Древние климаты Евразии. Часть 2. Мезозой - Синицын В.М.

Автор: Синицын В.М.

Теги: география геология

Год: 1966

Похожие

Древние климаты Евразии. Часть 1. Палеоген и Неоген

Древние климаты Евразии. Часть 3. Вторая половина Палеозоя

В мире древних животных

Бесчелюстные и древние рыбы

Текст

в. аж. сииицын
ДРЕВНИЕ
КЛИМАТЫ
ЕВРАЗИИ
9
6
6

ЛЕНИНГРАДСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА ГОСУДАРСТВЕННЫЙ
УНИВЕРСИТЕТ имени А. А. ЖДАНОВА
В. М. СИНИЦЫН
ДРЕВНИЕ КЛИМАТЫ
ЕВРАЗИИ
Часть 2
МЕЗОЗОЙ
ИЗДАТЕЛЬСТВО
ЛЕНИНГРАДСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
1966
2—9—7
50—66
Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Ленинградского университета
Работа представляет вторую часть исследования «Древ-
ние климаты Евразии». В ней, как и в первой части, посвя-
щенной палеогену и неогену, излагается история палеогеогра-
фического развития материка в мезозое, характеризуются
зональные типы выветривания и осадконакопления и их эво-
люция, рассматриваются зональные типы флоры и фауны, их
последовательные смены во времени. Далее производится
сопоставление литогенетических, геоботанических и зоогео-
графических формаций эквивалентных зон, дается их клима-
тическая характеристика в соответствии с условиями, в кото-
рых существуют и развиваются их современные аналоги.
В заключение рисуется картина общего климата Евразии
для отдельных периодов мезозоя, сопровождаемая количест-
венной оценкой основных элементов климата каждой зоны
(осадки, температура).
Текст иллюстрирован сериями карт палеогеографических,
литогенетических формаций, геоботанической и зоогеографщ
ческой зональности, климатических.
Работа представляет интерес для геологов, географов и
биологов.
ОТ АВТОРА
Настоящая книга является второй частью исследования по древ-
ним климатам Евразии, которое я начал с последних периодов геоло-
гической истории и веду его к более отдаленным периодам, наименее
ясным в палеоклиматическом отношении.
В первой части этого исследования (Синицын, 1965) рассмотрены
климаты Евразии в палеогене и неогене. Теперь стоит задача выяснить
особенности климата этого материка в мезозое.
Подход к реконструкции климатов мезозоя одинаков с тем, кото-
рый применен в первой части исследования. Он заключается в комплекс-
ном изучении всех элементов палеоландшафта и выявлении природной
зональности материка для отдельных эпох мезозоя. На основе карт
природной зональности составляются карты палеоклиматические с
грубой оценкой элементов древнего климата по зонам и провин-
циям.
Вследствие того, что объем информации по климатам мезозоя
меньше, чем по климатам кайнозоя, особенно в части палеонтологиче-
ских объектов (флоры и фауны мезозоя по составу отличны от совре-
менных), количественные оценки мезозойского климата оказываются
более обобщенными. В частности, термический режим, который для
кайнозоя мог быть выражен в изотермах самого холодного месяца и
самого жаркого месяца, в данном случае показывается лишь в виде
основных термических зон, характеризуемых среднегодовыми темпе-
ратурами.
При реконструкциях древних климатов я не ограничился использо-
ванием единичных, наиболее ярких их показателей, как соли, красно-
цветы, угленосные отложения или кораллы, отдельные роды растений
и ,т. д., а стремился привлечь весь рядовой литологический и палеонтоло-
гический материал, предварительно обобщив его в естественные пара-
генезисы (формации) осадочных пород, типы растительности и комплексы
животных, сочетавшиеся в едином- ландшафте и, следовательно, разви-
вавшиеся при сходных климатических условиях. Изучая распростране-
ние этих парагенезисов, типов и комплексов в пределах триасовой, юр-
ской и меловой Евразии, я приблизительно наметил географию клима-
тов Материка и его эволюцию в течение мезозойской эры.
3
Климат — важнейший из природных факторов, управляющих про-
цессами, совершающимися на поверхности Земли. Колоссальна роль
климата в развитии жизни, литогенеза и даже в формировании сиаличе-
ского слоя земной коры. Этим определяется исключительное теоретиче-
ское и практическое значение исследования древних климатов, которое
позволяет полнее выяснить условия развития всех экзогенных геологи-
ческих процессов, точнее производить биогеографическое районирова-
ние, расширить и углубить научную базу прогноза полезных ископаемых
осадочного происхождения, образование которых в значительной сте-
пени зависит от климатического фактора:
ГЛАВА I
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ОБЗОР
Триас (220—180 млн. лет)
Триас былодним из самых значительных теократических периодов
в истории Земли. Поднятия сиалических масс континентов в этот период
достигали максимума. Все платформы стояли выше уровня моря, а
герцинские геосинклинали, завершившие к тому времени цикл своего
развития, представляли складчатые области также с положительным
рельефом. Даже в геосинклинальных морях триаса было много остров-
ных суш и отмелей. •
В результате замыкания в позднем палеозое Уральской и Казах-
стано-Тяньшанской, Алтае-Саянской и Монголо-Охотской геосинклина-
лей древние материки Фенно-Сарматия, Ангарида и Сино-Гобия соеди-
нились в едином континенте — Малой Евразии. Широтное море Тетис
отделяло от этого континента группу южных материков: Нубию, Гонд-
вану, Сунду и Катазию, разобщавшихся, в свою очередь, эпиконтинен-
тальными морями и проливами. В течение раннего и среднего триаса с
Малой Евразией был связан материк Берингия и Сахалино-Японская
суша. .
Поскольку триасовые материки слагались в основном из платформ
Русской, Сибирской, Китайской, Индостанской и Зондской, представ-
лявших собой .приподнятые равнины, и герцинских сооружений,, цикл
развития которых завершился глыбовым пенепленом, рельеф их в
общем был плоским, что не способствовало энергичному проявлению
процессов денудации и осадконакопления в их пределах. .
Фенно-Сарматия. На крайнем Северо-Западе триасовой Евразии
располагалась высокая денудационная равнина Балтийского щита,
устойчиво поднимавшаяся на продолжении всей послерифейской исто-
рии. Осадки триасового возраста на территории Балтийского щита от-
сутствуют. К востоку и югу от него следовала обширная полоса низких
денудационных равнин и озерно-аллювиальных низменностей, охваты-
вавшая основное пространство Русской плиты с ее продолжением в
пределах Баренцева моря, а также Зауралья, включая Карскую впа-
дину. Это была наиболее низкая часть триасовой Евразии. Озерно-
аллювиальные низменности располагались в пределах Прикаспийской,
Московской и Печорско-Баренцевой синеклиз и в Днепровско-Донец-
кой впадине. В раннем триасе на территории названных синеклиз на-
капливались .осадки русел, пойм и озер. Только в Прикаспийской сине-
клизе, открытой к впадине Тетиса, континентальная серия нижнего
триаса заключает прослои глин и мергелей с морской фауной (рис. 1).
В среднетриасовую эпоху поднятие Русской платформы достигло
своего максимума. Осадконакопление прекращается (за исключением
5
отдельных участков Московской и Прикаспийской синеклиз), что яви-
лось следствием нетолько слабой дифференциации рельефа платформы
на области поднятия и погружения, но в еще большей мере было свя-
зано с влиянием наступившего максимума аридности, при котором
резко сократился поверхностный сток, ослабла эрозия и упала роль
водного переноса продуктов выветривания.
Условные обозначения к палеогеографическим картам (рис. 1—10)
1 — море; 2 — неустойчивое море; 3 — низменности
временами покрывавшиеся морем; 4 — аллювиально-
озерные низменности; денудационные равнины: 5 —
низкие, 6—высокие; 7—горы и плато; 8—лавовые
плато.
В позднем триасе Восточно-Европейская плита снова начинает
опускаться, в результате чего расширяется седиментационный бассейн
Прикаспийской синеклизы и возобновляется осадконакопление в Дне-
провско-Донецкой и Печорской впадинах. Причем в этой новой серии
континентальных отложений красноцветные породы, столь характерные
для верхней перми, нижнего и среднего триаса, становятся редкими.
Наряду с осадками русловых фаций распространение получают бас-
сейновые фации.
Урал и'Тиман среди низменностей Восточной Европы выделялись
слабо — небольшими вилообразными возвышенностями, покрытыми
корами выветривания.
Движения средней (герцинской) Европы геохронологически и по
знаку были противоположными движениям Восточно-Европейской
плиты. В раннем триасе, когда в синеклизах последней еще большие
площади < занимали озерно-аллювиальные низменности, в Средней
Европе (герцинской) господствовал континентальный режим с локаль-
ными седиментационными бассейнами в небольших предгорных впади-
нах. Отложения раннего триаса в этих впадинах представлены крас-
ными и фиолетовыми песчаниками и конгломератами, реже сланцами,
сложенными материалом местного происхождения. Это была пустыня,
в которой скалистые возвышенности чередовались со столь же голыми
аккумулятивными равнинами. Западноевропейские геологи (Жинью,
1952), ссылаясь на обилие в разрезах раннего триаса грубых песча-
ников и конгломератов, полагают, что поверхность Средне-Европейской
пустыни была сильно расчлененной, даже гористой, но это допущение
едва ли правильно. Ведь известно, что широкое распространение гру-
бого плохо сортированного обломочного материала, в изобилии содер-
жащего малоустойчивые минералы, как слюды и полевые шпаты, со-
ставляет особенность пустынь, которая не связана с их рельефом, а
обусловлена тем, что в пустынях из-за недостатка влаги измельчение
горных пород при процессах выветривания не доходит до образования
тонких фракций.
Обломочный материал в породах среднеевропейского триаса обна-
руживает признаки эоловой обработки. Состав и строение пачек пород,
отлагавшихся в открытых водоемах бессточных впадин, указывает на
их сходство с осадками африканских шоттов (Жинью, 1952).
6

1
В. М. Синицын, ч. 2
Рг/р /

В среднетриасовую эпоху (рис. 2), когда Русская платформа испы-
тывала максимальное поднятие, Средняя Европа, наоборот, подвер-
глась максимальному погружению и в ней появляется мере раковин-
ного известняка. Это мелководное море трансгрессировало на низкие
денудационные равнины герцинид и его осадки легли на различные
толщи палеозоя со стратиграфическим и угловым несогласием.
В период максимального развития море раковинного известняка
покрывало всю территорию ГДР и ФРГ и восточные районы Голлан-
дии, провинции Юго-Восточной Франции (Прованс и Лангедок)
и Польшу. Его южной границей служил Чешский массив и гельветская
зона Северных Альп. Море было мелким, окруженным широ-
ким лагунным поясом. К позднему триасу море ушло из Средней Евро-
пы, сменившись в начале латунным, а потом континентальным режи-
мом, но уже не таким пустынным, как в предшествовавшее время. В
локальных бассейнах герцинид теперь накапливались пестроцветные
глины, мергели, доломиты, гипсы и песчаники с остатками растений и
рептилий (тростниковые песчаники кейпера) .
Сибирские равнины. На месте центральных и восточных районов
Западно-Сибирской низменности, Сибирской платформы и впадины
Карского моря в триасовом периоде простирались денудационные рав-
нины, несколько Приподнятые в зоне Таймыра, Северной Земли, Ана-
барского свода и Енисейского кряжа и относительно опущенные в пре-
делах Зауралья, Тунгусской синеклизы и Ленско-Вилюйского прогиба.(
В первой половине периода в разных частях этих равнин поднимались
группы вулканов и лавовые плато. На преобладающей части сибирских
равнин формировались коры выветривания, самые мощные среди ме-
зозойских. И только в Хатангской впадине и в Тунгусской синеклизе,
накапливались пестроцветные аргиллиты и кварцевые песчаники, чере-
дующиеся с основными лавами и туфами. Господствующим типом ланд-
шафта в это время являлись саванны с отдельными водоемами,
населявшимися пелециподами, эстериями, остракодами, рыбами и ам-
фибиями.
В позднем триасе (рис. 3) число и размеры депрессий возрастают,
вулканическая деятельность ослабевает, пестроцветные осадки сменя-
ются сероцветными, содержащими много растительных остатков, а ме-
стами и линзы бурого угля. Равнины начинают покрываться лесной
растительностью. В конце триаса возникают различия в знаке движе-
ния западносибирских и восточносибирских равнин. Первые начинают
опускаться, в результате чего Карский шельф покрывается морем, на-
ступавшим из Арктического бассейна.
Ленский предгорный прогиб еще не существовал, поскольку Верхо-
янского хребта, для которого он является компенсационным погруже-
нием, не было. Также как область седиментации, вероятно, не сущест-
вовала и Вилюйская впадина, тесно связанная в своем развитии с
Ленским прогибом. Однако областями пониженного рельефа они явля-
лись и в триасе.
В Хатангской депрессии в течение большей части периода нахо-
дился залив, открывшийся к северо-востоку, где морские условия были
наиболее устойчивыми. В этой северо-восточной части депрессии пред-
ставлен полный разрез терригенного триаса с морскими пелециподами
и аммонитами. Лавы и туфы присутствуют только среди отложений
нижнего отдела. В части разреза, относимой к рэту, отмечены углистые
породы.
Горы областей палеозойской складчатости по преимуществу были
сгруппированы в узком поясе, диагонально протянувшемся через весь
материк — от Охотского массива до Иранского отрезка Тетиса. В этот
горный пояс входили возвышенности Байкалиды, Алтая, Чингиза и
Тарбогатая, Тянь-Шаня, Памир-а, и Гиндукуша. Морфология гор была
различной, высота же, вероятно, составляла первые сотни метров.
Самой крупной горной областью триасовой Евразии являлась Байкаль-
ская, объединявшая Саяны, Кузнецкий Алатау, Хангай, горы Западного
Забайкалья и Становой хребет. Как в перми и юре, это были глыбовые
нагорья с платообразными вершинами, понижавшиеся к Сибирской
платформе, а к равнинам Сино-Гобии заканчивавшееся относительно
крутым и коротким уступом. Осадки, развитые вдоль юго-восточного
склона гор, обладают относительно большой мощностью и содержат
много грубых разностей, а осадки, примыкающие к сибирскому склону,
представлены песчаниками и алевритами умеренной мощности.
Алтай и Тянь-Шань в триасе не представляли комплексных горных
систем, как в настоящее время. Они состояли из отдельных, не очень
высоких кряжей и увалообразных возвышенностей, находившихся на
месте основных магистральных хребтов этих систем. Между кряжами
пролегали равнины, приблизительно одинаковой высоты с сибирскими
и синогобийскими.
Равнины Сино-Гобии и Турана. Территория Северного Китая, Юж-
ной Монголии, Таримского бассейна и Турана в триасе представляла
континентальную равнину, общий гипсометрический уровень которой
был несколько ниже уровня Сибирской равнины. Эти южные равнины
позже вышли из-под морских вод, сохранявшихся здесь местами еще
в позднем карбоне и в ранней перми. К ним приурочено много депрес-
сий, несущих толщи континентальных осадков триасового возраста.
Наиболее значительными среди них были депрессии Ордосская и Тай-
юаньская, Джунгарская и Турфанская, . Цзючуаньская, Кучарская,
Илийская, Яркендская, Таджикская и Восточно-Туркменская.
По южной окраине сино-гобийских равнин поднимались горные
цепи Гундукуша — Западного Куэнь-Луня—Хунданшаня, Нань-шаня и
Циньлина. В триасе это были не очень протяженные и совсем невысокие
возвышенности, пьедесталами которых служили приморские равнины.
Бореальный бассейн и Берингия. В первой половине триаса боре-
альное море занимало Приполярную впадину и геосинклинальные про-
гибы Северо-Чукотский и Яна-Индигирский. Колымский срединный мас-
сив, вместе с Корякией и Камчаткой,' входил в состав материка
Берингии. Охотский массив отчасти был сушей, посредством которой
Берингия сообщалась с Евразией. В конце среднего триаса начинается
погружение Верхоянско-Колымской области. Уже ладинское море за-
тапливает отдельные участки собственно Колымского и Омолонского
массивов, а также всю площадь Приомлонского прогиба и Олойской
впадины (Тучков, 1962). Максимум трансгрессии пришелся на карний-
ский и норийский века, когда под водами моря оказалась преобладаю-
щая часть территории региона. Море покрыло всю площадь срединных
массивов и геоантиклиналей; в составе Берингии оставались только
Корякия и Камчатка. Затапливается и Охотский массив, в результате
чего бореальный бассейн устанавливает свободные связи с окраинными
морями Тихого океана.
В рэте наступила регрессия, следствием которой явилось значи-
тельное сокращение ареалов осадконакопления и широкое распростра-
нение прибрежных и континентальных фаций.
Бореальное море на территории Верхоянско-Колымской области
повсеместно было мелким — в геосинклинальных прогибах по причине
энергичной компенсации их терригенными осадками, а на срединных
массивах — по причине их медленного погружения.
В норийском и рэтском веках разламывание и вовлечение в геосин-
8
клинальную переработку Колымского массива сопровождалось интен-
сивным вулканизмом.
Дальневосточное побережье. В раннем и среднем триасе евразиат-
ский материк простирался на восток до Курил и Японской горной цепи,
являвшейся его полуостровом. По обе стороны от Японской цепи распо-
лагались прогибы. Фронтальный прогиб (внешняя зона), которому в
пределах современной суши принадлежали отдельные северо-восточные
участки о. Хонсю и часть о. Сикоку, был затоплен водами Тихого океа-
на, а тыльный прогиб (внутренняя зона), охватывавший впадину со-
временного Японского моря, вмещал обширный залив, достигавший
южного Приморья и Пхеньянской мульды в Северной Корее. Приток
океанических вод в этот залив осуществлялся через разрыв Японской
цепи в секторе Акаиси. Тыловой прогиб принимал основную часть тер-
ригенного материала, сносившегося с континента, поэтому в нем ком-
пенсация' погружения осадками достигалась в большей степени, чем в
прогибе приокеаническом. Это делало залив тыльного прогиба мелко-
водным и неустойчивым в отношении гидрохимического режима. В на-
чале периода в заливе господствовали условия открытого моря, о чем
свидетельствуют и частые прослои известняков, и остатки морской фау-
ны. Временами залив мелел, и вокруг него на обширных песчаных
отмелях появлялась растительность.
В среднем триасе фазы обмеления залива учащаются и становятся
более продолжительными. Остатки морских моллюсков в отложениях
этого возраста встречаются все реже и реже, но увеличивается содер-
жание растительного детрита, скопления которого местами настолько
велики, что приводят к образованию прослоев углистых сланцев. Среди
осадков периферических, частей залива возрастает содержание дельто-
вых и континентальных фаций. В конце ладинского века море покинуло^
южное Приморье и Северную Корею.
В течение всего раннего и среднего триаса залив тыльного прогиба
поддерживал связь с Тихоокеанским бассейном, о чем говорит нормаль-
но морской состав обитавшей в нем фауны.
В позднем триасе тектонические движения становятся более ин-
тенсивными и контрастными, и, соответственно, более резкими и значи-
тельными по масштабу оказываются периодические трансгрессии и
регрессии, проявляющиеся в периферических частях морских бассей-
нов. У подножия Ниппонского хребта, высота которого, по оценке япон-
ских геологов, теперь достигла 1,5—2 тыс. м, получили распространение
молассы и угленосные континентальные отложения.
Усиливается погружение впадины Японского моря, вследствие чего
морские воды продвигаются вдоль склона Сихотэ-Алиня в ее северную
часть, достигая Татарского пролива. Одновременно происходит погру-
жение депрессий Нижне-Амурской и Уссурийской и затопление их во-
дами бореального бассейна. Временем максимального развития позд-
нетриасовой трансгрессии была вторая половина норийского века,
осадки которого распространены наиболее широко. В конце норийского
века море регрессирует как из фланговых депрессий Сихотэ-Алиня, так
и из депрессий, находящихся в пределах Японского архипелага. В рэте
морской режим мог сохраняться только во внутренних районах Япон-
ской и Охотской впадин.
Южно-Китайский эпиконтинентальный бассейн. Южный Китай на
значительной площади был покрыт мелким эпиконтинентальным мо-
рем, достигавшим максимального размера в начале периода, когда его
воды распространялись на север до Циньлина, на запад — до Хундан-
шаня и на восток до самой возвышенной части древней Катазии. Про-
ливы области нижнего течения р. Янцзы, Цзянси-Хунаньской зоны и
9
'Северного Вьетнама сообщали его с другими окраинными морями
Тихоокеанского бассейна. Узкий залив находился в Цинхайском про-
гибе; полуостровами и архипелагами выступали Чаннания и Хун-
даншань.
Осадки Южно-китайского триасового моря фациально однообраз-
ны и обладают умеренной мощностью, не обнаруживающей сколько-
нибудь существенных изменений по площади. Следовательно, рельеф
дна морского бассейна был плоским и слабо подвижным. В течение
триаса происходило сокращение моря за счет обсыхания его мелко-
водных краевых частей. В среднем триасе прекратил существование
Цзянси-Хунаньский пролив, превратившийся в низкую прибрежную
равнину, а в позднем триасе море ушло из депрессии нижнего течения
р. Янцзы и из Цинхайского прогиба; к началу юрского периода море
полностью покидает территорию южного Китая.
Тетис. С юга триасовая Евразия омывалась Средиземным морем —
Тетис, протянувшимся от Атлантического океана до Тихого. Это был
относительно узкий геосинклинальный бассейн с очень сложными и
постоянно менявшимися палеогеографическими обстановками. Слож-
ность палеогеографии Тетиса была связана со множеством полуостро-
вов и краевых бассейнов, проливов и островных архипелагов.
Отдельные отрезки этого Средиземного моря имели различный ха-
рактер и тенденции развития, поэтому представляется целесообразным
рассмотреть палеогеографию этого бассейна по частям.
Европейская часть триасового Тетиса, располагавшаяся между Рус-
ской и Африканской платформами, покрывала области Альп, Апеннин,
Балкан, Карпат, Кавказа, тогда как значительные пространства совре-
менного Средиземного моря (особенно его юго-восточной части) пред-
ставляли сушу. Для европейской части Тетиса характерно последова-
тельное расширение моря с максимумом в среднем триасе и затем его
регрессия к концу периода.
В начале триаса территория Большого Кавказа, Крыма, Карпат и
Северных Альп была сушей; в этих областях осадки раннего триаса
представлены континентальными красноцветами. В дальнейшем море
начало распространяться на север и запад, а в среднем триасе вышло
.за пределы альпийской зоны и покрыло значительную часть Средней
Европы, образовав окраинное море раковинного известняка. В конце
норийского века произошла крупная регрессия; море уходит из краевых
бассейнов, в результате чего осушаются северные Карпаты, Добруджа,
Крым и северо-западный Кавказ. В рэте море сохранялось только в
южных Альпах, Динаридах и в Венгрии (Славин, 1964).
Европейская часть Тетиса была дифференцирована на зоны с раз-
личным режимом развития. Французские Альпы и гельветская зона
Швейцарских Альп являлись краем континента — в них отложения
триаса еще сохраняют среднеевропейский (германский) тип. В Пенни-
дах. триас становится более мощным, стратиграфически более полным
и более морским, здесь только базальные кварциты представляют пля-
жевую фацию, окаймлявшую раннетриасовый континент, На месте
восточных Альп и Болгарии пролегала самая глубокая часть триасо-
вого моря. В следующей к югу зоне Динарид море снова становилось
мелким; в нем огромное развитие получили коралловые рифы (Жинью,
1952). Если в . области распространения моря раковинного известняка
триас ложится на палеозойские породы, как правило, несогласно, то
в Альпах он образует с палеозоем единую осадочную серию.
В европейской части Тетиса преобладало накопление карбонатных
осадков: известняков и доломитов, чему отчасти способствовал дольно
плоский рельеф и пустынность окружающей суши, от которой седимен-
10
тационные бассейны получали ничтожный водный и минеральный сток.
Переднеазиатская часть Тетиса, распространявшаяся на Малую
Азию, Иран, Южную Туркмению и Афганистан, в отношении общей
физико-географической обстановки имела большое сходство с альпий-
ской областью Европы. Здесь представлен такой же, как в Альпах,
набор фациальных типов осадков и те же комплексы ископаемых органи-
ческих остатков. Отличает переднеазиатскую часть Тетиса от европей-
ской иная направленность в географическом и историческом развитии
этой части бассейна. Здесь море регрессировало по северной окраине
бассейна и расширило свои границы на юге, главным образом за счет
затопления островных суш.
На территории Туркмении и Таджикистана в раннем триасе больше
площади занимали морское мелководье и приморские, низменности, на
которые периодически трансгрессировало море. В дальнейшем зона
мелководья сужается и вторжения моря на примыкающие к нему низ-
менности становятся все более редкими и локальными. Во второй по-
ловине триаса море сохранялось только в зоне Копет-Дага и в райо-
нах, примыкающих к Каспийской впадине.'
В пределах Малой Азии и Ирана топография дна морского бас-
сейна была очень сложной, о чем говорит необычайная пестрота и
изменьчивость фациальных типов осадков (главным образом, карбо-
натных), резкие и частые колебания их мощностей. Подводными кря-
жами возвышались Понт и Тавр; огромным островом поднимался
Загрос, обширные плоские острова находились в зоне срединных мас-
сивов Анатолии и Ирана. В среднем триасе низкие участки этих остро-
вов подверглись затоплению, морем. Расширение моря продолжалось
и в начале позднего триаса, свидетельства чего мы находим, в частом
трансгрессивном'налегании осадков этого возраста на различные древ-
ние толщи. Уже в норийском веке последовала энергичная регрессия,
продолжавшаяся в рэте, который во многих районах представлен кон-
тинентальными осадками с флорой.
Тибетская часть Тетиса в ранне- и среднетриасовую эпохи больше
напоминала эпиконтинентальный бассейн, чем геосинклинальный.
Большие площади в ней занимали отмели, на которых морские осадки
часто сменялись лагунными и даже континентальными. Среди отложе-
ний этого возраста преобладают известняки и доломиты, нередки про-
слои гипсов. Органические остатки обильны и разнообразны.
В позднетриасовую эпоху границы моря раздвигаются и бассейн
приобретает значительную подвижность; местами разрезы верхнего
триаса приобретают исключительно терригенный состав. Мощности
возрастают до 1500—2000 м. Только в это время тибетский сектор
Тетиса приобрел черты геосинклинального бассейна.
Индокитайская часть Тетиса разделялась цепью Кун-тана на два
узких параллельных прогиба: западный, или Салуэнский, и восточный,
или Меконгский. Первый к югу переходил в Андаманскую впадину и
дальше в депрессию Маллакского пролива, а продолжением второго
служили депрессии плато Корат и Сиамского залива. В раннем триасе
оба прогиба представляли аллювиальные низменности, на которых
происходило накопление толщи красноцветных осадков. В западный
прогиб случались кратковременные ингрессии мелкого моря.
В среднем триасе произошло затопление западного прогиба и на-
чалась трансгрессия моря в восточном прогибе. Максимум трансгрессии
пришелся на карнийский и норийский века, когда под водами моря
оказалась преобладающая часть территории Индокитая: К рэту море
почти повсеместно схлынуло, в связи с чем в разрезах индокитайского
триаса брахиоподовые известняки нория сменяются сланцами рэта, за-
11
ключающими прослои углей и обильные остатки континентальной
флоры.
В пределах Зондского архипелага триас представлен только верх-
ним отделом. На раннюю и среднюю эпохи приходится эрозионный
перерыв, связанный с преимущественным распространением в этой об-
ласти суши. В раннем и среднем триасе море находилось только в зоне
Малых Зондских и Молуккских островов, где отмечена флишеподобная
толща сланцев и песчаников данного возраста.
Поздний триас характеризовался развитием морской трансгрессии
и накоплением флишевой формации. Сушей в это время оставались
западная часть острова Целебес, Северное Борнео, Северо-Западная
Суматра. На месте Молуккского пролива и смежных с ними частей
Малайи и Суматры пролегала передовая впадина мезозойского оро-
гена, занятая морем. С тыловой стороны впадины (Восточная Малайя,
Северное Борнео) проходила вулканическая дуга, в зоне которой толщи
триаса содержат много лав и туфов.
Южные материки, отделявшиеся от триасовой Евразии Тетисом.
Аравия, входившая в состав Африканского континента, представляла
плоскую пустынную сушу, простиравшуюся едва ли не до зоны Тавра—
Загроса. Западная часть страны, примыкающая к современной впади-
не Красного моря, была возвышенной. Поверхность равнины пони-
жалась к востоку и в пределах Месопотамии сменялась лагунным
поясом.
Индостан в течение всего триасового периода оставался сушей, в
общем плоской, незначительно возвышавшейся над окружающим ее
морем. Гондванские грабены еще оставались седиментационными бас-
сейнами. Это были аллювиальные низменности с отдельными водоема-
ми, возле которых обитали лабиринтодонты и древнейшие рептилии.
Триасовые осадки гондванских грабенов представлены пестроцвет-
ными (преимущественно красными и желто-коричневыми) песчаниками
и глинами панчетской (Ра—Ц) и махадевской (Т3) серий. Обилие гид-
роокислов железа в этих осадках, иногда образующего скопления в про-
слоях железистых песчаников и глин, указывает на интенсивность
процессов химического выветривания на Индостанской равнине, окру-
жавшей грабены.
Юра (180—135 млн. лет)
Еще в верхнетриасовую эпоху начался гумидно-талассократи-
ческий этап, продолжавшийся едва не до середины поздней юры.
С позднего Оксфорда наступил очередной аридно-геократический этап,
максимум которого пришелся на неоком.
Гумидно-талассократический этап, охвативший преобладающую
часть юрского периода, ознаменовался погружением сиалических масс
материков, трансгрессией моря, гумидизацией климата, увеличением
объемов терригенного осадконакопления, пышным развитием раститель-
ности.
Фенно-Сарматия. Русская платформа в лейасе (рис. 4) продолжала
сохранять высокое стояние, достигнутое ею в предыдущий период.
Основное пространство платформы представляло денудационную рав-
нину; осадки, и то лишь континентальные, накапливались на южной
окраине Прикаспийской синеклизы и в северо-западной части Преддо-
нецкого прогиба.
В позднем лейасе начинается общее погружение Русской платфор-
мы, в результате которого ее синеклизы и впадины (Прикаспийская,
Московская, Печорская и Днепровско-Донецкая) постепенно становятся
аккумулятивными низменностями с озерно-речными и болотными ланд-
12

ъ
о
со

шафтами.. Возвышенными равнинами остаются лишь щиты и поднятия:
Балтийский, Украинский, Белорусский, Волго-Уральский. Особенно
энергично погружались впадины южной окраины платформы — При-
каспийская и Днепровско-Донецкая, на территории которых разрезы
раннеюрских отложений стратиграфически полнее и мощнее и заключа-
ют первые морские образования.
В раннем байосе море покрывало всю зайадную часть Прикаспий-
ской синеклизы, а к концу века распространилось по Днепровско-До-
нецкой впадине. Батское море было более обширным, но также очень
мелким, окруженным болотистыми низменностями, представлявшими
благоприятный ландшафт для угленакопления. Московская и Печор-
ская .синеклизы до конца средней юры оставались озерно-аллювиаль-
ными низменностями.
В. келловее Русская платформа повсеместно погружается и на нее
устремляется море. Воды Средиземного моря покрывают При-
каспийскую и Днепровско-Донецкую низменности, а воды Бореального
моря.распространяются по Печорской низменности. В среднем келловее
море появляется в пределах Московской синеклизы и через нее уста-
навливается связь бореального бассейна и Тетиса. В это же время
затапливается Полесская седловина и происходит соединение морей
Польско-Германской и Днепровско-Донецкой впадин. Это состояние
максимального погружения, когда морем были покрыты не только си-
неклизы, но и склоны щитов, сохранялось до позднего кимериджа.
В конце кимериджа энергично развивалось поднятие на юге плат-
формы, объединившее Украинский щит, Ставропольскую и Карабогаз-
гольскую глыбы. Под влиянием этого поднятия море уходит из
Днепровско-Донецкой впадины и Придонецкого прогиба, а в Придо-
бруджском прогибе устанавливается лагунно-континентальный режим.
При этом происходит обособление Восточно-Русского моря (продол-
жавшего занимать пространства Прикаспийской, Московской и Печор-
ской синеклиз) от Тетиса и превращение его в окраинное море
бореального бассейна.
... Европейский сектор Арктики в лейасе частично оставался сушей
(возле Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли). В средней
и поздней юре он, как и восточная часть Русской платформы, испытал
погружение и трансгрессию морских вод. Морская юра, сходная
с волжской, известна на всех его архипелагах.
В герцинской Европе последовательность палеогеографических
изменений была противоположна той, которая устанавливается для
Русской платформы. В лейасе, когда Русская платформа была сушей,
герцинская Европа оказалась максимально погруженной и затопленной
морем, покрывшим в это время не только Англо-Парижский бассейн,
Польско-Германскую впадину и Предальпийский прогиб, но и склоны
герцинских массивов, причем мелкие массивы, как Вогезы и Шварц-
вальд, .были скрыты морскими водами полностью. В зоне герцинид
Западной Европы море имело эпиконтинентальный характер, что
подтверждается умеренной мощностью оставленных им осадков и их
относительно однообразным фациальным составом.
В средней юре имело место временное обмеление моря, с чем было
связано расширение областей накопления зоогенных и оолитовых
осадков.
В келловее и Оксфорде море снова углубляется и увеличивается
в размерах. В самом конце верхней юры эпиконтинентальный бассейн
герцинской Европы резко сокращается и мелеет, окружает себя соло-
новато-водными и пресными лагунами, на месте которых еще позже
возникают аллювиальные низменности с внутриконтинентальными
13
водоемами. По границе открытого моря и зоны мелководья, распадаю^
щегося на лагуны, пролегала полоса коралловых рифов, которая
в течение верхней юры последовательно отступала к югу по мере осу-
шения западноевропейского бассейна.
Сибирские равнины в юре распадаются (по Енисейскому разлому)
на две части с различным знаком движений: западносибирские^
испытывающие медленное погружение, и восточносибирские, сохраняв-
шие восходящие движения.
В ранней юре западносибирские равнины в основном еще стояли
выше уровня седиментации. Лишь немногие, наиболее низкие их
участки представляли аллювиальные низменности, на поверхности
которых накапливались песчано-глинистые осадки с линзами углей и
прослоями туфового песка. По последнему можно догадываться о том,,
что в это время еще продолжалась деятельность единичных вулканов,,
остававшихся от большой вулканической области триаса.
С домерского века Западно-Сибирская равнина энергично погру-
жается и постепенно покрывается морем, наступавшим с севера. В сре-
днеюрскую эпоху она уже целиком становится областью аккумуляции
(рис. 5). Однако трансгрессия развивалась неравномерно; в условиях
чрезвычайно плоского рельефа низменности море то распространялось
на большие площади, проникая на юг до Барабинска, то резко сокра-
щалось, отступая в самые северные районы. Морской режим был устой-
чивым только в северо-западной части низменности, наиболее погружен-
ной и удаленной от главных областей сноса. По окраинам низменности,
да и в ее центральных районах, преобладало континентальное осадко-
накопление с локальными проявлениями угленосности. Здесь господ-
ствующими ландшафтами были аллювиальные равнины и озерно-бо-
лотные низменности. Значительному распространению моря в пределы
Западной Сибири в конце лейаса и в средней юре препятствовал
активный принос в нее терригенного материала, полностью компенси-
ровавшего погружение и поддерживавшего ее гипсометрический
уровень несколько выше нулевого.
В конце бата трансгрессия заметно усиливается. В келловее и ниж-
нем Оксфорде море покрывает все западные и центральные районы
равнины, а восточные и южные районы превращаются в болотистую
низменность, периодически заливавшуюся морскими водами. Максимум
позднеюрской трансгрессии приходится на верхний Оксфорд, кимеридж
и нижневолжское время, когда море покрывало все пространство низ-
менности, кроме прибортовых частей и Чулымо-Енисейской депрессии,
располагавшейся в соседстве с главным источником терригенного мате-
риала— Алтае-Саянской горной областью.
Позднеюрское море было очень мелким, а берега его плоскими,
блуждающими; они то отступали вглубь низменности, то приближались
к ее горному обрамлению.
Восточно-Сибирские равнины в течение всего юрского периода
оставались приподнятыми, что доказывается поступлением от них на
окружающие низменности обломочного материала. По тонкой зерни-
стости терригенных осадков юры, накапливавшихся вокруг Восточно-
Сибирских равнин, и их небольшим объемам можно догадываться
о небольшой высоте рельефа.
В юрском периоде продолжалось опускание Лено-Вилюйских рав-
нин, начавшееся в позднем триасе. В раннем лейасе они уже становят-
ся аллювиально-озерной низменностью, а в среднем и позднем лейасе
и в средней юре были покрыты морем.
В поздней юре в связи с развитием Верхоянского поднятия
пограничная с ним часть Лено-Вилюйского погружения преобразуется
14
в предгорный прогиб. Однако энергичное осадконакопление поддер-
живало поверхность равнины на уровне, несколько выше нулевого-
Это была аллювиальная низменность с озерами и болотами; морской,
режим устойчиво сохранялся лишь в области нижнего течения Лены.
В южной части Восточно-Сибирских равнин, пролегал диагональ-
ный Ангаро-Вилюйский прогиб — плоское внутриконтинентальное по-
гружение, слабо выделявшееся среди окружающей местности. В лейасе-
в пределах этого прогиба, но не повсеместно, а лишь в отдель-
ных его мульдах совершалось накопление аллювиальных и озерных:
осадков.
Бореальный бассейн* Юрский бореальный бассейн, как и поздне-
триасовый, занимал большие площади в пределах Северо-Восточной
Азии. В лейасе и доггере погружение испытывали по преимуществу
западная часть Верхоянско-Колымской области и смежные с нек>
окраины материков Ангариды и Сино-Гобии. Море покрыло Яно-
Индигирскую и Верхоянскую зоны, еще глубже проникло в Хатанг-
скую впадину, распространилось по Лено-Вилюйской равнине и по*
Предстановому прогибу (Уда, верховья Зеи, Интода) и внедрилось
в пределы континента, едва не до истоков Амура. Срединные массивы
Колымский, Омолонский и Охотский в это время стояли достаточно-
высоко и в значительной части представляли сушу; Чукотская зона
покрывалась морем лишь частично.
В конце средней юры, а затем в позднеюрскую эпоху произошло-
перераспределение областей поднятия и погружения (рис. 6). Подни-
мается Верхоянский хребет, а затем осушается и Яна-Индигирская
зона. Одновременно произошло почти полное затопление срединных
массивов и погружение чукотской окраины Берингии, на которую,
распространилось море.
В течение всей .юры, но главным образом в бате и келловее,,
активно действовали вулканы, группировавшиеся по окраинам Колым-
ского и Омолон-Крокодонского массивов.
Связь бореального бассейна с морями Тихоокеанского бассейна
поддерживалась в течение всего юрского периода.
Дальневосточное побережье. Раннеюрские опускания проявились
по всей территории Дальнего Востока. В лейасе и аалене бореальное
море покрывало Сихотэ-Алинь, кроме его водораздельного гребня,
затопило все прогибы области нижнего течения Амура и распростра-
нилось в пределы Уссурийской зоны. Лейасовое море было неглубоким,
о чем говорит постоянное присутствие в его терригенных осадках
растительного детрита.
Раннеюрские погружения и трансгрессия моря не отразились на
Японской суше, которая и теперь оставалась возвышенной и с обеих
сторон (внешняя и внутренняя зоны) оторачивалась аллювиальными
низменностями, на которых местами происходило угленакопление.
В байосе в результате общего поднятия всей Дальневосточной
области море ушло из ее пределов. Повторная трансгрессия моря
произошла в самом начале поздней юры. В Оксфорде и кимеридже море
распространяется также широко и в тех же границах, как и в лейасе.
На этот раз морские воды заливают аллювиальные низменности у под-
ножия Ниппонского хребта и местами проникают в его депрессии. Оче-
редное поднятие региона произошло в титоне. Следствием его явился
уход моря из фланговых прогибов Сихотэ-Алиня и Зейской де-
прессии.
Во внешней зоне Японии снова устанавливаются прибрежно мор-
ч ские условия, временами сменяющиеся приморской заболачиваемой
низменностью. f
15
Горы областей палеозойской складчатости. Как и в триасе, обла-
сти палеозойской складчатости представляли глыбовые возвышенности
различной высоты. Самой обширной горной областью по-прежнему
была Байкальская, протянувшаяся от Становика до Саян. Это было
нагорье; в котором уже ясно наметились характерные для современной
орографии гряды северо-восточного простирания, разделенные цепоч-
ками узких грабенообразных впадин. Нагорье плавно понижалось
к сибирским равнинам и высоким уступом заканчивалось к равнинам
Сино-Гобии. С обеих сторон оно окаймлялось депрессиями. Депрессии
сибирского фланга (Иркутская и Южно-Якутская) были плоскими,
континентальными (мощность юрских отложений в них измеряется
немногими сотнями метров), а депрессии сино-гобийского фланга —
глубокими, частично занятыми морем и отороченными вулканами
(мощность отложений достигает 1500 м).
Алтай по характеру рельефа был близок Байкальской горной
области, но продолжал отделяться от нее полосой равнин и аллювиаль-
ных низменностей, которые располагались на месте котловины Больших
Монгольских озер и Чулышманского плоскогорья.
К югу от Байкальской горной страны пролегали обширные равни-
ны Сино-Гобии, усеянные горными кряжами, из которых выделялись
своей высотой и размерами северные и южные цепи Тянь-Шаня, еще
не объединявшиеся в единую горную систему, цепь Богдошаня, также
изолированная от других гор, северная цепь Нань-Шаня, Бей-Шань и
Алашанский хребет. Вдоль этих цепей простирались аллювиальные
низменности: Южно-Джунгарская и Турфанская, Кучарская и Ферган-
ская, Цзючуанская, Ордосская и др., переходившие по мере удаления
от гор в денудационные равнины (Таримскую, Алашанскую, Чахар-
скую, Хэбэйскую). На южной окраине сино-гобийских равнин подни-
мались хребты западного и восточного Куэнь-Луня и Циньлин, также
не представлявшие единой горной системы.
Соотношения размеров тяныпанских и куньлунских гор с более
мелкими внутренними возвышенностями, как Бей-Шань, Инь-Шань
и др., было такими же, как в настоящее время. Цепи Тянь-Шаня и
Куэнь-Луня были выше, возле них отложения юрской системы мощнее
и содержат много конгломератов.
В позднеюрскую эпоху усиливается орогенический процесс, в резуль-
тате чего начинается объединение близко расположенных друг к другу
горных цепей и кряжей в обширные орографические комплексы—
возникают Тянь-Шанская и Куэнь-Лунская горные системы. Одновре-
менно на территории Средней и Центральной Азии начинает изменять-
ся тип ландшафта — на предгорных низменностях аллювиально-болот-
ные ландшафты, благоприятствовавшие накоплению сероцветных
угленосных отложений 2, сменяются менее обводненными ландшаф-
тами саванны, в условиях которых происходило накопление красноцве-
тов J3. Зона верхнеюрского угленакопления в связи с аридизацией
климата отступает к северу и востоку — в пределы Западной Сибири,
Забайкалья и Северного Китая.
Равнины Турана. Продолжение сино-гобийских равнин к западу
от Тянь-Шаня составляли равнины Турана. В ранней юре эти равнины
являлись сушей; море тогда не выходило за пределы геосинклинали
Тетис, т. е. не распространялось севернее Копет-Дага. Юго-западная
часть Туранских равнин, примыкающая к Тетису, была относительно
опущенной; господствующим ландшафтом на ее территории являлись
озерно-аллювиальные и болотные низменности. Северо-восточная часть
равнины, в которой угасали отроги Тянь-Шаня, представляла денуда-
ционную поверхность с группами холмов и мелких кряжей.
16

