Эль-Граара в Антиатласе, оловоносные пегматиты в Ка¬танге, медное оруденение на щите Хоггар, медно-свинцовые и цинковые руды Африки, золоторудные жилы на северо-востоке Аравийского полуострова, бариты Африки и Австралии, алмазо¬носные конгломераты Индии, фосфориты Индии и Казахстана
(табл. 7.2).
В последние годы крупные залежи нефти и газа открыты в ри-фейских карбонатных толщах Восточной Сибири, в восточной части древней Сибирской платформы.

ЧАСТЬ ФАНЕРОЗОЙСКАЯ ИСТОРИЯ
ТРЕТЬЯ ЗЕМЛИ
ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА
Палеозойская эра (эра древней жизни) начинает последний крупный эон в истории Земли — фанерозой (время явной жиз¬ни), объединяющий палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры. Название «палеозойская серия» впервые было предложено английским геологом А. Седжвиком (1838) для обозначения по¬род, перекрывающих группу первичных слоистых образований. В 1840 г. его соотечественник Дж.Филлипс применил термин «па-леозой» к «переходным» породам более высокого положения и ввел термины «мезозой» и «кайнозой».
Длительное время все три эры объединялись под общим наз¬ванием «постдокембрийское время», пока С.Чедвик (1930) не предложил для них название «фанерозой», а для протерозоя и архея — «криптозой».
Палеозойская эра — наиболее продолжительная эра фанерозоя. Она началась 540 млн лет назад и закончилась 230 млн лет назад. В ее состав входят шесть периодов: кембрийский, ордовикский, силурийский, девонский, каменноугольный и пермский. На гео¬логических картах нашей страны принято трехчленное деление палеозойской эратемы. К нижнему палеозою отнесены кембрий и ордовик; к среднему — силур, девон и ранний карбон, а к верх-нему — средний и поздний карбон и пермь. В зарубежной литера¬туре преобладает двучленное деление палеозоя. При этом граница между ними проводится в основании девонской системы.
Проблема происхождения скелетной фауны палеозоя. Наиболее четким отличием палеозойской эры, как и всего фанерозоя, от более раннего криптозойского этапа развития Земли было стре¬мительное развитие сложноорганизованных животных с твердым скелетом. Уже в отложениях конца кембрийского периода обна¬руживаются представители всех основных типов беспозвоночных животных, и даже, возможно, в это время уже существовали и первые примитивные хордовые.
И в то же время по отношению к растительному царству па¬леозойская эра является условным подразделением и ее границы лишь отчасти отвечают рубежам эволюционного развития расте-ний. На рубеже докембрия и палеозоя каких-либо существенных изменений в составе растительного царства не происходит. В кембрии, как и на протяжении почти всего криптозоя, раститель-ность была в основном представлена простейшими, в частности I синезелеными водорослями, следы жизнедеятельности которых — 1 • строматолиты и онколиты — столь же обильны в карбонатных I прродах раннего палеозоя, как и в древних докембрийских тол-шах. Наряду с синезелеными водорослями с конца докембрия существовали бурые, багряные и другие высшие водоросли.
Как объяснить почти внезапное появление в морских отложе- I ниях кембрия представителей почти всех типов животного царства? I Являлись ли они в кембрийских морях иммигрантами из какой-то I другой среды или возникли и развились в докембрийских морях? j
Высокий уровень организации кембрийской фауны и наличие I в ее составе всех типов беспозвоночных показывают, что к началу I кембрия царство животных должно было пройти значительный I путь эволюционного развития. Вместе с тем имеющегося геологи-Я ческого времени для такой эволюции явно недостаточно. Значит,.! должна была быть очень высокая скорость эволюции, которой способствовали бы определенные резкие изменения среды обита-Я ния. Тем более, что кембрийская фауна не имела прежде предков. 1 Долгое время внезапность появления скелетной фауны объяснялась 1 общим и достаточно сильным метаморфизмом докембрийских I пород, якобы полностью уничтожившим следы докембрийской I жизни, а также большим перерывом между образованиями до-в кембрия и палеозоя. Но обнаружение на всех континентах мощ-Я ных и к тому же неметаморфизованных толщ, лишенных ор-Я ганических остатков в одних случаях, и сохранение нежных, ли-Я шенных скелетов мягких тел эд и а каре ко-бело морс кой фауны — 1 в других, показали всю несостоятельность подобного объяснения.Я
Эволюционные изменения, приведшие к появлению скелетнойЯ фауны, могут представляться двояким образом — либо как возник-Я новение у палеозойских групп организмов способности строитьЯ минеральный скелет, либо как быстрое обособление и становле-Я ние новых групп организмов, сопровождающееся одновременным 1 развитием у них скелетных образований. В первом случае необходи-И мо объяснить причину одновременного внезапного появления уЯ различных групп морских организмов способности строить скелет-в ные образования, во втором — причину необычайно быстрого тем-Я па эволюционного развития тех же групп организмов.
И то и другое трудно объяснить без допущения стимулирую- I щего влияния какого-либо глобального фактора земного или1 космического происхождения. Именно на поиски этих факторов Я обращено внимание исследователей.
Одна из версий объяснения внезапного появления скелетнойЯ фауны — резкое увеличение солености Мирового океана — на-Я талкивается на ряд трудностей. Известно, что интенсивность^ соленакопления в различные эпохи фанерозоя сильно менялась,] но эти колебания не были связаны с изменениями общей солено¬сти Мирового океана, которая все время оставалась более или ме¬нее постоянной. Разница в масштабах соленакопления вызывалась другими причинами — климатическими и тектоническими. Поэто¬му вряд ли в эпохи, предшествующие фанерозою, не могли суще¬ствовать лагунные условия, так как совершенно неясным, загадоч¬ным и невероятно труднообъяснимым остается предполагаемое резкое увеличение солености морских вод на рубеже венда и кемб¬рия. По этой причине представление об обусловленности появле¬ния скелетной фауны вследствие резкого увеличения солености Ми¬рового океана должно быть оставлено как малообоснованное.
Это заставляет многих исследователей искать причину возник¬новения скелетной фауны в ускоренном темпе эволюционного развития. Отсутствие остатков представителей раннекембрийских скелетных групп морских животных в отложениях, заключающих поздне венде кую эдиакарскую фауну, показывает, что развитие ске¬летных групп должно было произойти чрезвычайно быстро, чуть ли не на протяжении всего нескольких миллионов, а возможно, и сотен тысяч лет.
Однако столь быстрый темп эволюционного развития немыс¬лим без стимулирующего воздействия какого-то мощного внешнего фактора. Таким фактором могло быть, по представлениям ряда исследователей, воздействие на органический мир Земли жест¬кого космического излучения. Установлено, что ультрафиолето¬вое солнечное, ионизирующее космическое излучения сильно воздействуют на генную и хромосомную структуры живых орга¬низмов, резко усиливая их мутационную изменчивость. Одни на¬следуемые признаки понижают жизнеспособность организмов и в конечном итоге приводят к их вымиранию, другие — оказывают¬ся профессивными и способствуют выживанию в изменившейся окружающей среде.
Русский геолог Л. И.Салоп (1977) развил идею, высказанную астрономами В.И.Красовским и И.С.Шкловским (1957), о связи эпох усиления космического облучения и эволюционных взрывов с вспышками сверхновых звезд в окрестностях Солнечной системы.
На другой возможный путь решения рассматриваемой проб¬лемы обратил внимание Г.П.Леонов (1985). Он попытался объ¬яснить «внезапное» появление и развитие скелетной фауны миг¬рацией организмов — скелетоносителей из пресно- или солоно-ватоводных внутриконтинентальных водоемов в морские бассей¬ны. Но для этого надо признать, что скелетные организмы уже существовали в пресных водоемах. По мнению Г. П.Леонова, раз-нообразные по температуре воды, степени и типу ее минерализа¬ции, рельефу дна и берегов и другим особенностям внутриконти-нентальные бассейны являлись более благоприятными местами Для возникновения жизни, чем значительно более однообразные и постоянные обстановки океанских бассейнов. В дальнейшем раз¬нообразие условий внутри континентальных водоемов могло явить¬ся фактором, стимулирующим дифференциацию первичных фор жизни и обособление различных ее ветвей. Слабая минерализаци вод внутриконтинентальных бассейнов не стимулировала развити скелетных образований у их обитателей, которые оставались мяг котелыми. Ранее других барьер солености преодолели наиболее примитивные и наименее приспособленные прокариотные орга¬низмы — бактерии, а вслед за ними и синезеленые водоросли.
Как гипотезы о космическом факторе, Способствовавшем воз¬никновению скелетной фауны, так и идея Г. П.Леонова о переселении фауны из континентальных водоемов в океанские бассейны облада¬ют рядом недостатков, но все-таки гипотеза о космической радиа-ции предпочтительнее, тем более, что она хорошо согласуется с временем появления и развития озонового экрана, спасающего жизнь представителям животного и растительного царств.
Широкое распространение некоторых элементов эдиакарско-беломорской и ранней раковинной фауны обусловлено располо¬жением континентов в конце протерозоя — начале фанерозоя. В это время большая часть суши находилась в приэкваториальной час¬ти, так как современные материки входили в состав гигантского суперматерика. На границе венда и кембрия произошел раскол суперматерика. Образовавшиеся континенты на ранней стадии свое¬го развития находились еще недалеко друг от друга. Именно это привело к тому, что животные могли беспрепятственно расселяться в благоприятных физико-географических условиях. Лишь к моменту возникновения археоциатов, и особенно трилобитов, начала склады¬ваться зональность, т.е. появились различия в видовом и родовом составе фауны разных регионов, которые усилились после обра¬зования значительных водных пространств между континентами.
Эдиакарс ко-бело морская фауна возникла в мире, для которого характерны единый массив суши, увеличение температурного ре¬жима и сравнительно небольшие запасы питательных веществ. Кем¬брийские организмы появились в другое время — во время распада суп ер континента, когда возникли протяженные береговые линии, причем основная масса прибрежных зон располагалась в благопри¬ятном тропическом климате. Протяженные и широкие шельфы, отделенные от открытого моря поясами мелководного карбонато-накопления, являлись идеальными местами для жизни животных, так как именно эти районы отличались обилием пищи.
Что же послужило причиной дальнейшего быстрого расцвета животного мира? Повинны в этом только физико-географиче¬ские условия среды обитания или ряд удачных перемен в генети¬ческих программах животных? Может быть имели место другие факторы? Будущие исследования позволят ответить на эти во¬просы.
Гл а в а 8 ВЕНДСКИЙ ПЕРИОД
Переходные слои между протерозоем и кембрием под назва¬нием «венд» впервые были выделены Б.С.Соколовым (1952) на территории Прибалтики. До этого считалось, что между докемб¬рием и кембрием был длительный перерыв, в котором впослед¬ствии стали выделять отложения под названием инфракембрия или эокембрия. Термин «венд» (от древнего племени вендов или венедов, обитавших на западе Восточной Европы) как более удач¬ный в настоящее время вытеснил более ранние и получил широ¬кое международное признание.
Вендская система соответствует подразделениям общей страти¬графической шкалы соответствующего ранга. Она определяется как планетарный комплекс разнофациальных отложений, зак¬люченных между образованиями рифейской группы и древнейши¬ми осадками кембрия и располагающихся в интервале 650+ 10— 540+ 10 млн лет назад.
8.1. О положении вендской системы в общей хроностратиграфической шкале
Сразу после установления вендской системы стал дискутиро¬ваться вопрос о ее пограничном положении. Считать ли вендский период завершающим этапом криптозоя или начинать с него фанерозойской зон? До сих пор высказываются диаметрально про¬тивоположные мнения, но в силе остаются решения ряда между¬народных геологических конгрессов, согласно которым вендский период должен завершать протерозой.
Длительное время сохранялась неясность с пограничными сло¬ями между протерозоем и фаунистически документированным кембрием. Пока в этих слоях не были известны остатки фауны, псе было довольно определенным. Фанерозой как время явной жизни начинался с появления скелетной фауны. Однако, когда впервые была обнаружена эдиакарская бесскелетная фауна, мно¬гие стали склоняться к мысли о необходимости отнесения венда к фанерозою. Вначале слои с эдиакарской фауной называли эокем-брием, и они являлись единственным подразделением эокемб¬рия, которое может выделяться на основании палеонтологичес¬ких данных.
В отложениях, названных впоследствии вендскими, впервые появляются ископаемые остатки многоклеточных животных, гораздо более высокоорганизованных, чем существовавшие ранее многоклеточные растения. Исходя из этого, принадлежность вен¬да к фанерозою не должна вызывать сомнения, поскольку в этих отложениях присутствуют видимые остатки Metazoa и Metaphyta, так широко развившиеся в фанерозое.
В геологическом отношении венд более тесно связан с кембри¬ем, нежели с рифеем. Во-первых, начало формирования слагаю¬щих его отложений связано с обширной трансгрессией, достиг¬шей максимума в середине кембрия. Во-вторых, крупные несо¬гласия практически повсеместно прослеживаются между рифеем и вендом, а отложения кембрия постепенно сменяют вендские, и во многих районах проведение границы между двумя системами при отсутствии органических остатков бывает весьма затрудни¬тельным. На основании этого мы считаем, что вендская система должна относиться к палеозою и венд является первым палеозой¬ским периодом. Причем по продолжительности он вполне соиз¬мерим с другими периодами фанерозоя.
8.2. Стратотипы вендской системы
Стратотипической местностью (страторегионом) вендской си¬стемы является западная часть Восточно-Европейской платфор¬мы, где имеется полностью обнаженный разрез вендских отло-жений. Полные разрезы вскрыты также бурением на простран¬стве от Подолии и Волыни до Беломорья. Значение гипострато-типа имеет разрез Оленёкского поднятия на северо-востоке Си¬бирской платформы. По палеонтологическим и историко-геоло-гическим признакам в страторегионе устойчиво выдерживается четырехчленное деление венда. В пределах Восточно-Европейс¬кой платформы мощность вендских отложений колеблется от 200-500 до 2000 м.
Вендское время, согласно постановлению Межведомственно¬го стратиграфического комитета СССР, включает эпоху массово¬го развития бесскелетных многоклеточных и эпоху оледенения, называемого лапландским или варангерским. Эквиваленты венд¬ской системы выделялись под названиями инфракембрия и эокем-брия в Западной Европе, Америке и Африке и эдиакария в Авст¬ралии.
Отложения венда, как уже указывалось, впервые были обо¬соблены как самостоятельная серия или комплекс Б.С.Соколо¬вым. Их докембрийский возраст доказывался положением ниже палеонтологически охарактеризованной балтийской серии нижнего кембрия и отсутствием представителей самой ранней из всех из¬вестных в мире раннекембрийской фауны. В этой серии выделялись две ассоциации: нижняя с табулярными хитиноидными Sabellidites и кремнисто-раковинными Platysolenites и верхняя с редки¬ми Aldanella (археогастроподы), Gdowia (архаичные членисто¬ногие) и другими мелкими формами. Данная ассоциация ранее рассматривалась как первая биостратиграфическая зона раннего кембрия. Но это затем было пересмотрено в связи с тем, что данная архаичная фауна имеет больше общего с вендскими мяг¬котелыми многоклеточными, нежели со скелетной кембрийской фауной. В толще вендских отложений в дальнейшем были обна¬ружены бесскелетные многоклеточные (Подолия, Беломорье, Урал), повсеместно присутствуют макроскопические растения (вендотениды) и фитопланктонные ассоциации. Эта фауна ока¬залась сходной с впервые обнаруженной в Австралии эдиакар-ской фауной.
Открытие эдиакарской фауны в кварцитах Паунд складчатой системы Аделаида, залегающих между верхними ледниковыми отложениями и подошвой фаунистически охарактеризованного кембрия, явилось весьма крупным событием, а заслуга ее изуче¬ния принадлежала М.Глесснеру, несколько лет работавшему в на¬шей стране. По его данным, в этой фауне присутствуют предста¬вители трех типов животных: кишечнополостные, черви и чле-нистоногие, включая трилобитоподобных и ракообразных.
В дальнейшем фауна, подобная эдиакарской, была обнаружена еше в ряде районов мира, в том числе в России на берегу Белого моря и на реке Оленек в Сибири, а также на Ньюфаундленде, в Англии, Швеции, Африке и других местах.
Рубеж рифея и венда является началом эпохи материковых оледенений, которые привели к глобальной регрессии. Следы пос¬ледующего значительного потепления также имеют планетарное распространение.
Реперами для проведения нижней границы и корреляции ос¬новных подразделений вендской системы служат:
&#9632; тиллитоносные отложения лапландского (варангерского)
горизонта и его аналогов или трансгрессивное основание отложе¬
ний, содержащих беломорско-эдиакарскую биоту бесскелетных
беспозвоночных;
&#9632; положение в стратиграфическом разрезе посттиллитовых отло¬
жений и их расположение всегда ниже томмотского яруса ниж¬
него кембрия;
&#9632; положение в разрезе слоев с массовым распространением
вендотенидной флоры;
&#9632; положение предтоммотской ассоциации сабеллидит и зоны
Anabarites trisulcatus (это особенно важно для Сибири и Китая);
&#9632; положение слоев с ран нетом моте кой ассоциацией мелких
скелетных организмов.
Недавно комиссия Международного геологического конгресса после долгих дискуссий выбрала в качестве стратотипического для границы венда и, соответственно, докембрия и кембрия разрез в восточном Ньюфаундленде.
Изотопные датировки границ вендской системы таковы: ос¬нование венда — 650+ 10 млн лет назад, для границы лапланд¬ского (тиллитоносного) и редкинского горизонта — 620+ 10 млн лет назад, для границы редкинского и котлинского горизонтов точные датировки отсутствуют, а подошва ровенского горизонта определяется цифрой 570 млн лет назад. По мнению Б.С.Соко¬лова и некоторых других исследователей, граница вендской и кембрийской систем в ее современной трактовке лежит в преде¬лах 550—560 млн лет назад. Большинство зарубежных исследова¬телей считают необходимым поднять верхнюю границу венда до 540 млн лет.
До недавнего времени существовали лишь местные схемы под¬разделения вендской системы. Наряду с этим проводится, в част¬ности в России, неформальное выделение нижнего и верхнего венда. Заслуживает внимания предложение разрешить такое под¬разделение с наименованием нижнего венда варангием (от варан-герского — лапландского оледенения), а верхнего — эдиакарием (от уровня развития эдиакарской фауны).
Распространение вендских отложений. Отложения вендской си¬стемы известны на всех континентах. Наиболее полно они пред¬ставлены на Восточно-Европейской и Сибирской платформах и более ограниченно —- на других платформах. Вендские образова¬ния известны в Уральском, Байкальском, Кордильерском, Аппа-лачском и Аделаидском складчатых поясах, в пределах герцинид и каледонид Западной Европы. Они присутствуют и в более мо¬лодых складчатых областях, но вследствие малой эффективности палеонтологического метода из-за отсутствия отпечатков мягко¬телых организмов выявить вендские отложения среди сильноме-гаморфизованных и деформированных горных пород весьма зат¬руднительно.
Наиболее характерные разрезы представлены на рис. 8.1.
8.3. Органический мир
Вендская биота коренным образом отличается как от более раннего органического мира, так и от кембрийской биоты, кото¬рая характеризовалась внезапным, почти взрывным появлением многочисленных и таксономически разнообразных групп многокле¬точных животных, обладавших минеральным скелетом.
Фауна венда представлена своеобразными многоклеточными животными, не имевшими минерального скелета. Лишь в самом конце венда появились мелкие формы с тубулярным хитиноид-ным или минеральным скелетом.
Превосходная сохранность и обилие отпечатков бесскелетных животных свидетельствуют о том, что в это время организмы-деструкторы еще не играли той роли в трофических системах, которую им предстояло сыграть в будущем. Предполагается, что в венде существовали очень простые и короткие пищевые цепи. Осадки, отлагавшиеся на дне вендских морей, сравнительно сла¬бо подвергались биологической переработке.
Характерная черта вендской фауны — гигантизм. Нередко встре¬чаются отпечатки медузоид диаметром более 0,5 м, своеобразные дикинсонии (предположительно, плоские черви) и некоторые пе¬ристовидные колониальные чарнииды достигали размера 1 м. Впол¬не вероятно, что гигантизм вендских животных свидетельствует о филогенетическом тупике их эволюции. Именно поэтому в боль¬шинстве случаев невозможно указать прямых потомков вендских животных среди кембрийских организмов. Наряду с гигантскими в венде существовали и мелкие бесскелетные формы. Вероятно, их потомки могли дать вспышку скелетных беспозвоночных в на¬чале кембрия.
Вендской фауне свойственно значительное разнообразие на более высоком таксономическом уровне, чем в рифее. Однако ви¬довое разнообразие в большинстве групп представляется низким. Внезапное появление вендской фауны, вероятно, связано с круп¬ной перестройкой внешней среды, вызванной как лапландским глобальным оледенением и последовавшими за ним потеплением и резко выраженной трансгрессией, так и изменениями газового состава атмосферы.
Наиболее характерные формы вендских животных, обнаружен¬ные М.А.Федонкиным в беломорском разрезе, представлены на рис. 8.2. Реконструкции животных венда показаны на рис. 8.3.
Особые черты присущи и растительному миру венда. Это ши¬рочайшее распространение флоры, которая иногда образует по¬кровы типа циновок, переходящие в многослойные пленки сапро¬пеля. Специфический характер приобретают чуариаморфиды — микропланктонные организмы, обладавшие сфероидальными и вытянутыми формами и образовавшие крупные скопления. Среди микрофитопланктона в венде возникли правильно организован¬ные цепочечные, агрегатные колонии. Недавно открыты актиномииеты и грибы. Очень богат и разнообразен мелкий фитопланк¬тон, достигший расцвета с максимумом распространения бесске¬летных многоклеточных.
8.4. Палеотектонические и палеогеографические условия
Несмотря на процессы деструкции, начавшиеся в среднем и активно проявившиеся в позднем рифее, континентальные глы¬бы, составлявшие в раннем-среднем рифее Пангею-I, еще сохра¬няли, судя по палеомагнитным данным, довольно компактное расположение. При этом обе Америки находились в низких широ¬тах Северного полушария, а остальные континенты — в низких и умеренных широтах Южного полушария. В пределах будущей Гон-дваны неширокие, но довольно глубокие линейные бассейны с океанской или переходной к ней корой, возникшие в позднем рифее, в венде и особенно в позднем венде испытали замыкание, складчато-надвиговые деформации, некоторый метаморфизм и внедрение гранитов. По периферии образовавшихся таким обра¬зом складчатых систем стали накапливаться обломочные толщи — молассы. Сопутствующие процессы тектонотермальной переработки затронули и промежуточные блоки более древних пород. Эта эпо¬ха тектоногенеза, вследствие своего широкого проявления, полу¬чила в Африке название панафриканской, в Южной Америке ее называют бразильской. Кроме Южной Америки и Африки текто-нотермальная переработка этой эпохи проявилась и на Мадагаска¬ре, Шри-Ланке, северо-западе Индостана и в Антарктиде. Особен¬но большое значение она имела в создании ременной структуры фундамента Аравийско-Нубийского щита, где произошло после¬довательное причленение к восточному краю древнего Централь-ноафриканского континента ряда вулканических дуг и коры про¬межуточных окраинных морей, представленной офиолитами. Этот процесс распространился к северу и за пределы Аравии, охватив значительную часть Европы, Турцию, Иран, отчасти Афганистан. Он завершился здесь широкими излияниями наземных кислых лав и привел в начале кембрия к установлению на этой территории спокойного, платформенного режима и ее присоединению к более древней части Африканского континента и в конечном счете к вхож¬дению вместе с Южной Америкой, Индостаном, Австралией и Антарктидой в состав Гондванского супер континента.
На более древних, не затронутых панафриканско-бразильской активизацией, участках будущей Гондваны в венде развивались плоские впадины, заполнявшиеся континентальными и/или мелководно-морскими, преимущественно терригенными, отло-жениями, — Сан-Франсиску в Южной Америке, Таудени и Кон¬го в Африке, Виндийская в Индостане.
На западной и юго-западной окраинах Южной Америки про¬исходили поднятия Арекипского, Сьерры-Пимпы и Северо-Па-тагонского массивов, а также Восточной Кордильеры Перу и Боливии. В последней они сопровождались складчатостью и ме-таморфизмом зеленосланцевой ступени. Широко проявились кис¬лый вулканизм и гранитообразование. (Эрогенным развитием ха¬рактеризовалась и обращенная на запад (в современных коор¬динатах) окраина Антарктиды и Тасмании, в то время как восточ-ноавстралийская окраина развивалась в пассивном режиме.
Существенно по-другому и очень неоднозначно происходили события в пределах будущей Лавразии. С одной стороны, здесь также проявилась тенденция к замыканию и превращению в склад¬чатые сооружения геосинклинальных систем, существовавших в позднем рифее, — Тимано-Уральской, Северо-Таймырской, Ени-сейско-Байкальской с соответствующим наращиванием континен¬тальных блоков Восточной Европы и Сибири. Эта складчатость была названа Н.С.Шатским байкальской. Ее проявление можно предполагать в Арктике и к востоку от Таймыра, в частности в районе острова Врангеля. С другой стороны, в венде началось рас-крытие центральной части Палеоазиатского океана с образовани¬ем океанской коры, сохранившейся в виде офиолитов в складча¬тых системах Центрального Казахстана, Алтае-Саянской области и Северной Монголии.
Континентальный рифтогенез перерос в спрединг и в области современной Северной Атлантики, но возникший таким образом глубоководный бассейн, который иногда называют Кельтским океаном, был узким и существовал относительно недолгое вре¬мя, замкнувшись в конце венда. Его периферическую область пред¬ставляют глубоководные зоны Восточной Гренландии, Шпицбер¬гена и Западной Скандинавии. В двух последних районах форми-ровались песчано-глинистые толши (флиш с турбидитами). Мощ¬ность отложений континентального склона и его подножия состав¬ляет 3,5 — 5 км.
Отложения пассивных окраин Кельтского океана сохранились] на северо-западе в Гренландии и Шотландии, а на юго-востоке на Шпицбергене и в Скандинавии. На юге, в Южных Аппалачах, рифт сохранял внутриконтинентальный характер на всем протя¬жении венда.
В северной части Шотландии на склоне Гебридского массива — отторженца Северо-Американского континента — накапливался мощный терригенный комплекс, состоящий из песчаников и гли¬нистых сланцев, толщиной около 7 км, который к юго-востоку сменяется глубоководными сланцами.
По другую сторону океанского бассейна, в Северной Англии и Уэльсе, располагалась островодужная зона континентальной окраины. Снос обломочного материала происходил с юга. В пределах континентального склона и подножия формировались тол¬щи песчаников и глин мощностью около 4 — 5 км. Разрез вендских отложений венчают туфы и лавы андезитов и риолитов.
Глубоководные условия существовали в Западной Европе. В ус¬ловиях континентального склона и его подножия формировались кремнисто-глинистые и существенно кремнистые осадки. Анало¬гичные осадки отлагались в Алжире. На территории Испании, Центральной Франции и на востоке Балканского полуострова располагались шельфовые участки, в пределах которых осаждался песчано-глинистый материал.
На западной, кордильерской окраине Северной Америки так¬же продолжалась фаза рифтообразования, начавшаяся еще в се¬редине позднего рифея, перед кембрием она сменилась импуль¬сом сжатия.
Сходные процессы протекали, по-видимому, и на арктической окраине Северной Америки, а на южной окраине континента ак-гивно развивались Южно-Оклахомский и Западно-Техасский риф¬ты, их развитие сопровождалось мощно проявленным базальтовым вулканизмом.
На Восточно-Европейском и Сибирском континентах в ран¬нем венде еще продолжали развиваться заложенные в рифее риф-ты-авлакогены, которые в позднем венде заместились плоскими прогибами, после чего началось накопление плитного чехла.
В раннем венде значительная площадь Европы покрылась лед¬никами. Широкое распространение имели тиллиты в Норвегии, Швеции, на Шпицбергене, но особенно на суше Восточно-Евро¬пейской платформы. Тиллиты входят в состав вильчанской серии, нозраст которой составляет 650 млн лет.
На территории Восточно-Европейской платформы после лап¬ландского оледенения началась трансгрессия и море заняло ее центральные и северные районы. Морские песчано-глин истые от¬ложения накапливались как в периферических областях (Придне¬стровская и Приуральская зоны), так и в центре платформы.
На Северном Урале располагалась островная дуга, и в ее пре¬делах извергались андезиты. На Полярном Урале и на юге Новой Земли с позднерифейского времени сохранились глубоководные условия и наряду с терригенными осадками здесь сформировался базальтовый комплекс.
Область шельфа с терригенным осадконакоплением сменяется в восточном и северном направлениях обстановкой континенталь¬ного склона, где накапливались турбидиты. Мощность терриген-ных толщ составляет 2—4 км.
Среди мелководных отложений Урала присутствуют тиллиты. Они известны в составе среднечурочинской свиты Северного Ура¬ла, танинской свиты Среднего Урала и кургашлинской свиты Юж¬ного Урала.
Трансгрессия охватила в венде территорию Сибирской плат¬формы. Площадь суши уменьшилась, а в мелководно-морских ус¬ловиях начали накапливаться карбонатные осадки, которые вблизи областей сноса обогащены терригенным материалом. Существен¬но терригенное осадконакопление происходило только в узкой прибрежной полосе на юге Сибирской платформы, примыкав¬шей к области байкальского орогена с горным рельефом.
В центральной части огромного Сибирского моря выделяется область с повышенной соленостью морских вод. Засолоненный бассейн протягивался от Анабарского поднятия к Алданскому. Другой бассейн с водами повышенной солености располагался в Иркутском амфитеатре — в его пределах, так же как и в Цент-ральносибирском бассейне, накапливались пески, глины, карбо¬наты, гипсы и ангидриты. Ограниченный доступ вод открытого моря был связан с наличием многочисленных мелких островов и подводных поднятий, увенчанных рифами.
Сибирская платформа с северо-запада, запада и юга обрамля¬лась довольно сильно расчлененной сушей Северо-Таймырского — Енисейско-Байкальского орогенов. В межгорных впадинах пос¬леднего были отложены толщи морских и континентальных мо-ласс мощностью 5 — 6 км.
В пределах современных байкалид сохранились фрагменты древ¬них океанских образований. Глубоководная обстановка существо¬вала на территории современных складчатых систем Казахстана, Алтае-Саянской области и Монголии. Шельфовые обстановки были свойственны глыбам, сложенным древней континентальной ко¬рой.
В Центральной Азии существовали области размыва и обшир¬ные шельфы, в пределах которых накапливались карбонатно-тер-ригенные осадки. В глубоководных бассейнах были широко рас¬пространены офиолитовые ассоциации, включающие спилито-д и абазо во-кремнистые образования. Такие отложения известны в Казахстано-Тяньшаньской области, в Центральных Кызылкумах и в ряде районов Алтае-Саянской области. На Китайско-Корей¬ском континенте замыкание авлакогенов произошло уже к началу венда и в течение венда континент испытывал поднятие. На юго-востоке от этого континента откололся Цайдамский блок (микро¬континент), а в раздвиге возник Циляныпанский глубоководный бассейн, на востоке продолжавшийся в Циньлин и отделявший Китайско-Корейский континент от Южно-Китайского.
На самом Южно-Китайском (Янцзы) континенте продолжа¬лись погружения и накопление чехла, начавшееся еще в позднем рифее, а его юго-восточное обрамление начало развиваться в ре-, жиме активной окраины. Индосинийский микроконтинент, отде¬лившийся от Южно-Китайского, испытывал, по-видимому, под¬нятие.
8.5. Климатическая зональность
Следы ран не венде ко го оледенения хорошо сохранились в Скан¬динавии, в пределах Восточно-Европейской платформы (Белорус¬сия), в Тянь-Шане, Китае, Африке и Австралии. По распростра¬нению тиллитов, акваморен (обломки пород, перенесенные мор¬скими льдами), мариногляциальных образований и отложений, так или иначе связанных с ледниковыми отложениями, и ассоци¬ирующихся с ними пород, а также по распространению продук¬тов переотложения древних моренных отложений оконтуривают-ся области с нивальным или близким к нему климатом (рис. 8.4). Исходя из состава ледниковых толщ, оледенение в Европе, на значительной части Африки, в Китае и Австралии имело покров¬ный характер. Вместе с тем значительное распространение мари¬ногляциальных отложений свидетельствует о том, что и обшир¬ные участки морей были покрыты ледниковым панцирем.
Смена ледниковых отложений отсортированными терригенны-ми осадками с низким содержанием неустойчивых минералов, а также появление пачек карбонатных пород свидетельствуют о срав¬нительно быстрой смене холодных условий теплыми. Области рас-пространения тиллитов и выделенный на их основе пояс с нивальным климатом на современной географической основе имеют прихотливые очертания, нарушая закон широтной климатической зональ¬ности. Например, в Евразии области ни-нального климата оказались расположен¬ными между двумя обширными зонами жаркого климата. В пределах последних в период оледенения формировались терри-генные красноцветные и карбонатные (из-вестково-доломитовые) толщи с большим количеством разнообразных биогермных тел, сложенных продуктами жизнедея¬тельности синезеленых водорослей.
Согласно закону широтной географи¬ческой зональности, развитие леднико¬вых образований и пояса нивального кли¬мата должно быть приурочено к поляр¬ным областям. Ввиду того что на современной географической основе отсутствует какое-либо подобие климатической зональности, необходимо обратиться к палинспа-стическим реконструкциям, основанным на анализе результатов палеомагнитных исследований. Из известных реконструкций наи¬более согласуется с палеоклиматическими данными представлен¬ная на рис. 8.5. В начале вендского периода в экваториальных ши¬ротах находились Антарктический, Китайский и Индостанский континентальные массивы, а в тропических широтах Северного полушария — современные Восточная Сибирь, Аравия, Восточ¬ная и Юго-Восточная Азия. В перечисленных регионах в раннем венде формировались высокомагнезиальные карбонаты, а в мелко¬водных областях развивались протяженные, сходные по своим осо¬бенностям с современными рифами органогенные постройки. Большим разнообразием пользовались мономиктовые терриген-ные формации и нередко глинистые толщи, в которых ведущая роль принадлежала каолиниту и глинистым минералам, обра¬зующимся в условиях жаркого и влажного климата.
В умеренных условиях формировались терригенные толщи, в которых преобладали неустойчивые к выветриванию минералы. Таковы, в частности, аркозовые и полимиктовые песчаники ран¬него венда, известные в Центральной и Южной Америке. На рис. 8.5 области развития тиллитов располагаются только в высоких ши¬ротах Северного и Южного полушарий. Предполагается, что тил-литы Тянь-Шаня и Австралии формировались в высоких широтах Северного полушария, но основная масса тиллитов и акваморен приурочена к Южному полушарию. В южно-полярном районе на-t. ходились северо-западная часть Африки и Восточно-Европейский материк. В течение последующего времени Восточно-Европейский материк переместился из южно-полярно го района в тропические широты, что незамедлительно отразилось на условиях осадкона-копления и состава осадочных образований. Аналогичные измене ния коснулись и других материков.
Нередко высказывается мнение об уникальности древнейил оледенений, которые якобы развивались в неблагоприятном них жарком климате. При этом указывают на быструю смену ледни¬ковых образований отложениями, характерными для жаркого клима¬та (красноцветы, доломиты, известняки с фитолитами, эвапори-ты, каолинитовые глины, кварцевые песчаники и др.), в латераль¬ном направлении и вверх по разрезу. В действительности типичные ледниковые образования накапливаются очень быстро и имеют небольшую мощность, что, несомненно, свидетельствует об относи- i тельной кратковременности ледниковых эпох. Ошибочные выводы о длительности ледниковых эпох и непосредственном смыкании их отложений с образованиями жаркого климата основываются на том, что к типичным ледниковым отложениям часто относят продукты их близкого и дальнего переотложения, формирование которых происходило некоторое время спустя после оледенения и, глав¬ное, уже в иной л а ндшафтн о-клим этической обстановке.
Какова причина вендского материкового оледенения? Палео¬географические изменения вслед за образованием горных подня¬тий вряд ли могли вызвать столь значительное снижение температу¬ры и товлечь за собой возникновение обширных и мощных ледни¬ковых покровов. Остается предположить, что в конце рифея и в самом начале вендского периода произошло кратковременное, но сильное снижение концентрации углекислого газа в атмосфере, существенно уменьшившее «парниковый эффект». В настоящее время Установлено, что в атмосфере позднего протерозоя содержание уг¬лекислого газа было по крайней мере на порядок выше современного и в начале венда превышало 0,4 %. Однако изменение ресурса атмосферной углекислоты не единственная возможная причина оледенения. Необходимо учитывать не только планетарные причи¬ны, способствующие возникновению похолодания (изменения ре¬льефа земной поверхности, соотношение площадей морских бассей¬нов и суши, направления и скорости морских течений), но и воз-действие космических факторов. В частности, колебания интенсив¬ности солнечной радиации, гравитационного и магнитного полей.
Во второй половине вендского периода ландшафтно-климати-ческие условия существенно изменились. Все большее развитие приобрели карбонатно-терригенные и карбонатно-эвапоритовые образования, свидетельствующие о значительном повышении тем-пературы земной поверхности. В связи с таянием обширных лед¬никовых покровов уровень Мирового океана поднялся и началась обширная трансгрессия. О высокой температуре свидетельствует не только наличие эвапоритов и высокомагнезиальных карбона¬тов, но и широкое развитие биогермных массивов, похожих на современные рифы. Это подтверждают и данные изотопной и маг¬незиальной палеотермометрии, согласно которым температура сре-ды обитания строматолитов составляла 35—45 °С. Столь же вы¬сокие значения получены из распределения изотопов водорода в кремнистых образованиях.
Многие геологи, вслед за американскими исследователями Л.Беркнером и А.Маршаллом, полагают, что появление в венд¬ском периоде многоклеточных бесскелетных беспозвоночных был< связано с увеличением концентрации свободного кислорода в ат-мосфере до 0,01 от его современного уровня. Этот рубеж ноа название точки Пастера. Однако большое распространение крас-, ноцветных пород и высокоокисленных железных руд в отложени-Я ях не только венда, но и рифея свидетельствует о том, что ypo-rj вень точки Пастера мог быть достигнут еще в начале рифея (п< некоторым данным около 1500 млн лет назад). В это время появи¬лось большое количество эукариотных организмов, характеризу-ющихся кислородным метаболизмом, что свидетельствует о том, что организмы обладали органами дыхания.
Вендские отложения тесно связаны с кембрийскими, хотя их и отж сят к концу позднего протерозоя. Западная часть Восточно-Европейской платформы является для венда стратотипической местностью. В вендское время произошло массовое развитие бесскелетных многоклеточных орга¬низмов (эдиакарская фауна). Континентальные блоки несмотря на рас¬пад Пангеи-I еще сохраняли компактное расположение. В раннем венде на Восточно-Европейском и Сибирском континентах возникло оледене¬ние (лапландское) и в позднем венде большинство авлакогенов прекра¬тили свое развитие и на платформах началось образование синеклиз.


Гл а в а 9 КЕМБРИЙСКИЙ ПЕРИОД
По данным радиогеохронологии, кембрийский период начал¬ся около 540 млн лет назад и закончился, по мнению английских исследователей, 505, а французских — 500 млн лет назад. По но¬вейшим данным, границы кембрия соответственно равны 540 и 495 млн лет. Кембрийская система впервые была выделена в 1835 г. английским исследователем А. Седжвиком и получила название от римского наименования Уэльса — Cambria. А. Седжвик рассмат¬ривал кембрийские отложения в качестве переходных между древ¬ней сланцевой метаморфической толщей и силурийскими отло¬жениями. Он выделил три отдела кембрия. Нижний кембрий, по Седжвику, состоял из хлоритовых, местами слюдистых, сланцев, кварцитов с подчиненными пластами серпентинитов и белых зер¬нистых известняков. Органические остатки в этих слоях отсутству¬ют. Среднекембрийские отложения представлены сланцами, кон¬гломератами и порфиритами с остатками фауны, а в верхнем кем¬брии преобладают известняки с обильными остатками фауны.
9.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
В настоящее время стратотипический разрез кембрия в Уэльсе принимается со значительными исправлениями по сравнению с описанием А.Седжвика. Считается, что кембрийская система на¬чинается с грубообломочных слоев — конгломератов и конгломе-ратовидных кварцитов с редкими остатками ископаемой фауны. В нижних слоях обнаруживаются проблематичные следы жизнедеятельности червей. Выше залегают песчаники с остатками брахи-опод и хиолитов, перекрытые песчаниками и известняками с три¬лобитами Callavia, Eodiscus, Strenuella, Prototenus.
Среднекембрийские отложения подразделены на две части: Сольван и Меневиан. Весь разрез охарактеризован органическими остатками. Очень обильны трилобиты рода Paradoxides, благодаря которым средний кембрий разделен на ряд зон. Верхнекембрий¬ские отложения наиболее полно представлены в Северном Уэль¬се, где они слагаются преимущественно сланцами и песчаниками с остатками трилобитов (агностиды, Olenidae).
В настоящее время нижнюю границу кембрия повсеместно при¬нято проводить по появлению скелетных организмов: мелких олитид, беззамковых брахиопод, губок, археоциат, гастропод и трилобитов семейства Olenellidae.
Для кембрийских отложений России принято ярусное деление нижнего и среднего отделов, разработанное на основе материалов по Сибирской платформе. При этом нижний отдел разделен на два надъяруса (табл. 9.1).
Стратотипом алданского надъяруса является разрез по реке Ал¬дан у горы Томмот. Он выделяется в объеме двух ярусов: томмот-ского и атдабанского. Это в основном пестроцветные известняки, часто водорослевые, слагающие крупные биогермы.
Стратотип ленского надъяруса находится в среднем течении реки Лены, вблизи устьев рек Синяя и Ботома. Здесь развиты ор¬ганогенные битуминозные известняки и горючие сланцы, содер¬жащие многочисленные органические остатки, среди которых пре¬обладают трилобиты и археоциаты, реже встречаются брахиопо-ды. В составе ленского надъяруса выделяют ботомский и тойон-ский ярусы.
В Западной Европе к нижней части ленского надъяруса отно¬сится зона Protolenus, а в притихоокеанской части Северной Аме¬рики — зона Suspacephalus или часть верхнеоленеллусовой подзоны.
Нижний ярус среднего кембрия — амгинский — установлен на Сибирской платформе со стратотипом, находящимся на реке Амге, где его разрез представлен светло-серыми и белыми, преимущест-1 венно массивными известняками, содержащими обильные остат¬ки трилобитов. К амгинскому ярусу относятся зоны Paradoxides oelandicus, Ctenocephalus exsulans, Paradoxides hicski, широко рас¬пространенные в Западной Европе.
Стратотип майского яруса располагается в Юдомо-Майском'' районе, на востоке Сибирской платформы. Здесь развиты зеле¬новато-серые и серые слоистые известняки с прослоями мерге-лей, содержащие многочисленные остатки трилобитов. Майский ярус соответствует верхним зонам среднего кембрия Западной Европы: Paradoxides davidis, P. forchbameri, Lejopyge laevigata.
В тихоокеанской зоогеографической провинции Америки к май¬скому ярусу относятся зоны: Olenoides—Orria— Marjumia, Patel¬la—Thonisonaspis, Deissell — Centropleura vermontensis.
Ярусное деление верхнего кембрия разработано на материала Казахстана. Стратотипы ярусов проходят по реке Кыршабакты на хребте Малый Каратау. Здесь наблюдается непрерывный разрез от, среднего кембрия до ордовика включительно. Сложен он преиму-щественно плитчатыми известняками, содержащими богатую фау¬ну миомерных и полимерных трилобитов. Имеется много общи» форм со Скандинавией, Северной Америкой, Австралией и Кита¬ем, что облегчает межрегиональные сопоставления.
Нижний аюсокканский ярус назван по имени урочища Аюсок-| кан. Для яруса характерно массовое развитие DameseMinae, Pre-panurinae и Aulcodigmatidae. Встречаются брахиоподы, конодонты.
Сакский ярус получил название от имени азиатских скифов, в древности населявших значительную часть Казахстана. Он харак¬теризуется появлением новых родов и видов трилобитов.
Аксайский ярус назван по имени долины Аксай, где в толще плитчатых известняков присутствуют семейства трилобитов Sakkiidae, Ptychaspidae, Loganopeitinae.
В Северной Америке разработано иное ярусное деление верх¬него кембрия. В его составе здесь также выделяют три яруса: дрес-бахский, франконский и тремиеалейский. Однако подразделения верхнего кембрия отечественных и американских геологов не получили международного признания.
Характерные разрезы кембрийской системы представлены на рис. 9.1.
9.2. Органический мир
Органический мир кембрия, как отмечалось выше, характери¬зовался становлением всех известных ныне типов животных и ра¬стений и наличием у них твердого скелета. В морях господствовали беспозвоночные, представленные архаичными группами, и раз¬нообразные водоросли. На суше, как и в течение практически всего докембрия, существовали примитивные одноклеточные водоросли и бактерии.
Животные кембрийского периода приобрели способность стро¬ить прочный хитиново-фосфатный и известковый наружный или внутренний скелет. Наиболее характерные представители животного мира изображены на рис. 9.2. В составе органического мира боль-шую роль играла своеобразная группа животных, называемых ар¬хеоциатами, которая вымерла в самом конце кембрия. Археоциа¬ты — прикрепленные бентосные животные — населяли мелко-иодные теплые моря. Вместе с водорослями они принимали учас¬тие в построении рифовых тел. В раннем кембрии археоциаты до¬стигли большого разнообразия. Они были представлены как про¬стыми одностенными, так и сложными двустенными формами, причем и одиночными, и колониальными.