V
м
"**чр
к

В батском веке Туранские равнины погружаются; аллювиальные
низменности расширяются, полностью охватывая их юго-западную и
прикаспийскую части. Затем на аллювиальные низменности начинает
наступать море. Максимум морской трансгрессии пришелся на окс-
фордский век, когда сушей оставались только участки равнины, заклю-
ченные между отрогами Тянь-Шаня (восточное Приаралье). В самом
конце юрского периода Туранские равнины поднимаются и осушаются;
море снова отступает в зону Копет-Дага.
Катазия. К началу юрского периода море регрессирует с терри-
тории Юго-Западного Китая, и здесь возникает обширная континен-
тальная равнина, примкнувшая к древней Катазии, бывшей сушей еще
в палеозое. Наиболее погруженной частью этой равнины являлся Сычу-
анский бассейн, на месте которого простиралась аллювиальная низмен-
ность с активно протекавшим седиментационным процессом. С запада
и севера Сычуанская аллювиальная низменность замыкалась горами
Хунданшаня и Циньлйна, на что указывает погружение обломочного
материала в их направлениях.
Древняя Катазия также представляла страну с возвышенным и
достаточно расчлененным рельефом. Об этом свидетельствует мелко-
лоскутный характер распространения в ней юрских отложений и частое
присутствие в осадочных толщах конгломератов с местным мате-
риалом. В отложениях нижнего и среднего отделов катазиатской юры
содержатся прослои углей и углистых пород, показывающие на значи-
тельное распространение во время их накопления болотных и поймен-
ных ландшафтов.
В поздней юре на смену угленосным осадкам пришли красноцветы,
связанные с периодически засушливым климатом. Судя по возросшей
роли конгломератов, контрастность рельефа древней Катазии усили-
лась. При этом она становится областью активной вулканической дея-
тельности.
Морские отложения (лейас) известны только в районе Сайгона
(Гонконга). Они указывают на существование в юрском периоде Южно-
Китайского моря.
Тетис юрского периода оставался узким, но весьма протяженным
бассейном—подлинно Средиземным морем. Рельеф и режим развития
этого бассейна менялись от одного отрезка к другому в зависимости
от тектонических особенностей последних.
В европейской части, пожалуй одной из наиболее сложно построен-
ных, выделялась внутренняя геосинклинальная зона бассейна (Пеннин-
ская), разделявшаяся узкими кордильерами на ряд прогибов второго
порядка. Крупная Гельветская кордильера, несшая острова, отделяла
от геосинклинали внешнюю впадину, пролегавшую по границе с гер-
цинской Европой. В Динарской зоне, ограничивавшей геосинклиналь
с юга, бассейн приобретал эпиконтинентальный характер.
Ближневосточная часть Тетиса также слагалась из ряда прогибов,
разделенных кордильерами и погруженными срединными массивами.
Море было островным. Гирлянды островов приурочивались к кордиль-
ерам Понта, Эльбурса, Тавра, Загроса.
В лейасе срединные массивы испытывали поднятия, с которыми,
было связано накопление в ряде районов угленосных толщ (Армения,
Эльбурс, Хорасан, Иранское плато, северный и центральный Афгани-
стан) . К началу среднеюрской эпохи угленакопление почти повсеместно
прекращается в связи с наступившей трансгрессией моря. В Иране мор-
ские слои, покрывавшие угленосные осадки лейаса, обычно начинаются
ааленом. В среднеюрскую эпоху угленакопление продолжалось только
в Гиндукуше. В позднеюрскую эпоху морская трансгрессия достигла
2 В. М. Синицын, ч. 2
17
максимума. Количество и размеры островов сократились. В Тавре и
Загросе усилилась деятельность подводных вулканов.
В Гималайской зоне и Южном Тибете Тетис имел черты больше
эпиконтинентального бассейна, чем геосинклинального. Его юрские'
отложения обладают умеренной мощностью, глинисто-известняковым
составом, фациальным однообразием. При этом черты геосиклиналь-
ности усиливаются к западу (Памир) и ослабевают к востоку (восточ-
ный Тибет). В Памирско-Кашмирском секторе трансгрессия нарастала
во второй половине периода, а в секторе Восточного Тибета, наоборот,
на это время приходится частичная регрессия. Тибетская часть Тетиса
окружалась плоской сушей с широкими полосами приморской низмен-
ности, покрытой болотами, в которых накапливался растительный
материал.
С приближением к высокой области Великих ущелий Тетис распа-
дался на мелкие заливы, внедрявшиеся в узкие тектонические долины.
В самой области Великих ущелий юрские отложения до сих пор не об-
наружены; возможно, что в юрском периоде здесь находился обширный
перешеек, соединявший Индостанский и Китайский массивы суши.
Материки, располагавшиеся южнее Тетиса. Аравийский щит в юр-
ском периоде испытывал погружение и затапливался водами Те-
тиса. В лейасе ьмежду кристаллическим куполом щита и морем еще
пролегала широкая полоса песчаного пляжа. С тоарского века на этот
пляж надвигаются морские воды. Максимум трансгрессии пришелся
на позднеюрскую .эпоху, когда море подступало вплотную к кристал-
лическому куполу. Осадки этого эпиконтинентального моря несут при-
знаки мелководных и лагунных образований.
Индостанская платформа в юре представляла равнину, низкую
в пределах Пакистанской синеклизы и высокую в щитовой части. Высо-
кая равнина Индостана в течение всего периода оставалась сушей.
Гондванские грабены, сохранявшиеся еще с пермского периода, расчле-
няли эту высокую равнину на отдельные неравномерно поднятые блоки.
Пакистанская синеклиза постепенно погружалась и превращалась
в мелководный морской бассейн. В лейасе воды Тетиса еще не прони-
кали дальше зоны хребта Киртар и Сулеймановых гор. В доггере за-
тапливается западная часть синеклизы, а в поздней юре под морскими
водами оказывается все ее пространство.
Юрские отложения получили развитие и на восточном побережье
Индостана, где они представлены континентальной серией, в которой
обнаружены прослои с пелециподами и аммонитами, указывающими на
близость моря и его периодические вторжения на прибрежную низмен-
ность.
Индосиния и Сунда в течение юрского периода испытывали подня-
тие; море с их территории регрессировало. Аннам и Кун-тан представ-
ляли горные цепи; Малайя и Борнео имели характер возвышенного'
плато.
- Море удерживалось только в лейасе в долинах Салуэна и Меконга.
Индосинийский массив и его продолжение в пределах Сиамского
залива .представляли аллювиальную низменность, на которой накапли-
вались уже не аридные красноцветы с солями и гипсами, как в триасег
а пестроокрашенные продукты латеритового процесса — белые и желтые
кварцевые песчаники с прослойками железистых и марганцовоносных,
песчаников и углистых аргиллитов.
В верхнеюрскую ’эпоху гипсометрический уровень страны возрос
еще больше. Аннамская и Кун-Танская цепи сомкнулись с Хунданша-
нем. Примыкающие к ним участки аллювиальной низменности были
преобразованы в денудационные равнины.
18
В пределах Индонезийской геосинклинали сохранялся Морской
режим. Наиболее устойчивым он был в самых подвижных ветвях гео-
синклинали— в Восточном Целебесе, Южно-Молуккских и Малых' Зонд-
ских островах, окаймлявших глыбу моря Банда. На этих островах
получила развитие мощная непрерывная серия, морских отложений,'
имеющая возраст от перми до верхнего мела включительно. Юрская
часть серии содержит глинистые сланцы, радиоляриевые кремни, цефа-
лоподовые мергели и глобитериновые известняки, принимаемые за
глубоководные образования (Беммелен, 1957). Западный Целебес,
Юго-Восточное Борнео и Суматра составляли зону-шельфа, для ко-
торой характерны неполные, существенно карбонатные разрезы. По
границе шельфа с . глубоководной зоной распространены основные
эффузивы в ассоциации с радиоляриевыми кремнями. ’ ,,
I
! Мел (135—70 млн. лет)
В течение мелового периода происходило дальнейшее усложнение
рельефа материка. Возрастал общий гипсометрический уровень Сибир-
ской платформы, Байкалиды и Алтае-Саяна, Казахстана и Центральной
Азии. Отдельные хребты Тянь-Шаня, Нань-Шаня и Куэнь-Луня объеди-
нялись. в комплексные горные системы. Седиментационные бассейны
поднимающейся Азии сокращались, и осадконакопление все больше и
больше локализовалось в узких предгорных прогибах,
В мелу завершилось развитие мезозоид восточной окраины конти-
нента; море и зона интенсивной аккумуляции отступают дальше
к Тихому океану — в кайнозойские прогибы. По границе поднимаю-
щихся мезозоид и кайнозойских прогибов возникает мощнейший вулка-
нический пояс, раскинувшийся рт Чукотки до юто-восточных провинций
Китая.
На Русской платформе в середине мела произошла перестройка
палеогеографического плана: моря меридионального направления,
характерные для конца палеозоя и значительной части мезозоя, изме-
няют очертания на широтные, свойственные кайнозою.
По общим особенностям палеогеографического развития мело-
вой период распадается на две фазы: теократическую, приходящуюся
на неоком и апт, и талассократическую, начинающуюся с альба.
Фенно-Сарматия. В неокоме палеогеография Русской платформы
принципиально не отличалась от позднеюрской. Сушей оставались
Балтийский и Скифский щиты, связанные перемычкой в области Бело-
русского массива. Синеклизы Прикаспийская, Московская, Печорская
были покрыты эпиконтинентальным морем-проливом, соединявшим
бореальный бдссейн с Тетисом. Депрессии, расположенные в зоне .
Балтийско-Скифского поднятия: Днепровско-Донецкая, Брестская и
Литовская, в неокоме представляли континентальные низменности,
лишь изредка и в наиболее опущенных частях заливавшееся морем.
Волто-уральская группа поднятий, расположенная за Восточно-Рус-
ским морем-проливом, также была сушей, но уже входившей в состав
Азиатского континента.
В апте — альбе позднеюрско-неокомский палеогеографический план,
характеризовавшийся меридиональным развитием основных орографи-
ческих элементов, начинает преобразовываться в широтный, свойствен-
ный позднему мелу — палеогену. Поднятие в ' области Волжске-Двин-
ского водораздела разделило Восточно-Русское море-пролив на две
части: печерскую, представлявшую залив бореального бассейна; и
южнорусскую; сохранявшую связь с Тетисом. Одновременно началось
энергичное погружение южной половины платформы, следствием чего
2*
19
явилось расширение площадей осадконакопления (континентального)
во всех депрессиях вокруг Скифского щита и внедрение моря в Дне-
провско-Донецкую впадину.
В конце альба— сеномане все западные депрессии затапливаются
морем и от скифской суши остается относительно небольшой остров
на месте Азовско-Подольского массива. Теперь море Русской платфор-
мы установило связь с бассейном Северного моря через Польско-Гер-
манскую синеклизу. Раннесеноманское море было еще мелководным;
среди его осадков преобладают литоральные фации, а по окраинам
седиментационных бассейнов еще значительные площади продолжали
занимать континентальные низменности.
Во второй половине сеномана, а затем в туроне и коньяке море
покрыло все пространство синеклиз и Скифского щита. Возросла глуби-
на моря; литоральные фации глауконитовых песков продолжали накап-
ливаться лишь на самых окраинах бассейна, тогда как на его основном
пространстве происходило отложение карбонатных илов. Широкое рас-
пространение в морях Русской платформы карбонатных осадков, часто
совсем не содержащих примеси терригенного материала, свидетельст-
вует о том, что рельеф окружающей суши был плоским и низким, не
способствовавшим развитию процессов денудации.
В конце коньяка — начале сантона Русскую платформу охватили
сильные движения, развивавшиеся по меридиональному плану и при-
ведшие к частичному возрождению Балтийско-Скифского поднятия и
Восточно-Русского погружения, снова объединившего Печорскую, Мо-
сковскую и Прикаспийскую синеклизы. В результате этих движений
осадки позднесаитонской трансгрессии легли на различные горизонты
более ранних меловых пород. Позднесаитонское море, заливая Восточ-
но-Русское погружение, продвинулось далеко на север, временами
устанавливая связь с бореальным бассейном.
В кампане и Маастрихте происходила регрессия, в результате
которой осушились Московская синеклиза и склоны Скифского щита.
В связи с обмелением моря снова большое распространение получили
литоральные терригенные фации. В дании море удерживалось только
в Прикаспийской синеклизе и в Днепровско-Донецкой впадине. Остав-
ленные морем участки синеклиз и впадин Русской платформы й'конце
мелового периода представляли слабо приподнятую равнину, покрытую
толщей мела, на поверхности которой формировались своеобразные
карбонатные коры выветривания и развивались карстовые процессы.
Герцинские массивы Западной Европы в неокоме составляли
сплошной барьер суши, разделявшей Северное море, связанное с боре-
альным бассейном, и альпийский сектор Тетиса. Северное море мело-
вого периода распространялось на Польско-Германскую впадину и
Англо-Парижский бассейн, в которых имело эпиконтинентальный ха-
рактер. Береговая линия не достигала орографических границ этих
бассейнов, по окраинам еще оставались большие пространства
незатоплен'ной континентальной низменности, где формировались реч-
ные, дельтовые и озерные пески, глины с остатками флоры, пресно-
водных моллюсков и рептилий (игуанодонтов).
В альбе Северное море расширилось и углубилось. Теперь его
воды залили Англо-Парижский бассейн до самых границ палеозойского
обрамления. Затопленной оказалась и седловина Шаранта, разделяю-
щая Бретонский и Центрально-Французский массивы, через которую
установилась связь с Тетисом.
В сеномане и туроне Западная Европа продолжала опускаться.
Ниже уровня моря оказались даже склоны герцинских массивов. Во
20

- ^Z—IT
co
1

внутренних частях Англо-Парижского бассейна и Польско-Германской
впадины распространение получили глубоководные мергели с аммони-
тами. Во второй половине верхнемеловой эпохи происходило обмеление
Западно-Европейского моря и связанное с этим расширение площадей
накопления зоогенных известняков.
Западная Сибирь. В валанжине происходила трансгрессия моря,
продолжавшая позднеюрскую. Море было мелким, с неустойчивой
береговой линией по причине исключительно 'плоского рельефа мест-
ности, не препятствовавшего ее значительным перемещениям. Постоян-
ным морской режим был только в центральной и северной частях
низменности, а в районах, пограничных с Уралом, казахстанской сушей
и Енисейским кряжем, морские условия часто сменялись континенталь-
ными. Совсем не покрывалась валанжинским морем Чулымо-Енисей-
ская депрессия, на территории которой по-прежнему протекали процессы
аллювиального осадконакопления.
Уже к концу валанжина наступает обмеление моря, а затем и уход
его из периферических районов низменности. В готериве Западно-Си-
бирское море еще больше мелеет, а к баррему от него остается отно-
сительно небольшой опресненный залив бореального бассейна (рис. 7).
В апте и альбе Западно-Сибирское море снова расширяется, но далеко
не достигает орографических границ низменности, по окраинам которой
еще сохранялись широкие полосы с континентальными ландшафтами.
Значительная трансгрессия последовала только в туроне, когда почти
вся низменность, впервые после валанжина, покрывалась морем. Только
на территории Чулымо-Енисейской депрессии по-прежнему сохранялись
обширные участки аллювиальной равнины. Значительное морское по-
крытие низменности оставалось в коньяке и сантоне. В Маастрихте
Западно-Сибирское море стало глубже и через Тургайский пролив
вошло в соприкосновение со Средне-Азиатским морем. В датском веке
оно снова сильно обмелело и сократилось в размерах, и хотя еще
сохраняло связь с морем Средней Азии, но, по-видимому, обособилось
от бореального бассейна, на что указывает В. Н. Сакс, наблюдавший в
районе Обской губы переход морских отложений в континентальные.
В периферических частях, и особенно в юго-восточной, воды Западно-
Сибирского моря были опреснены обильным континентальным стоком.
Урал в период нисходящего развития рельефа Восточно-Русской
и Западно-Сибирской равнин, не мог быть высоким. Рост его, несом-
ненно частично погашался этим общерегиональным погружением. Урал
мелового периода можно представить себе в виде невысоких возвышен-
ностей с платообразной морфологией, способствовавшей интенсивному
развитию кор выветривания.
Сибирская платформа в меловом периоде представляла высокую
денудационную равнину, местами, может быть, плато, окаймляющуюся
по всему контуру низменностями: Западно-Сибирской, Хатангской,
Ленской и Ангаро-Ленской. Последняя была лишь относительным по-
нижением в рельефе, не сохранившим меловых осадков. Интенсивное
погружение субстрата происходило на территории Ленского бассейна,
однако вследствие активного осадконакопления и здесь поверхность
равнины оставалась выше уровня моря. И только в валанжине сюда
несколько раз на очень короткие сроки проникали морские воды, оста-
вившие в нижней части угленосной серии тонкие горизонты илистых
осадков с ауцеллами. Наиболее низкое гипсометрическое положение
по-прежнему занимали Хатангская депрессия и смежный с нею уча-
сток Ленского прогиба, неоднократно и подолгу заливавшийся боре-
альным морем. К ним, очевидно, как1 и ныне, был направлен речной
сток с Сибирского плато и гор Байкалиды.
21
Направление палеогеографического развития арктического шель-
фа Евразии в меловом периоде было различным в его европейском, за-
падносибирском и восточносибирском секторах. В валанжинском веке
все секторы арктического шельфа Евразии были покрыты морем. В го-
териве и барреме в обеих сибирских секторах происходила регрессия,
здесь море полностью покинуло пределы современной суши и, может
быть, даже ближайшие к ней части шельфа. Обширные пространства,
ранее бывшие дном моря, становятся аккумулятивными равнинами.,
В европейском же секторе регрессия наступила только в акте—альбе;
тем временем Карская впадина и Западно-Сибирская низменность
подверглись повторному затоплению.
В верхнемеловую эпоху обширные участки европейского и восточ-
носибирского. секторов шельфа являлись континентальными равни-
нами. Полностью затопленным был лишь западносибирский сектор.
Северо-Восточная Азия. В меловом периоде продолжалось подня-
тие Верхоянско-Колымской области и отход моря в пределы Корякско-
Камчатской зоны, испытывавшей тем временем погружение.
В валанжинском веке море еще покрывало восточные части Вер-
хоянско-Колымской области (Момско-Зыряновскую впадину и обшир-
ные площади в нижнем течении р. Колымы). В готеривском и баррем-
ском веках поднятия охватили весь Северо-Восток Азии, в том числе
и Корякско-Камчатскую зону. Удерживалось море только в Анадырь-
Анюйском прогибе. Апт-альбская трансгрессия существенно изменила
палеогеографическую обстановку лишь в Корякско-Камчатской зоне,
снова погрузившейся под воды моря. На востоке Верхоянско-Колымской
области участки энергичного погружения сохранялись в течение всей
нижнемеловой эпохи. Одним из них являлась Момско.-Зыряновская
впадина, в которой накапливалась мощная континентальная серия
угленосных осадков, другим — Анадырь-Анюйский прогиб, вмещавший
морской пролив. В позднемеловую эпоху Момско-Зыряновская и Анадырь-
Анюйская впадины вовлекаются в общерегиональное поднятие, и седи-
ментационные процессы в них ослабевают. Море теперь уже, не выхо-
дило за пределы Корякско-Камчатской зоны.
В мелу Северо-Восточная Азия являлась одной из самых значи-
тельных вулканических областей Земли. Огромная масса .вулканов со-
средоточивалась на границе поднимающейся Верхоянско-Колымской
области и молодых, прогибов, ограничивавших ее со стороны океана.
Этот вулканический .пояс тянулся от Чукотки до южной оконечности
хр. Джугджур, всего на расстоянии 2500 км. В пределах его меловая
система представлена, почти исключительно вулканическими породами.
Дальневосточное побережье. Поднятия конца юрского периода на
Дальнем Востоке были кратковременными, и уже в начале валанжина
последовала крупная трансгрессия моря. Однако погружения значи-
тельными были только в области нижнего течения Амура, где море
было устойчивым. В Уссурийской зоне, южном Сихотэ-Алине и на рав-
нине Рёсеки (современная впадина Японского моря) лишь временами
возникали морские заливы. Во внешней зоне Японии валанжину от-
вечают осадки неритового типа. В гот-ериве и барреме произошли под-
нятия. Море сохранялось только во впадинах нижнего Амура; в ос-
тальных депрессиях Дальнего Востока .существовали континентальные
условия. Во внешней зоне Японии поднятия готерив-барремского вре-
мени-были причиной, неустойчивости морского режима,нашедшего от-
ражение в разрезе из чередования прибрежно-морских и континен-
тальных отложений. В. апте—альбе тектонические движения становятся
контрастнее, в связи с. :чем интенсифицируются все геологические про-
цессы; осадки обогащаются грубым обломочным материалом, возра-
22
и
4
стают их мощности. Вместе с тем палеогеографическая обстановка
больших перемен не претерпела. До конца раннемеловой эпохи море
оставалось в нижнем течении Амура, на равнине Рёсеки и во внешней
зоне Японии (рис. 8).
В позднем мелу море регрессировало из впадин нижнего течения
Амура и Сихотэ-Алиня и вместе с тем, 'расширяло свои границы на
равнине Рёсеки и в Сахалин-Хоккайдинской зоне, которая из обшир-
ной суши превратилась в архипелаг небольших островов. Внутренний
бассейн во впадине Японского моря., существовал в течение всей позд-
немеловой эпохи, доказательством чего служат эпизодические появле-
ния морских осадков в депрессиях восточного склона Сихотэ-Алиня и
в южном Приморье. Во внешней зоне Японии происходили периодиче-
ские колебания береговой линии моря, выразившиеся в частом чередо-
вании морских и континентальных осадков. Но эти паралические раз-
резы получили развитие лишь в узкой зоне восточного подножия
Ниппонского хребта, фиксировавшего здесь границу континента.
Байкалида и' Алтае-Саян .по-прежнему представляли обширную
торную страну, пролегавшую между высокими сибирскими и низкими
сино-гобийскими равнинами. Высота их в меловом периоде несколько
возросла, и рельеф стал контрастнее. Результатом поднятия было даль-
нейшее упорядочение поверхностного стока. Теперь обломочный мате-
риал уже не задерживался во внутренних впадинах этой страны, а выно-
сился в Западно-Сибирскую низменность, в Ленский бассейн, в депрес-
сии Амурского бассейна и на сино-гобийские равнины. х
Тем временем равнины Сино-Гобии все больше и больше охваты-
вались нисходящими движениями, в результате чего обширные прост-
ранства Монгольской Гоби, Алашаня, Чахара, Сунляо и Ордоса пре-
вращаются в сплошные области седиментации. На этих аккумулятив-
ных равнинах появляются крупные водоемы, приближавшиеся по
своим размерам к современному Аральскому морю. Толстостенные
ребристые пелецнподы, приспособленные к обитанию в литоральной
зоне крупных озер, говорят о больших размерах этих водоемов (Мар-
тинсон, 1961). На большие размеры гобийских озер мелового периода
указывает также состав фауны рептилий, в частности терезинозавры,
напоминавшие гигантских морских черепах, парааллигаторы, стреми-
тельные водные животные, настигавшие свою добычу на плаву (что
требовало большого пространства для их маневра). Водоемы сино-
гобийских равнин были открытыми, с хорошо прогреваемыми водами.
Среди их осадков нередки прослои пресноводных известняков. Крас-
ноцветность меловых отложений Сино-Гобийских равнин, а также ред-
кость и ксерофильность находимых в них органических остатков дают
основания полагать, что господствующим ландшафтом здесь являлась
тропическая саванна с сильно разреженным растительным покровом
и отдельными рощами в увлажненных местах.
В позднемеловую эпоху равнины Монгольской Гоби, Чахара, Ала-
шаня и Ордоса вовлекаются в поднятие, их седиментационные бассей-
ны начинают сокращаться и распадаться на менее крупные ареалы,
а к палеогену процессы осадконакопления на этих равнинах вообще
прекращаются. Теперь основными областями аккумуляции становятся
равнины Сунляо и Хэбейская—на востоке, Цайдамекая, Таримская и
Джунгарская — на западе. В этих фланговых группах впадин седи-
ментационные бассейны в течение мелового периода, наоборот, значи-
тельно расширились и углубились. С нисходящим развитием поздне-
мелового рельефа Таримского массива, в частности, было связано
внедрение вод среднеазиатского экзогирового моря в Предкуэньлунский
прогиб и образование в нем Кашгарского залива.
I
23
Тянь-Шань, Кцпнь-Лунь и Нань-Шань в меловом периоде продол-
жили надымнться и приобретать характер комплексных горных систем
путем объединения отдельных групп хребтов на основе общего пьеде-
стала. Впадины, оказавшиеся внутри горных систем, прекратили седи-
ментационное развитие; осадки продолжали накапливаться лишь в
периферических депрессиях, находящихся на погружениях горной си-
стемы, между ее расходящимися хребтами (Илийская, Турфанская,.
Чуйская, Зеравшанская, Ферганская и др.). Высота Тянь-Шаня, Куэнь-
Луня и Нань-Шаня в меловом периоде была значительной. Об этом
свидетельствуют мощные толщи конгломератов, развитых вдоль их
подножий. Подобные отложения могли создать лишь реки, имевшие
значительную скорость течения и достаточно крутой уклон русла. На
основании детального литологического изучения меловых конгломера-
тов Юго-Восточной Ферганы Л. Б. Рухин (1962) оценил высоту мело-
вого Алайского хребта — приблизительно в 1000 м.
Равнины Средней Азии и Казахстана по общему гипсометриче-
скому уровню разделялись на две области—западную, относительно
низкую, и восточную — приподнятую. В Западной области, охватывав-
шей равнины Турана и Таджикскую депрессию, преобладали ланд-
шафты приморской равнины и морского мелководья, в восточной же
области господствовали ландшафты денудационной равнины и плато.
В раннемеловую эпоху море существовало на Мангышлаке и в за-
падных районах Таджикской депрессии. Узкая, Туркменская суша
отделяла этот эпиконтинентальный бассейн от Тетиса. В позднемело-
вую эпоху море распространилось едва не по всему равнинному про-
странству Средней Азии и Западного Казахстана. Только отроги Тянь-
Шаня и Казахстанское плато по-прежнему оставались сушей. Еще в
сеноманском веке море проникает в восточные районы Таджикской
депрессии, в Фергану и в Кашгарию. В туроне морская трансгрессия
достигла своего первого максимума, охватив также северное При-
аралье и Тургайский прогиб, в пределах которого соединилось с бо-
реальным бассейном Западной, Сибири (рис, 9). После некоторого
обмеления и частичной регрессии, происшедших в коньякский и сан-
тонский века, последовал второй максимум в развитии Средне-Азиат-
ского позднемелового моря. В кампанский век и в первой половине
Маастрихта море снова увеличило свои размеры, перейдя во многих
местах границы туронской трансгрессии. В Дании происходила энер-
гичная регрессия моря, отступившего в районы восточного Прикаспия
и западной части Таджикской депрессии, в которых оно находилось в
течение раннемеловой эпохи.
Тетис по-прежнему отличался динамическими и изменчивыми па-
леогеографическими обстановками, что способствовало большому раз-
нообразию фациальных типов его меловых осадков.
По границе с герцинскими массивами (Юрские горы) раннемело-
вой Тетис был мелким; среди его осадков преобладают зоогенные из-
вестняки, но по мере приближения к Альпам появляются пачки мер-
гелей, заключающих остатки более глубоководной фауны. И, наконец,
в самих Альпах разрезы мела сложены слоистыми известняками и мер-
гелями с глубоководным фаунистическим комплексом. В барреме.
и апте на вершинах внутригеосинклинальных кордильер Тетиса, пред-
ставлявших отмели, накапливалась так называемая ургонская фация
белых зоогенных известняков.
В верхнемеловую эпоху альпийский Тетис стал глубже. Глубоко-
водные фации—: мергели и известковистые сланцы — распространились
еще шире, а ареалы накопления зоогенных известняков резко умень-
шились.
i
24

A
ПОЗДНИЙ МЕЛ
(ТУРОН)
ЛЕ?;
40
mJ
»
R
л 1
r-fh* LZU*
<э
о
о о
*;