Кембрий — время возникновения и расцвета трилобитов. Они представляют собой древнюю группу членистоногих животных, ближе всего стоящих к ракообразным. Все известные представи¬тели класса трилобитов являлись морскими животными. Многие из них существовали, зарываясь в ил, большинство принадлежало к блуждающему бентосу. Некоторые трилобиты, вероятно, явля¬лись нектонными формами, а те из них, которые обладали мно¬гочисленными длинными шипами, были приспособлены к планк¬тонному образу жизни.
В качестве характерных представителей кембрийских трилобитов можно назвать роды: Olenelius, встречающийся только в наиболее Древних слоях кембрия, Pagdtia, характерный для раннего и сред¬него кембрия, и верхнекембрийские Agnostus и Olenus. Наряду с трилобитами в кембрии были развиты представители всех осталь¬ных подтипов членистоногих, среди которых следует отметить ракообразных, в частности остракод и филлокарид.
Третьей группой ископаемых организмов, игравших большую роль в фауне кембрийского периода, являлись брахиоподы. Боль¬шинство из них относится к подклассу беззамковых — наиболее примитивных мелких форм с хитиново-фосфатной и известковой раковиной {Obolus, Kutorgina). В это же время начинают развиваться и замковые брахиоподы.
Кембрийские моря были заселены также различными гидро¬идными и сцифоидными кишечнополостными. Вместе с ними в начале кембрия появились коралловые полипы. Активно развива¬лись моллюски, количество которых быстро увеличивалось. Если в начале кембрия они были представлены моноплакофорами и гастроподами, то в среднем кембрии к ним присоединились дву¬створчатые моллюски, а в позднем — головоногие и полиплако-форы. На дне обитали многочисленные хиолиты — организмы, близко стоящие к моллюскам. Среди иглокожих встречаются лишь немногие примитивные формы древних классов стебельных (цис-тоидей, текоидей и карпоидей) и единичные формы голотурий. Находки в кембрии остатков позвоночных ограничиваются об¬ломками щитков панцирных рыб. Они обнаружены в верхнекемб¬рийских отложениях Северной Америки.
Кроме перечисленных, в кембрийских отложениях встречают¬ся остатки одноклеточных животных — агглютинирующих фора-минифер и радиолярий, губок, червей, первых граптолитов — стереостолонат. Мир низших растений представлен синезелеными и зелеными водорослями.
9.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
К началу кембрия материки, точнее древние платформы, Юж¬ной Америки, Африки, Индостана и Антарктиды соединились в мегаконтинент Гондвану, просуществовавший до начала юрского периода. Произошло это благодаря замыканию морских, часто глубоководных бассейнов небольшой ширины, существовавших в позднем рифее и венде (см. гл. 7 и 8). Наполнявшие их осадки и вулканиты испытали в конце венда складчатые деформации, ме-таморфизм, внедрение гранитов, превратившись в складчатые горные системы, перед которыми местами, например в Южной Америке (в основном в Бразилии), Африке (от Сахары до Нами¬бии) и Аравии, образовались предгорные прогибы, в позднем венде и раннем кембрии заполнявшиеся за счет размыва этих со¬оружений обломочными образованиями — молассами, большей частью континентальными и красноцветными. В некоторых районах тех же континентов в раннем кембрии продолжался кислый наземный вулканизм.
На севере (в современных координатах) Гондвана простира¬лась много дальше, чем предполагалось первоначально, включая юго-западную периферию Северной Америки от Флориды до Нью¬фаундленда, Западную и Центральную Европу вплоть до линии, идушей от Южной Англии через Чехию и Словакию до Южной Болгарии и далее, охватывая Турцию, Аравийский полуостров, Закавказье, Иран, южную половину Афганистана. Вся эта ши¬рокая полоса причленилась к древним ядрам Гондваны также бла¬годаря орогенезу конца докембрия (байкальскому, кадомскому-, панафриканскому, бразильскому); ее нередко именуют Перигон-дванской платформой.
Гондвана занимала положение в низких широтах, простираясь по обе стороны экватора, но в основном в Южном полушарии (рис. 9.3). Большая часть мегаконтинента испытывала поднятие, более интенсивное в зонах пред кем бри некого орогенеза, и только по его периферии располагались морские бассейны. Исключение составляют лишь Австралия и упоминавшаяся выше полоса Пе-ригондванской платформы. Эта полоса развивалась в режиме пас¬сивной окраины, в то время как другие окраины Гондваны южнокитайская, австралийская, антарктическая, южноамерикан¬ская — были активными. Антарктическая и южноамериканская окраины перед кембрием испытали орогенез. На австралийской окраине это произошло в конце раннего кембрия.
В противоположность Гондване, где господствовала тенденция к объединению обломков Родинии, остальные ее фрагменты с начала кембрия подверглись рассеянию в связи с возникновени¬ем между ними новообразованных океанских бассейнов. Один из( них — Протоатлантический океан, или океан Япетус, как он был назван английским геологом У.Харландом, отделил Северную Америку и Гренландию от Европы, точнее от Восточно-Европей¬ской платформы; Северная Америка и Гренландия в палеогеографи¬ческой литературе обычно именуются Лаврентией (от названия реки Св. Лаврентия в Канаде), а вторая — Балтикой, или Фенно-сарматией (Фенния — латинское название Финляндии, Сарматия область, населенная древним племенем сарматов на юге европей¬ской части России). Доказательством существования этого океана являлось разительное отличие мелководной фауны западной и во¬сточной окраин Ньюфаундленда. В первом районе она носит тихо-океанский облик, во втором — европейский, балтийский.
Образование в среднем кембрии офиолитового комплекса пределах острова Ньюфаундленда, очевидно, свидетельствует проявлении спрединга. Несколько ранее в Северных Аппалача! был сформирован мощный терригенный комплекс, включающий турбидиты. Он накапливался вдоль края Лаврентии.
На севере Лаврентии протягивалась узкая шельфовая зона, где был сформирован карбонатно-терригенныи комплекс мощностью 2 км. В северном направлении глубина бассейна возрастала, но еще севернее, к северу от острова Элсмир, намечается архипелаг островов.
В пределах будущей Восточно-Гренландской складчатой систе¬мы и Шпицбергена в течение среднего и позднего кембрия про¬исходило формирование комплекса шельфовых карбонатов мощ¬ностью в сотни метров.
В юго-восточном направлении глубина моря резко возрастала. Здесь в пределах континентального склона и его подножия (Шот¬ландия) формировались терригенные комплексы мощностью в несколько километров. Юго-восточнее и южнее песчаные осадки сменяются существенно глинистыми.
Центральная часть Фенноскандии представляла собой возвы¬шенную область сноса, которая поставляла обломочный матери¬ал в прилегающий морской бассейн. На севере в условиях мелко¬водья накапливались песчаные осадки, мощность которых состав¬ляла первые сотни метров. С юга сушу Фенноскандии омывал об¬ширный мелководный эпиконтинентальный бассейн, занимавший северную половину Восточно-Европейской платформы. В его пре¬делах накапливались песчано-глинистые, а в наиболее спокойных гидродинамических условиях — и существенно глинистые осадки.
Другой океан — Палеоазиатский — отделил Восточную Ев¬ропу от Восточной Сибири, а последнюю — от Таримского и Ки¬тайско-Корейского (Синокорея) континентов. Глубоководная об¬ласть с корой океанского типа протягивалась от Урала в Алтае-Саянскую область. Терригенно-кремнистое и существенно крем¬нистое осадконакопление свойственно областям южной части Сибири и прилегающей части Казахстана.
Третий океан —Палеотетис — омывал с севера Гондвану и отделял ее от Тарима и Синокореи. Эти океаны соединялись меж¬ду собой и с Палеопацификой. Практически все разделенные ими континенты в раннем кембрии располагались, как и Гондвана, в низких или умеренных широтах, что способствовало господству теплого или даже жаркого климата.
Из негондванских континентов Лавразия находилась в раннем кембрии на экваторе, Балтика и Сибирь — в Южном полушарии, первая большей частью в умеренном поясе, Сибирь — в тропи¬ческом. Синокорея располагалась в средних широтах Северного полушария.
Помимо крупных континентов, в пределах новообразованных; океанов существовали меньших размеров континентальные бло¬ки — микроконтиненты, частично отделенные от основных кон¬тинентов ветвями главных океанов. К их числу относятся Казах¬станский, Тувино-Монгольский, Баргузино-Витимский, Центральномонгольский в Палеоазиатском океане. Менее крупные микроконтиненты находились в Палеотетисе.
Большая часть окраин негондванских континентов и микро¬континентов в раннем кембрии развивалась по пассивному типу. На тихоокеанских окраинах Сибири и Лаврентии рифтогенный этап сменился пострифтовым этапом плавного погружения. То же было характерно для окраин Балтики, Тарима и Синокореи. Эпи-континентальные моря покрывали значительные площади Вос¬точной Европы, Восточной Сибири, Северного Китая и Кореи.
На юге Восточной Сибири, обрамляемом горными сооруже¬ниями байкалид, в раннем кембрии образовался обширный соле-родный бассейн с накоплением мощной толщи каменной и ка¬лийной солей. Он отделялся от расстилавшегося на северо-восто¬ке открытого моря полосой барьерных рифов. -
Континентальный базальтовый магматизм проявился лишь на северо-западе Австралийского континента (плато Кимберли). Риф-товый -вулканизм основного и среднего состава продолжался в Южно-Оклахомском авлакогене на юге Северо-Американского кратона. В океанских подвижных поясах лишь в отдельных райо¬нах уже в эту эпоху, ближе к ее концу, начинается формиро¬вание вулканических дуг — Алтае-Саяно-Монгольской области в Палеоазиатском океане, Тасманской — на востоке Австралии и др. Широкое распространение в подвижных поясах получили офиолиты — продукты спрединга ложа палеоокеанов и окраин¬ных морей. Ширина Палеоазиатского океана в эту эпоху оценивает¬ся в 3 тыс. км.
Палеотектоническая и палеогеографическая обстановка сред-некембрийской эпохи мало отличалась от описанной выше для раннего кембрия.
Гондвана несколько расширила свои контуры на западе Юж¬ной Америки, юге Африки, юго-востоке Австралии и восточнее Антарктиды за счет отмирания смежных орогенов. Интенсивность поднятия вошедших в ее состав и расположенных внутри нее по-зднедокембрийских складчатых систем снизилась, и почти пов¬семестно установился типично платформенный тектонический режим. Распространение эпиконтинентальных морей в пределах Гондваны ограничивалось северо-западной Сахарой, Аравийским полуостровом, восточной частью Австралийского кратона, а так¬же Ираном, Афганистаном, Тибетом и Южным Китаем в полосе Перигондванской эпибайкальской платформы.
В северной (в современных координатах) группе континентов в Северной Америке заканчивалось развитие Южно-Оклахомско-го авлакогена и море расширилось в направлении центральной части материка. В противоположность этому, в Восточной Европе и Восточной Сибири наблюдалась регрессия. В Северном Китае и Корее море сохранило свои размеры.
В подвижных поясах палеоокеанов нарастает тенденция ново¬образования вулканических дуг и обособления окраинных морей. Она особенно заметна в Алтае-Саяно-Монгольской области Па¬леоазиатского пояса, восточная часть которой в конце этой эпохи и в позднем кембрии пережила мощный импульс латерального сжатия, приведшего к складчато-надвиговым деформациям и к некоторому разрастанию континентальной коры на периферии Тувино-Монгольского и Баргузино-Витимского микроконтинен¬тов. Данная эпоха тектогенеза была выделена под названием сала-ирскоп (от хребта Салаир). Поднятие салаирид и одновременная регрессия на Сибирском континенте привели к резкому увеличе¬нию привноса обломочного материала в прилегающие моря Па¬леоазиатского океана и их постепенному обмелению.
В позднем кембрии относительное расположение континен¬тальных массивов мало изменилось. Продолжалось расширение палеоокеанов, кроме Палеопацифика (рис. 9.4).
В пределах Гондваны в основном сохранилась та же ситуация, что и в предыдущие кембрийские эпохи. Регрессия ощущается на Аравий¬ском полуострове и в Австралии, трансгрессия — на севере Сахары.
В северной группе континентов дальнейшее развитие транс¬грессии приводит к затоплению центральных районов Северо-Американского континента. Напротив, в Восточной Европе проис¬ходит значительная регрессия, в меньшей степени она проявляется в Восточной Сибири.
В Алтае-Саяно-Монгольской области Урало-Охотского под¬вижного пояса продолжался салаирский орогенез, связанный, ве¬роятно, со столкновением вулканических дуг с Тувино-Монгольс-ким и Баргузино-Витимским микроконтинентами. Эта эпоха оро¬генеза проявилась также в Буреинском и Ханкайском массивах. В обоих регионах она сопровождалась внедрением гранитоидов.
Несмотря на эти проявления сжатия. Палеоазиатский океан в целом продолжал расширяться, в частности за счет востока Цен¬трального Казахстана и Южного Тянь-Шаня, и достиг ширины порядка 4 тыс. км.
В конце кембрия складчатые деформации, поднятия и гранито-образование проявились на юго-востоке Австралии, в зоне Канманту (деламерская складчатость), на Тасмании и в Трансантарктическом хребте, где они явились завершающими в системе Россид.
9.4. Климатическая и биогеографическая зональность
В начале кембрийского периода произошло дальнейшее потеп¬ление. Практически на всех континентах возникли условия, близ¬кие к тропическим. Вероятно, только на северо-востоке Южно-Американского и на северо-западе Африканского материков, которые в то время располагались вблизи Южного полюса, было прохладнее. Тропический режим уверенно обосновывается широ¬ким распространением сульфатно-карбонатных и эвапоритовых формаций, присутствием теплолюбивой археоциатовой, корал¬ловой, брахиоподовой и водорослевой биоты, широким развити¬ем биогермных массивов, распространением осадочных железных руд и фосфоритов.
Распространение эвапоритовой и сульфатно-карбонатной фор¬маций дает возможность выделить зоны аридного климата (рис. 9.5). На Северо-Американском континенте засушливая область харак¬теризуется присутствием соленосных и гипсово-ангидритовых сло¬ев, а на Южно-Американском материке — залежами каменной соли в Боливии. Среднекембрийскими являются гипсы и ангид¬риты в Боливийских Андах, а к верхнему кембрию относятся гип-соносные красноцветы Бразилии.
Наиболее обширная область с аридным климатом располага¬лась в пределах северных материков. Ее присутствие обосновы¬вается накоплением солей и сульфатно-карбонатных осадков, формированием крупных залежей пластовых фосфоритов, мар¬ганцевым оруденением и развитием красноцветных карбонатно-i ипсоносных отложений. Наиболее крупный солеродный бассейн располагался в Восточной Сибири.
В условиях сильной засушливости формировались крупные пла¬стовые залежи фосфоритов в Каратау (Казахстан).
Большим распространением пользовались пролювиальные и эоловые фации. Среди песчано-глинистых отложений обильны карбонатные и гипсовые конкреции. На поверхностях напластований в большом количестве присутствуют трещины усыхания. Воз-растание влажности во второй половине кембрийского периода привело к образованию на денудационных поверхностях кор вы¬ветривания каолинитово-гидрослюдистого состава.
Аридные условия в течение кембрия существовали и в Авст¬ралии. Аридная зона оконтуривается на основании развития соле-носных отложений в бассейне озера Амадиус и системе Аделаида, по присутствию пластов гипса и ангидрита в бассейнах рек Орд и Дейли-Ривер, а также мощных пачек седиментогенных доломи¬тов и сульфатно-карбонатных пород на побережье залива Бона¬парта.
На остальных территориях, за исключением северо-востока Южно-Американского и северо-запада Африканского континен¬тов, существовали гумидные тропические условия. Доказательством служат повсеместное развитие оолитовых и органогенных извест¬няков, большое количество крупных биогермных массивов — ар-хеоциатово-водорослевых рифов.
В областях гумидного тропического климата в широких мас¬штабах осуществлялась мобилизация железа и марганца. Присут¬ствуют коры выветривания каолинитово-гидрослюдистого типа и толщи существенно кварцевых песков и кварцитов.
Климатическая зональность на палеогеодинамической основе показана на рис. 9.6.
9.5. Полезные ископаемые
Отложения венда и кембрия относительно небогаты полезны¬ми ископаемыми. Венд-кембрийский возраст имеют нефтеносные горизонты Иркутского амфитеатра и Прибалтики. В основном к кембрию и ордовику относятся продуктивные горизонты гигантско¬го месторождения нефти Хасси-Месауд в Алжирской Сахаре. В Швеции кембрийский возраст имеют битуминозные квасцовые сланцы, из которых получают топливо и урановый концентрат.
С ультраосновными породами Северных Аппалачей и Алтае-Саянской области часто связаны месторождения асбеста и таль¬ка, а с кислыми интрузивными породами — месторождения оло¬ва и вольфрама на востоке России и в Китае. К кембрию приуро¬чены месторождения марганца в Кузнецком Алатау, железных руд и Горной Шории, хромитов, руд меди и кобальта в Норвегии, медных руд в Казахстане, полиметаллов в Восточной Сибири и Мьянме. В целом рудные полезные ископаемые сравнительно ред¬ки, а размеры месторождений невелики.
Ранний кембрий — одна из крупнейших эпох накопления фос¬форитов и солей в истории Земли. В это время образовались об¬ширнейшие фосфоритоносные бассейны в Каратау (Казахстан), на юго-востоке Китая (провинция Юньнань) и на севере Вьетнама.
Кембрийский период накопления каменных солей сопоставим по масштабам с крупнейшими солеродными эпохами девона и Перми.
Главным событием кембрийского периода было появление и бурш расцвет многообразной фауны беспозвоночных, обладавших минераль¬ным скелетом. Это произошло на фойе господства теплого климата н< широкого распространения эпиконтинентальных морей. К началу пери¬ода был сформирован Мегаконтинент Гондвана, а будущие северные материки — Лаврентия, Балтика, Сибирь, Синокорея оказались разде¬ленными океанами, которые продолжали расширяться в кембрии; их кора в настоящее время представлена офиолитами.
По мнению ряда исследователей, отмеченные изменения палеогео¬графической обстановки вместе с усилением в конце венда вулканиче¬ской деятельности способствовали сначала резкому понижению содер¬жания в атмосфере и в верхнем слое океана свободного кислорода, что привело к вымиранию эдиакарской биоты, а затем, наоборот, столь же резкому увеличению концентрации кислорода, который способствовал расцвету кембрийской фауны. Развитию этого процесса помогло также усиление апвеллинга глубинных вод, обогащенных органогенным веще¬ством.
Материки концентрировались преимущественно вблизи экватора, что и способствовало установлению теплого климата, вероятно, вместе с уси¬лением эксплозивного вулканизма. К концу кембрия в ряде регионов проявились деформации сжатия, поднятия, метаморфизм и гранитооб-разование, связанные с салаирской эпохой орогенеза.

Гл а в а 10 ОРДОВИКСКИЙ ПЕРИОД
Впервые название «ордовикская система» появилось в I879 г. в работе Ч.Лэпворта, посвященной расчленению нижнего палео¬зоя. Свое название система получила от племени ордовиков, на¬селявших в древности Уэльс. До работы Ч.Лэпворта ордовикские отложения включались в состав силурийской системы, установ¬ленной Р.Мурчисоном (1835), и считались ее нижним отделом. Долгое время геологи делили силур на два отдела: нижний (ор¬довик) и верхний (готландий — по названию острова Готланд в Балтийском море).
Установление Ч.Лэпвортом ордовикской системы окончатель¬но разрешило конфликт, связанный с тем, что, согласно пред¬ставлениям Р. Мурчисона и А. Седжвика, кембрийская система не¬посредственно перекрывается силурийской. Типовой разрез ордо¬викской системы располагается в Уэльсе. Граница между кембри¬ем и ордовиком вызывает споры, и ряд геологов нижний ярус ордовика — тремадокский — предпочитают относить к кембрию.
Советские ученые А.Ф.Лесникова и Д. В.Наливкин в 30-е го¬ды XX в. выступали за самостоятельность ордовикской и силурий¬ской систем. В 1951 г. ордовикская система была официально выделе¬на на геологических картах СССР, и лишь в 1960 г. на 21 -м Между-народном геологическом конгрессе в Копенгагене был оконча¬тельно решен вопрос о самостоятельности ордовикской системы.
10.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
Ордовик был установлен по типичным разрезам в районе Аре-ниг-Бала в северной части Уэльса. Первоначально границы ордови¬ка и его подразделений были определены по изменению ком¬плексов раковинной фауны, а значительно позднее для этих целей стали использовать быст¬ро эволюционировавших грапто-литов. Поэтому до настоящего времени здесь существуют две стратиграфические шкалы, ко¬торые окончательно еще не увя¬заны друг с другом, что затруд¬няет корреляцию разрезов Уэльса с разрезами других регионов, расчлененных по остаткам грап- толитов.
В Британии нижнюю границу ордовика проводят по подошве 1 аренига, так как тремадок здесь тесно связан с кембрием. В других странах Европы и в России нижним ярусом ордовика считается тремадокский. Верхняя граница системы формально совпадает с кровлей ашгильского яруса.
Ярусная и зональная шкалы ордовика первоначально основы¬вались на граптолитах, к которым позднее добавились конодонты. В настоящее время принято трехчленное деление ордовика. Что касается ярусного деления, то до последнего времени широко ис¬пользовалась британская шкала, которая приведена в табл. 10.1. Однако ордовикская подкомиссия Международной стратиграфи¬ческой комиссии считает границы ярусов этой шкалы недостаточно хорошо обоснованными, и предлагаемые ею границы отде¬лов не вполне совпадают с их границами согласно британской шкале.
Продолжительность ордовикского периода составляет 65 млн лет. По одним данным, он начался 495 и закончился 440 млн лет назад, а по другим — 500 и 435 млн лет.
Стратотип нижнего тремадокского яруса располагается в Кар¬нарвоншире (Уэльс). Его объем был установлен А.Седжвиком, относившим этот ярус к кембрию. Сгратотипический разрез вто¬рого, аренигского яруса находится в Аренигских горах Северного Уэльса. Он также установлен А.Седжвиком. Стратотип неполный и плохо охарактеризован фауной.
Лланвирнский ярус описан в Пембрукшире в Западном Уэльсе. Здесь распространены сланцы с многочисленными фаптолитами. Среди них Didymograptus. Лландейльский ярус среднего ордовика в Кармартеншире в Уэльсе слагается плитчатыми известняками с Glyptograptus и Neraagraptus.
В Западной Англии в Шропшире находится стратотип карадок-ского яруса. Здесь развиты кварцевые песчаники и кварциты, со¬держащие Dictanagraptus, Climacograptus.
Ашгильский ярус получил свое название от ручья Ант Гилл в; Ланкашире в Северной Англии. Здесь обнажается толща сланцев Dicellagraptus.
Характерные разрезы ордовика и силура показаны на рис. 10.
10.2. Органический мир
В морях ордовикского периода были широко распространен] беспозвоночные и водоросли и дальнейшее развитие получил] позвоночные организмы. На суше во второй половине ордовш появились наземные растения. Трилобиты, игравшие ведущую роль в кембрии, хотя и сохраняют свою роль, но число их уменьшает-! ся. Среди многочленистых трилобитов доминировали формы С| прочным и толстым известковым панцирем. В отличие от кемб¬рийских форм трилобиты ордовика приобрели способность свер¬тываться, защищая мягкую брюшную мембрану. Ордовикские три-i лобиты имеют хотя и небольшое, но постоянное в пределах род-1 ственной группы число туловищных сегментов, обладают не только! опистопарными, но очень часто пропарными лицевыми швами {Asaphus, [llaenus, Pterygometopus). Характерными ордовикскими формами, кроме того, являются Onnia, Chasmops. Наиболее ти| пичные организмы ордовика изображены на рис. 10.2.
Очень важную роль в ордовике играли граптолиты. Широк< распространены кустистые колонии стереостолонат. Граптолиты ордовике быстро эволюционировали, обладали значительными ареалами и поэтому являются руководящими ископаемыми. Для раннего и среднего ордовика характерны безосные формы (Phyllo-graptus, Didymograptus), для среднего и позднего — осеносные дву-рядные граптолиты (Diplograptus, Climacograptus).
В последнее время существенное значение для расчленения ордовика приобрели конодонты.
Кишечнополостные представлены строматопороидеями, при¬митивными однозонными четырехлучевыми кораллами — ругоза¬ми. Появились первые гелиолиты, а среди табулят развиты несообщающиеся формы. Все они вместе с водорослями принимали активное участие в построении рифов.
Брахиоподы представлены как беззамковыми с хитиново-фос-фатной раковиной (Oboius), так и ставшими многочисленными замковыми формами с известковой раковиной. Среди последних важное значение имели ортиды, пентамериды и строфомениды. Иглокожие играли активную роль среди представителей донной фауны. Это были в основном морские пузыри (цистоидеи) и мор¬ские лилии (криноидеи). Наряду с ними существовали хомалозои (карпоидеи), астерозои и эхинозои. Широким распространением в ордовике пользовались головоногие моллюски — наутилоидеи, эндоцератоидеи, ортоцератоидеи, которые вели активный образ жизни. Размер раковин у этих хищников достигал в длину 2 — 3 м. В морях ордовика помимо перечисленных организмов жили фо-раминиферы, радиолярии, разнообразные губки и черви, остра-коды, двустворчатые и брюхоногие моллюски, мшанки и коно-донты, а также бесчелюстные рыбообразные организмы. Благо¬даря найденным остаткам спор предполагается существование на прибрежных сильно заболоченных изменностях наземных растений.
10.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
В раннем ордовике Гондванский Мегаконтинент стал смещать¬ся к югу, а от его северной окраины начали откалываться микро¬континенты (Авалония, Арморика), в дальнейшем сближавшие¬ся с Северо-Американским континентом (рис. Ю.З). В их тылу про¬изошло раскрытие глубоководного бассейна с корой океанского типа в северной части европейского сегмента Палеотетиса; этот бассейн нередко выделяют в качестве самостоятельного океана Реикум (в греческой мифологии Рея — дочь Зевса). Между тем океан Япетус, сливавшийся на юго-западе с Реикумом (Палеоте-тисом), продолжал расширяться, несмотря на то что в середине эпохи произошли деформации сжатия по его северо-западной ок¬раине в Шотландии (грампианская складчатость) и юго-восточ¬ной окраине на севере Норвегии (финнмаркская складчатость). При этом Восточно-Европейский континент испытал смещение к северо-западу, а в его тылу раскрылся Уральский глубоковод¬ный бассейн. Последний часто описывается как самостоятельный Уральский палеоокеан, в действительности он представлял ок¬раинный бассейн Палеоазиатского океана, отделенный от его осе¬вой части Казахским микроконтинентом.
Практически во всех подвижных поясах в раннем ордовике уси¬ливается рост вулканических дуг. Такие дуги впервые (?) по¬являются на западе Кордильерской системы Тихоокеанского пояса, а также по северной периферии Иннуитской системы, в Север¬ных Андах, в Британо-Скандинавской системе, в европейской части Палеотетиса и продолжают развиваться в Центральном Ка¬захстане, Северном Тянь-Шане, в Алтае-Саянской области, в Палеоазиатском океане, в Циляньшане, и на востоке Палеотети¬са, в Лахланской системе Австралии. На юге Центральных Анд возникает окраинное море на коре океанского типа, являвшееся следствием откалывания микроконтинента от юго-западной OK-I раины Гондваны.
Сама Гондвана продолжала в целом испытывать слабое подня- i тие. С течением времени морская трансгрессия заметно продвину¬лась на западе и юге Южной Америки, на севере Сахары, в Ара¬вии и на северо-западе Австралии.
В эпиконтинентальных и окраинных морях накапливались тер-ригенные и терригенно-карбонатные осадки. В глубоководных зо-; нах (подножие континентального склона) формировалась свое-, образная ассоциация граптолитовых сланцев и алевролитов мощ¬ностью до 3 км.
В пределах Австралийской платформы море занимало ряд про¬гибов и авлакоген Амадиес, отличалось повышенной соленостью.) В Восточной Австралии в глубоководной области Лахканской си-| стемы происходили подводные излияния, развивались вулкани-1 ческие дуги, а на склонах формировался флиш.
Практически вся Восточно-Антарктическая платформа и За-| падно-Антарктический орогенный пояс представляли собой об-| ширнейшую область размыва. Только в зоне Пенсакола-Элсуэрт в шельфовой обстановке накапливались песчано-глинистые отло! жения.
Из континентов северной группы трансгрессия наблюдалась на Восточно-Европейском континенте и северо-востоке Сибирско-1 го, испытавшего смещение к северу. Площадь Сибири несколько'' увеличилась за счет обрамлявших с запада и юго-запада и возник-] ших во вторую половину кембрия салаирских складчатых горных; сооружений.
Море постепенно заняло территорию Балтийско-Московской] синеклизы на Восточно-Европейской платформе. Наиболее харак-1 терными осадками являются кварцевые и кварц-глауконитовые пески, граптолитовые илы и органогенные известняки. Все они накапливались в обстановке нормально-соленого мелкого моря. В перикратонной части на юго-западе платформы и на Мезий-ском блоке преобладали песчаные отложения. Наиболее глубоко-водные условия существовали в пределах Рюгенско-Поморского прогиба, где в обстановке некомпенсированного прогибания фор¬мировалась черносланцевая формация. Эта зона рассматривается как принадлежащая морю Торнквиста, окаймлявшему Восточно-Европейский континент (Балтику) с запада.
Размеры Сибирской платформы в раннем ордовике увеличи¬лись за счет присоединения к ней районов Енисейского кряжа и северо-востока Западной Сибири, где после орогенного режима установились платформенные условия. Карбонатными и карбонат-но-терригенными комплексами заполнялись бассейны на северо-востоке платформы. Загипсованность карбонатных пород свиде¬тельствует о повышенной солености бассейна.
Возвышенные массивы Южной Сибири круто обрывались в сторону окраинного морского бассейна. В пределах современной Монголии развиты глубоководные песчано-глинистые осадки, в том числе турбидиты, а также кремнистые отложения.
В раннем ордовике новообразованный Уральский глубоководный бассейн продолжал расширяться. Шельфовая зона бассейна, при¬мыкавшая с востока к Восточно-Европейской платформе, явля¬лась областью накопления песчано-галечных и песчано-глинис-тых отложений. В зоне континентального склона и у его подножия накапливались турбидиты, а в более глубоководных условиях фор¬мировались сланцевые, кремнистые и вулканогенные комплексы. Все они располагаются на офиолитах и тем самым подтверждает¬ся их образование на коре океанского типа.
Осевую часть Палеоазиатского океана составляли современные территории Казахстана, Алтае-Саянской области и Тянь-Шаня. В Алтае-Саянской области большое распространение получили флишевые толщи мощностью до 2 км, известны андезиты. В Ка¬захстан о-Тяньш а ньс кой области проявлялся андезитовый и ба¬зальтовый вулканизм островодужного типа. Глубоководные усло¬вия существовали в Джунгаро-Балхашской системе и Ишимо-Та-ласской зоне.
Таримский массив в своей большей части представлял собой островное поднятие, но значительная часть территории массива и Китайско-Корейской платформы покрывалась мелководным мо¬рем, в котором осаждались карбонаты. Наиболее глубоководные области располагались в пределах Циляньшаньской складчатой системы, где формировались андезит-базальтовый и кремнисто-сланцевый комплексы. Здесь существовали как глубоководные, так и островодужные условия. В ее юго-западной части располагался континентальный склон, в пределах которого формировались тур¬бидиты мощностью до 1,5 км.
На юго-востоке Азии распространен карбонатно-терригенный комплекс, накопившийся в условиях шельфа, хотя карбонатные отложения к востоку от массива Шан формировались в глу¬боководных условиях.
В раннем ордовике продолжилось развитие Верхояно-Колым-ской системы. В это время она представляла собой сравнительно Узкую глубоководную область, в пределах которой накапливались карбонатно-терригенные осадки.
Глубоководная область океана Япетус в пределах Британо-Скан¬динавских каледонид находилась в Южной Шотландии. Здесь в раннем ордовике продолжался спрединг. В осевой зоне происхо¬дило образование основных вулканогенных, кремнистых и слан¬цевых комплексов. В краевых частях осаждались грубые терриген-ные толщи, в том числе и граувакки. Мощность нижнего ордови¬ка достигает 4 км. По другую сторону от осевой зоны располага¬лась шельфовая область, включавшая Северную Англию, Уэльс, северо-западную Норвегию, в пределах которой формировались терригенные комплексы.
В пределах океана Палеотетис древние массивы, как и прежде, представляли собой крупные островные поднятия, поставлявшие обломочный материал в прилегающие глубоководные прогибы, где изливались основные лавы, что было следствием дальнейшего развития процессов растяжения континентальной коры.
В среднем ордовике Гондвана продолжала смещаться к югу, до¬стигнув полюса (см. рис. 10.3). Общая палеогеографическая обста¬новка в пределах ме га континента практически не изменилась по сравнению с ситуацией в раннем ордовике, можно лишь отме¬тить дальнейшее продвижение к югу трансгрессии в Сахаре. Мало изменилась обстановка и на континентах северной группы.
Межматериковые океанские бассейны — Япетус, Палеотетис, Палеоазиатский, Арктический — в среднем ордовике достигли максимальной ширины. По их активным окраинам продолжали развиваться вулканические дуги, этот процесс теперь распростра¬нился на Аппалачи и интенсивно проявлялся в Центральном Казах¬стане, Алтае-Саян с кой области и Северном Тянь-Шане, на Ура¬ле. В глубоководных частях перечисленных океанов накапливались глинистые и кремнистые осадки, а также вулканиты. На кон¬тинентальном склоне формировались турбидиты. В обрамляющих их шельфовых зонах преобладало терри ген но-карбонатное осад-конакопление.
В конце эпохи в ряде подвижных поясов активных окраин кон¬тинентов и микроконтинентов начались деформации сжатия, со¬провождавшиеся обдукцией офиолитовых покровов на бывшие пассивные континентальные окраины, а также поднятиями и горо¬образованием в более внутренних зонах. Эти процессы наиболее ярко проявились в Северных Аппалачах, где соответствующая фаза тектогенеза получила название таконской (по имени горы Тако-ник). Таконские деформации Аппалачей были вызваны столкно¬вением островной дуги с Северо-Американским континентом. Рай¬онами интенсивных тектонических деформаций являлись также Центральный Казахстан и Северный Тянь-Шань. Деформацию вызвало и столкновение микроконтинента Срединного Тянь-Шаня — обломка Таримского континента — с более крупным Казахско-Киргизским микроконтинентом (Казахстанией). Здесь широкое распространение получили связанные с этой фазой тек-тогенеза граниты. Аналогичные события отмечены еще в трех ре¬гионах — в Марокканской Месете, в Лахланской системе Австра¬лии и на юге Центральных Анд.
В позднем ордовике Гондвана располагалась в основном уже в южной околополярной области, и Южный полюс находился в Северной Африке, охваченной в связи с этим покровным оледене¬нием, следы которого известны на пространстве от Ньюфаундлен¬да, Новой Шотландии, северо-западной Франции до крайнего юга Африки, а на востоке до Египта включительно (рис. 10.4). Факт распространения следов этого оледенения на атлантическую ок¬раину Северной Америки и запад континентальной Европы пока¬зывает, что эти районы все еще тяготели к Гондване и находились в высоких широтах.
Большая часть Гондваны в позднем ордовике оставалась сушей, но мелкое море проникало в область будущего разъединения За-j падной Африки и севера Южной Америки. Северная Америка так¬же подверглась морской трансгрессии, наибольшей за весь палео¬зой, в то время как остальные северные континенты испытали рег¬рессию: Китайско- Корейский континент полностью освободился от морских вод, в Восточной Сибири регрессия также была значи-тельной, меньшие масштабы она имела в Восточной Европе. Об¬становка в подвижных поясах местами претерпела существенные изменения вследствие таконского орогенеза. Так, значительно рас¬ширились контуры Казахско-Киргизского микроконтинента. Уве¬личились размеры суши и на востоке Алтае-Саянской области, а также на западе Тасманского пояса Австралии, на юге Централь¬ных и севере Южных Анд. На других участках тех же и других под¬вижных поясов продолжали активно развиваться вулканические дуги, в частности в Северо-Американских Кордильерах, Аппала¬чах, Центральной Европе, Южном Тянь-Шане, Циляньшане, Ка-тазии (юго-восточный Китай), Лахланской системе Австралии.
10.4. Климатическая и биогеографическая зональность
На протяжении ордовикского периода климат претерпел су¬щественные изменения. В раннем ордовике он был в целом теплым с некоторым преобладанием аридных условий, в среднем ордови¬ке усилилась гумидизация климата, а в позднем началась новая аридизация с одновременным понижением температур, возник¬новением в полярных районах обширного покровного оледенения.
В течение всего ордовикского периода тропические условия су¬ществовали в пределах Северо-Американской, Восточно-Евро¬пейской, Сибирской, Австралийской платформ и на крайнем юге Южной Америки (рис. 10.5). Палеоклиматическая зональность на палеогеодинамической основе показана на рис. 10.6. Эти условия обосновываются интенсивным карбонатонакоплением, присутст¬вием сульфатно-карбонатных и существенно эвапоритовых осад¬ков, рифовых тел, развитием континентальных толщ с высокой степенью дифференциации осадочного материала, возникшего в основном за счет размыва латеритных и каолиновых кор вывет¬ривания. Морские бассейны тропической и экваториальной об¬ластей были населены весьма теплолюбивой фауной.
Выделяются две крупные п ал еозоо географ и чес кие области с тропическим комплексом фауны, которые отличаются друг от друга экологическими особенностями. В позднем ордовике в наиболее северной Канадско-Сибирской области были распространены ко-ралловые, мшанковые и строматолитовые биогермы, обитали бра-хиоподы (ринхоллидно-ортидо-строфоменидный комплекс), три¬лобиты (батиуриды, реноплеуриды) и цефалоподы (актиноцера-тиды). В южной (Казахстано-Аппалачской) области широко рас¬пространены кораллово-мшанковые биогермы, своеобразный ком¬плекс брахиопод, ортоцератитовая фауна цефалопод, а из три¬лобитов известны только реноплеуриды.
По степени увлажненности в пределах тропического пояса вы¬деляются области аридного и гумидного климата. На Северо-Аме¬риканской платформе аридный климат существовал на севере Канады и на Аляске. По-видимому, к южному аридному поясу относилась территория США. В Мичиганском бассейне преобла¬дают доломиты и хемогенные оолитовые известняки, а в бассей¬не Иллинойс присутствуют слои ангидритов. Однако в среднем ордовике климат здесь стал гумидным. В позднем ордовике эвапо-риты формировались в Виллистонском бассейне и бассейне Гуд-зонова залива.
Предположительно, термический экватор проходил от провин¬ции Британская Колумбия до средней части острова Баффинова Земля.
В течение всего ордовика в Евразии аридные условия господство¬вали в Восточной Сибири, Южном Китае и Индокитае. К юж¬ному аридному поясу относились Прибалтика и юг Скандинавии.
Экваториальный влажный климат в течение всего ордовикско¬го периода существовал на востоке Восточно-Европейской плат¬формы, на Урале, в Западной Сибири, Центральном Казахстане, Прибайкалье и Забайкалье. В Восточной Сибири, Западной и Цен¬тральной Европе господствовали гумидные тропические условия. Именно в таком климате происходило формирование оолитовых железных руд севера Скандинавии, Бретани, Нормандии и севе¬ро-запада Испании.
Значительная часть Австралии находилась в аридных тропических Условиях. Показатели теплых, почти тропических условий известны на северо-западе Африки и северо-востоке Южной Америки.
Среди верхнеордовикских отложений Южной Америки и севе¬ро-запада Африки широко распространены ледниковые отложе¬ния. Типичные тиллиты, флювиогляциальные пески и захоронен¬ные ледниковые долины с отполированными днищами обнаруже¬ны в Сахаре и на Аравийском полуострове.
Оледенение в Южной Америке и на северо-западе Африки но¬сило покровный характер, а в Южной Африке и на Аравийском полуострове существовали горные ледники. Центры оледенений находились в Бразилии, на северо-западе Сахары и на Аравий¬ском полуострове.
Похолодание, наступившее в позднем ордовике, сильно отра¬зилось на особенностях литогенеза. Тропический пояс существен¬но сузился, а увлажнение на всей планете заметно уменьшилось. Уровень океана понизился, сократились площади карбонатона-копления, значительно обеднились фаунистические комплексы,расширилось терригенное осадконакопление и в перигляциаль-ных областях появилось много аркозового материала.
10.5. Полезные ископаемые
Многие продуктивные горизонты Мидконтинента США, ко¬торые дают почти одну треть годовой добычи нефти США, имеют ордовикский возраст. В ордовике были сформированы месторож¬дения горючих сланцев на Восточно-Европейской платформе (Эс¬тония) и оолитовые шамозит-гематитовые руды осадочного происхождения на Ньюфаундленде, а также на территории Аргенти¬ны и в ряде стран Западной Европы.
В раннем и среднем ордовике образовались зернисто-ракушеч-никовые фосфориты на Восточно-Европейской и Сибирской плат¬формах, в Англии и Швеции, бокситы Китая и проявления бокси¬тов в Центральном Казахстане. В глинистых сланцах нижнего ор¬довика Швеции известен уран осадочного происхождения.
С магматизмом ордовика связаны месторождения меди и ко¬бальта Норвегии, полиметаллических руд Салаирского кряжа и золота Казахстана.
Главные особенности ордовикского периода (рис. 10.7):
&#9632; сохранение единства Гондваны и площади остальных континентов
при одновременном максимальном расширении в середине периода меж¬
континентальных океанов — Япетуса, Палеотетиса, Палеоазиатского;
&#9632; проявление в позднем ордовике таконского орогенеза, приведшего
к существенным изменениям во внутренней структуре ряда подвижных
поясов, особенно Палеоазиатского океана;
&#9632; господство теплого климата в течение раннего и среднего ордови¬
ка, затем резкое похолодание и появление покровного оледенения на
Гондване и по ее периферии в связи с перемещением Гондваны в по¬
лярную область Южного полушария;
&#9632; дальнейшее развитие органического мира с возможным появлени¬
ем наземной растительности.

Гл а в а 11 СИЛУРИЙСКИЙ ПЕРИОД
Силурийская система была установлена английским геологом! Р. Мурчисоном (1835), как кембрий и ордовик, в Уэльсе. Назва¬ние системы происходит от наименования древнего кельтского племени силуров.
Объем силурийской системы с течением времени менялся. Пер¬воначально ее выделяли в составе отложений от подошвы трема-докского яруса до подошвы девонского «древнего красного пес¬чаника», т.е. она включала практически весь ордовик. В I960 г. си¬лурийская система была утверждена в ее современном виде.
11.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
На Британских островах силурийская система представлена морскими мелководными и глубоководными (граптолитовыми) фациями. Стратиграфические разрезы этих фаций слабо увязаны друге другом. Межведомственным стратиграфическим комитетом СССР было рекомендовано нижнюю границу силура проводить по подошве граптолитовой зоны, расположенной в основании лландоверийского яруса. При этом силур было принято подразде¬лять на два отдела — верхний и нижний (табл. 11.1). Между тем Международная стратиграфическая комиссия приняла (1989), а затем и подтвердила (2000) свое решение перевести четыре стра¬тиграфических яруса силура — лландоверийский, венлокский &#9632; лудловский — в ранг отделов и разделить их на ярусы: лландове¬рийский — на три, а венлокский и лудловский — на два. В связи Щ тем, что это деление еще не получило широкого признания, здеся его не приводим.
Продолжительность силурийского периода по сравнению с другими периодами довольно короткая — всего 30 или даже 25 млн лет. По Международной шкале силур начался около 440 (435) млн лет назад и закончился 410 млн лет назад.
Названия «лландоверийский», «венлокский» и «лудловский», ярусы впервые были предложены Р. Мурчисоном для карбонатно-терригенных отложений Британии, содержащих разнообразный комплекс органических остатков, имеющих широкое распростране¬ние. Эти подразделения стали общепринятыми.
Лландоверийский ярус (теперь отдел) был установлен в Уэльсе (1859) и назван по местности Лландовери. В стратотипе он пред¬ставлен чередованием ракушечников и граптолитовых сланцев общей мощностью до 1 км. Наряду с граптолитами в них встречают¬ся табуляты, брахиоподы, трило¬биты.
Венлокский ярус назван по мест¬ности Венлок (1829). В стратоти-пическом разрезе отложения вен-лока мощностью около 600 м продолжают лландоверийские и состоят из чередования ракушеч¬ников и граптолитовых сланцев. Кроме граптолитов в них встре¬чаются в большом количестве кораллы, брахиоподы, по которым производят зональное деление.
Лудловский ярус был установлен в 1833 г. и назван по местности Лудлов в Шропшире. Этот ярус представлен преимущественно ракушечниками и реже — граптолитовыми сланцами, мощностью слоя отложений около 450 м. Главнейшими органическими остат¬ками являются кораллы, брахиоподы и граптолиты.
В процессе исследований было обнаружено, что верхняя часть отложений, выделенных Р. Мурчисоном под названием «лудлов¬ский ярус», не содержит ископаемых остатков в стратотипиче-ском разрезе и к тому же залегает на нижележащих слоях с несо¬гласием. Длительное время эти толщи носили название «нижний и верхний лудловские ярусы».
В 1879 г. Ч.Лэпворт верхнюю часть карбонатного разреза силура Англии, не содержащую граптолитов, предложил именовать даун-тонским ярусом.
Позднее к даунтонскому ярусу были присоединены отложе¬ния, залегающие в основании девона, в которых были обнаруже¬ны остатки граптолитов.
В 1950 г. Е.Байт выделил в составе даунтонского яруса ряд палеонтологических зон. Вместе с тем стратиграфическое по¬ложение отложений этого яруса так и не было строго определе¬но.
В 1960 г. О.И.Никифорова и A.M.Обут предложили за нижним лудловским ярусом, в его старом понимании, оставить название «лудлов» со стратотипом в Англии, а верхнему лудлову, со¬ответствующему борщевскому и чертковскому горизонтам Подо-лии с их стратотипами по реке Днестр, дать новое название «ти-верский ярус». Отложения, соответствующие этому ярусу, в Ан¬глии из-за размыва частично отсутствуют.
Однако это предложение не нашло поддержки, и Междуна¬родная стратиграфическая комиссия предпочитает выделять пши-Дольский ярус, стратотип которого находится в Богемском мас¬сиве (Чехия).
11.2. Органический мир
В силурийском периоде органический мир стал намного богаче ] и разнообразнее, чем в начале палеозоя. Фауна и флора населяли морские просторы, а на суше стали постепенно появляться вые- '' шие растения.
В морях силурийского периода главенствующее положение за- ] нимали те же группы организмов, которые доминировали в кем¬брии и ордовике. Характерные формы организмов изображены на j рис. 11.1. По-прежнему важнейшую роль играли граптолиты, на основании которых и производится расчленение силура. Грапто-Д литы представлены двурядными и главным образом однорядными осеносными формами (Rastrites, Monograptus). Количество видов ] однорядных граптолитов резко сокращается, но отдельные их формы доживают до раннего девона. Рифостроители представлены строматопороидеями, табулятами (Halysites, Paleofavosites), гелио- I литами. Впервые появились двузонные четырехлучевые кораллы, | у которых в отличие от однозонных развита пузырчатая ткань, нередко заполняющая всю внутренность теки (Goniophyllum). Го- j ловоногие моллюски хотя и представлены теми же группами, что и в ордовике, но совершенно иными видами. Появились бактри-тиды, явившиеся предковыми формами более поздней группы ] аммоноидей. Наряду с отрядами брахиопод, характерными для ордовикского периода, широко распространены атрипиды, слив рифериды, ринхонеллиды, появились первые продуктиды. Для < силурийского периода характерно появление брахиопод со слож-И но построенным ручным аппаратом.
Иглокожие в основном представлены прикрепленными фор-1 мами, но заметно уменьшается число цистоидей, резко возрастав ет значение морских лилий, появляются бластоидеи. Сильно сокрав щается количество, а значит, и роль трилобитов, но усиливается значение конодонтов, которые становятся более разнообразными^
Наряду с перечисленными организмами морские бассейны си-Я лурийского периода населяли простейшие, губки, черви, остракоЯ ды, эвриптериды, водные скорпионы, двустворчатые моллюскйЯ гастроподы, древнейшие тентакулиды, мшанки, морские ежи « морские звезды. Характерной особенностью силурийского периода является освоение во второй его половине бесчелюстными позво¬ночными организмами пресноводных бассейнов. В конце силура появились первые настоящие рыбы. Продолжали развиваться раз¬личные водоросли, среди них синезеленые, зеленые, бурые, красные. На суше появились мхи, грибы, а также высшие растения — риниофиты, а в самом конце силура — примитивные плауновые.|
11.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
В раннем силуре Гондвана (кроме Австралии) все еще находи¬лась в Южном полушарии, причем в основном в его высоких широтах. На площади Гондваны развивается широкая трансгрес¬сия, очевидно являющаяся следствием эвстатического повыше¬ния уровня Мирового океана после исчезновения позднеордовик-ского покровного оледенения. Эта трансгрессия затронула Юж¬ную Америку, Северную и Западную Африку, Аравию. Некоторое расширение морских бассейнов наблюдается и на северных кон-! тинентах, за исключением Северной Америки, где, напротив, происходит регрессия. Все эти континенты располагались в эква-ториальном и тропическом поясах — Сибирь и Гиперборея к се¬веру от экватора, Северная Америка и Восточная Европа — к югу.
Многие эпиконтинентальные моря обладали нормальной со-* леностью и в их пределах формировались тонкотерригенные и кар¬бонатные осадки. В процессе развития регрессии, особенно во вто¬рой половине силура, связь с открытым морем терялась и полу-j замкнутые бассейны с повышенной соленостью становились аре-! ной накопления эвапоритов. Мощные эвапоритовые толщи были сформированы в Мичиганском бассейне. Другой засоленный бао! сейн — Гудзонов залив — временами осушался, и тогда формиро-j вались красноцветные гипсоносные и карбонатные континенталЯ ные отложения. Третий эвапоритовый бассейн в позднем силуре] располагался на севере Северо-Американской платформы в райсИ не Канадского Арктического архипелага. В обрамлении бассейнов) были развиты рифовые фации.
Бассейны с повышенной соленостью в раннем силуре находи! лись и в пределах Печорской впадины на Восточно-Европейская платформе.
На Сибирской платформе в раннем силуре развивается широ-1 кая трансгрессия, а во второй половине силура, как и на другиЯ материках, началась регрессия. Вся территория Тунгусского и ТаЯ мырского бассейнов представляла собой единый морской бассейя Среди осадков преобладали карбонаты, содержащие очень обилЛ ный комплекс бентосной фауны. На севере Таймырского бассем на распространены граптолитовые сланцы. В конце силура Тунгуш ский бассейн обмелел и временами терял связь с открытым мо1 рем, в связи с чем на участках с повышенной соленостью преоб! ладало накопление доломитов и местами гипсов. В конце силур| обмелел и Сетта-Дабанский бассейн на востоке платформы, умен! шилась площадь Яно-Колымского моря, где формировались известково-доломитовые осадки. На северо-востоке известны эвапо-риты и небольшие покровы базальтов.
Во всех подвижных поясах произошли определенные измене¬ния. В океане Япетус нарастает тенденция к закрытию, достигшая своей кульминации в конце периода. На северо-западной окраине Япетуса складчато-надвиговые деформации охватывают Южные Аппалачи и Восточную Гренландию. Эта тенденция к закрытию Япетуса связана с перемещением к северо-западу микроконти¬нентов, ранее отделившихся от Гондваны, Авалонии и Армори¬ки, а также со сближением Восточной Европы (Балтики) и Се¬верной Америки (Лаврентии).
В Иннуитской системе в северном обрамлении Лаврентии на месте ранее существовавшего глубоководного прогиба с глинис¬тым осадконакоплением началось формирование флишевого ком¬плекса. Глубоководные условия с глинистым осадконакоплением сохранились только на крайнем западе. На южном шельфе накапли¬вались мощные толщи карбонатных образований- Аппалачский бас¬сейн почти в два раза сократился в размерах. В Аппалачах преобладали активные поднятия, сопровождающиеся складчатостью и метамор¬физмом. Вместе с тем здесь сохранились протяженные зоны прогиба¬ния с подводными, а по краям — и наземными излияниями основ¬ных и средних лав. Вулканизм носил островодужный характер.
В пределах обширной Британо-Скандинавской системы сохра¬нилась суша на севере Ирландии и Шотландии и в районе Вос¬точного Финнмарка. Ее рельеф довольно расчлененный, так как в прилегающих бассейнах присутствуют как тонкозернистые, так и грубообломочные осадки. В осевой зоне по-прежнему существова¬ли глубоководные условия и накапливались граптолитовые сланцы. В северном направлении они сменяются флишевыми толщами.
В конце силура поднятия охватили Восточно-Английский блок и Шпицберген. Складчато-надвиговые и метаморфические процес¬сы и активные поднятия привели к возникновению расчлененной суши.
Одновременно и сопряженно с сужением Япетуса шло расшире¬ние западной части Палеотетиса, точнее Реикума. В восточной части Палеотетиса начинается поднятие осевой зоны Цилянынаня.
В западной части Палеотетиса в пределах Южных Альп, Саксо-Тюрингской зоны и на Иберийском полуострове располагались глубоководные зоны, где накапливались глинистые и кремнисто-глинистые осадки. Шельф находился на востоке Центральноибе¬рийской зоны. Вулканические извержения основного состава в под¬водных условиях происходили в пределах Южных Карпат и в Центральноиберийской зоне. В позднем силуре состав вулканитов стал кислым.
На севере Кавказской области располагался шельф, где проис¬ходило накопление песчано-глинистых осадков. На Большом Кавказе находился глубоководный бассейн с глинистым осадкона-
коплением.
В восточной части Палеотетиса вследствие поднятия осевой зоны началось формирование грубообломочного молассового комплек¬са. Глубоководные участки сохранились в Куньлуне. Здесь проис¬ходило извержение андезитобазальтовых лав.
В центральной части Урал о- Охоте кого пояса возникает (воз¬можно, это произошло уже в ордовике) новая ось спрединга, которая протягивалась по всей длине Палеоазиатского океана. Она проходила вдоль реки Оби, мимо озера Зайсан через Китай в Юж¬ную Монголию и далее снова в Китай (Дунбэй) и к Охотскому и Японскому морям. В пределах Обь-Зайсанской и Джунгаро-Бал-хашской систем, которые принадлежали к этой осевой части Па¬леоазиатского океана, в глубоководных условиях происходили под¬водные излияния, а в промежутках между извержениями форми¬ровались сланцевые и кремнистые комплексы мощностью в не- * сколько километров.
В Тянь-Шаньской системе выделены шельфовые зоны, в пре¬делах которых накапливались карбонатно-терригенные комплек¬сы и глубоководные с глинисто-сланцевым осадконакоплением. В Дальневосточной области также выделяются зоны: шельфо-вая — на западе и глубоководная — на востоке. В первой формиро¬вались карбонатно-терригенный и риолитовый комплексы, а во второй — на коре океанского типа отлагались глинистые и карбо¬натные осадки. Ханкайский массив служил областью сноса. В Ко¬рякском нагорье в островодужных условиях накапливались вулкано- j генные (андезитобазальтовые) и терригенные образования. В их; пределах формировались молассы.
В Центральном Казахстане сократилась площадь остаточным морских бассейнов и расширились горные области.
В Западно-Тихоокеанском поясе отмечается вступление в opo-d генный этап развития Катазиатской системы юго-восточного Ки¬тая, а в Восточно-Тихоокеанском — поднятия охватывают вос¬точную зону Южных Анд.
Главным событием позднесилурийской эпохи было окончатель-в ное закрытие основной части Япетуса, столкновение Гренланд¬ского выступа Лаврентии со Скандинавским Балтии и несколько позже ее же Шотландского выступа с микроконтинентом Авало-ния и в результате начало становления складчатой горной систм мы Британских и Скандинавских каледонид, получивших свое название от древнеримского названия Шотландии — Каледония. Термин «каледониды» был распространен затем на все складча¬тые системы, возникшие в первой половине палеозойской эры —• от ордовика до среднего девона включительно. Британо-Сканди--навские каледониды, объединившие также Восточную Гренлан¬дию и Западный Шпицберген, спаяли в единый крупный континент — Лавруссию (Еврамерику), Северную Америку и Восточ¬ную Европу.
Орогенез конца силура — начала девона проявился не только в Япетусе, но и в других подвижных поясах. В Урал о-Охоте ком по¬ясе он довершил консолидацию большей части Центрального Казахстана, за исключением Джунгаро-Балхашского бассейна. Северного Тянь-Шаня и Алтае-Саяно-Монгольской области, су¬щественно затронув также Байкальскую горную область на севе¬ро-востоке и даже вызвав деформации осадочного чехла южной части Сибирского кратона. Тувино-Монгольский, Баргузино-Ви-гимский и Центральномонгольский микроконтиненты окончатель¬но сомкнулись с Сибирским континентом. Каледонский орогенез затронул и часть пояса, смежную с Китайско-Корейским конти¬нентом. Орогенез в Циляньшане спаял Тартим с Синокореей.
В Средиземноморском поясе каледонские деформации затро¬нули северную окраину его европейского сегмента от Южной Ан¬глии, Северной Бельгии и Германии и далее вдоль юго-западной окраины Восточно-Европейского континента, замкнув здесь море Торнквиста. Но эти деформации продолжались и в первой поло¬вине раннего девона.
В Западно-Тихоокеанском поясе интенсивные деформации той же эпохи помимо Катазиатской системы затронули и Лахланскую систему Тасманского пояса Восточной Австралии.
В Восточно-Тихоокеанском поясе дислокации и поднятия кон¬ца силура охватили восточные зоны Южно-Американских Кор¬дильер, на некоторое время прервав их логружение.
На остальной площади подвижных поясов продолжалось раз¬витие вулканических дуг, в частности в Аппалачах и Ньюфаунд¬ленде, на Урале, в Южном Тянь-Шане, в Южной Монголии, в Лахланской системе Австралии, в Северо-Американских Корди¬льерах. В тылу этих дуг располагались глубоководные окраинные моря. Спрединг продолжался в осевой зоне Палеоазиатского оке¬ана, а также в Палеотетисе и, вероятно, в других палеоокеанах, включая Тихий.
Гондвана сохраняла свою монолитность и, как и раньше, ис¬пытывала на большей части своей площади слабое поднятие. Мор¬ские условия сохранялись в Сахаре, а восточнее — в Северной Африке и Аравии — чередовались с континентальными. Северные континенты были втянуты в поднятия, и здесь повсеместно наб¬людалась регрессия.
11.4. Климатическая и биогеографическая зональность
В начале силурийского периода на континентах продолжали г°сподствовать сравнительно прохладные условия. Для этого времени известны небольшой мощности ледниковые толщи в Боли¬вии, на севере Аргентины и на востоке Бразилии. Не исключено, что ледники покрывали некоторые районы Сахары, так как здесь обнаружены флювиогляциальные отложения. Мариногляциальные отложения известны на севере Ньюфаундленда и провинции Но-вая Шотландия в Канаде. По развитию тиллитов и ленточных глин оконтуривается область наиболее холодного климата на севере и северо-востоке Южно-Американского континента и на севере Аф¬рики (рис. 11.2 и 11.3).
В течение силура тропические условия существовали на зна¬чительной части Северо-Американского, Восточно-Европейско¬го и на юге Сибирского континентов, Здесь развиты экстракарбонат¬ные формации (т.е. карбонаты с высоким содержанием магния, а среди терригенных толш большая роль принадлежала олигомиктовым и мезомиктовым образованиям. Известны карбонатно-суль-Я фатные и соленосные отложения. Северный аридный пояс распо-Я лагался в пределах Аляски, северо-западной и северной Канады,» на Канадских Арктических островах и значительной части Грен-ш ландии. Южный пояс аридного климата занимал центральную часть Сенеро-Америкапского континента, Восточно-Европейскую плат- I форму и запад Австралии.
В тропических морях существовали благоприятные условия для I развития кораллово-брахиоподовой фауны. Выделяются по край- I ней мере три палеобиогеографические области. В наиболее обшир-j ной тропической области обособляются Европейская, Восточно-] Африканская, Кордильерская, Сибирская, Централ ьноазиатскаа и Австралийская провинции. Две другие области, Мальвино-Кафр-ская и Восточно-Азиатская, характеризующиеся присутствием обедненных комплексов кораллов, брахиопод и граптолитов, по! термическому режиму, возможно, являлись субтропическими об-] ластями.
Экваториальная область располагалась на Северо-Американском континенте между североканадским и центральноамериканским! аридными секторами. Экваториальные влажные условия су¬ществовали в пределах Новой Земли, Урала, Центрального Казах¬стана и Алтае-Саянской области. В морях экваториальной облас¬ти, имевших нормальную соленость, формировались органоген¬ные и оолитовые известняки и располагались огромные рифовые I постройки.
11.5. Полезные ископаемые
Некоторые залежи нефти в США приурочены к силурийскими отложениям. Силурийские осадочные комплексы включают тол-Я щи каменной соли, наиболее крупные запасы которой сосредото-Я чены в пределах Северо-Американской платформы. В силурийскоеИ время образовались месторождения оолитовых железных руд вя Клинтоне (США) и ряд более мелких месторождений и проявле-И ний в Африке. С каледонскими интрузиями гранитоидов связаньш месторождения золота Северного Казахстана, Кузнецкого Алатау I и Горной Шории. Генетическую связь с ультраосновными интру-1 зиями имеют месторождения хромита на Урале, а также асбеста I на острове Ньюфаундленд и в провинции Квебек (Канада). С пегма-1 титами связаны месторождения редких металлов в Аппалачах и! Восточной Сибири.
* * *
Сравнительно небольшой по продолжительности силурийский пери-д од является как бы переходным между талассократическим (т.е. с преобладанием морских условий) ордовикским и теократическим (т.е. с преоб¬ладанием суши) девонским. В начале периода местами на западе Гондва-ны еще сохранялись ледники, унаследованные от силура, но затем кли¬мат становился все более теплым. Силурийский период ознаменовался замыканием океана Япетус, моря Торнквиста и сокращением площади центрального и восточного Палеотетиса и Палеояпетского океана и за¬кончился эпохой мощного горообразования, складчатости, гранитного магматизма и регионального метаморфизма. Она была заключительной для каледонской эры тектогенеза и продолжалась в раннем девоне, а местами и позднее. Хотя в составе силурийской биоты еще преобладали те же беспозвоночные, что и в кембрии и ордовике, в частности грапто-литы. Знаменательно появление позвоночных, в том числе первых рыб, и высших наземных растений — плауновых, наряду с мхами и грибами, населявшими сушу.
Гл а в а 12 ДЕВОНСКИЙ ПЕРИОД
Девонский период (система) был установлен в 1839 г. А.Седж-виком и Р.Мурчисоном на территории Англии, в графстве Де¬воншир, по имени которого и был назван.
Девонский период начался 410 млн лет назад и закончился 360 млн лет назад. Следовательно, продолжительность периода со¬ставляет 50 млн лет.
12.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
Расчленение девонской системы было проведено первоначаль-! но в Арденнах на территории Бельгии, Франции и в Рейнских Сланцевых горах в Германии. В дальнейшем низы девона были рас¬членены в Богемском массиве в Чехии (табл. 12.I).
Необходимость установления границы между силурийской и девонской системами в непрерывном разрезе морских отложений с соотвествующей фауной заставила обратиться к разрезу Бар-рандова синклинория в Богемском массиве непосредственно к за¬паду от столицы Чехии. Именно здесь и были выделены пшидол J ский ярус верхнего силура и лохковский и пражский ярусы нижне¬го девона. Два последних заменили ранее выделенные ярусы — же-динский в Арденах и зигенский — в Рейнских Сланцевых горах.
Эльский ярус установлен К.Дорлодо (1900) в местечке 3 вблизи Кобленца в Рейнской области. Отложения этого яруса пред-j ставлены толщей песчаников, кварцитов и сланцев с прослоями вулканических пород. Мощность достигает 2000 м. В слоях встреча--ются скопления брахиопод, двустворчатых моллюсков и изредка кораллов.
Эйфельский ярус назван А.Дюмоном (1848) по Эйфельским горам в Рейнской области, где находится стратотипический раз¬рез. Объем яруса изменен после работ М.Дюссельдорфа (1937) &#9632; принят в объеме кальцеоловых и верхнекультриюгатовых лауп-херских слоев со стратотипом в Веттерльдорфском разрезе. Здесь обнажается толща мергелей, плитчатых известняков, известковых песчаников и кораллово-строматопоровых известняков мощностью около 450 м. В толще в большом количестве встречаются корраллы родов Favosites, Calceola, Damophyllum и остатки цефалопод.
Живетский ярус выделен в Арденнах Омалиусом д''Аллуа (1839). Этот ярус, название которого происходит от города Живе в Север¬ной Франции, объединяет отложения, охарактеризованные стрингоцефаловыми брахиоподами, присутствием кораллов и реже трилобитов. Слагается ярус из¬вестняками и известковыми слан¬цами, органогенными и органо-генно-обломочными известня¬ками.
Франский ярус, установлен¬ный (1862) также Омалиусом д''Аллуа в Бельгии, получил на¬звание от деревни Фран близ г. Кувена. В стратотипическом разрезе слагается сланцами и рифовыми кораллово-стромато-
поровымн известняками мощностью около 500 м. Охарактеризован брахиоподами, кораллами и двустворчатыми моллюсками.
Фаменский ярус впервые выделен в Арденнах А.Дюмоном (1855), название получил от местности Фамен в Бельгии. Здесь развиты песчаники, сланцы с прослоями известняков. В стратоти-пической местности характеризуется большой изменчивостью. В морских отложениях присутствуют кораллы и брахиоподы, в ла¬гунных — остатки рыб и отпечатки растений.
12.2. Органический мир
В конце раннего палеозоя произошло вымирание многих групп организмов, некогда широко распространенных на Земле. После них возникли новые группы животных и растений, которые и определили облик органического мира позднего палеозоя. Глав¬ное отличие состояло в том, что жизнь стала развиваться не толь¬ко в морях и пресноводных бассейнах, но и на суше. В позднем палеозое широко расселились наземная растительность и сухопут¬ные позвоночные. Вместе с тем жизнь в морях продолжала эволю¬ционировать. Появились первые аммоноидеи с простой лопаст¬ной линией, достигли расцвета четырехлучевые кораллы, мшан¬ки, фузулиниды, некоторые отряды замковых брахиопод.
В изменении состава органического мира на рубеже раннего и позднего палеозоя повинны не только поступательное эволю¬ционное развитие, но главным образом изменения условий сре¬ды обитания. Эти изменения были вызваны интенсивными проявлениями тектонических движений, изменениями палео¬географических обстановок, состава атмосферы и космическим воздействием.
Органический мир морей в целом был более разнообразен, чем в силуре. Характерной особенностью девона является преобладающее развитие разнообразных рыб. Нередко его даже называют периодом рыб. В это же время началось угасание граптолитов, ци-стоидей, трилобитов и наутилоидей. Широко распространены были переживавшие период своего расцвета замковые брахиоподы, че-тырехлучевые кораллы, табуляты, морские лилии. Наиболее ха¬рактерные организмы представлены на рис. 12.1.
Количество родов замковых брахиопод в девоне достигло мак¬симального значения за все время их существования. Особенно разнообразны спирифериды (Eutyspirifer, Cyrtospirifer), эврипиды (Atrypa, Karpinskia), ринхонеллиды (Hypothyridina, Junannella, Lado-gia) и теребратулиды. Широко распространились представители надсемейства продуктид. Брахиоподы, отличающиеся богатством видов и быстрой изменчивостью во времени, являются самой важ¬ной группой, используемой при детальном расчленении девон¬ских отложений.
В девонском периоде широкое развитие получили также аммо¬ноидей. Они длительное время, вплоть до конца мезозоя, были одной из самых распространенных и важных в стратиграфическом отношении групп морских животных. В начале девона появились агониатиты {Timanites) и гониатиты {Tornoceras). В начале позд¬него девона возникли климении (Clymenia), которые по типу ло¬пастной линии и форме раковины были сходны с гониатитами, но отличались тем, что сифон у них был приближен к спинной стороне. Их жизнь была короткой, и уже в конце девона климении исчезли.
Одновременно с развитием аммоноидей происходило угасание] другой группы головоногих моллюсков — наутилоидей. Особенно быстро вымирали представители наутилоидей, обладавшие пря¬мой раковиной.
Дальнейшее развитие получили кораллы. Хотя по сравнению с] силуром количество табулят уменьшилось, но большое значение стали приобретать четырехлучевые кораллы (Calceola). Последние вместе с мшанками и строматопороидеями принимали участие в построении рифов.
Среди беспозвоночных были широко развиты также ракоскор¬пионы, остракоды, тентакулиты, морские лилии, бластоидеи, рецептакулиты, губки, фораминиферы, древние морские ежи, дву¬створчатые и брюхоногие моллюски и особенно конодонты. По¬следние имеют важное стратиграфическое значение.
Все возрастающее значение стали приобретать позвоночные.] Среди них главенствующее положение занимали рыбы: панцири ные, хрящевые и костные, а также бесчелюстные рыбообразные организмы. У панцирных или пластинокожих рыб голова и перед-! няя часть туловища были покрыты мощным панцирем из твердых крупных пластин. Они вели малоподвижный образ жизни. Хряше-f вые или акуловые появились в середине девона, но новый расцвет испытали в мезозое. Большим разнообразием обладали кос¬тистые рыбы, среди них: многочисленные представители кисте-перых, лучеперых и двоякодышащих (Diplerus). Кистеперые рыбы (Holoptyehius) обладали веретенообразным телом и массивными плавниками, которые не только служили средством плавания, но и помогали перемещаться по дну. Сходство скелетов плавников кистеперых рыб со скелетами конечностей земноводных дало ос¬нование считать их предками земноводных животных.
Девонские моря были населены разнообразными водоросля¬ми, причем известковые водоросли вместе с кишечнополостны¬ми принимали участие в строительстве рифовых тел.
Считается, что крупная регрессия на рубеже силура и девона активизировала выход растений на сушу и способствовала их бы¬строму расселению и приспособлению к наземному образу жизни. В раннем и среднем девоне на суше господствовали риниофиты, которые росли в основном в заболоченных ландшафтах. В конце девона риниофиты повсеместно вымерли. В среднем девоне вместе с риниофитами существовали уже все основные группы споровых растений — плауновые, членистостебельные и папоротники, а в конце девона появились и первые представители голосеменных. Многие из кустарниковых превратились в древовидные. Большим распространением в позднем девоне пользовались представители разноспорового папоротника Archaeopteris, поэтому нередко позд-недевонскую флору называют археоптерисовой.
Наземная растительность в основном развивалась в примор¬ских областях, чему весьма благоприятствовал мягкий теплый и влажный климат. Более удаленные от моря части континентов в это время были лишены растительности.
12.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
В итоге каледонского орогенеза обстановка на земном шаре к началу девона заметно изменилась. Возникли и продолжали воз¬дыматься в раннем девоне горные сооружения в Северо-Атланти¬ческом регионе, включая теперь и Северную Гренландию, в Цент¬ральном Казахстане и Северном Тянь-Шане, в Алтае-Саяно-Мон¬гольской и Байкальской области, Циляньшане и Катазии, на за¬паде Тасманского пояса Австралии и в южной половине Анд. Про¬дукты размыва этих сооружений заполняли межгорные и пред¬горные впадины в виде молассовых толщ, которые впервые с это¬го времени получили столь широкое развитие. Новым элементом, по крайней мере для палеозоя, явилось образование краевого вул-каноплутонического пояса андского типа в Центральном Казах¬стане на границе каледонид и остаточного Джунгаро-Балхашско-го бассейна, интенсивно заполнявшегося обломочным материалом. Подобный пояс возник и в Центральной Монголии. Подня¬тия охватили и платформенные части северных континентов, выз¬вав здесь дальнейшую регрессию моря. Они распространились на Гондвану, за исключением ее западной части — Южной Амери¬ки, Антарктиды и крайнего юга Африки.
Спрединг продолжался в Уральском и Южно-Тяньшаньском бассейнах, а также в осевой зоне Урал о-Охоте кого пояса, прости¬равшейся через Зайсан, Южную Монголию, Большой Хинган и кулисообразно подставлявшейся Монголо-Охотской системой, на западе начинавшейся энсиалическим бассейном в тылу вулкано-плутонического пояса, обрамлявшего Южно-Монгольский сег¬мент Палеоазиатского океана.
На севере европейской части Средиземноморского пояса (Па-леотетиса) возникла новая ось спрединга, породившая внешние зоны европейских герцинид — Реногерцинскую, Южно-Пор¬тугальскую. Спрединг продолжался, очевидно, и в осевой зоне Палеотетиса, включая ее индокитайские ветви. Продолжалось и развитие вулканических дуг в тех же сегментах подвижных поя¬сов, что и в позднем силуре.
Лавруссия в раннем девоне располагалась в экваториальных широтах, Казахсхания — в тропической зоне, Сибирь, Китай и Корея — в умеренных широтах Северного полушария, в то время как Гондвана целиком находилась в Южном полушарии, в его умеренных и высоких широтах.
В среднем девоне континент Лавруссия, образованный к на¬чалу девона в результате столкновения Северной Америки — Лав¬рентии и Восточной Европы — Балтики, продолжал испытывать интенсивное поднятие, особенно его водораздельный хребет, об¬разованный североатлантическими каледонидами. Продукты размы¬ва этого хребта и прилегающей суши, представленные красно-цветными обломочными осадками древнего красного песчаника — олдреда, накапливались в межгорных и предгорных прогибах Грен¬ландии, Британии, Скандинавии и Шпицбергена.
В течение самой средиедевонской эпохи по периферии Лаврус-сии возникли новые складчатые горные сооружения, опоясавшие ее с юга и северо-запада. К ним относится прежде всего складча¬тая система Ньюфаундленда и Северных Аппалачей; породивший ее импульс сжатия получил название акадской эпохи орогенеза. Он сопровождался внедрением многочисленных плутонов грани-тоидов. После акадского диастрофизма на площади Северных Ап¬палачей и Ньюфаундленда вскоре установился платформенный режим. В Южных Аппалачах акадский орогенез проявился слабее и не привел к завершению погружений, продолжавшихся в их внеш¬ней зоне. Причину акадского орогенеза усматривают в столкнове¬нии с североамериканской частью Лавруссии микроконтинента Авалония.

В мелководной части Западно-Канадского бассейна возникли протяженные барьерные рифы. В заливах, отграниченных от от¬крытого моря рифами, а также в Иллинойском, Мичиганском,; Прииннуитском бассейнах и в бассейне Гудзонова залива в уело-; виях повышенной солености отлагались эвапориты. К концу дево¬на соленость морских вод стала нормальной и эвапоритовое осад-конакопление сменилось карбонатным и карбонатно-глинистым.
На юго-востоке и востоке платформы верхний девон представ¬лен характерным комплексом черных битуминозных сланцев. Они распространены от Гудзонова залива до Аризоны на юге.
Регрессия охватила и восточную часть Лавруссии. Балтийско-Московский бассейн в раннем девоне превратился во внутрикон-тинентальный, временами пересыхающий засолоненный водоем. В его периферических зонах отлагались песчано-глинистые русло¬вые, пойменные, дельтовые и карбонатно-терригенные лагунные осадки мощностью в несколько десятков метров. На юге-западе платформы, в сильно сократившемся Вол ыно- Подолье ком бассей¬не, накапливались терригенно-карбонатные осадки.
Значительные территории Восточно-Европейской платформы представляли денудационную равнину. Крупные возвышенности и низкогорья располагались только на северо-западе, где нахо¬дился завершивший свое развитие Британо-Скандинаве кий под-вижный пояс. Во второй половине девона в результате трансгрес¬сии наиболее низменные участки платформы были затоплены морем. Максимум трансгрессии пришелся на живетский век. В центральных частях морского бассейна в условиях повышенной солености накапливались пласты каменной соли, гипса и доло-i митов. В прибрежной зоне и на приморских низменностях были распространены красноцветы. В конце девона ранее континенталь-, ные области оказались затопленными морем и возросла роль кар¬бонатов.
В среднем и позднем девоне восточная часть Восточно-Евро-; пейской платформы и прилегавшая к ней с севера Тимано-Пе-чорская платформа стали ареной рифтообразования. Наиболее крупными рифтовыми системами, возникшими в эту эпоху, яви¬лись Днепровско-Донецкая, Печоро-Колвинская и Восточно-Ба-ренцевая; в последней рифтинг перешел в спрединг красномор-ского масштаба. То же произошло и в Прикамской впадине, где во второй половине девона образовался глубоководный бассейн с некомпенсированным осадконакоплением, просуществовавший до ранней перми включительно. В пределах Днепровско-Донецкого авлакогена изливались лавы щелочных базальтов. Впоследствии эта относительно глубоководная впадина с некомпенсированным прогибанием превратилась в лагуну с эвапоритовым осадконакогм лением. Кроме этого района эвапориты продолжали осаждаться в центральной, западной и южной областях платформы. Одновременно происходило накопление относительно глубоководных би-туминозно-кремнистых осадков так называемого доманика, про¬исходившее в северной и северо-восточной частях платформы.
В Западной и Центральной Европе эквивалентом акадского орогенеза является лигерийская эпоха деформаций. Она привела к складчато-надвиговым деформациям и гранитообразованию в по¬лосе, протягивающейся от южной части Армориканского массива франции до Богемского массива в центре Европы, и затронула также центральную зону палеозойского массива Иберийского по¬луострова. Эта полоса складчатых сооружений не примкнула не¬посредственно к основному телу Лавруссии, а продолжала отде¬ляться от нее узким, но все еще глубоководным бассейном, осе¬вая часть которого отвечала Реногерцинской зоне среднеевропей¬ских герцинид. Предполагается, что формирование лигерийской складчатой цепи явилось результатом коллизии между Арморик-ским микроконтинентом и более южными микроконтинентами, также отторженцами Гондваны.
Деформации среднедевонской эпохи затронули, однако, и цент¬ральную часть Лавруссии — зону североатлантических каледонид, где вызвали складчатые дислокации нижней части молассовой формации Олдреда, отделив ее несогласием от верхней части.
Лавруссия в среднем девоне своей центральной частью распо¬лагалась на экваторе. На значительном расстоянии к северо-вос¬току от нее, уже в умеренных широтах, находился Сибирский континент. К этому времени он увеличился в размерах за счет при-членения Тувино-Монгольского и Баргузино-Витимского микро¬континентов, а также каледонид Западного Саяна и Алтая.
В раннем девоне Колымо-Омолонский массив отделился от Сибирского континента (возможно, это началось еще в раннем палеозое). Сократился в размерах Тунгусский бассейн и приобрел облик полузамкнутой лагуны с повышенной соленостью. Наряду с глинами и алевролитами здесь имеются мощные пласты гипса, а иногда и каменной соли. Аналогичные осадки распространены в низовьях Хатанги. В Таймырском бассейне соленость вод остава¬лась нормальной и преобладало осаждение карбонатов. Такие же условия существовали в Яно-Колымском бассейне.
Максимальные размеры Тунгусский морской бассейн имел в середине франского века. Преобладали карбонатные и эвапорито-вые осадки, которые свидетельствуют о полузамкнутом характере бассейна и периодическом изменении его солености. Повышен¬ная соленость вод была характерна и для Хатангского бассейна. Таймырский бассейн, соединявшийся во время наибольших трансгрессий с Тунгусским, характеризовался большими глуби¬нами, нормальной соленостью вод и осаждением на западе гли¬нисто-карбонатных отложений доманикового типа. На востоке Сибирской платформы, как и в Восточной Европе, в позднем девоне проявился рифтогенез. Он привел, в частности, к образо¬ванию Вилюйского авлакогена, в котором происходили излияния платобазальтов и отлагались континентальные пески. В фаменском веке здесь формировался эвапоритовый комплекс.
На территории Новосибирских островов, относящихся к Ги¬перборейской платформе, накапливались карбонатные и карбо-натно-терригенные отложения. Сибирский континент со стороны Палеоазиатского океана, имевшего еще значительную ширину, окаймлялся краевым вулканоплутоническим поясом, в тылу ко¬торого широко проявлялся рифтогенный щелочно-базальтовый вулканизм. Уральская периферия океана по-прежнему представ¬ляла активную окраину с вулканическими островными дугами, которые существовали и в области будущего Южного Тянь-Шаня.
Казахский микроконтинент существенно увеличился в разме¬рах в северо-восточном направлении за счет причленения области каледонской складчатости. В среднем девоне произошло дальней¬шее, хотя и небольшое, расширение этой области в связи с про¬явлением в районе Караганды новых деформаций сжатия. Их от¬носят к тельбесской эпохе, выделенной восточнее, в Алтае-Саян-ской области, и эквивалентной акадской эпохе Северной Амери¬ки и лигерийской Западной Европы. С востока и юго-востока Ка-захстания была окаймлена мощным краевым вулканоплутониче¬ским поясом, отделявшим ее от Джунгаро-Балхашского бассей¬на, принадлежавшего южной, Тянь-Шаньской, ветви Палеоазиат¬ского океана. В тылу этого пояса происходило погружение Тениз-ской и Джезказганской впадин, заполнявшихся красноцветной континентальной молассой.
Китайско-Корейский континент располагался в умеренных ши¬ротах Северного полушария к востоку от Сибирского, отделяясь от него Палеоазиатским океаном. На юго-западе к нему примыка¬ла новообразованная, продолжавшая воздыматься каледонская складчатая система Циляньшаня с молассовым прогибом перед нею. Западнее располагался Таримский континент, а юго-восточ¬нее Южно-Китайский (Янцзы), заметно увеличившийся в разме¬рах после причленения Катазиатской каледонской складчатой си¬стемы. Лишь по ее восточной периферии, в современной прибреж¬ной зоне и на шельфе Южно-Китайского моря, сохранялись усло¬вия интенсивного погружения. Находившиеся южнее Южно-Ки¬тайского континента Синобирманский (Шанский) и Индосиний-ский микроконтиненты испытывали поднятие.
Мегаконтинент Гондвана продолжал сохранять в среднем де¬воне свою монолитность и тенденцию к преобладанию подня¬тий. Он по-прежнему располагался целиком в Южном полуша¬рии, достигая его высоких широт. Опускания с накоплением морских осадков небольшой мощности охватили Сахарскую пли¬ту, впадины Южной Америки — Амазонскую, Мараньон, Парана, а также крайний юг Африки и полосу вдоль Трансантаркти¬ческого хребта.
Режим активных окраин был свойствен южноамериканской, антарктической и восточноавстралийской перифериям Гондваны. При этом здесь почти повсеместно происходили энергичные под¬нятия, а промежуточные прогибы заполнялись осадками типа флиша и моласс. На востоке Австралии развитие Лахланской сис¬темы завершилось эпохой складчатости, получившей название таббераберекой.
Гондванский мегаконтинент и северная группа континентов разделялись широкой широтной полосой океана Палеотетис. Его южная окраина была пассивной, а северная — активной, с микро¬континентами, островными дугами и окраинными морями. Ши¬рина была максимальной на западе, между Северной Америкой, с одной стороны, и Южной Америкой и Африкой — с другой, а также на востоке, между Восточной Европой и Аравией и далее, и минимальной между Западной Европой и Африкой, а также на крайнем востоке, между Южным Китаем, Синобирманией и Индосинией на севере и Австралией и Антарктидой на юге.
Позднедевонская эпоха характеризуется прежде всего общим снижением тектонической активности, особенно на конвергент¬ных границах плит, и нарастающей морской трансгрессией, обус¬ловленной общим повышением уровня Мирового океана (см. рис. 12.4). Снижение тектонической активности выразилось в зату¬хании поднятий в пределах каледонских, включая акадские и син¬хронные с ними складчатые системы, что привело к их пенепле-низации, затоплению морем и началу накопления осадочного чехла. Последнее наиболее четко наблюдается в Британии и Централь¬ном Казахстане, а в юго-восточном Китае и частично в Восточ¬ной Австралии платформенный режим начал устанавливаться уже в среднем девоне.
Однако общая тектоническая и географическая ситуация в позд¬нем девоне мало изменилась по сравнению со средним девоном (рис. 12.2). Главное и существенное изменение состояло в том, что удаление друг от друга континентальных глыб — Лавруссии, Си¬бири, Казахстании и Тарима — сменилось их сближением. Это привело к началу сокращения размеров бассейнов Палеоазиат¬ского океана — Уральского, Туркестанского (Тянь-Шань), Мон¬гольского. В них продолжали свое развитие вулканические дуги, расположенные над соответствующими зонами субдукции океан¬ской литосферы.
Большое распространение в прибрежных зонах получили ри-фогенные фации. В осевой части Урала возникла протяженная ос¬тровная суша. В условиях жаркого климата на островах формирова¬лись залежи бокситов, в пределах континентального склона — тур-бидиты.
В раннем девоне в Центральноазиатском поясе происходило интенсивное прогибание. Особенно сильно прогибались Обь-Зай-санская, Южно-Монгольская и Монголо-Охотская системы. На их территориях формировались вулканиты основного состава, крем¬нистые и глинистые глубоководные осадки.
В противоположность Палеоазиатскому океану смежная, вос¬точная, часть Палеотетиса в позднем девоне продолжала расши¬ряться, а в его западном сегменте, особенно между Западной Ев¬ропой и Африкой, напротив, шло сближение микроконтинен¬тов, некогда отделившихся от Гондваны, с их «материнским» мегаконтинентом. Приближался к своему закрытию северный бас¬сейн Палеотетиса в Западной Европе и Аппалачах. Происходило сближение между Западной Гондваной и Лавруссией, но к концу девона их все еще разделяло расстояние в 2500 км.
Деформации сжатия в позднем девоне имели значительно мень¬шее распространение, чем в среднем. Они проявились в основном в Иннуитской системе, включая север Аляски. Эти деформации являлись следствием продолжающегося столкновения Гипербореи с Лавруссией. Складчато-надвиговые деформации затронули так¬же западную окраину Лавруссии; они получили название ант-лерского орогенеза; он примерно одновременен элсмирскому оро-генезу северной окраины, о котором речь шла выше. Далее к запа¬ду простиралась активная окраина, включавшая вулканическую дугу и задуговый бассейн. На восточной, Уральской, окраине Лав¬руссии в конце девона началось надвигание островных дуг на конти¬нент с образованием мощной флишевой толщи перед фронтом надвига. Наконец, на южной, также активной окраине Лавруссии импульс сжатия, предваряющий полное закрытие Среднеевропей¬ского окраинного бассейна Палеотетиса, приходится на рубеж девона и карбона; он известен как бретонская фаза орогенеза. Эта фаза открывает уже герцинскую эру тектогенеза. в то время как акадской заканчивается каледонская эра.
Объединившиеся в девоне Китайско-Корейский и Таримский континенты сохранили свое положение и на большей своей пло¬щади испытывали поднятие, равно как и Индосинийский микро¬континент.
Гондвана, сохраняя свою монолитность, начала также подвер¬гаться рифтогенезу: образовались рифты Саура-Угарта в Север¬ной Африке, Карнарвон, Фицрой, Амадиес в Австралии. При этом она стала смещаться к северу, хотя значительная ее часть остава¬лась в полярных широтах Южного полушария. В некотором проти¬воречии с глобальной тенденцией Южная Америка и Африка ис¬пытали некоторую регрессию моря; трансгрессия проявилась лишь в пределах ближневосточнвго выступа ме га континента.
Активные окраины Гондваны — южноамериканская, антаркти¬ческая, австралийская — в основном продолжали развиваться в орогенном режиме. В Австралии орогенная область расширилась к северу и востоку и отделилась от океана краевым вулканоплуто-ническим поясом.
12.4. Климатическая и биогеографическая зональность
Климатическая зональность в девонском периоде была более четкой, чем в начале палеозоя. В течение раннего и среднего де¬вона Урал и прилегающие области Восточно-Европейской плат¬формы располагались в экваториальном поясе, где среднегодовые температуры составляли 28 — 31 °С. В Закавказье в это время сред¬ние температуры изменялись в пределах 23 —28 "С, что соот¬ветствует тропическому поясу. Аналогичные температуры суще¬ствовали в Западной Австралии, что установлено.по изотопам кис¬лорода и углерода в кальцитовых раковинах брахиопод.
Исходя из широкого распространения индикаторов тропи¬ческого и экваториального климата, можно предполагать, что на всех материках в девоне существовал высокий температурный режим. По степени увлажненности выделяются аридные и гумид-ные пояса, разделенные зонами переменно-влажного климата (рис. 12.3).
В пределах аридной области развиты континентальные гипсо-носные и карбонатные красноцветы, эоловые фации, а также высокомагнезиальные карбонаты, доломиты и эвапориты.
В среднем девоне аридный климат господствовал на значи¬тельной части западной Канады. Соле накопление кроме Виллис-тонского бассейна происходило на территории провинций Аль¬берта и Саскачеван, в бассейне реки Маккензи. В позднем девоне границы аридного пояса оконтуриваются развитием эвапорито-вой формации.
Показателями высокой засушливости в среднем и позднем де¬воне в Восточной Европе, Сибири и на Китайско-Корейской плат¬форме были не только типичные аридные красноцветы, слои ка¬менной соли и гипса, разнообразные сульфатно-карбонатные осад¬ки, пролювиальные и эоловые фации, но и наличие на поверхнос¬тях микрослоистых песчаников и доломитов следов усыхания и выделения кристаллов гипса и соли. Толщи каменной соли известны в Припятской, Днепровско-Донецкой и Московской впадинах. В связи с нарастанием трансгрессии аридность ослабевает и за¬сушливость становится сезонной. Именно в результате господства такого климата образовались весьма пестрые по составу толщи, когда сульфатно-эвапоритовые слои многократно сменяются пач¬ками органогенных известняков, а на.приморских низменностях аридные красноцветы переслаиваются с толщами каолинитовых глин, сидеритами и шамозитовыми рудами.
На ослабление аридности в Казахстане указывает появление красноцветов аллювиального и озерного происхождения, в кото¬рых присутствуют прослои тонких и хорошо отсортированных кварц-аркозовых песков.
Аридные красноцветы, сульфатно-карбонатные и эвапорито-вые осадки были широко распространены в Сибири. В Тунгусской впадине и Хатангском прогибе в лагунно-континентальных услови¬ях формировались красноцветы со слоями доломитов, гипсов, ан-гидритов каменной и калийных солей. Широко развиты эвапори-ты в Вилюйской впадине.