0
ф
? »в
й>
Я
S3
ЮТ
RBC&J
ju-v/JUn
{* L4H
IX
9
(3

WgfJi 4ЯУУ

О
Mrtttavi
*Г«ЙМ
О
о
Q

»>лт^клм*Т1

CAMM
Ф
о
9
D
0
0
ft 0
e
О
Я
Ф
о л
да»
«МП
и
vrartni

0
c
&
°C
0
о
G

9
( H01HV3 )
И31Л1
иишои

Карпатско-кавказская ветвь Тетиса, непосредственно примыкаю-
щая к Русской платформе, выделялась значительным распростране-
нием песчано-сланцевого флиша, накапливавшегося в узких тектони-
ческих трогах среди областей морского мелководья с их преимущест-
венно карбонатными осадками. Движения Кавказа и Карпат по знаку
были взаимно противоположными. На Кавказе, как и в восточной
части Русской платформы, главные трансгрессии приходятся на нео-
ком и верхний сайтов (рис. 10). Карпаты же, подобно южной части
Русской платформы и Западной Европе, были минимально затоплен-
ными в неокоме, а максимально — в сеномане и туроне.
В ближневосточной части Тетис разделялся группой срединных
массивов (анатолийских и иранских) на две геосинклинальные ветви:
северную—Понто-Эльбурсскую и. южную — Тавро-Загрос-Мекранскую.
На срединных массивах море было мелководным, эпиконтиненталь-
ного характера, с почти исключительно карбонатными осадками, а в
геосинклинальных ветвях — относительно глубоководным, с песчано-
сланцевыми и вулканогенными отложениями большой мощности.
В геосинклинальных прогибах море в общем было устойчивым, а
на срединных массивах подвергалось постоянным изменениям. В нео-
коме основные пространства срединных массивов занимали аллюви-
альные низменности с красноцветными осадками и лагуны, в которых
временами накапливались доломиты и гипсы. В альбе срединные мас-
сивы начинают затапливаться, а в позднемеловую эпоху они уже почти
полностью покрылись морскими водами.
В Белуджистане Тетис распадался на две зоны, различные по
характеру седиментации и по условиям существования ррганизмов:
восточную — известняковую, породы которой несут обильные органи-
ческие остатки, и западную — флишевую, почти лишенную ископаемой
фауны. Известняковая зона приходится на склон Индостанской плат-
формы, а флишевая относится к геосинклинальному поясу.
В Тибете Тетис заканчивался обширным заливом. На территории
Читрала, имевшей режим, близкий геосинклинальному, находилась
наиболее глубокая и устойчивая часть этого залива, а в центральном
и восточном Тибете — мелкая, часто приобретавшая характер лагуны.
Тибетский залив окружался аллювиальными низменностями с
красноцветными осадками, на которые время от времени ингрессиро-
вало море. Максимальных размеров он достигал в периоды валанжин-
ской и сеноманской трансгрессий, когда его воды достигали района
Чамдо в области Великих ущелий. От Бирманского моря тибетский
залив Тетиса отделялся широкой диагональной полосой суши.
Аравийский щит в течение большей части раннемеловой эпохи
оставался сушей. Воды Тетиса в его сторону обычно не распростра-
нялись дальше долины Тигра и Персидского залива. Месопотамский
склон в это время представлял пустынную низменность, на поверхно-
сти которой накапливались красноцветные песчаники пролювиального
и эолового типов (нубийская серия). В альбе море начинает разли-
ваться по этой равнине и уже в сеномане достигает кристаллического
купола щита. Позднемеловое море в пределах месопотамского склона
было мелководным, окруженным лагунами.
Индостанский щит в меловом периоде также был сушей. Незначи-
тельный объем терригенного материала, поступавшего с этой суши, и
его исключительно тонкий состав и высокая степень разложения сви-
детельствуют о том, что рельеф щита был плоским и невысоким.
Белуджистанское побережье ^Индостана было низменным и в его
направлении постепенно развивалась морская трансгрессия. В позд-
нем мелу море проникло в Бомбейскую синеклизу, затопив ее глубо-
2.S
кую северную часть, где ныне располагается долина р. Нарбоды. Юж-
ная часть синеклизы сохранила ландшафт приморской низменности,
на которой накапливались пестрые песчаники и глины с остатками
динозавров, рыб, различных пресноводных, моллюсков и отпечатками
растений, главным образом, пальм. В датском веке Бомбейская; сине-
клиза становится областью активной вулканической деятельности.
В позднемеловую эпоху произошло затопление бенгальского по-
бережья Индостана.. Пляжевые фации песчаников и галечников, ра-
кушечниковые известняки и гипсоносные глины при обилии водорослей
и преимущественно гастроподово-пелециподовом составе фауны сви-
детельствуют о том, что море бенгальского шельфа было совершенно
мелководным. Присутствие в его осадках стволов деревьев и костей
рептилий фиксирует близкое положение берега.
В Бирманском прогибе море устойчивым было только в южной
части, а в северной, принимавшей основную массу минерального сто-
ка, простиралась аллювиальная низменность. Местами в толще конти-
нентальных осадков встречаются горизонты с богатой фауной пелеци-
под, кораллов и аммонитов, свидетельствующие о кратковременных за-
топлениях низменности морем.
Меловая Катазия имела различное устройство поверхности в ее
древнейшей восточной части (приморские провинции Южного Китая)
и в новейшей западной части (Сычуань, Хунань, Гуйчжоу), еще по-
крывавшейся триасовым морем. Первую отличал ландшафт вулканиче-
ских гор, вторую — равнинный рельеф. Сычуанская аллювиальная низ-
менность существовала только в раннемеловую эпоху, когда на ее по-
верхности накапливались карбонатные красноцветы с прослоями прес-
новодных известняков. Более поздние осадки в пределах Сычуанского
бассейна не получили развития; очевидно, в это время его поверхность
располагалась выше уровня седиментации.
Сунда и моря Индонезийской геосинклинали. Суша Сунда охва-
тывала Индокитай, Малайю, преобладающую часть о. Борнео и часть
территории, занятой ныне Южно-Китайским морем. Основными эле-
ментами ее рельефа являлись горная цепь (хр. Кун-тан и Малайские
возвышенности), пролегавшая по границе с Индонезийским морем,
следовавший за ней пояс обширных равнин и низменностей нижнего
Меконга и Сиамского залива и, расположенные еще восточнее, плато-
образные массивы Анна'ма и Центрального Борнео. В равнинном поясе
относительно юрского периода, произошли некоторые изменения; ал-
лювиальная низменность постепенно отступала к югу в пределы совре-
менного Южно-Китайского моря, а северный отрезок пояса (плато
Корат) постепенно преобразовывался в денудационную равнину, где
осадки мела — пестроцветные песчаники с остатками пресноводных
моллюсков и костями ящеров:—встречаются уже локально в неболь-
ших остаточных мульдах.
В Индонезийском море мелового периода можно различать зону
шельфа (равнинная Суматра, Юго-Восточное Борнео и западная часть
Целебеса) и зону геосинклинального прогиба (дуга Малых Зондских
и Молуккских островов). В зоне шельфа морские трансгрессии чередо-
вались с периодами частичного и полного осушения. Здесь формиро-
вался стратиграфический неполный разрез карбонатных осадков не-
большой мощности. В геосинклинали же море было устойчивым и
осадконакопление непрерывным. В ней меловая система представлена
мощной толщей песчано-мергелистых отложений. По границе шельфа
и геосинклинального прогиба пролегала вулканическая дуга, в преде-
лах которой меловые разрезы сложены почти исключительно лавами
и туфами.
ГЛАВА II
ЗОНАЛЬНЫЕ ЛИТОГЕНЕТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ
В первой части исследования (Синицын, 1965) мы показали, что
процессы литогенеза в значительной мере представляют явление кли-
матическое. Климат определяет и направляет процессы выветривания,
контролирует перенос его продуктов к местам отложения, отчасти
обусловливает тип седиментации, фациальные условия осадконакопле-
ния, влияет на окислительно-восстановительный - потенциал среды об-
разования осадка и проч. Всякие изменения климатических условий,
и в первую очередь общей температуры и увлажнения, непосредствен-
но отражаются на течении процессов литогенеза и на составе его про-
дуктов. Влияние климата на выветривание и осадконакопление
осуществляется одновременно с влиянием других факторов, среды: текто-
нического и .палеогеографического. Причем относительная роль этих
факторов литогенеза в отдельных случаях меняется. Климат больше
всего сказывается на литогенезе областей вялого тектонического режи-
ма и в палеогеографических обстановках суши и эпиконтинентального
мелководья. Влияние его ослабляется в областях динамического релье-
фа и энергичной механической седиментации, а также в обстановках
глубоководных морских бассейнов. Для того чтобы оценить роль кли-
мата в образовании того или иного осадка, необходимо «снять» влия-
ние побочных факторов и прежде всего тектонического.
Сопоставление литогенетических особенностей осадков отдельных
регионов и выявление различий между ними позволяет выделять лито-
генетические области и провинции и тем самым по осадочным породам
восстанавливать географию климатов, для любого отрезка геологиче-
ской истории. Среди других основных групп индикаторов древнего кли-
мата, литогенетические показатели являются важнейшими, что связано
с обилием литогенетических объектов в сравнении с другими, в част-
ности палеоботаническими и палеонтологическими, и тем, что литоге-
нетические процессы претерпели менее энергичную эволюцию.
Триас
Обзор л ито генетичес к их типов осадков
Русская платформа. В раннем триасе все синеклизы Русской плат-
формы представляли аллювиальные низменности, на территории кото-
рых накапливались, косослоистые песчаники и линзы конгломератов
русловой, фации, а также пестроцветные серии алевритов, глин, мерге-
лей и пресноводных известняков, формировавшиеся во внутриконти-
27
нентальных водоемах. Только ib Прикаспийской и Польско-Литовской
синеклизах, открытых к морским бассейнам, толщи нижнего триаса
заключают слои с морской фауной. В псаммитовой фракции континен-
тальных отложений нижнего триаса Русской платформы содержится
много аркозового материала. Глинистая фракция также имеет слож-
ный состав; в ней одинаково распространены гидрослюды, каолинит,
монтмориллонит и бейделлит. Характерно большое распространение
смешанных карбонатно-глинистых пород — известковистых глин и мер-
гелей.
В среднетриасовую эпоху осадконакопление на Русской платфор-
ме прекращается, за исключением отдельных периферических районов.
(Польша, Прикарпатье, северный Каспий), заливавшихся морями гео-
синклинального обрамления, где накапливались известняки, доломиты
и пипсы. Причинами прекращения осадконакопления, очевидно, были
слабая дифференциация плоского рельефа платформы и наступивший,
в среднетриасовую эпоху максимум аридности, следствием чего было
ослабление эрозии и снижение роли водного переноса продуктов вы-
ветривания. ,,
В позднем триасе континентальное осадконакопление возобнови-
лось в Прикаспийской синеклизе и южном Приуралье, в Днепровско-
Донецкой впадине и в Печорской синеклизе. Среди отложений этого
возраста красноцветы, столь характерные для верхней перми и ниж-
него триаса, становятся редкими. Толщи верхнего триаса меньше со-
держат конгломератов и косослоистых песчаников русловой фации и,
соответственно, больше глин алевролитов и мелкозернистых песчани-
ков бассейновых фаций. В осадках верхнего триаса чаще обнаружи-
ваются растительные остатки, местами присутствуют линзы бурых
углей; появляются скопления сидерита, свидетельствующие о возрос-
шей мобилизации железа. Псаммиты верхнего триаса по преимуще-
ству кварцево-полевошпатовые, а глины, главным образом, каолино-
вые. В Печорской Синеклизе в верхнем триасе накапливались песчано-
глинистые осадки пойменной, озерной и болотной групп фаций. На
Шпицбергене и Земле Франца-Иосифа в начале позднетриасовой эпохи
продолжалось накопление морских осадков: алевролитов с желези-
стыми и марганцовистыми конкрециями и известняков, а позже здесь
получило распространение накопление континентальных красноцветов:
кварцевых песчаников и гравелитов, которым на Шпицбергене подчи-
нены прослои бурых углей (Пирожников, 1965).
В морских бассейнах, омывавших Русскую платформу на западе
(Польско-Германская впадина и Прикарпатье), продолжали отлагать-
ся известняки, доломиты и доломитистые глины с гипсом.
На приподнятых участках Русской платформы в триасе, главным
образом в позднем, развивались каолиновые коры выветривания, мощ-
ность которых на Украинском кристаллическом 'массиве достигает
100 м и более.
На территории герцинской Европы (ГДР и ФРГ, Франция, Англия)
в раннетриасовую эпоху господствовал континентальный режим. По
мнению М. Жинью, М. Шварцбаха и многих других западноевропей-
ских геологов, эта территория представляла пустыню, где голые возвы-
шенности чередовались со столь же бесплодными равнинами. Во впа-
динах, окружавших и разделявших герцинские массивы, накапливались
красноцветные песчаники, преимущественно пролювиальной фации.
Обломочный материал красноцветных песчаников грубый, плохо
сортированный и почти неокатанный, происходящий от местных источ-
ников сноса. Красноцветам подчинены пачки пестрых глин и мергелий
с остатками эстерий и двоякодышащих рыб (род Ceratodus), Внешний
28
вид и парагенезис с аридными краснответами сближает эти пестро-
цветные пачки с отложениями африканских шоттов и среднеазиатских
такыров. Очевидно, они также накапливались в эфемерных водоемах
бессточных впадин, питавшихся временными потоками. На поверх-
ности гл инистых прослоев часто наблюдаются отпечатки капель дождя
и псевдоморфозы кристаллов галита.
В Аквитанском, Англо-Парижском и Северо-Германском бассей-
нах временами возникали лагуны, в которых накапливались залежи
гипса и каменной соли. Однако гипсы и соли, подчиненные нижнетриа-
совым краСноцветам, в отличии от пермских, уже не образуют мощных
однородных пачек, причем среди солей этого возраста уже отсутствуют
калийные (Ронов и Хайн, 1961).
Обломочный материал нижнетриасовых красноцветовсостоит пре-
имущественно из кварца, кремней, кварцитов, фтанитов; вместе с тем
отличается значительным содержанием неустойчивых минералов: по-
левых шпатов и слюд. Многие гальки и песчинки обнаруживают следы
эоловой обработки. В песчаниках иногда наблюдаются включения гли-
нистых пленок, высохших, растрескавшихся и свернутых в трубку. Гли-
ны нижнетриасовых красноцветов имеют по преимуществу гидрослю-
дистый состав, часто без каолинита.
В среднетриаеовую эпоху по пустынным равнинам герцинской
Европы распространилось эпиконтинентальное море раковинного изве-
стняка. Нижней и верхней частям толщи раковинного известняка, со-
ответствующих началу и концу трансгрессии, подчинены пачки доло-
митов и гипсов. В субальпийской зоне толща раковинного известняка
частично замещается известняками, доломита-ми с диплопорами и
цефалоподовыми мергелями. В лагунах Северо-Германской впадины
местами продолжали накапливаться соленосные осадки.
В кейпере на смену морю раковинного известняка пришел лагун-
ный режим, отмеченный накоплением пестроцветных гипсоносных мер-
гелей и глин, заключающих довольно крупные залежи солей (Англия,
Северная Ирландия, Аквитанский бассейн, Южная Испания). Однако
ландшафты кейпера были не такими пустынными, как в предшество-
вавшие эпохи. В осадках этого возраста довольно часты растительные
остатки («тростниковые» сланцы кейпера), а в отдельных случаях об-
наруживаются небольшие накопления бурых углей (Польша, ГДР).
В отложениях кейпера сделаны многочисленные находки скелетов и
разрозненных костей рептилий.
Казахстан, Западная и Восточная Сибирь в триасе представляли
денудационные равнины с отдельными группами действующих вулка-
нов. В раннетриасовую эпоху еще сохранялись локальные погружения,
многочисленные в Тунгусской синеклизе, в Зауралье и в перифериче-
ских впадинах Тянь-Шаня, в которых накапливались пестроцветные
пески и глины, обычно туфогенные и переслоенные лавами и пиро-
кластами. Средний триас неизвестен, а верхний выделяется в ряде впа-
дин Зауралья и Казахстана, где он представлен песчано-глинистыми
отложениями и конгломератами. Толща верхнего триаса обладает общей
серой окраской, мало содержит туфогенного материала, богата расти-
тельными остатками; местами ей подчинены линзы бурого угля.
Более характерным и распространенным образованием триасового
возраста, чем эти отложения единичных локальных бассейнов, являют-
ся останцы кор выветривания, которые в период своего развития имели
широчайшее региональное распространение, покрывая поверхности
денудационных равнин и увалистых возвышенностей, являвшихся
главными морфологическими типами рельефа триасовой Сибири и Ка-
29
захстана. Образование коры выветривания предшествовало накопле-
нию угленосных осадков рэта и нижней юры, которые всюду ее пере-
крывают. Возраст’ этой доюрской коры обычно датируется верхним,
триасом. В юре кора выветривания была в значительной -степени' эро-
дирована и сохранилась лишь в понижениях рельефа, вне площадей,,
затронутых деятельностью речных потоков.
Кора выветривания верхнего триаса по минералогическому со-
ставу каолиновая и каолинит-галлуазитовая. Исключение составляют
кимберлитовые тела Восточной Сибири, Казахстана и Урала, на кото-
рых образовалась -кор-а выветривания преимущественно монтморилло-
нитового состава. Мощность коры выветривания в -сохранившихся ос-
танцах исчисляется -многими десятка-ми метров.
В триасе на севере Сибири и в Верхоянье накапливались толщи
пе-строцветных пе-счано-глинистых осадков формационного типа, пере-
ходного от мезом-иктового к олигомиктовому. В состав этих толщ вхо-
дят существенно кварцевые песчаники и алевролиты с каолиновым и
гидро-слюдистым цементом. Содержание -полевых шпатов- в песчаниках
обычно не составляет больше */з части от всей массы обломочного ма-
териала.
Характерно высокое содержание в пестроцветных отложениях же-
лезистых аутигенных минералов: лептохлоритов (иногда оолитовой
текстуры), гидрогетита, гетита и сидерита. В отдельных слоях содер-
жание железа поднимается до 20%. Наибольшее число прослоев желе-
зистых песчаников приурочено к верхам среднего — низам верхнего-
триаса. Местами отмечается повышенное содержание глинозема и
марганца.
' По всей восточной окраине Азии, от Верхоянско-Колымской об-
ласти до Индонезийского архипелага, в триасе накапливались однооб-
разные терригенные толщи флишеподобного и молассового облика.
Карбонатные породы и горизонты скоплений известковых конкреций в.
этих толщах присутствуют всюду, но в резко подчиненном количестве;
более или менее значительные пачки они образуют только на средин-
ных массивах, где обычны пелециподовые ракушники. Однако причи-
ной слабого развития карбонатного осадконакопления в Восточной
Азии был не климат, который, судя по органическим остаткам, был
не холоднее -субтропического, а динамичный рельеф подвижного пояса,
обусловливающий -резкое преобладание в областях сноса — физиче-
ского выветривания, а в бассейнах осадконакопления — механической
седиментации. Рифогенные известняки с тропическими формами ко-
раллов, крупных пелеципод-мегалодонов и брахипод распространены
к югу от 50-й параллели в начале единичными и мелкими линза-ми,
затем более крупными телами, а от японских островов Сикоку и
К-юсю — целыми массивами.
Терригенные толщи Восточной Азии в континентальных и парали-
ческих разрезах содержат растительный детрит, а начиная с ладин-
ского яруса обнаруживают проявление угленосности, масштаб кото-
рой возрастает к концу периода. С угленосными толщами Южного
Приморья и Северной Кореи связаны слабые проявления бокситонос-
ности. Отложения первой половины триаса отличаются умеренным со-
держанием неустойчивых минералов: песчаники представлены кварце-
выми и кварцево-полевошпатовыми разностями (Саркисян, 1958).
Отложения, накапливавшиеся во вторую половину триасового периода,,
обогащены неустойчивыми минералами; среди них обычными стано-
вятся полимиктовые песчаники.
В первую половину триаса ареал накопления умеренно аридных
красноцветов распространялся на Bice Верхоянье. Пестроцветные слои
30
параличеок-их и мелководно морских фаций достигают верховьев Инди-
гирки, где в них отмечены проявления фосфоритоносности. и же-
лезных руд.
. Равнины Сино-Гобии, раскинувшиеся между южным гористым
краем Ангариды и Тетисом, местами несли 'невысокие увалообразные
возвышенности и кряжи, перед которыми располагались обширные про-
лювиальные равнины. Крупнейшими возвышенностями были тяныпан-
ские, куэньлунские, наныпанские и циньлинские, а пролювиальными
равнинами: Джунгарская, Турфанская, Кучарская, Яркендская, Цзю-
чуаньская, Ордосская и Тайюанская. На этих равнинах накапливались-
красноцветные песчаники, переслоенные вблизи гор конгломератами, а
вдоль равнинного фланга депрессий — глинами.. Песчаники красноцвет-
нОй толщи косослоистые; окатанность и сортировка слагающего их об-
ломочного материала несовершенная. Среди обломков содержится
много полевых шпатов. Глин в составе толщи мало. По минералогиче-
скому составу глины гидрослюдистые, с монтмориллонитом и каоли-
нитом. На поверхностях напластования глин часто наблюдаются тре-
щинки усыхания. Иногда в песчано-глинистых пачках встречаются про-
пластки гипса и каменной соли.
Равнины Турана, Таджикской депрессии и Тибета (центрального и
восточного) представляли зону, переходную от плоского континента к
эпиконтинентальному морю, где попеременно накапливались континен-
тальные красноцветы и прибрежномюракие песчано-глинистые (также'
в значительной мере красноцветные) осадки с пачками мергелей, из-
вестняков и ракушечников. В Тибете этой паралической толще подчи-
нены пласты гипса.
В конце триаса ареалы седиментации на сино-гобийских равнинах,
расширяются. Поверхностный сток становится более обильным и орга-
низованным. Осадконакопление, 'оставаясь терригенным, приобретает
аллювиальный характер. На увлажненных участках равнин появляется
растительность. Местами возникает заболачивание и возобновляется
угленакопление; осадки в целом приобретают серую окраску.
На увалистых отрогах западного Тянь-Шаня, в это время, получила
распространение каолиновая кора выветривания, останцы которой со-
хранились в мезозойских депрессиях под угленосными отложениями юры
(Ангрен, ГузаН, Караунгур, Ташкумыр, Кызылкия и др.). В- Гиссарском
хребте с позднетриасовой корой выветривания связана бокситоносность.
В истории Тетиса выделяются две стадии: нижне-среднетриасовая
и позднетриасовая. Первая характеризовалась преобладанием карбо-
натного осадконакопления — главным образом,, известняков и доло-
митов.
На европейском и ближневосточном отрезке Тетиса в толщах ниж-
него —среднего триаса получила большое распространение своеобраз-
ная фация доломитовых известняков, состоящих из обломков извест-
ковых водорослей: гиропорелл и диплопор. В паралических разрезах
срединных массивов Ирана и Тибета карбонатные отложения Т2 чере-
дуются с пачками континентальных красноцветов и гипсоносных латун-
ных глин и мергелей. Отложения флишевого типа накапливались лишь-
в отдельных зонах Внутренних Альп, Южного Кавказа, Тавра и Малых.
Зондских островов; Обилие известняков и доломитов в разрезах ниж-
него и среднего триаса Тетиса связано с широким распространением
мелководья, сочетающегося с тропическим климатом. Известно, что
теплые воды мало содержат углекислого газа, способствующего раство-
рению карбоната кальция. В связи с этим воды тропических морей
быстрее, чем холодные, насыщаются известью и сбрасывают ее избыточ-
ные массы в осадок. Именно поэтому зональной литогенетической фор-
. ' 31
мацией морских отложений тропического пояса является высококарбо-
натная формация.
На границе среднего и верхнего триаса тектонические движения в
Тетисе активизировались. С этого момента начинается вторая стадия
истории этой геосинклинали, характеризовавшаяся накоплением мощ-
ных песчано-сланцевых толщ при весьма подчиненном значении изве-
стняков. На индокитайском отрезке весь триас представлен обломоч-
ными породами, известняки здесь редки и проявляются только на за-
тапливавшихся склонах Индостан окон платформы и Индосинийского
массива. В зоне юго-восточного Памира — Каракорума и в Северном
Вьетнаме — .в паралических разрезах нория и рэта проявилась угле-
носность.
В эпиконтинентальном море Южного Китая на продолжении всего
триасового периода накапливались известняки с подчиненными пач-
ками алевролитов и сланцев. Климатические типы триасовых осадков
в северо-западной части бассейна (Сычуань, Гуйчжоу), тяготеющей к
аридной области, и юго-восточной части (Хунань, Цзянси, Гуаней, Юнь-
нань), омывавшей Катазию, были различными. В районах, испыты-
вавших влияние аридного климата, известняки окремнены и заключают
пачки доломитов, а в зоне прибрежного мелководья и лагун сменяются
красно-фиолетовыми песчаниками и сланцами, несущими залежи гипса
и каменной соли. На границе с Катазией доломиты распространены
меньше, причем песчано-аргиллитовая фация прибрежной зоны здесь
не соленосна. Накопление осадков с гипсами и солями в Сычуани и
Гуйчжоу продолжалось и в позднетриасовую эпоху, когда в седимента-
ционных бассейнах и Индосинии красноцветы концентрировали уже
значительное количество растительного детрита, а в Юньнани (верховье
Красной реки, Лаос, Шаньская область Бирмы и северо-западный Тай-
ланд) оказываются угленосными.
Южные материки (Аравия, Гондвана и Сунда), располагавшиеся
южнее Тетиса, имели различный тип ландшафта. Аравийская суша,
лежавшая в пределах аридной области, была пустынной. На ее низ-
ких— северной и восточной — окраинах продолжала накапливаться
толща красноцветных песчаников пролювиальных и эоловых фаций.
На границе с Загросом она оторачивалась широким лагунным поясом,
где триасу отвечает толща доломитов и мергелей с залежами ангидрита
и гипса.
На территории Индостана континентальное накопление осадков
происходило в остаточных мульдах гондванских грабенов. Здесь на сме-
ну мощной угленосной перм'и. пришли преимущественно красноцветные
отложения панчетской (Pg—Ц) и махадевской (Т3) серий. Панчетская
серия еще содержит много слюдистых и полевошпатовых песчаников, но
уже не угленосных и даже лишенных рассеянного растительного дет-
рита. Махадевская серия характеризуется значительным распростране-
нием железистых песчаников и глин, ;в которых часто обнаруживаются
остатки лабиринтодонтов и рептилий. В западных выходах махадеев-
ской серии присутствуют и известковистые песчаники.
На континентальных низменностях Сунды (область Великих уще-
лий, плато Корт, Сиамский залив) накапливались красные и фиолето-
вые песчаники, аргиллиты и конгломераты речной, озерной и лагунной
фаций. В нижней части красноцветной толщи, по возрасту отвечающей
нижнему и среднему триасу, породы содержат значительную примесь
извести, образующей иногда прослои мергеля, а местами также залежи
гипса и каменной соли. Растительные остатки в этой части красноцвет-
ной толщи редки и представлены, главным образом, окремненными
стволами хвощей. Верхняя часть красноцветной толщи, принадлежащая
32
верхнему триасу и юре, сложена уже бес-карбонатными, сильно желези-
стыми породами, которым сопутствуют прослои углистых аргиллитов
и даже пласты углей.
О б щ а я характеристик а процессов денудации
и осадконакопления
Ранний и средний триас. Преимущественно равнинный рельеф триа-
совой Евразии и слабая обводненность территории снижали эффект де-
нудации и затрудняли перемещение ее продуктов по поверхности. Из
денудационных процессов ведущим было химическое выветривание, вы-
ражавшееся в образовании красноцветной коры выветривания. Но и
эти процессы в общем были -малоэффективными, о чем можно судить по
малой мощности раннетриасовой коры выветривания и малым объемам
красно-цветных осадков, возникших за счет ее размыва.
Малая продуктивность химического выветривания в раннем — сред-
нем триасе отчасти может быть объяснена -малым развитием раститель-
ного .покрова и соответственно ничтожной ролью в этом процессе гу-
мусовых веществ, повышающих агрессивность природных вод.
В раннем—среднем триасе красноцветное выветривание и осадко-
накопление распространялись на преобладающую часть материка
(рис. 11). Только в Хатангской впадине, Верхоянско-Колымской обла-
сти, в Приморье, Японии и Северном Вьетнаме терригенные толщи кон-
тинентальных и прибрежно-морских фаций имеют серую окраску и
содержат растительные остатки, а местами и значительные концентра-
ции растительного детрита.
Ранне-среднетриасовые красноцветы мелких седиментационных
бассейнов экстрааридной области (Западная и Южная Европа, Средняя
и Центральная Азия) содержат много грубых песков и конгломератов
плохо сортированных косослоистых, заключающих в большом количе-
стве обломки малоустойчивых минералов, как слюды и полевые шпаты.
Это п-о-преимуществу отложения временных потоков, состоящие из ма-
териала местного происхождения. Короткие дистанции переноса не -спо-
собствовали измельчению обломков горных пород и минералов до
состояния тонких фракций. При отсутствии растительного покрова и сла-
бом промачивании (низкий уровень грунтовых вод) эти отложения -си-
стематически подвергались эоловой обработке, следы которой в них
повсеместно обнаруживаются в виде источенных граней и включений,
сухих -глиняных пленок, свернутых .в трубку.
В обширных седиментационных бассейнах Печорской, Московской,
Прикаспийской, Джунгарской и Ордос-ской -синеклиз, относившихся к
умеренно аридной -области, -красноцветы раннего триаса представлены
почти исключительно аллювиальными фациями, -среди которых не-
редки -отложения озер, заключающие остатки харовых водорослей, ост-
ракод, филл-опод, пелеципод, рыб, амфибий и рептилий. В частях -седи-
ментационных бассейнов, лучше орошенных (например, восточные
окраины Печорской и Прикаспийской синеклиз, примыкающие к Уралу),
красноцветы почти беска-рбонатны; известь в них появляется и обра-
зует накопления только в зоне конечных водоемов и вдоль бортов бас-
сейнов, слабо орошенных. В больших седиментационных бассейнах
появляются и местами дрстигают значительного развития глины и кар-
бонатно-глинистые породы (известковые глины, мергели). Глины ран-
него триаса имеют смешанный гидрослюдисто-каолинитовый состав,
иногда при -существенном участии бейделлита. Значительных накопле-
ний глинозема и гидроокисл-ов железа с красноцв-етами раннего и сред-
него триаса не связано. В это время выветривание, как правило, оста-
3 В. М. Синицын, ч. 2
33
Условные обозначения к картам зональных литогенетических формаций
(рис. 11—17)
5
10
Континентальные формации: 1 — аридные крас-
ноцветы (карбонатные и гипсоносные); 2 — красно-
цветы и пестроцветы семиаридные (слабокарбонат-
ные); олигомиктовая терригенная формация: 3 —со
слабым и 4 — значительным проявлением угленосно-
сти; мезомиктовая терригенная формация: 5—типич-
ная (бореальная) и б—близкая к олигомиктовой (тро-
пическая); 7—полимиктовая терригенная формация.
Морские формации-. 8 — высококарбонатная; 9 —
умеренно карбонатная; 10 — карбонатно-сульфатная;
11 — мезомиктовая терригенная с глауконитом.
Рис. 11.
34
навливалось на стадии гидратации и образования оиаллитовых про-
дуктов.
Терригенно-олигомиктовая формация с почти чистыми кварцевыми
песками, существенно каолиновыми глинами и накоплениями железа
в форме лептохлорита и глауконита имела в раннем — среднем триасе
ограниченное распространение на территории Хатангского прогиба и
Верхоянско-Колымской области, Японского архипелага и Юго-Восточ-
ной Азии.
Морское осадконакопление было различным в Тетисе и в окраин-
ных морях Тихоокеанского бассейна. В Тетисе оно было преимуществен-
но карбонатным (высококарбонатная формация), а в окраинных морях
Тихоокеанского бассейна — почти исключительно терригенным. На ев-
ропейском и переднеазиатском отрезках Тетиса, располагавшихся среди
пустынной суши, наряду с известняками распространены доломиты.
Рифообразование в раннем и среднем триасе не играло существенной
роли. Возможно, что одной из причин ослабления этого процесса была
смена организмов рифообразователей; палеозойские рифообразователи
(четырехлучевые кораллы, табуляты, фузулиниды и др.) к этому вре-
мени вымерли, а мезозойские (шестилучевые кораллы) еще не смогли
развиться настолько, чтобы выступать в роли важнейших породообра-
зователей. Главными рифостроителями раннего — среднего триаса были
известковые водоросли и пелециподы.
В лагунах Польско-Германской впадины, Сачуанского бассейна
^Месопотамской зоны и Тибета получила развитие карбонатно-сулъфат-
ная формация, сложенная доломитами и доломитизированными изве-
стняками, пачками красноцветов пляжевой фации, ангидритами и гип-
сами, а в некоторых случаях — и пластами каменной соли. Масштабы
триасового галогенеза, несмотря на возросшую сухость климата, зна-
чительно уступают пермскому. Причиной этого, по-видимому, являлось
ограниченное распространение в аридной области неустойчивого эпи-
континентального моря, по окраинам которого возикают солеродные
лагуны.
Поздний триас. На границе среднего и верхнего триаса тектониче-
ские процессы заметно активизируются и в ряде областей начинается
нисходящее развитие рельефа, предваряющее талассократическую фазу
рэта — ранней и средней юры. Одновременно гумидизируется климат
и возрастает поверхностный сток. Внутри материка появляется много
местных бассейнов седиментации. Ареал аридного красноцветного вы-
ветривания и осадконакопления резко сократился и в позднем триасе
уже не выходил за пределы Западной и Южной Европы, Передней
Азии и Аравии и Северо-Западного Индостана (рис. 12). На террито-
рии, вышедшей из аридной области (Восточная Европа, Западная,
Восточная и Южная Сибирь, отчасти Казахстан, Средняя Азия, Сино-
Гобия), в течение позднего триаса были сформированы мощные каоли-
новые коры выветривания, останцы которых можно видеть под угленос-
ными отложениями юры.
Континентальные отложения внеаридной области позднего триаса
имеют серую окраску и содержат много глин теперь уже по преимуще-
ству каолинового состава. Песчаники становятся лучше сортирован-
ными, повышается их коэффициент мономинеральности; возрастают
дистанции переноса обломочного минерала; увеличивается роль фаций
озер и болот. В дорийском веке на окраинах.континента возобновляется
угленакопление в зоне параличских обстановок, а в рэте— во всех вну-
триконтинентальных впадинах внеаридной области и в районах север-
ного побережья Тетиса (Малый Кавказ, Северный Иран, Афганистан,
Вьетнам). Лишь по границе с областью распространения позднетриасо-
3;
35
вых красноцветов кое-где отмечены проявления бокситонооности (Кав-
каз, Гиссар, Юньнань и Северный Вьетнам). В общем, выветривание
и аутигенное минералообразование в это 'время имели сиаллитовое на-
правление, в результате чего сколько-нибудь значительных накоплений
свободного глинозема и кремнезема не возникало. Пояс интенсивной
экзогенной'мобилизации и миграции железа, географически совпадаю-
щий с ареалом накопления терригенной олигомиктовой формации, охва-
тывал теперь преобладающую часть континента, за исключением Юж-
ной Европы, Аравии, Средней и Центральной Азии' и островных архи-
пелагов Северо-Восточной Азии.. .
80
Рис. 12 (условные обозначения см. на стр. 34).
В позднем триасе красноцветы накапливались только на террито-
рии Западной и Южной Европы, Аравии, Индостана и Индокитая, при-
чем аридный характер, и то ослабленный относительно раннего и сред-
него триаса, они сохраняли в седиментационных бассейнах Европы и
Аравии. Даже здесь красноцветы позднего триаса (кейпера) содержат
много органических остатков, а местами в них отмечаются линзы бурых
углей. На территории Индостана и Индокитая красноцветы представ-
лены еще менее аридным вариантом, приближающимся к латеритовому.
Здесь позднетриасовые красноцветы почти не содержат извести, часто
заключают прослои сильно железистых осадков и прослои углистых
аргиллитов, которым бывают подчинены пласты каменных углей.
В морских бассейнах с наступлением позднего триаса усиливается
терригенное осадконакопление, что особенно заметно в Тетисе, где перед
тем едва не исключительно накапливались карбонатные осадки.
36
Несмотря на явные признаки смягчения климата, процессы галоге-
неза в позднем триасе не ослабевали: доломиты и гипсы продолжали
накапливаться в Польско-Германской впадине, в бассейнах Карпат и
отчасти Альп, в Месопотамии, Тибете, в Сычуани и Западном Гуйчжоу.
Рифообразование, при'общем снижении карбонатного осадконакоп-
ления, несколько усилилось (европейская и переднеазиатская часть Те-
тиса). Главными рифостроителями выступают шестилучевые кораллы,
губки и пелециподы рода мегалодон. Крайние пункты находок поздне-
триасовых рифов в зоне Атлантического побережья располагаются у
55° о. ш. (Англия), а в зоне Тихоокеанского побережья — у 50° с. ш.
(Приморье). Если дальневосточные выходы приблизительно совпадают
с климатической границей (севернее отложения триаса уже не содержат
рифов), то английские выходы, судя по развитию галогенного триаса в
Восточной ’Гренландии, далеко не достигали этого-критического рубежа.
Юра
Обзор литологических типов осадков
Русская платформа. В самом начале лейаса Русская платформа
продолжала сохранять высокое стояние, достигнутое в триасе. Осадки,
и то лишь континентальные, накапливались на южной окраине При-
каспийской синеклизы и в северо-западной части Придонецкого про-
гиба, где представлены песчано-глинистой толщей с пачками углистых
сланцев. . В позднем лейасе все синеклизы и впадины Русской плат-
формы становятся аккумулятивными низменностями с озерно-болот-
ными и долинно-речными ландшафтами, -в условиях которых накапли-
вались кварцево-полевошпатовые и кварцевые песчаники и углистые
глины. В Прикаспийской синеклизе и Днепровско-Донецкой впадине
появляются первые -морские образования: глины и песчаники. В средней
юре мо-ре покрыло основные пространства этих -областей погружения
и только по окраинам сохранялись болотистые приморские низменно-
сти, на поверхности которых продолжали формироваться угленосные
песчано-сланцевые толщи. Московская и Печорская синеклизы остава-
лись континентальными низменностями до конца средней юры; море за-
топило их только -в келловее. Поэтому в отложениях бата и раннего кел-
ловея распространены лигниты. На Земле Франца-Иосифа средней юре
отвечают глины с прослоями мергелей и горизонтами фосфоритов и
мергелистых конкреций.
Ранне-среднеюрское море оставило в южных синеклизах Русской
платформы песчано-глинистые осадки в прибрежной -фации, содержа-
щие концентрации лептохлоритов и сидерита. Глины по составу сме-
шанные, гидрослюдисто-каолиновые, с небольшой примесью галлуазита.
Карбонатное осадконакопление (мергели и глинистые известняки) в
лейасе, аалене и байосе ограничивалось морским бассейном Карпат.
В батском веке оно проявилось в юго-западной части Польско-Литов-
ской синеклизы.
В верхней юре море покрыло Московскую и Печорскую синеклизы,
в результате чего возникло обширное Восточно-Европейское -море-про-
лив, соединивший Тетис с бореальным бассейном. В келловее карбонат-
ное осадконакопление еще больше усилилось и его ареал расширился.
Теперь -оно -распространилось на всю площадь -Польско-Литовской сине-
клизы и на юго-западную часть Днепровско-Донецкой впадины. В Кар-
патах в это -время наряду с известняками началось отложение доломи-
тов. В Московской и Печорской синеклизах в келловее формировались
бескарбонатные песчано-глинистые осадки. На Земле Франца-Иосифа
37
известны и континентальные отложения — красноцветные слюдистые и
железистые песчаники с обугленной древесиной (Пирожников, 1965).
В Оксфорде и кимеридже роль карбонатных осадков в седимента-
ционных бассейнах Русской платформы возросла еще больше; теперь
в Польско-Литовской, Днепровско-Донецкой впадинах известняки ста-
новятся преобладающим типом осадков. Среди них распространяются
оолитовые и органогенные разности, в том числе рифогенные. В области
Карпат известняки переслаиваются доломитами, в Татрах заметную
роль в разрезах верхней юры приобретают кремнистые породы. В Мос-
ковской и Печорской синеклизах отлагались известковистые глины с
редкими прослоями глинистых известняков, а на земле Франца-Иоси-
фа— глины с известковистыми конкрециями.
В конце кимериджа — титоне доломиты и гипсы появляются в Поль-
ско-Литовской впадине, в Преддобружском прогибе, в Предкавказье и
в Закаспии (южнее устья Эмбы и в районе г. Красноводска). В при-
брежно континентальной фации доломитовые и гипсоносные осадки пе-
реходят в пестроцветные песчанисто-глинистые. В Прикаспийской и
Московской синеклизах, наряду с известковистыми глинами и подчинен-
ными им прослоями глинистых глауконитсодержащих известняков,
распространение получила своеобразная фация горючих сланцев. По
мнению Н. М. Страхова (1963), эти сланцы представляют собою органо-
терригенные отложения фации подводных водорослевых лугов или под-
водных зарослей морских трав типа Zostera. Существование таких лугов
было возможно лишь в условиях солнечного климата аридной области
на весьма ограниченной глубине, куда мог достигать свет и где могли
протекать процессы фотосинтеза.
В отложениях поздней юры возрастает содержание фосфоритовых
конкреций (Московская синеклиза, Днепровско-Донецкая впадина).
В осадках верхнеюрского моря Русской платформы содержится
много аутигенных минералов железа: глауконита, сидеритовых и леп-
тохлоритовых оолитов. Глауконит встречается повсеместно, вплоть до
самых северных районов Печорской синеклизы и Шпицбергена, а ооли-
товые образования тяготеют к южному обрамлению платформы (Се-
верная Болгария, Крым, Кавказ, Западная Туркмения).
В лейасе, когда Русская платформа была сушей, Западная Европа
была максимально опущенной и затопленной. В прибрежном мелко-
водье эпиконтинентального бассейна Западной Европы (Англо-Париж-
ский бассейн и Северо-Германская впадина) накапливались известняки,
переслаиваемые в литоральной зоне песками со скоплениями железных
оолитов. В открытой части бассейна происходило отложение гидрослю-
дисто-каолиновых и известковистых глин, мергелей, глинистых тонко-
плитчатых известняков. Выделения железа в песчаниках обычно
представлены гидрогетитом и шамозитом (например, месторождение юго-
западной части ФРГ), а в сланцах — по преимуществу сидеритом (По-
мерания, район Ченстохова).
В средней юре море несколько сократилось и обмелело. Среди осад-
ков этого возраста резко возрастает роль оолитовых и зоогенных изве-
стняков (криноидных, губковых, коралловых); расширяются площади
и увеличиваются объемы накопления железистых, фосфоритоносных и
известково-кремнистых осадков. В келловее и раннем Оксфорде море
снова углубляется и расширяется, снова возобновляется накопление
глинистых осадков, в том числе, глубоководных цефалоподовых фаций.
В , позднем Оксфорде повсеместное распространение получают ко-
ралловые и гастроподовые рифы и ассоциирующиеся с ними .оолитовые
и обломочные известняки. В кимеридже и титоне рифообразование ос-
лабевает и возобновляется накопление илистых, в разной степени карбо-
38
натных, осадков. В самом конце юры эпиконтинентальный бассейн гер-
цинской Европы сокращается и мелеет, окружает себя солоноватовод-
ными и пресными лагунами, на .месте которых еще позже возникают
аллювиальные низменности с пестроцветными осадками. На границе
открытого моря и зоны мелководья распадающейся на лагуны, проле-
гала 'полоса коралловых рифов, которая в течение верхней юры после-
довательно отступала к югу по мере осушения Западно-Европейского
бассейна. Соленосные отложения в Западной Европе отсутствуют в от-
ложениях нижней и средней юры, но снова появляются в отложениях
верхней юры.
На территории Западно-Сибирской низменности накапливались тер-
ригенные осадки, в раннем лейасе исключительно континентальные, а
позже паралические и морские. Максимум развития моря пришелся на
верхнеюрскую эпоху. Однако и в верхней юре устойчивым морской ре-
жим был только в северной и центральной частях низменности — наибо-
лее погруженных и удаленных от источников сноса. В периферических
районах юрская система представлена чередованием прибрежно-мор-
ских и континентальных осадков, а на границе с палеозойским обрам-
лением — исключительно континентальными отложениями.
В распределении гранулометрических типов осадков, как и в рас-
пределении фаций, проявляется четко выраженная зональность, отра-
жающая конфигурацию низменности и расположение областей сноса,
питавших ее минеральным материалом. Вблизи палеозойского обрам-
ления низменности развиты главным образом песчаные осадки, ко-
торые дальше сменяются алевритами и глинами. Песчаные и алеврито-
вые осадки всех фациальных типов характеризуются преобладанием
неустойчивых минералов, сообщающих им полимиктовый состав (Гу-
рова и Казаринов, 1962). Однако степень полимиктовости на основном
пространстве Западно-Сибирского бассейна невелика и обычно связана
с относительно высоким содержанием полевых шпатов. В востоку и
юго-востоку по мере приближения к областям энергичного сноса по-
лимиктовость обломочного материала усиливается. Глины также имеют
полимиктовый состав, но при значительном преобладании гидрослюд и
содержании других глинистых минералов (каолинита, галлуазита и
бейделлита) в пределах примеси.
В континентальных фациях отложения юры угленосны; в зоне
паралических разрезов они содержат много сидерита, а в морских гли-
нах концентрируют много органического материала (главным образом,
•остатки микрофауны и водорослей) и обильные выделения пирита.
Отложения верхней юры в геохимическом отношении разнообраз-
нее нижне- и среднеюрских. В них значительно возрастает содержание
глауконита и лептохлоритов; чаще встречаются фосфориты. Глины по
составу становятся гидрослюдисто-бейделлитовыми. Фации, богатые ор-
ганическим веществом и пиритом, теперь ограничиваются северной по-
ловиной низменности, а на юге распространение получают известкови-
стые осадки с отдельными красноцветными горизонтами.
В Южной Сибири отложения юрского возраста выполняют много-
численные межгорные и предгорные впадины — Чулымо-Енисейскую,
Канско-Ачинскую, Кузнецкую, Тувинскую, Иркутскую, Ангарскую.
Их отличительной особенностью является исключительное разви-
тие континентальных фаций, повышение мощности, обилие грубого ма-
териала, часто слагающего пачки конгломератов, и промышленная угле-
носность. В южносибирских впадинах отложения нижней и средней
юры также сероцветные полимиктовые, в песчаных разностях состоя-
щие, главным образом, из полевых шпатов, а в глинистых — из гидро-
слюд. Типичными аутигенными минералами являются пирит и сидерит.
39
В фациальном’отношении осадки разнообразные: по периферии бассей-
нов и особенно вдоль гор преобладают отложения русел и пойм, а во
внутренних частях — отложения озер и болот. Главными очагами угле-
накопления являлись водораздельные пространства аллювиальных рав-
нин и пойм. Угли этого возраста отличаются высокой степенью остуд-
нения растительного материала; фюзен -среди них почти отсутствует.
Все фациальные и геохимические признаки раннеюрских отложений
Южной Сибири свидетельствуют о большой обводненности ландшафтов
во время их накопления. В частности, хорошая окатанность галек кон-
гломератов и присутствие в них валунов, часто наблюдаемых на боль-
шом удалении от гор, говорит о том, что реки ранней юры были много-
водным и обладали большой скоростью течения. Обломочный
материал, попадавший в эти реки, подвергался длительной и дальней
транспортировке.
В верхнеюрских, отложениях роль озерно-болотных и пойменно-бо-
лотных фаций во впадинах Южной Сибири резко снижается, соответ-
ственно уменьшается угленосность. Большое распространение в отло-
жениях этого возраста приобретают мергелистые и песчанистые изве-
стняки, свидетельствующие -о существовании водоемов карбонатного
класса, характерных для семиаридной зоны (Боголепов, 1961). Начиная
е бата, появляются отдельные горизонты красноцветных песчано-гли-
нистых осадков, число которых увеличивается к югу (в направлении
Центральной Азии) и вверх по разрезу. По свидетельству К. В. Бого-
лепова, известковистость в отложениях верхней юры, постепенно убы-
вающая, прослеживается до 62-й параллели (устья рек Иртыша и Под-
каменной Тунгуски).
В Ленско-Вилюйском прогибе и в Хатангской впадине осадки ниж-
ней и средней юры терригенные, преимущественно мелководно морские.
Песчаники полимиктовые и кварцевощолевошпатовые. Содержание глин
в разрезе высокое, хотя хорошо отмученных разностей мало. Глины
по составу гидро-слюдистые с примесью каолинита и хлорита. В отдель-
ных горизонтах песчано-глинистой толщи устанавливается значительная
известковистость и выделения фосфатно-кальцитовых и глинисто-изве-
стковых конкреций. Проявления глауконита отмечены только в юго-за-
падной части Ленско-Вилюйского прогиба. Отложения бата уже со-
держат угли, каолины и незначительные скопления лептохлоритов.
Поздняя юра в Хатангской прогибе была временем максимального
распространения моря.' Ей отвечает толща глинисто-алевритовых осад-
ков, заключающая прослои глинистых известняков. Полимиктовость
песчаников уменьшается; в них уже отсутствуют пироксены и мало ос-
тается плагиоклазов. Глины приобретают смешанный, гидрослюдисто-
бейделлитовый состав. Массовое распространение приобретают глауко-
нит, оолиты лептохлоритов и мелкие конкреции фосфоритов.
В Ленско-Вилюйском прогибе на позднюю юру пришлось начало
интенсивного погружения и накопления угленосного песчано-глинистого
комплекса. Морской бассейн в это время значительно сократился и
отступил на север и восток. Накопление угленосного комплекса проис-
ходило в условиях аллювиальной равнины (на западе) и приморских
болот, временами затапливаемых морем (в восточной части прогиба).
В верхнеюрской части разреза возросло удельное значение песча-
ников, но степень их полимиктовости при этом снизилась. Толщу сла-
гают почти исключительно кварцево-полевошпатовые песчаники. Глины
угленосного комплекса гидрослюдисто-хлоритовые, но в западных
районах, где господствовали аллювиально-озерные обстановки осадко-
накопления, они содержат большую примесь каолинита, образованию
которого здесь благоприятствовали обилие -органических веществ, созда-
40
вавших кислую среду. Восточнее —в зоне заливов и лагун, где больше*
были распространены нейтральные и слабощелочные среды осадкона-
копления, — глинистые породы содержат примесь бейделлита и монт-
мориллонита. Характерными аутигенными минералами верхнеюрского
угленосного комплекса являются сидерит, анкерит и меньше— глауко-
нит (Коссовская, 1962).
В Верхоянско-Колымской геосинклинали юра представлена мощ-
ными песчано-сланцевыми толщами, местами содержащими много вул-
каногенного материала. Количественно преобладают песчаники, хотя и
глинистые сланцы развиты значительно. Песчаники полимиктовые и
кварцево-полевошпатовые, глинистые сланцы в основном гидрослюди-
стые; в отдельных горизонтах они содержат конкреции глинистых изве-
стняков. В бассейне Большого Анюя отложения верхней юры
угленосны. Большие скорости накопления юрских осадков в Верхоянско-
Колымской геосинклинали были причиной малого развития в них аути-
генных минералов.
В многочисленных депрессиях Забайкалья, Амурского бассейна и
Приморья в юре накапливались толщи терригенных осадков с поли-
миктовыми и кварцево-полевошпатовыми песчаниками и алевролитами,
меньше конгломератами и гидрослюдистыми глинами (Саркисян, 1961).
В континентальных и паралических разрезах юрские отложения Даль-
него Востока угленосны. В морских сериях обычны терригенные осадки
с глинисто-известковым цементом, а южнее низовьев Амура в них встре-
чаются линзы известняков.
Карбонатное осадконакопление усилилось в поздней юре, в отложе-
ниях которой линзы известняков встречаются чаще и более крупных
размеров. Однако и в верхней юре рифоподобные тела известняков не
распространялись на север дальше широты нижнего Амура. Вспышка,
карбонатного осадконакопления в конце юры имела место и во внутри-
континентальных впадинах, располагавшихся близко к аридной обла-
сти: Нижне-Зейской, Буреинской и Прихинганской, в которых, угленос-
ные терригенные комплексы содержат прослои пресноводных извест-
няков с раковинами двустворок.
Предгорные прогибы и межгорные впадины Тянь-шаня, Нань-шаня
и Куэнь-луня, синеклизы Северного Китая и Турана в ранней юре и в
начале средней накапливали угленосные толщи терригенных осадков..
В предгорных прогибах представлены мощные пачки конгломератов,
среди которых нередки валунные разности. Гальки конгломератов ока-
тайны не так хорошо, как в депрессиях Южной Сибири, что связано с*
короткой дистанцией переноса и быстрым захоронением.
Песчаники кварцево-полевошпатовые с преобладанием кварца и
даже почти чисто кварцевые; полимиктовые разности редки и наблю-
даются только на участках, противолежащих большим возвышенностям.
Глины смешанные, гидрослюдисто-каолиновые и преимущественно као-
линовые. Угленосность значительна только в предгорных прогибах; в.
мелких впадинах, а также в частях предгорных прогибов, примыкаю-
щих к равнинному обрамлению и во впадинах, располагавшихся среди
мелкогорья и плато; угленасыщенность разрезов слабая. Из аутиген-
ных минералов необычайно распространен сидерит, во многих впади-
нах образующий скопления, пригодные для промышленной разра-
ботки.
Отложения нижней юры предгорных прогибов полифациальные::
вблизи гор распространены русловые и дельтовые фации, а на равнин-
ных участках — озерные и болотные.
В депрессиях, пролегающих вдоль низких гор Курук-тага, Бей-
шаня, Гобийского Тянь-Шаня и Алтын-тага, нижнеюрские отложения не
4L
содержат конгломератов и слабо угленосны, причем угли этих место-
рождений содержат много фюзена. Окраска пород более светлая от при-
сутствия мощных прослоев светло-серых и белых песчаников. В составе
глин отмечается увеличение содержания бейделлита и монтморилло-
нита. Центральноазиатский литогенетический тип терригенно-угленос-
ной юры прослеживается к югу до Сычуани, Тибета, Северного Афгани-
стана и Центрального Иранского плато.
В отложениях средней юры (бата?) всех седиментационных бас-
сейнов Центральной и Средней Азии, Центрального Китая и Тибета
появляются и быстро получают распространение слои красной и фиоле-
товой окраски, чередующиеся с сероцветами. При этом снижается роль
озерных и болотных фаций, появляются фации пролювиальные и сухих
равнин. Угленакопление ослабевает и к .концу эпохи прекращается пол-
ностью. Отложения верхней юры уже целиком красноцветные. В них
отсутствуют даже растительные остатки. Угленакопление в это время
происходило лишь к востоку от меридиана 115° — во впадинах Восточ-
ного Забайкалья, Амурского бассейна и Северо-Восточного Китая
.(включая Датун).
Красноцветы верхней юры обладают чертами отложений аридного
климата. В них содержится много извести и даже присутствуют слои
пресноводных известняков с остатками рыб, черепах, крокодилов.
Вместе с тем в отдельных горизонтах обнаруживаются высокие содер-
жания свободных гидроокислов железа и аллюминия, свойственные кра-
сноцветам латеритового типа; в Гиссаре известны бокситы верхнеюр-
ского возраста. Большие изменения происходят в составе глин; в
красноцветах почти нацело исчезает каолинит и на положение сущест-
венной составной части выдвигается монтмориллонит; возрастает содер-
жание кремнезема.
В Туркменской и Таджикской депрессиях, покрывавшихся верхне-
юрским морем, осадконакопление претерпело следующую эволюцию:
келловей характеризовался преобладанием терригенных осадков, Окс-
форд и кимеридж — почти исключительным развитием известняков и
мергелей, а в титоне регрессировавшее море оставило толщу доломитов,
гипсов и солей.
Тетис в юрском периоде представлял геосинклийальный бассейн
со сложно дифференцированным рельефом и весьма разнообразными
палеогеографическими обстановками в отдельных частях.
В европейской части по границе с терцинскими массивами распола-
галась передовая впадина геосинклинали, выполненная мощными гли-
нистыми осадками. Гельветская кордильера с сокращенными разрезами
из мелководных фаций и островами, совершенно лишенными юрских от-
ложений, отделяла ее от внутренней зоны геосинклинали — Пеннинской,
которая, в свою очередь, разделялась узкими кордильерами на ряд
прогибов второго порядка, выполненных мощными, стратиграфически
полными разрезами юры из сланцев и отчасти слоистых известняков
глубоководных фаций (цефалоподовой и белемнитовой). Разрезы кор-
дильер отличаются преобладанием относительно грубых обломочных
осадков меньшей мощности, со следами локальных размывов. В Ди-
наридах юра снова представлена в эпиконтинентальных фациях гли-
нистых осадков.
В ближневосточной части также выделяется ряд прогибов, раз-
деленных кордильерами и погруженными срединными массивами. В про-
гибах формировались песчано-глинистые и глинисто-мергельные толщи
цефалоподовой и брахиподовой фаций. В лейасе и средней юре имели
место локальные кратковременные поднятия срединных массивов, с ко-
торыми было связано накопление в ряде мест угленосных отложений
42
(Крым, Кавказ, район Зонгулдака, Армения, северная часть Иранского
плато, Эльбрус, Хорасан, северный склон Гиндукуша). В терригенных
толщах ближневосточной части Тетиса большая роль принадлежит
темноцветным глинам, содержащим примесь тонкорассеянного угли-
стого вещества. Судя по Кавказу, это глины бескарбонатные, сложенные
по преимуществу бейделлитизированными гидрослюдами и меньше —
монтмориллонитом и каолинитом. Обломочная часть глин представлена
полимиктовым материалом. В памирско-каракорумской части преобла-
дают песчано-глинистые отложения с растительным детритом; известня-
ки имеют резко подчиненное значение. Локально проявляются конти-
нентальные фации с прослоями угля.
В общем, осадки лейаса и средней юры бедны известью. Крупные
накопления известняков отмечены лишь в самых южных районах Те-
тиса: в Северной Африке, в Аппенинах, Центральном Иране и
Читрале.
В поздней юре (оксфорд, кимеридж) в Тетисе повсеместно отме-
чается вспышка карбонатного осадконакопления. Среди осадков гео-
синклинальных прогибов резко возрастает содержание мергелей и из-
вестняков, на кордильерах получили распространение рифогенные, из-
вестняки; на срединных массивах появляются доломиты и гипсы.
При этом отложения верхней юры оказываются светлее окрашен-
ными, очевидно в связи с тем, что теперь в седиментационные бассейны
стало поступать меньше гумусовых веществ, которым породы лейаса
и доггера обязаны серым цветом.
На территории южных материков, отделявшихся от юрской Евра-
зии морем Тетис, выветривание носило тропический характер.
На Индостанском щите — во внутренних грабенах и вдоль побе-
режий— юра представлена светлоокрашенными пестроцветными песча-
никами и аргиллитами с многочисленными растительными остатками.
Отложения пестроцветной толщи бескарбонатны и сильно железисты.
Шельфовые моря — Пакистанское и Тибетское — в ранней и средней
юре отлагали плитняковые и оолитовые известняки с прослоями и пач-
ками темных глинистых сланцев. В паралической зоне их сменяют пе-
строцветные песчаники и аргиллиты, местами заключающие тонкие
угольные пропластки.
На континентальных равнинах Индокитая (плато Корат) и Малайи
в юре происходило накопление пестроцветного (в основном красноцвет-
ного) комплекса, но уже не аридного типа с солями и гипсами, как в
триасе, а латеритового, с прослойками железистых песчаников, аргил-
литов и отдельных пластов углей. Юрские пестроцветы содержат много
слоев песчаника белого и желтого цвета, по составу почти исключи-
тельно кварцевого. В пестроцветах довольно часты органические ос-
татки: растения, пресноводные пелециподы и гастроподы, рыбы и реп-
тилии.
Аналогичные слабо угленосные пестроцветы развиты и в Йемене.
На месопотамском склоне Аравийского щита в первой половине
юрского периода накапливались кварцевые пески пляжевой фации. В
поздней юре пляж был затоплен морем, оставившим здесь толщу до-
ломитистых известняков, мергелей, доломитов и гипсов.
В Индонезийской геосинклинали юрские отложения входят в, состав
мощной, стратиграфически непрерывной морской серии, имеющей воз-
раст от перми до верхнего мела включительно. Юрская часть этой