В связи с нарастанием увлажнения в конце девона в Восточной Сибири появляются слои, обогащенные гидроксидами железа и оксидами марганца. Среди континентальных пестроцветных тер-ригенных толщ залегают пласты кварцевых песчаников и алевро¬литов и горизонты с конкрециями сидерита и фосфоритов.
На значительных пространствах Южно-Американского, Афри¬канского и Австралийского континентов господствовали аридные тропические условия. В этих условиях здесь формировались конти¬нентальные гипсоносные и карбонатные красноцветы, сульфат¬но-карбонатные и эвапоритовые толщи. Лишь в некоторых райо¬нах Гондваны, в частности на юге Южной Америки и Австралии, в раннем девоне господствовали гумидные условия. Здесь были широко распространены мономиктовые и олигомиктовые толщи, нередко содержащие остатки влаголюбивых растений. Глины в основном каолинитового состава.
На протяжении всего девона гумидный климат господствовал на крайнем северо-западе Северо-Американского континента, на Урале, на юге и северо-востоке Азии, на северо-востоке Африки. Во всех перечисленных регионах в морях накапливались рифоген-ные известняки, располагались рифовые массивы, а мелковод¬ные участки все время сохраняли нормальную соленость морских вод. Континентальные осадки представлены сероцветными тол¬щами, обогащенными каолинитом. Много остатков папоротнико¬вых, имеются прослои угля, в частности на Аляске, в Канадском Арктическом архипелаге. Углистые сланцы известны на Тимане, в Юго-Восточной Азии.
По режиму увлажнения в Евразии удается выделить и область с переменным увлажнением. Такой климат господствовал в Лаврус-сии, Казахстане и Сибири.
1 Экваториальные условия были свойственны Тиману, Уралу Алтае-Саянской области и Южному Китаю. На Северо-Американ¬ской платформе экваториальные условия предположительно су¬ществовали на юге США и на севере Мексики, а в Австралии — в ее северо-восточной части.
Регрессия в раннем девоне, когда возникло множество изоли¬рованных и полуизолированных бассейнов, способствовала обособлению фаунистических комплексов. В среднем и позднем дево¬не общение между морями стало более свободным и разница между комплексами организмов стала менее заметной.
На территории Евразии выделяется Урало-Тяньшанская про¬винция, соответствующая экваториальному поясу. Она характери¬зовалась развитием кораллово-строматопоровых рифов, много¬численными скоплениями брахиопод. В тропических условиях раз¬вивалась фауна Арденно-Рейнской, Салаиро-Алтайской провин¬ций, а в несколько более умеренных условиях — комплексы Арк¬тической провинции. Последняя, охватывая Таймыр и Верхояно-Чукотский регион, протягивалась на территорию Аляски.
Во всех перечисленных провинциях отсутствуют крупные ри¬фовые постройки, меньше кораллов, однообразнее видовой и родовой состав другой фауны. В конце среднего девона обосо¬бившаяся Алтае-Саянская провинция имела тесную связь с Мон¬голо-Охотской и Китайской провинциями. На протяжении всего девона существовала Джунгаро-Балхашская провинция и только в позднем девоне обособилась Восточно-Европейская. Кроме пе-речисленных выделяются Кордильерская, Аппалачская, Ав¬стралийско-Новозеландская и Мальвино-Кафрская провинции. Последняя охватывала территорию Южной Америки и юг Аф¬рики.
Перечисленные провинции характеризуются развитием энде¬мичных родов и видов, а временами и семейств брахиопод, ко¬раллов и строматопор.
12.5. Полезные ископаемые
Специфика палеогеографических и палеотектонических усло¬вий предопределила формирование и локализацию экзогенных по¬лезных ископаемых. В зонах влажного климата формировались са¬мые древние в истории Земли угольные пласты. Месторождения этого возраста известны на острове Медвежий в Норвегии, на Тимане и северо-востоке Кузнецкой впадины (Барзас). На Тимане распространены битуминозные сланцы. Девонский возраст имеют важные нефтегазоносные горизонты Волго-Уральской и Тимано-Печорской областей, Припятского прогиба, месторождений Ка¬нады, США, Амазонской впадины и Сахары.
Осадочные месторождения железных руд известны в Татарии, на Урале, в Аппалачах, Испании, Турции. Месторождения девон¬ских бокситов формировались на восточном склоне Северного и Южного Урала и на Тимане.
В зонах аридного климата накапливались мощные толщи ка¬лийных солей. Наиболее крупные месторождения их имеются в провинции Саскачеван в Канаде и в Белоруссии.
С вулканическими проявлениями девонского возраста связаны залежи медно-колчеданных руд восточного склона Урала и север¬ного склона Большого Кавказа, преобладающая часть колчедано-пол и металлических месторождений Рудного Алтая; железомарган-цевых и свинцово-цинковых месторождений Атасуйского района Центрального Казахстана. К умеренно кислым интрузиям приуро¬чены железные руды гор Благодать и Высокая на Урале, которые в настоящее время полностью выработаны, месторождения Те-миртау в Казахстане и Тельбес на юге Сибири.
В девонском периоде образовалась большая часть алмазоносных кимберлитовых трубок Сибирской платформы и Архангельской области (северо-восток Восточно-Европейской платформы).
Девонский период был одним из переломных в истории Земли (рис. 12.4). Он завершил ранний и начал поздний палеозой. Рубеж силура и девона совпадает с кульминацией каледонского орогенеза, создавшего Североатлантический пояс каледонид, спаявший Лаврентию и Балтию и создавший новый мегаконтинент Лавруссию. Это явилось первым ша-гом к образованию Вегенеровской Пангеи, или Пангеи-Н. Каледонская эра завершилась акадско-лигарийско-тевобесским орогенезом в среднем девоне. В позднем девоне, начинающем герцинскую эру, ряд платформ — Восточно-Европейская, Баренцево-Печорская, Сибирская, Южно-Аме¬риканская, Африканская и Австралийская — испытали рифтогенез, со-провождавшийся вулканизмом, преимущественно щелочно-базальтовым, а в Восточной Европе и Восточной Сибири — образованием алмазонос¬ных кимберлитовых трубок.
Климат на протяжении девонского периода был теплым или даже жарким, аридным или влажным. В морях появились многочисленные ра¬кообразные, рыбы, а на суше — обильная растительность, включая па¬поротники. Завершился девонский период бретонско-элсмирской фазой орогенеза, первой в герцинской эпохе тектогенеза.
Гл а в а 13 КАМЕННОУГОЛЬНЫЙ ПЕРИОД
Каменноугольная, или карбоновая, система выделена англий¬скими геологами У. Конибиром и У.Филлипсом (1822) в Запад¬ной Европе. Современный ее объем установлен А.Седжвиком и Р.Мурчисоном (I839). Свое название система получила по нали¬чию в ее составе большого количества пластов каменного угля. Каменноугольный период начался 359—355 млн лет назад и за¬вершился 295 (298) млн лет назад, т.е. его продолжительность около 55 млн лет.
13.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
Подразделение каменноугольной системы на отделы и ярусы в различных странах проведено по-разному ввиду больших отличий в геологической истории и в составе отложений. В Англии, Бель¬гии, Франции и Германии карбон делится на два отдела. Это обус-ловлено тем, что нижняя часть системы представлена морскими отложениями, а верхняя — континентальными. Двучленное деле¬ние каменноугольная система имеет также на территории Север¬ной Америки, где выделены две самостоятельные системы — мис-сисипская и пенсильванская, но это предложение было отклоне¬но Международным конгрессом по геологии карбона (1958), а Международная стратиграфическая комиссия согласилась рассмат¬ривать их как подсистемы карбона.
Во многих регионах России и сопредельных государств ка¬менноугольная система целиком представлена морскими отложе-| ниями с богатым комплексом ископаемых остатков. Детальное изучение фаунистических комплексов и их распределения по раз¬резу позволило выделить в ее составе ряд ярусов, которые полу-.: чили международное признание (табл. 13.1). Но за двумя нижними ярусами сохранены их западноевропейские наименования.
Согласно предложению французских стратиграфов, граница между нижним — динантским и верхним — силезским отделами проводится между визейским и серпуховским (намюрским) яруса¬ми, а в России между серпуховским и башкирским. Эти различия связаны с тем, что западноевропейская шкала отражает распро¬странение в нижнем карбоне, вдинанте, карбонатных фаций, кото¬рые протягиваются от Британии через Францию и Бельгию в Гер-манию, и развитие в верхнем карбоне, в силезском отделе, в част¬ности в Силезии, обломочных образований с возрастающей степеннью угленосности. Широкое распространение морских отложений и обилие фауны в России обусловили построение детальной биостра-тиграфической шкалы карбона с выделением не двух, а трех отде¬лов. На состояние американской схемы деления карбона повлияло резкое отличие между морским, в основном карбонатным, мисси-сипием и паралическим угленосным пенсильванием. Эта граница совпадает с границей раннего и среднего карбона в России.
Турнейский ярус получил название от горы Турне в Бельгии. Он был выделен К.Конинком (1842). Ярус слагается известняками, содержащими большое количество гониатитов, присутствует много фораминифер.
Визейский ярус назван по горе Визе в Бельгии, выделен К.Дю-роком (1882). Визе является верхним ярусом динантского отдела Западной Европы или средним ярусом нижнего карбона России. В стратотипическом разрезе выражен известняками, в которых обильно представлены гониатиты, фораминиферы и конодонты.
Стратотипической местностью серпуховского яруса является центральная часть Восточно-Европейской платформы. Свое наз¬вание ярус получил в 1890 г. от г. Серпухова по предложению С. Н.Никитина как эквивалент нижнего намюра. Длительное вре¬мя геологи пользовались западноевропейской шкалой и лишь в 1974 г. самостоятельный серпуховский ярус был восстановлен в стратиграфической шкале. В стратотипическом районе он включа¬ет тарусский, сташевский и протвинский горизонты, представ¬ленные карбонатно-терри генным и породами с остатками фора¬минифер, брахиопод, конодонтов, по которым проводится зо-нальное деление.
Башкирский ярус был установлен С.В.Семихатовой (1934) в Горной Башкирии, где в нем имеются обильные остатки аммоноидей. В состав башкирского яруса входят краснополянский, севе-рокельтменский, прикамский, черемшанский и мелекесский го¬ризонты. В известняках, мергелях и известковистых песчаниках наряду с аммоноидеями встречаются брахиоподы, кораллы и фо¬раминиферы.
Московский ярус был установлен С. Н. Никитиным (1890) в Под¬московье. Необходимо отметить, что впервые это название было предложено еще Р. Мурчисоном для известняков с остатком бра-хиопод карбона, широко распространенных в Подмосковье.
На основании обильной и разнообразной фауны проведено детальное расчленение московского яруса. В качестве синонима этого яруса в Западной Европе в 1893 г. предложен вестфальский ярус, содержащий обильные остатки флоры. Долгое время назва¬ние «московский ярус» относилось ко всему среднему отделу кар-
бона. Ярус слагается известняками и на основании фаунистиче-ских комплексов разделяется на четыре горизонта: верейский, ка¬ширский, подольский и мячковский. Наряду с брахиоподами встре¬чается большое количество аммоноидей, фораминифер и коно-донтов.
Касимовский ярус является синонимом тегулиферового гори¬зонта. В качестве самостоятельного горизонта он был установлен В.М.Даныииным (1947). В том же году Г.И.Теодорович предло¬жил перевести его в ранг яруса, что и было сделано решением Межведомственного стратиграфического комитета в 1985 г. В стра-тотипической местности в Подмосковье касимовский ярус разде¬ляется на кревякинский, хамовнический, дорогомиловский и яуз¬ский горизонты. Все они слагаются известняками, мергелями и известковистыми песчаниками, содержащими обильные комплек¬сы фораминифер.
В конце XIX в. С. Н. Никитин в качестве самостоятельного вы¬делил и гжельский ярус (от города Гжель в Подмосковье). В извест¬няках присутствуют аммоноидей, фузулиниды и брахиоподы,
В западно-европейской шкале в составе верхнего карбона вы¬деляют намюрский, вестфальский и стефанский ярусы. Намюр-ский ярус отвечает серпуховскому и трем нижним горизонтам баш¬кирского яруса. Вестфальский соответствует верхней половине башкирского и московскому ярусам, а стефанский ярус — каси¬мовскому и гжельскому. Для морских отложений среднего и верх¬него карбона повсеместно в мире, кроме Северной Америки, при-меняется деление, разработанное в России.
Некоторые разрезы каменноугольных отложений представле¬ны на рис. 13.1.
13.2. Органический мир
В составе органического мира каменноугольного периода силь¬но снижается роль древне палеозойских форм. Еще задолго до на¬ступления периода вымирают древнейшие представители назем¬ной флоры — риниофиты. В начале карбона вымирают последние граптолиты, полностью теряют свое значение трилобиты и гигант¬ские раки, снижается численность наутилоидей. На смену некогда юсподствующим группам пришли иные отряды и классы расти¬тельного и животного царств. Наиболее примечательной чертой каменноугольного периода является пышное развитие древесной наземной растительности, покрывавшей все континенты. Важная особенность — появление в середине периода новой группы на¬земных позвоночных — пресмыкающихся.
Органический мир морей в этот период очень своеобразен, хотя в его составе продолжали существовать все те типы животных, что и в более ранние периоды. Широким развитием стали пользо¬ваться фораминиферы, в частности фузулиниды, замковые бра-хиоподы, гониатиты, четырехлучевые кораллы, мшанки, морские лилии и древние морские ежи. Несмотря на кажущееся сходство с девонскими организмами, во всех перечисленных группах про¬изошло значительное обновление состава семейств, родов и ви¬дов. Различные органические остатки изображены на рис. 13.2.
Одной из наиболее важных и характерных групп беспозвоноч¬ных животных являлись крупные фораминиферы со сложнопост-роенной спиральнозавитой раковиной, относящиеся к семейству фузулинид (Fusulina, Triticites). Фузулиниды в каменноугольных отложениях встречаются в массовом количестве, являются поро¬дообразующими и имеют большое стратиграфическое значение.
Широко распространены замковые брахиоподы, хотя по срав¬нению с девонским периодом количество родов несколько сокра¬тилось. Резко изменился их родовой и видовой состав. Преобла¬дали спирифериды Unispirifer, Spirifer, Choristites, Neospirifer и осо¬бенно продуктиды — Avonia, Buxtonia, Ovatia, Dictyoclostus, в ос¬новном их крупные представители. Причем некоторые из них, в частности Gigantoproductus, достигали размеров до 40 см.
Продолжали развиваться агониатиты и гониатиты. В начале пе¬риода они были немногочисленны, но с середины карбона их количество и разнообразие заметно увеличились. Гониатиты про¬должали эволюционировать, что отразилось в усложнении лопаст¬ной линии и скульптуры раковины. Гониатиты, так же как и фу¬зулиниды, являются важнейшими группами, используемыми для дробного стратиграфического расчленения каменноугольных отло¬жений. Карбон был также временем расцвета четырехлучевых ко¬раллов. Распространены как одиночные {Caninia, Amplexus), так и колониальные (Lonsdaleia, Lithoslrolion, Petalaxis) формы. Послед¬ние вместе с хететидами, табулятами и мшанками участвовали в рифовых постройках.
Существенное значение в каменноугольной фауне имели игло-кожие. В начале карбона вымирают последние представители древ¬ней группы стебельчатых иглокожих (карпоидеи, цистоидеи, те-коидеи), зато большое развитие получили морские ежи, морские лилии и бластоидеи. В морях были достаточно широко представ¬лены губки, остракоды, конодонты, гастроподы и двустворчатые моллюски. Причем последние населяли и пресноводные бассейны. Довольно много гастропод с плоскозавитыми раковинами — Beilerophon, Euomphalus.
Из членистоногих большое распространение получили насеко¬мые. Это скорее всего было связано с пышным расцветом назем¬ной растительности. Насекомые представлены подклассом древ-некрылых Palaeoptera, которому из современных насекомых при¬надлежат стрекозы и поденки. В каменноугольном периоде насе¬комые были единственными представителями летающего живот¬ного мира. Не встречая врагов и конкурентов, они могли свобод¬но развиваться и нередко достигали гигантских размеров. Напри¬мер, Protophasma dumasii имела размах крыльев 70 см.
К началу каменноугольного периода резко сокращается ко-i личество панцирных рыб, а преобладают лишенные внешних кост-1 ных покровов акулоподобные хрящевые рыбы. Кроме них в карбо¬не известны земноводные — стегоцефалы. Одни из них напомина¬ли ящериц, другие — змей и крокодилов. Все они обитали в сы-а рых лесах, болотах и замкнутых водоемах.
В середине периода появились первые рептилии — пресмыкаю¬щиеся. К ним принадлежали котилозавры, у которых тело было покрыто ороговевшей кожей. В отличие от земноводных этим жи¬вотным для размножения уже не требовалась водная среда. Они откладывали яйца, защищенные известковой раковиной, в укром¬ных местах суши. Среди пресмыкающихся были хищные, расти¬тельноядные и насекомоядные представители.
Каменноугольный период знаменует собой начало совершен¬но нового этапа в развитии растительности. Группы растений, поя¬вившиеся в девоне, в карбоне получили свое дальнейшее разви¬тие. Основной фон растительного покрова составляли древовид¬ные, плауновидные, членистостебельные, папоротники, птери-доспермы и кордаитовые (рис. 13.3).
Плауновидные — наиболее распространенные растения карбо¬на, типичными представителями которых были своеобразные ра¬стения — лепидодендроны. Некоторые из них достигали высоты 30 — 40 м, имели толстые стволы и сильно разветвленную крону. Высокие прямые, лишенные ветвей стволы достигали в попереч¬нике 1-2 м, лишь в своей верхней части дихотомически развет¬влялись, образуя густые кроны. Стволы лепидодендронов были густо усеяны мелкими листьями, которые отпадали, оставляя после себя своеобразную чешуйчатость.
Другой не менее важной группой каменноугольных споровым растений были папоротники. Большую роль среди них играли круги ные древовидные формы со сложными сильно расчлененный перистыми листьями.
Широко распространенной группой наземных споровых расте-i ний являлись каламиты и клинолисты — древовидные растений! родственные современным хвощам. Большое значение приобрели примитивные голосеменные папоротникообразные — птеридош пермиды — Neuropteris, Pecopteris. Они размножались семенами, способность пережидать засушливые времена года давала им пре¬имущество в заселении удаленных от морских побережий участ¬ков суши. Особую группу голосеменных папоротникообразных составляли кордаиты, появившиеся в конце раннего карбона. Они обладали крупными линейно вытянутыми или ланцетовидными листьями с почти параллельным жилкованием. В это же время по¬явились первые хвойные, а в самом конце карбона — гинкговые.
13.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
В течение раннего карбона усиливается продвижение Гондва-ны к северу и ее сближение с Лавруссией (рис. 13.4). В районе Иберийского полуострова и западного Магриба они почти прихо¬дят в соприкосновение, а западнее ширина океанского бассейна, отделяющего Западную Гондвану от Северной Америки, сокраща¬ется до 600 — 800 км. Происходит все это несмотря на то, что Лав-руссия также смещается к северу, поворачиваясь при этом по ча¬совой стрелке, и сближается с Гипербореей и Сибирью. Первое приводит уже в начале эпохи к полному закрытию Иннуитского бассейна на всем его протяжении, включая Аляску и Чукотку с] островом Врангеля, и завершению элсмирского орогенеза. Второе имеет своим следствием резкое, на 2 000 км сокращение ширины Палеоазиатского океана и особенно его Уральского краевого бас¬сейна, на юге которого к концу эпохи произошло также сильное сближение Казахстании с краем Восточно-Европейского континен¬та. При этом на западной окраине Казахстании возник краевой вулканоплутонический пояс. Другой такой же пояс образовался вдоль восточной и северо-восточной периферии Казахе ко-Киргиз¬ского континента, со стороны Туркестанского и Джунгарского бассейнов. Подобные пояса возникли и на противоположной стр-4 роне Центрально-азиатского бассейна, в юго-восточном обрам¬лении Сибирского континента и Центрально-монгольского микро¬континента.
Таримский и Китайско-Корейский континенты, находившие-'' ся далее к востоку, также стали сближаться с Сибирью и Централь¬ной Монголией. Все это предваряло грядущее закрытие Палеоази-j атского океана.
Между тем в Западной Европе в раннем карбоне произошло! заполнение осадками и началось смятие в складки и надвиги Сак4 сотюрингского, а затем Реногерпинского и Южно-Португатьского прогибов европейских герцинид с заложением в конце эпохи пе-'' редового прогиба перед их надвиговым фронтом. Аналогичный процесс развивается в Северной Америке перед Южными Аппала¬чами и их юго-западным продолжением (Уачита, Маратон). Одно¬временно в теле Лавруссии, главным образом в пределах каледон¬ского пояса, спаявшего ранее Северную Америку и Восточную Европу, а также Гиперборею, развиваются сдвигово-раздвиговые смешения и порожденные ими впадины, заполняемые обломочны¬ми осадками и основными вулканитами повышенной щелочнос¬ти; местами в них проникают морские воды.
Более древние и устойчивые части Лавруссии, отвечающие Северо-Американской и Восточно-Европейской платформам, испытывают после регрессии в начале эпохи трансгрессию с на¬коплением преимущественно карбонатных отложений. В конце эпохи наступает новая регрессия. В реликтовых морях формиро¬вались эвапориты и терригенно-эвапоритовые осадки, а позднее уже в континентальных условиях — красноцветы. В ряде мест про¬исходило накопление угленосных толщ. На западной активной окраине Лавруссии, в Кордильерском поясе, заканчивался ант-лерский орогенез, а западнее продолжали существовать окраин¬ные моря и вулканические дуги.
В пределах орогенного пояса протекали процессы складкооб¬
разования и метаморфизма. Между горными массивами распола¬
гались узкие прогибы, в которых в морской обстановке формиро¬
вались карбонатно-терригенные и флишевые толщи. На севере
Кордильерский орогенный пояс смыкался с Иннуитским. В юж¬
ной части Кордильер началось заполнение флишевыми толщами
глубоководной области, отделявшей вулканическую дугу Кламат
от материка. В средней части сегмента сохранилась глубоководная
обстановка с маломощным осадконакоплением, а на севере, там
же в условиях больших глубин, начали формироваться спилито!
кремнистые и сланцевые комплексы. Они распространены на юге
и юго-востоке Аляски и располагаются на коре океанского типа!
Их мощность составляет около 4 км. г
В отличие от Западной Лавруссии на территории Восточно-Ев¬ропейской платформы в раннем карбоне площадь морского осад-J конакопления по сравнению с девоном увеличилась. Глубина моря возросла, а соленость стала нормальной. Преобладало карбонат-, ное осадконакопление. Повышенная соленость морских вод сохранилась только в Печорском бассейне, где наряду с карбона! тами осаждались эвапориты. В прибрежных частях бассейнов на¬капливались глинисто-песчаные осадки, которые сменялись кон-; тинентальными песками и угленосными толщами. В центральной части Прикаспийской впадины сохранялись установившиеся euil в позднем девоне глубоководные условия, а по южной и югов восточной периферии бассейна по-прежнему протягивался пояс крупных карбонатных платформ. Спокойная обстановка сохрани лась до артинского века ранней перми включительно.
Сибирский континент охватила регрессия, а его северо-восточ-1 ная, Верхояно-Колымская, пассивная окраина с середины ниш зейского века была вовлечена в интенсивное погружение с на коплением мощного верхоянского комплекса терригенных осаш ков, которое продолжалось затем до юрского периода включим тельно.
Почти полная регрессия произошла в Тунгусском бассейне, и только в самом конце раннего карбона в его северо-западную часть проникло море. В условиях нормальной солености в нем осажда¬лись карбонаты. В центральных районах платформы располагались крупные пресноводные бассейны, в которых отлагались пески, алевриты и глины. Произошло расширение Вилюйского бассейна. Здесь в лагунно-континентальных условиях формировался карбо-натно-терригенный комплекс, обогащенный гипсами и ангидри¬тами. Остальная часть платформы представляла собой равнину.
Восточнее располагались отколовшиеся от Сибири микроконти¬ненты; на них происходили излияния базальтов и отчасти кислых лав. Еще восточнее намечается существование вулканической дуги, а за ней — океанского пространства. Океанские условия господст¬вовали на площади Камчатки, Сахалина, Сихотэ-Алиня, Япон¬ских островов и южнее вдоль окраин Южно-Китайского и Индо-синийского континентов. Китайско-Корейский и Таримский кон-тиненты оставались поднятыми выше уровня океана, а Южно-Китайский континент, Синобирманский и Индосинийский мик¬роконтиненты испытывали слабое погружение. Наряду с карбона¬тами и карбонатно-терригенными морскими осадками здесь дос¬таточно широко были распространены угленосные.
Палеотетис, почти замкнувшийся в Западном Средиземномо¬рье, резко расширялся к востоку, сливаясь здесь с Палеопацифи-ком. Его южная, гондванская, окраина оставалась пассивной, а северная — активной. Здесь существовала сложная, меняющаяся по простиранию обстановка с островными дугами, микроконти¬нентами и отгороженными ими окраинными морями. Таджик¬ский- микроконтинент на севере и на юге испытал рифтинг с но-вообразованием коры океанского типа (офиолиты Южного Гис-сара и Северного Памира).
Гондванский суперконтинент почти целиком представлял со¬бой область поднятий. Только в Северной Африке, северо-вос¬точной Бразилии и местами в Австралии продолжалось конти-нентальное или мелководно-морское осадконакопление. Авлако-ген Амадиес в Австралии закончил свое развитие деформациями сжатия.
Западная, андская и восточная, тасманская, окраины Гондва-ны продолжали развиваться в активном режиме. Он был преимуще¬ственно орогенным в Андокском поясе, а в Тасманском к востоку от Лахланского орогена и краевого вулканоплутонического пояса располагались окраинное море и вулканическая дуга. Ороген су¬ществовал, видимо, и на антарктической окраине Гондваны.
В среднем-позднем карбоне тенденция к сближению континен¬тальных масс усиливается, приводя в конце карбона к столкнове¬нию Западной Гондваны с североамериканской и североевропей¬ской частями Лавруссии и Казахстании с ее северным погребен¬ным под Западной Сибирью продолжением — с Восточной Евро¬пой (рис. 13.5). Теперь их разделяют лишь узкие передовые проги¬бы, заполняемые флишем или молассами. Они сопровождают но-вые мощные орогенные пояса — Уачита, Аппалачский, европей¬ских герцинид, Урало-Южнотяншанско-Джунгарский. Их становле¬нию сопутствует внедрение крупных плутонов гранитоидов. Главные импульсы сжатия, их создавшие, приходятся на конец ранне¬го — начало среднего карбона (судетская фаза, которой предшест¬вовала внутривизейская — саурская, по принятой у нас термино¬логии), на средний карбон и его границу с поздним (астурийская эпоха). В тыльной части орогенов образуются межгорные молассо-вые впадины. Огромное экономическое значение, особенно в про¬шлом, имела богатая промышленная угленосность полосы север¬ных передовых прогибов европейских герцинид, протянувшаяся от Южного Уэльса через Северную Францию, Бельгию в Герма¬нию — Рурский бассейн и далее в Польшу и Чехию — Селезский бассейн, давший свое название верхнему отделу западноевропей¬ского карбона. *
В Палеоазиатском океане пока еще сохраняется глубоководный центральный бассейн — Обско-Зайсано-Южномонгольский с вос¬точным продолжением в Китае. Другой остаточный бассейн того же океана — Монгол о-Охотский — отделен от первого полосой микроконтинентов (Керулен-Аргунский, Буреинский). Оба они открываются на востоке в Палеопацифик. Герцинский ороген Ал¬тая и Центральной Монголии протягивается в северном обрам¬лении этих бассейнов и в южном — Сибирского континента. Ка¬захско-Киргизский и Сибиро-Северо-Монгольский континенты окаймляются вулканоплутоническими поясами — свидетелями продолжающейся субдукции под них коры прилегающих океан¬ских бассейнов.
С течением времени размеры Палеоазиатского океана сокра¬щаются. Особенно интенсивные поднятия происходили в его ураль¬ской части, где стали расширяться размеры островов. Состав от¬ложений в прогибах стал более пестрым. Постепенно возрастает роль континентальных фаций, дальнейшее развитие получает ос-1 роводужный вулканизм. Глубоководные прогибы с маломощным глинистым осадконакоплением и иногда с подводными излия¬ниями базальтов сохраняются на Северном Урале.
На западе Южного Урала происходило быстрое заполнение ранее глубоководного прогиба турбидитами (флиш) и органоген¬ными карбонатами. Широкое развитие карбонаты получили на Полярном Урале и Новой Земле. Вулканические извержения ост-роводужного характера свойственны восточным регионам Сред¬него и Южного Урала. В этих же районах располагались рифовые массивы. Временами территории осушались, и тогда накаплива¬лись озерно-болотные песчано-глинистые, в том числе и угленос¬ные, толщи. С востока Уральский бассейн ограничивался Казах¬станской Денудационной равниной.
Во второй половине карбона сравнительно глубоководные ус¬ловия сохранились только на Новой Земле, где распространены карбонатно-терригенные комплексы и пелиты глубокого шельфа. Практически вся территория Урала интенсивно воздымалась. Межгорные впадины, покинутые морем, стали ареной накопления грубообломочных моласс.
Завершается развитие Центральноазиатского пояса. В юго-за¬падной части Обь-Зайсанской системы и в Монголо-Амурской области еще формировались глубоководные кремнистые толщи и происходил базальтовый вулканизм. В конце карбона здесь уже преобладал островодужный вулканизм и осаждались граувакки.
В Джунгаро-Балхашском регионе и ряде других районов Сред¬ней Азии происходил активный наземный вулканизм. Сильные поднятия характерны для Куньлуня и Циньлинской системы. Под¬нятия сопровождались активным вулканизмом, метаморфизмом и тектоническими деформациями. Межгорные прогибы были за-: няты сообщающимися между собой морями.
Лавруссия подверглась раскалыванию вдоль арктическо-севе-роатлантической полосы каледонид с образованием целой сис¬темы рифтовых грабенов. Эти процессы растяжения распро¬странились и на Иннуитскую складчатую систему, где благодаря им образовался наложенный Свердрупский бассейн, просуще¬ствовавший до мелового периода включительно. Рифтогенез зат¬ронул южную часть американской половины Лавруссии, где воз¬никла сложная субширотная горстово-грабеновая система Апча-то — Древних Скалистых гор. На западной, кордильерской, пе-| риферии Лавруссии происходило нивелирование антлерской ] складчатой системы, а далее к западу сохранялась обстановка типичной активной окраины с окраинными морями и вулка¬ническими дугами.
С началом Пенсильвания на обширной территории Мидконти-j нента, расположенного между Кордильерами и Аппалачами к югу! от Канадского щита, установилась обстановка низменной равни-1 ны, периодически заливавшейся морем. Здесь, в основном в унас-чГ ледованных от более ранних эпох впадинах-синклиналях Мичи*| ган, Иллинойс и более западных, а также Предаппалачском про*! гибе накопились мощные толщи паралической угленосной фор-Г мации и они превратились в каменноугольные бассейны. Угленос* ная формация была построена строго циклически и отдельные циклы прослеживаются на расстоянии в сотни километров.
В Восточно-Гренландском и Аппалачском орогенах продолжав лись поднятия. Снесенный с горных массивов обломочный мате-j риал отлагался в межгорных впадинах. Мощность моласс достига-] ет 5 км. Наряду с грубообломочными отложениями присутствуют угленосные.
В пределах Кордильерского орогенного пояса возникли протя-1 женные участки суши, разделенные глубокими прогибами. В ш следних осаждались карбонатные и терригенные осадки.
В ряде других районов на окраинах Лавруссии продолжали су*) шествовать глубоководные бассейны. Интенсивные вулканические извержения в течение среднего и позднего карбона происходили на островных дугах Кламат и Александра.
В среднем и позднем карбоне на Восточно-Европейской плат¬форме сохранился крупный морской бассейн, в котором продол¬жали осаждаться карбонатные осадки.
В позднем карбоне в Среднем Поволжье и Западном Притима-нье широкое распространение получили гипсы и ангидриты. Весьма своеобразные условия существовали в Днепровско-Донецкой впа¬дине, где формировался терригенный комплекс. В пределах До-нецкого бассейна накопление прибрежных осадков многократно сменялось накоплением дельтовых и пойменных, среди которых имеются многочисленные угольные пласты. Мощность угленосной толщи в Донбассе составляет около 4 км.
Сибирский и Китайско-Корейский континенты испытывали частью слабые поднятия, частью слабые же относительные по¬гружения с накоплением угленосных осадков. На Тариме пре¬обладали поднятия; как и Синокорея, он находился еще на зна¬чительном удалении соответственно от Казахстании и Сибири, хотя и стал к ним приближаться, Южно-Китайский континент был покрыт мелким морем.
В среднем и позднем карбоне размеры Сибирского континента увеличились за счет присоединения завершившего орогенное раз¬витие Алтае-Саянского региона. За исключением Таймыра, где располагался морской бассейн, вся западная и юго-западная час¬ти Сибирской платформы представляли собой озерно-аллювиаль-ную низменность, в которую неоднократно вторгалось море. На приморской низменности отлагались песчано-глинистые осадки, обогащенные органическим веществом. В наиболее заболоченных участках формировались мощные угленосные толщи (Кузнецкий и Тунгусский бассейны).
В осевой части Верхояно-Колымской области в среднем и позд¬нем карбоне находился глубоководный прогиб, в котором на¬капливались глинистые толщи, а на его западном склоне и шель¬фе, примыкавшем к Сибирской платформе, формировались пес¬чано-глинистые толщи. На Колымо-Омолонском мироконтинен-те в наземных условиях продолжались излияния базальтов.
Палеотетис, испытавший полное замыкание в Западном Сре¬диземноморье, все шире раскрывался на востоке, но его северное обрамление, включавшее Динариды, Карпаты, Балканиды, Крым, Большой Кавказ, Гиндукуш, Северный Памир, Куньлунь и Цинь-лин, в полной мере было охвачено герцинским орогенезом со всеми сопутствующими явлениями — региональным метамор¬физмом, орогенным интрузивным и эффузивным магматизмом, надвигами и шарьяжами. В основном это было следствием столк¬новения с южной окраиной Восточной Европы Тарима и Сино-кореи, приплывших с юга микроконтинентов — отторженцев Гондваны — Адриатического, Анатолийского, Закавказского, Цент¬рально-иранского, Центрально-афганского и др. В их тылу, т.е. еще южнее, начал раскрываться новый океанский бассейн — ме¬зозойский Тетис — Мезотетис.
Гондванский суперконтинент в общем еще сохранял свое един¬ство, на северо-западе сомкнувшись с Лавруссией и тем самым положив начало становлению той Пангеи, о которой еще в 1912 г. впервые писал А. Вегенер. Но в конце карбона в южной половине Африки и в Индостане началось его раскалывание с образовани¬ем системы грабенов, в которых накапливались продукты ледово¬го разноса — базальные слои комплекса Кару (Африка) или гонд-1 ванского комплекса (Индостан). В Австралии продолжал разви¬ваться рифтовый грабен Фицрой. Покровно-ледниковые отложе-ния известны также на юге Аравии, в Антарктиде и Южной Аме-j рике, что свидетельствует об огромных масштабах оледенения, начавшегося на востоке Австралии еще в конце раннего карбона. Это оледенение должно было вызвать значительное эвстатическое понижение уровня океана, но оно ощущается далеко не везде. В Южной Америке накоплению ледниковых образований предше¬ствовало довольно широкое отложение мелководно-морских и лагунных осадков во всех основных впадинах, причем эти погру¬жения захватили и Андский пояс.
В Северной Америке паралическое осадконакопление распро¬странилось на всю южную половину платформы. Но в Северной Африке нарастает регрессия, площадь осадконакопления сокра¬щается, морские осадки сменяются континентальными, авлако-ген Угарты испытывает складчатость и инверсию, происходит тектоническая дифференциация на крупные поднятия и впадины и все это под явным воздействием герцинских деформаций на севере, в Средиземноморском поясе.
Австралия и Антарктида также характеризуются преобладанием поднятий, хотя их интенсивность в Лахланском орогенном поясе значительно снижается, зато сам пояс расширяется к востоку.
13.4. Климатическая и биогеографическая зональность
В раннем карбоне господствовал влажный тропический климат. Об этом свидетельствуют широкое распространение оолитовых, органогенных и высокомагнезиальных хемогенных известняков и доломитов, угленосных отложений, бокситов, разнообразных кор выветривания и весьма теплолюбивый состав морской и назем¬ной фауны и флоры (рис. 13.6). Высокие значения температур по¬лучены изотопным и магнезиальным методами по скелетным кар-бонатам. В США средние температуры среды обитания брахиопод составляли 25 — 30 °С, в Закавказье 20—24, на Урале 22 — 24 °С.
В Северном полушарии аридные условия господствовали в цен¬тральной части Северо-Американского материка, на юго-востоке Восточной Европы, на западе Средней Азии и в Казахстане, где известны эвапоритовые и карбонатно-гипсоносные отложения и распространены континентальные гипсоносные и карбонатные красноцветы. Существование южного аридного пояса намечается по распространению гипсоносных и карбонатных красноцветных отложений в Южной Америке, в северной части Африки и на северо-западе Австралии.
Экваториальные влажные условия господствовали на юге США, в Мексике и Центральной Америке, где развиты угленосные и бокситоносные образования и широко распространены озерно-болотные фации, коры выветривания, а в осадочных породах за¬ключены хорошо сохранившиеся остатки растений. Условия эква¬ториального климата господствовали также в Западной Европе и на Восточно-Европейской платформе. В этих районах происходило интенсивное угленакопление, были развиты коры выветривания латеритного профиля, распространены фации обильно увлажнен¬ных ландшафтов, формировались карбонатные и бокситоносные отложения, а фауна и флора представлены исключительно тропи¬ческими формами.
Влажные тропические условия характерны для значительной части континентов Северного и Южного полушарий. На Северо-Американском континенте тропические условия с равномерным и обильным увлажнением существовали на севере США и в Кана¬де. Аналогичные условия были характерны для Сибирского кон* тинента, северо-востока России, Монголии, Китая и восточной части Палеотетиса.
Периодические изменения режима увлажнения были свойствен¬ны территориям Зауралья, Средней Азии, Центрального Ка¬захстана, Алтая, Центрального и Южного Китая, Таймыра, Вер-хоянья, Смоленского массива и Чукотки. Неустойчивый режим увлажнения отразился как на составе растительности, где преоб¬ладали формы, способные переносить засухи, так и на корах вы¬ветривания и продуктах их переотложения.
Влажные тропические и субтропические условия существова-j ли на значительной части Южно-Американского материка. Здесь распространены угленосные отложения, а терригенные толщи ха-я рактеризуются высокой степенью отсортированности и преобла¬данием устойчивых к выветриванию минералов. Обильное увлажне¬ние было свойственно значительной части Африканского конти¬нента и северо-западным районам Австралии. В Восточной и Юж¬ной Австралии климат, по-видимому, был близок к субтропиче-1 скому. Здесь распространены угленосные толщи, содержащие ос-; татки лепидодендронов и кордаитов, предпочитавших прохлад-| ные условия.
Умеренный климат в раннем карбоне был характерен для Ан¬тарктиды и, вероятно, востока Азии, где присутствует обеднен¬ный комплекс морской фауны и широко развиты полимиктовые терригенные толщи. Низменности покрывались папоротникооб¬разными — формами, произраставшими в умеренных условиях.
В среднем и особенно позднем карбоне климат сильно изме¬нился. Прогрессивно развивавшееся похолодание привело к воз¬никновению в высоких широтах покровного оледенения (рис. 13.7 и 13.8). Даже в экваториальном поясе средние годовые температу¬ры понизились на 3 — 5°. Средняя глобальная температура Земли в позднем карбоне оказалась на 10— 15° ниже, чем в раннем кар¬боне.
На протяжении второй половины карбона последовательно сокращается ареал развития кораллов и фузулинид, основная масса которых сосредоточилась в приэкваториальной области. Со сред¬него карбона начинают хорошо различаться комплексы Сре¬диземноморской и Бореальной фито- и зоогеографических облас¬тей. Граница между ними совпадает с границей тропического и субтропического климата.
В пределах тропического пояса, существование которого во вто¬рой половине карбона обосновывается развитием континентальных красноцветов, терригенных мономиктовых и олигомиктовых фор¬маций, карбонатной и карбонатно-сульфатной формациями и теплолюбивой фауной, произрастала обильная растительность, состоящая из лепидофитов, каламитов и древовидных папорот¬ников.
Аридная область в Северном полушарии выделяется в цент¬ральной части США и на востоке Лавруссии. Она простирается от Шпицбергена и Северной Европы через Восточно-Европейскую платформу в Центральный Казахстан и Западный Китай. С тече¬нием времени площадь аридной области увеличивалась. Иссуше¬нию стали подвергаться вся Европа, Ближний и Средний Восток.
Южная аридная область фиксируется по распространению крас¬ноцветных карбонатных и гипсоносных отложений на севере и северо-западе Южной Америки, на побережье Гвинейского за¬лива и в Северной Африке. Между аридными поясами распола¬гался пояс экваториального влажного климата. Такие условия су¬ществовали в Центральной Америке, Мексике, Аппалачах, на се¬веро-западе Африки, в Западной Европе, Донецком бассейне, на Кавказе, в Северной Анатолии и, возможно, в Аравии. К этому же поясу принадлежали районы Центрального и Южного Китая, Индокитая и значительная часть океана Палеотетис. В этом ре¬гионе располагались протяженные угольные бассейны, формиро¬вались латеритные коры выветривания и бокситы.
В условиях переменно-влажного климата, существовавшего на перифериях экваториального пояса, развивались своеобразные ландшафты с растительностью и животными, способными перено¬сить периодическую засуху. Влажные тропические условия свой¬ственны северным районам США, Канаде, Западной и Восточ¬ной Сибири, Восточному Казахстану, Монголии, Северному Китаю.
Начиная с середины карбона, температуры стали снижаться, что незамедлительно сказалось на растительности и животных. Карбонатность осадков стала уменьшаться и возросла роль арко-*ювого и полимиктового материала. Вместе с похолоданием появи¬лись признаки иссушения климата. В Центральном и Восточном Казахстане стали формироваться грубые красноцветные и доло¬митовые осадки. Среди растительности преобладали формы, спо¬собные переносить периодически возникающие засухи.
Несмотря на понижение температуры в позднем карбоне, в Лавруссии и примыкавших к ней микроконтинентах зимы были безморозными. Согласно представлениям С.В.Мейена, степень изоляции флоры Сибирского континента увеличивалась. Появи¬лись деревья с кольцами прироста, и для этой области характер¬ной была своеобразная ассоциация растительности, называемая кордаитовой тайгой.
Наиболее прохладные условия в Евразии существовали на вос¬токе Сибирского материка, в Верхоянье, в бассейне реки Колы¬мы и в Коря кс ко-Камчатской области. Понижение температур на материках Южного полушария было наиболее сильным, что при¬вело к возникновению материкового оледенения, доказательством которого является распространение специфических ледниково-морских образований, особенно широко в Южной Америке, Юж¬ной и Центральной Африке, Аравии, Индии и Австралии. Тилли-ты и остатки холоднолюбивой флоры в межтиллитовых отложе¬ниях обнаружены в Восточной Антарктиде. За пределами облас¬тей, покрытых ледниками, располагались ттеригляциальные сте¬пи, в пределах которых формировались флювиогляциальные от¬ложения. Моренные и мореноподобные отложения довольно час¬то переслаиваются с отложениями, в которых имеются остатки флоры. Это в основном представители холоднолюбивой глоссо-птеридиевой, гондваноптеридиевой и кардиоптеридиевой флоры.
Палеобиогеографическое районирование морей каменноуголь¬ного возраста не такое четкое, как в девоне. В раннем карбоне в восточной части Лавруссии выделяются Средиземноморская и Бореальная области, которые в свою очередь разделяются на ряд провинций. Бореальная область была тесно связана с располагав¬шейся в Западном полушарии Северо-Американской областью. В обеих областях в отличие от Средиземноморской развиты обед¬ненные комплексы фораминифер, кораллов и брахиопод. В сред¬нем и позднем карбоне различия между ними стали более значительными. В Бореальной области исчезли фузулиниды и ко¬лониальные кораллы и взамен них появились новые семейства брахиопод.
Большим разнообразием на континентах обладала раститель¬ность. Выделяются еврамерийская, ангарская, катазиатская и гонд-ванская флоры. Еврамерийская флора распространена в Север¬ной Америке, Северной Африке, Европе, на Кавказе, в Малой и Центральной Азии. Она состоит из древовидных лепидодендро¬нов, лагеностомов, кордаитовых, а также травянистых плауно-видных.
Ангарская флора состоит из обедненных сообществ лепидофи-товых и сфенофиллов. В ней полностью отсутствуют папоротники и голосеменные, характерные для еврамерийской флоры. В ката-зиатской флоре наряду с еврамерийской присутствуют эндемич¬ные лепидофиты и папоротники. В гондванской флоре доминиру¬ют Glossopteris и Gangamopteris. Они появились в позднем карбоне и известны на всех гондванских материках. До нее здесь доминиро¬вали тонкоствольные плауновидные, папоротниковые и членис-юстебельные.
13.5. Полезные ископаемые
Характерной особенностью каменноугольного периода было формирование толщ каменного угля. Интенсивное угленакопле-ние происходило как на платформах, так и в пределах краевых и межгорных прогибов, как во внутриконтинентальных бассейнах, в частности на озерно-аллювиальных низменностях, так и на при¬морских низменностях и в мелководных обширных заливах. Угли карбонового возраста составляют почти 30 % мировых запасов. Крупнейшие угольные месторождения находятся в Северном полу¬шарии. Это Донецкий, Карагандинский, Кизеловский, Подмосков¬ный, Экибастузский бассейны. Каменноугольный возраст имеют нижние части угленосных толщ Кузнецкого, Минусинского и Тун-i у ее кого бассейнов. В Западной Европе такой же возраст имеют месторождения каменного угля в Польше, Чехии, Германии, Бель¬гии, Франции и Великобритании. Карбоновыми являются угли Астурийского бассейна в Испании, Аппалачского и других бас-сейнов в США.
Свыше половины запасов нефти Вол го-Уральской области име¬ют каменноугольный возраст. Раннекаменноугольными являются бокситы Тихвинского и Североонежского месторождений и ряда месторождений США. К среднему и частично верхнему карбону относятся месторождения бокситов Китая.
В карбоне образовались свинцово-цинковые месторождения хребта Каратау и некоторых районов Средней Азии, а также бас¬сейна реки Миссисипи. В раннем карбоне возникли контактово-метасоматические месторождения магнетита на Урале (горы Маг¬нитная и Благодать), Соколовско-Сарбайского месторождения в Тургае, месторождения Горной Шории. В дальнейшем в связи с внедрением гранитных интрузий образовались многочисленные пневматолитовые и гидротермальные месторождения цветных и редких металлов. Многие такие месторождения находятся на Ура¬ле, Тянь-Шане, Рудном и Горном Алтае, в Западной Европе и Восточной Австралии.
Главными событиями каменноугольного периода были, конечно, козникновение суперконтинента Пангеи за счет объединения мега-континентов Гондваны и Лавруссии и образование огромного покров¬ного оледенения, охватившего Гондвану. Но оба эти события отмечают¬ся во второй половине карбона, в то время как в раннем карбоне повсеместно господствовал теплый климат, моря имели широкое распростра¬нение и в целом палеогеографическая и палеотектоническая обстановка была унаследована от позднего девона.
Образование единой Пангеи-И произошло благодаря коллизии За¬падной Гондваны с Лавруссией в районе юга Северной Америки и За¬падного Средиземноморья, сопровождаясь мощными тектоническими де¬формациями, гранитоидным магматизмом, метаморфизмом и горооб¬разованием во всем коллизионном поясе от Северной Мексики до Цен¬тральной Европы. В то же время восточнее остаточный Палеотетис в виде огромного залива открывался в Палеопацифику. В этом заливе существо¬вали микроконтиненты — отторженцы Гондваны, которые последова¬тельно причленялись к южному краю восточной Лавразии, вызывая склад-чато-надвиговые деформации. А в их тылу шло раскрытие бассейнов Мезотетиса. Господство за пределами области оледенения теплого и влаж¬ного климата создало условия для пышного развития различной древес-; ной растительности и для образования обширных зон угленакопления. Продолжавшаяся эволюция животного мира привела к появлению зем-новодных (амфибий), пресмыкающихся (рептилий), а также насекомых.
Глава 14 ПЕРМСКИЙ ПЕРИОД
Пермская система была выделена Р. Мурчисоном (1841) в запад¬ном Приуралье и названа по наименованию Пермской губернии. Ранее отложения этой системы, широко распространенные и со¬державшие залежи солей и медных руд в европейской части Рос¬сии, были известны под разными названиями. Еще в 1831 г. Д. И. Соколов доказал синхронность этих отложений толщам крас¬ного песчаника Германии, а в 1839 г. даже выделил их в са¬мостоятельную систему. В 1841 г. русский геолог Г.П.Гельмерсен отразил распространение пермских отложений на геологической карте европейской части России.
14.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
В России пермская система подразделяется на два отдела (табл. 14.1). Выделенные в Волго-Уральской области ярусы, пред¬ставленные в морских (нижний отдел) или солоноватоводных (верх-кий отдел) фациях, признаются многими исследователями и за рубежом. Однако в связи с изолированностью пермских бассейнов Предуралья здесь наблюдается скудность и сильное различие в составе органического мира. В Северной Америке и долгое время в Западной Европе были приняты иные стратиграфические подраз-деления пермской системы, особенно ее верхнего отдела. По этой причине была разработана самостоятельная шкала для открыто-морских отложений юга СССР (Памир, Кавказ), в которой перм¬ская система делится на три отдела: 1) яикский (нижний), отве¬чающий приблизительно ассельскому и артинскому ярусам При-уралья; 2) кушанский (средний), соответствующий приблизитель¬но кунгурскому и уфимскому ярусам, и 3) арианский (верхний), отвечающий казанскому и татарскому ярусам.
Однако это предложение не было поддержано МСК, и послед¬няя разработала другое, также трехчленное деление системы, со¬гласно которому нижний отдел сохранен в прежнем объеме и с прежним четырехъярусным делением, разработанным в Предура-лье (ему присвоено название Предуральского (Cisuralian) отдела). Для среднего отдела стратотипической местностью был выбран Техас; отдел назван гваделунием и разделен на три яруса. Для верх-него яруса стратотипическим регионом признан Южный Китай; он назван лопингием (Lopingian) и разделен на два яруса. В нашей стране это деление также не было принято. Трехчленное подраз деление пермской системы на отделы существует в Западной Ев¬ропе (см. табл. 14.1).
Пермский период начался 285 — 289 млн лет назад и закончил¬ся 250—255 млн лет назад, следовательно, его продолжительность составляла около 40 млн лет.
Ассельский ярус был выделен В. Е. Руженцевым (1954). Ранее эти отложения именовались швагериновым горизонтом. Стратотип расположен по реке Ассель на Южном Урале. Развитые здесь кар-бонатно-терригенные отложения содержат богатый комплекс фу-зулинид.
Сакмарский ярус выделен также В. Е. Руженцевым (1936) и наз¬ван по реке Сакмаре — притоку реки Урал, где развиты известня¬ки, в которых присутствует богатый комплекс фузулинид и аммо-ноидей.
Артинский ярус выделен А.П.Карпинским (1874) и назван по Артинскому заводу на Урале. В стратотипическом разрезе пред¬ставлены пески со своеобразным комплексом аммоноидей.
Название «кунгурский ярус» было предложено в 1890 г. А. А. Шту-кенбергом (по имени Кунгурского уезда, где расположен его стра¬тотип). Здесь развиты известняки, доломиты, доломитизирован-ные известняки и соли. В карбонатных породах очень много брахио-под (продуктиды), но мало двустворчатых моллюсков и фузули¬нид.
Название «уфимский ярус» было предложено А. В. Нечаевым (1916) для совокупности отложений континентального происхож¬дения, располагающихся между фаунистически охарактеризо¬ванными кунгурскими и казанскими отложениями.
Казанский ярус выделен А.В.Нечаевым (1915). В, стратоти¬пическом разрезе вблизи г. Казани присутствуют пески и глины, в которых обнаружены мелкие формы фораминифер, скудные ос¬танки кораллов и брахиоподы.
Татарский ярус выделен С.Н.Никитиным (1887). Отложения представлены мергелями и другими пресноводными осадками, в которых сохранились флора и останки позвоночных.

14.2. Органический мир
В пермском периоде органический мир приобрел своеобраз¬ные черты, хотя в самом начале периода он был во многом схож с каменноугольным. В течение пермского периода существенно изменялся характер наземной растительности — если в первой половине периода она еще имела много общего с карбоновой, то уже в начале поздней (средней) перми в связи с изменением ланд-шафтно-климатических условий стала приобретать совершенно иные черты. В пермских морях продолжали существовать те же груп¬пы беспозвоночных, что и в карбоне.
Среди морских беспозвоночных особенно широким распростра¬нением пользов&1ись фузулиниды, аммоноидей и замковые бра-мюподы. Характерные формы показаны на рис. 14.1. Уменьшилась роль четырехлучевых кораллов, табулят, мшанок, иглокожих. Фу-*улиниды достигли значительного разнообразия. В раннепермскую )поху произошел расцвет швагеринид {Pseudofusulina, Schwagerina, Pseudoschwagerina). В поздней (средней) перми в ряде районов им на смену пришли фузулиниды, характеризующиеся более слож¬ным строением (Polydiexodina, Neoschwagerina).
Особенно обильны аммоноидей и среди них гониатиты. В на¬чале пермского периода продолжали существовать роды, харак¬терные для позднего карбона, но вскоре им на смену пришли новые группы, достигшие разнообразия во второй половине Пер¬ми {Paragastrioceras, Medlicottia). В конце пермского периода па¬леозойские гониатиты уступили место цератитам, которые дос¬тигли расцвета в начале мезозойской эры.
Среди брахиопод ведущая роль принадлежала продуктидам и спи-риферидам {Licharewia). Надо отметить, что по своему строению перм¬ские брахиоподы очень близки к каменноугольным. Вместе с тем в перми появились некоторые специализированные роды, в основ¬ном обитавшие в теплых морях (Richthofenia, Sicelia, Enteletella).
Продолжали развиваться мшанки, кораллы и известковые во¬доросли, которые участвовали в построении рифов. Они так же, как и многие брахиоподы, в конце перми вымерли. Увеличилась роль двустворчатых и брюхоногих моллюсков, которые обитали не только в нормально-соленых, но и в солоноватоводных и прес¬ных водоемах. Продолжили свое развитие губки, остракоды и ко-модонты.
Существенный прогресс наблюдается в развитии позвоночных. В начале перми по-прежнему обильны рыбы, в том числе и пресноводные. К концу перми вымирают древние лучеперые, сокраща¬ется количество акуловых, кистеперых, двоякодышащих. Земно-нодные, как и в карбоне, были представлены отрядом панцирно-головых (стегоцефалов), которые достигли своего расцвета. Боль¬шое развитие получают пресмыкающиеся, представленные своеоб-разными древними группами звероподобных рептилий и так назы¬ваемых котилозавров, или котелкоголовых рептилий.
Звероподобные рептилии — крупные подвижные животные с высокими конечностями и хорошо дифференцированным зуб¬ным аппаратом. По своей организации они напоминали млеко¬питающих, но в отличие от них вели малоподвижный образ жиз¬ни. Это были неуклюжие растительноядные животные с массив¬ным черепом.
В начале пермского периода растительный мир незначительно отличался от позднекаменноугольного, особенно это касается рай¬онов высокого увлажнения. В связи с тем что климат во второй половине перми стал засушливым, возникла резкая дифференциа¬ция растительности и появились новые ее группы. Особенно силь¬ные изменения произошли в растительности тропической области, где вместо влаголюбивых споровых плауновых, членистостебель-ных расселились голосеменные, преимущественно птеридоспер-мы и хвойные. Впервые появились цикадофитовые и продолжали развиваться гинкговые. Именно они дали начало новой флоре мезо¬зоя. В умеренных областях флора не претерпела особых изменений.
Исходя из растительных ассоциаций установлено, что в кон¬це перми флора сменилась более прогрессивной мезозойской, но это не везде происходило одновременно. В пределах Европей¬ского континента эта смена произошла на рубеже ранней и сред¬ней перми, в Сибири — на рубеже перми и триаса, а в Гондване еще позднее — на рубеже раннего и среднего триаса.
В конце пермского периода имело место одно из крупнейших вымираний палеозойских организмов. Исчезли фузулиниды, че-тырехлучевые кораллы, табуляты, почти все палеозойские брахио¬поды, гониатиты и наутилоидеи с прямой раковиной. Вымерли трилобиты, древние морские ежи и древние морские лилии, мно¬гие палеозойские рыбы и позвоночные, а также целый ряд споро¬вых растений.
14.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
К началу пермского периода завершилось смыкание Лаврус-сии с Сибирью — образовалась Лавразия. Ее объединение с Гон-дваной и образовало Пангею-П. Эта Пангея имела своеобразную конфигурацию — она была вытянута по меридиану, так что Юж¬ная Гондвана достигала полюса, а Сибирь — весьма высоких широт, что способствовало развитию оледенения. С востока, со сто¬роны Панталассы (Палеопацифика), в тело Гондваны вдавался широкий залив сохранившейся восточной части Палеотетиса. В этом заливе, тяготея к его северному, лавразийскому, борту, располагались Таримский, Китайско-Корейский, Южно-Китай¬ский и Индосинийский континенты, а ближе к южному, гонд-ванскому, — Центрально-иранский, Центрально-афганский и Тибетский.
На месте столкновения Восточной Европы, Казахстана и Си¬бири возникла высокая горная страна, включавшая Урал, Тянь-Шань, Казахское нагорье, Джунгарию, Алтай, Саяны и продол¬жавшаяся на восток через Северную и Центральную Монголию в Забайкалье и Дунбэй. Ее окаймлял с запада Предуральский про¬гиб, а с юга мощный и протяженный вулканоплутонический пояс, объединивший более ранние и более короткие пояса и про-стиравшийся над зоной субдукции океанской коры Палеотетиса. Кроме того, в эту горную страну были вкраплены межгорные впа¬дины (крупнейшая из них — Кузнецкий бассейн), в которых в зависимости от климата шло накопление либо угленосных (на се¬вере), либо красноцветных и соленосных (на юге) толщ.
В Аппалачской системе и в среднеевропейских герцинидах на середину ранней перми (граница артинского и кунгурского ве¬ков) приходится последний значительный импульс сжатия, гра-нитообразования и метаморфизма. Это заальская эпоха орогенеза Западной Европы и аллеганская Северной Америки. С этого времени здесь начинается переход к платформенному этапу развития. В Европе ему сопутствуют излияния базальтов. На юго-западном продолжении Аппалачей процессы орогенеза протекали позднее,, до конца ранней перми. Еще позднее они проявлялись в азиатских герцинидах, начиная с Урала и Южного Тянь-Шаня, сопровождаясь накоплением моласс в передовых и межгорных прогибах.
В теле Лавруссии (ставшей частью Лавразии) продолжает раз¬виваться Арктическо-Североатлантическая рифтовая система, а: на юге ее североамериканской части — система Древних Скалистых гор и Западно-Техасский рифтогенный бассейн, открывающийся в Маратонский сегмент герцинского подвижного пояса южной периферии континента. Глубоководная (относительно) централь¬ная часть этого бассейна разделялась и окаймлялась мощными барь¬ерными рифами.
Многие исследователи предполагают образование вдоль этого пояса крупной системы широтных правых сдвигов, идущих от Аппалачей до южного окончания Урала. Вдоль этих сдвигов в ce-j редине перми произошло общее перемещение Лавразии к восто¬ку относительно Гондваны.
Платформенные области Лавразии в ранней перми испытали регрессию. В Северной Америке была осушена западная часть Мидконтинента. Сохранившиеся в наиболее низких участках водные бассейны имели ограниченное сообщение с открытым морем. В условиях высокой солености в них осаждались в основном гип¬сы, ангидриты и высокомагнезиальные карбонаты. С течением вре¬мени размеры этих бассейнов сокращались и во второй половине перми в виде соленых лагун сохранились лишь реликты Западно-Техасского и Вилл и стоне ко го бассейнов.
На севере платформы продолжалось развитие Свердрупского бассейна, в пределах которого в условиях нормальной солености накапливались глинистые осадки. Денудационная равнина распо¬лагалась на месте остального Канадского Арктического архипела¬га и Гренландии. На островах Элсмир и Аксель-Хейберг распростра¬нены платобазальты. Небольшая трансгрессия на востоке Грен¬ландии способствовала накоплению в мелководных условиях кар¬бон атно-терриге иного комплекса. Временами соленость увеличива¬лась, и тогда накапливались гипсоносные толщи.
Равнинные области обрамлялись горными массивами Аппала¬чей, Мексики и Кордильер. Возвышенные участки чередовались с межгорными впадинами, в которых накапливались грубообломоч-ные отложения. Активная континентальная окраина обрамлялась морским бассейном. В его глубоководной зоне накапливались ма¬ломощные глинистые толщи, кремнистые и граувакковые комплек¬сы и происходили подводные извержения базальтов. Островодуж-ный вулканизм отмечен на востоке Аляски и в горах Кламат. На континентальных склонах островных дуг формировались турбиди-ты мощностью 2 — 3 км.
Северо-Мексиканский (Восточная Сьерра-Мадре) глубоковод¬ный бассейн заполнялся флишем. В его юго-восточной части про¬исходили извержения андезит-базальтовых лав. В Южной Сьерра-Мадре в мелководных условиях накапливались терригенные и кар¬бонатные отложения.
Крупная регрессия на Восточно-Европейской платформе выз¬вала осушение многих морских бассейнов. Прекратил развитие существовавший в карбоне пролив, соединявший Днепровско-Донецкий бассейн с морями Западной Европы. Сильно расшири¬лись площади денудационной равнины и началось ее усиленное расчленение. В наиболее низких участках сохранились изолирован¬ные озера. Морские бассейны на окраинах платформы, так же как и некогда обширный Московско-Балтийский бассейн, сильно обмелели. В их пределах осаждались высокомагнезиальные карбо¬наты, гипсы, соли и ангидриты. Особенно сильное соленакопле-ние происходило в кунгурском веке в Прикаспийской впадине, которая узкими проливами соединялась с Днепровско-Донецкой "падиной и Предуральским прогибом. В них также в условиях вы¬сокой солености осаждались сульфаты и соли. С запада предураль¬ский прогиб в начале перми окаймлялся барьерным рифом, а в его осевой зоне отмечались относительно глубоководные и мало¬мощные тонкие осадки.
На территории Мезийского блока и Прикарпатской зоны про¬исходили извержения лав кислого и среднего состава.
Характер осадконакопления в средней и поздней перми на Восточно-Европейской платформе определялся соседством с воз¬дымающейся Уральской горной системой. С нее поставлялся об¬ломочный материал. Состав отложений с востока на запад изме¬нялся от континентальных до морских и от грубых терригенных до пелитовых, карбонатных и соленосных.
Сибирская платформа представляла собой обширную денуда¬ционную и озерно-аллювиальную низменность. В озерах и поймах рек накапливались кварцевые пески и глины, обогащенные углис¬тым материалом. В северном и восточном направлениях озерно-аллювиальная низменность постепенно сменялась мелководным морем. Морское осадконакопление происходило на Таймыре, в Приверхоянье и прилегающих частях Гиперборейской платформы.
Лавразийский мегаконтинент обрамлялся горными хребтами, которые возникли на месте столкновения крупных и мелких ли-тосферных плит. Кроме Уральских гор, простиравшихся от Кар¬ского моря до Казахстана, горные массивы возникли в Тянь-Шане, Джунгарии, Алтае-Саян с кой области и Монголии. Межгорные впадины были заняты бессточными или слабопроточными водо¬емами, соленость которых была изменчивой. В Центральном Ка-захстане располагался крупный замкнутый бассейн с повышен¬ной соленостью.
На северном борту восточного Палеотетиса находились возвы¬шенности Таримского, Кита и с ко-Корейского, Южно-Китайско¬го и Индосинийского массивов, примыкавшие к денудационным равнинам Казахстана и Сибири. Так же, как и на Сибирской плат¬форме, понижения в рельефе были заняты водоемами, в основ-* ном пресноводными, в которых накапливались терригенные осадки. Угленосные отложения, но не лимнические, а паралические нач капливались на Китайско-Корейском континенте, в то время кая Южно-Китайский был покрыт мелким морем.
Процессы горообразования усилились в западной части Среди¬земноморского пояса. Возникшие горные массивы, на которых продолжались вулканические извержения, вплотную примыкали к Лавразийскому континенту. В межгорных прогибах и впадина^ накапливались грубые молассы мощностью до 3 км.
На Кавказе и в Крыму сохранился глубокий и узкий бассейн, я пределах которого накапливались алеврито-глинистые и глинис¬тые осадки.
В восточной части Палеотетиса на его продолжении также суп шествовали глубоководные условия. Глубоководные бассейны рас¬полагались в Гиндукуше и на Памире.
Регрессия охватила Западную Гондвану — Южную Америку и Северную Африку. В Южной Африке, Индостане, Австралии и Антарктиде продолжалось активное рифтообразование с заполне¬нием грабенов сначала лимнической угленосной толщей, а затем континентальными красноцветами. Лишь район Анатолии, Цент¬рального Ирана и Афганистана и северо-запад Индостана были вовлечены в слабое погружение и испытали трансгрессию.
Южная половина Анд продолжала развиваться в орогенном режиме с проявлениями наземного кислого вулканизма, в то вре¬мя как северная половина испытала преимущественно слабое опус¬кание. Крайний юг Анд и Антарктиды были зоной более интен¬сивных погружений. В Австралии продолжалось расширение Тас-манского орогена к востоку с образованием перед ним крупного Сидней-Боуэнского молассового прогиба. На крайнем востоке и в Новой Зеландии намечается переход к океанской обстановке. Та¬кая же обстановка характеризует всю восточную периферию ки¬тайских континентов и Лавразии. По другую сторону Тихого оке¬ана, в западной зоне будущих Кордильер, сохраняются условия типичной активной окраины того типа, который ныне характе¬рен для западной периферии океана.
От северо-западной части Тихого океана в глубь Лавразии вда¬вались остаточные глубоководные бассейны — Южно-Анюйский, Амуро-Охотский, Уссурийско-Нижнеамурский и, наконец, Со-лонкер-Гиринский. Последние три представляют реликты вос-точной части Палеоазиатского океана.
В поздней перми продолжалось разрастание площади Пангеи (рис. 14.2), а сама Пангея испытывала все возрастающее подня¬тие, особенно в пределах молодых, герцинских складчатых соору¬жений. Ее положение несколько изменилось в связи с вращением против часовой стрелки примерно на 10—15°, в результате чего сибирская часть Пангеи оказалась в приполярной области и под¬верглась покровному оледенению, в то время как Гондвана по-степенно удалялась от Южного полюса и на смену ледниковым образованиям на значительной площади пришли угленосные. С востока, со стороны Панталассы (Прапацифика) в тело Пангеи по-прежнему вдавался огромный залив Палеотетиса, ширина ко-торого на крайнем востоке достигала 4 тыс. км.
На месте Арктическо-Североатлантического пояса каледонид, некогда спаявшего Лаврентию и Балтику, с прежней и даже воз¬росшей интенсивностью развивалась рифтовая система, вдоль ко¬торой трансгрессия проникла из Бореального бассейна в Север¬ное море и Центральную Европу с образованием в начале сред¬ней перми огромного солеродного Цехштейнового бассейна. С этой рифтовой системой сочленялась Датско-Польская, в основном ори-ентированная не меридионально (как первая), а диагонально — с северо-запада на юго-восток, параллельно краю древнего Восточно-Европейского континента. Между тем подвижный пояс, про¬стиравшийся между Фенносарматией, Казахстаном и Сибирью, продолжал развиваться в орогенном режиме на пространстве от Полярного Урала до Южного Тянь-Шаня, Джунгарии и далее к востоку. На Новой земле, в отличие от Урала, продолжали накап¬ливаться мощные морские терригенные осадки. На севере Запад¬ной Сибири со стороны Карского моря в его пределы вклинилась рифтовая зона, развитие которой в конце эпохи достигло стадии спрединга; она дала ответвление к северо-востоку в Енисей-Ха-тангский прогиб. На северо-востоке в тело лавразийского сектора Пангеи продолжали вклиниваться, хотя и сократившись в разме¬рах, два бассейна с океанской корой — Южно-Анюйский и Аму-ро-Охотский. Еще один залив продолжал существовать на край¬нем востоке Южной Монголии и в Дунбэе, в то время как запад¬нее Таримский и Китайско-Корейский континенты примкнули к Лавразии.
Платформенные области Лавразии в Северной Америке, Ев¬ропе, Сибири, Китае и Корее в общем испытали регрессию. Осад-конакопление продолжалось лишь во внутриконтинентальных во¬доемах. На севере Канадского Арктического архипелага и северо-западе Сибирского кратона начинается проявление траппового магматизма.
Северная граница Тетиса проходит в поздней перми через Гор¬ный Крым, Большой Кавказ, Центральный Афганистан, Памир и северный Тибет и далее вдоль Циньлина выходит к древнему Тихому океану. Южная граница протягивается вдоль северных ок¬раин Африки, Аравии, Индостана и далее к Австралии и Новой Гвинее. От Гондваны откалывается микроконтинент Иран-Афганистан—Южный Тибет. Индосинийский массив вторично отделяется от Южного Китая континентальным рифтом, пере¬рождающимся в межконтинентальный. Основная ветвь Тетиса по-прежнему следует вдоль западной периферии Южно-Китайского и Индосинийского континентов в направлении Малакки и юго-иосточного Калимантана. На ее границе с Индосинийским мик¬роконтинентом развивается краевой вулканоплутоническии пояс, свидетельствуя о направленной под этот микроконтинент субдук-ции.
Северная окраина Тетиса, как и раньше, также представляла активную окраину андского типа. В ее далеком тылу на герцин-ском складчатом субстрате протекали процессы рифтогенеза, за¬тронув северное Причерноморье, Предкавказье и Закаспий. Юж¬ная окраина на некоторое время тоже превращается в активную; зона субдукции проходит по северной периферии Ирано-Ти¬бетского микроконтинента и именно с ее активностью связано его откалывание от Гондваны и образование рифтогенного бас¬сейна, в дальнейшем развивающегося в Неотетис.
Гондванский сектор Пангеи подобно Лавразии и даже в бол]
шей мере испытывает воздымание, обусловившее почти полное
его осушение, за исключением северо-востока Аравии, Ирана н
северо-запада Индостана. На этом фоне в пределах Южной и Во¬
сточной Африки и Центрального Индостана продолжается риф-
тогенез и развивают грабены Карру и Нижней Гондваны. В не-j
которых из этих грабенов кроме континентальных осадков при-1
сутствуют и морские. Их появление в глубине Танзании, на Мада¬
гаскаре и во впадине Карнарвон на западе Австралии предвосхи¬
щает будущее отделение Мадагаскара от Африки и Индостана
Австралии. ,
Обращенные к Панталассе окраины Лавразии и Гондваны со¬храняют повышенную тектоническую активность. Орогенез прак¬тически целиком охватывает Анды и распространяется в Австра-1 лии, в Тасманском поясе, до ее восточного побережья, вдоль кото-.| рого протянулся вулканоплутонический пояс с Сидней-Боуэн-, ским мелководным бассейном в тылу. Орогенез проявляется в конце! перми на Японских островах (орогенез Акийоси), где происходит столкновение микроконтинента Хонсю с окраиной Азии, и в] южной половине будущих Северо-Американских Кордильер (оро¬генез Сонома). На территории Антарктического полуострова в глубоководных условиях формировались вулканиты основного и среднего состава и граувакки.
14.4. Климатическая и биогеографическая зональность
В ранней перми выделяются пояса экваториального, тропиче^ ского, субтропического и умеренного климата. Существование вы¬соких температур обосновывается развитием мономиктовой, < гомиктовой, экстракарбонатной, карбонатно-сульфатной и эва^ поритовой формаций, рифовых построек и широким распространен нием теплолюбивой морской фауны. Раннепермские температур! установлены пока только для Предуралья, Закавказья и Дарвазг Максимальные значения получены по кораллам Предуралья (о 26 — 28 °С) (рис. 14.3). Близкие температуры характерны для ко¬раллов Закавказья, хотя температуры среды обитания брахиопод оказались более низкими — 19 —2 ГС. Это скорее всего связано с, большей глубиной обитания последних. Температуры среды оби-| тания фузулинид Дарваза равны 19—24 °С.
Аридные сектора тропического пояса Северного полушария! ранней перми очерчиваются довольно уверенно. Такие условия! оказались характерными для центральной части Северной Амери«| ки, Европы, запада Казахстана и Средней Азии. Один из самыг* крупных солеродных бассейнов располагался на территории шта-| тов Оклахома, Нью-Мексико, Канзас и Техас. В аридной зоне восточной части Лавразии соленакопление происходило в Польско-Германской, Московской, Днепровеко-Донецкой, Прикаспийской впадинах, в Молдавии, Предуралье, Джезказганской и Тенизской впадинах Казахстана. Широко распространены гипсоносные крас-ноцветы в центральной части Южной Америки и на северо-запа¬де Африки, по распространению которых оконтуривается южный аридный пояс.
Между северным и южным аридными поясами располагались области с экваториальным равномерно-влажным климатом. Та¬кие условия существовали в Центральной Америке, в централь¬ных и юго-восточных районах Китая, Индокитая и в Южной Европе. В этих районах в больших масштабах шло угленакопле-ние, было широко развито аллитное, ферриаллитное и латерит-ное выветривание. Большим распространением пользуются обиль¬но увлажненные ландшафты. Здесь росли своеобразные влаголюби¬вые леса. Области их развития С. В. Мейен вьщеляет как Амероси-нийское царство. Для этой флоры характерно резкое преоблада¬ние теплолюбивых ассоциаций, лишенных годовых колец нараста¬ния. В основном это древовидные папоротники, но в ряде мест сохранились элементы вестфальской и катазиатской флор карбо¬на _ крупные лепидофиты, птеридоспермы и древовидные кала¬миты.
К югу и северу от аридных секторов Северного и Южного по¬лушарий располагались области с равномерным увлажнением. В Северной Америке область тропического равномерно-влажного климата охватывала Аляску, Канадский Арктический архипелаг, континентальную Канаду, значительную часть США. В Евразии данный тип климата господствовал в Казахстане, Монголии и Китае, а также на крайнем северо-востоке. Существование данно¬го типа климата обосновывается своеобразными увлажненными ландшафтами, развитием аллювиально-пойменно-озерного типа осадков, обогащенных органическим веществом, и растительных ассоциаций, состоящих из растений, произраставших в условиях повышенной влажности (папоротники, плауновые, членисто-стебельные).
В средней и поздней перми климатическая зональность не пре¬терпела существенных изменений в температурном отношении, но заметно повысилась засушливость (рис. 14.4). Как и в ранней перми, выделяются экваториальный и по два тропических, суб¬тропических и умеренных пояса. Экстрааридные условия господ¬ствовали на значительной части Северо-Американской платфор¬мы, в Гренландии, Западной Европе, на территории Восточно-Европейской платформы и в Центральном Казахстане. Наряду с накоплением эвапоритов в этих районах формировались хемоген-ные высокомагнезиальные карбонаты и гипсоносные толщи. Ме¬нее интенсивное соленакопление происходило на Южно-Американском континенте, в северной и центральной частях Африки. Пустыни располагались на континентальных пространствах Лав¬разии и Гондваны. Об этом свидетельствуют толщи эоловых осад¬ков и красноцветов с гипсами.
Между северным и южным аридными поясами располагались области с экваториальным влажным климатом, которым свой¬ственно образование латеритов, накопление каолинитовых толщ и сильная насыщенность осадков органическим веществом. Высо¬кая угленосность характерна и для поясов равномерно-влажного тропического климата. В морских условиях здесь были сформиро¬ваны органогенные и оолитовые высокомагнезиальные известня¬ки и доломиты. На денудационных поверхностях развивались про¬цессы аллитного и ферриаллитного выветривания.
За пределами тропического пояса находились области с отно¬сительно умеренными температурами. Субтропические условия существовали в Сибири, на Северо-Востоке России и в Приморье. В морях этого пояса отсутствовали кораллы и многие группы теп¬лолюбивой фауны. Широким развитием пользовались двустворча¬тые моллюски. Средняя температура среды их обитания не подни¬малась выше 20 °С. На обширных сильнообводненных озерно-ал-лювиальных низменностях формировались сероцветные терриген-ные осадки, обогащенные углистым материалом.
Умеренный климат со значительными сезонными колебания¬ми был свойственен восточной части Лавразии и Южной Австра¬лии, т.е. территориям, находившимся в высоких широтах Север¬ного и Южного полушарий. В ряде районов Южного полушария в самом начале перми формировались тиллитоносные толщи, ко¬торые частично могли быть привнесены морскими льдами.
По составу растительного мира в пермском периоде выделяют¬ся Вестфальская (Еврамерийская), Тунгусская (Ангарская), Ка-тазиатская и Гондванская палеофлористические области.
Среди морских фаунистических ассоциаций выделяются три! области: Бореальная, Средиземноморская и Южная — Мальви-но-Кафрская. Бореальная область занимала территории высоких и средних широт Лавразии. Средиземноморская включала Палеоте-тис и примыкавшие к нему с севера и юга территории. В этих районах обитали исключительно тропические и экваториальные формы фораминифер, брахиопод, кораллов и разнообразных ко-раллоподобных двустворчатых моллюсков. Южная область распо¬лагалась в средних и высоких широтах Гондваны.
14.5. Полезные ископаемые
Несмотря на то что пермский период был одним из самых за-; сушливых в истории Земли, для него характерны не только крупнейшие месторождения солей, но и угольные месторождения, в основном раннепермского возраста. Более четверти мировых запа¬сов угля сосредоточены в Печорском и Таймырском угольных бас¬сейнах, угольных бассейнах востока Китая и в Индии, Австралии, ЮАР. Кроме того, пермский возраст имеют верхние горизонты угленосных толщ Минусинского, Кузнецкого и Тунгусского бас¬сейнов.
Пермский возраст имеют также отдельные нефтеносные гори-юнты Волго-Уральской области и ряда месторождений США. К перми относятся продуктивные горизонты некоторых газовых месторождений. Сверхгигантскими являются залежи газа Шебелин-ского (Украина) и Вуктыльского (Коми) месторождений, место¬рождения Гронинген в Нидерландах, Хьюготон в США и ряда месторождений Ирана.
Значительная часть мировых запасов калийных солей образо-вааась в пермском периоде. Это залежи Верхнекамского место¬рождения Приуралья, месторождений Прикаспия, Германии, Делаверского бассейна в Техасе. Наряду с калийными солями в перми были сформированы месторождения поваренной соли. Од¬ним из крупнейших является месторождение Артемовское на се¬вере Донбасса.
Широко развиты рудные полезные ископаемые. Среди них ме¬сторождения меди Мансфельд в Германии, медистые песчаники Джезказгана в Казахстане, медно-молибденовое месторождение Коунрад на побережье озера Балхаш, олова — Корнуолл в Анг¬лии, урана — в Германии, Центральном массиве Франции и во впадине Карру в ЮАР. По-видимому, пермский возраст имеет ртут¬ное месторождение Никитовское на юге Украины.
Пермский период прошел под знаком развития тенденций, наметив¬шихся во второй половине карбона (рис. 14.5). К началу перми в основ¬ном завершилось становление Пангеи-Н, сомкнулись Балтия, Казахстан и Сибирь, сформировалась единая Лавразия. Огромные морские бассей¬ны сохранились лишь на северо-западном и восточном окончании Па¬леоазиатского океана, соответственно в Новоземельской, Монголо-Охот¬ской и Солонкер-Гиринской системах.
После заключительных деформаций заальской фазы платформенный режим установился на территории Северной Европы и прилегающей Арктики, в середине перми затопленной Цехштейновым морем. Покров¬ное оледенение Гондваны постепенно деградировало, и ледниковые от-южения сменились здесь угленосными, а затем и красноцветными тол-ниши.
В целом для пермского периода характерны весьма контрастные кли¬матические условия, и он завершился вымиранием многих групп палео¬зойской фауны. Причины этого события дискуссионны — одни усматри-вают их в резких изменениях палеогеографической обстановки, химизме морских вод, другие — в крупном импактном событии, скорее ecei падении астероида в океан.

МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРА
Мезозойская эра подразделяется на три периода (системы): три¬асовый, юрский и меловой. Общая продолжительность эры со¬ставляет около 180 млн лет.
Гл а в а 15 ТРИАСОВЫЙ ПЕРИОД
Триасовая система была выделена бельгийским ученым Ж.Ома-лиусом Д''Аллуа (1831) под названием «кейперские отложения». Под этим названием им были объединены развитые на севере Западной Европы, в Германском бассейне, отложения пестрого песчаника, раковинного известняка и радужных мергелей. В 1834 г. немецкий геолог Ф.Альберти предложил объединить эти три тол¬щи под названием «триас» в отличие от пермских, которые в За¬падной Европе в то время называли диасом, вследствие их дву¬членного деления.
15.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
Разработка ярусной стратиграфической шкалы триасовой сис¬темы проводилась в Альпах, где весь триас, в отличие от Герман¬ского бассейна, представлен морскими фациями (табл. 15.1).
Триасовый период начался 250 — 251 млн лет назад и закон¬чился 203 млн лет назад (продолжительность 47 млн лет).
Длительное время нижний отдел триасовой системы не имел общепринятого ярусного деления. Ранее ему соответствовал вер-фенский ярус, предложенный Э. Мойсисовичем (1882), с после¬дующим разделением на сейсский и кампильский подъярусы (яру¬сы, если принять весь верфен за надъярус). Позднее, основываясь на разрезах Соляного кряжа (Пакистан) и Гималаев, стали выде¬лять несколько ярусов.
В 1956 г. Л.Д. Кипарисова и Ю. Н. Попов предложили разделять нижний триас на два яруса — индский и оленёкский. В качестве стратотипа индского яруса был предложен разрез цератитовой фор¬мации Соляного кряжа и слои с Otoceras в Гималаях.
Стратотипом оленёкского яруса служит разрез так называемых «оленёкских слоев» в низовьях реки Оленек. Этот ярус отличается от индского большим разнооб¬разием аммонитов, среди кото¬рых имеются два крупных ком¬плекса, отвечающих зонам Owe-nites, Olenekites, Prohungarites. Ярусы нижнего триаса хоро¬шо прослеживаются не только в Индостане и Сибири, но и в других регионах, где распростра¬нен морской нижний триас. По¬этому Межведомственный стра-тиграфический комитет СССР рекомендовал (1958) принять их
для всей территории Советского Союза. В дальнейшем это деление было поддержано Международной стратиграфической комиссией. Анизийский ярус среднего триаса был установлен Э. Мойсисо-вичем и К.Динером (1895). Название дано по латинскому наз-j ванию реки Енис (Anisus) в Динарских Альпах. Типовой разрез находится в Австрии, где развиты известняки с многочисленны¬ми аммонитами.
Название «ладинский ярус» дано Л. Биттнером (1892) по народ¬ности ладины в Тироле. Впервые как самостоятельное под¬разделение выделен Э. Мойсисовичем (1869). В стратотипическом разрезе распространены карбонатные породы, содержащие бога¬тую фауну моллюсков и кораллов.
Карнийский ярус верхнего триаса был установлен (1869) также Э. Мойсисовичем. Название происходит от Карнийских Альп. Кар¬бонатная толща в стратотипическои местности охарактеризована аммонитами.
Норийский ярус установлен (1869) Э. Мойсисовичем в Восточ¬ных Альпах. Название дано по наименованию римской провин¬ции Норикум близ Дахштейна. Отложения этого яруса подробно изучены (1892) К.Динером. Охарактеризованы богатым комплек-1 сом аммонитов.
Изучая морские отложения, залегающие на границе триаса и юры в Альпах, С. Гюмбель выделил (1858) их в самостоятельный ярус — рэтский, названный по имени Рэтских гор. Здесь развиты известня¬ки и мергели, иногда существенны рифогенные известняки с бога¬той фауной брахиопод, кораллов и двустворчатых моллюсков.
15.2. Органический мир
Органический мир мезозойской эры весьма разнообразен. В морях огромное распространение получили аммоноидеи совер¬шенно иного облика, чем в палеозое, возникли белемноидеи. Усиливалось разнообразие двустворчатых и брюхоногих моллюсков. Число брахиопод сократилось, но по-прежнему они играли веду¬щую роль. Возникли новые шестилучевые кораллы, новые сис¬тематические группы морских ежей, морских лилий, мшанок, фораминифер. Коренное изменение претерпели позвоночные. Широкое распространение получили пресмыкающиеся и поэто¬му нередко мезозойскую эру называют эрой пресмыкающихся.
Не менее своеобразным был органический мир суши. В его со¬ставе доминировали различные пресмыкающиеся, особенно ди¬нозавры. Появившиеся в конце триаса млекопитающие до конца мезозоя оставались мелкими и малочисленными и существенной роли не играли. Растительное царство также было своеобразным. Ведущая роль начинает принадлежать голосеменным, которые входили в состав так называемой мезофитной флоры.
В триасовом периоде еще некоторое время существовали еди¬ничные типичные для палеозоя группы. В это время заканчивают свое развитие спирифериды и оргоцератиты, а среди позвоноч¬ных — стегоцефалы. Продолжали развиваться каламиты и целый ряд споровых палеозойских растений. Однако на фоне их угасания быстро эволюционируют совершенно новые группы организмов.
В морских бассейнах широкое развитие получили цератиты (рис. 15.1). Первые представители этих аммоноидеи появились еще в перми, в начале триаса они достигли своего расцвета и стали быстро вымирать в конце триаса. Для раннего триаса характерны Tirolites, Doricranites, в среднем триасе большим развитием пользо¬вались Ceratites. Для среднего и особенно позднего триаса типич¬ны Pinacoceras, a Tropites известны только в отложениях верхнего триаса.
Другие головоногие моллюски — наутилиды, ортоцератиты и белемниты — в триасе были распространены значительно меньше. Наутилиды представлены теми же подотрядами, что и в перм¬ском периоде, но в триасе возникают новые роды. В триасе белем¬ниты еще редки, и все они относились к отряду Aulacocerida.
Большого родового и видового разнообразия достигли в триасе двустворчатые и брюхоногие моллюски. У двустворок появился новый отряд Ostreina. Существенно изменился состав семейств. Многие виды родов Halobia, Daonella, Monotis, Claraia являются руководящими. Начался расцвет отряда Mesogastropoda. На смену четырехлучевым кораллам пришли шестилучевые. Первые скле-рактинии возникли в середине триаса.
Хотя в триасовом периоде продолжали существовать спирифе¬риды, но доминирующая роль стала принадлежать совершенно другим брахиоподам — теребратулидам и ринхонеллидам. Палео¬зойские мшанки доживали в триасе. Отряд Cyclostomata стал более разнообразным. Сильные изменения произошли среди иглокожих. Лишь некоторые архаичные морские лилии просуществовали до конца триаса. В самом начале триаса появился новый подкласс Articulata, представители которого продолжают существовать и в наши дни. Древние морские ежи вымерли в конце палеозоя. Со¬хранились лишь единичные представители отряда Cidaroida, ко-торые достигли значительного разнообразия позднее. В триасе воз¬никли диадемовые ежи.
На рубеже перми и триаса вымерли фузулиниды, но в триасо-ном периоде среди фораминифер появились и стали доминировать нодозарииды. Более разнообразными стали морские позвоночные. Продолжали существовать лучеперые хрящекостные и цельнокост-ные рыбы. Костистые рыбы появились в среднем триасе. В раннем гриасе возникли ихтиозавры, а в среднем — плезиозавры.
Для триасового периода характерно большое разнообразие ком¬плексов голосеменной растительности. Это гинкговые, цикадовые, беннеттитовые. В конце триаса возникли чекановскиевые. Изме¬нился состав хвойных. Вместо древних представителей появились новые группы — сосновые, араукариевые и кипарисовые. Боль¬шое развитие вновь получили папоротники, роль которых в Пер¬ми по сравнению с каменноугольным периодом снизилась.
Просторы суши и мелководные пресные бассейны были насе¬лены рептилиями, число которых постепенно возрастало, а коли¬чество амфибий, в частности стегоцефалов, уменьшилось. Среди последних в раннем триасе были распространены Benthosuchus, a в позднем — Mastodonsaurus. В триасе вымерли обычные для перм¬ского периода зверообразные и котилозавры, на смену которым пришли новые группы — динозавры и первые млекопитающие.
15.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
Триасовый период, подобно пермскому, характеризовался яр¬ко выраженными теократическими условиями. При этом ранне-триасовая эпоха, несмотря на события на рубеже перми и триаса, в тектоническом плане обнаруживает еще определенную преем¬ственность от перми и позднего палеозоя в целом. Вместе с тем рассматриваемая эпоха отличается затуханием тектонической и магматической активности, что привело к тому, что горные соору¬жения Урала, Аппалачей, Западной и Центральной Европы, Передней и Центральной Азии и Восточной Австралии после интен¬сивного размыва превращаются в невысокие возвышенности.
Сильная засушливость в триасе стала причиной накопления мощных толщ эвапоритов и исключительно огромного по площа¬ди распространения красно- и пестроцветных и гипсоносных осад¬ков. Темп карбонатонакопления снизился. Это было связано не только с малой площадью морского осадконакопления, но и с высоким уровнем карбонатной компенсации в океане. Этот вывод основан на факте отсутствия карбонатных отложений в глубоко¬водных прогибах, которые стали ареной формирования терриген-но-кремнистых осадков.
Пангея еще сохраняла свою монолитность (рис. 15.2), несмотря на продолжающееся развитие внутриконтинентальных рифтовых систем в Южной и Восточной Африке, Центральном Индостане и на западе Австралии. Она простиралась от высоких широт Се-верного полушария до приполярных широт Южного полушария. Северный полюс располагался на крайнем северо-востоке Сиби¬ри, а южный — в районе Тасмании. Обский межконтинентальный рифт на севере Западной Сибири и в Карском море с его Енисей-Хатангским ответвлением был, видимо, связан с Южно-Анюй-ским океанским бассейном и представлял его окончание. К нему тяготела обширная область траппового магматизма Тунгусской синеклизы и Южного Таймыра. По-прежнему существовали Аму-ро-Охотский и Дунбэйско-Приморский бассейны Палеоазиатского океана, еще в позднем палеозое превратившиеся в апофизы Па-леопацифика. Наиболее широким и глубоко вдававшимся в Пан-гею являлся, как и в позднем палеозое, Тетис, расчленявший ее на лавразийскую и гондванскую части. Он заполнялся в основном мелководными и преимущественно карбонатными осадками, за исключением осевого глубоководного прогиба, следовавшего из Горного Крыма к Большому Кавказу и далее в направлении Па¬мира и довольно обширного бассейна к югу от Наньшаня и к западу от Южно-Китайской платформы. Сохранялся пролив меж¬ду последней и Индосинийским микроконтинентом, а осевая зона Тетиса (теперь уже Мезотетиса) продолжалась по-прежнему к за¬паду от этого микроконтинента на юг в Малакку. По северной окраине широтного глубоководного прогиба и всего Тетиса от Добруджи до южных склонов Куньлуня и Циньлина простирается краевой вулканоплутонический пояс, а в его тылу в пределах Ев¬разии расстилалось эпиконтинентальное море, достигшее наиболь¬шей ширины во вторую половину эпохи. К северу морские осадки сменяются континентальными. Аналогичные условия существова¬ли на западе и севере северо-американской части Лавразии. в Скалистых горах и Свердрупском бассейне, а также на южной, гондванской, окраине Тетиса в Северо-Восточной Африке, Ара¬вии и Индостане.