серии содержит глинистые сланцы, радиоляритовые кремневые сланцы,
цефалоподовые мергели и глобигериновые известняки. В шельфовой
зоне геосинклинали (Западный Целебес, Юго-Восточное Борнео, Су-
матра) юра представлена существенно карбонатными разрезами.
43
В районе Сапгана (Гонконг) нижней юре принадлежит толща чер-
ных глинистых сланцев и кварцево-полевошпатовых песчаников с аммо-
нитами и растительными остатками.
Общая характеристика процессов денудации
иосадконакопления
Ранняя а средняя юра. Региональный обзор литогенетических осо-
бенностей юрских отложений Евразии показывает на то, что процессы
выветривания и осадконакопления в пределах этого материка были от-
четливо дифференцированы (рис. 13). В северной половине материка
80 100 120
Рис. 13 (условные обозначения см. на стр. 34).
выделяется бореальная (Сибирская) область распространения серо-
цветных мезомиктовых и полимиктовых песчано-глинистых толщ, в кон-
тинентальных и паралических разрезах угленосных, в морских — почти
бескарбонатных; в южной части материка — тропическая (Индо-Евро-
пейская) область, отличающаяся распространением в морских бассей-
нах карбонатных осадков, в континентальных — пестроцветных отло-
жений, состоящих из кварцевых песчаников и железистых глин. Гра-
ница Сибирской и Индо-Европейской литогенетических областей не
была стабильной. В лейасе она занимала наиболее южное положение,
пролегая по герцинским .массивам Западной Европы, далее через Ма-
лый Кавказ, Памир, Южный Тибет и Южный Китай. В среднеюрскую
и особенно в позднеюрскую эпоху она перемещалась к северу.
44
В Сибирской области осадки накапливались в самых раз-
нообразных палеогеографических обстановках и при самых разнообраз-
ных тектонических режимах. В геосинклинальных прогибах Верхоянско-
Колымской и Амурской областей формировались мощные толщи мор-
ских осадков; в Ленско-Вилюйском, Катангском и Западно-Сибирском
бассейнах накапливались толщи умеренной мощности и сложного фа-
циального состава с чередованием мелководно-морских,- прибрежных, и
континентальных осадков; в предгорных и межгорных впадинах Урала,
Казахстана, Южной Сибири, Средней и Центральной Азии возникли
очень сложные по составу и строению толщи континентальных осадков
с преобладанием русловых, пойменных, болотных и озерных фаций. Од-
нако, несмотря на такое разнообразие тектоно-формационных типов,
щрские отложения Сибирской области имеют много общих черт, связан-
ных с климатом этой территории.
Ранне- и среднеюрские отложения Сибирской области — это одно-
образные сероцветные терригенные толщи. Процессы выветривания
здесь- сводились в большой мере к механической дезинтеграции корен-
ных пород; химическое разложение пород и аутигенное минералообразо-
вание имели ограниченное развитие и подавлялись более энергичным
физическим выветриванием. -Поэтому обломочный материал терриген-
ных толщ Сибирской, области содержит много неустойчивых минералов.
Песчаники и алевролиты во всех седиментационных бассейнах Сибир-
ской области -являются кварцево-полевошпатовыми и полимиктовыми,
реже граувакковыми (локально). Глины гидрослюдистые, лишь в юж-
' ных районах содержащие примесь каолинита, галлуазита и бейделлита.
Карбонатные осадки отсутствуют, за исключением очень редких линзо-
видных про-слоев глинистых известняков и скоплений мергелистых кон-
креций. В аутигенном минералообразовании заметна роль железа, в
достаточно -больших количествах поступавшего из областей сноса. Шире
всего распространены пирит и сидерит, обычно разделенные по фа-
циальным зонам (сидерит чаще в осадках морского- мелководья, пи-
рит— на участках бассейнов -более глубоких и удаленных от берего-
вой -.линии). Глауконит и лептохлориты севернее Вилюйской впадины
в отложениях лейаса и доггера не .встречены. Однако это может быть
связано не с влиянием климата, а геосинклинальными условиями осад-
конакопления, не благоприятствующими накоплению аутигенных ми-
нералов.
Континентальные разрезы нижней и средней юры Сибирской об-
ласти поражают необычайным развитием осадков, накапливавшихся в
условиях сильно обводненных ландшафтов — озерно-болотных низмен-
ностях, в обширных поймах и в руслах рек. Даже в соседстве с невы-
сокими возвышенностями наблюдаются широкие шлейфы конгломера-
тов, сложенные хорошо окатанными гальками и валунами, транспорти-
ровка которых' могла осуществляться быстрыми многоводными реками.
.Привлекает внимание также обильная угленосность, проявившаяся в
ТОМ или ином объеме, во всех седиментационных бассейнах. При этом
среди раннеюрских углей представлены почти исключительно гелито-
диты,-образующиеся в сильно обводненных болотах. В общем все фа-
циальные особенности континентальных отложений Сибирской области
свидетельствуют .об обильном поверхностном стоке и равномерном в
течение года увлажнении. С полимиктовой терригенной формацией (и
отчасти мезомиктовой) совмещается зона максимального накопления
растительного углерода и углей.
С приближением к Индо-Европейской области литогенетический
тип осадков сибирской юры несколько изменяется: полимиктовые пес-
чаники и алевролиты постепенно уступают место мезомиктовым квар-
45
цево-полейошпатовым и преимущественно кварцевым разностям. В гли-
нах значительно возрастает содержание каолинита, в результате чего
они приобретают гидрослюдисто-каолиновый и преимущественно каоли-
новый состав. Мобилизация железа в корах выветривания интенсифици-
руется, и масштабы его аутигенного минералообразования увеличивают-
ся. В этой переходной (мезомиктовой) зоне находились седиментацион-
ные бассейны Русской платформы, Казахстана, Средней и Центральной
Азии, синеклйзы Ордосская и Сычуанская. Угленосность в зоне
развития терригенно-мезомиктовой формации обильно проявляется
только на участках предгорных прогибов, получавших водный и мине-
ральный сток от высоких гор; на участках же, противолежащих мелким
возвышенностям и граничащих с равнинами, угленосность слабая или
отсутствует вовсе. В среднеюрских углях, накапливавшихся на слабо,
обводненных участках прогибов,. содержится много фюзена, образую-
щегося в периодически подсыхающих болотах. Окраска терригенных
толщ ранней и средней юры в седиментационных бассейнах переходной
зоны изменяется из однородной серо-зеленой в ограниченно-пестроцвет-
ную. Здесь наряду с породами обычной серо-зеленой окраски появляются
породы светло-серого и даже белого цвета (песчаники) и коричневые —
от выделений сидерита и бурого железняка. Возрастает содержание же-
леза в осадках, представленного, главным образом, в форме сидерита.
Последний нередко образует залежи промышленного значения.
В Индо-Европейской области зональным литогенетиче-
ским типом является терригенно-олигомиктовая формация. Здесь роль,
химического выветривания возрастает и становится доминирующей, в
результате чего континентальные осадки состоят по преимуществу из
конечных продуктов распада алюмосиликатов: кварцевых песков, као-
линовых и железистых глин, встречаются образования типа ферриал-
литов, содержащие много железа в гидроокисной форме с примесью
небольшого количества свободного глинозема. Окраска этих осадков
ярко-пестрая, отчасти красноцветная. Локально в пестроцветной форма-
ции проявляется слабая угленосность.
Растительные остатки, в противоположность бассейнам Сибирской
области, здесь почти не подвергались консервации. Продукты их гние-
ния, насыщая поверхностные и грунтовые воды, сообщали средам вы-
ветривания и осадконакопления кислую реакцию, при которой высво-
божденные из силикатных минералов глинозем и кремнезем снова соз-
давали комплексные соединения.
Континентальные водоемы ранней и средней эпох юры в Сибирской
и Индо-Европейских областях содержали мало извести, на что указыва-
ла почти полная бескарбонатность оставленных ими песчано-глинистых
осадков, а также состав и характер раковин обитавшей в них пресно-
водной фауны, представленной или филлопода1ми с хитиновой ракови-
ной, или пресноводными пелециподами (ферганоконхи, сибиреконхи),
раковины которых, хотя и известковые, но тонкие, нежные (Мартин-
сон, 1964).
В Тетисе толщи ранней и средней юры сложены по преимуществу
глинами и мергелями при подчиненном количестве известняков. Раз-
витию этой умеренно карбонатной формации способствовал мощный
континентальный сток, с которым в моря поступало много терригенного
материала (главным образом, глинистого) и мало извести.
Поздняя юра. Литогенетические типы верхнеюрских отложений
показывают на потепление и иссушение климата в западных и цент-
ральных районах евразиатского пространства. Первые признаки потеп-
ления климата обнаруживаются уже в отложениях батского века сред-
ней юры. В них шире и дальше на север распространяются глауконит
46
и оолиты лептохлоритов. В глинах возрастает содержание бейделлита
до того, что в районах Казахстана, Средней и Центральной Азии (под-
вергшихся в поздней юре аридизации) они становятся смешанными гид-
рослюдисто-бейделлитовыми. В углях этих районов возрастает содер-
жание фюзенолитов — образований, связанных с периодически подсы-
хающими болотами.
В поздней юре возникает аридная область, охватившая Западную,
Среднюю и Юго-Восточную Европу, Закаспий, Казахстан, Малую, Пе-
реднюю, Среднюю и Центральную Азию, Тибет, Северо-Западную Ин-
дию и Аравийский щит. Максимум аридности пришелся на Оксфорд, ки-
меридж и титон, когда моря аридной области и прежде всего Западный
Тетис стали ареной почти исключительного накопления карбонатных
осадков: известняков, мергелей, известковистых глин. В карбонатных
осадках поздней юры большое распространение приобретают оолитовые
известняки,* разнообразные органогенные известняки, и в частности
рифы, которые можно видеть в разрезах Йоркшира, французской и
швабской юры, Бескид, а на Дальнем Востоке — на всем протяжении
Японских островов.
В зоне морского мелководья и лагун постоянно встречаются доло-
миты и гипсы. Особенно больших размеров сульфатное осадконакопле-
ние достигало во время титонской регрессии, когда оно в значитель-
ном объеме совершалось в Польско-Литовской впадине, в Преддобруж-
ском, Предкавказском и Предкопетдагском прогибах, в Таджикской
депрессии, на срединных массивах Ирана и на месопотамском склоне
Аравийского щита (рис. 14).
В бассейнах континентальной седиментации, оказавшихся в аридной
области, в позднеюрскую эпоху накапливались пестроцветы и красноцве-
ты, слагаемые кварцевыми и кварцево-полевошпатовыми песчаниками,
гидрослюдисто-каолиновыми глинами и их разностями, содержа-
щими много свободных гидроокислов 'железа, отчасти гидратов глино-
зема (ферриаллиты). Область накопления аридных пестроцветов и
красноцветов распространилась на север до Днепровско-Донецкой впа-
дины, Среднего Поволжья и южных районов-Западно-Сибирской низ-
менности. Угли и углистые породы в аридных пестроцветах и красно-
цветах полностью отсутствуют. В .них резко снижена роль болотных,
озерных и пойменных фаций и, соответственно, поднимается роль фаций
не постоянно функционирующих водотоков.
В периферических районах аридной области и в районах, распола-
гавшихся в соседстве с нею (например, Нижне-Зейская и Буреинская
депрессии) отложения поздней юры заключают прослои пресноводных
мергелей и известняков, показывающие на распространение здесь от-
крытых водоемов карбонатного класса.
Умеренно карбонатная терригенно-олигомиктовая формация, сло-
женная известковистыми глинами и песчаниками с прослоями глини-
стых известняков, получила развитие в пределах Средней Европы, Мос-
ковской и Печорской синеклиз и в южной части Западно-Сибирской низ-
менности. В эти районы переместился и пояс интенсивной экзогенной
мобилизации и миграции железа. В морях Дальнего Востока, где в
результате большой тектонической активности областей сноса форми-
ровались мощные толщи терригенных осадков, литогенетическим ана-
логом умеренно карбонатной формации может считаться ее зональный
вариант, несущий линзы известняков. Последние прослеживаются в Си-
хотэ-Алине до 47-й параллели.
* Оолиты образуются на пляжах теплых морей, эстуариев, подводных дельт со-
среднегодовой температурой морской воды не меньше 18—20° С.
47'
Терригенные осадки, накапливавшиеся, в континентальных и пара-
„лических обстановках северных районов Западно-Сибирской низменно-
-сти, Хатангской впадины, Ленско-Вилюйского и Южно-Якутского про-
гибов и седиментационных бассейнов Амурской области, относятся к
мезомиктовому типу. В их обломочном материале отсутствуют самые
неустойчивые минералы: пироксены, роговые обманки, основные плагио-
клазы и вообще число минеральных видов, представленных среди об-
ломков довольно ограничено. На участках мелководья и ослабленной
механической седиментации осадки обогащены глауконитом, лептохло-
ритом, конкрециями фосфатов. Континентальные разрезы мезомиктовой
терригенной формации отличаются обильной угленосностью (бассейны
Чулымо-Енисейский, Канско-Ачинский, Ленский, Южно-Якутский, За-
байкальские, Буреинский).
80 100 120
Рис. 14 (условные обозначения см. на стр. 34).
Полимиктовое терригенное осадконакопление, как зональное яв-
ление, сохранялось в поздней юре только в Верхоянско-Колымской и
Охотской областях, хотя и в них степень полимиктовости обломочного
материала, в общем, невелика — близка мезомиктовой.
Мел
Обзор литогенетических типов осадков
Русская платформа. В неокоме в период существования меридио-
нального Восточно-Русского моря-пролива в синеклизах платформы на-
капливались песчано-глинистые осадки с глауконитом и желваковыми
48
фосфоритами. Песчаники обладают высоким коэффициентом мономи-
неральности и часто оказываются чисто кварцевыми породами. Глины
по составу преимущественно каолинитовые. Породообразующая роль
карбонатного материала в неокомской толще невелика. Он накапли-
вался только в более глубоководных частях бассейна, находившихся
на >месте Печорской и Прикаспийской синеклиз. В первой из них от-
ложения неокома содержат лишь известково-доломитовые конкреции,
а во второй—пачки глинистых известняков. Характерно высокое содер-
жание в 'песчано-глинистой толще неокома соединений железа, пред-
ставленных в мелководных песчаных фациях глауконитом, а в зоне
алевритовых и глинистых осадков — сидеритом и анкеритом. На
Земле Франца-Иосифа отложения неокома представлены континенталь-
ными образованиями с чертами мезомиктовой формации и проявле-
ниями угленосности.
В апте в результате образования суши в области Волго-Двинского
водораздела Восточно-Русское море-пролив распалось. По западной
окраине Московской синеклизы появляются континентальные осадки,
чередующиеся с литоральными. В восточной части синеклизы, где мор-
ской бассейн также обмелел, накапливались глауконитоносные глины и
горючие .сланцы, близкие по литогенетическим признакам «бумажным»
сланцам Восточной Монголии и Северного Китая.
В альбе происходило дальнейшее осушение Московской синеклизы
и затопление Днепровско-Донской впадины. Осадки альба представ-
лены .кварцевыми песками и каолиновыми глинами, содержащими глау-
конит и желваки фосфоритов. В континентальных отложениях Москов-
ской синеклизы проявляется слабая угленосность.
В течение сеномана совершался переход от глауконитоносных пес-
чано-глинистых осадков нижнего мела к карбонатным отложениям
верхнего. Море углубляется и песчаные отложения постепенно отсту-
пают в прибрежные зоны бассейна. В туроне и коньяке во всех частях
бассейна накапливались мел и мелоподобные мергели. Привлекает
внимание широкое распространение мела— своеобразного литофици-
рованното известкового ила, сложенного скелетными остатками мелких
фораминифер и обломками скелетов более крупных организмов. Мел
отлагался в спокойном и неглубоком эпиконтинентальном море, окру-
женном плоской и аридизированной сушей, которая не могла посылать
в бассейн терригенного материала.
В сантоне по границе с североевропейским материком, в обширной
зоне морского мелководья накапливались осадки, богатые кремнеземом
(опоки и опоковидные глины). В более глубоких частях бассейна про-
должалось образование мела и глинистых известняков. В кампане и
Маастрихте имела место частичная регрессия, в результате которой
снова большое распространение получили осадки литорали—кварце-
вые пески с глауконитом и фосфоритами; кремнистое и карбонатное
осадконакопление соответственно ослабевают. В датском веке основное
пространство синеклиз Русской платформы осушается. Вышедшая из-
под морских вод толща мела подвергается воздействию выветривания
и карстовых процессов. Морское осадконакопление сохранялось лишь
в Прикаспийской синеклизе. В относительно глубокой части бассейна
формировались глинистые известняки, а в прибрежном мелководье —
известковистые песчаники.
Герцинская Европа. В неокоме массивы Армориканский, Централь-
но-Французский, Рейнский и Чешский представляли сплошной барьер
суши. Англо-Парижская впадина вмещала мелководный залив, далеко
не достигший палеозойского обрамления. В заливе накапливались зоо-
генные известняки, а на окружающей его низменности осадки речных,
4 В. М. Синицын, ч. 2 49
озерных и дельтовых фаций, с остатками пресноводных моллюсков и
рептилий.
Польско-Германская впадина представляла континентальную низ-
менность, на которую изредка наступало море. На ее поверхности от-
лагались пески и глины с единичными прослоями известняков. В альбе
море в обеих впадинах расширилось, но осталось мелким. Осадками
альба являются глауконитовые известняки и тидрослюдисто-ка1олино-
вые глины. В сеномане трансгрессия моря усиливается и осадконакоп-
ление становится по преимуществу карбонатным. На основных прост-
ранствах Англо-Парижского и Польско-Германского бассейнов теперь
отлагаются мел и мергели (глауконитсодержащие), а распространение
глауконитовых песков ограничивается узкой зоной литорали. В туронв'
и коньяке . накопление мела и мергелей охватило всю площадь этих
бассейнов; пески появляются лишь кое-где по самому побережью. В
сантоне в моря герцинской Европы в большом количестве поступал
кремнезем, отлагавшийся в мелководье в виде опок и совместно с кар-
бонатным материалом в виде кремнистого мела и кремнистых мергелей.
В кампане-маастрихте вынос кремнезема ослабевает, но размеры его
накоплений остаются все еще значительными. И только во внутренних,
частях бассейнов мел и мергели кампан-маастрихского возраста не со-
держат примеси кремнезема.
Западно-Сибирская низменность в течение всего мелового периода
была покрыта мелким морем, неустойчивым в своих границах. В усло-
виях чрезвычайно плоского рельефа даже незначительные изменения
общего гипсометрического уровня вызывали большие перемещения бе-
реговой линий то в направлении горного обрамления, то в сторону от
него. По окраинам низменности, и особенно в пределах Чулымо-Енисей-
ской впадины, принимавшей сток из Алтае-Саянской области, осадко-
накопление происходило по преимуществу в континентальных условиях.
В следующей зоне прибрежное мелководье.чередовалось с ландшафтом
приморской низменности. И только в центральных и северных районах,
наиболее опущенных и максимально удаленных от источников сноса,
устойчиво сохранялось море.
На всем пространстве Западно-Сибирского седиментационного бас-
сейна в меловом периоде накапливались сероцветные терригенные
осадки: песчаники и алевриты — в периферических районах и глини-
стые— в центральных и северных. Песчаники и алевролиты по составу
обломочного материала преимущественно кварцево-полевошпатовые,
глины смешанные гидрослюдисто-бейделлит-каолиновые и гидрослюди-
сто-монтмориллонитовые.
В северной половине бассейна терригенные отложения содержат
значительную примесь растительного детрита и местами линзы угля;
в южной половине они известковисты и в континентальных разрезах со-
держат пачки пестроцветов. Малое поступление в эту часть бассейна ор-
ганического углерода способствовало накоплению временами окислен-
ных красноцветных осадков.
Толщи западносибирского мела заключают большие концентрации
железа, главным образом в форме лептохлоритов и глауконита.. Леп-
тохлориты как наименее измененные и неустойчивые продукты накапли-
вались вблизи берега, а глаукониты — на некотором удалении, в зоне
течений, в условиях малого приноса терригенного материала.
С течением времени литогенетические типы осадков и ареалы рас-
пространения отдельных формаций изменялись. В готериве—барреме
пестроцветные отложения распространялись на север до Полярного
круга и временами достигали Усть-Енисейской впадины. В альбе и сено-
мане, наоборот, угленосные отложения покрывали всю территорию низ-
50
<мен'ности, вплоть до ее казахстанского борта. В коньяке, сантоне и
кампане, отчасти в .Маастрихте, в северо-западной части бассейна, кон-
центрировавшей пелитовый материал, происходила энергичная садка
кремнезема, приведшая к образованию и широкому распространению
опоковидных пород. В кампане и Маастрихте возросла известковистость
осадков; в ряде районов получили развитие фосфорито-кальцитовые
конкреции.
Хатангская впадина представляла озерно-аллювиальную низмен-
ность с морскими заливами на западе и востоке. Мел в ней выражен
сероцветной песчано-глинистой толщей, по всему разрезу содержащей
растительный детрит и пропластки ископаемого угля. Песчаники по
составу обломочного материала кварцево-полевошпатовые и полимикто-
вые с глауконитом; глины гидрослюдисто-бейделлитовые. Карбонатный
материал присутствует в форме конкреций. Важнейшими аутигенными
минералами являются лептохлориты, глауконит, сидерит, главные скоп-
ления которых тяготеют к сибирскому борту впадины. Местами прояв-
ляются фосфориты.
Изменения осадконакопления в историческом развитии проявилось
в следующей последовательности. Валанжин характеризовался значи-
тельным распространением глин, накоплением глауконита и лептохло-
ритов и локальными концентрациями фосфоритов. Готерив и баррем
представлены преимущественно песчаными осадками, сложенными ме-
нее сортированным материалом; глины этого возраста имеют бейдел-
литовый состав. Апт и альб выделяются преобладанием глин (среди
которых присутствуют и каолиновые) и максимальной угленостностью.
В верхнемеловых отложениях изменения выражаются, главным
образом, в колебаниях относительного содержания аутигенных минера-
лов: глауконита, лептохлоритов, сидерита и пирита, связанных с не-
которыми изменениями палеогеографической обстановки.
В Ленско-Вилюйском прогибе распространена нижнемеловая угле-
носная песчано-глинистая толща, накапливавшаяся в обстановке круп-'
ных опресненных бассейнов, дельт и заболачивавшихся низменностей.
Песчаники этой толщи кварцево-полевошпатовые, иногда с преоблада-
нием, аркозового материала; глины смешанные, но в основном гидро-
слюдистые. Для валанжина характерна небольшая известковистость
осадков с преимущественным развитием аутигенных карбонатов: каль-
цита, анкерита, доломита и сидерита. Известковистость возрастает в
Вилюйской части прогиба. В отложениях апта—альба сосредоточена ос-
новная угленосность. В самых верхах разреза, слабо угленосных, рас-
пространены пески с глауконитом и сидеритизированной древесиной.
В зоне Енисейского кряжа, предгорий Алтая и в Колывань-Томской
зоне в течение мелового периода развивались коры выветривания фер-
роаллитового типа. За счет размыва этой коры в небольших местных
седиментационных бассейнах и по окраинам Западно-Сибирской низ-
менности формировались толщи пестроцветных осадков, среди которых
К- В. Боголепов (1961) различает: гипсоносно-мергелистую формацию
неокома, сложенную полимиктовыми песками и мергелистыми монтмо-
риллонитовыми, иногда гипсоносными глинами; бокситоносную форма-
цию апта—альба, отличающуюся повышенным содержанием полутор-
ных окислов железа и алюминия, выделяющихся в виде скоплений ооли-
товых бурых железняков и бокситов, и формацию каолиновых глин и
кварцевых песков верхнего мела.
В направлении Западно-Сибирской низменности (Чулымская впа-
дина) эти пестроцветные мергелистые, бокситоносные и каолиново-
кварцевые отложения переходят в монотонную толщу сероцветных пес-
чано-глинистых осадков, накапливавшихся в условиях приморской рав-
4*
51
нины. Для сероцветной толщи характерно преобладание устойчивых
минералов в песчаниках и большое содержание каолинита в глинах.
Ее осадки содержат много растительного детрита и конкреций сидерита.
К северу пестроцветные отложения прослеживаются до 62-й парал-
лели, где также сменяются сероцветными угленосными отложениями.
Северо-Восточная Азия в меловом периоде являлась областью ис-
ключительного развития терригенных осадков. Конгломераты, песча-
ники различных гранулометрических типов, алевролиты и аргиллиты
слагают мощные толщи как в зонах морской, так и в зонах континен-
тальной седиментации. Карбонатный материал уже не образует само-
стоятельных накоплений и наблюдается лишь в отдельных горизонтах
в виде известковистого цемента и мелких мергельных конкреций. Песча-
ники терригенных комплексов кварцево-полевошпатовые и полимикто-
вые, глины г-ид-рослюдисто-бейделлитовые. Наиболее часто встречаемые
аутигенные минералы — сидерит и глауконит.
Континентальные толщи, краевых прогибов Колымского и Смолен-
ского массивов замечательны преимущественным распространением фа-
ций, связанных с постоянно и обильно увлажненными ландшафтами. В
частности, большое развитие в них получила болотная угленосная фор-
мация (Зырянский бассейн).
В позднемеловую эпоху в результате общего поднятия Верхоянско-
Колымской области геосинклинальное осадконакопление перемещается
в Корякско-Камчатскую зону. При этом литогенетический тип его от-
носительно нижнемелового существенных- изменений не претерпел,
только сократился масштаб угленакопления.
В Забайкалье нижнемеловое осадконакопление происходило в меж-
горных долинах в условиях сильно обводненных ландшафтов, на что'
указывает преобладание в осадочной толще пойменных, озерных и бо-
лотных фаций. Характерно преимущественное развитие в Забайкаль-
ском нижнем меле кварцево-полевошпатовых песчаников, иногда при-
ближающихся к аркозовым разностям. Глины сложены гидрослюдой,
бейделлитом и каолинитом, представленными в переменных количест-
вах; в угленосных пачках состав глин -близок мономинеральному—као-
линовому. Из аутигенных минералов больше всего распространен си-
дерит.
В конце нижнего мела (апт — альб?) осадконакопление во впади-
нах Забайкалья прекратилось.
На Дальнем Востоке осадконакопление продолжалось в течение
всего мелового периода. Во впадинах Верхне-Амурской, Амурско-Зей-
ской, Верхне-Зейской и Буреинской оно происходило в континентальных
условиях, а во впадинах нижнего Амура, Уды и Сихотэ-Алиня было по
преимуществу морским. В континентальных бассейнах в зависимости
от их размеров и характера окружающей местности преобладают то
речные, то озерные фации.
Все разрезы дальневосточного мела, как континентальные, так и
морские толщи, сложены сероцветными терригенными осадками, среди
которых много конгломератов. Степень полимиктовости песчаного и
галечного материала, а также глин здесь несколько выше, чем в За-
байкалье. Континентальные толщи всех дальневосточных впадин угле-
носны. Главная фаза угленакопления в амурской группе впадин прихо-
дится на валанжин — готерив, а в приморской группе (Суйфун и
Сучан) — на апт—альб и сеноман. Известняки в морской серии появ-
ляются отдельными линзами в южном Приморье, а в Японии — на ост-
рове Хоккайдо; дальше к югу они учащаются и размеры тел возрастают.
Восточная Гоби, Сунляо, Рёсеки — три обширных седиментацион-
ных бассейна мелового периода со сходными литогенетическими чер-
52
тами, связанными с их одинаковым положением в зоне, переходной от
гумидного климата Амурского бассейна и Забайкалья к аридному кли-
мату Центральной Азии и Китая.
Восточно-Гобийская депрессия, наиболее удаленная от океана, по-
лучала меньше атмосферной влаги, но близость к горам Хангая и За-
байкалья обеспечивала ей обильное поверхностное орошение. Вся тер-
ритория депрессии была покрыта крупными, но неглубокими водоемами;
в - которых накапливались песчаники, алевриты и глины, а вдоль гор
Хангая и Кентея— также и конгломераты. В периферических частях
водоемов среда была резко окислительной, на что указывают сингене-
тические образования гематита, лимонита и гидроокислов марганца.
По мере удаления от побережий окислительная среда сменялась слабо-
восстановительной, при которой железо выпадало уже в форме лепто-
хлоритов (шамозита); в наиболее глубоких частях бассейнов появляется
пирит. В зоне окислительных обстановок осадки приобрели по преиму-
ществу красный и бурые цвета, а в зоне восстановительных обстано-
вок—серо-зеленые и серо-черные. .
Конец готерива, баррем и начало апта (дзунбаинская свита) оз-
наменовались аридизацией климата. Гобийские бассейны осолоняются,
в их осадках широко распространяются аутигенные доломит и гипс,
появляются прослои известняков и своеобразные «бумажные» сланцы,
представляющие литофицированные сапропелевые илы.
Во второй половине апта и в альбе водоемы Восточной Гоби снова
опресняются, и по их побережьям развивается угленакопление; среди
аутигенных минералов распространяется сидерит.
В верхнем мелу крупных водоемов в Восточно-Гобийской депрес-
сии уже не существовало. Объемы осадков бассейновых фаций резко
сокращаются, в особенности мало оказывается осадков, формирую-
щихся в условиях восстановительной среды. На первое место выдви-
гаются речные фации. В связи с увеличением дистанций переноса обло-
мочного материала улучшается его окатанность. Меловые песчаники
Восточно-Гобийской депрессии в основной массе кварцево-полевошпа-
товые, а глины — гидрослюдисто-монтмориллонитовые с примесью као-
линита. Красноцветность отложений мела постепенно ослабевает к се-
веро-востоку; ее последние проявления отмечаются в котловине Далай-
нора. Альбская угленосность прослеживается до Гобийского Алтая, где
она уже представлена отдельными скоплениями углефицированной дре-
весины.
Пестроцветные отложения нижнего мела в Сунляо (бассейн р. Сун-
гари) также накапливались в крупных внутриконтинентальных водое-
мах, дифференцированных по окислительно-восстановительному потен-
циалу. Осадки, формировавшиеся в прибрежном мелководье, имеют
красный цвет от обильных выделений окислов железа, а осадки внутрен-
них частей водоемов, концентрирующие много органического вещества
и железа в форме лептохлоритов (шамозита), — серо-зеленый и серо-
черцый цвета. В составе меловой толщи Сунляо представлены кварце-
во-полевошпатовые песчаники и гидрослюдисто-монтмориллонитовые
глины; конгломераты наблюдаются только в соседстве с горным обрам-
лением— Большим Хинганом и Чанбайшанем.
В Сунляо, как'И в Восточно-Гобийской депрессии, фиксируется го-
терив-барремский аридный максимум, с которым связано появление
оолитовых известняков и «бумажных» сланцев, и гумидная фаза аль-
ба, выраженная в разрезе слабой угленосностью. Верхнемеловая эпоха
и здесь ознаменовалась сокращением размеров водоемов и, соответст-
венно, усилением речного осадконакопления. Глины верхнего мела от-
53
личаются повышенным содержанием монтмориллонита (Саркисян, Ко-
тельников, 1962).
Бассейн Рёсеки, располагавшийся на месте современного Япон-
ского моря, имел наиболее низкий гипсометрический уровень. Его ос-
новное пространство занимал мелководный морской залив с неустой-
чивой береговой линией. Осадками этого бассейна являются конгломе-
раты, песчаники, алевриты и глинистые сланцы в морских разрезах
заключающие рифы известняков с орбитолмнами, кораллами, строма-
топорами и иглокожими. Континентальные фации в северной половине
бассейна исключительно сероцветные, угленосные, а в южной — соло-
новатоводные, с пачками красноцветов.
На водораздельных пространствах Большого и Малого Хингана
и гор Чанбайшань в меловом периоде, по-видимому, протекали про-
цессы ферросиаллитового и ферроаллитового выветривания. В районе
Спасска и Приханкинской низменности на выходах докембрийских и
палеозойских карбонатных толщ отмечены проявления бокситов ди-
аспорово-бемитового состава, из которых получены споры растений
нижнемелового возраста. В этих же районах на массивах ультраоснов-
ных пород установлены признаки никелевого оруденения, связанного с
корой выветривания. >
Центральная Азия являлась областью значительного развития кон-
тинентальной седиментации. Крупные седиментационные бассейны
располагались в предгорных прогибах Тянь-Шаня, Нань-Шаня и
Куэнь-Луня, а также в синеклизах Ордосской и Сычуаньской. Во всех
этих бассейнах накапливались красноцветные осадки — вблизи гор
песчаные с конгломератами, а в зоне равнинного обрамления алеври-
то-глинистые. В Таримском бассейне, Восточной Джунгарии, Гашунь-
ской Гоби и Западном Алашане красноцветы сложены недостаточно
хорошо окатанным и сортированным 'материалом, нередко напоми-
нающем выносы временных потоков. Характерна почти повсеместная
гипсоносность осадков. На территории Ордоса, Шаньдуни и Сычуани,
а также части Восточно-Гобийской депрессии, лежащей за Гобийским
Алтаем, гипсоносность проявляется лишь локально и незначительно.
Резко возрастает роль озерных фаций, причем среди красноцветовпо-
являются пачки песчаников и глин серо-зеленой окраски, формировав-
шихся в условиях восстановительной среды достаточно глубокого во-
доема. Местами появляются прослои пресноводных известняков и
«бумажных» сланцев.
В позднемеловую эпоху западная и восточная части Центральной
Азии развивались в противоположных направлениях. В восточной
части, испытывавшей общерегиональное поднятие, происходил распад
седиментационных бассейнов на более мелкие, завершившийся почти
полным прекращением осадконакопления к концу периода. В поздне-
меловых отложениях Южной Гоби, Алашаня, Ордоса и Сычуани под-
нимается роль речных фаций, возрастают дистанции переноса обло-
мочного материала к месту осаждения, в связи с чем улучшается его
окатанность. Зона накопления растительного углерода в позднем мелу
переместилась еще дальше к Тихоокеанскому побережью.
В западной половине Центральной Азии, характеризовавшейся
общим нисходящим развитием рельефа, седиментационные бассейны
расширились и углубились. В Предкуэньлунский прогиб, проникают
воды экзогирового моря Средней Азии и возникает Кашгарский залив-
лагуна. Осадками этого залива являются красноцветные песчаники и
глины, мергели, ракушечники и гипсы.
Песчаники и конгломераты красноцветных толщ мела Централь-
ной Азии образованы обломочным материалом довольно пестрого со-
54
става, отражающего комплексы пород местных областей сноса. Глины
сложены гидрослюдой и монтмориллонитом, они, в отличие от глин
Юго-Восточной Азии, обогащенных глиноземом и бедных SiO2, имеют
состав, также близкий среднему составу местных пород.
Средняя Азия. В неокоме море покрывало относительно неболь-
шие площади в западной и юго-западной частях региона (Копет-Даг,
Юго-Западная часть Таджикской депрессии, Закаспий). В открытом
море отлагались известняки с прослоями мергелей и известковистых
песчаников. На отмелях получили распространение известняки оолито-
вого сложения. В окраинных частях бассейна морские карбонатные
осадки замещаются континентальными красноцветами с пачками гип-
сов и отдельными слоями ракушечников.
В периферических впадинах Западного Тянь-Шаня (Таджикской,
Ферганской, Бухарской и Приташкентской) неоком выражен конти-
нентальными красноцветами и пестроцветами озерного и аллювиаль-
ного происхождения. По предгорьям распространены пролювиальные
фации' и массивы эоловых песков. Континентальные красноцветы нео-
кома отличаются высокой карбонатностью. Среди них нередки пачки
, смешанных терригенно-карбонатных пород, слои пресноводных извест-
няков, а также доломиты и гипсы, образовавшиеся в бассейнах не нор-
мальной солености. В обломочном материале красноцветов постоянно при-
сутствуют полевые шпаты, вынос которых происходил даже из обла-
стей совершенно выравненного рельефа. Обломочный материал плохо
сортирован и плохо окатан. Глины этих отложений преимущественно
гидр ©слюдистые и монтмориллонит-тидрослюдистые.
В Приаралье неокому отвечают пестроцветные песчанистые глины
с мергелистыми стяжениями и прослоями доломитизированных извест-
няков. На территории Тургая, Южного Урала и Кокчетавского мас-
сива Казахстана тем . временем происходило накопление элювиальных
продуктов коры выветривания преимущественно каолинитового со-
става .
На апт и альб приходится первая стадия развития морской транс-
грессии, перекрывавшей почти всю равнинную Среднюю Азию. В апт-
альбском морском бассейне отлагались сероцветные терригенные
осадки с преимущественным развитием олигомиктовых глауконитсодер-
жащих кварцевых песков и гидрослюдисто-бейделлитовых глин. В фаци-
ях отмелей и прибрежной зоны содержатся известковые конкреции и
фосфоритовые желваки. В Таджикском заливе в отложениях апта-аль-
ба отмечены единичные прослои известняков и ракушечников.
В периферических депрессиях Западного Тянь-Шаня апту—альбу
отвечает часть континентальной серии с преобладанием пород желто-
серой и серо-зеленой окраски, связанной с переходом железа в закис-
ную форму. Накопление серо-зеленых осадков апта—альба происхо-
дило во внутренних озеровидных водоемах, которые в это время были
особенно обширными и глубокими.
В Тургае и Приаралье континентальный апт—альб представлен
пестроцветньгми песчаниками и глинами, заключающими прослои
углей и линзы бокситов. Глины этой толщи имеют существенно каоли-
новый состав и постоянно содержат некоторое количество свободных
гидратов глинозема. Обломочный материал песчаников представлен
устойчивыми минералами. На участках Центральных Кызыл-Кумов, не
затапливавшихся альбским морем, сделаны находки мощной каолино-
вой коры выветривания (Рахимова, 1959).
В сеномане, туроне и коньяке, в морском бассейне, размеры кото-
рого продолжали увеличиваться и достигли северного Приаралья, на-
55
капливались глинисто-карбонатные осадки: мергели, известковистые
глины, отчасти, глинистые известняки и ракушечники.
В периферических депрессиях западного Тянь-Шаня, периодически
затапливавшихся морем, накапливались мергели, известняки, ракушеч-
ники, а также замещающие их на окраинах бассейнов красноцветные
пески и глины. Роль органических растворителей здесь была мини-
мальной, поэтому железо большей частью выпадало в виде труднорас-
творимого гидрата окиси, который в этих породах содержится в коли-
честве до 6—8% от их общей массы.
В морских заливах Тургая тем временем происходило отложение
кварцево-глауконитовых песков с фосфоритовыми желваками и песча-
ников с 'пластами оолитовых железных руд, а на прибрежных равни-
нах накапливались пестроцветные глины каолинит-байделлитового
состава с линзами бокситов и прослоями углистого аргиллита. Для сан-
тона характерно появление писчего мела на Мангышлаке и прослоев
опоковидных глин в Тургае.
Верхнемеловая трансгрессия достигла максимума в конце кампа-
на — первой половине Маастрихта. В это время писчий мел, мелопо-
добные известняки и мергели с локальными проявлениями желваковых
фосфоритов отлагались по всей территории Приаралья и частично рас-
пространялись на Тургайский прогиб. С регрессией верхнемелового
моря (конец Маастрихта — даний) в Тургае связано накопление глау-
конит-кварцевых песков местами с интенсивным образованием желез-
ных оолитов и концентраций крупных желваков фосфоритов. В
периферических депрессиях западного Тянь-Шаня регрессия конца
Маастрихта — дания была причиной широкого распространения конти-
нентальных красноцветов и гипсов.
На равнинах Центрального Казахстана и на отлогих склонах гор
западного Тянь-Шаня в течение всего мелового периода формирова-
лись коры выветривания, преимущественно каолиновые (в отдель-
ных районах со значительным содержанием свободных гидратов
глинозема)—на территории Кокчетавского массива, Улутау и Тениз-
ской впадины, и ’ каолинит-монтмориллонитовые — в обрамлении Чуй-
ской мульды, Ферганы и Таджикской депрессии. Мощность меловой
коры выветривания в сохранившихся останцах обычно не превышает
10—15 ж.
Тетис. Фанратшле условия осадконакопления в Тетисе были ис-
ключительно разнообразными в связи с чрезвычайной дифференциа-
цией и динамичностью рельефа этой области.
Альпийская часть Тетиса отличалась чередованием прогибов, вы-
полненных мергелями и слоистыми известняками с глубоководным
фаунистическим комплексом, и узких кордильер, представлявших то
отмели, то островные суши. В неокоме кордильеры были по преиму-
ществу затоплены, и на них получила развитие ургонская фация белых
зоогенных известняков, состоящих из раздробленных и переотложен-
ных обломков фораминифер, кораллов, строматопор, мшанок, руди-
стов, нериней. Во второй половине апта и в альбе многие участки
кордильер были осушены и явились местом накопления серии континен-
тальных пестроцветов с бокситами, красными глинами (несущими ос-
татки динозавров), озерными мергелями и лигнитами.
Для карпатско-кавказской ветви Тетиса характерно значительное
распространение песчано-сланцевого флиша, накапливавшегося в узких
тектонических трогах, среди областей морского мелководья с преиму-
щественно карбонатными осадками.
Ближневосточная часть Тетиса замечательна наличием обширных
срединных массивов, разделяющих его на две геосинклинальныеветви:
56
Понт-Эльбурс-Копетдагскую и Тавр-Загрос-Мекранскую. В раннемело-
вую эпоху срединные массивы по преимуществу были континенталь-
ными равнинами и отчасти низменностями, на которых накапливались
красноцветы. Морские отложения этого возраста в основном получили
развитие в геосинклинальных прогибах, где они представлены как
карбонатными, так и терригенными осадками.
В альбе началась трансгрессия моря, с которой были связаны вре-
менная вспышка терригенного осадконакопления и распространение
внетропических фаун (ауцеллы) до северной Турции. К концу сенома-
на — началу турона море покрыло почти все пространство срединных
массивов. Это море было мелким и оставило толщу известняков и мер-
гелей, в значительной части зоогенных. Морской серии на срединных
массивах Ирана подчинены пачки доломитов и гипсов, а на террито-
рии Турции и Ливана — пестроцветные отложения с линзами боксита
и лигнита.
На месопотамском склоне Аравийского щита в раннемеловую
эпоху накапливались красноцветные песчаники пролювиальной и эоло-
вой фаций, а в позднемеловую эпоху — осадки морского мелководья:
известняки, и мергели с прослоями доломитов, гипсов и мелоподобных
фосфоритоносных известняков.
Индо-тибетская часть Тетиса выделялась значительной ролью тер-
ригенных осадов в связи с близостью областей энергичной денудации.
В Белуджистанской зоне накапливался мощный песчано-сланцевый
флиш, который только на склоне Индостанской платформы (Гуджа-
рат) сменяется известняками и мергелями эпиконтинентального харак-
тера. В Тибете, особенно восточном, мел по преимуществу представлен
континентальными красноцветами. Карбонатное осадконакопление
здесь значительного размаха достигало только в позднемеловую эпоху,
когда преобладающая часть Тибетской низменности была затоплена
морскими водами.
Индостанская платформа. На территории Пакистанской синеклизы-
в раннемеловую эпоху простиралась приморская низменность с пестро-
цветными песчано-глинистыми осадками, в которых находят редкие от-
печатки растений. В позднемеловую эпоху низменность затопило мел-
кое море, оставившее известняки и мергели.
В позднем мелу море с карбонатными осадками проникло и в се-
верную часть Бомбейской синеклизы (долина р. Нарбады). Однако
южная часть этой синеклизы сохраняла ландшафт приморской низмен-
ности. Накапливавшиеся на ее поверхности пестроцветные пески и гли-
ны заключают остатки пресноводных моллюсков, рептилий и растений..
Позднемеловое море распространялось и по бенгальскому побе-
режью Индостана, где оно оставило слои ракушечников, песков и гип-
соносных глин, в которых наряду с мелководной морской фауной (во-
доросли, пелециподы) обнаружены стволы деревьев, кости рыб и
рептилий. В Бирманской синеклизе накапливалась мощная песчано-
сланцевая серия с прослоями известняков, учащающихся к югу и,,
наоборот, выклинивающихся к северу, где на смену им приходят конти-
нентальные пачки с углистыми прослоями. В противоположность крас-
ноцветным осадкам Тибетского плато, обломочный материал которых,
отличается довольно пестрым петрографическим составом, пестро-
цветы, отлагавшиеся в седиментационных бассейнах Индостанской
платформы, характеризуются преимущественным распространением-
кварцевых песчаников, железистых и высокоглиноземистых глин.
Части Юго-Восточной Азии — Катазия, Индосиния и Сунда —
представляли области расчлененного и, в общем, возвышенного релье-
фа. Осадконакопление здесь совершалось в небольших по размерам
57
межгорных впадинах и депрессиях плато. В целом меловые отложения
этой части континента характеризуются развитием фиолетово-красных
песчаников и конгломератов, реже аргиллитов с прослоями пресновод-
ных мергелей. Весьма значительную роль в разрезах катазиатского и
индосинийского мела играют вулканические породы.
Обломочный материал в конгломератах и песчаниках имеет мест-
ное происхождение, он хорошо окатан; степень его разложенности
достаточно высокая, поэтому среди конгломератов нередки чисто квар-
цевые пуддиНги. Известковистость местных красноцветов в общем
слабая, а гипс вообще отсутствует. В песчаниках и аргиллмях часто
наблюдаются растительные остатки, пресноводные моллюски и кости
динозавров (в Лаосе).
В Индонезийской геосинклинали фации меловых отложений раз-
виты поясами, что является следствием ее зональной дифференциации.
По границе с материковой Сундой выделяется шельфовая зона, в ко-
торой меловые разрезы сложены известняками и мергелями с разно-
образными органическими остатками. Во внутренней зоне геосинкли-
нали мел выражен почти исключительно сланцами и песчаниками,
местами грауваккового типа.
Общая характеристика процессов денудации
и осадконакопления
В пределах меловой Евразии процессы литогенеза были диффе-
ренцированы в зависимости от тектонического режима и климатиче-
ских условий. Влияние тектонического режима особенно было велико
в седиментационных бассейнах восточной окраины континента, где в
условиях чрезвычайно динамичного рельефа накапливались мощные
толщи сероцветных песчано-глинистых осадков, относительно однооб-
разных на всем пространстве от Чукотки до Индонезийского архипе-
.лага. Признаками, указывающими на зональные различия климата,
служат лишь общая известковистость терригенных осадков и линзы
известняков рифового характера, отмеченные в бассейнах Юго-Восточ-
ной Азии и отсутствующие на северо-востоке.
Средняя и Восточная Европа и Западная Азия, наоборот, отлича-
лись плоским слабоподвижным рельефом. Меловые осадки этой части
материка обладают малой мощностью и пестрым составом. Среди них
преобладают образования, сложенные продуктами глубокого выветри-
вания, прошедшими совершенную дифференциацию в процессе пере-
носа. На литогенетических чертах этих осадков сильнее сказались кли-
матические условия образования, чем особенности тектонического
режима. Северная половина Евразии даже в платформенных обста-
новках характеризовалась накоплением сероцветных песчано-глини-
стых толщ олигомиктового, мезомиктового и полимиктового типа
(рис. 15, 16, 17).
Терригенно-олигомиктовая формация получила развитие в Сред-
ней и Юго-Восточной Европе и в Западном Казахстане. Ее пески от-
личаются высоким коэффициентом мономинеральности и часто бывают
представлены почти чистыми кварцевыми разностями. Глины сущест-
венно каолинитовые, при этом содержание их в разрезе всегда значи-
тельное. С континентальным вариантом терригенно-олигомиктовой
формации бывают связаны появление слабой угленосности в виде
углистых аргиллитов и линз бурого угля. Морские разрезы этой фор-
мации отличаются значительным содержанием карбонатных, кремни-
сто-карбонатных и терригенно-карбонатных осадков (мел, известняки,
мергели, ракушечники, известковистые глины, кремнистые известняки
58
и мергели) и, в общем, по содержанию извести могут рассматриваться
как умеренно карбонатные.
Аутигенные минералы содержатся в большом количестве. Наи-
более обычны глауконит и фосфориты, проявляющиеся как в терриген-
ных, так и в карбонатных осадках.
К северу и северо-востоку терригенно-олигомиктовая формация
сменяется терригенно-мезомиктовой, развивавшейся в условиях менее
теплого равномерно-влажного климата. Уже на территории Печорской
синеклизы и Западно-Сибирской низменности в песках появляется зна-
чительное количество малоустойчивых минералов, в результате чего эти
осадки приобретают кварцево-полевошпатовый состав. Глины тем вре-
менем из существенно каолинитовых переходят в гидрослюдисто-каоли-
нитовые и каолинит-бейделлитовые. В морских разрезах уменьшается
карбонатность: совершенно исчезают известняки, мергели и мел, но
еще сохраняются в осадках известково-мергельные конкреции. При
этом повышается содержание в толще растительного детрита.
На территории Хатангской впадины, Ленско-Вилюйского прогиба
и в грабенах Забайкалья содержание малоустойчивых минералов уве-
личивается настолько, что аркозовый минерал в ряде случаев дости-
гает преобладания над кварцевым. Глины становятся существенно
гидрослюдистыми, и содержание их в разрезах заметно падает. Мерге-
листые конкреции становятся редкими.
В пределах Верхоянско-Колымской области, Амурского края и
Приморья наряду с кварцево-полевошпатовыми песчаниками значи-
59
80 JOO 120
Рис. 16 (условные обозначения см. на стр. 34).
ВО 100 120
Рис. 17 (условные обозначения см. на стр. 34).
тельное распространение получают полимиктовые разности. Однако по-
явление последних не столько связано с климатическими . условиями,
сколько с повышенной мобильностью этих областей и возраставшей
здесь интенсивностью процессов сноса и осадконакопления. И в севе-
ро-восточных областях осадки, накапливавшиеся на участках менее
энергичной седиментации, содержат выделения глауконита и редкие
мергельные конкреции.
Континентальные разрезы терригенно-мезом'И'Ктовой формации (а
в тектонически активных областях — полимиктовой формации) отли-
чаются исключительным развитием фаций, связанных с постоянно и
обильно обводненными ландшафтами: многоводными реками, озерами
и болотами. В связи с подобным фациальным составом терригенно-
мезо-миктовой формации находится и ее обильная угленосность. С ее
ареалом совпадает пояс массового накопления растительного углерода
и углей.
Содержание аутигенных минералов в осадках терригенно-мезомик-
товой формации в целом понижается, при этом происходит изменение
количественных соотношений глауконита и лептохлоритов в пользу по-
следних, представляющих продукты менее глубокого изменения.
К югу от герцинских массивов Европы, Карпат и Болыпото Кав-
каза характер терригенно-олигомиктовой формации меняется, но иначе,
чем к северо-востоку. В ней меньше становится каолинита и вместе с тем
значительное распространение получают свободные тидроокислы А1 и
Fe, а также кремнезем. Глауконит становится редким. Среди отложе-
ний открытого моря умеренно карбонатная формация сменяется высо-
кокар'бонатной формацией, сложенной по преимуществу органогенными
известняками. В пределах Тетиса карбонатоносны все осадки, в том
числе осадки флишевой формации, формировавшейся в условиях энер-
гичной седиментации, при которой влияние климатического фактора в
-значительной мере подавляется. Флиш Тетиса сложен осадками с вы-
соким карбонатным фоном — известковистыми песчаниками и мергели-
стыми сланцами.
Описанная картина литогенетической зональности меловых отло-
жений Евразии, отражающая термические различия климата северной
и южной частей материка, осложнена накладывающейся на нее зо-
нальностью, связанной с распределением увлажнения.
Аравийский щит, Иран, южная часть Средней Азии, Таримский
бассейн с Гашуньской Гоби и Алашань составляли наиболее сухую
часть аридной области Евразии. На их территории континентальные
•отложения мела представлены преимущественно в пролювиальных фа-
циях; встречаются даже эоловые образования. Обломочный материал
этих отложений плохо окатан и сортирован; содержит много минера-
лов, не устойчивых к-выветриванию. Глин в разрезах мела такого экс-
трааридного типа мало, а их чистые (отмученные) разности отсутст-
вуют вообще. Ведущими минералами глин являются гидрослюды и
монтмориллонит. Все осадки обильно известковисты и гипсоносны.
Органические остатки в них редки. Коры выветривания в сохранив-
шихся останцах маломощны и пестры по составу, отражая различия в
петрографическом составе пород субстрата.
Северная часть Средней Азии с Приаральем, Казахстан с южными
районами Западно-Сибирской низменности, Джунгария, Монголия, Се-
верный и Центральный Китай, Тибет составляли внешнюю зону арид-
ной области, переходную к гумидным поясам. В ее пределах меловые
красноцветы содержат меньше извести, а гипс проявляется локально.
Общая песчанистость осадков уменьшается, при этом в песчаниках
меньше становится неустойчивых минералов; улучшается окатанность
61
и сортировка материала. Поднимается роль аллювиальных и озерных
фаций. Возрастает содержание глин, несущих свободные гидроокислы
железа. Для меловых отложений внешней зоны аридной области ха-
рактерно присутствие прослоев пресноводных известняков и пачек ли-
тофицированных сапропелевых илов («бумажные» сланцы), накапли-
вавшихся в обширных мелких озерах. Органические остатки здесь уже
не являются редкостью. К внешней зоне аридной области относятся все
самые значительные находки остатков меловых динозавровых фаун.
Среди остатков растений обнаруживаются и 'мезофильные формы.
В морях Месопотамии, Ирана, Средней Азии и Кашгарии, Белуд-
жистана и Тибета, находившихся в пределах аридной области, в лагу-
нах (и в зоне мелководья вообще.) накапливались осадки карбонатно-
сульфатной формации, ведущими литологическими компонентами
которой являются известняки, мергели, доломиты, гипсы, известкови-
стые и гипсоносные глины, ракушечники. Характерно, что карбонат-
ные и сульфатные осадки этой формации обычно распространяются до
самого берега суши, не имея оторочки из терригенных песков лито-
рали.
Доломитообразование в меловом периоде происходило в ограничен-
ном объеме и только в пределах экстр а аридной области Западного Те-
тиса и связанных с ним эпиконтинентальных морей. Его ослабление
связывают (Страхов, 1963) с падением щелочного резерва морских
вод, понижением парциального давления СОг и повышением содержа-
ния в морской воде сульфат-иона, в результате чего доломитовое ве-
щество могло достигать состояния насыщенного раствора только в
условиях крайнего испарения экстрааридной области.
Самостоятельную литогенетическую провинцию, связанную со сре-
диземноморским климатом, составляли Средняя и Южная Европа,
Малая Азия и Закаспий, в которой морские толщи отличаются исклю-
чительным развитием карбонатных пород (экстракарбонатная форма-
ция), большим распространением чисто кремнистых осадков и продук-
тов латеритового выветривания в континентальных фациях.
Особой литогенетической провинцией следует рассматривать и
Юго-Восточную Азию, в которой, вследствие большой тектонической
активности, формировались толщи песчано-глинистых осадков с от-
дельными линзами известняков рифогенного характера. Рифы просле-
живаются до северных островов Японского архипелага. Континенталь-
ные разрезы мела Юго-Восточной Азии сложены красноцветами и
пестроцветами с чертами ферросиаллитовых образований. Им свойст-
венно высокое содержание глин почти исключительно каолинитового.
состава, чистых кварцевых песков и кварцевых пуддингов, большие
концентрации железа в виде тонкодисперсных выделений гидроокис-
лов, низкая карбонатность, частое присутствие растительных остат-
ков,. а иногда и линз угля, пониженное содержание свободного гли-
нозема.
Границы литогенетических областей на территории. Евразии в те-
чение мелового периода не сохранялись постоянными. Наиболее круп-
ные изменения в характере литогенеза были связаны с колебаниями
режима увлажнения, которые поэтому отчетливее всего проявились на
осадках бассейнов, лежавших на границе аридной и гумидной об-
ластей.
Валанжин и начало готерива были временем умеренной аридиза-
ции, свидетельство чего мы находим в преимущественном распростра-
нении сероцветов в седиментационных бассейнах Московской синеклизы
и Западно-Сибирской низменности, не говоря уже о седиментацион-
ных бассейнах более высоких широт. Осадки этого возраста отличает
62
большое содержание растительного детрита и железистых минера-
лов — главным образом глауконита и лептохлоритов.
Конец готерива — баррем — начало апта характеризовались уси-
лением ар'идизации климата, выразившемся во вспышке карбонатного'
осадконакопления в западной половине Тетиса (ургонская фация),
расширении ареала распространения красноцветов,.охватившего теперь
всю южную половину Западно-Сибирской низменности; в осолонении
водоемов периферической зоны аридной области (Восточная Гоби,,
Сунляо, Ордос, Сычуань, Приаралье) и распространении здесь аути-
генного гипса и доломита, массовом накоплении сапропелевых илов в-,
седиментационных бассейнах Поволжья, Восточной Гоби и Сунляо..
В Московской синеклизе в это время наряду с глауконитом большое-
распространение получили сидерит и анкерит. Вообще, пояс экзоген-
ной мобилизации и миграции железа (находящихся в парагенезисе с
терригенно-олигомиктовой формацией) в готериве—барреме был от-
теснен разросшейся аридной областью на окраины континента.
Вторая половина апта и альб ознаменовались смягчением климата
и связанным с этим смещением зоны сероцветного осадконакопления
(терригенно-олигомиктового типа) на ют—до Средней и Центральной:
Азии включительно. Вместе с нею продвинулись в центральные районы
материка зона интенсивной экзогенной мобилизации и миграции железа
и зона угленакопления, слабые проявления которого отмечаются даже
в отложениях Польско-Германской.впадины (северо-восточные районы),
в Московской синеклизе, по всему пространству Западно-Сибирской
низменности, в Приаралье, в Восточно-Гобийской депрессии и Сунляо.
Конец апта—альб были временем интенсификации угленакопления в=
гумидных областях Северной и Северо-Восточной Азии. Этот возраст
имеют крупнейшие накопления углей Ленско-Вилюйского прогиба,
Южно-Якутской депрессии, Зырянской впадины, депрессий Амурской
области, бассейна Рёсеки. Угли апта—альба известны также в Восточ-
ной Гренландии, на Шпицбергене, Новосибирских островах и на Аляске.
Накопление углей происходило в условиях значительного обводне-
ния, вследствие чего растительный материал подвергался полному разло-
жению и превращению в гелефицированную массу. Фюзенсодержащие
полосчатые угли, накапливавшиеся в болотах, где периоды силь-
ного обводнения чередовались с периодами подсыхания поверхности,
распространены только в месторождениях, близко расположенных к
аридной области: месторождениях Южного Забайкалья, Тамцакской де-
прессии (МНР) и Сунляо. Немного фюзена содержат апт-альбские угли
Сучана и Суйфуна (южное Приморье). В Южной и Средней Европе,
Малой Азии, Северо-Западном Казахстане и в Южной Сибири с аптом—
альбом было связано развитие латеритовых кор выветривания, сопро-
вождавшееся образованием многочисленных месторождений бокситов.
В сеномане в эпиконтинентальных бассейнах Средней и Юго-Восточ-
ной Европы, Прикаспия и Средней Азии происходила смена сероцвет-
ного терригенно-олигомиктового осадконакопления карбонатным. В гу-
роне и коньяке почти по всей площади этих бассейнов накапливались,
известняки, мергели и писчий мел. В сантоне и кампане возрастает при-
внос в моря кремнезема и по границе с североевропейским материком
распространяются опоки, кремнистый мел и кремнистые мергели. Глав-
ной же областью накопления кремнистых осадков становится Западно-
Сибирская низменность, в которой опоки получили едва не повсемест-
ное распространение.
В Маастрихте ареалы кремнистого осадкообразования резко сокра-
щаются и, соответственно, возрастают площади накопления карбонат-
ных осадков: мела, известняков и мергелей. В датском веке в связи
63.

-с энергичной регрессией моря и возросшей ксеротер|мичностью климата
широкое развитие получили осадки карбонатно-сульфатной формации.
В позднемеловую эпоху процессы мобилизации и миграции железа не-
сколько ослабли в сравнении с предыдущим временем.
Масштаб угленакопления в позднемеловую эпоху резко уменьшил-
ся, при этом граница пояса распространения угленосных осадков значи-
тельно сместилась к востоку — в область Тихоокеанского побережья
(Анадырско-Пенжинсжмй прогиб, депрессии Хабаровского края' и При-
морья, Сахалин).
Климатическое значение некоторых
частных процессов литогенеза
Зональность процессов литогенеза на территории Евразии превос-
ходно выявляется не только по общим (формационным) типам выве-
тривания и осадконакопления, но и .по любому частному осадочному
процессу, например по аутигенному минералообразованию с участием
железа и по накоплению растительного углерода.
Аутигенное минералообразование с участием железа. В аути-
генном минералообразовании железу принадлежит значительная
роль, что связано главным образом с его большим содержанием
в земной коре. Одним из свойств железа, важном в геохимическом от-
ношении, является его переменная валентность и сравнительно легкий
переход от одной валентности к другой. Основная масса железа заклю-
чена в силикатах в двухвалентной форме. В зоне выветривания железо
под воздействием воды и углекислоты выделяется из силикатов в виде
бикарбоната и поступает в раствор. В окислительных условиях двух-
валентное железо переходит в трехвалентную форму, которая имеет
другой радиус иона и другие химические свойства (Сауков, 1950). Среди
аутигенных соединений железа обе его формы широко представлены, но
в различных количественных соотношениях, в зависимости от окисли-
тельно-восстановительного потенциала среды. В природных зонах, где
преимущественным распространением пользуются окислительные усло-
вия (области сухого и переменно влажного климата), преобладает Fe3+,
а в природных зонах, где господствуют восстановительные условия (рав-
номерно влажный климат), ведущая роль переходит к F2+. Таким об-
разом, соотношение Fe3+ : Fe2+ в аутигенной части осадка может ис-
пользоваться в качестве индикатора климатов прошлого.
Количественные отношения двух- и трехвалентной формы железа
в аутигенной части осадков легко выявляются даже по окраскам пород,
поскольку обе они являются распространенными пигментами. Соедине-
ния трехвалентного железа сообщают осадкам красный цвет, а соеди-
нения его двухвалентной формы — зелено-голубой.
Красноцветные отложения, пигментированные гематитом, реже ле-
пидокроцитом и гетитом формируются преимущественно в условиях тро-
пического переменно влажного климата. Источником красного пигмента
обычно служат латеритовые и ферросиаллитовые коры выветривания.
Временные засухи способствуют сильному нагреванию верхних горизон-
тов коры выветривания, развитию восходящего потока почвенных рас-
творов, каогуляции и осаждению железа в виде труднорастворимых
окисных соединений.
Если латеритовое выветривание вообще не может развиваться при
среднегодовой температуре ниже +16° С, годовых осадках менее 1000 мм
и продолжительности сухого сезона не более 2,5 месяцев, то обычное
красноземное выветривание, не связанное с накоплением свободного
глинозема, может протекать при среднегодовой температуре до +12° С,
64
годовой сумме осадков до 500—400 мм и при продолжительности сухого
сезона до 6 месяцев.
Красноцветный гематитовый материал сохраняется только в окис-
лительных условиях и, как только он попадает в иную среду, восстанав-
ливается, и цвет осадка изменяется в зелено-голубой. Поэтому накоп-
ление красноцветов происходит лишь вблизи источников терригенного
питания и только в субаэральных обстановках (элювиальные, делюви-
альные, эоловые, аллювиальные и пляжевые фации), обеспечивающих
доступ кислорода. Сохранению соединений трехвалентного железа пре-
пятствует также растительность, продукты гниения которой раскисляют
эти соединения и тем самым уничтожают красный пигмент.
В гумидном климате, близком равномерно влажному, мобилиза-
ция железа происходит в каолиновых корах выветривания. Основной
формой его миграции становится перенос в растворенном состоянии и в
виде взвесей с мицеллами глинистых минералов. Дистанции переноса от
источников питания до мест осаждения значительно возрастают. Накоп-
ление железа происходит по преимуществу в двухвалентной форме в со-
ставе железистых хлоритов, глауконита, сидерита, пирита. Железистые
осадки приобретают здесь зеленую окраску.
Судя по 'географическим ареалам распространения глауконита в
осадках современных морей, не выходящих за пределы изотермы са-
мого холодного месяца 0 и годовых температур не ниже +12° С, на-
копление аутигенного железа в двухвалентной форме также связано
с теплым климатом.
Показателем зонального типа климата служит и относительный
объем аутигенных образований в составе осадочной толщи, прямо за-
висящей от продолжительности и интенсивности химического выветри-
вания на окружающих водосборах. Максимального развития процессы
мобилизации, миграции и аккумуляции аутигенных образований же-
леза достигают в зоне накопления олигомиктовой формации, возникаю-
щей в условиях жаркого достаточно влажного климата, обеспечиваю-
щего круглогодичное химическое выветривание большой интенсивности.
В областях бореального гумидного климата и тропического аридного
климата, где осадки становятся мезомиктовыми, масштабы аутигенного
минералообразования резко сокращаются, а в климатах умеренном и
экстрааридном, допускающих лишь полимиктовое осадконакопление,
оно почти полностью угасает.
Географическое положение и ширина пояса интенсивной экзогенной
мобилизации, миграции и аккумуляции железа на территории Евразии
в различные отрезки ее истории периодически менялось в зависимости
от крупных изменений климата. В периоды сильной гумидизации клима-
та (поздний триас, ранняя и средняя юра, альб, олигоцен) этот пояс рас-
ширялся и смещался внутрь материка, а в периоды аридизации (ран-
ний— средний триас, поздняя юра — неоком, поздний мел — палеоцен)
он, наоборот, суживался и отступал к его окраинам (рис. 18—24).
Соответственно этим периодическим изменениям климата области
преимущественного накопления окисных и преимущественного накопле-
ния закисных соединений железа на евразиатском материке изменяли
свои размеры и конфигурацию. В аридные фазы область преимущест-
венного накопления окисных соединений (область красноцветного вы-
ветривания и осадконакопления) резко увеличивала свои размеры,
охватывая преобладающую часть материка (ранний — средний триас,
неоком), а в гумидные фазы сокращалась едва не до полного исчез-
новения (ранняя и средняя юра).
Растительный углерод в литосфере накапливается по преимуществу
в рассеянном состоянии в различных терригенных, карбонатных и крем-
5 В. М. Синицын, ч. 2
65
нистых осадках. В месторождениях горючих ископаемых, заключена
лишь тысячная его часть (Страхов, 1963).
Среди концентрированных накоплений растительного углерода из-
вестно два типа, различных по фациальным и климатическим условиям
образования: угли и горючие сланцы. Горючие сланцы — это мелковод-
Условные обозначения к картам „Положение пояса повышенной мобилизации
и миграции железа" (рис. 18—24)
2
¥
1 — море; 2 — пояс интенсивной миграции
и мобилизации железа в континентальных
осадках; 3 — области суши со слабым про-
явлением аутигенного минералообразования
железа; 4—граница областей распростра-
нения аутигенных минералов железа пре-
имущественно окисных (внутри контура) и
преимущественно закисных (вне контура).
ао юо iso
Рис. 18.
ные морские или озерные отложения, преимущественно известково-гли-
нистые, содержащие остатки нормальной морской или пресноводной,
фауны. Накопление их происходило в тихих заливах эпиконтиненталь-
ных морей и озер в различные геологические эпохи. Генераторами орга-
нического материала являлись простейшие растения планктона и по-
крывавшие дно водоросли вместе с некоторыми высшими растениями.
66
Рис. 19 (условные обозначения см. на стр. 66).
30 100 120
Рис. 20 (условные обозначения см. на стр. 66).
Рис. 22 (условные обозначения см. на стр. 66).
Рис. 23 (условные обозначения см. на стр. 66).
Рис. 24 (условные обозначения см. на стр. 66.)
Климат места и времени накопления горючих сланцев был аридным,
так как только при сильном солнечном освещении могло происходить
цветение организмов планктона, мог существовать и развиваться фито-
бентос и только при отсутствии континентального стока воды прибреж-
ного мелководья оставались незамутненными и поэтому не препятство-
вавшими фотосинтетической деятельности растений морского дна. Все
наиболее значительные накопления горючих сланцев различного воз-
раста располагаются в контуре областей распространения умеренно
80 100 . 120
Рис. 25. Районы распространения горючих сланцев (литофицированных сапро-
пелевых илов) титона и апта.
1 — внешняя граница области аридизированного климата; 2 — граница экстрааридной области; 3 —
основные бассейны горючих сланцев.
аридных формаций осадочных пород и умеренно ксерофилизованных
типов растительности. Этой закономерности подчиняются, в частности,
месторождения горючих сланцев поздней юры и апта, получившие ши-
рокое распространение в Московской синеклизе, Приуралье, Забайкалье
и в Монголии (рис. 25).
Ископаемые угли являются континентальными осадками, формиро-
вавшимися при гумидном климате. Характер и масштаб процессов угле-
накопления определяется сочетанием ряда факторов, среди которых
главнейшими являются климат, палеогеографическая обстановка, тек-
тонический режим и тип углеобразующей растительности. Среди этих
факторов климату принадлежит первая роль, поскольку основные гео-
графические и геохронологические закономерности угленакопления —
пояса и эпохи угленакопления — определяются именно климатом. Влия-
ние палеогеографических обстановок и тектонического режима имеет
70
менее общий характер, определяя узлы и ритмы угленакопления, а так-
же формационный тип угленосных отложений. Таким образом, углена-
копление прежде всего явление климатическое. От климата полностью
зависит характер и степень развития растительного покрова, поставляю-
щего углеобразующий материал, фациальные условия углеобразования
и степень фоссилизации растительных остатков.
Условные обозначения к картам „Области массового накопления растительного
углерода" (рис. 26—31)
/ — море; 2—суша; 3—основные бассейны
угленакопления; 4—граница областей распро-
странения гелитолитов и фюзенолитов.
Рис. 26.
Согласно А. П. Шенникову (1964), в тропическом климате быстрое
.'нарастание и большие объемы биомассы сопровождаются быстрым и
полным разложением мертвых растительных остатков. В умеренном
климате растительный опад разлагается медленно, поэтому накопление
мертвого вещества происходит быстрее разложения, большая его часть
консервируется в форме торфа и выходит из биологического кругово-
рота. Медленность разложения способствует массовой гумификации
растительных остатков и накоплению углей.
71