Вместе с тем в пределах как лавразийской, так и гондванской частей Пангеи усиливались процессы рифтогенеза.
Мощный рифтогенез приводит к возникновению системы уз¬ких прогибов, протягивающихся от Ньюфаундленда до западного побережья Мексиканского залива. В них формировались терриген-1 ные морские осадки и лагунные эвапориты. К северу от плато Блейк, на южном продолжении внешней ветви рифтовой систе¬мы, распространены озерно-аллювиальные осадки мощностью до 3 км. В южной части рифтовой системы располагались впадины, заполняемые песчано-глинистыми, в том числе и угленосными, осадками. Сильное погружение охватило западную часть рифто¬вой системы. Мощность озерных, аллювиальных и дельтовых от-< ложений превышает 5 км. Их накопление нередко прерывалоа извержениями базальтов толеитового ряда.
В южной Калифорнии и Западной Сьерра-Мадре Мексики воз¬никла островная дуга. Островодужные условия характерны и для Британской Колумбии, где вулканическая активность ослабела и стали формироваться карбонаты.
Крупный глубоководный бассейн занимал центральную и юж¬ную части Аляски. Вулканогенно-кремнистые и терригенно-крем-нистые осадки этого бассейна формировались на продолжении тихоокеанской окраины.
Южный сегмент Западной Тихоокеанской окраины представ¬лен океанскими осадками и вулканогенно-терригенно-кремнис-тыми островодужными комплексами. Они распространены в Оре¬гоне и Калифорнии. Юго-восточнее находилась островная дуга Западной Сьерра-Мадре. Восточнее этой дуги накапливались преимущественно глинистые и песчано-глинистые морские мел¬ководные и глубоководные толщи.
В юго-западном сегменте Тихоокеанского кольца меланезий-i екая окраина Гондваны, от Новой Гвинеи до Новой Зеландии, включая крайний северо-восток Австралии, представляла и в ран¬нем триасе активную окраину андского типа, надстроенную крае¬вым вулканоплутоническим поясом. Подобный пояс развивался и в Андах, но здесь он уже вступил в стадию угасания. Вдоль ан-1 тарктической окраины Гондваны вероятно существование вулка¬нической дуги. Вулканические дуги и окраинные моря продолжали развиваться и вдоль кордильерской окраины Северной Америки.
Вдоль Арктическо-Североатлантической рифтовой системы! морская трансгрессия проникла на юг, в Северное море, где обоз¬начился ее осевой рифт, а также в Западную и Центральную Ев¬ропу. В начале поздней перми возник огромный Североморско-Среднеевропейский солеродный бассейн; широтным Англо-Дат¬ским порогом он разделяется на две впадины, а вдоль Датско-Польского рифтогенного прогиба временами соединялся с Тети-сом. В теле Гондваны усилились погружения на востоке Африки и западе Мадагаскара, представлявших два борта южного рифтово-го бассейна, и на западе Австралии; в южных широтах расшири¬лось распространение морских осадков.
В северо-западном сегменте современного Тихоокеанского коль¬ца западная зона Корякского нагорья, а также Буреинский и Хан-кайский массивы в западном обрамлении Сихотэ-Алиня в начале триаса продолжали развиваться в орогенном режиме с образова¬нием на краю Сихотэ-Алиня вулканоплутонического пояса. В Ко¬рякин к востоку от края континента продолжала существовать возникшая в позднем палеозое вулканическая дуга. На месте Япон¬ских островов между окраиной материка и микроконтинентом Куросегава располагалось окраинное море Чичибу. Далее к югу вдоль восточной окраины Азии господствовали, вероятно, океан¬ские условия, как и на востоке Корякин, Сихотэ-Алине и на Саха¬лине.
На востоке Лавразии располагались возвышенные равнины и горные массивы, разделенные крупными аккумулятивными низменностями. Суша рассекалась множеством речных систем, которые выносили обломочный материал в Польско-Германский, Баренцевоморский бассейны и бассейны Восточно-Европейской платформы.
Временами в озерных водоемах соленость возрастала, и тогда в их пределах накапливались эвапориты и красноцветные терриген-ные осадки, обогащенные гипсами и ангидритами.
С севера возвышенная равнина Восточно-Европейской плат¬формы омывалась мелководным морем, смыкавшимся с морями Гиперборейской платформы. Расположенная на юге озерно-аллю-виальная низменность неоднократно подвергалась затоплению морскими водами. В разрезе чередуются морские и континенталь¬ные песчано-глинистые отложения. Эта обширная низменность вплотную примыкала к Уральским горам. Среднегорная область Урала с остаточными предгорными прогибами, заполнявшимися грубообломочными толщами, отделяла Восточно-Европейскую платформу от Западной Сибири. В пределах последней распола¬галась озер но-аллювиальная низменность. В сохранившихся риф-товых впадинах Западной Сибири накопление терригенных осад¬ков сопровождалось базальтовыми извержениями, синхронными с рифтовым вулканизмом Сибирской трапповой провинции.
Общая тектоническая и физико-географическая обстановка среднетриасовой эпохи была сходна с раннетриасовой, однако в течение среднего триаса начинают развиваться тенденции, кото¬рые в дальнейшем приведут к большим изменениям. Так, отмеча-ется расширение расклинивавшего Пангею залива океана Тетис, Достигавшего крайнего запада Средиземноморья, и одновремен¬но расчленение его средиземноморской части на блоки карбонат¬ных платформ и более глубоководные прогибы с тонкими и карбо натными, кремнистыми и глинистыми осадками и проявлениями вулканизма изменчивого состава, в том числе повышенной щелоч¬ности. Наиболее значительные из этих прогибов простирались по периферии Адриатического выступа Гондваны, в Сицилии и Ка¬лабрии и Динаридах; последний прогиб прослеживается далеко на восток, вплоть до северной Анатолии и далее; он характеризу¬ется особенно мощным и пестрым по составу вулканизмом, а также интрузивной деятельностью. По-прежнему существует Крымско-Кавказский глубоководный прогиб с его продолжением в Цент¬ральный Памир и Тибет и далее к юго-востоку и вулканоплуто-ническим поясом в северном обрамлении.
К северу от Тетиса, в пределах Западной и Центральной Ев¬ропы, Причерноморья, Предкавказья, Прикаспия и западного Турана, продолжал располагаться обширный солоноватый эпи-континентальный бассейн, связанный теперь уже несколькими проливами с Тетисом. На севере Европы аналогичный бассейн охватывал Баренцево море со Шпицбергеном и Землей Франца-Иосифа и Тимано-Печорскую низменность. На западе он продол¬жался вдоль северной окраины Северной Америки, сливаясь в районе Аляски с морем Кордильер, а на востоке простирался по северной периферии Азии, переходя в ее обширную Верхояно-Колымскую пассивную окраину, унаследованную от более ран¬них эпох. Но большая часть площади Северной Америки, Восточ¬ной Европы, Западной и Восточной Сибири оставалась сушей с отдельными очень неглубокими впадинами (Днепровско-Донец-кая и др.). заполнявшимися континентальными осадками. Мор¬ские воды проникают, однако, в Енисей-Хатангский и Вилюй-ский заливы.
Континентальные условия и денудация господствуют почти на всей площади Гондваны, где происходит выработка гондванской поверхности выравнивания. Исключение составляют узкая и пре¬рывистая полоса развития морских осадков вдоль западного по¬бережья Южной Америки, аналогичные полосы — вдоль запад¬ных побережий Австралии и Антарктиды и более обширные зали¬вы восточного Алжира и Туниса, а также Аравии, оба с водами повышенной солености.
Во второй половине триаса в пределах Африканской платфор¬мы стали возникать понижения, которые оказались занятыми озе¬рами. Невысокий горный кряж находится в Атласе. Аналогичный массив располагался в Капской области.
Море распространяется вдоль системы рифтовых прогибов юго-восточной окраины Африканского континента. В изолированных бассейнах осаждаются эвапориты. Крупные солеродные лагуны воз¬никли в Алжиро-Тунисском регионе и в узком рифтовом бассейне, простиравшемся от Марокко до Гвинеи-Бисау. В основании соле-родной толщи находится толша толеитовых базальтов и андезитов.
Почти вся Австралийская платформа в раннем триасе пред¬ставляла сушу. Вдоль ее западной окраины располагался рифто-вый морской бассейн. На востоке платформы вблизи западного склона орогена Хантер-Боуэн в бассейнах Большом Артезианском и Кларенс-Моретон накапливались песчаные аллювиальные осадки. Аллювиальная равнина, примыкавшая к этому островному ороге-ну с востока, сменялась приморской низменностью Сиднейского бассейна.
Восточнее по-прежнему находился окраинный вулканический пояс. Новая Гвинея, Новая Каледония и Новая Зеландия находи¬лись в области континентального склона, где накапливались тур-бидиты с пеплами и туфами, базальты и кремнисто-вулканоген¬ные серии.
Наиболее сложная обстановка наблюдалась, как и ранее, вдоль активных тихоокеанских окраин Азии и Северной Америки. В пре¬делах первой продолжают существовать Южно-Анюйский, Мон¬голо-Охотский и Амуро-Уссурийский заливы, мелководные на западе, глубоководные на востоке. Корякин, Камчатка, Сихотэ-Алинь, Сахалин,, восточные зоны Японии представляют уже ок¬раину собственно океана, южнее включающую и будущие Фи-липпины.
С североамериканской стороны более отчетливо, чем с азиат¬ской, устанавливается присутствие вулканических дуг и отгоро¬женных ими окраинных морей. Вдоль западных зон Анд продол¬жается вулканическая деятельность.
В позднем триасе в пределах Пангеи произошло дальнейшее усиление процессов рифтогенеза, предвещающее ее близящийся распад. Одновременно на периферии продолжалось формирование вулканических дуг и краевых вулканоплутонических поясов. Оче-нидно, что эти процессы были сопряженными — нарастание рас¬тяжений внутри Пангеи и сжатия — субдукции вдоль ее окраин.
Рифтогенез в области Пангеи получил свое наиболее яркое проявление в Северо-Атлантическом регионе. Мощная система континентальных рифтов протянулась вдоль восточной окраины Северной Америки от Ньюфаундленда до Мексиканского залива. Но основной ствол этого рифтового пояса по-прежнему прохо¬дил через будущую Атлантику, от которой к юго-востоку отходил ряд ветвей, пересекавших Европу и Магриб; главными из них были Североморская, Датско-Польская, Бискайско-Пиренейская и Ма¬рокканская. Развитие двух последних, а также Северо-Американ-ской рифтовой системы сопровождалось основным вулканизмом.
Аналогичный процесс рифтогенеза, также сопровождавшийся основным вулканизмом, затронул широкую полосу вдоль восточ¬ного склона Урала и прилегающей части Западной Сибири, вклю¬чая Тургайский прогиб. Он продолжался также на южной пери¬ферии Восточно-Европейского континента и в пределах Турана, в тылу сохранившего свою активность краевого вулканоплутони-ческого пояса в северном борту Тетиса. Здесь, однако, в отличие от атлантического, этот рифтогенез не перерос в дальнейшем в океанский спрединг, а лишь создал предпосылку для последу¬ющего образования обширного Западно-Сибирского эпиконти-нентального бассейна.
Между тем подобные бассейны, Североморско-Среднеевропей¬ский и Баренцевоморский (с охватом Тимано-Печорской пли-, ты), продолжали развиваться в северной половине Европы, нака¬пливая значительные (мощностью 1,5 — 2,0 км и более) толши осадков, лагунно-континентальных в первом, мелководно-мор¬ских во втором. Меньшего масштаба погружения наблюдались в Парижском, Аквитанском, Днепровско-Донецком, Прикаспий¬ском бассейнах (синеклизах). На Китайско-Корейском кратоне по¬добным бассейном был Ордосский; во всех впадинах преобладало континентальное осадконакопление.
В противоположность этому большая часть площади Северной Америки, Восточной Европы, Сибири, Северного Китая и Ко¬реи оставалась приподнятой выше уровня океана и служила областями денудации. Исключение составляют при кордильерская, арктическая, восточно гренландская окраины Северной Америки, Вилюйская и Таймырская окраины Сибири, где господствовали условия прибрежных равнин, временами заливавшихся морем. Осо¬бо следует упомянуть широкую северо-восточную, Верхояно-Ко-лымскую окраину Сибири с ее обширным шельфом и протяжен¬ным континентальным склоном.
Гондванская половина Пангеи на большей части своей пло¬щади оставалась низкой сушей. Моря имели наибольшее рас¬пространение, как и ранее, в области ее северной пассивной ок-раины, обращенной к Тетису, на пространстве от Сахары до Ара¬вии и северо-западного Индостана. Кроме того, море проникло в рифтовые системы вдоль будущих северо-западной и юго-восточ-'' ной окраин Африки, северо-западной и западной окраин Австра¬лии, а также в рифтовый прогиб, пересекавший Центральные Анды и достигший в Боливии Южно-Американской платформы. В восточ¬ной половине Африки заканчивали свое развитие фабены Карру. В самом конце триаса — начале юры здесь произошла мощн; вспышка траппового магматизма (траппы Драконовых гор).
На востоке в Пангею со стороны Панталассы по-прежнег вдавался обширный залив Тетиса. На его западном окончании области Западного Средиземноморья континентальная кора про¬должала испытывать деструкцию, а рифтогенные прогибы — уг¬лубление.
Начиная с северо-западного района Венгрии (горы-Бюкк) по¬являются признаки перехода континентального рифтинга в спре¬динг. Ось этого спрединга продолжается отсюда в зону Вардара на Балканах и далее в северную Турцию и Малый Кавказ (Севано-Акеринская зона). Восточнее происходило сближение микро¬континентальных блоков — Ирано-Афганского и Тибетского — между собой и с южной окраиной Евразии и их отодвигание от Гондваны в связи с расширением Неотетиса. Северная окраина Тетиса, в отличие от противоположной окраины, оставалась ак¬тивной окраиной андского типа с краевым вулканоплутониче-ским поясом, протянувшимся от Добруджи до Куньлуня.
Обращенные к будущему Тихому океану окраины Лавразии и Гондваны, как и ранее, характеризовались активным тектони¬ческим режимом. В северной половине окраины этого океана, по¬добно предыдущим эпохам, отличались развитием энсиматиче-ских вулканических дуг и окраинных морей. В южной половине преобладали условия андского типа: на периферии Австралии заканчивалось развитие краевого вулкан о плутонического пояса, а вдоль края Южной Америки протягивалась энсиалическая вулка¬ническая дуга, в тылу которой располагались прогибы с накопле¬нием континентальных осадков.
Завершился поздний триас крупным событием — эпохой ин¬тенсивных тектонических деформаций сжатия, которая получила название раннекиммерийской в Европе и индосинийской в Азии. Наиболее значительную площадь эти деформации охватили в Вос-точной Азии, где распространились на территорию от Забайкалья до Индокитая и затронули не только подвижные системы, но и такие стабильные блоки, как Китайско-Корейская и Южно-Ки¬тайская платформы, подвергнув смятию их осадочный чехол. С этими деформациями связано замыкание Амуро-Уссурийского, Южно-Циньлинского, Лаосско-Вьетнамского, Юннань-Малай-ского прогибов, приведшее к причленению Ханкайского, Южно-Китайского, Индосинийского и Синобирманского континенталь¬ных массивов с этими промежуточными прогибами к основному телу Евразии. Вошел в ее состав и Северо-Тибетский массив в связи с замыканием глубоководного бассейна, протянувшегося вдоль южных склонов Куньлуня, Наньшаня и Циньлина и при¬мыкавшего к ней треугольного бассейна Сунпан-Канзе к западу от Южно-Китайской (Янцзы) платформы. Повсеместно индоси-нийские деформации, начавшиеся еще в норийский век, сопро¬вождаются значительным фанитообразованием.
Далее к западу индосинийские деформации проявляются уже в самом конце эпохи в Северном Афганистане, Центральном Ира¬не, на южном склоне Большого Кавказа. Они были вызваны столкновением И рано-Афгане кого континентального блока на ностоке, а на западе такого же Закавказского блока с окраиной Евразии. Затронули эти деформации и северо-запад Туранской плиты, особенно Мангышлакский прогиб, Предкавказье, Крым и северную Добруджу. В целом они заметным образом изменили очертания южного фасада Евразии, особенно на востоке. Но се¬вернее здесь еще сохранялись два залива Палеопацифика — Аму-ро-Охотский, остаточный от Монголо-Охотского, западная часть которого также испытала индосинийские деформации и гранити¬зацию, и Южно-Анюйский.
Помимо Евразии деформации рассматриваемой эпохи затро¬нули Южные Анды и Антараганды, сопровождаясь известково-щелочным вулканизмом и гранитообразованием.
15.4. Климатическая и биогеографическая зональность
В то время как ранний и частично средний триас представляют как бы продолжение позднепалеозойского этапа развития, позд-. нетриасовая эпоха была тесно связана с раннеюрской. Практи¬чески повсеместное распространение однотипных осадков и одина-кового фаунистического комплекса как в приэкваториальных, так и в полярных морях позволяет заключить, что триасовые зоогеог-. рафические провинции являлись экологическими областями, не отражающими воздействие климата. Остатки амфибий и репти¬лий, жизнедеятельность которых прекращается при температурах ниже +10 °С, обнаружены в тех районах, где по палеомагнитным данным располагались полюса, а именно северо-восток Евразии и южная часть Австралии. Это в свою очередь дает основание по-лагать, что даже в приполярных районах температуры вряд ли оказывались существенно ниже, чем в областях с субтропическим климатом. Климатическая зональность определялась не столько различием в термическом режиме, сколько условиями увлажне¬ния.
На основании характера увлажнения в раннем и среднем три¬асе выделяются четыре природные области: экстрааридная, илг область пустынь, умеренно-ариадная, или область сухих и опус-тыненных саванн, переменно-влажная и равномерно-влажнг"
(рис. 15.3).
Пустынные условия господствовали на значительной части Северо-Американского континента, в Европе, Северной Африке, Аравии, Иране, Центральной Азии, Южной Америке и се-: верной части Австралии. В этих регионах распространены красно-цветные карбонатные континентальные отложения, эоловые и, пролювиальные фации. Среди морских осадков ведущая роль при¬надлежала эвапоритам и высокомагнезиальным карбонатам.
Умеренные аридные условия в раннем и среднем триасе гос¬подствовали на северной периферии Северной Америки, в Север¬ной Европе, Западной и Южной Сибири, Монголии, -Восточном Китае, на юго-западе Южной Америки. По сравнению с экстра-j аридной областью интенсивность соленакопления в морях сильно ослаблена. Меньше распространены эоловые фации. На континен¬тальных пространствах появились разнообразные флювиальные осадки и засухоустойчивая ассоциация растений. Крупные зарос¬ли сравнительно влаголюбивых сообществ располагались на мор¬ских побережьях и в широких речных долинах.
Переменно-влажные тропические условия господствовали на северо-востоке Лавразии — на Таймыре, в Восточной Сибири, на северо-востоке России, в Приморье, а также на востоке и юго-востоке Австралии и на северо-западе Канады. В пределах этой области формировались сероцветные терригенные толщи и коры выветривания. Карбонатное осадконакопление подавлялось мощ¬ным поступлением терригенного материала. На этих территориях росли реликты палеозойской флоры — кордаиты, древовидные папоротники и хвощи. Господствующими ландшафтами были лес¬ные саванны с массивами относительно засухоустойчивой рас¬тительности.
Равномерно-влажные условия были характерны для Централь¬ной Америки, Аляски, Канады, северо-востока Азии и Сахары.
Климат позднего триаса характеризовался не только высокими среднегодовыми температурами, но и резко возросшей степенью испаряемости. В связи с этим произошло расширение пустынных и опустыненных ландшафтов (рис. 15.4). Растительность присут-ствовала только на сильнообводненных озерно-аллювиальных низ¬менностях, в долинах рек, на приморских низменностях. Единич¬ные температуры, установленные магнезиальным и изотопным методами, свидетельствуют о высоком термическом режиме, и эти данные подтверждаются широким распространением тепло¬любивой фауны и флоры, развитием рифовых массивов, высоко¬магнезиальных органогенных и хемогенных известняков. Средние температуры в Австралии колебались в пределах 21 — 25 "С, на юге Германии — 25 — 26, на Северном Кавказе — 24—25 и на Малом Кавказе — 24 — 26 °С.
15.5. Полезные ископаемые
В триасовом периоде образовалось небольшое количество мес¬торождений рудных полезных ископаемых. Это скорее всего свя¬зано со слабой интрузивной деятельностью в этот период. Преоб¬ладание засушливых условий офаничивало распространение уголь¬ных месторождений. В это время образовались небольшие место-Рождения угля в Челябинском бассейне, в Китае, Южной Авст¬ралии и на острове Тасмания.
Крупные месторождения газа известны в Алжирской Сахаре, в арктической части Канады, а залежи нефти — в Тимано-Печор-ской области, в бассейне реки Вилюй, в Австралии и на Аляске.
Несмотря на то что в триасовом периоде формировались крупные залежи каменной и калийных солей, экономическое значение их намного ниже, чем пермских. С раннетриасовыми корами вывет¬ривания связаны месторождения минеральных красок на юге Урал; и на севере Средней Сибири. В Северном Казахстане с ними свя¬заны залежи каолиновых глин. Большое значение имеют осадоч¬ные руды урана, приуроченные к континентальным красноцвет-ным отложениям, одно из самых крупных — на плато Колорадо в США. Месторождения меди, никеля, кобальта, железных руд и графита в основном связаны с трапповой формацией в Средней Сибири. Месторождения золота, серебра, свинца, цинка, меди, олова триасового возраста известны на восточном побережье Ав¬стралии.
* * *
В триасе заканчивается, хотя и не вполне (см. гл.16), существование! единой Пангеи-П и в ее составе единой Гондваны (Лавразия просуще-j ствовала гораздо дольше — до конца мезозоя).
Пангею почти со всех сторон окаймляют зоны субдукции, под кото¬рыми развиваются краевые вулкан о плутонические пояса. Между тем в ее внутренних частях нарастают процессы рифтогенеза. Наиболее мошны-ми рифтовыми системами были Африканско-Североатлантическая, Ка-, рело-Западносибирская с их ответвлениями, южная Африкано-Индий-; екая, Западно-Австралийская; многим из них предстояло позже дать на¬чало осям спрединга молодых океанов.
Заканчивается в триасе и господство теократических условий, про¬державшихся более 100 млн лет (с середины карбона). Сохраняется теп¬лый, даже жаркий климат. Органический мир в начале периода еще но¬сит переходный от палеозоя характер, но в общем испытывает измене--ния. В море получают широкое распространение аммоноидеи, на суше &#9632;*! рептилии.
Заканчивается триасовый период мощным импульсом орогенеза -Ш индосинийским или раннекиммерийским, приведшим к существенным изменениям палеогеографической и палеотектонической обстановок &#9632; области Тетиса и его периферии и обширным платобазальтовым магма^ тизмом.
Гл а в а 16 ЮРСКИЙ ПЕРИОД
Юрский период начался 203 млн лет назад и закончился 144 (133) млн лет назад, продолжаясь, таким образом, около 30 (40) млн лет. В современном объеме юрская система была установлена (1822) немецким естествоиспытателем А.фон Гумбольдтом, ко¬торый отнес к «формации юры» известняки, развитые в Юрских горах Швейцарии и Франции. В 1829 г. французский геолог А. Бро-ньяр выделил их в самостоятельную систему. Однако долгое время нижняя часть юрской системы была представлена в качестве са¬мостоятельной системы, называемой лейасовой. Только на 3-м VIГК (1885) в Берлине было рекомендовано включить лейас в юрскую систему.
16.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
Трехчленное деление было предложено на основании изуче¬ния юрских отложений Германии, где обычно выделяли снизу вверх различные по цвету отложения — черная, бурая и белая юра. Эти подразделения приблизительно соответствуют трем отделам современной схемы, которые часто по примеру Англии называ¬ются лейасом, доггером и мальмом.
Ярусная шкала юрской системы была впервые разработана французским палеонтологом А.д''Орбиньи, который выделил 10 ярусов, семь из которых сохра¬нились до настоящего времени (табл. 16.1).
Стратотипы большинства яру¬сов располагаются в пределах Англо-Парижского бассейна. Только для самого верхнего под¬разделения оказалось невозмож¬ным установить единый ярус. Для отложений, венчающих юрскую систему, было предложено бо¬лее десятка наименований и только два из них в настоящее время широко используются: для области Тетиса — титонский ярус, для бореальной области — волжский.
Детальная стратиграфическая схема юрской системы была разра-J ботана на основании широкого распространения морских отложеГ ний. Обилие аммонитов, благодаря их быстрому эволюционному развитию и хорошей сохранности, дало возможность" провести де! тальное расчленение и корреляцию разрезов. В основу расчленения положена схема, разработанная для Западной Европы.
Нижний отдел юрской системы — лейас (от англ. layers— слои) был выделен А.д''Орбиньи (1849). Средний отдел под именем дог¬гер (по местному названию горных пород у английских каменоте¬сов) был выделен А. Оппелем (1856—1858). В те же годы А.Оппель предложил именовать верхний отдел юрской системы мальмом <по названию мягких известняков у английских каменотесов).
Несмотря на то что термины «лейас», «доггер» и «мальм» поль-1 зуются широким распространением, Международный коллокви¬ум по юрской системе (1962) в Люксембурге рекомендовал избе-] гать этих наименований.
Название «геттангскии ярус» дано Г. Реневье (1864) по городу] Геттанж в Лотарингии, где развиты характерные несчано-глини-j стые и карбонатные отложения этого яруса, охарактеризованные аммонитами. Синемюрский ярус назван по древнеримскому наиме-нованию горы Семюр во Франции. Впервые стратотипический раз-i рез описан А. д''Орбиньи (1850). Разрез богато охарактеризован фау-'' ной моллюсков. Зональное деление основано на аммонитах. В 1858 ги А.Оплелем были описаны толщи, охарактеризованные аммонитами вблизи гор Плинсбах в Германии, от которых и получил свое название плинсбахский ярус. Отложения тоарского яруса впер¬вые описаны А. д''Орбиньи (1850). Название дано по древнеримс¬кому названию города Тур во Франции. Как и все ярусы нижней юры, он богато охарактеризован аммонитами.
Лаленскип ярус был описан В. Майер-Эймаром (1864) вблизи юрода Аален в Вюртемберге. Название байосскому ярусу дано А. д''Орбиньи (1850) по городу Байос в Нормандии. Батский ярус свое название получил после работы Д.Хеллоу (1843) от города Ват в Англии.
Келяовейский ярус был назван А. д''Орбиньи (1850) по местеч¬ку Келловей в Англии, где в глинистых толщах содержатся весь¬ма своеобразные аммониты. Оксфордский ярус получил свое на¬звание от города Оксфорд в Англии. Впервые отложения этого нозраста с богатой фауной аммонитов были описаны А.д''Орби-ньи (1850). Тогда же д''Орбиньи дал название и другому верхнеюр¬скому ярусу — кимериджскому (по наименованию города Киме-ридж в Англии). Оба яруса охарактеризованы богатым комплек¬сом аммонитов. В 1885 г. А. Оппелем в Альпах были выделены слои с аммонитами, залегающие над типичной кимериджской тол-шей. Этим морским мергельно-известняковым отложениям А. Оп-пель дал название титонского яруса по имени мифологического героя Титона. Од но возрастные образования в северных районах Европы отличаются от титонских комплексов аммонитовой и бе-лемнитовой фауны. Они были выделены С. Н. Никитиным (1881) под названием «волжская формация». В 1884 г. С. Н.Никитин раз¬делил эти отложения на нижний и верхний волжские ярусы. В конце 60-х годов XX в. было решено выделить единый волжский ярус. Стратотип яруса находится в Среднем Поволжье. Название "Титонский ярус» для соответствующего интервала признано мало¬удачным, так как стратотип этого яруса отсутствует. Несмотря на это в Средиземноморской области выделяются титонские отло¬жения, фауна которых, в том числе и аммониты, имеет мало об¬щего с фауной волжского яруса.
Некоторые сводные разрезы юрской системы показаны на рис. 16.1.
16.2. Органический мир
В юрском периоде архаичные формы палеозоя прекратили свое существование и органический мир принял типично мезозойский вид. В морских бассейнах абсолютным господством среди беспоз¬воночных пользовались головоногие моллюски — аммоноидеи и белемниты, двустворчатые и брюхоногие моллюски (рис. 16.2). Наряду с ними значительным распространением пользовались ко¬раллы, морские ежи, брахиоподы, фораминиферы.
Юрские аммоноидеи принадлежали трем отрядам: Ammonitida, Lytoceratida, Phylloceratida. Время их расцвета совпадает с концом? триаса и охватывает весь юрский период. Значительного разнообН разия достигли аммониты отряда филлоиератид. Для ранней юры наиболее характерны Amaltheus, Hildoceras, Schlotheimia, Lytoceras, для средней юры — Parkinsonia, Stephanoceras, Phylloceras, для поздней — Cardioceras, Virgatites.
Численность и состав наутилоидей на рубеже триаса и юры сократились. От рода Cenoceras подотряда Nautilina произошли все юрские формы. Коренные изменения претерпели белемниты. На смену отряду Aulacoceratida пришел отряд Belemnitida с многочис¬ленными родами и видами. Характерными родами для юрского периода являлись Nannobelus, Hibolites, Cylindroteuthis, Pachyteuthis, Lagonibelus.
Возникли новые роды и виды среди двустворок, особенно в ранней юре. Более разнообразными стали представители родов Gryphaea, Trigonia, Buchia (Aucella), появились первые иноцера-мы, а в поздней юре — рудисты (Diceras). Продолжали развиваться разнообразные гастроподы. Изменился состав шестилучевых ко¬раллов. В средней юре значительно увеличилось число новых ро¬дов, подсемейств и семейств кораллов, а в поздней юре большое развитие получили рифостроящие склерактинии.
По-прежнему среди брахиопод распространены ринхонеллиды и теребратулиды, особенно роды Rhynchonella, Pygope, Zeilleria. Произошло обновление состава мшанок, в основном за счет се¬мейства Cyclostomata. Среди иглокожих появились новые роды и виды правильных и неправильных морских ежей. Морские лилии отряда Articulata были многообразнее триасовых форм. В юрском периоде обитали представители следующих родов морских ежей: Cidaris, Heterocidaris, Galeoropigus. Более разнообразными по сравне¬нию с триасом стали фораминиферы. Появились новые представите¬ли отряда роталлиид, сильно возросла роль нодозарид и милиолид.
Для юрского периода характерно исключительное развитие класса пресмыкающихся. Он представлен огромным количеством разнообразных по своей организации и образу жизни форм. Среди них плавающие, прыгающие, летающие, ползающие, морские, пресноводные и наземные обитатели.
Морские позвоночные представлены рыбами и рептилиями. Лучеперые рыбы в своем большинстве принадлежали цельнокост-ным, но вместе с ними развивались костистые, которые стали прогрессировать в поздней юре. В юрском периоде своего расцвета Достигли ихтиозавры и плезиозавры.
Животный мир суши был довольно своеобразным. Господ¬ствовали рептилии. Гигантские динозавры достигали размеров 25 — 30 м. Огромные диплодоки и апатозавры (бронтозавры) имели гигантское туловище и маленькую голову, их масса достигала не¬скольких десятков тонн. Меньшими по размерам были стегозавры (высотой до 10 м), которые обладали костными пластинками на спине. Кроме растительноядных были распространены хищники —-карнозавры. Рептилии освоили воздушную среду. Среди крылатых ящеров — птерозавров — различают примитивных рамноринхов, а в поздней юре появились более развитые птеродактили.
В юрском периоде обособляется последний по времени своего появления класс позвоночных животных — птиц, предками кото¬рых, возможно, были мелкие ящерицеподобные пресмыкающие¬ся. В поздней юре известны единичные находки первоптицы Archaeopterix. Млекопитающие были мелкими и малораспростра¬ненными. Остатки зубов и фрагменты челюстей этих животных известны из небольшого числа местонахождений.
В растительном мире юрского периода господствовали различ¬ные группы голосеменных: хвойные, гинкговые, цикадовые, бен-неттитовые и чекановскиевые. Были распространены папоротники и хвощи.
16.3. Палеотектонические и палеогеографические
условия
Как отмечалось ранее, наступлению раннеюрской эпохи npej шествовало, а отчасти и его сопровождало, широкое проявлен] раннекиммерийского — индосинийского орогенеза как в Средизе^| номорском поясе, в его центральной и восточной частях и кра! ней северо-западной, так и восточной части Урало-Охотско! пояса, вдоль Кордильерской окраины Тихого океана и в Аркти! (Таймыр, Пай-Хой —Новая Земля). В течение самой раннеюрско) эпохи происходила денудация горных сооружений, созданных эти орогенезом, и нарастала трансгрессия, протекавшая тремя волна| ми — в начале эпохи, в раннем синемюре — раннем плинсбахе позднем плинсбахе —раннем тоаре. Соленакопление в юрском пв| риоде сильно сокращается и, наоборот, усиливается угленакощ ление. Все более заметную роль начинают играть известковые осг ки, но резко снижается значение доломитов. Вместе с тем общ! структурный план Земли не претерпел сколько-нибудь существе] ных изменений, и раннеюрская эпоха явилась последней эпох< существования Пангеи как единого суперконтинента (рис. 16.1 Однако продолжали развиваться рифтовые системы'' в области дущей Центральной и Северной Атлантики (включая восточн) окраину Северной Америки), Северного моря. Западной и Центральной Европы (Бискайская, Дате ко-Польская). Раннеюрская трансгрессия привела к образованию обширного эпиконтинен-тального моря в северной половине Западной и Центральной Ев¬ропы, широко соединявшегося с Тетисом. Последний в своей край¬ней западной части все еще полностью подстилался континен¬тальной корой, но происходило углубление наметившихся еще во второй половине триаса в пределах будущих Апеннин и Альп про¬гибов — Сицилийско-Калабрийского, Ломбардско-Лигурийско-Пьемонтского, очевидно сопутствовавшее дальнейшему растяже¬нию и деструкции континентальной коры в их осевых зонах — предвестников ее раздвига и начала спрединга.
В области восточного склона Урала, Тургая, Западной Сибири продолжались рифтообразование и базальтовый вулканизм, но морские воды вновь охватывают северную (Енисей-Хатангский и Лено-Анабарский прогибы) и восточную окраины древнего Си-бирского континента, до Вилюйской синеклизы включительно. J
Крупные мелководные морские бассейны существовали и в Арктике — Свердрупский, Баренцевский, Карский; через Север¬ную Атлантику они сообщались с Североморско-Среднеевропей¬ским бассейном. В платформенных морских бассейнах Евразии накапливались мелководные песчано-глинистые осадки. В кон¬тинентальных бассейнах растет роль угленосных отложений. Кар¬бонаты и эвапориты формировались в гегганге и синемюре на юге Западно-Европейской платформы.
Тенденция к поднятию охватывает Казахстан и Сибирскую платформу. Во впадины начинают поступать продукты размыва каолинитовых кор выветривания, сформированные в самом кон¬це триаса и в начале ранней юры на столовых возвышенностях. Наряду с каолинитовыми глинами во впадинах накапливались озерно-аллювиальные угленосные отложения.
Значительная площадь Северо-Американской платформы про¬должала оставаться областью размыва (см. рис. 16.3).
Наиболее возвышенная часть располагалась на юго-востоке и юге, тяготея к зоне рифтогенеза. Погружение окраинных частей и поднятие возрожденного Аппалачского орогена сопровождались наземными излияниями толеит-базальтовых лав. Вулканиты изли-вались по краям грабенов и образовали обширное трапповое пла¬то в районе полуострова Флорида. Большая часть обломочного ма¬териала с поднятий выносилась на запад. Крупные дельты распо¬лагались на территориях штатов Колорадо и Вайоминг (США) и в Альберте (Канада).
В течение ранней юры расширяются морские бассейны, распря лагавшиеся вдоль восточной и южной окраин континента, кото-: рые в это время вступили в основной этап рифтогенеза. Мощность отложений, представленных известняками и эвапоритами, в риф-товом бассейне атлантической окраины составляла 4—7 км.
В юго-западной части континента, в Западной Сьерра-Мадре Мексики, возник горный массив и в его пределах вулканический пояс. К югу от него, начиная с позднего триаса, формируется система рифтовых прогибов, которые на короткое время оказа¬лись затопленными морем и начали заполняться черными слан¬цами, а с тоарского века вместо них стали накапливаться уг¬леносные паралические и песчано-глинистые аллювиальные осадки. В это время на юге Мексики и в Центральной Америке, включая Кубу, накопились дельтовые сероцветные отложения с тонкими пластами угля.
Средиземноморский залив Тетиса вследствие развития транс¬грессии соединился с Бореальным морским бассейном. На западе море прорывается в Карибский регион и область Мексиканского залива. Однако вероятнее всего до байосского века оно не соеди¬нилось с тихоокеанскими бассейнами Северной и Южной Аме¬рики.
В связи с развитием трансгрессии создаются благоприятные условия для отложения битуминозных глин в осевых частях про¬гибов. В более мелководных условиях отлагались песчанистые гли¬ны, оолитовые железные руды.
В центральном и восточном сегментах Тетиса происходит сме¬шение к югу зоны субдукции и вулканоплутонического пояса, развитых на его северной активной окраине, в связи с ее наращи¬ванием раннекиммерийским орогенезом. В повторное растяжение и погружение вовлекается зона Горный Крым — Большой Кавказ— Копетдаг. Некоторое оживление поднятий ощущается на север¬ной периферии Тетиса в Средней и Центральной Азии с на¬коплением мощных обломочных толщ в межгорных впадинах. Южнее идет дальнейшее расширение океанского бассейна Неоте-тиса, находящего свое восточное (юго-восточное в современных координатах) продолжение в зоне Индобирманских цепей, на Суматре и Яве.
В Верхояно-Чукотской области темп погружения снижается. Усиливается роль глин и кремнистого материала. В пределах Ко-лымо-Омолонского массива на широком шельфе отлагались песча¬ные осадки. Продолжается островодужный вулканизм в Кони-Тай-гоноской зоне.
Вс,е еще активно погружается Монголо-Охотский бассейн. Его заполняют сравнительно глубоководные терригенные флишоид-ные серии. Погружения имеют место также в Сихотэ-Алинской области и в Японии. Продолжает существовать глубоководная об¬ласть, протягивающаяся от зоны Китаками на острове Хонсю че¬рез остров Хоккайдо на Сахалин. В Корякин накапливались глубо¬ководные глины в обстановке окраинного моря.
В области Гондваны наибольшие изменения по сравнению с поздним триасом заключались в расширении трансгрессии по западной, северной и северо-восточной пассивным окраинам Аф¬рики, особенно в пределах Аравии и Африканского Рога, и в мощ¬ной вспышке траппового магматизма, начавшегося еше в конце триаса, на крайнем юге Африки, в Антарктиде и на Тасмании. Все эти три региона в то время находились в непосредственной близости друг к другу.
Притихоокеанские окраины Пангеи в общем продолжали раз¬виваться в активном режиме. На северо-западе все еще существо¬вали Южно-Анюйский и Амуро-Охоте кий апофизы Палеопаци-фика, а находившийся между ними выступ Азиатского континен¬та окаймлялся двойной цепью островных дуг, между которыми располагался Колымо-Омолонский и, возможно, другие микро¬континенты, вскоре примкнувшие к материку. Южнее острово-дужная вулканическая деятельность, видимо, несколько затухает; то же относится и к краевому вулканоплутоническому поясу Но¬вой Гвинеи—Австралии —Новой Каледонии. Напротив, вулкани¬ческая дуга на андском краю Южной Америки проявляет себя весьма активно, а перед нею и в ее тылу располагаются прогибы, заполняющиеся морскими осадками. На кордильерской окраине Северной Америки от Британской Колумбии (Канада) до Соно-ры (Мексика) простирались вулканические дуги с краевыми мо¬рями в их тылу. Вместе с тем здесь начался процесс причлененш микроконтинентов, надстроенных этими дугами, к материку Се* верной Америки и сокращения этих бассейнов.
Среднеюрская эпоха является переломным этапом в развитш Земли. Крупные тектонические преобразования приводят к ко¬ренной перестройке палеогеографических условий (рис. 16.4). Крат¬ковременная регрессия в конце тоарского века быстро сменилаа трансгрессией, максимум которой пришелся на первую половин] байосского века. Трансгрессия развивалась синхронно во всех угол* ках Земли, и это наводит на мысль о эветатическом повышенга уровня моря. В самом начале батского века начинается глобальнг перестройка Кордильер Северной Америки и Андского пояса, зарождается Мексиканский залив. Вместе с тем на активных KOHI тинентальных окраинах и в Средиземноморском поясе преобла* дало сжатие. На будущих пассивных окраинах проявился рифтогенез, сопровождавшийся быстрыми погружениями и развитие! мощного вулканизма. Вулканические извержения в широких мас¬штабах происходили в Патагонии, Африке и Антарктиде. Они стал! предвестниками океанообразования, начавшегося в позднем бат в Центральной Атлантике1 и Тихом океане. Одновременно пре< кращают свое существование древние длительно развивавшиеся вулканические островодужные системы Северной Америки и час-
1 Открытие офиолитов на одном из островов Канарского архипелага указы-вает на возможность более раннего начала этого процесса.

тично Южной Америки и на их месте возникают окраинно-кон-тинентальные вулканоплутонические пояса андского типа.
По-прежнему основные площади Северо-Американской, Юж¬но-Американской, Африканской и Антарктической платформ яв¬лялись областями сноса. Возвышенные равнины и денудационные низменности перемежались низкогорьями и внутриматериковыми аккумуляционными низменностями. Наиболее возвышенный рель¬еф существовал в Центральной и Юго-Восточной Азии.
В позднеюрскую эпоху продолжались погружения, способст¬вовавшие развитию трансгрессии, все еще шел процесс форми¬рования Атлантического и Индийского океанов (рис. 16.5). Воз¬никли и продолжали расти срединные хребты. Вулканические из¬вержения, интрузивный магматизм и тектонические деформации в пределах Тихоокеанского пояса усилились.
Центральная и северная территории Северо-Американской платформы продолжали оставаться областями сноса. Важным со¬бытием стало образование глубоководных океанских бассейнов Мексиканского залива и Карибского моря на юге и Центрально-атлантической котловины. Раскрытию впадины Мексиканского залива предшествовало мощное соленакопление за счет притока вод из Центральной Атлантики. Одновременно с этим возникли горные хребты Кордильер, образование которых сопровождалось мощным вулканизмом и внедрением крупных гранитных батоли¬тов.
Вдоль внешнего края Большой Ньюфаундлендской банки раз-: вивался барьерный риф. В возникших глубоководных впадинах Мексиканского залива и Карибского бассейна накапливались глубоководные кремнисто-глинистые осадки. Барьерные рифы отделяли платформенное море от открытого океанского бас-4 сейна.
Крупная область континентальной седиментации с локальным наземным вулканизмом возникла в Центральной Америке.
Позднеюрская эпоха знаменуется дальнейшим нарастанием] распада Пангеи. Центральная Атлантика и Западный Тетис со-1 единяются и испытывают расширение; зарождается Карибский глубоководный бассейн и через него устанавливается (в районе1 будущих Северных Анд) связь с Тихим океаном, кора которого также испытывает заметное разрастание (она сохранилась в на-] стоящее время в западной части океана). Начинается деструкция! Гондваны благодаря образованию оси спрединга, проходящей через Сомалийскую и Мозамбикскую котловины Индийско! океана и на севере связанной с осью Тетиса. Благодаря э западная часть Гондваны, в составе Южной Америки и Африки( начинает отделяться от восточной, включающей* Мадагаскар, Индостан, Австралию и Антарктиду. Тем самым зарождаете» Индийский океан.
После некоторой регрессии в конце средней юры (см. рис. 16.4) вновь нарастают трансгрессивные тенденции, приведшие к почти полному затоплению Западной Европы и к значительному рас¬ширению морей в Восточной Европе, где произошло соединение бореального Баренце веко-Карского бассейна с южными морями широким проливом вдоль Урала (см. рис. 16.5). Трансгрессия рас¬пространилась и на Западную Сибирь, где к концу эпохи образо- . вался относительно глубоководный бассейн.