80 loo 120
Рис. 29 (условные обозначения см. на стр. 71).
Рис. 30 (условные обозначения см. на стр. 71).
Климат отражается и на петрографическом составе углей через
колебания степени обводнения болот, в которых накапливался углеобра-
зующий материал. Угли класса гелитолитов, характеризующиеся высо-
кой степенью остуднейия растительных тканей и их предельной разло-
женностью, образовались в условиях постоянно обводненных болот в
периоды влажного климата. Угли класса фюзенолитов, содержащие
много структурных тканей, обугливание которых происходило при сво-
бодном доступе атмосферного кислорода, формировались в периодически
подсыхающих болотах в условиях переменно влажного климата. Таким
образом, петрографический состав ископаемых углей может привлекать-
ся для оценки условий увлажнения во время и в месте накопления дан-
ной угленосной толщи.
Климатический тип угленакопления в ходе геологической истории
претерпел' значительную эволюцию. В начальной стадии (средний де-
вон) процесс был связан с прибрежно-морскими обстановками тропи-
ческого аридного климата. Затем (поздний девон —ранний карбон) он
проявился в условиях приморских низменностей областей гумидного
переменно влажного климата.
На ксеротермическую фазу раннего—среднего триаса приходится
почти полное угасание угленакопления. Новая волна интенсивного угле-
накоплении начинается с гумидизацией климата в позднем триасе и
достигает максимума в ранней—средней юре. Это уже был исключи-
тельно лимнический тип, приуроченный к различным внутриконтинен-
тальным бассейнам. Юрское угленакоплеиие почти полностью выходит
74
:за пределы тропиков и локализуется в зоне бореального океанического
(равномерно влажного) климата. Возникает парогенезис угленосных
отложений с мезомиктовой и полимиктовой терригенными формациями,
которым свойственны не только умеренное и 'слабое разложение мине-
рального вещества, но и слабое разложение растительных остатков (со-
ответственно повышенная их фоссилизация). В зоне же распространения
олигомиктовой формации (тропический и квазитропический климаты)
отмечаются лишь единичные углепроявления. В углях ранней юры фю-
зенолиты, отражающие условия переменно влажного климата; имеют
ограниченное распределение и только в западной части Центральной
Азии и в смежных с нею районах Средней Азии. В углях средне-
юрскопо возраста роль фюзенолитов повышается и площадь их прояв-
ления резко увеличивается, достигая Приаралья, южных районов За-
падно-Сибирской низменности, Восточной Ганьсу (рис. 26—28).
В поздней юре — раннем мелу в связи с аридизацией климата пре-
кращается угленакопление на территории Центральной Азии. Локали-
зация угленакопления в лесной зоне бореального климата обозначается
еще отчетливее. Ареал распространения фюзенолитов достигает Запад-
ного Забайкалья и Северного Китая (рис. 29 и 30).
В позднем мелу климатический тип угленакопления существенных
изменений относительно юрско-раннемелового не претерпел, хотя в со-
ставе углеобразующей растительности, произошли огромные перемены:
смена голосеменной флоры покрытосеменной. В связи с возросшей кон-
тинентализацией климата угленакопление в позднемеловую эпоху от-
ступило еще дальше к Тихоокеанскому и Арктическому побережью
(рис. 31).
ГЛАВА III
ЗОНАЛЬНЫЕ ТИПЫ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Ранний и средний триас
В раннем и среднем триасе на территории Евразии сохранялся
сухой и жаркий климат, установившийся еще во второй половине перм-
ского периода. В этот ксеротермический период влаголюбивая флора
карбона — нижней перми, главными представителями которой были
древовидные лепидофиты, гигантские членистостебельные (каламиты)
и предки хвойных — кордаиты, под влиянием засушливого климата вы-
мирает. Высыхают заболачивавшиеся морские побережья, служившие
главным пристанищем палеозойской растительности. От позднепалео-
зойской флоры сохранились лишь те растения, которые смогли приспо-
собиться к условиям внутриконтинентального существования вдали от
морских побережий. С больших пространств растительный покров исчез;
совершенно. От огромных лесных зарослей верхнего, палеозоя в триасе
остаются мелкие и редкие оазисы, разбросанные в речных долинах и
бессточных котловинах с временными водоемами. В связи с этим почти
нацело прекратилось угленакопление.
Среди растений позднего палеозоя оказалось совсем немного групп,
способных перенести невзгоды, связанные с аридным климатом.
Растительные остатки нижнего и среднего триаса исключительно-
редки, бедны по составу и носят резко ксврофильный характер. Они
дают основание полагать, что в это время преобладающая часть евра-
зиатского материка отличалась аридным климатом.
В наиболее сухой зоне материка, распространявшейся на Западную-
и Южную Европу, Аравию, Переднюю и Среднюю Азию, растительность-
была особенно бедной. Это были единичные оазисы среди пустыни, в
которых произрастали по преимуществу хвойные (вольция, вальхия,
араукарии), ксерофильные птеридоспермы (каллиптерис, сфеноптерис)
и цикадофиты; папоротники, хвощи и кордаиты играли здесь подчинен-
ную роль. Характерным растением раннего триаса был ксерофилизован-
ный потомок сигиллярий — плевромейя, являвшийся, по мнению палео-
фитологов, биологическим аналогом современных кактусов и, как они,
произраставший в сухих бездорожных районах триасовой суши.
В умеренно сухой зоне, охватывавшей Северо-Восточную Европу,
Сибирь, Амурский бассейн и Восточный Китай, растительность меньше
подверглась ксерофилизации и поэтому больше сохранила элементов
верхнепалеозойской флоры (рис. 32). В ее пределах растительные
остатки встречаются чаще и представлены разнообразнее. Здесь господ-
ствующее 'положение в ископаемой флоре раннего триаса принадлежит
хвощам, папоротникам и мелкорослым потомкам палеозойских кордаи-
тов; меньшее значение в ней имеют птеридоспермы (тинфельдия, терси-
76
Условные обозначения ,к картам „Зональные типы растительности" ( рис.32—38)
Раннемезозойская, растительность'. 1 — отдельные
оазисы в пустыне из птеридоспермов и древних хвойных;
2—умеренно ксерофильная оазисная растительность из
хвощей, птеридоспермов, древних хвойных, кордаитовых и
цикадофитов; 3 — ксерофильное редколесье из древовид-
ных папоротников, цикадофитов, птеридоспермов, древних
хвойных и гинкговых, кордаитов.
Среднемезозойская растительность: 4 — хвойно-гинк-
говые леса; 5—цикадофито-хвойно-гинкговые леса; 6— ци-
кадофито-хвойно-гинкговое редколесье; 7 — леса, состоя-
щие по преимуществу из цикадофитов и древовидных па-
поротников; 8 — ксерофильное редколесье из цикадофитов
и хвойных; 9— области проявления первых покрытосемен-
ных во флорах апта—альба.
Позднемезозойская растительность: 10 — хвойно-ши-
роколиственные леса с вечнозелеными растениями; 11 — их
ксерофильное редколесье; 12—вечнозеленая тропическая
растительность: 13—ее ксерофильное редколесье.
ВО 100 120
Рис. 32.
77
елла), хвойные и древнейшие представители цикадофитов, гинкговых и?
подозамитов. Места находок триасовых растительных остатков обычно
тяготеют к областям, где находились крупные массивы верхнепалеозой-
ской растительности (угленосным провинциям пермского периода). Так,
находки остатков раннетриасовых растений в Южной и Северной Сибири
и Восточном Казахстане близки Кузнецкому и Тунгузскому бассейнам,
приморские, корейские и восточнокитайские — располагаются по сосед-
ству с Хэбёйским угленосным бассейном, а южнотибетские и тонкинские
относятся к провинции верхнепермского угленакопления Юго-Западного'
Китая и Индокитая.
В северо-восточных и юто-восточных районах Азии, в меньшей мере
аридизированных, триасовые флоры заключали еще больше палеозой-
ских элементов и местами сохраняли мезофильные ассоциации. На се-
веро-востоке в ископаемых флорах триаса содержится много кордаитов,
которые здесь сохранялись едва не до конца периода, а на юго-восто-
ке — древовидных папоротников и плауновых, перешедших затем в.
полихронную флору мезозоя.
По заключению Н. А. Болоховитиной (1959), растительность триаса
здесь развивалась без резких смен. При однородном составе флоры
изменялись лишь соотношения основных компонентов, постепенно ис-
чезали древние элементы флоры и появлялись более молодые.
Кульминационная стадия ксеротермического периода пришлась на
среднетриасовую эпоху, в отложениях которой растительные остатки
особенно редки. По А. Н. К'риштофовичу, флора среднего триаса уже
резко отличается от пермо-карбоновой, хотя и не является мезозойской;
лишь немногие ее формы переходят в полихронную флору рэта—юры.
Таким образом, на средний триас приходится один из самых значитель-
ных кризисов растительности.
Поздний триас
Еще в кейпере засушливая область распространялась на всю Сред-
нюю и Южную Европу (Англия, Франция, ФРГ, ГДР, Италия, юг евро-
пейской части СССР, Приуралье), а также Казахстан, Среднюю, Перед-
нюю и Центральную Азию. Редкость растительных остатков и их
бедный ксероморфный состав свидетельствуют о том, что и в кейпере
здесь сохранялись пустыни с оазисами у редких водоемов. По низким
открытым берегам таких водоемов произрастали хвощевые (неокалами-
тес), а вдоль берегов, огражденных возвышенностями (Донбасс, При-
уралье) , местами существовали заросли из папоротников и птеридо-
спермов (лепидоптерис, данаеоптерис, каллиптерис, тинфельдия). Здесь
же на более сухих возвышенных местах могли произрастать ксерофиль-
ные формы хвойных, гинкговых и цикадофитов. Последние по преиму-
ществу были представлены узколистными таэниоптерисом и птерофил-
лумом. Признаки ксероформизма обнаруживаются даже у папоротников
и птеридоспермов. Согласно Е. Е. Мигачевой (1964), каллиптеридиум.
и тинфельдия из этих местонахождений обладают толстыми листо-
выми пластинками и точечными углублениями на листьях, представляю-
щими следы волосяного покрова, защищавшего растения от сухости
климата.
Уже в Средней Азии флоры кейпера представлены значительно
разнообразнее. По данным Т. А. Сикстель (1962), они содержат много
хвощевых (эквизетиты) и птеридоспермов (главным образом тинфель-
дия), гинкговых (гинкго, сфенобайера, чекановская) и хвойных (пита-
окладус и стахиотаксус); цикадофиты встречаются в небольшом коли-
честве (нильссония, птерофиллум, таэниоптерис), относительно невелика
и роль папоротников.
78
В направлении Сибири повышается роль гинкговых, подозамитов иг
папоротников рода кладофлебис.
В Восточной Азии растительные сообщества оказываются еще более-
разнообразными. В них на первое место выдвигаются папоротники из
семейств диптериевых и мараттиевых и цикадофиты: таэниоптерис, ано--
мозамитес, отозамитес, птерофиллум, нильссония; хвойные и гинкговые-
(преимущественно байера) здесь менее разнообразны и многочисленны..
Рис. 33 (условные обозначения см. на стр. 77).
К арктическим архипелагам остатки позднетриасовой растительности
становятся богаче и разнообразнее. На Шпицбергене и Земле Франца-
Иосифа среди них многочисленные мараттиевые и маттониевые папо-
ротники, подозамиты и араукариевые, нильссония, таэниоптерис, бен-
неттиты и древние гинкговые (рис. 33).
В рэтскую эпоху позднего триаса, начинающую среднемезозойский
гумидный цикл, растительность получила новый импульс для расселе-
ния и видового разнообразия.
Аридная область на территории Евразии исчезает, и во всех ча-
стях -материка появляется сравнительно однообразная мезофильная
флора из папоротников, птеридоспермов, хвойных, гинкговых и цикадо-
фитов. Леса становятся гуще и распространяются по всему материку.
Растительные остатки рэта обнаруживаются во всех, внутриконтинен-
тальных впадинах, содержащих толщи этого возраста. Во многих райо-
нах возобновляются процессы угленакопления (Индия, Индокитай,
Юньнань, Южный Тибет, Приморье, Хатангская впадина, аркти-
ческие острова, восточное Приуралье и др.). В противоположность
79>
верхнепалеозойской флоре, провинциально дифференцированной, расти-
тельность рэта однообразна на всем пространстве материка. Некоторые
провинциальные различия устанавливаются только в количественных
соотношениях доминирующих групп 'растений. Сибирь и Верхоянско-
Колымская область отличались повышенным содержанием хвойных и
гинкговых, а Европа, ют и восток Азии — преобладанием цикадофитов и
папоротников из семейств диптериевых и мараттиевых. В Средней
Европе, Казахстане, Средней и Центральной Азии, где аридные условия
удерживались дольше и в какой-то весьма незначительной степени со-
хранялись в рэте, были еще широко распространены хвощевые (экви-
зетитес) и птеридоспермы (лепидоптерис и тинфельдия), а цикадофиты
и гинктовые были представлены менее разнообразно.
Ранняя и средняя юра
Максимальное развитие мезозойская полихронная флора получила
в первой половине юрского периода, в течение которой гумидизация
климата достигла наивысшей степени.
Рис. 34 (условные обозначения см. на стр. 77).
В согласии с палеофитологами Е. М. Маркович, 3. П. Просвиряко-
вой и И. 3. Фаддеевой (1962), на территории юрской Евразии мы вы-
деляем три основных геоботанических зоны: хвойно-гинкговых ле-
сов, смешанных цикадофито-хвойно-гинкговых лесов и максималь-
ного развития цикадофитов и теплолюбивых папоротников (рис. 34).
80
Зона хвойно-гинкговых лесов, отвечающая Сибирской геоботаниче-
ской области В. Д. Принады и В. А. Вахрамеева, распространялась на
Шпицберген и Землю Франца-Иосифа, северную часть Восточно-Евро-
пейской равнины, Урал, Западную, Восточную и Южную Сибирь, часть
Казахстана, Монголию и Забайкалье, Верхоянско-Колымский край и
Амурский бассейн. Ее отличало преимущественное развитие хвойных
(из семейств сосновых, подокарповых, подозамитовых) и пинкговых
(гинкго, сфенобайера, фоеникопсис, чекановская). Среди папоротников,
образовывавших подлесок, основной фон составляли кониоптерис, кладо-
флебис и рафаэлия; теплолюбивые папоротники семейств диптериевых,
мараттиевых и матониевых в незначительных количествах присутст-
вуют лишь в южных районах этой зоны, в частности на территории Чу-
лымо-Енисейского, Кузнецкого и Тувинского бассейнов. Хвощевыебыли
представлены мелкими формами типа Equisetites ferganensis; в лейасе
еще4 значительно был распространен неокаламитес. Цикадовые в хвой-
но-гинкговых лесах встречались очень редко, и главным образом в
южных районах их развития; среди них7 отмечены нильссония, птеро-
филлум, аномозамите'с, ктенис и др.
Е. М. Маркович, 3. П. Просвирякова и И. 3. Фаддеева предпола-
гают, что в зоне хвбйно-гинкговых лесов существовало несколько типов
растительности, распределенных в зависимости .от условий рельефа и
увлажнения. Преимущественно хвойные леса покрывали возвышенные
участки, на что указывает возрастание среди ископаемых остатков
количества хвойных по мере приближения к областям сноса. На рав-
нинах произрастали смешанные хвойно-гиниговые леса. На болотистых
низменностях были распространены хвощевые и папоротниковые за-
росли. Вся растительность зоны хвойно-гинкговых лесов имела мезо-
фильный облик.
К югу леса постепенно обогащались цикадофитами :и переходили в
смешанные цикадофито-хвойно-гинкговые леса (Маркович, Просвиря-
кова, Фаддеева, 1962), протягивавшиеся относительно узкой полосой от
Скандинавского полуострова, Прибалтики и Польши через южные
районы Восточно-Европейской равнины, Приаралья, Среднюю и Цен-
тральную Азию к Центральному Китаю и Средней Японии. Эти сме-‘
шанные леса представляют собой зону, переходную между Сибирской
и Индо-Европейской геоботаническими областями (Вахрамеев., 1964).
В них наряду с сосновыми и подозамитовыми, характерными для хвой-
но-гинкговых лесов, заметную роль начинают играть араукариевые, ти-
пичные для тропической зоны; возрастает количество цикадовых и бен-
нетитовых. Среди папоротников повышается содержание диптериевых и
мараттиевых.
В зоне смешанных цикадофито-хвойно-гинкговых лесов возможно
выделение двух подзон: северной, характеризующейся преобладанием
сосновых, подозамитовых и гинкговых, и южной, где доминировали
араукариевые, цикадофиты и тропические папоротники. Граница этих
подзон еще не намечена.
В зоне смешанных лесов отчетливо- выступают провинциальные
различия. В Европейской провинции, отличавшейся большим распро-
странением приморских аллювиальных равнин, основным типом расти-
тельности являлись кустарниковые цикадофито-папоротниковые и хво-
щево-папоротниковые заросли. Гинктовые здесь представлены неболь-
шим числом видов и вообще редки. Леса преимущественно состояли из
хвойных араукариевого типа и покрывали относительно небольшие пло-
щади в районах возвышенного рельефа. Среди папоротников господст-
вовали диптериевые и почти отсутствовали кладофлебис и кониопте-
рис — характернейшие папоротники сибирских лесов.
6 В. М. Синицын, ч. 2
81
Средне-Азиатская 'провинция (Вахрамеев, 1964) распространялась,
на восток до Цайдама и Ордоса включительно, на юг до Гиндукуша, на
запад до Каспийской впадины. В ней хвойно-гинкго'вые леса, покрывав-
шие склоны возвышенностей, сочетались с цикадофито-папоротни'ковы'ми
и хвощево-папоротниковыми зарослями, развивавшимися на наиболее
обводненных участках предгорных впадин. Гинкговые в ней также были
широко распространены и разнообразно представлены, хотя и не в
такой степени, как в Сибирской геоботанической области. Среди их
остатков часто встречаются гинкго, фоеникопсис и чекановская, но
относительно редок род байера. Хвойные представлены больше мезо-
фильными родами: питиофиллум и подозамитес. Папоротники здесь,
представлены, как и в Сибири, преимущественно кладофлебис и кониоп-
терис, а роль диптериевых резко снижена. Из цикадофитов больше
распространены аномозамитес, птерофиллум, ктенис, нильссония и таэ-
ниоптерис и относительно редки птилофиллум, отозамитес, псевдоцикас,
замитес. Как показала Т. А. Сикстель, разнообразие цикадофитов убы-
вает к северу; в депрессиях северного Тянь-Шаня они уже представле-
ны единичными видами нильссоний и-птерофиллум и еще более редкими"
цикадофиты становятся на территории Юго-Восточного Казахстана, ко-
торый наряду с Монголией и Северным Алашанем уже относится по ха-
рактеру юрской растительности к Сибирской области.
В Центральном Китае, Корее, и Японии намечается особая геобо-
таническая провинция (Восточно-Азиатская по В. А. Вахрамееву),
основные черты которой определялись разнообразием цикадофитов за
счет возросшей роли мезофильных пород (нильссония, отозамитес и др.),
снижением роли хвойных, лишающихся араукариевых и подозамитов, и
уменьшением количества гинкговых, среди которых уже почти не остает-
ся фоеникопсиса и чекановокой, но появляется байера. Папоротники в,
Восточно-Азиатской провинции многочисленны и разнообразны. Наряду
с диптериевыми мараттиевыми, здесь значительно был распространен
кладофлебис.
Зона максимального развития цикадофитов и теплолюбивых папо-
ротников, отвечающая Индо-Европейской геоботанической области
(В. А. Вахрамеев), охватывала Западную и Среднюю Европу, Кавказ,
юг Средней Азии, Индостан, Индокитай и Южный Китай. Ее отличает*
разнообразие и изобилие папоротников семейств диптериевых, марат-
тиевых, маттониевых и осмундовых; разнообразие и широкое распро-
странение цикадофитов, редкость гинкговых. Хвощевые в ней были
представлены крупными формами типа Equisetites beanii. Из хвойных
значительно были распространены араукариевые (араукаритес, брахи-
филлум, пагиофиллум), подокарповые и подозамитовые, тогда как пред-
ставители сосновых были немногочисленны (Маркович, Просвирякова,
Фаддеева, 1962). Провинциальные различия растительности в зоне мак-
симального распространения цикадофитов и теплолюбивых папоротни-
ков по характеру и местопроявлению были теми же, что и в зоне
смешанных цикадофито-хвойно-гинкговых лесов, и выражались, в основ-
ном, в повышенной роли ксерофильных типов на территории Европы и
Северо-Западной Индии и в преобладании мезофильных типов на тер-
ритории Юго-Восточной Азии.
Европейский отрезок зоны отличался пониженной ролью папорот-
ников (среди которых слабо представлены кониоптерис и кладофлебис),
значительным развитием араукариевых при почти полном отсутствии
подозамитов и разнообразием птеридоспермов. Восточноазиатский отре-
зок, в отличие от европейского, характеризовался обилием и разнообра-
зием древовидных папоротников и цикадофитов, отсутствием араукарие-
вых, развитием некоторых птеридосперм, малой ролью гинкговых.
82
Возможно выделение и четвертой геоботанической зоны ксерофиль-
ного редкоселья, располагавшейся на территории Юто-Западной Европы
(Испания, Португалия, Франция и Италия) и, вероятно, Аравии. Эта
геоботаническая зона отличалась незначительные развитием папорот-
ников, почти полным отсутствием гинкговых, особым составом цикадо-
фитов, среди которых особенно выделялись своим обилием и видовым
разнообразием роды отозамитес и сфенозамитес, а также большим рас-
пространением ксерофильных хвойных (брахифиллум и пагиофиллум).
В средней юре флора медленно эволюционировала в сторону уве-
личения систематического разнообразия. И только во второй половине
среднеюрской эпохи на территории будущей аридной области начинают
обнаруживаться некоторые признаки региональной ксерофилизации ра-
стительности: резко сокращается разнообразие диптериевых и марат-
тиевых папоротников, исчезают крупнопер ышковые формы кладофлеби-
сов, среди хвойных распространяется брахифиллум и пагиофиллум.
Степень дифференциации растительного покрова, характер и поло-
жение геоботанических зон, их провинциальные различия сохранялись
такими же, как в предшествовавшую эпоху. И в это время различия
геоботанических областей носили больше количественный, чем качест-
венный характер, поскольку все основные элементы флоры: папорот-
ники, хвощевыё, хвойные, гинкговые и цикадофиты во всех геоботани-
ческих областях и провинциях были представлены по преимуществу
одними и теми же родами. Это относительное однообразие ранне-сред-
неюрской растительности, несомненно, было связано с малой дифферен-
циацией и контрастностью климата, как термической, так и по условиям
увлажнения.
Все же сибирская флора произрастала в условиях менее высокой
температуры, чем индоевропейская. На это указывает редкость в. си-
бирской флоре теплолюбивых цикадофитов, отсутствие, за исключением
самых южных бассейнов (Чулымо-Енисейского, Кузнецкого, Тувинского,
Монгольского), диптериевых и маттониевых папоротников, наличие дре-
весин с годичными кольцами и гинкговых с опадающей листвой, кото-
рые, судя по мезофильному характеру растительности, не могли быть
связаны с сухими сезонами, а являются отражением сезонных колеба-
ний температуры. Существовали некоторые различия и в степени увлаж-
нения. Во флорах Европы и Средней Азии хвойные, гинкговые и цикадо-
фигы в значительной части были представлены родами, произрастав-
шими при менее обильном увлажнении.
Наибольшее разнообразие растений в мезозйской полихронион
флоре приходится на вторую половину лейаса — байос; на этот же ин-
тервал времени падает и наиболее интенсивное угленакопление.
Поздняя юра
В позднеюрскую эпоху на территории Южной Европы, Средней и
Центральной Азии, Казахстана, Монголии, Северного и Центрального
Китая климат аридизируется, лесная растительность исчезает и заме-
щается ксерофильным редколесьем и саваннами (рис. 35). Процессы
угленакопления полностью прекращаются; на смену им приходит на-
копление красноцветных осадков, почти не содержащих остатков флоры.
Ксерофильная растительность почти полностью была лишена хвощевых;
сократилось количество папоротников и гинкговых.
Среди хвойных большое распространение получили брахифиллум,
пагиофиллум, араукаритес, несущие короткие чешуйчатые хвои; мезо-
фильные хвойные — подозамитес, питиофиллум, пинитес — становятся
редкими. Цикадофиты, оказавшиеся господствующей группой в этой
6*
83.’
оазцсной растительности, были в основном представлены родами, об-
ладавшими кожистыми листьями и хорошо развитой кутикулой (отдель-
ные виды отозамитеса, замитеса, псевдоцикаса). Такие мезофильные
формы, как нильссония, исчезают. Среди папоротников также появляют-
ся формы ксерофильного облика: Stachipteris, Lomatopteris и Scleropte-
ris. Листья последнего были кожистыми, покрытыми волосками.
Область распространения ксерофитов временами охватывала
южную половину Западно-Сибирской низменности и западное Забай-
калье. Аридизация не коснулась Северной Сибири и островных архипе-
лагов Верхоянско-Колымской области, где позднеюрские леса по-преж-
нему сохраняли мезофильный облик и хвойно-гинкго1вый состав.
80 100 120
Рис. 35 (условные обозначения см. на стр. 77).
Среди папоротников, составлявших подлесок, наиболее распростра-
ненными родами, как и в средней юре, остаются кониоптерис, кладофле-
бис, рафаэлия и сфеноптерис. Увеличилось число и разнообразие цика-
дофитов, среди которых появляются своеобразные сибирские роды —
бурейя и хейлунтия. Среди хвойных по-прежнему преобладали подоза-
митовые.
В Индии, отделявшиеся от засушливой зоны морем Тетис, в поздней
юре продолжала произрастать влаголюбивая растительность, близкая
по составу предшествовавшей эпохе. Хотя в Северо-Западной Индии,
ближе всего располагавшейся к аридной области, растительность стано-
вится менее разнообразной. Количество гинкговых и подозамитов со-
кращается и возрастает относительная роль хвойных, среди которых
преобладают араукаритес, брахифиллум и пагиофиллум. Не обнаружи-
84
вает признаков ксероморфизма верхнеюрская флора Японии и Юго-
Восточной Азии, также не испытавшая влияния засушливого климата.
Пояс распространения ксерофилнной растительности, по-видимому,
не охватывал Северную Европу, о чем можно судить по характеру верх-
неюрской флоры Шотландии, сохранившей тесную связь с флорой сред-
неюрской эпохи и, как эта последняя, состоявшей из разнообразно
представленных гинкговых, цикадофитов и папоротников.
Особенностью верхнеюрской эпохи являлось не только возникнове-
ние аридной области и распространение ксерофитов, но и значительное
продвижение в высокие широты теплолюбивых растений, связанное с
общим потеплением и иссушением климата. Среди остатков верхнеюр-
ской флоры Сибири учащаются находки и разнообразится состав цика-
дофитов и кейтониевых. Таэниоптерис, нилбссония и вильямсония, ха-
рактерные для растительности Индо-Европейской области, отмечаются
в верхнеюрских отложениях Северного Урала и северных районов За-
падно-Сибирской низменности.
Вообще в верхнеюрскую эпоху все геоботанические зоны были
сдвинуты к северу относительно их положения в нижней и средней юре.
Теперь Сибирская область хвойно-гинкговых лесов не выходила за пре-
делы Восточной Сибири, восточного Забайкалья и Якутии. Зона сме-
шанных цикадофито-хвойно-гинкговых лесов переместилась в области
Северной Европы и Шпицбергена, Северного Урала, южной окраины
Западно-Сибирской низменности, Алтае-Саяна и бассейна Амура. Зона
максимального распространения цикадофитов и теплолюбивых папо-
ротников достигла Среднего Урала, северных пунктов Казахстана, Ту-
вы, Монголии и Северного Китая. У меридиана 90° это смещение экви-
валентных геоботанических зон составляло 12—15°.
Потепление климата в верхнеюрокую эпоху сопровождалось его ис-
сушением. Условия существования растительности резко ухудшаются,
с больших пространств она вообще исчезает, а там, где сохраняется,
приобретает ксерофильный облик. Рубеж, до которого распространялись
ксерофильные флоры (массовое распространение брахифиллум и пагио-
филлум), в верхней юре проходил через Южный Урал, южные районы
Западно-Сибирской низменности, Монголию, район Шандунского полу-
остров’а, среднее течение р. Янцзы. Редкие проявления пыльцы брахи-
филлум и пагиофиллум (пыльца Classopolis) отмечаются даже на тер-
ритории Вилюйской впадины.
В районах, находившихся по соседству с аридной областью, состав
верхнеюрской растительности также несколько изменился по сравнению
с предыдущим этапом. Флора этих районов стала более однообразной —
исчезло большинство папоротников, гинкговых; наоборот, увеличилось
число хвойных, приспособленных к сухим местообитаниям (подокарпо-
вые, сосны, араукариевые, брахиофиллум и элатокладус); среди цика-
дофитов уменьшилось содержание птерофиллума, нильссоний, таэниоп-
териса и, наоборот, возросла роль родов отозамитеса и замитеса.
Ранний мел
В неокоме общий состав растительности и геоботаническая зональ-
ность оставались такими же, какими они были в верхнеюрскую эпоху.
Наименьшие изменения растительный покров претерпел в пределах Се-
верной Сибири и Верхоянско-Колымской области, где продолжали су-
ществовать хвойно-гинкговые леса с папоротниковым подлеском, какими
они были здесь и в поздней юре. Хвойные в лесах неокома были пред-
ставлены группой пмтиофиллума — подозамитеса и сосновыми (сосны,
ели, пихты, кедры). Среди гинкговых по-прежнему были многочисленны
85
и разнообразны гинкго, чекановская, байера, фоеникопсис; в конце нео-
кома появляется вид гинкго, близкий современному. Среди папоротни-
ков господство сохранялось за кониоптерисом и кладофлебисом.
Возросло разнообразие цикадофитов, особенно широко были рас-
пространены нильссония, ктенис, якутиелла, алдания, хейлунгия. Однако
в относительно большом количестве они присутствовали только в южных
районах области — в среднем течении р. Лены и в низовье Алдана, в
Удокой депрессии. В северных районах области — низовье р. Лены,
Земле Франца-Иосифа — они становятся редкими и представлены только
двумя родами (нильссония и аномозамитес). Сибирские цикадофиты,
очевидно., были менее требовательными к теплу. На это указывает их
систематический состав, в котором едва не половина родов вообще не
встречается за пределами Сибирской геоботанической области (алда-
ниЯ, якутиелла, хейлунгия, шмидтиа). Параллельно менялся с юга на
север и состав папоротников, среди которых полностью исчезает рафа-
элия, еще встречающаяся в южных районах области, и сокращается ко-
личество и разнообразие глейхениевых.
Состав гинкговых, по заключению В. А. Вахрамеева (1964), после
верхнеюрской эпохи оставался прежним, но и для них следует отметить
изменение характера листовой пластинки у представителей рода гинкго.
Если юрские гинкго обладали сильно расчлененной листовой пластин-
кой, то среди видов гинкго нижнемеловой эпохи появляются формы с
почти целой листовой пластинкой, подобной той, которой обладали
верхнемеловые и третичные гинкго. В древесине хвойных и гинкговйх,
произраставших в Сибири, обнаруживаются годичные кольца роста.
Среди гинкговых были распространены формы, сбрасывавшие листья
целыми побегами.
Зона смешанных цикадофито-хвойно-гинкговых лесов, как и в верх-
неюрскую эпоху, пролегала по северным районам Фенно-Сарматии, до-
стигая Шпицбергена, по Северному Уралу, южным районам Западно-
Сибирской низменности, горам Южной Сибири, Амурскому бассейну,
Сахалину и Хоккайдо. В ней цикадофиты и папоротники становятся
более многочисленными и разнообразными и начинают приобретать
лесообразующую роль (рис. 36).
Зона максимального распространения цикадофитов и теплолюбивых
папоротников охватывала южную и среднюю части неокомской Евра-
зии, начиная от бассейнов Балтийского моря, Оки и Камы, до Казахста-
на, Монголии, Северного Китая и острова Хонсю в Японском архипелаге.
В ней отчетливо проявлялись провинциальные различия, сложившиеся
еще в верхней юре.
В Южной и Юго-Западной Европе, находившейся еще под влия-
нием засушливого климата, были распространены относительно бедные
по составу ксерофильные редколесья из хвойных и цикадофитов. Первые
в них были представлены по преимуществу родами с чешуевидными и
шиловидными хвоями — брахифиллумом, пагиофиллумом, туитесом,
сфенолепидиумом, пинитесом; среди вторых наиболее многочисленными
были птерофиллум, отозамитес, замитес, глоссозамитес, псевдоцикас,
нильссония. В хорошо увлажненных- местообитаниях к ним присоеди-
няются папоротники, среди которых были руфордии, глейхении, онихи-
опсис, матонидиум, хаусмания, вейхзелия и некоторые виды кладофле-
бис. В неокомской флоре Юго-Западной Европы почти полностью отсут-
ствовали подозамиты и гинктовые. К северу флора начинает приобретать
мезофильный облик. Уже на территории Средней Европы появляются
гинктовые и характерный представитель сибирских хвойных — подо-
замитес.
На территории Западно-Сибирской низменности огромные прост-
36 .
ранства занимали заросли папоротников: осмундовых, схизейных, глей-
хениевых, современные представители которых произрастают в странах
тропического климата. На более сухих местах их сменяли хвойные
леса, состоявшие из сосновых, подозамитов и брахифиллума.
Флора восточной окраины Азии (Приморье, Северо-Восточный Ки-
тай, Корея, Япония), наоборот, была исключительно богатой и мезофиль-
ной, в которой одинаково широко были представлены как сибирские
(бореальные), так и индоевропейские (тропические) элементы. Приме-
ром может служить флора Сучанского и Суйфунского бассейнов, не-
давно изученная З./И. Вербицкой (1958), в составе которой содержится
свыше 200 видов, принадлежащих более чем 85 родам и 32 семействам.
Рис. 3& (условные обозначения см. на стр. 77).
Особенно много было папоротников, среди которых были мелкие
формы, входившие в подлесок хвойно-гинкговых лесов (кониоптерис,
кладофлебис), а также глейхениевые, диптериевые и маттониевые, соз-
дававшие самостоятельные заросли по побережьям рек и озер. В числе
цикадофитов особым видовым разнообразием отличались нильссония,
ктенис, таэниоптерис, птерофиллум. Гинкговые были представлены до-
статочно богато, в особенности роды гинкго, байера, фоеникопсис.
В' группе хвойных были одновременно представлены по преимуще-
ству мезофильные роды (подозамиты, питиофиллумы), но присутство-
вали и ксерофильные (брахифиллумы, пагиофиллумы).
Согласно Кабаяши и Шикама (Kobajashi, Shikama, 1961), основ-
ные изменения состава растительности происходили не .в 'меридйальном
направлении — с юга на север, а в широтном — в глубь континента, в
87
котором ископаемые остатки обедняются мезофильными формами. Фло-
ра Центрального и Южного Китая существовала в условиях аридизи-
рованного климата. В ней мало содержится папоротников и гинкговых
и относительно велика роль хвойных и цикадофитов, среди которых
преобладают ксерофильные виды.
В аридной области, охватывавшей в основном ту же территорию,
что и в верхней юре (Центральная и Средняя Азия, Казахстан, Южная
Монголия, континентальные участки Южной Европы), нижний мёл вы-
ражен карбонатными красноцветами, местами гипсоносными. Раститель-
ные остатки в этих отложениях еще более редки, чем в верхнеюрских.
Если в последних удается постоянно находить хотя и единичные остат-
ки папоротников (кладофлебис и кониоптерис), подозамитов, эквизи-
титов,' гинкговых (чекановокая, байера) и хвойных (пагиофиллум), то
в отложениях неокома они, за редкими исключениями, отсутствуют. Эта
редкость находок остатков флоры сама по себе говорит о чрезвычайно
слабом развитии растительного покрова в пределах аридной области,
который, очевидно, полностью отсутствовал на плакорах и был пред-
ставлен только на подгорных аллювиальных равнинах, речных долинах
и бессточных котлови'нах, зарослями, оторачивавшими отдельные водое-
мы. Эти заросли составляли ксерофильные хвойные (брахифиллум, па-
гиофиллум), папоротники (схизейные й глейхеневые), редкие гинкговые.
В них находили -корм растительноядные динозавры, остатки которых
найдены во многих впадинах Монголии, Алашаня, Ганьсу, Джунгарии
и Цайдама. Область с оазисной растительностью продолжалась на во-
сток до гор Гобийского Алтая и Холаншаня, на которых аридные крас-
ноцветы сменяются пестроцветными отложениями с пачками углистых
аргиллитов и «бумажных сланцев» (диагенезированные сапропелевые
илы). В западном направлении пустынная саванна простиралась до эпи-
континентальных морей Средней и Передней Азии, по побережьям кото-
рых, как показали находки Н. Н. Верзилина (1963) в Восточной Фер-
гане, местами развивались заросли тропических папоротников.
В Тибете, Индии и Индокитае растительность неокома была мезо-
фильной и в общем близкой юрской. В ней были широко распростране-
ны папоротники: онихиопсис, глейхения, руффордия, хаусмания, мато-
нидиум, вейхселия; цикадофиты: отозамитес, глоссозамитес, нильссония
и др.; хвойные — главным образом, араукароидные.
В Северо-Западной Индии, испытывавшей влияние аридного кли-
мата, в составе нижнемеловой растительности возрастает роль цикадо-
фитов и особенно хвойных, среди которых видную роль начинает играть
ксерофильный брахифиллум.
В апте — альбе (после готерив-барремокого аридного максимума)
происходит одна из крупнейших перестроек растительного покрова
Земли, связанная с быстрым распространением покрытосеменных ра-
стений: магнолий, лавров, платанов, троходендронов, эвкалиптов и ду-
бов, а также новой формации хвойных, в которой господствующее по-
ложение заняли сосновые, приспособленные к интенсивному солнечному
освещению и засушливым условиям, и таксодиевые — в основном тене-
любивые и переносящие сильное переувлажнение.
Разнообразие гинкговых значительно сокращается. Почти полностью
исчезают чекановокая и байера; в поздний мел перешли только, роды
гинкго, фоеникопсис и сфенобайера. Полностью вымерли и такие доми-
нанты лесов мезозоя, как подозамиты и питиофиллум. Среди цикадо-
фитов исчезли все беннеттиты и многие саговые. Существенно обновил-
ся состав папоротников, среди которых теперь уже полностью отсутство-
вал кониоптерис, и еще шире распространились глейхении и схизейные.
88
В Сибири заметно сокращается количество цикадофитов и убывает
их разнообразие; среди них в основном остаются мезофильные роды:
нильссония, хейлунгии, якутиллы. Гинкговые существенную роль в лес-
ном древостое сохраняли только в Северо-Восточной Сибири и Верхоян-
ско-Колымском крае; на остальном пространстве они перешли на поло-
жение реликтов. Хвойные' в анте—альбе достигают максимального раз-
нообразия (27 родов с 56 видами). Их основные массивы по-прежнему
80 100 120
Рис. 37 (условные обозначения см. на стр. 77).
сосредоточивались на территории Сибири и Восточной Азии. Брахифил-
лум и пагиофиллум исчезают с больших площадей Западной и Южной
Сибири, но сохраняются в пределах Средней и Центральной Азии,.хотя
и здесь их роль в составе растительности падает. По распространению»
этих ксерофильных хвойных видно, что аридная область в альбе»резко
сократилась (рис. 37). .
В конце раннего мела всюду, кроме северных и северо-восточных:
районов Сибири, появились покрытосеменные растения. Пыльца покры-
тосеменных раньше (и в большем количестве) встречается в нижнеме-
ловых отложениях аридной области. В Сибири развитие растений этого»
класса явно запаздывало. В пределах Вилюйской впадины пыльца по-
крытосеменных найдена лишь в виде единичных зерен и только в самых
верхних горизонтах альба (Болоховитина, 1959).
Поздний мел
В позднем мелу северную Евразию покрывали хвойно-широколист-
венные леса, содержащие реликты древней флоры. Дольше всего эле-
89»
менты среднемезозойской растительности сохранялись в Сибири и на
-северо-востоке материка, где они до турона включительно играли важ-
ную лесообразующую роль.
Согласно В. А. Вахрамееву (1964), широколиственные позднего ме-
ла были представлены преимущественно платановыми (платан, кредне-
рия, протофиллум); начиная с сенона их частично вытеснили троходенд-
роны, ставшие доминантами северной растительности. Из других покры-
тосеменных в .первой половине верхнемеловой эпохи значительную роль
играли аралия, сассафрас, цисситес, дальбергитес, а во второй полю-
вине позднего мела маюклинтокия, вибурнум, норденокиольдия. В про-
должение всего мелового периода был широко распространен зизифус.
ВО IOO 120
Рис. 38 (условные обозначения см. на стр. 77).
В конце позднемеловой эпохи появились и быстро распространились
различные теплоумеренные листопадные из ореховых, буковых и бере-
зовых. Хвойные были представлены сосновыми (сосны, ели, пихты, тсуги,
кедры) и таксодиевыми (секвойя, таксодиум, глиптостробус). Еще мно-
гочисленнее были реликты юрской и раннемеловой флоры — карлико-
вые формы цикадофитов (нильссония, псевдоцикас), араукариевые,
подозамитес и гинкго.
Нижний ярус хвойно-широколиственных лесов по-прежнему состав-
ляли папоротники: лигодиум, схизейные, осмундовые, глейхении, селя-
гинеллы, среди которых сохранялся юрский кладофлебис.
Хвойно-широколиственные леса Северной Евразии были провин-
циально дифференцированными. На северо-востоке материка они со-
стояли по преимуществу из сосновых, хвойных и троходендронов с су-
90
щесТвенным участием (реликтов среднемезозойской флоры. На террито-
рии Западной и Южной Сибири в составе этих лесов возрастала роль
покрытосеменных растений.
В Средней Европе, Казахстане, Монголии и Северном Китае широ-
колиственные были представлены платанами, лаврами, дубами, каш-
танами, кленами. Среди хвойных заметную роль играли кедры, подокар-
пусы и кипарисовые. Из реликтов ореднемезозойской флоры чаще всего
встречается гинкго.
Хвойно-широколиственные леса Приморья, п-ва Кореи, о. Сахалина
и Японских островов отличало разнообразие папоротников, часто образо-
вывавших самостоятельные фитоценозы (на морских побережьях и на
аллювиальных низменностях). В первой половине верхнемеловой эпохи
здесь были еще широко распространены глейхениевые и осмундовые.
В дальнейшем количество папоротников во флорах Дальнего Востока
сокращается за счет выпадения теплолюбивых форм. В это же время
в лесах Дальневосточной провинции резко усилилось содержание по-
крытосеменных: кленов, каштанов, дубов, ольхи, березы, а также со-
сновых —и исчезли последние представители цикадофитов (отозами-
тес и нильссония).
В аридной зоне, по-прежнему включавшей часть Южной Европы,
Переднюю, Среднюю и Центральную Азию, Южный Казахстан и весь
Центральный Китай (рис. 38), господствовал ландшафт саванн с оди-
ночными оазисами и галерейными лесами вдоль рек, в которых произ-
растали ксероф'илизовэнные представители хвойных (в том числе бра-
хифиллум и пагиофиллум), лавровых, миртовых. В этих оазисах про-
должала обитать динозавровая фауна.
В южной половине Евразии, следовавшей за аридной областью,
была распространена исключительно вечнозеленая растительность из
магнолиевых, лавровых, миртовых, фикусов, вечнозеленых дубов, пальм,
древовидных папоротников.
ГЛАВА IV
ЗООГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
ФАУНА МОРЯ
Триас
Широтная зональность органического мира с тропической и бореаль-
ной областями в северном полушарии возникла еще в верхнем палео-
зое. Она продолжала существовать и в триасе, оставаясь по-прежнему
выраженной очень слабо, поскольку в каждой из этих зоогеографиче-
ских областей основу морской фауны продолжали составлять одни и то-
же группы беспозвоночных — аммониты, пелециподы и др., среди кото-
рых преобладали общие роды.
Тропической области принадлежали все морские бассейны Южной
и Срединной Евразии (рис. 39,А). В этих морях, если и существовало-
известное разнообразие триасовой фауны — некоторые провинциальные
различия, то причиной его были не климатические условия, а состояние
палеогеографических связей, влияющих на миграцию фаун.
В европейской (альпийской) части моря Тетис фауна была богатой
и разнообразной. В состав ее входили настоящие аммонитиды, двуствор-
чатые моллюски, шестилучевые кораллы, морские ежи (главным обра-
зом, Cidaridae), морские водоросли (диплопоры и гиропореллы), бра-
хиоподы (ринхонеллиды и теребратулиды). Двустворки были представ-
лены двумя-экологически различными группами: с тонкостенными ра-
ковинами — псевдомонотис, даонелла, галобия, связанными с обла-
стями терригенной седиментации, и с толстостенными раковинами —
мегалодон, дицерокардиум, обитавшими в областях карбонатной седи-
ментации.
В среднетриасовую эпоху альпийский Тетис выделял на север круп-
ный залив — так называемое море раковинного •известняка, которое
покрывало значительную часть пространства герцинской Европы. Связи
этого, в общем мелководного, краевого бассейна с открытым морем
были затрудненными, что было причиной некоторых отклонений соле-
вого и газового режима его вод от нормы. Фауна моря раковинного
известняка была однообразна в отношении родового и видового состава,
но богата особями. В ней резко преобладали двустворки, отчасти гаст-
роподы, связанные с экологическими условиями морского мелководья:
миофория, хорнезия, пектен, авикула, гервилейя, митилус, модиола,
острея, лима. Местами были распространены заросли морских лилий
(энкринурус). Цефалоподы немногочисленны и представлены специали-
зированной группой цератитов; брахиоподы — единичными видами из.
семейства теребратулид. Кораллы, морские ежи и губки почти отсутст-
вовали.
Средневосточная часть Тетиса (Месопотамия, Иран, Афганистан,
Северо-Западная Индия, Тибет) отличалась широким распространением
92
мелководья, приурочивавшегося к срединным массивам и склонам плат-
форм (Индийской и Африканской), поэтому фауна его сочетает в себе
элементы как моря альпийского (геосинклинального), так и моря рако-
винного известняка (эпиконтинентального). Фауну средневосточного
сектора Тетиса отличает еще большее разнообразие. Ведущее положе-
ние в ней занимали цератиты, очень разнообразно представленные
(офицерас, меекоцерас, флеменгитес, ксенодискус, цератитес и многие
другие). Вместе с тем в этой фауне нередкими были и настоящие аммо-
ниты (пинакоцерас, трахицерас, монофиллитес и др.), характерные для
альпийской зоны Европы.
В триасовом море Ирана, Индии и Тибета больше всего распро- .
странены кораллы и экологически связанные с ними-толстостенные пе-
лециподы ('мегалодон и дицерокардиум), роль которых, относительно
тонкостенных (псевдомонотис, даонелла, галобия), была больше, чем в
альпийской части Тетиса. Среди брахиопод, здесь также обильно и раз-
нообразно представленных, наряду с ринхонеллидами и теребратули-
дами присутствовали спириферины, опиригеры, диелязмы.
Фауна морей Юго-Восточной Азии (Южный Китай, Япония, совет-
ское Приморье) не отличалась ни богатством, ни разнообразием. Обра-
щает на себя внимание малое распространение в этих морях кораллов и
всех групп организмов, характерных для рифовой фации — брахиопод,
толстостенных пелеципод (мегалодонов), строматопор, морских ежей.
Аммониты (главным образом, цератитовой линии) в них были значи-
тельно представлены только в раннем триасе. Основной группой даль-
невосточной фауны триаса являлись тонкостенные пелециподы.
Отмеченные провинциальные различия фаун Тетиса были значи-
тельными только в раннюю и среднюю эпохи триаса. В позднем триасе
области 'мелководья сокращаются, исчезают отмели и суши, разгоражи-
вавшие отдельные участки открытого моря, в результате чего во всех
морях тропической области расселяется относительно Однообразная, в,
основном аммонитово-пелециподовая фауна. •
Вдоль восточного побережья Азии тропическая фауна беспозвоноч-
ных была распространена до самых северных пунктов, до которых про-
слеживаются морские отложения триасового возраста (Ольга-Тетюхин-
<ский район советского Приморья и о. Хоккайдо в Японии). В этих
районах в отложениях триаса встречаются характерные представители
тропической фауны: аммонитов, (офицерас, ксенодискус, флеменгитес)
и пелеципод (даонелла, мегалодон, пектен, лима и др.). В окрестностях
Хабаровска среди отложений триаса присутствуют линзы известняков,
но без рифообразователей.
К бореальной области относились моря Северной и Северо-Восточ-
ной Евразии. В индском веке еще был возможен обмен фаунами морей
Арктики, Китая и Гималаев, которые для этого времени не обнаружи-
вают существенных различий. В оленекском веке необычайно усили-
вается эндемизм фауны морей Арктики, теперь уже утратившей сход-
ство с гималайской. В среднем триасе арктическая фауна состояла
преимущественно из эндемических родов аммонитов — индигиритес,
параиндигиритес, нотсориститес, давсонитес и др. Причина ее эндемизма,
по мнению Ю. Н. Попова, заключалась в изменениях палеогеографиче-
ских обстановок в течение триасового периода, следствием которых бы-
ла частичная или полная изоляция арктического бассейна и его Яна-
Индигирского залива от краевых морей Тихого океана и Тетиса.
В позднем триасе палеогеографические связи Арктического бас-
сейна расширяются и в нем сразу же сказывается влияние южной фау-
. ны (Тучков, 1962). Но даже и в позднем триасе фауна Арктического и
Яно-Индигирского бассейна была беднее и однообразнее тропической.
93
00 100 120
Рис. 39. Зоогеографи
А—триасу
Она состояла по преимуществу из аммонитов и тонкостенных пелеци-
под, приспособленных к существованию в бассейнах с терригенным
осадконакоплением, и была совершенно лишена кораллов, морских,
ежей, брахиопод и толстостенных пелеципод, населяющих моря с кар-
бонатным осадконакоплением.
В областях терригенной седиментации бореальная и тропическая
фауна представлены одними и теми же родами тонкостенных пелеци-
под и аммонитов. Очевидно, различие температуры морских вод боре-
альной и тропической областей в этот период было совсем: незначи-
тельным.
Юра
Юрские фауны северных и южных морей Евразии, как показали
советские исследователи (В. И. Бодылевский, Г. Я. Крымгольц,
В. Н. Сакс и др.), различались в большей степени, чем триасовые. Они
уже дают основания для более определенного выделения биогеографи-
ческих областей — бореальной и тропической. Зональные различия
юрских фаун выражались в общем обеднении состава фаун к северу и
в появлении ряда эндемичных родов и видов, не известных за преде-
лами своей биогеографической области. Но все же биогеографическая
зональность и в юрских морях была проявлена еще слабо, особенно
там, где бассейны были связаны между собой. Часто только количест-
венные соотношения в составе ископаемой фауны позволяют считать,
тот или иной вид свойственным бореальной или тропической (средизем-
номорской) области (Бодылевский, 1^57).
ВО 100. 120
ческая зональность.
Б—юра; В—мел.
95
В ранней юре, согласно В. Н. Саксу, М. С. Месежнйкову и
Н. И. Шульгиной (1964), зоогеографические 'различия бореальной и
тропической областей Евразии проявлялись исключительно в обедне-
нии фаун к 'северу; эндемическое же видообразование на составе их
фаунистических комплексов в это врем'я еще не сказывалось. На севере
и северо-востоке Азии были распространены роды аммонитов, пелеци-
под и белемнитов, которые обнаруживаются и в составе европейских
фаун. Однако далеко не все роды европейских фаун устанавливаются
на севере. „ Очевидно, пониженная температура воды северных морей
ограничивала доступ в них наиболее теплолюбивых организмов. Каче-
ственные различия бореальных и тропических фаун, связанные с появ-
лением эндемических форм, начинают складываться только в средне-
юрскую эпоху, хотя еще в домероком веке моря Арктического бассейна
были заселены аммонитами рода амальтеус, не распространявшегося на
юг дальше Японии (Kobayashi, Shikama, 1961) и Кавказа (Сакс
и др., 1964) .*
В среднеюрскую эпоху обособленность бореальной фауны посте-
пенно нарастала и к батскому веку становится совершенно,отчетливой.
Согласно В. Н. Саксу, М. С. Месежнйкову и Н. И. Шульгиной (1964),
в аалене и байосе на севере-Сибири аммониты продолжали еще сохра-
нять европейский облик (псевдолиоцерас, лейоцерас, людвигия, нор-
маннитес, гиперлиоцерас и др.). Формы", общие с тропическими, про-
должали встречаться на севере Сибири вплоть до начала бата (лиссоце-
рас). Позже аммониты,, характернее для южных областей, в сибирские
моря не проникали.
В бате Арктический бассейн заселяют бореальные роды аммонитов
(краноцефалитес, арктоцефалитес, и др.), не известные ни в Среди-
земноморье, ни в Юго-Восточной Азии. Белемниты уже с байоса оказы-
ваются существенно отличными от родов, обитавших в южных морях.
На северо-востоке Азии нет крупных Megateuthis, свойственных байосу
Европы; вместо них появляются мелкие формы этого рода, не извест-
ные за пределами Арктики (Сакс и др., 1964). В батском море Север-
ной Евразии были распространены бореальные роды белемнитов:
Cylindroteuthis и Pachyteuthis.
Одновременно изменения происходили в фауне пелеципод, в ко-
торой также возникают два обособленных комплекса: бореальный и
тропический. В среднеюрскую эпоху в морях северной Евразии полу-
чают распространение бореальные роды иноцерамов (Retroceramus и
Arcticeramus), а также крупные арктотисы.
В позднеюрскую эпоху обособление фаун бореальной и тропиче-
ской областей стало еще более резким, чем было до тех пор. В келло-
вее и раннем Оксфорде бореальная фауна продолжала продвигаться
в низкие широты. В это время ее характернейший представитель ка-
доцерас достигает Испании, Кавказа и Средней Азии. В раннем кел-
ловее в Северной Сибири появляется новый род пелеципод — ауцелла,
ставший одним из типических элементов бореальной фауны. Уже в
позднем Оксфорде направление миграции морских фаун меняется на
обратное. Теперь фауна тропической области мигрирует на север, при-
чем некоторые ее представители достигают Арктического бассейна.
Так, например, Таймыра и Северного Урала достигали теплолюбивые
аулакостефанус (кимеридж) и виргатоксиоцерас (волжский век).-
* Однако Г. я. Крымгольц (сообщение на юрской комиссии. МСК, 1964) пола-
гает, что нет оснований для выделения в лейасе биогеографических областей по аммо-
нитам. Домерский амальтеус был распространен по всей Западной Европе до Порту-
галии, Италии, Балкан и отмечен даже в Северной Африке. Псевдоликоцерас и дакте-
лиоцерас распространены еще шире.
96
Во второй половине позднеюрской эпохи контрастность бореаль-
ных и тропических фаун еще больше возросла за счёт эндемических
родов, которые в это время в обеих биогеографических областях по-
являются в большом числе. В Арктическом бассейне распростра-
няются таймыроцерос, лагонибелус, цилиндротеутис, не известные оа
его пределами. Однако четкой границы бореальной и тропической
биогеографических областей в юре не было,- Фактически между ними
пролегал широкий пояс развития смешанных фаун, в которых равным
образом были представлены северные и южные роды. Этот пояс сме-
шанных фаун пролегал через Среднюю и Северо-Западную Европу,;
Русскую платформу и юг Сибири (рис. 39,Б). В первой половине ран-
ней юры он еще не касался Болгарии, Крыма и Кавказа. Но уже в
конце этой эпохи в названных областях появляется много среднеевро-
пейских форм, среди которых были и бореальные. В среднеюрскую
эпоху тропическая фауна с филлоцёрасами и литоцерасами сохрани-
лась только в Альпийской Европе, Закавказье и Малой Азии. Подоб-.
ное распределение фаун отмечается и для начала поздней юры. В это
время северные элементы были преобладающими даже в фауне
Англо-Парижского бассейна. (Жинью, 1952).
С позднего Оксфорда тропическая фауна начинает все больше и
больше проникать в среднеевропейские, южнорусские и среднеазиат-
ские бассейны. Богатые тропические фауны с кораллами, толстостен-
ными двустворчатыми (дицерас), неринеями, морскими ежами, брахио-
подами и, конечно, разнообразными аммонитами (филлоцерас, макро-
цефалитес, оппелия) появляются в Южной Англии, Парижском бассейне,
в районе Ганновера, в южной части ФРГ, на Кавказе и в Туркме-
нии. В конце поздней юры море Польско-Германской впадины снова
оказалось под влиянием бореального бассейна, из которого в него
проникали виргатиты и ауцеллы.
В позднем Оксфорде — титоне моря Передней, Средней и Цен-
тральной Азии в связи с наступившей аридизацией климата характе-
ризовались почти исключительно карбонатным и карбонатно-сульфат-
ным осадконакоплением и развитием на . отмелях однообразной, по
преимуществу пелециподо-гастроподовой, фауны с множеством при-
растающих и сверлящих форм.
В области Тихоокеанского побережья зона смешанных фаун в
ранней и средней юре пролегала через северную часть о. Хонсю и не-
сколько южнее Сихотэ-Алиня. Бореальная фауна с амальтеусами и
псевдол'икоцерасами была распространена по всей системе заливов
Дальневосточного моря, до Приморья и Хоккайдо включительно.
Тропическая фауна с кораллами, морскими ежами, брахиоподами
(теребратулидами), строматопорами и теплолюбивыми формами ам-
монитов и пелеципод населяла море внешней зоны Юго-Восточной
Японии; крайним пунктом ее массового распространения нормально
являлась северо-восточная часть о. Хонсю. В плинсбахе и келловее
бореальная фауна с аммонитами амальтеус и сеймуритес распростра-
нялась едва не на всю среднюю Японию (Сато, 1963).
В поздней юре (Оксфорд—кимеридж) тропическая фауна продви-
нулась на север до 47-й параллели (бассейны рек Бикин и Хор по
К. М. Худолею). Таким образом, пограничная зона бореальной и тро-
пической областей в это время переместилась на север на 6—7°. отно-
сительно ее положения в лейасе. В позднеюрское время получили рас-
пространение рифы, протянувшиеся, по всей дуге Японских островов
до центрального Хоккайдо включительно. Т. Кобаяши (Kobayashi,
1942) считает их по палеогеографической позиции сходными , с новей-
7 В. М. Синицын, ч. 2
97
Ш'ими барьерными рифами Австралии. Рифообразователями в юго-
восточных бассейнах были больше строматопоры и меньше кораллы.
История развития шестилучевых кораллов в юре показывает на
их расцвет во второй половине периода, проявившийся как в общем
увеличении количества семейств и родов, так и в возрастании роли
рифов среди осадков этого возраста. В позднем Оксфорде — кимеридже
кораллы являлись одним из основных элементов фауны Тетиса, а ри-
фообразование'—одним из ведущих типов седиментационного процесса.
В поздней юре коралловые рифы распространялись на север до
Англии, Северной Франции и Бельгии, средней части ФРГ и Донбасса.
' По-видимому, в позднеюрском Тетисе существовали все условия для
развития коралловых рифов: и интенсивное солнечное освещение и
высокая, мало меняющаяся в течение' года, температура морских вод,
нормальная соленость и слабый приток терригенного материала и прес-
ных вод с континентальной суши.
Мел
В раннемеловую эпоху морские бассейны бореальной области
(Арктический, Восточно-Европейский и Германский) населяли аммо-
ниты— краспедитесы, полиптихиты, симбир скиты; белемниты — Су-
lindroteuthinae, ауцеллы, лиостреи, арктоитосы, а бассейны тропиче-
ской области (Альпийская Европа, Малая и Передняя Азия, Гималаи
и Тибет, Юго-Восточная Азия) были населены более богатой и разно-
образной фауной, главными группами которой были кораллы, морские
ежи, фораминиферы (орбитолины и милиолиды), белемниты' (дюва-
лия), аммониты (гоплиты, криоцерасы, десмоцерасы, шлоенбахии
и др.), брахиоподы (ринхонелиды и теребратулиды), рудисты, крупные
устрицы, тригонии, неринеи, строматопоры и мшанки. Тропическая
фауна к тому же была экологически разнородной. В зависимости от