На севере Сибирской платформы расширился Енисейско-Ха-тангский пролив, соединявший моря Западной Сибири с Вилюй-ско-Верхоянским бассейном. В пределах этого пролива накаплива¬лись песчано-глинистые отложения мощностью до 600 м. С тече-1 нием времени море покидает Вилюйскую впадину, и она превра¬щается в обширную озерно-аллювиальную низменность, в кото- I рой накапливаются мощные толщи угленосных отложений. Зна- : чительная часть Сибирской платформы оставалась низменной су¬шей. Угленосные отложения продолжали формироваться на вос¬точной и южной перифериях платформы. Гиперборейская платфор¬ма оставалась в основном возвышенной сушей, которая поставля¬ла обломочный материал в прилегающие бассейны (см. рис. 16.5). На северо-восточной окраине Сибири произошло столкновение вулканической дуги и находившихся в ее тылу микроконтинентов (Колымо-Омолонского и др.) с этой окраиной, повлекшее за собой начало складкообразования в Верхояно-Колымской области. Вул¬каническая дуга возникла вдоль северной окраины Южно-Анюй-ского океанского бассейна, вступившего в заключительную фазу своего существования, а в пределах уже замкнувшегося к началу эпохи Монголо-Охотского бассейна образовалась система крае¬вых и межгорных прогибов, заполнявшихся типичными моласса-ми. Южнее, в пределах западного Забайкалья, восточной Монго-| лии и северо-восточного Китая, образовался мощный пояс риф-тогенного щелочного вулканизма, максимально проявленного в хребте Большой Хинган.
Западная часть Туранской плиты продолжала погружаться, и в ее пределах накопились песчано-глинистые отложения с участием мергелей и известняков. На востоке получили развитие рифовые массивы. Южная часть плиты, включая Афгано-Таджикскую деп¬рессию в кимеридже и титоне, превратилась в крупную солерод-ную лагуну. В ее пределах накопились карбонаты, гипсы, сильвин, галит и ангидриты. Общая мощность эвапоритов достигает 850 м. Огромная часть Центральной Азии и Казахстан продолжали ис¬пытывать поднятие, а межгорные прогибы в их пределах — погру¬жение, местами интенсивное.
Уже в конце среднеюрской эпохи Западно-Средизёмноморская область вступила в стадию океанского спрединга (см. рис. 16.5). Спрединговая зона на западе смыкалась с аналогичной зоной Центральной Атлантики. Она проходила через несуществующую ныне корневую систему крупных покровов Рифа, Бетской Кор¬дильеры, Телля в Сицилиийско-Калабрийско-Лигурийско-Пен-н и некий прогиб, охватывала Вардарскую зону Балкан, Эгейско-Анатолийский прогиб, Севано-Акеринскую зону Малого Кавказа и Иранский Карадаг. В районе Эрзинджана отделялась ветвь Загро-са, продолжавшаяся на восток в Белуджистан и зону Инда-Брах-мапутры в тылу Гималаев.
Периферические зоны океанского бассейна вовлекались в опус¬кания, и в них формировались радиоляриты и глубоководные кар¬бонаты, известные как «аммонитико россо» (красные узловатые известняки с аммонитами). На шельфе и умеренных глубинах от¬лагались разнообразные органогенные известняки.
В Крымско-Кавказско-Копетдагском огромном бассейне Тети-са карбонаты на периферии сочетались с эвапоритами и терри-генными породами — продуктами размыва островов и подводных поднятий. Во второй половине позднеюрской эпохи, а на Боль¬шом Кавказе уже в ее начале, на континентальном склоне и его подножиях стали формироваться флишевые толщи. В Крыму флиш накапливался только в титоне, а до этого в Крымском бассейне образовалась толща конгломератов мощностью до 700 м. Мощ¬ность терри ген но-карбонатного флиша в Крыму составляет 3,5 км, на Большом Кавказе — свыше 2 км. В титоне флиш отлагался так¬же на Балканах, в юго-западном Афганистане, в Марокко и меж¬ду северными и южными блоками Тибета.
Глубоководные бассейны окаймлялись барьерными рифами, вместе с подводными поднятиями способствовавшими отделению от открытого моря солеродных лагун. Особенно крупная лагуна возникла на Аравийском полуострове; эвапориты и пестроцвет-ные континентальные осадки отлагались также в Предкавказье и II Центральном Иране.
В то время как Тетис на западе, вплоть до Альп и Апеннин, продолжал расширяться, восточнее, начиная с Динарид, по его северной периферии в конце эпохи проявились деформации сжа¬тия. Наибольшей интенсивности они достигают в Афганистане и Центральном Памире, где происходит столкновение Ирано-Аф¬ганского микроконтинента, включавшего Южный Памир, с юж¬ным краем Лавразии. Далее к востоку складчатость конца юры, получившая в Европе название позднекиммерийской, проявля¬ется в Центральном Тибете, где сближаются и затем сталкивают¬ся Южно- и Се веро-Тибете кий континентальные блоки, и на юго-востоке Азиатского материка, в Мьянме. Вулканизм в Тетисе в позднеюрскую эпоху заметно ослабел и сохранился лишь на Ма¬лом Кавказе и в смежных районах Турции и Ирана, а также по южной окраине Южно-Тибетского континентального блока. По периферии глубоководных бассейнов Тетиса с океанской корой на границе с разделявшими их микроконтинентами развивались барьерные рифы, а на южной окраине продолжали существовать карбонатные платформы, разделенные впадинами, с накопле¬нием относительно глубоководных осадков, включая радиоля¬риты.
В Юго-Восточной Азии море трансгрессирует в пределы блока Шан-Тай. В центре вновь возникшего бассейна отлагаются глини¬стые и песчано-глинистые осадки. На юге Таиланда и севере Су¬матры возникла вулканическая дуга.
На современном тихоокеанском побережье юго-востока Азии формировались относительно глубоководные терригенно-карбо¬натные флишевые образования. На Тайване и островах Рюкю на¬капливались глубоководные глинистые толщи с участием туфов андезитов.
На территории Ниппоно-Сихотэ-Алиньской области преобла¬дали песчано-глинистые серии с горизонтами радиоляритов. В Хок-кайдо-Сихотэ-Алиньской части тихоокеанской окраины в усло¬виях растяжения, сопровождавшегося щел очно-базальтовым вул¬канизмом, возникли глубоководные прогибы и подводные под¬нятия.
Серьезные изменения произошли в Верхояно-Колымской об¬ласти — в ее северо-восточной части образовались крупные ост¬рова, на более глубоких участках накапливались флишоидные пес¬чано-глинистые серии, во фронтальной части вулканической дуги возникли мощные вулканогенно-осадочные толщи. Наряду с мор¬скими толщами присутствуют континентальные угленосные от¬ложения. На Колымо-Омолонском массиве формировались вулка¬ниты. В расположенном северо-восточнее Южно-Анюйском бас¬сейне на коре океанского типа в глубоководных условиях накап¬ливался терригенный флиш и изливались базальты.
Раскол Гондваны на западную и восточную части, произошед¬ший в поздней юре, не привел еще в эту эпоху к их полному разделению, так как Антарктида оставалась связанной с Южной Америкой и Африкой и с Индией и Австралией, а новообразо¬ванный Индийский океан замыкался на юге. Его окраины испыты¬вали опускание, в частности море появилось на южной оконеч-. ности Южной Америки (Фолклендское плато) уже в бате, а внут¬ренние районы гондванских континентов — в основном подня¬тие, на фоне которого происходило относительное опускание отдельных небольших впадин, заполнявшихся континентальны¬ми осадками. Самыми крупными из них были впадина Большого Артезианского бассейна на востоке Австралии и впадина Конго в Экваториальной Африке.
На азиатской окраине Тихого океана главным событием эпохи явилось начало формирования вулканоплутонического пояса вдоль современного юго-восточного побережья Китая и на юго-востоке Вьетнама. Такой же пояс формируется на кордильерской окраине Северной Америки, на всем пространстве от Аляски да Мексики, и в южной половине Анд. Сохраняет свою активность в пределах Новой Каледонии и Новой Зеландии краевой вулканоплутони-ческий пояс Восточной Австралии. Между тем на крайнем севе¬ро-западе современного Тихоокеанского кольца, в Корякин и на северо-западном побережье Охотского моря, а также в Северных Андах продолжают существовать или возникают энсиматические дуги с окраинными морями в их тылу.
В конце эпохи на ряде отрезков Тихоокеанского кольца усили¬лись напряжения сжатия и проявления складчато-надвиговых де¬формаций. Это относится к Южным Андам, где эти события («ара-уканский орогенез») начались еще в кимеридже и протекали од¬новременно с превращением вулканической дуги в краевой на¬земный вулканоплутонический пояс; Северо-Американским Кор¬дильерам, где с них берет начало становление современной струк¬туры пояса («невадский орогенез»), а также Новой Каледонии и Новой Зеландии («орогенез Рангитата»), для которых деформа¬ции данной эпохи имели не меньшее значение, и Японским ост¬ровам, где они завершили формирование структуры их внутрен¬них зон («орогенез Сакава»).
В течение позднеюрской эпохи продолжалось раскрытие Цент¬ральной Атлантики, где отлагались мелководные и гемипелаги-ческие карбонатные осадки с участием глин. Наивысшая актив¬ность подводных вулканических гор отмечалась на Канарском ар¬хипелаге и островах Зеленого Мыса. Глубоководная впадина была окружена рифами, препятствовавшими выносу терригенного ма¬териала в глубь бассейна.
Индийский океан проходил начальную стадию развития. На ложе новообразованной океанской впадины к востоку от Африки и к северо-западу от Австралии накапливались гемипелагические глины небольшой мощности.
16.4. Климатическая и биогеографическая зональность
Раннеюрская эпоха являлась временем хорошо выраженной гумидизации климата. Это привело к широкому распространению осадков сильно обводненных ландшафтов, увеличению объема угленосных толщ, отсутствию среди растительных ассоциаций остатков ксерофильных форм.
Изотопные и магнезиальные палеотермометрические методы позволили не только установить различные термические зоны, но и дали возможность оценить изменение глобального темпера-турного режима в течение юрского периода. После кратковре¬менного понижения температур в рэтском веке произошло значительное повышение температур в ранней юре. Новый подъем температур произошел в байосском веке. Небольшие понижения температур происходили в келловее и самом конце юрского пе- i риода.
В течение ранней и средней юры существовала не только тер¬мическая зональность, но и зональность, вызванная различием в распределении атмосферных осадков (рис. 16.6, 16.7). Север¬ный аридный пояс охватывал ряд районов США и Северную Африку.
К южному аридному поясу относились территория Централь¬ной Америки, Сомали и Танзания. Переменно-влажные условия господствовали на значительной части Бразилии и Африки, в Ара¬вии и на юге Индокитая. Область с экваториальным влажным кли¬матом охватывала южную часть Мексики, Гвинею, Камерун, Ни¬герию и Египет.
Влажные тропические условия на Северо- и Южно-Американ¬ском континентах определены на основании не только обильного угленакопления, но и присутствия богатого и разнообразного комплекса растительных сообществ и широкого распространения фаций сильно обводненных ландшафтов. Аналогичные условия существовали на юге Африки.
Значительная часть территории Сибири, северо-востока евро¬пейской части России, Монголии и Северного Китая характери¬зовалась влажным, близким к субтропическому климатом. На се¬вере субтропического пояса средние температуры колебались в пределах 15 — 20 °С, а в южном направлении они повышались до
18-20 °С.
Аналогичные условия существовали на преобладающей части Австралии и в Новой Зеландии. Сравнительно более низкие тем- : пературы предположительно были в Антарктиде, где в толще ар-козовых и граувакковых песчаников обнаружены останки относи¬тельно холоднолюбивой фауны двустворчатых и головоногих мол¬люсков.
По характеру температурного режима в течение позднеюрской эпохи выделяются экваториальный, тропические, субтропические и умеренные пояса (рис. 16.8).
Согласно изотопной и магнезиальной палеотермометрии, тем¬пературы в экваториальном поясе составляли 26 и даже 28 °С, а в тропическом — колебались в пределах 21 — 24 "С.
В сторону полярных районов температуры в аридном поясе понижались, но одновременно возрастала влажность, и климат становился переменно-влажным. Такие условия были свойствен¬ны северным и северо-западным районам Европы, юго-восточ¬ной Монголии, Восточному Китаю в Северном полушарии и Южной Африке, Индонезии и Северной Австралии в Южном полушарии.
Среди осадков этого пояса отсутствуют эоловые фации, умень¬шается роль пролювиальных осадков и повышается роль озерных и пойменных отложений. Среди глинистых толщ, объем которых возрастает, увеличивается значение каолинита, появляются лин¬зы и слои углей. Именно в областях переменно-влажного тропиче¬ского климата обнаружено наибольшее количество остатков ди-нозавровой фауны. Динозавры являлись обитателями увлажнен¬ных ландшафтов приморских низменностей и предпочитали жить в условиях небольших суточных и сезонных колебаний темпера¬тур.
Наибольшее число индикаторов субтропического климата име¬ется для территории Европы и Азии. Морская фауна представ¬лена смешанным комплексом, и наряду с тропическими фор-мами присутствуют и относительно холоднолюбивые, бореаль-ные организмы. По данным изотопной и магнезиальной палео-термометрии в позднеюрскую эпоху средние температуры среды обитания мелководных моллюсков и брахиопод не превышали 18°С.
Умеренный пояс в Северном полушарии располагался на севе¬ро-востоке Евразии и севере Северной Америки. Средние тем¬пературы среды обитания относительно холоднолюбивых форм не превышали 15 °С. Столь низкие температуры не способствовали карбонатонакоплению и образованию минералов, содержащих же¬лезо, а также развитию процессов корообразования. К южному умеренному поясу относились юго-восточная часть Австралии и Новая Зеландия.
В течение юрского периода продолжали существовать три круп¬ные палеобиогеографические области: Бореальная, Тетическая и Южная. Им были свойственны своеобразные комплексы голово¬ногих моллюсков. В ранней юре в пределах Бореальной области выделяют три провинции:
1) Бореальн о-Атлантическую, которая охватывала северо-за-|
пад Европы, Центральную Европу и простиралась вплоть до Се-1
верного Кавказа;
2) Арктическую, включающую Сибирь и арктические районы]
Америки;
3) Бореально-Тихоокеанскую, охватывающую Южную Аляс-i
ку и Британскую Колумбию. В течение юрского периода границы
провинций неоднократно менялись. Особенно широко распро¬
странилась бореальная фауна в начале позднеюрского периода. ]
Ряд провинций выделился в Тетической, или Средиземномор-] ской, области, которая нередко отождествляется с областями раз¬вития экваториального и тропического климата. Область, подоб¬ная Бореальной, выделяется в Южном полушарии. Она характе¬ризовалась своеобразным комплексом головоногих и двустворча-] тых моллюсков.
16.5. Полезные ископаемые
Преобладание на значительных территориях влажного и теп¬лого климата обусловило энергичное накопление углей. По объ¬емам угленакопления юрская эпоха занимает третье место после позднепалеозойской и позднемеловой-палеогеновой. В юрских от¬ложениях сосредоточено около 16% мировых запасов углей. На территории бывшего СССР это бурые угли Канско-Ач и некого, Убоганского и Иркутского бассейнов, верхние горизонты Караган-ды и Кузбасса, каменные угли Закавказья (Ткварчельское и Тки-бульское месторождения) и Южно-Якутского бассейна. Большое шачение имеют также угольные бассейны Китая и Австралии. В пределах Средиземноморья распространены бокситы.
Юрские отложения во многих областях земного шара являются нефтегазоносными. Именно такой возраст имеют крупнейшие в мире месторождения нефти в Саудовской Аравии (Гхавар и Мезе-лидж), а также нефтяные месторождения в Предкавказье, Сред¬ней Азии, на Мангышлаке, в северном Прикаспии, в Западной Сибири и Северном море, а также газовые и газоконденсатные месторождения Баренцева моря.
С юрским периодом связана одна из крупнейших эпох форми¬рования железных руд. Месторождения оолитовых железных руд располагаются на юге Западной Сибири, а также на перифериях Англо-Парижского и Польско-Германского бассейнов.
Интенсивная интрузивная деятельность, особенно усилившая¬ся в средней и поздней юре в пределах Средиземноморского и Тихоокеанского подвижного поясов, способствовала формирова¬нию ряда рудных месторождений. Наиболее характерными для позднеюрской эпохи являются месторождения олова, молибдена, вольфрама, золота, серебра и полиметаллов. Образование этих руд связано с внедрением кислых интрузий в Забайкалье, Верхояно-Чукотской области, на полуострове Малакка, в Индонезии и в Кордильерах. Юрский возраст имеют полиметаллические место¬рождения Кавказа, среди которых наиболее крупным является Са-донское месторождение. С юрским вулканизмом связаны место¬рождения марганцевых руд в Альпах, на Балканах, в Калифорнии и меди в Закавказье (Кафан).
Юрский период ознаменовался началом распада последней Пангеи-Н, и частности Гондваны, и образованием Атлантического и Индийского океанов (рис. 16.9). В конце средней юры океан Тетис с его продолжени¬ем в Центральную Атлантику и Мексикано-Карибский регион полнос¬тью отделил Лавразию от Гондваны. Начало и конец юрского периода характеризовались также крупными эпохами орогенеза, соответственно ранне- и позднеламирийской. Первая наиболее мощно проявилась в Восточной и Юго-Восточной Азии, вторая — в Тихоокеанском кольце под¬вижных поясов.
Климат в течение всего периода оставался теплым и преимуществен^ но влажным. Среди морской фауны господствовали аммониты, а среди наземной наступило господство динозавров, в то время как моря осваи¬вались крупными ящерами-плезиозаврами, ихтиозаврами.
Гл а в а 17 МЕЛОВОЙ ПЕРИОД
Меловой период продолжительностью 70 (80) млн лет начался 145 (135) млн лет назад и закончился 65 млн лет назад. Меловая система в современном объеме была выделена бельгийским гео¬логом Ж. д''Омалиусом д''Аллуа (1822) в Англо-Парижском бас¬сейне. Свое название она получила от характерной породы — бе¬лого писчего мела, широко распространенного в Европе, от Бри¬танских островов до Прикаспия. В системе выделяют два отдела. Такое разделение было рекомендовано на 3-м МГК (Берлин, 1885) и используется по настоящее время, хотя неоднократно предпри¬нимаются попытки предложить вариант трехчленного деления, в котором аптский, альбский, а иногда и сеноманский ярусы выде¬ляют под названием «средний мел». Трехчленное деление принято во Франции и некоторых других странах.
Ярусное и зональное деление нижнего отдела меловой систе¬мы основано на распространенности аммоноидей, а верхнего — белемноидей, морских ежей, иноцерамов и фораминифер. Ярус¬ная шкала была разработана в Западной Европе. Стратотипы ва-ланжина и готерива находятся в Швейцарии, Маастрихта — в Ни¬дерландах, а остальных ярусов — во Франции. Общая стратигра¬фическая шкала меловой системы дана в табл. 17.1.
17.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
После установления меловой системы дальнейшая разработка ее стратиграфии была выполнена А.д'' Орбиньи, который широко использовал палеонтологический метод. Взамен существующих местных подразделений он ввел ярусы, каждый из которых ха¬рактеризуется определенным фаунистическим комплексом.
Термин «неоком» был предложен Дж.Турманном (1835) для морских отложений нижней части меловой системы, развитых в Юрских горах Швейцарии. Название происходит от древнерим¬ского города Невшателя. В дальнейшем неоком был утвержден в качестве надъяруса и в его составе стали выделять четыре яруса.
Сенон впервые был обоснован в ранге яруса также А.д''Орби¬ньи. Название происходит от древнего имени города Санса на реке Йонна. В дальнейшем в составе сенона были выделены четыре яруса, а сам он перешел в ранг надъяруса.
Стратотип берриасского яруса расположен на юго-востоке Фран¬ции у деревни Берриас. В 1871 г. Г.Коканом известняки берриаса были выделены в самостоятельный ярус, и он поместил его в основание меловой системы. Позднее берриас был включен в ка¬честве подъяруса в титонский ярус. С конца XIX в. развернулась дискуссия о статусе берриаса. Стратотип и чес кий разрез переизу¬чался в 60—70-е годы XX в., и некоторые исследователи предло¬жили рассматривать берриас в качестве самостоятельного яруса. Второй международный коллоквиум по границе юры и мела, про¬веденный в Лионе и Невшателе (1973), принял зональное деле¬ние берриаса, утвердив его в качестве нижнего яруса меловой си¬стемы. Границу между титоном и берриасом предложено прово¬дить, как и раньше, в основании подзоны Pseudosubplaniteis grandis.
Валанжинский ярус был выделен из неокома, развитого в горо¬де Невшатель (Швейцария), около замка Валанжин. К нему была отнесена пачка переслаивания серых, голубых и желтых мергелей и плотных органогенных известняков, в основании оолитовых, а| в верхах с железистыми оолитами. В толще мощностью 53 — 55 м! встречаются остатки морских ежей, брахиопод, губок, мшанок, кораллов, фораминифер, двустворчатых и брюхоногих моллюск ков. В залегающем в кровле слое известково-мергелистых желваков были найдены аммониты.
Более поздние исследования показали, что значительная чacть выделенных слоев относится к берриасу, а сам стратотип валанжи¬на выбран неудачно, так как разрез изобилует конденсированными слоями и перерывами. Крайне редко встречаются аммониты — оби-татели пелагиали, но многочисленны представители бентоса. В решении Лионского коллоквиума (1963) предлагалось найти и описать гипостратотип. В 1979 г." французские палеонтологи описа-| ли гипостратотип валанжина в Воконтской впадине (юго-восточная Франция) около деревни Англе, представленный относительно равномерным чередованием мергелей, глин и известняков, отла¬гавшихся в пелагической зоне моря, без видимых стратиграфи¬ческих перерывов, и заключающих многочисленные остатки ам¬монитов. Мощность отложений валанжина в гипостратотипе со¬ставляет 244 м. На основании распределения аммонитов выделены дна подъяруса, каждый из которых состоит из трех зон.
В 1873 г. Э. Реневье выделил в готеривский ярус отложения, раз¬литые у деревни Отрив (Швейцария), расположенной около Нев¬шателя. Они представлены мергелями и оолитовыми известняка¬ми с остатками аммонитов, брахиопод, устриц и морских ежей. Позднее эти отложения на основании распределения аммонитов были разделены на два подъяруса с двумя зонами в каждом.
Типичный разрез барремского яруса находится у деревни Бар-рем (юго-восточная Франция, бассейн реки Дюранс), где в извест¬няках обнаружены развернутые аммониты Ancyloceras, Scaphites и др.
Аптский ярус впервые выделил А.д''Орбиньи среди отложений, развитых у деревни Апт в юго-восточной Франции. Он отнес к апту глины с включениями PHcatula, а позднее и известняки с большим числом аммонитов. Ныне аптский ярус выделяется в ко¬личестве трех подъярусов: нижний (бедуль), средний (гаргаз) и верхний (клансей). Названия подъярусам даны по местностям, где развиты стратотип и чес кие разрезы. Все подъярусы и зоны аптско-го яруса охарактеризованы большим количеством аммонитов.
Ааьбский ярус выделил А.д''Орбиньи (1842). Название происхо¬дит от реки Об (от лат. Alba), правого притока реки Сены. Страто-типический разрез расположен юго-восточнее Парижа. Альбский ярус охарактеризован большим количеством аммонитов, на ос¬новании которых проводится зональное деление.
Сеноманский ярус выделен также А.д''Орбиньи (1847) в департа¬менте Сарта во Франции близ города Ле-Ман (старинное назва¬ние — Cenomanum). Эти отложения вначале включались им в со¬став туронского яруса, но затем, убедившись в существенных раз¬личиях в фауне аммонитов и рудистов, д''Орбиньи выделил их в самостоятельный ярус, который был охарактеризован более чем 800 видами. Сеноман в стратотипе представлен терригенными по-родами, образовавшимися в гидродинамически неспокойной сре¬де, вследствие чего на нескольких уровнях имеются следы под¬водных перерывов. Сеноманский ярус охарактеризован аммони¬тами, белемнитами, устрицами, брахиоподами. В настоящее вре¬мя принято трехчленное деление сеномана.
Название «турон» было предложено А.д''Орбиньи (1842) для карбонатных отложений, развитых в окрестностях города Тур (древ¬нее название Turones). Здесь развиты мел, мергели и известняки, перерывов. Отложения изобилуют остатками аммонитов, иноце-рамов, устриц, рудистов, гастропод, морских ежей, брахиопод, а также остракод, фораминифер и отпечатками растений. Совре-: менное трехчленное деление турона сложилось за пределами стра-] тотипического района. Для России наибольшее значение имеетз деление по иноцерамам, разработанное в различных регионах цент-] ральной части Европы.
Коньякский ярус получил свое название от города Коньяк, распо-1 ложенного в западной части департамента Шаранта во Франции. Здесь развиты карбонатно-терригенные породы, переполненные остатками устриц, брахиопод, морских ежей, мшанок, аммони-'' тов и рудистов. В настоящее время стало ясно, что разрез в городе Коньяк охватывает лишь небольшую часть коньякского яруса в современном понимании его объема. Коньякский ярус разделяет¬ся на две аммонитовые зоны. Принятое в центральной части Европы зональное деление коньяка основано главным образом на иноцерамах.
Название сантонского яруса дано по городу Сент (Sam) в департаменте Приморская Шаранта во Франции. В 1857 г. Г.Кокан отнес к сантону мягкий мел с кремнями и остатками губок, бра¬хиопод, морских ежей и двустворок.
Кампанский ярус получил свое название от гряды холмов Гран-Шампань. Кампанский ярус расчленяется на два подъяруса и че¬тыре зоны, охарактеризованные главным образом аммонитами и орбитоидами.
Название маастрихтскому ярусу дано по городу Маастрихт в южной части голландской провинции Лимбург А. Дюмоном (1849); здесь распространены мел и мелоподобные известняки с остатка¬ми аммонитов и белемнитов. Под маастрихтским ярусом ныне по¬нимают отложения, заключающие Hoploscaphites constrktus. Различают нижний Маастрихт с Acanthoscaphites tridens и примитивными^ белемнитами и верхний Маастрихт, который состоит из зогЛ Belemnitella junior и Belemnitella kazimirov''tensis. Верхняя граница маа-Я стрихтского яруса фиксируется по исчезновению аммонитов, бе-Я лемнитов и многих других макрофоссилий, а также по резкому из-Я менению комплексов планктонных фораминифер и нанопланктона. I Сводные разрезы меловой системы показаны на рис. 17.1.
17.2. Органический мир
Меловой период завершает мезозойскую эру, и поэтому егоЯ органический мир несет все черты, характерные для переходногоЯ этапа. Если в раннемеловую эпоху господствующее положение за-Я нимает мезофитная флора, то в позднемеловую эпоху все возрас-1 тающее значение приобретают кайнофитные элементы — покры-И тосеменные растения.
В морских бассейнах мелового периода важнейшими группами! являются головоногие, двустворчатые и брюхоногие моллюски,™ морские ежи, брахиоподы, губки, мшанки, шестилучевые корал-Я лы, фораминиферы (рис. 17.2). На границе юры и мела происхо-Я дит новое значительное обновление аммонитов. Хотя многие юр- I ские аммоноидеи вымирают, сохраняются представители РпуНосе^Ш ratidae, Lytoceratidae. Наряду с плоскоспиральной раковино|Я Polyptycites, Parahoplites, Acanthoceras, Neocomites, Simbirskites появЯ ляются ранее неизвестные роды с аномальными (Crioceras, Слов ceratites), прямыми (Baculites, Scaphites, Ancyloceras) и улиткообЯ разными (Turritites) раковинами. Наряду с нормальной лопастно^Я линией появляются формы с упрощенной структурой (7ш0//в)Н Возникают и широко распространяются гигантские формы I Pachydiscus, Ammonitoceras, отдельные экземпляры которых облаЯ дают раковиной размером до 2 м в поперечнике.
Значительно обновляется фауна белемнитов. В раннем мелу на-И ряду с Hibolites, Mesohibolites, Neohibolites, Cylindroteuthis, PachiteuthisM встречаются своеобразные Duvalia. В позднемеловую эпоху исклю-Я чительно большим распространением пользуются представителей родов Actinocamax, Belemnitella, Belemnella. Переживают расцвеЯ «неправильные» морские ежи и двустворчатые моллюски. СредИш последних большое стратиграфическое значение имеют иноцераЯ мы. Эти разнообразные по форме, очертаниям и размерам молв люски распространены во всех морях. Достигают расцвета устри-1 цы родов Ostrea, Gryphaea, Exogyra и перешедшие из позднеюр- I ской эпохи бухии.
В тропических морях широко развиты крупные толстостворча¬тые рудисты — Hippurites, Radioliies, Requenia, Toucasiu, слагаюв щие протяженные рифоподобные массивы. В их строении принимают участие брюхоногие моллюски — Nerinea в раннем мелу Adeonella — в позднем. Большую роль играют Csyclostoma, Cyprea, Conus, Fusus, Mufex. В составе гастропод большие изменения про¬изошли в середине мелового периода, когда появилась основная масса семейств подотряда Neogastropoda, характерных для кайно¬зойской эры.
Кораллы претерпели заметные изменения. Появились новые семейства, рифообразующие формы; Ostreidae, Fungidae, Turbino-lidae нередко встречаются с рудистами. Характерной позднемело-вой формой является одиночный коралл Cyclolites.
Брахиоподы, так обильно представленные в юрском перио¬де, постепенно теряют свою ведущую роль. Много мшанок (около 1 тыс. видов).
Во второй половине мелового периода произошла вспышка в развитии губок. В позднемеловое время встречается большое ко¬личество Siphonia, Jerea, Ventriculites, Coeloptycium. В теплых мо¬рях появились и широко распространились крупнораковинные Orbitolina, в позднемеловое время — Alveolina, Orbitoides, а также ряд мелких форм: Globigerina, MHiolina, Textularia.
Среди неправильных морских ежей важное стратиграфическое значение имеют в раннем мелу Toxaster, а в позднем — Micraster, Hoiaster, Echinocorys. Из правильных морских ежей в меловом пе¬риоде жили Cidaris, Acrociidaris, Satenia, а из криноидей — бес¬стебельные Marsupites, Vintacrinus.
Среди костных рыб вначале преобладали лучеперые, но затем они были вытеснены костистыми. С позднего мела началось раз¬витие хрящевых рыб, в том числе высших акуловых.
Среди морских позвоночных продолжали существовать неког-i да господствовавшие плезиозавры (рис. 17.3). Они дали начало при¬чудливым и специализированным гигантам Elasmosaurus с необы¬чайно длинной шеей. Ихтиозавры постепенно исчезают и уже в конце раннемеловой эпохи вымирают. Им на смену приходит нем вая водная группа — змееподобные долихозавры и мезозавры! которые быстро становятся господствующими в море.
Среди морских водорослей очень характерны микроскопиче-, ские золотистые — кокколитофориды (нанопланктон) и диатомо! вые. Надо отметить, что нанопланктон и мелкие фораминиферы в позднем мелу участвовали в формировании белого писчего мелм
Органический мир суши был своеобразен. В начале раннемело-i вой эпохи наземная флора имела много общего с позднеюрской. Она состояла из цикадофитовых, гинкговых и папоротниковых^ но наряду с ними бурного расцвета достигли беннетиттовые. В целом 1 флора раннего мела оставалась мезофитной, но в барреме появи-И лись первые покрытосеменные, которые стали преобладать в позд-И немеловое время, и флора приобрела облик кайнофитной. Если в 1 барреме это были отдельные представители, то уже в альбе по-ш крытосеменные встречаются очень часто. В сеномане они оттесня-в ют голосеменные. Кайнофитный облик позднемеловой флоры оп-Я ределяется развитием в ее составе большого количества таких со-И временных форм, как дуб {Quercus), бук (Fagus), ива (Salix), бере-Я за (Betula), платан, лавр, магнолия.
В то время как в наземной флоре в меловом периоде произо-Я шли существенные изменения и рубежом может считаться альб- I ский век, среди наземной фауны, особенно среди позвоночныхЯ таких сильных изменений не наблюдается. Продолжали господЯ ствовать динозавры. Для раннего мела были характерны игуанодоЯ ны, для позднего — семейство гадрозавров, или утконосых динозавЯ ров, которые.были одними из самых крупных двуногих животнызЯ того времени. Наряду с ними обитали рогатые травоядные четвеЯ роногие динозавры. Существовали и огромные хищные диноза^Я ры — тиранозавры, тарбозавры. Большим распространение!™ пользовались летающие ящеры — птеродактили. Все они доживуЯ до конца Маастрихта и затем навсегда исчезнут.
Для мелового периода характерно появление змей, которые, как и крокодилы, большое развитие получили в кайнозое.
Млекопитающие, появившиеся еше в начале мезозоя, все emjfl были мелкими и встречались довольно редко, но за меловой псриа^И они прошли сложный эволюционный путь, дав начало многи^В формам после исчезновения динозавров. В конце мелового периоИ да появились мелкие сумчатые и эутерии.
В классе птиц в меловое время уже нет переходных форм. Вме¬сто них появились настоящие птицы — преимущественно зубастьв^В хотя известны и первые беззубые птицы. Зубастые птицы вымерл^И в конце мелового периода. Особенно много насекомых, которь^И сильно эволюционировали в тесной связи с растениями. Начиная! с сеноманского века состав насекомых стал приобретать кайн^И зойский облик.
17.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
Начавшийся в средней юре распад Пангеи продолжается с возЯ растаюшей интенсивностью, особенно в апте — альбе. В раннемеЯ ловую эпоху формируется Южная Атлантика (рис. I7.4), а в концЯ раннего мела начинается взламывание последнего моста, соедоЯ нявшего Южную Америку с Африкой, приводящее к объединению Южной и Центральной Атлантики. Тем временем последняя разрастается к северу, отделяя Иберийский полуостров от Нью-фаундленда. Происходит дальнейшее расширение Карибского бас¬сейна и Тетиса (Неотетиса). В Индийском океане увеличиваются бассейны, отделяющие Индостан (с Мадагаскаром и Сейшель¬скими островами) от Африки и Австралии, а на юге Африку и Индостан от Антарктиды, все еще связанной с Австралией. В готе-риве возникает Канадский бассейн Северного Ледовитого океана; его образование должно было быть связано с отодвиганием Ги-пербореи, Чукотки и Северной Аляски от Канадского Арктическо¬го архипелага.
В начале раннего мела во многих подвижных поясах мира еще продолжаются деформации, поднятия и гранитоидный магматизм начавшейся в конце юры позднекиммерийской эпохи тектониче¬ской активности. В Средиземноморском поясе они проявлены на пространстве от Балканского полуострова до восточной и юго-восточной окраин современного Азиатского материка, включая Крым, Кавказ, особенно Памир, Тибет и центральные районы Индокитая. Поднятия и отчасти деформации здесь вышли за пре¬делы океана Тетис и его непосредственного обрамления и распространились к северу и востоку, охватив, в частности, обе Китайские платформы, где соответствующий диастрофизм, извест¬ный под названием янынаньский, вызвал здесь складчатые де¬формации чехла и внедрение гранитов.
События позднекиммерийской эпохи тектогенеза сыграли еще большую роль в развитии Тихоокеанского кольца подвижных поя¬сов. Именно в эту эпоху сложилась в основном современная струк¬тура Верхояно-Чукотской складчатой области, и в середине ранне¬го мела произошло закрытие Южно-Анюйского океанского бассейна в связи со столкновением Гипербореи с северо-восточной окраиной Евразии, в поздней юре нарастившейся Колымо-Омолонским мик¬роконтинентом. Сближение Гипербореи и Евразии явилось в свою очередь следствием раскрытия Канадского бассейна и отодвигания Гипербореи, Чукотки и Аляски от Северной Канады.
Двигаясь к югу вдоль восточной активной окраины Азии, мож¬но обнаружить интенсивное проявление деформаций и гранито-образование той же эпохи на Японских островах, на юге Кореи, юго-востоке Китая и Вьетнама, на западе Филиппинского архи¬пелага. Здесь эти события были связаны со столкновением с ок¬раиной Евразии ряда микроконтинентов, ранее от нее же отделив¬шихся. Во второй половине раннего мела на возникшей таким образом протяженной окраине андского типа на огромном прост¬ранстве от Чукотки до Калимантана сформировался мощный Вос¬точно-Азиатский вулканоплутонический пояс. Его северным зве-ном является Охотско-Чукотский пояс, продолжающийся через Берингово море на Аляску.
На крайнем юге западной периферии Тихого океана поздне-киммерийский тектогенез интенсивно проявился на Новой Зелан¬дии, где он получил название «орогенеза Рангитата». По другую сторону Тихого океана этот тектогенез, известный здесь как не-вадский, нашел свое яркое выражение в западных зонах Кордильер. В этой системе он проявлен прежде всего «причаливанием» к ок¬раине Северо-Американского континента ряда экзотических бло¬ков, так называемых террейнов; некоторые из них перед тем про¬делали путь в несколько тысяч километров, что доказывается фаунистическими и палеомагнитными данными. В итоге, как и на противоположной, азиатской, окраине Тихого океана, был сфор¬мирован вулканоплутонический пояс, включающий ряд гранит¬ных батолитов, в том числе знаменитый батолит Сьерры-Невады. В Андах продолжалось развитие уже сформированного ранее вул-каноплутонического пояса в южной половине Анд, с распростра¬нением на Антарктическом полуострове.
Во второй половине раннего мела начинает нарастать новая волна эндогенной активности, которая достигла своей кульминации уже в начале позднего мела. Соответствующая тектоническая фаза по¬лучила в Европе название австрийской; на других континентах она именуется иначе. Деформациями этой эпохи, включая образование шарьяжей, в Альпийско-Гималайском поясе были затронуты Вос¬точные Альпы, Карпаты, Балканиды, Крым и в меньшей степени его восточные звенья. В Северо-Американских Кордильерах они ох¬ватили центральные зоны, расположенные восточнее зоны невад-ской складчатости. И здесь им сопутствовало образование гранит¬ных батолитов. В целом значение этой эпохи орогенеза в глобаль¬ном масштабе вряд ли уступает значению предыдущей.
Во внутренних районах континентов в раннем мелу местами продолжают развиваться или возникают рифтовые впадины. Это относится к Северному морю и Западно-Европейской платфор¬ме, к Амазонскому рифту Южно-Американской платформы, к рифту Бенуэ на западе Африки и к рифтам в центральной части и на юго-востоке этого континента, к гондванским рифтам Цент¬рального Индостана. В целом масштабы внутриконтинентального рифтообразования в раннем мелу меньше, чем в юре, но выше, чем в позднем мелу.
Происшедшая в конце юрского периода регрессия в начале мела постепенно сменилась трансгрессией, и площади морских бас¬сейнов сильно расширились. Процесс распада Гондваны и час¬тично Лавразии не только привел к увеличению площади и глу¬бины океанских бассейнов, но и послужил причиной быстрого воздымания континентальных окраин и значительной дифферен¬циации движений внутри континентов. На окраинах континентов возникли как низменные, так и возвышенные денудационные рав¬нины, а внутри континентов наряду с денудационными ландшафтами формировались крупные грабенообразные впадины, неред¬ко занятые внутриконтинентальными пресными и солеными бассейнами (см. рис. 17.4). Быстрое погружение окраин Северо-Американского континента сопровождается развитием трансгрес¬сии, которая началась в валанжине. Небольшая регрессия после¬довала в конце неокома и продолжалась в раннем апте, а затем наступила новая трансгрессия, резко ускорившаяся в середине альбского века. В начале мела образуются проливы, соединяющие Бореальный бассейн и Тетис. Наиболее крупный пролив прохо¬дил через Англо-Парижский бассейн. Посредством этого пролива Бискайский залив соединялся с Североморским. Расширяется про¬лив между Богемским массивом и Восточно-Европейской плат¬формой. В проливах и вдоль побережий накапливались вначале тер-ригенные, а затем и карбонатные осадки.
На Восточно-Европейской платформе после регрессии в кон¬це юры начиная с берриаса происходило практически непрерыв¬ное расширение морского бассейна. На склонах поднятий и на озерно-аллювиальных низменностях накапливались угленосные песчано-глинистые осадки. В апте и альбе на Украинском щите формировались бокситы. Наиболее длительно континентальное осадконакопление происходило в пределах современной Днепров-ско-Донецкой впадины, где основное погружение приходится на апт—альб. Мощность осадков резко возрастает в сторону пери-кратонных областей платформы, в частности в Прикаспийской щ Печорской впадинах. Активный вулканизм проявляется на ее се¬верных окраинах. На Шпицбергене и на Земле Франца-Иосифа внедрялись долериты и изливались базальты.
На приморских низменностях Западной Сибири отлагались пес* чано-глинистые, а в прибрежных участках и на мелководье — гли¬нистые осадки, нередко обогащенные бобовыми железными и бок-* ситовыми рудами. Вблизи Казахстанской суши формировались кас линитовые глины, обогащенные диоксидами железа и алюминия.
Урал, значительная часть Казахстана и Саяны оставались ис¬точниками сноса обломочного материала. Возникла суша в облаоГ ти Таймыра и шельфа моря Лаптевых, соединившаяся с континеня тальными областями Гиперборейской платформы и недавно об¬разованного Верхояно-Чукотского орогена. Море проникает Енисейско-Хатангскую впадину и занимает территорию вплоть дс северной части Приверхоянского прогиба.
В Вилюйской впадине формировались лимническая угленосна и аркозовая континентальные формации, а в грабенообразнь^ прогибах Станового хребта — терригенно-туфогенная толща am и альба, перекрывающая угленосные толщи неокома.
Начавшееся в позднеюрское время накопление "флишоидньН осадков в Южно-Анюйском бассейне продолжалось до конца неОЯ кома, сменившись формированием в апте и альбе континентальных моласс и наземных вулканитов. Верхояно-Чукотский ороген на юге смыкался с орогенами Центральной и Юго-Восточной Азии. В межгорных впадинах формировались угленосные осадки и происходили интенсивные излияния базальтов. Вулканические цепи Хингано-Буреинского массива и Иншань-Яньшаньской зоны яв¬лялись продолжением Охотско-Чукотского вулканического пояса, который в южном направлении простирался в Японию, Корею, юго-восточный Китай и во Вьетнам. Вулканиты этого Восточно-Азиатского пояса представлены дацитами, андезитами, реже ба¬зальтами и туфами. Вулканиты ассоциируют со слабоугленосными отложениями озерного и аллювиально-дельтового происхождения. К востоку от вулканического пояса на юго-востоке Японских ос-тровов возник флишевый прогиб, в котором мощность терриген-ного флиша превышает 7 км. Флишевый бассейн протягивался через остров Хоккайдо, запад Сахалина и Сихотэ-Алинь и далее к востоку до Охотско-Чукотского пояса; в неокоме он был связан с Южно-Анюйским прогибом.
Глубоководные условия существовали на западе Корякско-Кам¬чатской области и на Курилах. Здесь формировались подводные базальты и кремнистые серии океанского типа с участием терри-генных пород.
В раннемеловую эпоху океан Тетис расширился и установилась широкая связь с продолжающей увеличиваться Атлантикой. Связь осуществлялась через Бетско-Рифский и Бискайский проливы. Как в самом Тетисе, так и в прилегающих к нему прогибах накапли-вались глубоководные осадки, среди которых присутствуют радио¬ляриты, осадки типа контуритов, известковистые глины, а также флиш и подводные базальты. В шельфовой части формировались известковые осадки.
В центральной части Анатолии, в Тавре и Иране располагались карбонатные платформы. Постепенно глубина моря уменьшалась, и в альбе наступила регрессия. Этому же времени соответствуют усиленное выветривание на суше и образование бокситов на ост¬ровах Тетиса и прилегающей к нему с севера суши.
Одновременно с необычайно мощным трапповым вулканизмом Южно-Американская платформа испытывала общее поднятие и уже в конце неокома превратилась в возвышенную равнину. Восточная окраина материка в течение раннемеловой эпохи проходит три ста¬дии развития: предрифтовую с господством континентальной об¬ломочной седиментации, рифтовую с эвапоритовым осадконакоп-лением (апт) и начальную стадию становления океана. В апте ком веке эвапориты накапливались во впадине на севере Южной Ат¬лантики и в предандской впадине Неукен в Аргентине.
Морские отложения на атлантической окраине, вне площадей Развития эвапоритов, представлены мелководными карбонатно-терригенными образованиями.
В Андском подвижном поясе в северной его части продолжали формироваться терригенно-карбонатные и карбонатные отложе¬ния. Прогиб Боготы заполнялся мощной эвапоритовой лагунной и морской авандельтовой терригенными сериями. Максимум транс¬грессии приходится на альбское время. От Эквадора до дуги Ма¬лых Антильских островов Южно-Американский континент грани¬чил на севере с краевым задуговым морем, за которым распола¬галась вулканическая дуга, занимавшая Западную Кордильеру Колумбии и береговую зону Эквадора.
Вероятно, в апте и альбе образовался новый краевой бассейн, в котором накапливались толщи кремнистых и граувакковых об¬разований. Центральный, Перуанско-Чилийско-Аргентинский, вулканический пояс после позднеюрской трансгрессии испыты¬вает погружение. Островодужный вулканизм после кратковремен¬ного затишья вновь возобновился в апте и альбе. Альбская транс¬грессия перекрыла длительное время существовавшее поднятие в пределах Главной Кордильеры, Высокого Плато и Восточной Кордильеры.
В пределах Африканского континента на фоне общего подня¬тия возникли новые внутриконтинентальные бассейны. Юго-за¬падная часть атлантической окраины, так же как и окраины Юж¬ной Америки, последовательно проходит предрифтовую, рифто-вую и раннеокеанскую стадии. Вначале накапливались континен¬тальные, затем лагунно-морские эвапориты и морские терриген-ные толщи. Их образование в ряде районов сопровождалось ба-зальтовым вулканизмом. На рифтовой стадии закладывается авла-коген Бенуэ, в пределах которого образовались континентальные, а затем и морские песчано-глинистые толщи.