палеогеографических условий она была дифференцирована на ряд эко-
логических комплексов. В области морского мелководья и умеренно
глубокого моря, воды которых не претерпевали значительных колеба-
ний температуры и солености, обитала по преимуществу аммонито-
белемнитовая фауна. В условиях аридизированного морского мелко-
водья были распространены однообразные пелециподово-гастроподбвые
фауны, почти не содержащие аммонитов, кораллов и других групп
беспозвоночных, не терпящих колебаний режима солености морских
вод. На участках бассейнов, изолированных от влияния речного стока,
вызывающего опреснение и замутнение морских вод, обитали рифо-
строители — кораллы, рудисты, известковые водоросли, строматопоры,.
а также ассоциирующиеся с ними морские ежи, брахиоподы и нери-
неи. К районам распространения рифов приурочивались и основные
ареалы обитания орбитолин. Относительная роль этих экологических
комплексов в составе тропической фауны менялась во времени, в за-
висимости от состояния палеогеографических обстановок. В нсокоме
(особенно в барреме) и раннем апте, характеризовавшихся регрессией
моря и ксеротермическим климатом, большое региональное распро-
странение имели однородные пелециподовые фауны аридного мелко-
водья и фауны рифовых фаций. В альбском веке, на который прихо-
дится крупная трансгрессия, наоборот, большое распространение полу-
чили аммонитовая и белемнитовая фауны.
Четкой границы тропической и бореальной областей в меловом
периоде не было. На территории Русской платформы, Германского и
Английского бассейнов обитали смешанные фауны (рис. 39,5). Боре-
альные полиптихиты достигали Кавказа, а тропические формы —
98
Шпицбергена, Печоры и северных районов Западной Сибири (хиболи-
тес) и обнаружены даже в районе моря Лаптевых (бохианитес).
В последнее, время зону распространения смешанных фаун (сред-
неевропейскую) разделяют на две подзоны: южную, или Германско-
Кавказскую, и северную, или Среднерусскую (Макридин и Кац, 1964).
В южной подзоне, охватывавшей значительную часть Северо-Западной
Европы, Карпаты, Крым, Кавказ и Закаспий, элементы тропической
(средиземноморской) фауны присутствуют постоянно и в значитель-
ном количестве. Это орбитоиды, кораллы, морские ежи, брахиоподы.
В Среднерусской подзоне господствовали бореальные элементы.- Здесь
были разнообразно представлены белемниты, но почти отсутствовали
аммониты, морские ежи были немногочисленными, а брахиоподы —
единичными.
Вдоль восточного побережья материка тропическая фауна распро-
странялась на север до о. Хоккайдо включительно, где отложения ниж-
него мела заключают линзы известняков с орбитолинами, кораллами,
известковыми водорослями. Южные формы аммонитов (пульхелия,
криоцерас, десмоцерас и др.), иноцерамов, тригоний, морских ежей и
орбитолин фиксир.уются на всем протяжении внешней зоны Японии.
Раннемеловое море советского Приморья представляло слепое от-
ветвление бореального бассейна, изолированное от моря внешней зоны
Японии; в нем обитала ауцелловая фауна, не известная в Японии (Ху-
долей, 1960). Смена бореальной фауны южной происходила на ши-
роте 45°.
Степень различия фаун бореальной и; тропической областей в те-
чение раннемеловой эпохи изменялась. По В. Н. Саксу, М. С. Месеж-
никову и Н. И. Шульгиной (1964), в валанжине обособленность боре-
альной и тропической зоогеографических областей была значительной.
В составе бореальной фауны было много специфических родов и видов;
зона смешанных фаун была относительно узка. В барреме и апте та-
кого резкого обособления бореальной фауны уже' не было. В это время
вплоть до Шпицбергена, Новой Земли и Восточной Гренландии была
расселена довольно однообразная фауна с дешейезтитесом,. санмарти-
ноцерасом,.анцилоцерасом и др.
В западной части Тетиса огромный размах получило рифообразо-
вание; строителями рифов были известковые водоросли, кораллы,
крупные фораминиферы, губки, неринеи и массивные пелециподы.
В альбе снова возникают различия бореальной и тропической фаун,
но эти различия были, главным образом, количественные, эндемиче-
ские формы еще отсутствовали; преобладали космополитные роды.
Ареал распространения бореальной фауны в альбе расширился. Глав-
ная группа этой теплоумеренной фауны — ауцеллы — теперь достигала
Турции (Фюрон, 1957). Условия для развития рифостроящих организ-
мов в альбе были неблагоприятными.
Морские бассейны аридной области (Туркменский, Иранский, Ме-
сопотамский) в зоне мелководья населялись довольно однообразной
фауной пелеципод и гастропод; аммониты здесь в значительном коли-
честве были распространены только в апте—альбе.
В позднем мелу план зоогеографической зональности оставался
прежним. В Арктическом бассейне и морях Северо-Восточной Азии
обитала бореальная фауна с иноцерамами, бакулитамп, белемнители-
нами песчаными фораминиферами, а в Тетисе и других южных, мо-
рях — теплолюбивая фауна с рудистами, крупными устрицами, • триго-
ниями, крупными и мелкими фораминиферами, морскими' ежами, ко-
раллами, строматопорами, белемнитами, аммонитами и брахиоподами
(ранхонеллиды и теребратулиды). Там, где бореальная и тропическая
99
зоогеографические области не разделялись сушей, граница между
ними представляла широкую полосу развития смешанных фаун. За-
падным ' звеном этой полосы смешанных фаун является Средне-Евро-
пейская провинция, которая по-прежнему охватывала Англо-Париж-
ский, .Польско-Германский бассейны, Восточно-Европейское море и
южную часть Зауральского моря (южные районы Западно-Сибирской
низменности, Тургайский пролив и Приаралье). В среднеевропейской
фауне присутствовали как бореальные формы, например белемнител-
лы, так и южные формы, включая кораллы и крупные фораминиферы.
Однако количество и видовое разнообразие теплолюбивых форм здесь
быстро уменьшалось к северу. Типичными обитателями морей боре-
альной. области были белемнителлы. С. приближением к тропической
области остатки их становятся редкими и уменьшаются размеры.
Южная граница Средне-Европейской провинции, которую не пересту-
пали бореальные белемнителлы, намечается по линии: средняя часть
Парижского бассейна — Предальпийский прогиб — северная Болга-
рия — Кавказ. Северную границу этой провинции намечают крайние
пункты находок кораллов, рудистов, орбитолин и других теплолюби-
вых трупп. Позднемеловые кораллы не распространялись на север
дальше Южной Англии, Бельгии и Украины. Рудисты известны даже в
Дании и Скании (Южная Швеция), где они, однако, были представ-
лены особыми, мелкораковинными, менее теплолюбивыми родами; ду-
рания, соважезий, гироплевра и др. Тропические же радиолиты и гип-
пуриты не выходили за пределы южной части Парижского бассейна,
Южно-Русского моря (до широты Ульяновска) и кызылкумской части
Закаспийского бассейна. 1
Согласно Э. Фойгту (Г963), в позднемеловой фауне Дании тепло-
любивые формы составляли значительный процент до конца Маастрих-
та, Особенно широко были распространены средиземноморские фора-
миниферы Pseudotextularia elegans Rzehak и Globotruncana contusa.
Cusham. В толще же 'настоящего мела орбитоиды, кораллы и эхиниды
отсутствуют. В отложениях датского яруса теплолюбивые формы исче-
зают, хотя мшанки еще представлены видами, удивительно сходными
с казахстанскими и крымскими.
Позднемеловое море Западной Сибири населялось бакулитами .с
.признаками угнетения и мелкими фораминиферами, среди которых
отсутствовали теплолюбивые группы—глоботрунканы и псевдотек-
стулярии. Однако в южных районах Западно-Сибирской низмен-
ности и в Тургае фауна фораминифер становится более разнооб-
разной и обильной, по общему комплексу приближающейся к сред-
неазиатской.
Моря Тихоокеанского побережья Азии в течение всей верхнемело-
вой эпохи заселялись фауной, сходной с южноазиатской; влияние
Арктического бассейна в них сказывались незначительно. В первую
пб'ловину позднемеловой эпохи различия бореальной и тропической
фаун были еще неотчетливыми. До коньяка включительно в морях
бореальной области были распространены иноцерамы, да и среди
аммонитов было много родов, общих с южноевропейскими, среднеази-
атскими и африканскими. Даже в сантонском веке аммониты Арктиче-
ского -бассейна не были вполне эндемическими. Среди них были баку-
литы, скафиты, акантоксафиты и др., имевшие широчайшее географиче-
ское-распространение. Хотя В это время белемнителлы уже не проникали
нищ 'Арктику, ни в моря Охотское и Беринговое, только в позднем сан-
тоне' И’ еще более отчетливо в кампане Арктический бассейн становится
-центром расселения бореальных фаун (Сакс, Месежников, Шульги-
- на, 1964)...
100
В розднемеловую эпоху в обширных эпиконтинентальных бассей-
нах аридной области (Аравия, Средняя Азия, Иран, Афганистан, Каш-
гария) продолжала существовать своеобразная, в основном эндемиче-
ская, фауна богатая особями, но резко обедненная в отношении родо-
вого состава. В составе верхРемеловой фауны аридизированных,
бассейнов преобладали двустворки, особенно устрицы .и рудисты, пред^
ставленные родами, обычными для тропической зоогеографической
области. Среди устриц наибольшим распространением пользовались,
острей, лиостреи, графеи, фатины, экзогиры; среди рудистов — радио-
литы и гиппуриты. Иноцерамы и аммониты бйли относительно =мало-
численными и однообразными; обилия и разнообразия они достигали
лишь в фазы максимального развития трансгрессий, когда .бассейн
аридной области приобретали свободные связи с мировым океаном
(ранний турон й Маастрихт).
Белемнитиды во многих бассейнах аридной .области, например
Средне-Азиатском, отсутствовали вообще; на восток они не проникали
дальше Приаралья и Кызыл-Кумов (Луппов и Бобкова, 1964).
К числу весьма распространенных групп фауны бассейнов арид-
ной области принадлежали также морские ежи, кораллы и форамини-
феры. Однако обильно они были представлены только в открытом
море — вдали от гор Тянь-Шаня, Гиндукуша и Трансгималая. В мор-
ских заливах — Ферганском, Кашгарском, Таджикском и Восточно-Ти-
бетском,— опреснявшихся речным стоком с окружавшей их гористой
суши и временами почти изолировавшихся от мирового океана, коли-
чество остатков кораллов и крупных фораминифер резко убывает,
часто до полного исчезновения. Поскольку аридная область ме-
лового периода лежала в пределах тропического пояса, эндемичная
фауна, населявшая ее бассейны, была производной от тропической.
И только в морях ее северной окраины (Центральные и Север-
ные Кызыл-Кумы, Приаралье) она приобретала среднеевропейский
облик, т. е. уже содержала выходцев из бореальной фауны.
ФАУНАСУШИ
ПОЗВОНОЧНЫЕ
Фауна позвоночных, обитавшая на суше, испытывала влияние из-
менений климата и палеогеографических обстановок еще сильнее и не-
посредственнее, чем фауна беспозвоночных, существовавших на дне
мелкого моря или в верхней толще воды открытого моря.
Мезозойских позвоночных отличала от кайнозойских меньшая
энергия жизни, менее энергичный обмен веществ, Меньшая пластич-
ность и уровень индивидуальных приспособлений к условиям окружаю-
щей среды, а отсюда и меньшее экологическое разнообразие. Им был
свойственен более ’ узкий диапазон температурной выносливости и со-
ответственно более тесная связь с климатическими условиями.
В развитии позвоночных мезозоя намечается ряд крупных этапов,
сопровождавшихся обновлениями видового состава и сменой господ--
ствовавших экологических типов. Эти этапы в развитии фауны позво-
ночных по времени согласуются с основными этапами развития .кли-
мата и несомненно являются их отражением.
Теократическо-аридному этапу нижнего — среднего триаса отве-
чает фауна лабиринтодонтов-дицинодонтов, обитавшая на аллювиаль-
ных равнинах среди опустыненных континентов. В начале талассокра-
тическо-гумидного этапа среднего мезозоя. (верхний триас) существо-
вала переходная фауна, в которой господствовали текодонты. В ранней
и средней юре,, на которые приходится максимум развития трансгрес-
101
сии моря и гумидизации климата, получила распространение фауна
морских рептилий и гигантских зауропод, также связанных с прибреж-
ной зоной морских заливов. В поздней юре и раннем мелу в резуль-
тате произошедшей аридизации климата наряду с морской фауной
снова распространяется наземная, населявшая леса вокруг морских
заливов и- крупных внутриматериковых водоемов. В позднем мелу
фауны морских рептилий угасают и преимущественное распростра-
нение получают континентальные формы, связанные умеренно обвод-
ненными ландшафтами: мелкими озерами, дельтами и руслами рек.
В конце мела .очередное изменение физико-географической среды вы-
звало «вымирание» динозавров и господствующее положение в на-
земной фауне перешло к древнейшим млекопитающим — диноцератам
и креодонтам. ,
Рассмотрим эти эволюционно-экологические комплексы позвоноч-
ных мезозоя каждый в отдельности.
Ранний и средний триас
Остатки позвоночных раннего и среднего триаса относительно
часто встречаются в континентальных фациях Англо-Парижского,
Предальпийского, Польско-Германского бассейнов, по всему При-
уралью, от Печорской синеклизы до Прикаспийской, в Тунгусской сине-
клизе и в Джунгарии. Находки их сделаны на Шпицбергене, в области
Ленско-Хатангского междуречья и в Уссурийском крае. Местами оби-
тания позвоночных раннего и среднего триаса являлись обширные
аллювиально-озерные равнины, располагавшиеся среди пустынных кон-
тинентов.
В Приуральских местонахождениях преобладают лабиринтодонты,
главным образом семейства бентозухид и капитозавров, подчиненное
положение в этой фауне занимали примитивные представители мелких
протозавров, псевдозухий, ринхоцефалов. В отложениях среднего —
верхнего триаса найдены крупные дицинодонты (штакелерия, масто-
донзавр и др.). В местонахождениях Западной Европы и Восточной
Гренландии также преобладают лабиринтодонты, которым постоянно
сопутствуют примитивные рептилии . из подкласса звероподобных.'
В триасовых красноцветах Джунгарии наиболее многочисленны остат-
ки дицинодонтов, котилозавров (прокол'офоны) и псевдозухий (касма-
тозавры). В гондванских грабенах Индии и в Соляном кряже отложе-
ния нижнего триаса (слои Панчета) содержат остатки лабиринтодон-
тов и дицинодонтов.
Вместе с остатками амфибий и рептилий постоянно находят прес-
новодных пелеципод, эстерий, остракод, а также отпечатки растений
«тростниковой» флоры — эквизетитов и неокаламитов, к которой ме-
стами присоединяются .папоротники и потомки палеозойских кордаи-
тов. Характерно широкое распространение в сопутствующей фауне
остатков двоякодышащих рыб, в особенности рода цератодус —• рыбы
пустыни, которая, по мнению палеозоологов, могла переносить полное
высыхание водоема.
Характер вмещающих пород (слабокарбонатные красноцветы и
пестроцветы, не содержащие гипса и солей) k состав сопровождающей
фауны беспозвоночных и, наконец, морфологические особенности самих
лабиринтодонтов и дицинодонтов указывают на то, что эти животные
были связаны с неглубокими пресноводными озерами и тихими ре-
ками. Лабиринтодонты большую часть времени проводили в воде, а
дицинодонты — на суше. В лабиринтодонтово-дицинодонтовой фауне
102
преобладали моллюскоядные формы, что было связано с бедностью
растительного покрова и обитанием в воде.
Неблагоприятные условия обитания на суше, особенно ухудшив-
шиеся в среднетриасовую эпоху в результате сокращения поверхност-
ного стока, были причиной дифференциации этой экологически одно-
образной фауны позвоночных, из которой выходят, с одной стороны,
настоящие наземные животные, полностью расставшиеся с пресными
водоемами, а с другой — животные, снова вернувшиеся к жизни в
море. Именно в это время появляются нотозавры—полуводные ящеро-
образные формы, у которых приспособления к жизни в море вырази-
лись в сильном удлинении шеи и укорочении хвоста и превращении
конечностей в ласты. Со среднего триаса распространяются ихтиозав-
ры, у которых, подобно современным дельфинам, развились' непарные
плавники, способствующие быстрому продвижению животного в воде.
Ихтиозавры были распространены во всех морях Евразии. Остатки их
находят на Шпицбергене, на Смоленском массиве, на побережье Охот-
ского моря. К морскому образу жизни переходят плоскозубые, у кото-
рых изменение образа жизни сопровождалось изменением ящёрооб-
разной формы тела в ламантинообразную и черепахообразную. Устрой-
ство конечностей триасовых лабиринтодонтов позволяет палеонтологам
утверждать, что и эти животные также были представлены формами,
вернувшемися к жизни в воде.
Триасовый кризис в развитии позвоночных сильнее всего отразил-
ся на амфибиях, среди которых полностью прекратили существование
рахитомные, характерные для позднего палеозоя. Сохранились лишь
самые активные формы амфибий с хорошо развитыми конечностями,
усовершенствованным легочным дыханием, выработавшие роговой по-
кров и перешедшие к яйцекладке на суше. Господствующей группой
наземной фауны становятся рептилии, у которых сильно развивается
роговой слой кожи, что сопровождалось почти полной утратой кожных
желез и кожного дыхания, и выработавшие особый способ размножения,
для осуществления которого уже не требовался водоем (Терентьев,
1961).
Поздний триас
Во второй половине верхнетриасовой эпохи усиливается транс-
грессия моря и смягчается климат. С этого времени по существу начи-
нается таласократическо-гумидный этап среднего мезозоя. Ландшафты
суши становятся менее пустынными; на аллювиальных равнинах,
теперь лучше орошаемых, появляется влаголюбивая растительность.
Эти изменения в ландшафте, не замедлили сказаться на фауне позво-
ночных. Вымирают последние котилозавры (проколофоны) и самая
распространенная в первой половине периода группа дицинодонтов.
Среди позднетриасовых позвоночных, остатки которых особенно
обильны в китайских местонахождениях —• в красноцветах централь-
ного плато Юньнани и юго-западной Гуаней,'долины р. Янцзы, про-
винции Шэнси (район Шэньму), Тайюанской мульды и межгорных
впадин Яньшаня (северо-восточнее Пекина),— уже преобладают раз-
личные виды текодонтов и протодинозавров (лунфэнский, юньнанский,
куньминский, лугоуский динозавры). Также и в верхнетриасовых от-
ложениях гондванских грабенов Индии (серия Махадеви) в большом
числе появляются текодонты, которые являются самой характерной
группой фауны, существовавшей в период между наземной — ранне-
триасовой— и водной юрской. Текодонты являлись бипедальными фор-
мами, обитавшими на равнинах с низкой растительностью.
103
Ранняя и средняя юра
В первой половине юрского периода условия существования по-
звоночных изменились еще больше в результатё нараставшей морской
трансгрессии и сильнейшей' гумидизации климата. На аллювиальных
равнинах, служивших местами обитания позвоночных, появляется море,
а там, куда море не проникало, возник оплошной лесной покров и об-
ширные болота, наполненные гниющими растительными остатками.
Такие болотистые леса не благоприятствовали существованию назем-
ных позвоночных. В результате происшедших палеогеографических
преобразований роль сухопутных форм в раннеюрскую- эпоху резко
падает. Теперь основной средой обитания позвоночных становится
море, главным образом его мелководные з.аливы и бухты. Типичными
представителями ископаемой фауны ранней юры являются- морские
рептилии: ихтиозавры, плезиозавры и летающие ящеры, обитавшие по
берегам морских заливов, а также гигантские растительноядные дино-
завры— зауроподы (бронтозавр, диплодок, брахиозавр и Др.), обла-
давшие максимальными среди всех известных существ, континента
размерами. Вес этих гигантов достигал 40—60 т; длина составляла 25—
35 м. Зауроподы населяли прибрежную вону морских заливов и круп-
ных внутриматериковых водоемов. Предполагают, что бронтозавры
держались в зоне с глубинами 4—5 м, а диплодокам были доступны
глубины до 7—8 м. Указанием на преимущественное пребывание в
воде служит, в первую очередь, строение скелета зауропод. Их хвост
и шея очень длинны,— позвонки шеи и туловища тонкие и легкие, хво-
104
стовые’ .позвонки, таз ц конечности массивные. Лапы несли большие-
когти, 'позволявшие животному цепляться за дно. Возможно, что в
костях были пустоты; допускается даже существование воздушных
мешков, как у птиц (Терентьев, 1961). Огромные размеры этих живот-
ных мыслимы только при обитании в воде, где вес тела уменьшается
на вес вытесненной им'воды. Высказываются предположения, что боль-
шая 'масса- тела гигантских зауропод помогала им противостоять
опрокидывающим ударам приливных волн. Пребывание зауропод в
воде спасало их от нападений крупных сухопутных хищников (карно-
завров). Вместе с тем их огромная величина служила защитой от мел-
ких морских хищников: крокодилов, плезиозавров, ихтиозавров и акул.
Раннеюрские рептилии в основном перешли к растительному питанию.
В частности, зауроподам пищей служила водная растительность, а
также листва и молодые побеги кустов и деревьев, произраставших по
берегам морских заливов и бухт.
Предками гигантских зауропод предполагаются двуногие поздне-
триасовые текодонты. Гигантские размеры и способность (вторичную)
к передвижению на четырех конечностях зауроподы приобрели к на-
чалу юрского периода,.. когда они уже перешли к водному образу
жизни. Даже в воде поддерживать грузное тело, на двух ногах было-
тяжело, и они стали использовать для опоры и передние конечности.
Ар-ёал распространения раннеюрских зауропод был значительно
меньше ареала распространения триасовых лабиринтодонтов и дици-
нодонтов (рис. 40, А). Крайне северные местонахождения раннеюрских
зауроцод располагаются в пределах Южной Ацглии, Северной Фран-
105
ции и Бельгии, средней части ФРГ (район Вюртенберга), южных райо-
нов Русской платформы, Туркмении и Южной Японии. Находки же
скелетов ихтиозавров и плезиозавров, распространявшихся значитель-
но дальше к северу, сделаны на Вилюе и на побережье моря Лаптевых.
Поздняя юра — ранний мел
В отложениях верхней юры и нижнего мела находки ископаемых
остатков позвоночных учащаются, причем среди них резко возрастает
относительное количество наземных форм. Наряду с зауроподами по-
являются рептилии, приспособленные к жизни в наземных условиях.
В этой фауне видное место заняли растительноядные игуанодонты,
обитавшие по берегам внутриматериковых водоемов, а также охотив-
шиеся на них карнозавры — самые могучие из когда-либо существо-
вавших хищников. С этого времени начинают существование стегозав-
ры, уже полностью сухопутные животные, выработавшие защитные
средства от нападения карнозавров и других наземных хищников в
виде громадных костных пластин или длинных шипов, расположенных
двумя рядами вдоль хребта животного. Стегозавры переходят к четве-
роногому передвижению, что также помогало при защите от хищников,
нападавших только сверху. Однако .резкая диспропорция в длине
передних и задних конечностей указывает на то, что эти животные
.могли приподниматься на задние ноги, например при питании листвой
деревьев (Рождественский, 1964). Между тем разнообразие морских
рептилий, в частности ихтиозавров и плезиозавров, в верхней юре на-
чало уменьшаться.
В течение раннего мела экологическое и морфологическое разно-
образие рептилий возросло. Меньше становится зауропод, и на поло-
жение господствующей группы выдвигаются птиценогие динозавры —
игуанодонты. Причина преимущественной двуногости раннемеловых
динозавров связывается с обитанием среди высокой наземной расти-
тельности (все птиценогие были растительноядными). Однако в жизни
игуанодонтов водоема продолжали сохранять большое значение. В бо-
лотистых лесах, окружавших водоемы, они находили пищу и, не имея
даже пассивных средств защиты, укрывались в них от хищников (сухо-
путных по образу жизни). Строение конечных фаланг игуанодонтов
(имевших гюлукопытный характер) и частые находки отпечатков зад-
них лап на пластовых поверхностях песчаников свидетельствуют о их
хождении по влажным и даже топким грунтам. '
Местонахождения птиценогих динозавров позднеюрского — ранне-
мелового возраста известны в Англии, Франции, Бельгии, Украине,
южной части Западной Сибири, Средней Азии, в Монголии, Забай-
калье, Амурском бассейне и Северо-Восточном Китае. Особенно богаты
костными остатками игуанодонтов вельдские слои Англии и Бельгии,
формировавшиеся в условиях приморской низменности. В континен-
тальных местонахождениях (Южная Сибирь, Монголия) преимущест-
венно представлены остатки менее крупных орнитопод — пситтако-
завров.
Поздний мел
С течением времени связи динозавров с водоемами ослабевают.
В верхнемеловую эпоху появляются все новые и новые группы четверо-
ногих растительноядных рептилий — анкилозавры, цератопсы и др.—
с пассивными средствами защиты от хищников — панцырем, шипами,
рогами, роговыми воротничками и проч. Эти животные обитали уже не
только в приречных или приозерных лесных зарослях, но могли значи-
106
дельно углубляться в пределы саванного редколесья. Появляются груп-
пы рептилий, сходные по экологическому типу с кайнозойскими млеко-
питающими. Наиболее ярким- примером такой конвергенции являются
рогатые цератопсы, не только экологически, но и морфологически по-
добные третичным носорогам. Одновременно существуют утконосые
динозавры (гадрозавры), имевшие в сравнении с их предшественни-
ками' игуанодонтами более резко выраженный двуногий облик. Строе-
ние головы этих динозавров — утиная морда, отодвинутые назад
ноздри,— плавательные перепонки на лапах ярко отражают их при-
способление к водной среде. Устройство зубов гадрозавров говорит об
их питании прибрежной болотной растительностью. и клубнями неко-
торых растений. Это, очевидно, были обитатели речных русел и дельт,
как современные бегемоты.
В' позднемеловую эпоху большого распространения и разнообра-
зия достигают крокодилы, обитавшие в реках и озерах. Находки их
сделаны в Средней Азии и южных районах Западно-Сибирской низ-
менности, Казахстане, Монголии, Западном Забайкалье и в Северном
Китае.
В общем рептилии в позднем мелу еще больше отрываются от
экологических обстановок приморских равнин и уже в основном стано-
вятся континентальными, связанными с внутриматериковыми водое-
мами: озерами, речными руслами, старицами и дельтами. Морские
рептилии тем временем клонились к упадку. Среди позднемеловых
ихтиозавров известен лишь один род.
Местонахождения остатков динозавровых фаун позднего мела от-
четливо тяготеют к периферическим районам аридной области — За-
падной и Южной Европе, Казахстану (на север до Кустанайской
области, на юг — до Кызыл-Кумов), Средней Азии, Джунгарии, Мон-
голии, южной половине Амурского бассейна, Северному, Центральному
и Юго-Западному Китаю, Лаосу, Бирме, Северной и Центральной
Индии. Очевидно, в это время экологические условия открытой саван-
ны с многочисленными тихими водоемами, окруженными раститель-
ностью, были более благоприятными для существования рептилий, чем
болотистые леса аллювиальных низменностей бореальной области, на
территории которых формировались толщи угленосных осадков. Низ-
менности бореальной области были не пригодны для обитания репти-
лий по причине их чрезвычайно большой влажности, умеренности
теплового режима и оплошного развития болотно-лесных ландшафтов.
Известно, что и в современной лесной зоне фауна позвоночных бедна
и однообразна вследствие недостатка кормов и обилия препятствий
для передвижения, а также плохой видимости из-за большой густоты
древостоя. В саванне пищи больше и видимость лучше благодаря пре-
обладанию открытых пространств. Население здесь богаче и разнооб-
разнее; характерна также стадность животных.
В Таримском бассейне, Гашуньской Гоби и Западном Алашане,
относившихся к самым сухим районам аридной области (гипсоносные
красноцветы), остатки меловых динозавров вообще неизвестны.
Видимо, к центру аридной области уменьшалось количество и размеры
водоемов и сокращался поверхностный сток, вследствие чего динозав-
ровое население в этом направлении сокращалось.
В меловом периоде пищей диназаврам служила по преимуществу
наземная растительность, а не водная, как в юре.
Ареал распространения динозавровой фауны в позднем мелу, по-
видимому, несколько сократился. Возможно, с этим связано отсутствие
остатков позднемеловых динозавровых фаун в средней части Западно-
Сибирской низменности (рис. 40, А).
107
Динозавры вымерли перед концом маастрихскаго века' (Елецкий,
1960) вместе с морскими рептилиями (ихтиозаврами «'плезиозаврами),
аммонитами, 'настоящими белемнитами и многими группами планктон-
ных фораминифер. Причины вымирания еще не установлены. Но не-
сомненно, .что ими не могли быть коренные 'перемены палеогеографи-
ческой обстановки; вызванные орогеническими процессами. Рельеф
Евразии в период вымирания динозавров существенных изменений не
претерпел, оставаясь преимущественно равнинным. Указанием на то,
что палеогеографические обстановки в целом оставались неизменными,'
может, в частности, служить тот факт, что преемники динозавров —
млекопитающие палеогена — были представлены теми же экологиче-
скими типами, что и позднемеловые динозавры.
Палеогеографические преобразования лика Земли способствовали
эволюции ’экологических типов фауны рептилий, но не могли явиться
причиной внезапного вымирания ее основных групп..
Динозавры были примитивнее млекопитающих, они отличались-
менее энергичным обменом веществ и, соответственно, Меньшей общей
активностью и поэтому неизбежно в ходе эволюции должны были
уступить место более совершенным млекопитающим. Но такая эволю-
ционная смена динозавров млекопитающими, казалось, должна была
бы совершаться постепенно, а не внезапно, как это имело место в дей-
ствительности.
Внезапное вымирание динозавров, которые в позднем мелу были
многочисленными и разнообразными, могло быть следствием какого-то.
значительного и скоротечного изменения географической среды и, если
не в характере рельефа, как отмечено выше, то в характере климата.
Рептилии не имели надежной внешней термоизоляции типа оперения
птиц и волосяного покрова млекопитающих. Не имели они и постоян-
ной температуры крови (Терентьев, 1961), поэтому им были опасны
перегревы в жаркое время и переохлаждение при понижениях темпе-
ратуры. Нормальное существование рептилий было возможно только'
в тропической области' 'при равномерном жарком, климате, при узком
интервале колебания суточных, сезонных и годовых температур. Уве-
личение амплитуды колебаний температур, а также ее понижения уже
до 6—8° С, при которых пресмыкающиеся утрачивают активность и
даже перестают двигаться, могло бы быть одной из причин упадка
динозавров, тем более, что их историческими преемниками явились
теплокровные млекопитающие, способные переносить значительйые ко-
лебания температуры окружающей среды. Однако и этот фактор гео-
графической среды едва ли имел решающее влияние на судьбу дино-
завров, поскольку весь комплекс палеоклиматических данных свиде-
тельствует о том, что заметных . изменений температуры в конце
мелового периода не произошло. Да если такие изменения и имели
место в теплоумеренной зоне, то оставалась тропическая область с тем-
пературным режимом, допускавшим существование динозавров. В этом
случае произошло бы. не всеобщее вымирание динозавров, а только
сокращение ареала их распространения.
Наиболее вероятной причиной вымирания динозавров представ-
ляется изменение состава солнечной радиации и плотности космиче-
ских лучей, на что указывают астрофизики В. И. Красковский и
И. С. Шкловский. В частности, резкое увеличение интенсивности кос-
мических лучей, вызванное вспышкой новой звезды или целой галак-
тики, могло быть губительным для форм жизни, связанных с обитанцем
на открытых пространствах и в верхней толще воды, подвергающихся
постоянному облучению. Примечательно, что вымерли только крупные
представители пресмыкающихся — динозавры, а не мелкие прёдстави-
108 ' '
тели - змеи, ящерицы, черепахи, крокодилы,— которые могли укры-
ваться в расщелинах скал, под сенью густой, не проницаемой для лучей
растительности. Известную роль при этом могла сыграть и возрастав-
шая сухость воздуха, способствующая большому 'проникновению сол-
нечной радиации к поверхности Земли.
БЕСПОЗВОНОЧНЫЕ ВНУТРИМАТЕРИКОВЫХ БАССЕЙНОВ
. В развитии мезозойских беспозвоночных, населявших пресновод-
ные бассейны материка, как следует из работ Г. Г. Мартинсона, а так-
же Ч. М. Колесникова, И. В. Лебедева, и Л. А. Рагозина, устанавли-
ваются те же четыре основных этапа, которые мы проследили на исто-
рии развития динозавровой фауны.
В геократическо-аридную фазу - раннего и среднего триаса
на равнинах.Сибири, Сино-Гобии и Фенно-Сарматии были распростра-
нены озера и речные русла, в которых обитали остракоды, филлоподы
и пресноводные пелециподы из группы антракозид, а также рыбы,
амфибии и рептилии. Раковины пелеципод и остракод раннего и сред-
него. триаса относительно крупные, массивные и толстостенные; коли-
чество ископаемого материала обычно значительное. Все это говорит
о том, что внутриматериковые водоемы начала мезозоя являлись бла-
гоприятной средой для существования беспозвоночных и позвоночных.
Они были открытыми, свободными от растительности; воды их были
хорошо прогретыми, насыщенными известью. В позднем триасе потом-
ки палеозойских антракозид вымирают и одновременно появляются и
широко распространяются униониды, связанные с более подвижными
водами.
.В рэте, ранней и средней юре озера континентальных низ-
менностей Евразии зарастали водной и прибрежной растительностью,
а участками превращались в болота, накапливавшие огромные массы
органических остатков, давшие начало ископаемым углям. Воды озер
этого времени содержали много продуктов гниения растительных остат-
ков и были бедны кислородом и известью. Фауна беспозвоночных, их
населявшая, состояла из мелких тонкостенных пелеципод, филлопод
с хитиновым скелетом и малочисленных остракод. Из пелеципод для
рэта и раннего лейаса характерны утшамиеллы и тутуеллы, а для
позднего лейаса и средней юры — сибиреконхи, ферганоконхи, арки-
теллы и униониды. Континентальная фауна беспозвоночных среднего
мезозоя, характеризовавшегося гум'йдным климатом, в целом бедная
и однообразная.
В Средней и Центральной Азии (вплоть до Сычуани), где ариди-
зация климата наступила раньше, уже в средней юре распространяют-
ся псевдокардинии, корбикулиды и двустворки, напоминающие Kija,
существовавшие уже в менее заросших растительностью водоемах.
В верхней юре в результате сильного иссушения климата внут-
ренних районов Евразии озера аридной области из зарастающих пре-
вращаются в открытые. Их воды все больше и больше освобождаются
от гумуса, при этом содержание кислорода и извести повышается.
Фауна беспозвоночных в озерах становится более богатой и разнооб-
разной. Господствующее положение в ней занимают виды, связанные
с экологическими условиями открытого побережья и чистых вод. Это
лимноцирены, аргуниеллы, корбикулы, битинии, вальваты, пробайка-
лии, лиоплакс и др. В фациях русел и дельт большое распространение
получили разнообразные униониды. Снова, как и в ксеротермическую
фазу раннего и среднего триаса, раковины моллюсков становятся
более крупными и массивными. Одновременно более разнообразной и
109
обильной становится фауна остракод и филлопод; распространение в
водоемах аридной области получают костистые рыбы.
В раннем мелу разнообразие фауны внутриматериковых водое-
мов продолжает возрастать, хотя родовой состав остается в общем
таким же, как в верхней юре. По-прежнему господствуют лимноци-
рены, аргуниеллы, пликатунио, микр'омелания, вивипарус, вальвата,
битиния, гидробия, гираулюс. Во второй половине раннего мела появ-
ляются тригиниоидесы. Однако на территории Вилюйской впадины, во
впадинах Витимского плато и Амурского бассейна, Японии и Кореи,
находившихся за пределами аридной области, и в раннем мелу - про-
должали существовать озера, зараставшие водной и болотной расти-
тельностью, в которых моллюски и эстерии по-прежнему были пред-
ставлены менее обильно и разнообразно и только малорослыми фор-
мами, обладавшими менее массивными раковинами (Мартинсон, 1964;
Колесников, 1964; Kobayashi a. Shikama, 1961).
В позднем мелу зона угленакопления и озер, зарастающих;
водной растительностью, смещается дальше к северу и востоку, в связи
с чем комплексы пресноводных моллюсков, обитающих в открытых
водоемах и обладающих относительно более крупными, массивными и
скульптированными раковинами, распространяются в этих направле-
ниях дальше, чем в предшествовавшую эпоху (рис. 40,5). Присутст-
вие их отмечается даже в отложениях сангарской серии Ленского
бассейна. Крупные внутриматериковые водоемы продолжают суще-
ствовать, но становятся еще более мелкими и свободными от расти-
тельности. Прогрев вод усилился еще более, а содержание кислорода и
усваиваемой извести возросло. Пелециподы и гастроподы ’позднемело-
вых озер представлены еще более крупными формами, с толстостенны-
ми раковинами, богато скульптированными, обладавшими мощным
мускульным аппаратом, чём они близко напоминают морских моллю-
,сков. Все эти черты особенно резко выражены у тригониоидесов —одного
из наиболее характерных родов верхнемелового .комплекса аридной
области и Южной Азии. Увеличение размеров и массивности раковин
отмечается также у остракод и эстерий (Kobajashi, Shikama, 1961).
Озера аридной области позднего мела наряду с беспозвоночными в изо-
билии населялись рыбами, черепахами, крокодилами, водными динозав-
рами (гидрозаврами). .
Во второй половине позднемеловой эпохи количество и размеры
внутриматериковых водоемов сокращается, в связи с чем уменьшается
число находок озерных моллюсков и соответственно учащаются наход-
ки остатков позвоночных обитателей суши.
Дифференциация пресноводных фаун внутриматериковых бассей-
нов в термическом отношении выражена менее отчетливо, чем ее разли-
чия в отношении экологических условий, связанных с различной
степенью увлажнения. Различия такого рода определенно устанавлива-
ются только для мела. В Хатангской впадине, в Ленском, бассейне, во
впадинах Верхоянско-Колымской области, Амурского бассейна и север-
ного Приаралья континентальная фауна пресноводных моллюсков
существовала в условиях теплоумеренного климата, что доказывается
чередованием в разрезе отложений, заключающих эту фауну, с морски-
ми пачками, содержащими бореальных ауцелл.
В аналогичных параллических разрезах Средней Азии, Индии и
Бирмы наблюдается чередование слоев, несущих морскую фауну тропи-
ческого облика (с устрицами, рудистами, кораллами), и слоев с кон-
тинентально-пресноводной фауной, в общем, того же родового состава,
что и в северных местонахождениях, но отличающихся более крупными
и массивными раковинами.
НО
ГЛАВА V
ПРИРОДНЫЕ зоны и их климатическая характеристика
В предыдущих главах мы рассмотрели палеогеографию мезозой-
ской Евразии, характер проявления на ее территории процессов вывет-
ривания и осадконакопления, особенности географического распростра-
нения основных формаций растительности и животного мира. Во всех
рассмотренных случаях обнаруживается зональность, оказывающаяся
для соответствующих геологических эпох удивительно сходной. Такое-
совпадение зональности в проявлении разнохарактерных экзогенных
процессов свидетельствует о существовании в мезозое общей природной
зональности, обусловленной климатом, которой подчинялись все компо-
ненты палеоландшафта: поверхностные и грунтовые воды, геохимиче-
ские процессы, биоценозы и проч. Поскольку природная зональность,
является отражением климата и, в первую очередь, системы воздушной
циркуляции, распределения солнечного тепла и атмосферных осадков,
ее выявление составляет начальный этап палеоклиматического исследо*-
вания, в результате которого подготавливается необходимая основа для
. палеоклимэтических реконструкций.
Для количественной оценки мезозойского климата вполне могут
использоваться климатические характеристики современных природных
зон, сходных с ними по типам выветривания и осадконакопления, расти-
тельным формациям и .фаунистическим комплексам. Правда, мезозой-
ская фауна и флора почти не сохранились до наших дней, но их эколо-
гические аналоги довольно обычны среди современной растительности
и животного мира. Привлекая хорошо известные в климатическом отно-
шении современные аналоги мезозойских литогенетических образований
и современные экологические аналоги мезозойской растительности и.
мезозойского органического мира, а также используя данные палеотер-
мии, мы получаем необходимые данные для приблизительной количест-
венной оценки климатических условий прошлого.
Ранний и средний триас
Климат мезозоя и в особенности триаса был почти изотермичным,,
поэтому природная зональность материка в это время определялась,
главным образом, распределением атмосферных осадков и не столько
объемами, сколько режимом их выпадения в течение года. Для раннего
и среднего триаса в пределах Евразии устанавливаются три основных
природных зоны: экстрааридная (пустынная), включавшая преобла-
дающую часть Европы, Аравию, Иран, Среднюю и Центральную Азию;
умеренно аридная (сухая саванна), ландшафты которой были господ-
ствующими на территории Северной Европы, Западной и Южной Сиби-
ри, Забайкалья, Монголии и Восточного Китая, и семиаридная (умерен-
111
но влажная саванна), охватывавшая северо-восток Азии от Хатанги и
Чукотки до Японских островов, а также Юго-Восточную Азию.
Экстрааридная область в литогенетическом отношении характери-
зуется распространением красноцветных песчаников пролювиальных и
эоловых фаций, плохой сортировкой и окатанностью обломочного мате-
риала, присутствием в его составе большого количества малоустойчи-
вых выветриванию минералов (полевых шпатов, слюд, роговых обма-
нок), грубой потоковой слоистостью и редкостью параллельно слоистых
осадков бассейнового типа, наличием следов эоловой шлифовки песча-
ных частиц и чйстым присутствием свернутых в трубку глинистых пле-
нок, образовавшихся на подсохшей поверхности эфемерного водоема
(такыра). Экстрааридные красноцветы содержат мало глин, среди ко-
торых преобладают гидрослюдистые. Вообще обращают на себя внима-
ние малые объемы континентального осадконакопления. Останцы кор
выветривания раннетриасового возраста отсутствуют.
Органические остатки в экстрааридной области редки и представ-
лены однообразными в отношении родового состава остракодами, эсте-
риями и двоякодышащими рыбами, обитавшими в небольших эфемер-
ных водоемах. Остатки растений также встречаются редко й
представлены однообразными формами сильно ксероморфных птеридо-
сперм, хвойных и цикадовых. В ландшафтном отношении экстраарид-
ная область представляла голую тропическую пустыню, почти лишен-
ную поверхностного стока.
В умеренно аридной области общие объемы континентальных осад-
ков возрастают. Здесь также господствуют красноцветы, но уже не-
сколько иного литогенетического типа, для которого характерно преоб-
ладание аллювиальных фаций и значительное распространение озерньц
осадков. Обломочный материал умеренно аридных красноцветов мень-
ше содержит неустойчивых минералов, при этом он лучше сортирован и
окатан; дистанции его переноса были протяженнее, чем' в экстраарид-
ной области. Глины содержатся в большем количестве, чем в предыду-
щей области, и состав их более сложный, хотя преобладающую роль и
в этом типе красноцветов продолжают играть гидрослюды, но в них уже
значительное развитие получают другие глинистые минералы: каоли-
нит, монтмориллонит и бейделлит. Одну из характерных черт красно-
цветов умеренно аридной области составляют осадки смешанного
карбонатно-глинистого состава — мергели и известковистые глины, на-
капливавшиеся в озерах.
Органические остатки в красноцветах умеренно аридной области
учащаются и становятся более разнообразными. Наряду с остракодами,
филоподами и антракозидами нередко обнаруживаютйя рыбы, амфибии
и рептилии. Растительные остатки также представлены ксерофильными
формами, но состав их заметно разнообразнее и сами остатки более
часты. Помимо птеридоспермов, хвойных и цикадофитов, известных в
экстрааридной области, здесь присутствуют папоротники, хвощи, корда-
итовые и древнейшие представители гинкговых и подозамитов.
Ландшафты умеренно аридной области представляются в виде су-
хой саванны с бедной оазисной растительностью вокруг отдельных во-
доемов и рек,, обладавших постоянными водотоками. Внутриконтинен-
тальные водоемы умеренно аридной области были открытыми,
лишенными водной растительности, хорошо прогреваемыми. На это
указывает обилие извести в их осадках и массивность раковин ископае-
мых моллюсков.
Морские отложения в пределах экстрааридной и умеренно аридной
областей представлены высококарбонатной формацией, главными ком-
понентами которой являются известняки различных типов, мергели и
112
известковистые глины. В Тетисе на неглубоко затопленных кордильерах
сформировались цепи водорослевых, губковых и коралловых рифов. В
зоне мелководья, занимавшего большие площади на окраинах плат-
форм и срединных массивов, широкое распространение получила кар-
бонатно-сульфатная формация с большим участием доломитов, доломи-
товых известняков, ангидритов, гипсов, а местами каменной и калийной
солей. Основными районами распространения карбонатно-сульфатной
формации, являются: Аквитанский и Англо-Парижский бассейны, Се-
веро-Германская впадина, бассейны Прикарпатья, Месопотамский про-
гиб, срединные массивы Ирана, Тибет, Юго-Западный Китай (провин-
ции Сычуань и Гуйчжоу), Индосинийский массив (плато Корат). В рай-
онах накопления карбонатно-сульфатной формации фауна беспозвоноч-
ных была обеднена и состояла главным образом из двустворок. Местами
были распространены заросли морских лилий.
В семиаридной области континентальные осадки пользуются ограни-
ченным распространением по причине почти сплошной затопленности
основных отрицательных форм рельефа морскими водами. В ней ранне-
му и среднему триасу отвечают мощные сероцветные терригенные тол-
щи, сложенные мезомиктовыми песчаниками и глинами гидрослюдисто-
бейделлитового состава. На восточной окраине Сибирской платформы
и Колымском срединном массиве, где механическая седиментация была
менее интенсивной, распространение получили отложения относительно
небольшой мощности с прослоями известняков и горизонтами известко-
вистых конкреций. Присутствие этих пород в разрезе дает основание
считать, что зональной климатической формацией' морских отложений
севера-востока Азии является умеренно карбонатная формация. В при-
брежных обстановках (Хатанга, Приверхоянский прогиб, бассейн Ин-
дигирки и др.) отложения умеренно карбонатной формации бывают
подчинены пачки пестроцветов с почти чистыми кварцевыми и кварцево-
глауконитовыми песками, оолитовыми железными рудами и фосфорито-
выми конкрециями, окремненными мергелями и существенно каолини-
товыми глинами — осадками, типичными для терригенно-олигомиктовой
формации. В этих отложениях содержится много остатков довольно
разнообразно представленных растений, причем ‘В слоях ладинского
яруса местами отмечаются слабые проявления угленосности. Очевидно,
в семиаридной области атмосферные осадки выпадали в таком количе-
стве, которое допускало выветривание высокой интенсивности, приводя-
щие к образованию в качестве конечных продуктов остаточного кварца,
полуторных окислов Fe и А1, свободной кремнекислоты и др.
Господствующим типом ландшафта семиаридной области, по-види-
мому, являлась лесная саванна с массивами слабо ксерофилизованной
растительности. Фауна морей Северо-Восточной Азии не отличалась ни
богатством, ни разнообразием. В ней почти Отсутствовали кораллы и
все группы организмов, участвующие в рифообразовании (брахиоподы,
толстостенные пелециподы, строматопоры, морские ежи). Причина этого
состоит отчасти в несколько пониженной температуре морских вод се-
веро-восточных бассейнов, но главным образом является следствием
интенсивно протекавшей в них механической седиментации, препятст-
вовавшей развитию рифостроящих организмов. В обстановках с менее
энергичной терригенной седиментацией аммониты и пелециподы строи-
ли раковины столь же массивные, как у их тропических сородичей.
Итак, основные природные зоны триасовой Евразии различались
между собой по степени сухости климата. .Максимальная сухость была
свойственна районам, располагавшимся вокруг европейского и передне-
азиатского отрезков Тетиса. В этой области все признаки триасовых
отложений и заключенных в них органических остатков свидетельству-
8 В. М. Синицын, ч. 2
113
ют оЖлыпом дефиците влаги. К северу, востоку и юго-востоку степень
сухости уменьшалась, и уже в пределах Московской синеклизы, При-
уралья, Восточного Казахстана, Монголии и Центрального Китая экс-
драаридный климат сменялся умеренно аридным. В этой зоне заметно
возрастал поверхностный сток и богаче становился органический мир.
А дальше к Тихому океану сухость ослабевала настолько, что на северо-
восточной, восточной и юго-восточной окраинах материка климат ста-
новится семиаридным, вероятно с преобладанием влажных сезонов.
Иссушение климата Евразии началось еще в пермском периоде. С
течением времени оно постепенно нарастало и достигло максимума в
начале среднего триаса. В перми и триасе общий план зональнорти и
относительное значение каждой зоны в этом плане оставались постоян-
ными, изменялась лишь степень сухости климата. Даже в поздней пер-
ми аридная область не выходила за пределы Западной и Южной Евро-
пы, Аравии, Средней и Центральной Азии, которая в раннем и среднем
триасе обладала уже чертами экстрааридногр климата. Тем временем
на территории Северной Европы (Печорский бассейн), Западной, Юж-
ной и Юго-Восточной Сибири, Монголии и Восточного Китая климат
был настолько гумидным, что здесь были возможны процессы углена-
копления. В раннем триасе климат этой зоны становится умеренно'
аридным; влаголюбивая растительность в ней погибает и угленакопле-
ние прекращается. В триасе аридизацией частично были затронуты
районы Тихоокеанского побережья. Максимум аридности пришелся на
начало среднего триаса, к которому приурочивается перерыв процессов
угленакопления и гибель последних остатков, верхнепалеозойской ра-
стительности, минимум объема континентального осадконакопления и
дифференциация фауны позвоночных, в которой вследствие иссушения
материка появляются, с одной стороны, формы, вернувшиеся к морско-
му образу жизни (нотозавры, ихтиозавры)', а с другой — настоящие
наземные животные.
Атмосферные осадки в пределах экстрааридной области Европы,
Аравии, Средней и1 Центральной Азии, как показывают многочисленные
признаки слабого развития поверхностного стока (преимущественное
развитие пролювиальных и эоловых фаций), и преобладание испарения
над атмосферным увлажнением (соленосность осадков, сильная песча-
нистость разрезов, полимиктовый состав, редкая ксероморфная расти-
тельность) были в общем незначительными. Однако их годовая сумма
не могла быть меньше 500 мм— того минимума, который необходим для
развития Красноцветного выветривания, в частности для гидратации
железосодержащих минералов и выделения свободного Fe2O3. По ана-
логии с самыми сухими районами современных саванн Африки и Юж-
ной Америки она, вероятно, составлял^ 500—800 мм, что в 4—10 раз
больше количества атмосферных осадков, выпадающих на территории
современных пустынь. В умеренно аридной области, где существовали
постоянные внутриконтинентальные водоемы, годовая сумма атмосфер-
ных осадков, по-видимому, возрастала до 1200 мм, а в семиаридной об-
ласти, местами покрывавшейся растительностью, Эта величина могла
достигать 1500 мм!год.
Представление о термическом режиме раннего и среднего триаса
можно составить по некоторым генетическим типам отложений, полу-
чившим в это время широкое распространение, в частности по красно-
цветам, являвшимся, как известно, образованиями тропического,
отчасти субтропического климата, не развивающимся в областях с годо-
выми температурами менее 16° С. В нижнем и среднем триасе (в подхо-
дящих палеогеографических обстановках) красноцветы накапливались,
по всей территории материка, включая и Верхоянско-Колымскую об-
114
ласть. В последней, несомненно являвшейся наименее жаркой частью
ранне-среднетриасовой Евразии, на срединных массивах получили
распространение отложения умеренно карбонатной и терригенно-олиго-
миктовой формаций (глауконитоносные с фосфоритовыми конкреция-
ми), которые, согласно положению современных ареалов этих форма-
ций, не выходят за пределы зон субтропического климата.
Фауна беспозвоночных (цефалоподы, пелециподы и другие груп-
пы), населявшая ранне- и среднетриасовые моря Северо-Восточной
Азии, в моменты существования свободных связей с южными бассейна-
ми по общему составу и облику не отличалась от фауны тропической
области, в частности ее Гималайской провинции. Поэтому следует со-
гласиться с Ю. Н. Поповым (1960) в том, что триасовые биогеографиче-
ские провинции можно выделять лишь как экологические области с
различными условиями существования, среди которых климату вряд ли
принадлежала главная роль.
Фауна позвоночных (амфибии, рептилии), не терпевшая понижений
температуры ниже 10°, была распространена до самых северных райо-
нов материка; остатки ее обнаружены на Шпицбергене, на Ленско-Ха-
тангском водоразделе, в бассейне р. Индигирки. Таким образом, с
полной уверенностью можно сказать, что в пределах ранне-среднетриа-
совой Евразии климатов прохладнее субтропического не было.
Если некоторое5 уменьшение роли карбонатных пород (смена высо-
ко карбонатной формации умеренно карбонатной)' и почти полное ис-
чезновение рифостроящих'организмов дают основание считать, что тем-
пературный режим на территории Верхоянско-Колымской и Чукотской
областей был несколько понижен в сравнении с южной (тропиче-
ской) половиной материка, то проявления здесь красноцветного вывет-
ривания и распространение южных организмов говорит за то, что сте-
пень ослабления термического режима была невелика. Очевидно, это
был климат, близкий тропическому;
Поздний триас
В позднем триасе аридный режим, значительно ослабленный отно-
сительно предыдущего этапа, сохранялся лишь на территории Западной
и Южной Европы, Аравии и Центральной Азии, где по-прежнему кон-
тинентальная фация представлена карбонатными красноцветами; ла-
гунным обстановкам отвечают гипсоносные и частью соленосные толщи
(Северная Ирландия, Англо-Парижский бассейн, Аквитанский бассейн,
Южная Испания, Мессопотамия, Тибет, Сычуань), а морским (европей-
ский и переднеазиатский отрезки Тетиса)—отложения экстракарбо-
натной (рифогенной) формации. Однако позднетриасовые красноцветы
являются уже преимущественно .аллювиальными образованиями, фор-
мировавшимися при возросшем поверхностном стоке. В них содержание
аркозового материала, не подвергшегося химическому выветриванию,
заметно снижается и параллельно увеличивается количество глин, свя-
занных отчасти с более тонким измельчением терригенных частиц в
процессе переноса, но больше с более полным распадом алюмосилика-
тов в коре выветривания.
И хотя на территории Западной и Южной Европы, Аравии и Цент-
ральной Азии все еще продолжала сохраняться тропическая пустыня,
ее ландшафты были уже не столь бесплодными, как в среднем триасе.
В частности, на это указывают, довольно широкое распространение в
отложениях верхнего триаса так называемых «тростниковых» сланцев,
содержащих остатки относительно разнообразных и менее ксероморф-
ных растений, существовавших в условиях достаточно обводненных
8*
115
долин. На смягчение климата пустынь указывает и учащение находок
в ее отложениях остатков фауны позвоночных (рептилий).
В общем, в позднем триасе Западная и Южная Европа, Аравия,
Передняя и Центральная Азия утратили экстрааридность и их ланд-
шафты приобрели умеренно аридный облик, близкий тем, которые в
предшествовавшую эпоху были свойственны Северной Европе и Сибири.
Следующая зона, в которую входили территории ФРГ и ГДР, Поль-
ши, юга Русской платформы, Казахстана, Монголии, Центрального
.Китая, отличалась семиаридным климатом. Здесь красноцветы заме-
щаются 'сероцветными осадками, в фациальном отношении исключи-
тельно аллювиальными, среди которых уже значительная роль принад-
лежит бассейновым фациям. В этом переходном типе осадков содержа-
ние неустойчивых минералов уменьшается еще более; глины становятся
существенно каолиновыми; в них учащаются растительные остатки,
местами встречаются линзы бурых углей (среди которых много фюзе-
нолитов). О возросшем участии воды в процессах литогенеза семиарид-
ной зоны свидетельствует также распространение в ее отложениях си-
дерита, и гидрогетита, связанных с мобилизацией железа в коре вывет-
ривания. К южным районам этой зоны приурочены немногочисленные
проявления бокситоносности (Малый Кавказ, Южный Урал, Гиссар,
Юньнань и Северный Вьетнам)'.
В отношений господствующего типа ландшафтов рассматриваемая
зона, по-видимому, представляла сухую саванну. Климат ее отличался
наличием продолжительного периода засухи (3—4 месяца?).
Гидроморфность отложений и заключенных в них органических
остатков постепенно усиливается к северу и востоку и уже в третьей
зоне, пролегавшей на территории Печорской синеклизы, Зауралья, За-
падной и Южной Сибири, Амурского бассейна, Северного и Восточного
Китаях (обладавших в раннем и среднем триасе умеренно аридным кли-
матом) распространены исключительно сероцветные толщи, богатые
растительным детритом. В этой зоне углепроявления из единичных
становятся обычными и массовыми. Региональное распространение по-
лучают каолиновые кбры выветривания. Возрастают объемы континен-
тального осадконакопления. Осадки, формировавшиеся в обстановке
слабых тектонических движений, обнаруживают, как правило, высокое
содержание устойчивых выветриванию минералов, часто приближаясь
к олигомиктовому типу. Характерно высокое содержание в этих отло-
жениях глин преимущественно каолинового и каолинит-бейделлит-ги-
дрослюдистого состава. Обломочный материал сероцветных толщ ока-
тан и сортирован; по различным текстурным признакам устанавливается
его отложение в поймах рек и в озерах. Обращает на себя внимание вы-
сокое содержание в осадках вторичных минералов железа; гидрогетита,
гетита, оолитов железистого хлорита; в отдельных пластах содержание
железа достигает 10—20%.
Растительность зоны каолинового выветривания имела мезофиль-
ный характер. В ней значительно были представлены влаголюбивые
папоротники, гинкговые, хвойные, птеридоспермы и цикадофиты, места-
ми уже создающие обширные заросли и лесные массивы. Остатки по-
звоночных на этой территории не известны. Среди пресноводных мол-
люсков теперь уже отсутствуют потомки палеозойских антракозид, но