На северо-западной окраине континента в неокоме формиро¬вались толщи терригенных дельтовых образований, которые в сто¬рону океана замещались терригенно-карбонатными осадками. На севере Африканского континента, являвшегося южной окраиной Тетиса, накапливался терригенный, местами карбонатно-терри-генный флиш. Восточнее в шельфовых условиях формировались терригенные толщи, сменяющиеся на Аравийском полуострове прибрежно-морскими терригенно-карбонатными толщами. В севе¬ро-восточном направлении они замещаются карбонатными осад¬ками глубокой части шельфа и, наконец, переходят в глубоковод¬ные карбонатно-глинистые толщи Загроса.
Южнее, в пределах Африканского Рога, и на юго-востоке Ара¬вии формировались мелководные терригенно-карбонатные отло¬жения. В ряде мест располагались лагуны, где в апте и альбе на¬капливались эвапорито-глинистые осадки.
На протяжении раннемеловой эпохи продолжает «рас ширяться бассейн Центральной Атлантики. Он разрастался к северу благо¬даря отделению Иберии от Ньюфаундленда и образованию в конце эпохи Бискайского залива. В апте расширяется бассейн Южной Атлантики. После накопления лагунных глинистых и эвапорито-вых осадков на континентальной коре начали формироваться ге-мипелагические альбские осадки, среди которых присутствуют би¬туминозные черные глины.
Во второй половине раннего мела и начале позднего вся севе-ро-американская окраина Мексиканского залива и Центральной Атлантики была опоясана барьерным рифом, с которым в Мек¬сике связаны крупные месторождения нефти.
Индийский океан проходит начальную стадию спрединга. Здесь преобладало накопление гемипелагических глинистых отложений, в которых существенную роль играли цеолитовые глины, вероят¬но, имевшие вулканическое происхождение. С ними ассоциируют кремнистые осадки и карбонатные илы. Здесь действовали две оси спрединга — на западе и на востоке; первая отделила Мадагаскар, Сейшельские острова и Индостан от Африки, вторая — Индостан от Австралии. На юге они соединялись, отделяя Африку и Индо¬стан от Антарктиды.
На западе Тихого океана происходило образование подводных гор, асейсмичных подводных хребтов и вулканических плато. Этот крупный ареал подводного вулканизма связывают с деятельнос¬тью суперплюма. В глубоководных частях, на абиссальных равни¬нах и в батиальной зоне формировались илы, а на обширном под¬нятии, которое простиралось от поднятия Хесса на севере до пла¬то Манихики на юге, накапливались наряду с вулканитами крем¬нистые известняки и глины, карбонатно-глинистые илы, крас¬ные цеолитовые глины и мелководные известняки.
Позднемеловая эпоха богата событиями. Начало ее ознамено¬валось интенсивными деформациями сжатия, поднятиями и внед¬рением гранитов в ряде подвижных поясов — вдоль северной ок¬раины Тетиса, в частности в Альпах, Карпатах, Балканидах (ав¬стрийская фаза), и далее к востоку и юго-востоку, в центральной зоне Северо-Американских Кордильер (орогенез Севьер), в Юж¬ных Андах и Антарктандах. Начались эти процессы и на азиатской окраине Тихого океана — в Пенжинско-Анадырской зоне и на Сихотэ-Алине.
Сама позднемеловая эпоха отчетливо подразделяется на две части по рубежу 80 млн лет назад. До этой даты в океанах пре¬обладало расширение вдоль ранее существовавших осей спрединга. Это касается Атлантики от разлома Чарли-Гиббса на севере до тройного сочленения в районе острове Буве на юге, осей спре¬динга между Африкой и Антарктидой, Индостаном и Антаркти¬дой, Индостаном и Австралией в Индийском океане, а также западной части Тихого океана. Но уже около 90 млн лет назад, в туроне, началось отделение Австралии от Антарктиды и продви¬жение первой к северо-востоку (рис. 17.5). Индостан продолжал быстро удаляться к северу, приближаясь к Евразии. На севере Атлантического океана спрединг распространился к северу от разлома Чарли-Гиббса в направлении Лабрадорского моря и за-лива Баффина, положив начало отделению Гренландии вместе с Евразией от Северной Америки и тем самым распаду Лавразии. Заканчивается образование основного бассейна Карибского моря (Колумбийско-Венесуэльского) и возникают ограничивающие его с запада, со стороны Тихого океана, и с востока, со сто¬роны Атлантики, вулканические дуги Панамская и Малоантиль-ская.
В Тихом океане продолжалось расширение собственно Тихо¬океанской плиты к северу и востоку и формирование Южно-Тихо¬океанского и Восточно-Тихоокеанского поднятий. С первым было связано отделение Новой Зеландии с примыкающим к ней с вос¬тока подводным плато от Антарктиды. На том же примерно рубе¬же началось раскрытие Тасманова моря, отделившего от Австра¬лии микроконтинент Лорд-Хау, а также Новую Каледонию и Но¬вую Зеландию.
Между тем закончился спрединг в Канадской котловине Се¬верного Ледовитого океана и продолжилось сужение Тетиса в связи с северным или северо-восточным смещением Африки с Аравией и перемещением к северу Индостана. По северной периферии Неотетиса активно продолжалась субдукция, и вулканические ду¬ги протягивались от Южных Карпат до Южного Тибета через Бал¬каны, южное Причерноморье, Малый Кавказ, Иран и Южный Афганистан. В середине позднего мела интенсивному сжатию с образованием шарьяжей подверглась центральная зона Анатолии и Малого Кавказа к югу от вулканической дуги, с которой столк-нулись лежащие южнее микроконтиненты.
В конце позднего мела произошло крупномасштабное над¬вигание (обдукция) коры Неотетиса, а возможно и самого спре-дингового хребта на аравийскую окраину океана на пространстве от Сирии до Омана. Так или иначе спрединг в Тетисе к этому времени прекращается, но в тылу упоминавшейся выше вулкани¬ческой дуги раскрывается впадина Черного моря, а восточнее, возможно, и Южно-Каспийская. Продолжается заполнение осад-ками (флиш) остаточного бассейна Большого Кавказа и Копет-дага. На рубеже мела и палеогена формируется поднятие Эльбурса на севере Ирана.
В западной, прикордильерской, части Северо-Американского континента продолжается широкая трансгрессия. Интенсивные погружения, связанные с подъемом смежной с запада зоны Кор¬дильер, охватывают область Южных Скалистых гор, ранее при¬надлежавшую платформе. В конце эпохи вся зона Скалистых гор, от Аляски до Мексики и Больших Антильских островов, была охвачена интенсивными складчато-надвиговыми деформациями, продолжавшимися в раннем палеогене и получившими название ларамийского орогенеза (от хребта Ларами). В меньшей степени они затронули западную зону Кордильер, где надвиги имели об- j ратную направленность — в сторону океана.
Крупная трансгрессия проявляется в позднем мелу в западной части континента Евразии, от Атлантики до Енисея. Относитель¬но приподнятыми остаются Балтийский щит, Средняя Сибирь, Центральный Казахстан, Центральная Азия, Верхояно-Чукот-ская область, но темп поднятий здесь заметно снижается. Вдоль; восточной окраины Азии, представлявшей в общем активную ок¬раину андского типа, продолжает существовать, постепенно за¬тухая к концу эпохи, Охотско-Чукотский вулканоплутонический пояс, а во вторую половину эпохи южнее формируется Восточно-Сихотэ-алиньский. Восточнее, в океане располагается Охотомор-ский микроконтинент (или вулканическое плато) и протягива¬ются вулканические дуги, частью энсиалические, частью энсима-тические — Олюторская, Западно-Камчатская, Малокурильская, Восточно-Сахалинская. В конце эпохи они сталкиваются с окраи¬ной континента, вызывая проявление складчато-надвиговых де¬формаций и причленение к континенту центральной Корякин и западной Камчатки.
Внутренние области континентов гондванской группы испыты¬вают слабые поднятия, а их окраины, обращенные к Атлантиче¬скому и Индийскому океанам, — интенсивное погружение. Эта общая картина осложняется существованием в Патагонии проги¬бов — проливов, соединяющих приандские бассейны с Атланти¬ческим океаном, широкого Транссахарского пролива, соединяю¬щего Тетис через Ливию, Чад и рифт Бенуэ в Нигерии с Атлан¬тикой, заливом Каннинг в северо-западной Австралии и, нако¬нец, обширными излияниями с раскрытием Аравийского моря и отделением Мадагаскара от Индостана, произошедшим в кампа-не. Излияния базальтов происходили в это время и на востоке Мадагаскара.
Формирование краевого вулканоплутонического пояса, начав¬шееся в Южных Андах еще в поздней юре, в сеноне распростра¬няется на центральные Анды (перуанский орогенез). В Северных Андах еще сохраняются условия вулканических дуг и окраинных морей, но в конце мела здесь также образуются гранитные бато¬литы. На крайнем юге Анд, в Магелланском сегменте, переход к| орогенному этапу развития происходит в кампане — флиш сме¬няется молассой. Орогенное развитие продолжается и в Антарк-тандах, судя по накоплению моласс и магматизму.
На противоположной стороне Тихого океана и бывшей Гонд-ваны, в зоне Новая Гвинея — Новая Каледония — Новая Зелан¬дия, позднемеловое развитие было спокойным и характеризова¬лось режимом пассивной окраины.
Палеогеографические условия в позднемеловую эпоху сущест¬венно изменились (см. рис. 17.5). На Северо-Американской плат¬форме морские акватории продолжали расширяться. На западе возникло обширное эпиконтинентальное море, смыкавшееся с морями Кордильер. Существенное карбонатное осадконакопление происходило в Мидконтиненте. На западной окраине платфор¬мы, от Калифорнии до Аляски, флишевые осадки замещаются морскими и континентальными мелассами. Широко распростра¬нены угленосные толщи.
В Мексике и Центральной Америке молассы стали накапли¬ваться в самом конце мела. Дуга Больших Антильских островов после интенсивного вулканизма испытывает общее воздымание в кампане — Маастрихте. Затем вулканическая деятельность затухает. Поднятия в Кордильерах сопровождались внедрениями гранито-идных плутонов.
Значительная территория Западно-Европейской платформы в позднем мелу покрывалась мелководным морем, в пределах кото¬рого накапливались карбонаты.
На площади Баренцевоморского бассейна в Печорской впади¬не и Предуралье накапливались маломощные терригенные и крем¬нистые осадки. Остальная часть Восточно-Европейской платфор¬мы — от Польско-Литовского бассейна до Прикаспия и Южного Предуралья — была областью накопления карбонатных и карбо-натно-глинистых осадков.
На северо-западе Западно-Сибирского бассейна, который сое¬динялся с морем Восточно-Европейской платформы через Ураль¬ский пролив, глубина моря была значительной. В Тургайском про¬ливе, соединявшем Западно-Сибирское море с южными бассейна¬ми, отлагались терригенные осадки. В прибрежной зоне присут¬ствуют залежи оолитовых железных руд, а на приморских низ¬менностях — бокситоносные породы. Область развития континен¬тальных и прибрежно-морских осадков продолжается в Северное Приаралье и, огибая с запада Казахстанскую сушу, протягивает¬ся в Ферганскую впадину. В обширном морском мелководном бас¬сейне ТуранскОй плиты отлагались карбонатно-терригенные осадки с фосфоритами. С юго-запада в пределы Казахстано-Среднеазиат-ской суши вдавался крупный залив, в котором накапливались ла¬гунные гипсоносные, а временами и континентальные карбонат¬ные красноцветные песчано-глинистые осадки.
На южной и юго-западной окраинах Сибирской платформы на выровненных поверхностях формировались коры выветривания. На востоке Хатангского прогиба, в Вилюйской впадине и Приени-сейском регионе в условиях озерно-аллювиальной низменности формировались песчаные толщи. В обособленных впадинах При¬байкалья и Забайкалья, занятых озерами и соединявшихся река¬ми, отлагались угленосные толщи. Северо-восточная часть континента представляла собой горную область. В самом конце раннего мела и в начале позднего мела в межгорных впадинах накапливались молассы, происходили излияния андезитов.
Во второй половине позднего мела Корякско-Западнокамчат-ская зона превращается в задуговой флишевый бассейн, а Олю-торско-Восточнокамчатская зона, которая ранее являлась областью глубоководного осадконакопления, стала островодужной систе¬мой. Активные движения продолжались в пределах орогена Цент¬ральной и Юго-Восточной Азии. В многочисленных крупных впа¬динах отлагались озерно-аллювиальные пески, глины, карбонаты и даже эвапориты. В вулканоплутоническом поясе, располагавшемся на востоке континента (Сихотэ-Алинь, Катазия), извергались кислые вулканиты и формировались туфы.
Часть флишевых прогибов Средиземноморского пояса развива¬лась унаследованно. К их числу относятся Бетско-Рифский, Бис-кайско-Пиренейский, Австро-Альпийский, Карпато-Балканский, Большекавказский. Возникли новые флишевые бассейны — Си-цилийско-Калабрийский и Лигурийский. В ряде мест наряду с флишем отлагались глубоководные известняки, мергели и форми¬ровались подводно-обвальные образования (олистостромы). В пре¬делах Южных Альп и во внутренних массивах Карпато-Балкан¬ской области накапливались мелководные, частично угленосные осадки фации Гозау. От Странджи до Пакистана располагалась система вулканических и рифтовых прогибов с щелочными и офи-олитовыми комплексами.
В Закавказье, Анатолии, Тавриде, Афганистане и на Аравий¬ском полуострове в условиях глубокого шельфа отлагались карбо¬наты, а в Анатолидах и Тавридах кроме них и черные битуминозные глины. На южной окраине Тибета существовала вулканическая дуга, которая являлась продолжением Афгано-Пакистанской.
В западной части Индостанской платформы начали извергать¬ся толеитовые базальты Декана. В зоне Инда-Брахмапутры про¬должалось накопление карбонатно-терригенного флиша и извер¬гались основные вулканиты.
Крупная трансгрессия охватила Южно-Американский конти¬
нент. В Перуанско-Чилийско-Аргентинском секторе Анд начиная
с раннего сантона возникают горные сооружения. Наиболее круп¬
ные поднятия охватили Центральные Анды. В зоне Береговой Кор¬
дильеры Чили и в Кордильере Перу накапливались наземные вул¬
каниты и красноцветы. В конце позднего мела в Субандийскую
зону вторгается море и толщи красноцветов озерно-аллювиально-
го генезиса перекрываются морскими и лагунными терригенны-
ми осадками. Во второй половине эпохи внедрились батолиты
Северных Анд. ''
В течение позднемеловой эпохи Африканская платформа испы¬тывала погружения. Активизация апвеллинга на северо-западе континента сопровождалась усилением кремне- и фосфатонакопле-ния. На шельфе и континентальном склоне осаждались карбонат¬ные, карбонатно-терригенные осадки. На севере, кроме того, из¬вестны черные битуминозные глины. Постепенно расширяется площадь эпиконтинентального бассейна, расположенного на се¬вере континента. В его пределах накапливались карбонатные осад¬ки. Погружение северного и западного склонов Аравийского щита сопровождалось щелочно-базальтовым вулканизмом.
В рифтовой системе, которая возникла в конце раннего мела и простиралась от Сахары до прогиба Бенуэ, в периоды наивысших трансгрессий образовался широкий Транссахарский пролив. В нем отлагались преимущественно известняки, мергели и глины. В про¬гибе Бенуэ мощность отложений составляет 4 км.
К югу от Нигерии преобладало накопление терригенно-карбо¬натных осадков, а на шельфе Анголы и Намибии формировались известняки. На восточной окраине, за исключением Африканско¬го Рога, где преобладало накопление известковых и известково-глинистых осадков, отлагались глины. В краевой зоне Мадагаскара накопление известковых осадков сопровождалось излияниями то-леитовых базальтов.
В отличие от всех остальных материков Австралию в позднем мелу охватывает регрессия. Широко развиты глинистые толщи на севере платформы. Восточная окраина материка находилась под влиянием рифтогенеза. В конце мела начинает формироваться Тасманово море. Восточнее, в зоне островных дуг Меланезии, на океанской коре отлагались глинисто-карбонатные глубоководные осадки.
В орогене на восточной окраине Австралии, а также в Новой Каледонии и на острове Южный Новой Зеландии накопление угле¬носных моласс происходило одновременно с формированием мощных терригенно-кремнисто-карбонатных толщ с участием базальтов в глубоководном прогибе. Южная окраина Австралии характеризуется накоплением песчано-глинистых паралических от¬ложений в бассейне Юкла и угленосных отложений в бассейне Бассова пролива.
В течение позднемеловой эпохи Антарктическая платформа ос¬тавалась низменностью. Краевые зоны на севере и востоке ее пред¬ставляли собой пассивные континентальные окраины с терри-генным осадконакоплением. Западная активная окраина вступает в орогенный этап. Вулканическая деятельность здесь продолжалась. Интрузии внедрялись в полосе от Южно-Шетландских островов до Берега Руперта.
В позднемеловую эпоху Центральная Атлантика вступила в зре¬лую стадию развития. В это же время начинается образование Се¬верной Атлантики. В океанских котловинах накапливаются геми-пелагические глины и турбидиты, а также красные цеолитовые и битуминозные глины. На срединных хребтах и их склонах отлага¬лись карбонаты — разнообразные нанопланктонные илы, мел и мелоподобные образования.
Продолжает расширяться Индийский океан. В пределах Сома¬лийской, Мадагаскарской, Центральноиндийской, Австрало-Ан¬тарктической глубоководных впадин накапливались преимущест¬венно серые гемипелагические глины и турбидиты. На срединных хребтах и их склонах отлагались известковые илы и красные цео-литовые глины.
Сильно меняется в позднем мелу рельеф ложа Тихого океана. Господствующее положение занимают хребты меридионального простирания. Глубина абиссальных котловин достигает 5 км. На склонах срединного хребта и на внутриплитных поднятиях отлага¬лись нанопланктонные илы. Они ассоциируются с радиоляритами и кремнями, красными цеолитовыми глинами и туфами.
В Северном океане в середине позднего мела образовались глу¬боководные котловины Макарова и Толля (Подводников), распо¬лагавшиеся между хребтами Ломоносова и Менделеева. В осталь¬ных частях происходило формирование мелководных песчано-гли-нистых отложений.
17.4. Эволюция и вымирание фауны в меловом периоде
В течение раннемеловой эпохи все большее распространение получили совершенно иные роды и виды морских беспозвоноч¬ных, чем в позднеюрскую эпоху. Особенно значительные отличия были свойственны аммонитовой фауне, среди которой все боль¬шее значение приобретают развернутые формы. Для раннемелоя вой фауны типичен гигантизм. Дальнейшее развитие получают наземные животные и растения, среди которых появляются пер¬вые представители покрытосеменных растений.
Значительная часть позднемеловой истории характеризовалась необычайно интенсивным развитием фитопланктона, особенно фитонанопланктона и в меньшей степени зоопланктона. В это же время бурный таксономический расцвет испытывали организмы пелагиали. Этот интервал развития органического мира некоторые исследователи называют «планктонным взрывом». Развитие планк¬тона происходило в условиях существенного повышения уровня Мирового океана и при благоприятных климатических условиях. ''&#9632;]
Современный родовой состав бентосных фораминифер сложил¬ся начиная с туронского века. Жившие до этого фораминиферы вымерли на рубеже сеномана и турона, а возможно, и несколько ранее. В сеномане произошли крупные изменения и среди других групп фауны. Особенно сильно облик наземной растительности изменился в конце мелового периода, когда всеобщее распространение получили покрытосеменные. С ними тесно связано разви¬тие насекомых — наиболее многочисленных представителей жи¬вотного царства. Перестройка состава энтомофауны началась в конце апта и особенно интенсивно происходила в альбском веке. В это время мезофитные сообщества насекомых, хорошо приспосо¬бившихся к растительному покрову, когда господствовали голо¬семенные и споровые, сменились кайнофитными. В середине ме¬лового периода значительно видоизменилась фауна морских жи¬вотных. На смену ранее существовавшим пришли совершенно иные группы позвоночных и беспозвоночных. Альбский век можно счи¬тать временем крупнейшего перелома в истории растительности Земли.
Необычайно резкие изменения в органическом мире произошли на рубеже мезозоя и кайнозоя, на границе Маастрихта и дания. В это время исчезли кокколитофориды, планктонные форамини¬феры, аммониты, белемниты, рудисты, динозавры и целый ряд других представителей животного царства. Кроме перечисленных исчезло 50 % семейств радиолярий, 75 % семейств брахиопод, от 25 до 75 % семейств лишились двустворчатые и брюхоногие мол-люски, морские ежи и морские лилии. На 75 % сократилось число акул. Урон, понесенный органическим миром, огромен. Вымерло более 100 семейств морских беспозвоночных и примерно такое же количество наземных животных и растений. Это дало основание говорить о «великом мезозойском вымирании».
Высказано множество разнообразных предположений о причи¬нах этого вымирания — от изменений отдельных природных фак¬торов до отравления животных и растений различными специфи¬ческими ядами. Подавляющая часть палеонтологов сходилась на том, что вымирание на рубеже мезозоя и кайнозоя, так же как и все другие крупные вымирания, явилось следствием конкурен¬ции и вытеснения одних групп организмов другими, смены растительных сообществ, эвстатического подъема или понижения уровня Мирового океана, резкого похолодания и усиления неста¬бильности климатических условий, а также необычайно больших вспышек вулканизма, особенно взрывного характера. В последние годы появились новые гипотезы, связывающие это вымирание с катастрофическими последствиями вмешательства космических факторов. Данная проблема попала в орбиту внимания не только геологов и палеонтологов, но и других специалистов.
В 1979 г. исследователи из Калифорнийского университета под руководством Л.Альвареса показали, что на границе мезозоя и кайнозоя в ряде районов Италии и Дании имеются геохимиче¬ские аномалии, выражающиеся в обогащении пограничных слоев глин иридием. Этот тяжелый металл, по предположению амери¬канских ученых, имел космическое происхождение. Это представ¬ление было основано на том, что все метеориты по сравнению с земными породами содержат высокие концентрации иридия. Уче¬ные предположили, что массовое вымирание на рубеже мезозоя и кайнозоя было вызвано столкновением Земли с астероидом, диа¬метр которого мог составлять 10— 15 км. Энергия взрыва должна была достигать Ю30 эрг ()023 Дж), что намного превышает энер¬гию, дошедшую до земной поверхности после вспышки сверхно¬вой звезды. В результате мощнейшего взрыва или, скорее всего, серии взрывов, так как предполагается, что астероид при вхожде¬нии в земную атмосферу раскололся на части, масса земного ве¬щества, превращенного в пыль, в сотни раз превышавшая массу космического тела, была выброшена в атмосферу. Пыль довольно продолжительное время оставалась в атмосфере, что весьма силь¬но снизило прозрачность атмосферы и нарушило тепловой баланс. Солнечные лучи длительное время не достигали земной поверх¬ности, а отражались в космическое пространство плотной непроз¬рачной атмосферой. В атмосфере в большом количестве находи¬лись пыль, дым и сажа. В результате этого температуры на земной поверхности стали быстро снижаться.
Отсутствие солнечного света отразилось на процессах фотосин¬теза, и биопродуктивность растительности резко снизилась. Воз¬никли условия, напоминающие предсказанное в начале 80-х го¬дов XX в. явление «ядерной зимы». Эта «астероидная зима» вызва¬ла целый ряд негативных для жизни организмов процессов. Со¬кратились ресурсы питания и нарушились пищевые связи. Сниже¬ние температурного режима отразилось на условиях жизнедеятель-ности, на солевом составе морских и пресных водоемов, на со¬стоянии почв, распределении питательных веществ и воды на по¬верхности суши.
Ввиду того что внедрение космического тела в земную атмосфе¬ру воздействовало на разные стороны природных условий, это при¬вело к селективному вымиранию. Одни организмы, например на¬земные и водные динозавры, планктонные организмы и целый ряд других не были в состоянии перенести подобные нарушения среды обитания, другие пытались к ним приспособиться, третьи резко изменили ареалы своего обитания, а четвертые дали начало но-вым, уже приспособленным к изменившимся условиям формам. J
Впоследствии следы «иридиевой аномалии», кроме Италии и Дании, были обнаружены и в других регионах в пограничных сло¬ях мезозоя и кайнозоя. В дальнейшем оказалось, что подобные аномалии существуют на границе эоцена и олигоцена, перми и триаса, на границе франа и фамена в позднем девоне и в начале фанерозоя. Все это свидетельствует о том, что внедрение в земную атмосферу космических тел в геологическом прошлом не было столь редким событием, а, вероятно, происходило с определен¬ной периодичностью и с ним, как правило, связано абсолютное большинство великих вымираний.
Падение крупного космического тела должно оставлять на зем¬ной поверхности следы в виде импактного кратера. Несмотря на относительно слабую изученность, установлено, что самый древ¬ний из известных кратеров находится на территории ЮАР. Он имеет диаметр около 140 км и образовался примерно 2 млрд лет назад. Кратер Сэдбери в Канаде возник 1,84 + 0,15 млрд лет назад. Абсолютное большинство известных ударных кратеров моложе 300 млн лет. Около 65 млн лет назад, на рубеже мезозоя и кайнозоя, возникли Карский, Усть-Карский, Каменский и Гусевский (два последних находятся в Причерноморье) кратеры, имеющие диа-метр от 3 до 25 км. Наиболее вероятным кандидатом в крупные кратеры, образовавшиеся на границе мела и палеогена, в настоя¬щее время считается кратер Чиккулуб на полуострове Юкатан в Мексике. Его возраст точно соответствует этому рубежу, а много¬численные признаки (шоковые минералы и породы, геохимиче¬ские аномалии и др.) подтверждают космическое происхождение. К тому же среди пород, в которые вложен этот кратер, присут-ствуют верхнеюрские сульфаты, что могло быть причиной поступ¬ления в атмосферу значительного количества сернистого газа, губительного для живых организмов. Получены также данные о близком, если не тождественном возрасте другого крупного кра¬тера — Карского на Пай-Хое. Имеются данные о существовании подобного кратера в Тихом океане.
Наиболее серьезным конкурентом импактной гипотезы при¬чин великих вымираний является вулканическая. Она основыва¬ется на совпадении времени вымираний и образования крупных полей плато базальтовых излияний. Так, с вымиранием на рубеже перми и триаса совпадает образование крупнейшей Тунгусской трапповой провинции, а с рубежом мела и палеогена — подоб¬ной провинции Декана в Индии. Такие совпадения наводят неко¬торых исследователей на мысль о том, что между активизацией плюмового вулканизма и импактным воздействием падения асте¬роидов может существовать определенная связь, и они могут со-иместно воздействовать на органический мир. Но пока все это толь¬ко гипотезы.
17.5. Климатическая и биогеографическая зональность
В начале мела продолжается аридизация климата, начавшаяся в поздней юре, но наступившая в апте гумидизация быстро дос¬тигла максимума. Наряду с этим в середине альбского века произо¬шло кратковременное похолодание.
Экваториальный пояс с высоким и равномерным увлажнени¬ем и со среднегодовыми температурами свыше 22 — 24 °С охваты¬вал значительную часть Бразилии, Эквадор, северные районы Перу, центральную часть Африки, юг Аравии и Индостан (рис. 17.6). К северу и югу от него находились области с аридным тропиче¬ским климатом, которые оконтуриваются по развитию эвапори-тов, карбонатных и гипсоносных континентальных красноцветов. В северных периферических частях аридного пояса (Южная Евро¬па, Закавказье, север Центральной Азии, Казахстан, Джунгария, Южная Монголия, Ордос, Тибет) соленонакопление отсутство¬вало, но при повышении солености в заливах отлагались хемоген-ные доломиты. В районах с ослабленным аридным климатом извест¬ны находки остатков ксерофильной растительности. Большое число обширных мелководных пресных озер и покрытые растительнос¬тью приморские заболоченные низменности были идеальным ме¬стом обитания динозавров.
Аридные условия в Южном полушарии в течение раннемело-вой эпохи существовали в Южной Бразилии, Парагвае, Боли¬вии, Аргентине, Чили, Сомали, Кении, Танзании, Конго и Ан¬голе. Во впадинах накапливались гипсоносные отложения и ши¬роким распространением пользовались континентальные карбо¬натные и гипсоносные красноцветы. Соленакопление происходи¬ло в мелководных лагунах Южной Бразилии, в Аргентине и вдоль западного побережья Центральной и Южной Африки. Ксерофиль-ная растительность присутствовала на периферии аридной облас¬ти. В морях южного аридного пояса обитали богатая коралловая фауна и разнообразные головоногие и двустворчатые моллюски и орбитолины. В прибрежных зарослях жили динозавры, черепахи и крокодилы.
Северный влажный тропический пояс простирался от Калифор¬нии до полуострова Лабрадор, охватывал значительные части Ев¬ропы, Центральной Азии и Дальнего Востока. В морях формиро¬вались разнообразные карбонатные формации. На приморских низ¬менностях и внутриконтинентальных равнинах распространены мо-номиктовые и терригенно-олигомиктовые формации, заключа¬ющие пласты лигнитов, углистых глин и углей. Средние темпера¬туры составляли 19—23 °С.
Южный тропический пояс охватывал юг Южно-Американского II Африканского континентов и север Австралии.
В пределах субтропического пояса были распространены тер¬ригенно-олигомиктовые и карбонатно-глинистые формации. Об¬щая карбонатность материала уменьшается, но существенно воз¬растает роль органического вещества. На территории Северной Америки распространена угленосная формация. Большим разви¬тием на территории пояса пользуется кремнистая формация, сви¬детельствующая о сравнительно низких температурах. На это ука-зывают и растительные ассоциации. Субтропические условия ха¬рактерны для севера и северо-запада Европы, значительной части Восточно-Европейской платформы. Западной Сибири, юга Восточной Сибири, Дальнего Востока и Японии. Средние температу¬ры колебались в пределах 14— 18 °С.
Умеренный климат в Северном полушарии господствовал в се¬веро-западной части Северной Америки и на северо-востоке Евра¬зии, а в Южном полушарии он предполагается по фрагментар¬ным данным на Антарктическом полуострове.
На протяжении раннемеловой эпохи продолжали существовать Бореальная, Тетическая (Средиземноморская) и Южная палеоч биогеографические области, которым свойственны определенные ассоциации фауны и флоры.
В течение позднемеловой эпохи существовали экваториальный и по два тропических, субтропических и умеренных пояса (рис. 17.7), Согласно палеотермометрическим данным, после кратковремен¬ного понижения температур в середине альба начался новый подъ¬ем температур.
В экваториальном и тропическом поясах средние температуры составляли 22 — 27 °С. По степени увлажнения выделяются эква¬ториальный влажный, северный и южный аридный и переменно-влажные тропические пояса. В северном аридном поясе, который охватывал север Африки, Аравию, восточное Средиземноморье, Центральную Азию и простирался до современного побережья Тихого океана, широким развитием пользовались континенталь¬ные карбонатные и гипсоносные красноиветы и эоловые фации. В мелководных бассейнах накапливались эвапориты и высокомаг¬незиальные карбонаты.
В Южном полушарии аридные условия существовали на западе Южной Америки, в центральных районах Африки и Индокитае. Здесь происходило соленакопление, а на суше формировались красноцветы. Только на перифериях аридной области появлялась растительность в виде ксерофильного редколесья. В сторону полю¬сов она сменялась лесами переменно-влажного тропического кли¬мата. Этот климат господствовал на Северо-Американском кон¬тиненте, в Южной Европе и Центральной Азии. Количество орга¬нического вещества в осадках этого пояса существенно возрастает, появляются залежи лигнитов и бурых углей.
Положение северного влажного тропического пояса оконтури-вается развитием угленосных отложений Евразии и Северной Америки. Накапливались также толщи каолинитовых глин и элю¬виальных бокситов. Высокий температурный режим, определен¬ный палеотермометрическим методом, подтверждается распрост¬ранением вечнозеленых и широколиственных растительных сооб¬ществ, тропическими формами морской и наземной фауны.
Влажные тропические условия в Южном полушарии существо¬вали на северной оконечности Южной Америки, в центральных и южных районах Африки, в Индостане, Малайзии и Северной Ав¬стралии.
За пределами тропических поясов располагались области с от¬носительно низкими температурами. Субтропический пояс охва¬тывал северную часть Восточно-Европейской платформы, цент¬ральные и южные районы Западной Сибири, Дальний Восток, Приморье, северо-запад США и северо-восток Канады. В Южном полушарии данный климат господствовал на значительной час¬ти Австралии и на юге Южной Америки. О довольно высоких температурах в этих поясах свидетельствуют не только сравни¬тельно высокая насыщенность осадков карбонатным материалом, присутствие аутигенных минералов железа, но и наличие каоли-нитовых кор выветривания и переотложенных залежей бокси-1 тов, распространение хвойно-широколиственных лесов и боре-альный комплекс фауны, среди которой присутствуют и тепло¬любивые формы. Согласно палеотермометрическим данным, ш субтропическом поясе средние температуры не превышали 18—1 20 "С.
Умеренный пояс в Северном полушарии охватывал северо-вос¬точную часть Евразии и северо-запад Северной Америки. Его ана¬логи в Южном полушарии выделяются в юго-восточной части Австралии, в Новой Зеландии и Антарктиде. Средние температу¬ры в этих поясах были не выше 15 "С Основными лесообразующи-ми породами растений были мелколистные и хвойные деревья. Комплекс фауны представлен относительно холоднолюбивыми бореальными формами.
Наиболее важными и крупными палеобиогеографическими об-" ластями были Средиземноморская, Индийская, Тихоокеанская, Мадагаскарская, Центральноамериканская и Австралийская, рас¬полагающиеся в низких широтах. В высоких широтах находились Бореальная и Антарктидо-Австралийская. Каждой области свой¬ственен определенный комплекс головоногих, двустворчатых и брюхоногих моллюсков, брахиопод, колониальных и одиночных кораллов. Последние отсутствуют в Бореальной и Антаркт ид о-Ав¬стралийской областях.
17.6. Полезные ископаемые
Разнообразные условия осадконакопления, выветривания И денудации, а также интрузивный магматизм и вулканизм на об¬ширных областях обусловили богатство меловой системы различ¬ными полезными ископаемыми. С континентальными отложения¬ми связано более 20 % мировых запасов углей. Наиболее крупны¬ми являются Ленский, Зырянский угольные бассейны и угольные бассейны на западе Северной Америки. Существуют довольно круп¬ные месторождения бокситов. Они известны в Тургайском проги¬бе, на Енисейском кряже, Южном Урале, Украинском шите и в Средиземноморье (юг Франции, Греция, Испания, Турция, Иран). Во второй половине мелового периода начали формироваться ла-теритные покровы в Африке и Австралии.
Оолитовые железные руды накапливались на юго-востоке За¬падной Сибири. Залежи фосфоритов известны на территории Вос¬точно-Европейской платформы. Крупнейший по запасам фосфори¬товый пояс протягивается от Марокко до Сирии. С лагунными отложениями связаны залежи солей в Туркмении и Северной Аме¬рике. Крупные запасы писчего мела имеются на территории Севе-ро-Американской и Восточно-Европейской платформ. Очень бо-гаты меловые толщи сырьем для цементной промышленности. Меловой возраст имеют продуктивные нефте- и газоносные гори¬зонты в Западной Сибири, на западе Центральной Азии, в Ли¬вии, Кувейте, Нигерии, Габоне, Бразилии, Канаде и в Мекси¬канском заливе.
С кислыми интрузиями мелового возраста связаны разнооб¬разные месторождения полиметаллов и золота в пределах Тихо¬океанского пояса. Месторождения олова, свинца и золота извест¬ны на северо-востоке России и на западе Северной Америки. Оло¬вянный пояс прослеживается на территории Малайзии, Таилан¬да и Индонезии. Крупные месторождения олова, вольфрама, сурь¬мы и ртути известны на юго-востоке Китая и в Южной Корее. В кимберлитовых трубках мелового возраста сосредоточены мес¬торождения алмазов Южной Африки и Индии.
В течение мелового периода продолжился активный распад Пангеи-П и Гондваны в ее составе и начался распад Лавразии (рис. 17.8). Одновре¬менно происходило расширение молодых океанов. Была образована Юж¬ная Атлантика, в середине периода соединившаяся с Центральной, и началось продвижение спрединга из Центральной Атлантики в северном направлении. Расширение Индийского океана было сопряжено с распа¬дом Восточной Гондваны на отдельные континенты: Индию, Австралию, Антарктиду. Началось формирование Северного Ледовитого океана — в раннем мелу образовалась Канадская котловина, в позднем — котло¬вина Макарова —Толля (Подводников). Между тем в результате появле¬ния трех крупных фаз орогенеза: позднекиммерийского в начале мела, австрийского — в середине и ларамийского в конце периода, началось сокращение океанского бассейна Тетиса и усилились тектонические де¬формации и горообразование в разных сегментах Тихоокеанского колъ-Ца подвижных поясов.
Глобальный климат на протяжении мелового периода оставался теп¬лым. В морях сохранили свое значение аммониты и белемниты, усили¬лась роль двустворчатых моллюсков, среди которых наиболее специфи¬ческими были иноцералы и рудисты, появились крупные фораминифе-Ры — орбитолиты в раннем, орбитофиты в позднем мелу, достиг наи¬высшего расцвета нанопланктон, в частности кокколитофориты — глав¬ные создатели писчего мела, процветали крупные морские ящеры. На суше продолжалось господство динозавров, появились птицы, сильно распространились насекомые. В середине мела, особенно начиная с аль-ба, произошло коренное изменение состава растительности — голосе¬менные уступили место покрытосеменным и тем самым мезозойская флора уже в мелу сменилась кайнозойской.
Закончился меловой период великим вымиранием органического мира, втором по значению после пермско-триасового. Наиболее вероят¬ным его объяснением является падение на Землю крупного астероида.

КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭРА
Кайнозойская эра — последний крупный этап геологической истории, продолжающийся по настоящее время. Первоначально кайнозойскую эру подразделяли на два периода — третичный, куда включали палеоген и неоген, и четвертичный. Такое реше¬ние было принято на 2-м МГК (1881), несмотря на то, что мно¬гие геологи вполне обоснованно высказывали мнение о выделе¬нии палеогена и неогена в качестве самостоятельных единиц. На¬чиная с 1960 г. в СССР по решению Межведомственного страти¬графического комитета кайнозой делится на три периода: палео¬геновый, неогеновый и четвертичный (антропогеновый).Такое же деление принято и Международной стратиграфической комиссией.
Глава 18 ПАЛЕОГЕНОВЫЙ ПЕРИОД
Палеогеновый период начался 65 млн лет назад и закончился 23,5 млн лет назад, т.е. продолжался 41,5 млн лет. Как самостоя¬тельное подразделение палеоген был выделен К. Науманном (1866). Ранее он входил в состав третичной системы, наименование ко¬торой было предложено Ч.Лайелем (1833). Он подразделял тре-гичную систему на три отдела: эоцен, миоцен и плиоцен. Позднее были выделены еще два отдела — палеоцен и олигоцен. Палеоцен был обоснован М.Шимпером (1874), а олигоцен К. Бейрихом (1854). В дальнейшем палеоцен, эоцен и олигоцен были объедине¬ны под общим названием «палеоген».
18.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
Деление палеогена на три отдела общепринято, но при выде¬лении ярусов возникают сложности, связанные с большим разно¬образием фаций и органических остатков. Обычно используют шкалу, разработанную на основе корреляции отложений Париж¬ского, Бельгийского и Лондонского бассейнов (табл. 18.1). Несмотря на определенные недостатки, она была утверждена в качестве международной на 28-м МГК (Вашингтон, 1989). Между тем яв¬ное преимущество имеет почти непрерывный разрез Первой гря-Ды Крымских гор, на основе которого российскими и украинскими геологами (Г.И.Немков, Н.Н.Бархатова, В.В.Меннер, М.Е.Зубкович, Л. U. Горбач, Р.Л.Мерклин, В.К.Василенко и др.) была разработана оригинальная шкала ярусного деления палеоцена и эоцена, приведенная в табл. 18.1.
В течение длительного времени дискутировался вопрос о страти¬графическом положении датского яруса. Традиционно его относили к меловой системе, хотя по ряду признаков, в том числе и по особенностям органического мира, он стоит ближе к палеогену. По этим мотивам граница между мелом и палеогеном проводите* в кровле маастрихтского яруса.
Датский ярус был установлен французским геологом Э.Дезо^ ром (1846), который предложил выделять его в качестве само¬стоятельного яруса меловой системы. Им были описаны известня¬ки в окрестностях города Копенгагена, залегающие на «рыбных глинах» маастрихтского возраста, известные под названием из¬вестняков Факсе. Их Э.Дезор предложил рассматривать как самые молодые отложения меловой системы и называть датским ярусом. Позднее оказалось, что ни в одном районе Дании и Швеции не известны полные разрезы датского яруса. Последовательность сла¬гающих его пластов удавалось установить только путем сложения и сопоставления отдельных обнажений. Таким образом, приходится говорить не о конкретном стратотипическом разрезе, а о страто-типической местности.
Палеоценовый (от греч. «палеос» — древний, «кэнос» — новый) отдел в Западной Европе подразделяется также на монтский и танетский ярусы. Первый был установлен Ж.Девальком (1868). Его стратотипом являются отложения в районе городов Монс и Обург на юго-западе Бельгии, где на туфах Сен-Симфорьен верхнего Маастрихта с размывом залегает толща известняков мощностью около 60 м, перекрываемая континентальными образованиями. В Западной Европе монтский ярус теперь обычно рассматривает¬ся как эквивалент датского, и последнему названию отдается пред¬почтение. В современной международной шкале вместо монтского яруса выделяется зеландский (Selandion). В Восточной Европе стра¬тиграфическим аналогом монтского яруса является инкерманский ярус Крыма.
Нижняя граница инкерманского яруса проводится по смене мшанковых и криноидных известняков датского яруса грубослои-стыми фораминиферовыми известняками. Наиболее полные разре¬зы наблюдаются в долинах рек Бельбек и Кача и в районе г. Ин-керман. В известняках встречается разнообразная фауна дву¬створчатых и брюхоногих моллюсков, мшанок, морских ежей, фораминифер, остракод и др.
Полный объем танетского яруса также нельзя считать точно установленным. Этот ярус был обоснован Э. Реневье (1873). Стра¬тотипом являются фаунистически охарактеризованные пески Та-нет в восточном Кенте в Англии. Нижняя часть танетских отло¬жений в Англо-Парижском бассейне морского происхождения, но на различных уровнях появляются лагунные и пресноводные отложения.
Выделенный в верхнем палеоцене в Крыму качинский ярус представлен морскими фациями и охарактеризован специфиче¬ским комплексом моллюсков, к тому же содержавшим много об¬щих видов с нижней частью танетского яруса Англо-Парижского бассейна.
Стратотипом качинского яруса является разрез по реке Кача в Крыму. В основании залегает слой карбонатно-глинистой породы с большим количеством зерен глауконита. Лежащие выше мерге¬ли в нижней части глауконитовые, а в верхней содержат кремни¬стые конкреции. Разрез венчают мергели с прослоями глинистых известняков.
Эоцен (от греч. «эос» — заря, «кенос» — новый) в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения был выде¬лен Ч.Лайелем (1833). Он подразделяется на четыре яруса: ипр¬ский (бахчисарайский), лютетский (симферопольский), бартон¬ский (бодракский) и приабонский (альминский).
Ипрский ярус был установлен А. Дюмоном (1849). Его стратоти¬пом являются фландрские глины, обнажающиеся на реке Ипр в Бельгии. В основании бахчисарайского яруса в окрестностях одно¬именного города залегает пласт глауконитового известняка, кото¬рый перекрывается слоями глауконитовых глин, переходящих в карбонатные глины с прослоями мергелей. В слоях бахчисарайско¬го яруса присутствуют двустворчатые моллюски, брахиоподы, нум¬мулиты и дискоииклины, разнообразные мелкие бентосные и планктонные фораминиферы, остракоды и богатый спорово-пыль-иевой комплекс.
Л''ютетский ярус был установлен А.Лаппараном (1883). Страто-типом являются грубые известняки окрестностей Парижа (рим¬ская Лютеция). Нижняя и верхняя границы яруса ограничиваются ипрскими глинами Лаон и бартонскими породами Мон-Сен-Мар-тен. Многие исследователи предполагают, что симферопольский ярус соответствует нижней и средней частям грубых известняков лютетского яруса Парижского бассейна.
Нижняя граница симферопольского яруса проводится по сме¬не глинисто-мергельской пачки бахчисарайского яруса мергеля¬ми, в которых появляются прослои нуммулитовых известняков. Верхняя часть симферопольского яруса слагается массивными нуммулитовыми известняками.
В Парижском бассейне верхнеэоценовые отложения объедине¬ны под названием бартонского яруса. В нижней его части залегают пески, а в верхней — мергели, иногда с прослоями гипса. Отме¬чается большое фаунистическое сходство бодракского яруса с бартонским, в то время как альминский ярус трудно сопоставим с каким-либо западноевропейским и условно считается аналогом приабонского.
Нижняя граница бодракского яруса проводится по смене мас¬сивных известняков симферопольского яруса более рыхлыми ме-лоподобными известняками с прослоями глинистых известняков. Верхняя часть яруса слагается тонколистоватыми мергелями с прослоями карбонатных глин. Альминский ярус выделяется по смене этих мергелей светлыми толстослоистыми известняками. В отложениях верхнего эоцена Восточной Европы содержит