широко распространены униониды (существующие в водах, менее насы-
щенных известью, и поэтому несших хитиновую броню, предохраняв-
шую раковину от растворения).
В общем, все литогенетические и палеонтологические особенности
сероцветных толщ позднего триаса, развитых на территории Северной
Европы, Западной и Южной Сибири, Амурского бассейна, Северного и
116
Восточного Китая, свидетельствуют о теплом влажном климате. Ос-
новным показателем этого типа климата, конечно, является огромный
размах процессов каолинизации. Как известно, каолинит образуется в
кислых средах климатов термического диапазона от тропического до
умеренного включительно. Однако такое массовое его накопление в
пределах столь огромного региона, с которым мы встречаемся в обра-
зованиях позднетриасового возраста, возможно лишь в тропическом
климате, при котором, достигается полное разложение алюмосиликатов
с отщеплением кремнезема и свободных гидратов железа и алюминия.
Но не любой тропический климат способствует развитию каолинового
выветривания, а только климат влажный, обеспечивающий вынос ка-
тионов и перевод значительных масс SiO2 в раствор и его вторичное
соединение с А12О3 в глинистых минералах. Вместе с тем атмосферные
осадки не должны быть чрезмерными, так как энергичный вынос из
коры выветривания SiO2 приводит к накоплению свободных гидратов
глинозема, а следовательно, и к ограничению процессов каодинообра-
зования. Кроме того, обильный поверхностный сток затрудняет разви-
тие коры выветривания вообще. Основными агентами каолинового вы-
ветривания являются СО2 и органические кислоты, образующиеся при
разложении растительных остатков. Несомненно, что в это время расти-
тельный покров был уже достаточно развит. Присутствие в отложениях
зоны каолинового выветривания остатков диптериевых папоротников и
цикадофитов говорит о том, что климат ее действительно был тропиче-
ским или близким тропическому.
Особую природную зону составляли северо-восточные области ма-
терика — Таймыр и Хатангская впадина, Ленско-Вилюйский прогиб,
Верхоянско-Чукотская геосинклиналь, Анадырь-Камчатское поднятие,
Приморье, Сахалин и Северная Япония. Для нее характерно развитие
мощных песчано-глинистых толщ нормального гумидного профиля.
Правда, климатические черты осадочных образований этих областей в
большей мере тушуются влиянием динамического рельефа. Обломоч-
ный материал осадков вследствие энергичной денудации и большой
скорости терригенного осадконакопления, полимиктовый и мезомикто-
вый, плохо окатанный; глины каолинит-гидрослюдистые и гидрослюди-
стые с примесью каолинита. Угленосность приобретает размеры, близ-
кие промышленным. Каолиновое выветривание также подавлялось ак-
тивным тектоническим процессом, хотя местные климатические условия
его вполне допускали.
На срединных массивах Колымском и Смоленском, где влияние
тектонического фактора на процессы выветривания и осадконакопления
было ослаблено, толщи верхнего триаса приобретают черты умеренно
карбонатной (терригенно-олигомиктовой) формации, которай на севе-
ро-востоке и является зональной литогенетической (климатической)
формацией. Здесь толщи верхнего триаса заключают прослои известня-
ков, пачки преимущественно кварцевых песчаников и каолинитсодержа-
щих глин. Фаунистические остатки, находимые в толщах верхнего триа-
са Северо-Восточной Азии, хотя и состоят из аммонитов и тонкостенных
пелеципод, таких же как в зонах терригенного осадконакопления Тети-
са, но .среди них нет представителей собственно тропических групп (ко-
раллов, брахиопод). Рифогенные известняки с остатками кораллов про-
слеживаются вдоль восточного побережья материка только до 50-й
параллели, тогда как у Атлантического побережья они поднимаются к
55° с. ш. Английские выходы, если учесть нахождение в Восточной Грен-
ландии отложений позднего триаса с остатками теплолюбивой флоры,
были еще далеко от критического рубежа распространения кораллов, не
исключено, что позднетриасовые кораллы в районах Атлантики прони-
117
кали на север до современного Полярного круга. Исходя из такого по-
ложения «коралловой линии», зона каолинового1 выветривания лежала
за пределами собственно тропического пояса. Климат ее был по-преж-
нему близким тропическому.
Выпадение атмосферных осадков в зоне каолинового выветривания
должно было быть близким равномерному. Годовая сумма их составля-
ла, по-видимому, 1500—2000 мм, соответственно величине атмосферных
осадков, выпадающих в тропическом (отчасти субтропическом)' лесу,
под пологом которого ныне образуются каолины.
Юго-Восточная Азия (Катазия, Сунда, Индостанский полуостров)
также обладала влажным климатом, близким равномерному, только с
температурным режимом тропиков. Местные отложения верхнего триа-
са—олигомиктовые пестроцветы и красноцветы — наряду с каолини-
том содержат много свободных гидроокислов железа и алюминия, ко-
торые в породообразующем количестве могли накапливаться только
при тропическом климате. О влажном тропическом климате Юго-Во-
сточной Азии свидетельствуют и находимые в ее верхнетриасовых отло-
жениях остатки теплолюбивой флоры (древовидные папоротники, ци-
кадофиты) и теплолюбивых беспозвоночных (кораллы, морские ежи,
брахиоподы), углистые аргиллиты (местами сопровождаемые пластами
углей), латеритовый тип красноцветов (пестроцветов), высокая глини-
стость разрезов при ничтожном развитии конгломератов (кварцевые
пуддинги),высокая глиноземистость глин.
Распределение атмосферных осадков по сезонам, очевидно, не было
совершенно равномерным. В районах, пограничных с аридной областью,
существовали периоды засухи, которыми можно объяснить возрастаю-
щую здесь общую красноцветность отложений, присутствие железистых
песчаников и глин с содержанием гидроокислов Fe до 10—12% (накоп-
ление железа в них связывается с сухими сезонами), появление ксеро-
фильных растений и обитателей саванных пространств: текодонтов и
прото динозавров (местонахождения гондванских грабенов Индии, Лао-
са, Юньнани, долины р. Янцзы, Ордоса, Тайюаньской мульды).
В рэтском веке происходило дальнейшее, при этом значительное,
увлажнение климата. Аридная область еще больше сокращается и уже
не выходит за пределы Аравии, Юго-Западной Европы и современного
Средиземноморья. Сероцветные угленосные отложения, несущие остат-
ки влаголюбивой растительности, накапливаются по всей Сибири, в Пе-
чорской впадине, в Зауралье, в Средней Азии и по северному побе-
режью Тетиса от Малого Кавказа до Индокитая. В это время климат ма-
терика приблизился к раннеюрскому, совместно с которым мы его и
рассмотрим.
Рэт, ранняя и средняя юра
В рэте, ранней и средней юре климат был относительно равномер-
ным —гумидным, соответственно ландшафты материка были, в общем,
однообразными, обильно увлажненными. Природная зональность в это
время выражена очень слабо. Лучше всего она выявляется по раститель-
ности, наиболее чутко реагирующей на изменения климата. В геобота-
ническом отношении территория рэтской и ранне-среднеюрской Евразии
разделяется на четыре зоны: хвойно-гинкговых лесов, смешанных цика-
дофито-хвойно-гинкговых лесов, преимущественного распространения
цикадофитов и теплолюбивых папоротников и ксерофильногр редко-
лесья.
Зона хвойно-гинкговых лесов охватывала Северо-Восточную Евро-
пу, Урал, всю Сибирь с арктическими архипелагами, Северо-Восточный
Казахстан, Джунгарию, Монголию, Северный Китай, Амурский бас-
118
сейн и Приморье, Верхоянско-Камчатскую область и Чукотку. Южная
граница зоны приблизительно намечается по линии: Белое море —
Южный Урал—Балхаш — Циньлин — Шандунский полуостров — се-,
верная оконечность о. Хонсю. Основным зональным типом раститель-
ности являлись мезофильные хвойно-гинкговые леса, состоящие из
сосновых, подозамитовых и разнообразных гинкговых. Подлесок образо-
вывали травянистые папоротники и редкие низкорослые цикадофиры
(главным образом нильссонии)'. Увлажненные участки занимали за-
росли хвощей и папоротников. Тепдолюбивые цикадофиты, а также
древовидные формы папоротников изк семейств диптериевых, мараттие-
вых и маттониемых в заметных количествах были представлены только
в южных районах зоны: на территории Чулымо-Енисейского, Кузнецко-
го и Тувинского бассейнцв, Южной Монголии и Ордоса.
В зоне хвойно-гинкговых лесов преобладало физическое выветри-
вание и механическая седиментация. В ее седиментационных бассейнах
накапливались сероцветные песчано-глинистые осадки: в континенталь-
ных разрезах угленосные, в морских — бескарбонатные. В областях
вялого тектонического режима мезомиктовые кварц-полевошпатовые
песчаники, в зонах активных движений — полимиктовые, с преоблада-
нием малоустойчивых минералов; нередки граувакки. Характерна высо-
кая глинистость разрезов. На долю глин обычно приходится до 40%
общей мощности. Глины гидрослюдистые, с примесью каолинита, гал-
луазита, бейделлита и хлорита. Содержание каолинита возрастает в
направлении областей вялого тектонического режима и к южной грани-
це зоны.* Поскольку в соответствии с климатическими условиями нахо-
дится лишь состав терригенных толщ областей слабых тектонических
движений и малых скоростей’седиментации, зональным типом терриген-
ной формации зоны хвойно-гинкговых лесов следует считать мезомик-
товую.
Зона хвойно-гинкговых лесов отличается огромным накоплением ,
ископаемого растительного материала в виде углей рассеянного расти-
тельного детрита, содержание которого в отдельных слоях (глин) до-
стигает 7—10%.
Химическое выветривание в зоне хвойно-гинкговых лесов по степе-
ни интенсивности не уступало субтропическому. В отложениях этой
области присутствуют каолинит, глауконит, фосфориты —не образую-
щиеся в холодных климатах (с температурой вод ниже + 15°). На теп-
лый климат указывает и богатство видового состава ископаемой флоры.
Ландшафты зоны хвойно-гинкговых лесов было сильно обводнен-
ными, о чем свидетельствует своеобразный фациальный состав отложе-
ний, отличающийся резким преобладанием осадков озер, болот, пойм,
речных русел. На это же указывает и исключительное распространение
восстановительных и нейтральных сред осадконакопления, с которыми
связана общая сероцветность отложений — этого возраста и отсутствие
в них аутигенных окислов. Показателем обильного обводнения является
также мезофильный характер растительности, нуждавшейся в постоян-
ном увлажнении, и широкое распространение среди ископаемых углей
гелитолитов, связанны^ с. высокой степенью остуднения растительного
материала в обстановке сильно обводненных болот.
Воды внутриконтинентальных водоемов зоны хвойно-гинкговых ле-
сов содержали мало извести, вместе с тем много несли продуктов гние-
ния растительных остатков и поэтому были бедны кислородом. В связи
с этим населявшая их фауна была бедна и однообразна. Ее характери-
* Несомненно, что часть глин имеет терригенное происхождение, связанное
с истиранием, обломочного материала в процессе переноса.
119
зуют, в общем, мелкие размеры и тонкостенность раковин и распрост-
ранение форм с хитиновым скелетом.
Остатки зауроподовой фауны на территории зоны хвойно-гинкго-
вых лесов не известны. Очевидно, ландшафты густых лесов с их малой
проходимостью и ограниченным обзором и высокой влажностью не бла-
гоприятствовали существованию в ней гигантских динозавров. Вместе
с тем морские рептилии — ихтиозавры и плезиозавры — не избегали
северных морей. Остатки их установлены в юрских отложениях Вилюя
и на побережье моря Лаптевых.
Морские отложения рэта, нижней и средней юры рассматриваемой
природной зоны почти лишены известняков. Только на срединных мас-
сивах отмечаются отдельные горизонты с содержанием мергелистых,
кальцитовых и кальцит-фосфатных конкреций. Первые линзы известня-
ков появляются в нижнем течении Амура.
Зона смешанных лесов протягивалась от Балтийского щита через
территорию Московской и Прикаспийской синеклиз, Среднюю и Цент-
ральную Азию в Сычуань, область нижнего течения реки Янцзы и Сред-
нюю Японию. В составе смешанных лесов возрастает роль теплолюби-
вых цикадофитов и древовидных папоротников, изменяется несколько и
состав хвойных, среди которых, наряду с сосновыми и подозамитами,
видное место занимали араукариевые и подокарповые. В этой зоне не-
сколько иными были состав продуктов выветривания и формационной
тип терригенных толщ. Песчаники в областях малых скоростей осадко-
накопления становятся преимущественно кварцевыми, представляя тип,
переходный от мезомиктового к олигомиктовому. Соответственно меня-
ется и состав глин, среди которых достигают преобладания преимуще-
ственно каолиновые разности. Распространение получают нейтральные
и слабо кислые среды осадконакопления, при которых возникают поро-
ды белого и коричневого цвета. В связи с этим общая серо-зеленая
окраска рэтских и нижне-среднеюрских толщ, местами замещается
ограниченно пестроцветной. Угленосность в большом масштабе прояв-
ляется только в предгорных прогибах, обильно орошавшихся горными
реками. По мере удаления от гор угленасыщенность разрезов резко
сокращается. При этом угли обогащаются фюзеном, образованию кото-
рого способствовало периодическое подсыхание торфяных болот.
Среди аутигенных минералов железа в зоне смешанных лесов на
первое место выдвигается сидерит, сопровождаемый местами выделе-
ниями сильногидратированных окйслов железа.
Водоемы зоны смешанных лесов меньше зарастали водной расти-
тельностью. Обитавшая в них фауна моллюсков была более разнооб-
разной. Для нее характерны псевдокардинии, корбикулы и двустворки
типа КЛ]а, нуждавшиеся в водах, достаточно насыщенных известью и
кислородом.
В морских отложениях рассматриваемой природной зоны содержа-
ние карбонатного материала остается все еще незначительным. Господ-
ствующим компонентом разрезов и здесь являются темные глины
гидрослюдистого и гидрослюдисто-каолинового состава с постоянным
присутствием тонкорассеянного углистого вещества.
Зона преимущественного распространения цикадофитов и древо-
видных папоротников охватывала территорию Прибалтики, юг Русской
платформы, южные районы Средней и Центральной Азии, Индостан,
Южный Китай, Индокитай и Индонезию. В ней состав растительности
был существенно иным, здесь главными лесообразующими породами
являлись цикадофиты и древовидные папоротники; гинкговые отступа-
ют на второй план, а среди хвойных преимущественное распространение
получают араукариевые и подокарповые. Переработка коренных пород
120
выветриванием в зоне цикадофитов и, древовидных папоротников дости-
гала большой интенсивности, в результате чего в местных седиментаци-
онных бассейнах формировались пестроцветы олигомиктовой формации
с кварцевыми песками, и преимущественно каолиновыми глинами, почти
лишенные конгломератов. Для осадочных пород, возникших в этой зо-
не, характерно присутствие небольшой примеси свободного глинозема и:
значительные концентрации железа, представленного преимущественно’
в гидроокисной форме. Последним свойственно оолитовое сложение, по-
казывающее на высокую температуру воды в седиментационном бассей-
не, при которой возможно свертывание коллоидов.
Угленакопление в рассматриваемой зоне большого размаха дости-
гало лишь в параллических обстановках вдоль северного побережья
Тетиса (Малый Кавказ, Северный Иран, Афганистан, Тибет; Северный;
Вьетнам). В морских сериях осадков, в основном терригенных, встре-
чаются мощные пачки известняков.
В пределах юго-западной Европы, современного Средиземноморья
и Аравии .выделялась область ксерофильного редколесья, отличавшаяся,
особым составом цикадофитов, среди которых преобладали ' формы,,
устойчивые к сезонным засухам (отозамитес, сфенозамитес)’, обилием
ксерофильных хвойных (брахифиллум и пагиофиллум), незначитель-
ным развитием папоротников и почти полным отсутствием гинкговых.
Растительный покров в этой области был уже не сплошным и не лес-
ным, так как в его сообществах преобладали цикадофиты с коротким
приземистым стволом, не создававшие нормального древостоя.
В связи со слабым развитием растительного покрова участие СО2 и
гуминовых кислот в процессах выветривания было пониженным, след-
ствием чего, было сокращение масштабов глинообразования. Выветри-
вание в области ксерофильного редколесья было в основном ферроал-
литным," продуцирующим много свободных гидроокислов железа и
алюминия. Осадки, формировавшиеся из продуктов феррааллитового-
выветривания, образуют пестроцветные толщи, состоящие по преимуще-
ству из светлоокрашенных кварцевых песков и бурых железистых:
глин. Значительных проявлений угленосности в них не отмечается.
Морские бассейны, лежавшие в границах области ксерофильного
редколесья (европейский и ближневосточный отрезки Тетиса) отлича-
лись повышенным объемом накопления карбонатных осадков, среди ко-
торых были и рифогенные известняки.
С зоной преимущественного распространения цикадофитов и особен-
но с областью ксерофильного редколесья связано распространение-
фауны зауропод, а также морской фауны беспозвоночных тропического
облика.
Итак, незначительные зональные различия морских фаун и относи-,
тельное однообразие флоры севера и юга свидетельствует о том, что-
климат Евразии в рэте и в ранне-среднеюрское время в термическом
отношении был дифференцирован по-прежнему слабо. Все основные-
группы морских беспозвоночных: аммониты, белемниты, п.елециподы, а
также основные элементы флоры: папоротники, хвойные, гинкговые и
цикадофиты во всех природных зонах были представлены общими се-
мействами и родами. Все различие фаун и флор в рэте и в ранней юре
сводились к некоторому обеднению их к северу. Часто только количе-
ственные отношения в составе ископаемой фауны (флоры) позволяют
считать тот или иной вид свойственным бореальной или тропической
области (Бодылевский, 195'7)'. Более или менее заметные различия в
составе фаун и флор устанавливаются, только при сопоставлении край-
них районов бореальной и тропической областей.
Наличие широчайшей полосы развития смешанных фаун и флор
121
'бореальной и тропической областей говорит о том, что изменения тер-
мического режима от одной области к другой происходили постепенно
и незначительно.
Территория рэтской и ранне-среднеюрской Евразии по термическо-
му режиму может быть разделена на три зоны: собственно бореальную,
охватывавшую Верхоянско-Чукотскую область, преобладающую часть
Сибири, Амурский бассейн, где совершенно отсутствовали кораллы-,
строматопоры, брахиоподы, теплолюбивые папоротники и цикадофиты
и где не встречаются остатки зауропод; переходную в пр'еделах Севе-
ро-Западной Европы, Русской платформы, Западной и Южной Сибири,
Казахстана, Центральной Азии и Северного Китая, характеризовав-
шуюся распространением смешанных фаун; собственно тропическую
40
80 J00 120
40
20
Рис. 41. Северная граница ареала грунтовых посадок гинкго (Giago biloba Z).
1 — граница основного ареала (нормально развивающихся грунтовых посадок); 2 — граница, до ко-
торой грунтовые посадки развиваются, но не плодоносят.
область, включавшую Южную Европу, Малую и Переднюю Азию, Ин-
достан с Южным Тибетом, Индокитай, Южный Китай и Индонезию,
фауна и флора которой имели в своем составе теплолюбивые формы.
Для бореальной области несомненны сезонные колебания темпера-
туры до нулевых'и может быть даже отрицательных зимой, что подтвер-
ждается присутствием, в древесинах некоторых хвойных годичных колец
и листопадность гинкговых и подозамитов. Причем эти признаки перио-
дического развития растений не могли быть связаны с сезонными засу-
хами, поскольку область распространения листопадных лесов отлича-
лась интенсивным угленакоплением, возможным только в условиях
равномерного увлажнения.
122
Сохранившийся до нашего времени единственный представитель
гинкговых — Ginkgo biloba Z. произрастает в культурном состоянии в
Среднем Китае и Японии, в Западной Европе, Западной Украине, Кры-
му, на Кавказе (рис. 41), перенося холод несуровой зимы (среднеян-
варская температура 0—5°). Таким образом, по условиям его произра-
стания можно предполагать, что климату бореальной области ранней—
средней юры были свойственны мягкие' зимы, затруднявшие и даже
полностью прерывавшие вегетацию растений. С другой стороны, при-
сутствие в подлеске сибирских хвойно-гинкговых лесов цикадофита
нильссония — растения тропического и субтропического (еще сохраняв-
шегося на территории Японии в палеогене) не допускает зимних пони-
жений температуры ниже 0° С.
Распространение морских рептилий в морях бореальной области
также является признаком'того, что климат ее был теплым так как в
настоящее время крупные представители пресмыкающихся не выходят
за пределы субтропической зоны.
Присутствие в осадках собственно бореальной области примеси
аутигенного каолинита, глауконита и фосфоритов тоже свидетельствует
о климате достаточно теплом — типа субтропического. Современное
распределение каолинита в донных осадках океанов показывает на мак-
симальную его концентрацию в зоне экватора и сокращение в направ-
лении субтропиков. В умеренной зоне каолинит практически отсутствует
(Ратеев, 1964)'. Глауконит, как показывает карта донных осадков Ми-
рового океана, составленная П. Л. Безруковым, А. П. Лисицыным,
В. П. Петелиным и Н. И. Скорняковым (1961), также не выходит за
пределы субтропических зон. Фосфориты, по заключению Н. С. Шатско-
го (1954), являются осадками теплых морей типа современных, тропиче-
ского и субтропического, с температурой вод не ниже 15° С.
Исходя из этих оценок, среднегодовые температуры в зоне хвойно-
гинкговых лесов составляли +15, +12°, что совпадает с данными
определений палеотемпературы морских вод ( + 15°С), выполненных
М. А. Калинко (1954) по среднеюрским белемнитам Хатангской впа-
дины. В южной части зоны хвойно-гинкговых лесов термический режим
повышался и там, где, цикадофиты переходили из подлеска в основной
древостой, климат был тропическим.
В зоне смешанных фаун и смешанных лесов среднегодовые темпе-
ратуры достигали +20, +24°. На границе с зоной преимущественного
распространения цикадофитов и древовидных папоротников сезонные
различия температур полностью нивелировались. Появление на этих
широтах кораллов, брахиопод и строматопор указывает на то, что тем-
пературы самого холодного месяца здесь не опускались ниже +20° С.
Все литогенетические, геоботанические и палеонтологические дан-
ные однозначно говорят о том, что климат рэта, ранней-средней юры
был гумидным и равномерно влажным, показателями чего являются:
1) повсеместное распространение в континентальных толщах озер-
ных, пойменных и болотных фаций, по которым устанавливается рас-
пространение обширных внутриматериковых водоемов и многоводных
рек;
2) каолинитовый тип выветривания, развивающийся в обстановке
переувлажненных ландшафтов;
3) ' умеренное развитие карбонатных пород, накоплению которых,
как известно, способствует аридный тропический климат;
4) широкое региональное распространение угленосности континен-
тальных и паралических толщ при почти исключительном развитии
среди углей этого возраста гелитолитов, связанных с преобразованием
растительного материала в сильно обводненных болотах; 1
123
5) мезофильный тип растительности. Даже гинктовые, по указа-
нию В. Д. Принада (1944), имели тонкую листовую пластинку — пока-
затель обильных атмосферных осадков.
Избыточное увлажнение в зоне хвойно-гинкговых лесов (главная
область угленакопления)' было связано не столько с большим количе-
ством атмосферных осадков (которые, очевидно, оставались на уровне-
1500—2500 мм/год), сколько с равномерным их выпадением и малой
испаряемостью благодаря постоянной и плотной облачности.
На территории Южной Европы и Аравии климат был переменно
влажным, с короткими периодами засухи, индикаторами которого слу-
жат: ферроаллитовое выветривание и уменьшившиеся масштабы гли-
нообразования, возросшие объемы накопления хемогенных и органо-
генных известняков, некоторая к-серофильность растительности.
Равномерный тепло-влажный климат сохранялся до конца сред-
ней юры, пока совершалось спокойное эволюционное развитие среднеме-
зозойской полихронной флоры. Максимум гумидизации климата при-
шелся на вторую ’половину лейаса — байос, когда юрская флора
достигала своего предельного разнообразия и продуктивности биомассы.
Поздняя юра
В поздней юре климат Средней Европы, южной части Русской
платформы, Казахстана, юга Сибири, Средней и Центральной Азии
подвергся аридизации, в результате чего на этой территории сероцвет-
ные угленосные отложения, связанные с гумидным климатом, сменяют-
ся аридными красноцветами и пестроцветами. Аридные отложения позд-
ней юры содержат меньше глин, чем подстилающие их сероцветные-
отложения ранней — средней юры. При этом глины оказываются уже
гидрослюдистыми, с постоянной примесью монтмориллонита, а не пре-
имущественно каолиновыми, как ранне- и среднеюрские.
Песчаные и конгломератовые осадки поздней юры содержат больше
неустойчивых минералов (полевых шпатов). Фации отложений, связан-
ные с обильно обводненными ландшафтами, утрачивают прежнее значе-
ние и на первое место среди них выдвигаются русловые, дельтовые,
отчасти, пролювиальные, развивающиеся при больших сезонных колеба-
ниях -стока. Характерными образованиями позднеюрских отложений яв-
ляются пресноводные известняки и мергели — осадки внутриконтинен-
тальных водоемов карбонатного класса, свойственных саванне (и степи).
С территории, подвергшейся аридизации, исчезает лесная раститель-
ность, на смену которой приходят ксерофильное редколесье и саванны.
Больше всего пострадала влаголюбивая растительность: хвощевые и
папоротники, связанные с переувлажненными ландшафтами; обновля-
ется состав цикадофитов; полностью исчезают мезофильные формы
подозамитов и гинкговых (рис. 42, А, Б, В). Хвойные аридной области
были представлены по преимуществу ксерофильными родами брахи-
филлума, пагиофиллума и араукаритеса. Цикадофиты аридных сооб-
ществ несли кожистые листья и обладали хорошо развитой кутикулой,
позволявшими растению переносить периодические засухи. Даже среди
папоротников присутствовали формы ксерофильного облика.
Воды внутриконтинентальных водоемов, оказавшихся в пределах
аридной области, очищаются от растительности и продуктов ее гниения,
больше стали содержать свободного кислорода и извести. В результате
населявшая их фауна пресноводных моллюсков, остракод и филлопод
становится богаче и разнообразнее; причем' раковины этих беспозвоноч-
ных приобретают более крупные размеры и массивность. Наряду с
беспозвоночными учащаются находки рыб.
124
Ареал обитания динозавровых фаун в поздней юре резко расши-
рился, охватив всю область аридного климата. Среди динозавров гос-
подствующее положение заняли растительноядные игуанодонты и хищ-
ные карнозавры, обитавшие по берегам водоемов. Разнообразие мор-
ских рептилий тем временем сокращается. С аридизацией климата была
связана вспышка карбонатного осадконакопления в европейской и
ближневосточной частях Тетиса, оказавшихся в самой сухой части
аридной области. Ослабление притока вод с окружающей суши спол
собствовало широкому распространению в Западном Тетисе известня-
ковых рифов и расцвету коралловых фаун.
На участках морского мелководья аридной области, занимавших
большие площади в пределах Месопотамского склона Нубийского
щита, срединных массивов Ирана, в Предкавказье и Закаспии, Таджик-
ской депрессии, в Преддобружском прогибе и в Польско-Литовской
синеклизе, большое развитие получила карбонатно-сульфатная фор-
мация, содержащая много доломитов, гипсов и ангидритов.
Иссушение климата аридной области выразилось в общем умень-
шении атмосферных осадков и, главным образом, в неравномерном их
распределении по временам года. Несомненными доказательствами че-
редования дождливых и сухих сезонов служат красноцветы, выступаю-
щие в этой области как зональный тип литогенетических образований и
ксерофильная (саванного типа) растительность.
Наибольшей сухостью, очевидно, отличалась область Западного
Тетиса с примыкавшими к нему районами Южной Европы, Аравии и
Передней и Центральной Азии, где продолжитёльность сезонов засухи
была наиболее продолжительной и испарение в целом значительно пре-
обладало над увлажнением. Именно поэтому Западный Тетис оказался
•областью широкого развития карбонатно-сульфатной формации и глав-
ной областью накопления рифогенных известняков (рис. 43). Развитый
в Аравии, Передней и Центральной Азии ферроаллитный тип красно-
цветов при малом удельном значении бассейновых фаций дает основа-
'.ние считать, что годовые суммы атмосферных осадков в этой наиболее
сухой области составляли около 500—800 мм/год.
Малая влажность воздуха должна была способствовать повышению
летних температур, среднемесячные значения которых по аналогии с
современными африканскими саваннами (по природным условиям
близких позднеюрской аридной области) можно приблизительно оце-
нить в +29, +30°.
В периферической зоне аридной области, пролегавшей по террито-
риям Средней Европы, юга Русской платформы, Казахстана и северной
части Средней Азии, Джунгарии и Южной Монголии, Северного и Цен-
трального Китая, периоды засухи были менее продолжительными и об-
щее увлажнение соответственно более значительным. В этой зоне было
много водоемов, окруженных богатой растительностью. Здесь находи-
лись главные местообитания динозавров. Судя по характеру красно-
шветов (переходных к осадкам терригенной олигомиктовой формации),
по комплексам растительности и животных, экологически сходных с
растительностью и животными африканских саванн, годовая сумма ат-
мосферных осадков в периферической зоне аридной области могла
достигать 1000 мм) год, а среднегодовая температура держалась на уров-
не + 22, +28°. Такие величины получены и при определении палеотем-
пературы морских вод, произведенные по рострам белемнитов кимерид-
жа и Оксфорда Англии, ФРГ и Полыци (Bowen, 1961).
Климат аридной области Евразии в поздней юре был менее сухим,
чем в раннем и среднем триасе. Аридные отложения поздней юры не
•содержат эоловых фаций, и отличаются большей мобилизацией Fe и
125
126
Al, что сцязано с повышенной интенсивностью процессов распада в ре-
зультате более систематического и интенсивного промыва коры выве-
тривания. *
Аридизация не коснулась Северной Европы (начиная с Шотландии,
Скании и Московской синеклизы), преобладающей части Сибири, Амур-
ского бассейна и Приморья, не говоря о более удаленных областях Се-
веро-Восточной Азии. В этой северной части материка продолжал
Сохраняться лесной покров из мезофильных форм, постоянный поверх-
ностный сток и продолжали совершаться процессы угленакопления, свя-
занные с равномерным в, течение года увлажнением. Здесь климатиче-
ские изменения в основном выразились в общем потеплении, которое
устанавливается по продвижению теплолюбивых растений и животных
дальше на север относительно их ареалов обитания в ранней и средней
юре. Обитатели теплых морей — морские ежи, брахиоподы, южные ам-
мониты, неринеи, дицерасы, кораллы — проникают в средне- и южно-
европейские и среднеазиатские бассейны. Даже на севере Сибири
(Хатангская впадина, Ленский прогиб) появляются относительно тепло-
любивые устрицы и лингулы. Одновременно на суше теплолюбивые-
растения: цикадофиты и схизейные папоротники — продвигаются до.
Хатангской впадины и Верхоянья.
Рис. 42. Приблизительное положение северной границы распространения неко-
торых групп флор в юре — раннем мелу.
А — папоротники: южные - Dlpteridacea, Marattiaceae, Matoniacea Stachipteris, Glel-
chen.iay Onychlopsis, Welchselia (J3 —Сп); северные: Coniopteris, Cladophlebls, Hausmannia,
Raphaella, Asplenium, Ruffordia. Б—цикадофиты: южные—Otozamites, Dictiozamites, Sphe-
nozamites, Zamites, Pfilophyllum., Cicades, Peudocyces-, северные — Heilungia. Bureja^ Ctenis,
Aldania, JacutieUa. В — мезофильны.е и ксерофильные хвойные: мезофильные — Podozamites,
Pltyophyllum^ Elatocladus, Schlzolepls и др.; ксерофильные — BTachyphyllutn, Pagiophyllum,
Araucarites и др,
127*
Северная внеаридная часть позднеюрской Евразии в климатиче-
ском отношении не была однородной. Она может быть подразделена на
две зоны: южную, в которой еще ощущаются слабые влияния засушли-
вого -климата, и северную, обладающую равномерно влажным кли-
матом. *
Зона со слабыми влияниями аридного климата распространялась
на Северную Европу (вместе с Московской синеклизой и Днепровско-
Донецкой впадиной)', Западно-Сибирскую низменность, юг Восточной
Сибири и Амурский бассейн. В верхнеюрских отложениях этой зоны
неустойчивые минералы (полевые шпаты) присутствуют в небольшом
количестве; глины хотя еще и остаются гидрослюдистыми, но содержат
80 too ’20
Рис. 43. Приблизительное положение северной ‘границы рифообразующих ко-
раллов в мезозое.
1 - главная область рифообразования.
много каолинита, бейделлита и монтмориллонита. Характерно распро-
странение карбонатных глин и присутствие прослоев пресноводных
мергелей. Угленосность слабая; накопления аутигенного железа, пред-
ставленного преимущественно солями закиси, часто бывают значитель-
ными. Окраска отложений пестрая, в отдельных прослоях красноцвет-
ная.' В составе растительности зоны с отдаленным влиянием аридного
климата большая роль принадлежала цикадофитам, хвойным и гинк-
говым (смешанные и преимущественно цикадофитовые леса); еще за-
метную роль играли ксерофильные элементы: брахифиллум и пагио-
филлум.
Северная зона равномерно влажного климата, к которой следует
отнести весь северо-восток Азии, начиная с Хатангской впадины, Лен-
128
ско-Вилюйского прогиба и Южно-Якутской депрессии, отличалась осад-
ками мезомиктового типа, переходными к полимиктовому. Ее песчаники
существенно полевошпатовые, глины преимущественно гидрослюди-
стые. Пресноводные карбонатные осадки в этой зоне отсутствуют и ау-
тигенные минералы железа не образуют сколько-нибудь значительных
скоплений. Углеобразование, наоборот, проявилось в большом масшта-
бе. Зональным типом растительности служат хвойно-гинкговые леса, не
содержащие ксерофильных элементов. Таким образом, здесь увлажне-
ние по-прежнему Оставалось равномерным и избыточным. В зоне позд-
неюрского угленакопления сохранялись озера, заросшие водной расти-
тельностью, в которых пресноводные моллюски, как и в ранней юре,
были мелкими, с тонкостенными раковинами и по-прежнему однообраз-
ными в систематическом отношении. Остатки динозавровых фаун в этой
областй совсем не известны.
Позднеюрский климат северо-восточных областей материка в отно-
шении количества атмосферных осадков и режима их выпадения был
приблизительно таким же, как в ранней и средней юре.' На это, указы-
вает прежде всего неизменность в характере процессов, литогенеза и
растительного покрова. Но температура воздуха была, по-видимому,
несколько выше, чем в предшествовавшее время, что доказывается бо-
лее частым нахождением среди остатков позднеюрской растительности
цикадофитов.
Юго-Восточная Азия и в поздней юре сохраняла влажный тропи-
ческий климат, судя по тому, что никаких изменений как в характере
процессов литогенеза, так и в формационном составе растительности
относительно ранней и средней юры на ее территории не произошло.
Накопление карбонатных осадков в восточных областях Тетиса по-
прежнему было умеренным, в связи с мощным стоком пресных вод и
минеральных продуктов, поступавших в эту часть бассейна.
Первые признаки юрской аридизации и общего потепления климата
Евразии относятся еще к бату, отложения которого на территории
Средней и Центральной Азии содрежат первые горизонты красноцвет-
ных пород и признаки угасания процессов угленакопления. В келловее
аридная область уже существовала в своих границах, но климат ее был
еще умеренно засушливым. Даже на территории Предкавказья и Сред-
ней Азии сохранялось терригенное осадконакопленце и господствовали
бореальные элементы в морской фауне.
Максимум аридизации и потепления климата пришелся на поздний
Оксфорд — кимеридж. К этому моменту относится наиболее значитель-
ное продвижение теплолюбивых животных и растений к северу. Тропи-
ческая фауна и флора появляются в Южной Англии, Парижском, бас-
сейне, в районе Ганновера, на Кавказе и в Туркмении. В это время
геоботанические и зоогеографические зоны сместились относительно их
положения в ранней и средней юре на 6—15°.
Ранний мел
Неоком. В неокоме природная зональность оставалась принципиаль-
но такой же, как и в поздней юре. Северо-восток материка продолжал
находиться в области сероцветной терригенной седиментации — мезо-
миктовой на участках вялого тектонического режима и полимиктовой в
зонах активных тектонических движений. Поскольку особенности кли-
мата находят отражение больше на участках вялого тектонического ре-
жима, зональным типом литогенетической формации для этой области
в целом следует принимать терригенно-мезомиктовую.
Терригенно-мезомиктовая формация неокома Северо-Восточной
Азии почти не отличается от ее позднеюрского аналога, развитого тут
9 В. М. Синицын, ч. 2
129
же. Ее песчаники кварцево-полевошпатовые, глины гидрослюдисто-бей-
деллитовые, содержащие примесь каолинита. Карбонатность осадков, в
общем, незначительная, проявляющаяся в редких горизонтах известко-
вых и мергельных конкреций. Объемы накопления аутигенных минера-
лов железа (глауконит, лептохлориты, сидерит) умеренные. Угленос-
ность обильная и вообще содержание растительного углерода в осадках
значительное.
В фациальной отношении континентальная терригенно-мезомикто-
вая формация отличается преобладанием осадков, связанных с сильно
обводненными ландшафтами.
В юго-западном направлении возрастает коэффициент мономине-
ральности обломочного материала, увеличивается глинистость толщ,
при этом каолинит постепенно приобретает породообразующую роль;
повышается содержание в толщах аутигенного железа, но содержание
органического углерода и угленасыщенность убывают. По существу
здесь мезомиктовая формация постепенно переходит в олигомиктовую.
В этой переходной зоне лежат Печорская впадина, центральные районы
Западно-Сибирской низменности, Амурский бассейн. На Алтае и в-
Монголии зона распространения терригенно-мезомиктовой формации
непосредственно граничила с аридной областью (гипсоносно-мергели-
стая формация по К. В. Боголепову, 1961).
В геоботаническом отношении северо-восток Азии представлял об-
ласть распространения хвойно-гинкговых лесов с папоротниковым под-
леском, в общих чертах таких же, как позднеюрские. Отличие их от
лесов предшествовавшей эпохи состояло лишь в некотором увеличении
количества и видового разнообразия цикадофитов. Впрочем, сибирские
цикадофиты неокома были растениями теплоумеренного климата и
большая часть их является эндемическими родами, не известными за
пределами бореальной области.
Фауна пресноводных моллюсков на северо-востоке материка оста-
валась такой же бедной в систематическом отношении и малорослой,,
как в юре. Следовательно, и в неокоме водоемы этой области продол-
жали зарастать водной растительностью и заключали много, продуктов
гниения ее остатков, что, в общем, понижало содержание в их водах
свободного кислорода и извести. Моря, омывавшие северо-восточную-
часть материка, населялись бореальной фауной.
Северо-Восточная Европа, северная половина Западно-Сибирской
низменности, Амурский бассейн и Приморье находились уже в зоне
распространения смешанных фаун, но той ее части, где преобладали
бореальные элементы. В общем; по достаточно интенсивному выветри-
ванию (мезомиктовая формация) и теплолюбивому характеру раститель-
ности морских и континентальных фаун определенно устанавливается,
что климат северо-востока Евразии в неокоме оставался субтро-
пическим, по температурному режиму мало отличавшимся от поздне-
юрского. Это был климат с сезонными температурными различиями,
при том настолько отчетливыми, что на них реагировали растения (го-
дичные кольца в древесинах). Лесной тип растительности, интенсивное
угленакопление и исключительное распространение фаций осадков, свя-
занных с обильными обводненными ландшафтами, дают несомненные
доказательства того, что климат северо-востока Евразии в неокоме-
оставался равномерно влажным.
Определения палеотемпературы морских вод по рострам белемни-
тов валанжина Хатангской впадины, произведенные М. А. Калинко,
дали результат, совпадающий с тем, который был получен на аналогич-
ном материале среднеюрского возраста (среднегодовая температура
15° С).
130
В Средней и отчасти Северо-Западной Европе, южной половине
Русской платформы, а также в Закаспии получила развитие терригенно-
олигомиктовая (умеренно карбонатная) формация. В литоральной зоне
она сложена кварцевыми песками и преимущественно каолиновыми
глинами; в зоне открытого моря преобладают глины, мергели и зооген-
ные известняки; континентальным обстановкам отвечают пестроцветные
осадки ферроаллитного (полулатеритового) типа, содержащие в значи-
тельном количестве свободные гидроксилы железа и алюминия. Харак-
терными компонентами континентального варианта формации являются
озерные известняки и мергели с остатками пресноводных моллю-
сков, а также красные глины с костями и скелетами динозавров. С
ареалом распространения олигомиктовой (умеренно карбонатной) фор-
мации совмещается южная подзона смешанных фаун, которую отличает
преобладание тропических элементов. В геоботаническом отношении
рассматриваемая зона характеризовалась преимущественным распро-
странением ксерофильного редколесья с цикадофитами и тропическими
папоротниками. Исходя из, приведенных данных, среднегодовые темпе-
ратуры неокома в зоне олигомиктовой седиментации составляли +24,
+ 20°, хотя определения палеотемператур морских вод по органическим
остаткам неокома, произведенные Р. В. Тейс, М. С. Чупахиным и
Д. П. Найдиным (1960) для Крыма и юга Русской Платформы и
R. Bowen (1961) длячФРГ и Польши, дали более низкие показате-
ли (19,0 и 19°), чем это следует из геологических индикаторов палео-
климата.
Аридная область в неокоме располагалась приблизительно в тех
же границах, что и в поздней юре. Однако степень аридности ее ланд-
шафтов заметно возросла. Отчетливее, стала ее дифференциация на
внутреннюю — сухую подобласть, и периферическую —умеренно сухую.
В сухой части аридной области, по-прежнему распространявшейся на
Аравию, Иран, юг Средней Азии, Таримский бассейн, Гашуньскую Го-
би и Западный Алашань, красноцветы неокома обнаруживают еще
большую насыщенность известью, сложены еще более грубым обломоч-
ным материалом, еще менее проработанным выветриванием, чем позд-
неюрские отложения. Глины неокома состоят из гидрослюды и монтмо-
риллонита и совершенно лишены каолинита. Гипсоносность неокомских
отложений обильнее позднеюрских; растительные остатки в них еще
более редки. Концентрации окисных соединений железа и марганца в
них также меньше, почему и цвет пород уже красно-бурый, а не крас-
но-фиолетовый, как у позднеюрских. Такие краснобурые сильно карбо-
натные почвы (и формирующиеся при их размыве осадки) известны
среди новейших образований Африки в зоне сухой и опустыненной са-
ванны, получающей атмосферные осадки в количестве 500 мм в год и
меньше, при продолжительности засушливого периода в 5—8 ме-
сяцев.
Периферическая умеренно сухая подобласть продолжала нахо-
диться на территории Южной Европы, северной части Средней Азии и
Казахстана, Джунгарии, Южной Монголии, Ордоса и Сунляо, Цент-
рального Китая и Тибета. В ней неокомские красноцветы, как и позд-
неюрские, содержат меньше извести и аркозового материала, в них
больше заключено глин, в которых уже присутствует примесь каолини-
та и свободного клинозема. Однако отложения неокома содержат извес-
ти больше, чем тут же находящиеся отложения поздней юры, а гипс и
аутигенный доломит в них имеют еще более обширный ареал распрост-
ранения и содержатся в значительном количестве даже там, где поздне-
юрские отложения лишены этих минералов. Частота, находок остатков
ксерофильной растительности по мере удаления.от аридного центравоз-
9*
131
растает и в позднеюрских и в неокомских отложениях одновременно, но
в последних в меньшей мере.
Озера неокома, очевидно, были более открытыми и прогретыми,
чем позднеюрские поскольку населявшая их фауна пресноводных пеле-
ципод, гастропод, остракод, филлопод и рыб была еще более богатой и
разнообразной, чем в поздней юре.
Все наиболее известные местонахождения динозавровых фаун
неокома также приурочены к периферическим районам аридной обла-
сти, где было достаточно много поверхностных вод и растительности.*
Диназавровые фауны неокома выглядят ксерофильнее позднеюрских.
В них уже было мало зауропод, связанных с постоянным обитанием
в водоемах, и роль господствующей группы заняли двуногие игуанодон-
ты, больше державшиеся в. прибрежных зарослях, а в водоемах укры-
вавшиеся лишь при нападениях хищников. Больше того, в неокомской,
фауне динозавров получили распространение формы, полностью свя-
занные с сушей и выработавшие в качестве защитных средств костные
шипы и панцири. Игуанодонтовая фауна по преимуществу была распро-
странена на приатлантическом (Англия, Франция, Бельгия) и притихо-
океанском (Амурский бассейн, СВ Китай) флангах, лучше увлажняв-
шихся, тогда как в более сухих районах Сибири, Казахстана и
Монголии, преобладающее распространение имели мелкие орнитоподы-
пситтакозавры, освоившие относительно аридизированные, ландшафты.
В морях аридной области (европейский и ближневосточный отрез-
ки Тетиса и связанные с ним окраинные моря Русской, Аравийской и
Индостанской платформ) по-прежнему происходило карбонатное осад-
конакопление, со времени поздней юры еще более интенсифицировав-
шееся. В лагунном поясе продолжалось отложение осадков карбонатно-
сульфатной формации, объемы которой в неокоме не возросли лишь по
причине регрессии, осушившей большие площади морского мелководья.
Со вспышкой карбонатного осадконакопления в неокоме (особенно
в барреме. и апте) совпал очередной расцвет многих групп организмов
рифостроителей.
В общем сопоставление отложений неокома и поздней юры как
внутренних, так и периферических районов аридной области Евразии
показывает на иссушение климата, усиливавшееся с течением времени.
Максимум аридизации приходится на поздний готерив, баррем и ран-
ний апт, тогда как климат валанжина и раннего готерива, судя по
степени аридности осадков и ареалам их распространения, еще мало
отличался от позднеюрского. В период максимальной аридизации ланд-
шафты аридной области стали суше и границы их распространения
переместились еще на 2—3° дальше к северу, охватив территории, кото-
рые до того отличались относительно гумидным климатом. В готериве,
барреме и апте аридизацией были затронуты Днепровско-Донецкая
впадина и южная часть Московской синеклизы, вся южная половина За-
падно-Сибирской низменности, Алтае-Саянская область и Енисейский
Кряж, Забайкалье, Сунляо и южная часть Рёссеки, где красноцветы и
другие осадки аридного типа пришли на смену гумидным отложениям.
Термический режим аридной области Евразии и в неокоме оста-,
вался тропическим. Об этом определенно свидетельствуют красноцветы,
выступающие в роли зональной литогенетической формации, региональ-
ное развитие которых возможно только в условиях тропического и
* Увеличение поверхностного стока с приближением к периферическим районам
аридной области связано не только со смягчением климата в этом направлении, но и
со стоком на ее территорию вод речных бассейнов, частично располагавшихся в преде-
лах гумидного пояса.
132 ,
’ близкого ему климата, поскольку полный распад каолинового ядра и
: необратимая коагуляция полуторных окислов (содержащихся в красно-
цветах в значительном количестве и придающих окраску этим породам)
‘ возможна только при сильном и длительном прогреве коры выветрива-
ния солнечными лучами. О высоком термическом режиме свидетельст-
вует и растительность, в которой ведущая роль принадлежала тепло-
любивым цикадофитам, хвойным и папоротникам. Это же, наконец,
доказывается и составом фауны беспозвоночных, населявших моря
аридной области, среди которых были кораллы, неринеи, орбитолины и
другие группы, не выходившие за пределы тропической области. По
геохимическим особенностям отложений (красноземы, слабо карбонат-
ные, но еще бедные глиноземом), степени . развития растительного по-
крова и экологическому типу фауны периферическая зона аридной
области неокома близко напоминает типичную саванну современной
Африки с годовой суммой атмосферных осадков 500—800 мм.
Третью крупную природную область материка составляла Юго-
Восточная Азия (Индостанский полуостров, Индокитай, Южный Китай,
и Индонезию). В ней морские разрезы неокома сложены песчано-слан-
цевыми толщами с отдельными линзами рифогенных известняков, зак-
лючающих типичную тропическую фауну. Рифы, убывая в размерах и
! числе, прослеживаются до самых северных островов Японии и совет-
ского Приморья (до 47° широты). В континентальных разрезах распро-
странены красноцветные и пестроцветные осадки с чертами ферроаллит-
ных образований; в них собраны остатки тропической мезофильной
растительности, пресноводные моллюски и кости диназавров. Обилие
песчано-глинистых отложений в меловых толщах Юго-Восточной Азии
Г объясняется, с одной стороны, большой активностью тектонических дви-
J жений на ее территории, а с другой — энергичной речной эрозией в
! условиях влажного тропического климата. Меловой климат Юго-Во-
i сточной Азии, по-видимому, был близок ее современному климату. Он
; также был лишен сезонных различий в температуре воздуха и воды,
которая в течение всего года держалась на уровне 25—30°.
Влажность была постоянно высокой. Облачный покров, как и ныне,
должен был достигать мощного вертикального развития, в связи с этим
интенсивность солнечной радиации над этой частью континента была
! сильно понижена. Благодаря большому стоку- континентальных вод
шельфовые морй Сунды были опреснены и содержали повышенное ко-
личество гуминовых кислот, образующихся от разложения остатков
тропической растительности. Все это вместе с выносом огромного коли-
чества терригенного материала и создавало условия, не благоприятные
для развития организмов рифостроителей, и вообще снижало в этих
морях роль карбонатного осадконакопления.
* *
*
Климат Евразии в неокоме не сохранялся постоянным. Зоогеогра-
фические данные-указывают на то, что южные элементы в валанжине и
готериве проникали на север не дальше Печорского бассейна и Север-
ного Урала, а в барреМе и апте они были распространены уже почти по
всему Арктическому бассейну (Сакс, Месежников, Шульгина, 1964).
Примеры более глубокого проникновения на север теплолюбивых форм
отмечаются и для растений позднего неокома (Вахрамеев, 1964).
Причиной этого явления могла быть континентализация климата
и связанное с этим повышение летних температур, постепенно усили-
вавшееся к концу неокома. Если муссонный и океанический климаты с
их обильными летними осадками и несколько пониженными летними
о
133
температурами способствуют смешению растительности в результате
продвижения на север южных видов, а на юг северных,* то континен-
тальный климат, с возросшими сезонными контрастами, наоборот, вызы-
вает разделение комплексных фаун и флор. Повышение летних темпе-
ратур в связи с произошедшей континентализацией климата, вероятно,
и было причиной продвижения на север теплолюбивых растений и мор-
ских беспозвоночных в поздней юре и неокоме.
Альб. Во второй половине апта и альбе наметились отчетливые
признаки увлажнения климата. Они выразились в резком расширении
области сероцветного осадконакопления и сокращении области накоп-
ления аридных красноцветов; в усилении процессов углеобразования и
накопления растительного углерода вообще; в еще более широком рас-
пространении восстановительных сред осадконакопления; в нарастании
объемов аутигенного минералообразования (железа в особенности);
некотором повышении коэффициента мономинеральности обломочного
материала — песчаных пород и увеличении содержания в глинах као-
линита; наконец, в общем нарастании масштабов терригенного осадко-
накопления и в усилении удельного значения фаций, связанных с посто-
янно и значительно обводненными ландшафтами. В альбе сероцветные
континентальные, толщи со слабыми проявлениями угленосности рас-
пространялись до герцинских массивов Средней Европы, на всю Мо-
сковскую синеклизу и отчасти Днепровско-Донецкую впадину, на всю
Западно-Сибирскую низменность, а также на Тургай и Приаралье,
Джунгарию, Восточно-Гобийскую депрессию, Сунляо, охватив, таким
образом, и северную окраину аридной области неокома.
Южная Европа, Малая Азия и Казахстан тем временем становятся
областью проявления жаркого переменно влажного климата (климата
боксита), при котором, согласно У. Д. Келлеру (1963), атмосферные
осадки значительно превышают испарение и не бывают меньше его да-
же в течение одного месяца в году. В седиментационных бассейнах этой
области осадки апта—альба представлены кварцевыми песками, кремни-
стыми и глиноземистыми глинами с пррслоями углей (богатых фюзе-
ном), оолитовых бурых железняков и линз бокситов.
Аридная область в альбе сократилась едва не вдвое. Она продол-
жала существовать только на территориях Аравии, Ирана, юга Средней
Азии, Центральной Азии и Тибета, но даже и здесь аридный режим был
ослаблен, вследствие чего в местных седиментационных бассейнах по-
лучили распространение так называемые голубые горизонты, представ-
ляющие отложения довольно крупных внутриматериковых водоемов.
В западной (аридной) части Тетиса и в его окраинных морях с альбом
связано резкое ослабление рифообразования и карбонатного осадкона-
копления вообще. В альбе расширяется ареал распространения боре-
альной фауны. Ее важнейшие представители — ауцеллы в это время
достигали Турции и Средней Японии. В эпиконтинентальном море
Средней Азии и Ирана на смену однообразной пелециподовой фауне
пришли аммонитовые и белемнитовые фауны.
Но особенно большие изменения в, апте—альбе претерпела расти-
тельность. Лесная зона (с равномерно влажным климатом) значительно
расширяется^ продвигаясь далеко на юг. При этом леса обедняются
теплолюбивыми и ксерофильными породами. Среди, цикадофитов оста-
ются лишь мезофильные роды (нильссония, хейлунгия, якутелла);
гинкговые сохранили важную лесообразующую роль только на северо-
востоке Сибири и в Верхоянско-Колымксой области, а в более южных
* По этой причине, например, в.современной флоре Восточного Китая имеет место
перекрытие ареалов произрастания тропических пальм и бореальных елей.
134
районах они перешли на положение реликтов. Хвойные, наоборот, до-
стигают максимального разнообразия, однако их ксерофильные роды
брахифиллум и пагиофиллум исчезают с больших пространств Запад-
ной и Южной Сибири, хотя продолжают сохраняться в пределах Сред-
ней и Центральной Азии, где роль их в составе растительности также
падает (Вахрамеев, 1964). В аридной области растительность по-преж-
нему состояла из чешуйчато-хвойных группы брахифиллума, ксеро-
фильных цикадофитов и птеридоспермов с жесткой лйствой и кожистой
кутикулой. В общем, конец апта —ал,ьб в истории палеоклиматов Земли
был временем сильной. гумидизации, т. е, некоторого возврата к кли-
мату ранней и средней юры.
Самым значительным событием апта — альба было быстрое распро-
странение покрытосеменных растений: магнолий, лавров, платанов, тро-
ходендронов, эвкалиптов, дубов. В. А. Вахрамеев (1964) считает, что
первые покрытосеменные появились еще в недрах юрской флоры, но
были в ней крайне немногочисленными и не оставили сколько-нибудь
заметных следов в отложениях этого периода. Изменения климата
происшедшие в течение апта — альба, позволили покрытосеменным ра-
стениям использовать свои физиологические преимущества -и из скром-
ных инградиентов старой флоры перерасти в созидателей новых расти-
тельных формаций.
Чтобы понять характер происшедших климатических изменений,
необходимо вспомнить особенности физиологической организации по-
крытосеменных растений, создавшие им преимущества перед их пред-
шественниками— голосеменными. М. И. Галенкин отмечал, что такие
типичные растения палеозоя и мезозоя, как папоротники, цикадофиты
и древние хвойные, могли существовать только в условиях влажной
атмосферы. Покрытосеменные же приспособлены к условиям континен-
тального климата: меньшей влажности, сезонным колебаниям темпера-
туры и увлажнения и более интенсивному воздействию солнечной радиа-
ции. Они в большей мере, чем другие группы растений, используют
почвенную влагу, а более совершенное развитие водопроводящей сосу-
дистой системы (лучше снабжающей влагой растение) дало возмож-
ность развития широкой поверхности листьев, которое, в свою очередь,
способствовало лучшему приспособлению к солнечному климату. С это-
го времени характер и сила солнечного освещения (фотопериодизм)
становится важнейшим экологическим условием существования флоры,
не менее важным, чем температура и атмосферные осадки. То, что
основным побудительным фактором в быстром расселении покрытосе-
менных растений был именно солнечный климат (с возросшей дозой
прямой радиации), ,с несомненностью вытекает из исторических и гео-
графических особенностей развития этой группы растений на террито-
рии Ейразии. Раньше всего (еще в неокоме) покрытосеменные растения
появились в областях аридизированного климата. Позже они проникли
на северо-восток материка, где почти неизменная юрская мезофильная
флора голосеменных существовала до конца мелового периода. Здесь,
на северо-востоке, первые покрытосеменные растения встречены в отло-
жениях верхнего альба (Болоховитина, 1959).
Коренные изменения растительности, связанные с появлением и
быстрым расселением покрытосеменных, не могли быть связаны с похо-
лоданием, поскольку климат раннего мела был дажё теплее ранне- и
среднеюрского, при котором мезозойская полихронная флора достигла
своего расцвета. Причиной этого не могло явиться и резкое изменение
количества и режима выпадения атмосферных осадков, так как степень
и характер увлажнения материка при переходе от неокома к апту —
альбу изменились не столь значительно, как на границе средней и позд-
135
ней юры. Сохранились в прежнем виде и региональная дифференциация
его климата. Таким образом, основные компоненты климата (темпера-
тура и атмосферные осадки) и общий план климатической зональности
во время появления покрытосеменных растений коренных изменений не
претерпели. Очевидно, эти важные изменения в составе растительного
мира были связаны с иными причинами и, вероятнее всего, с усилением
континентальности климата, усилением солнечного сияния и воздей-
ствияшрямой солнечной радиации на растительный покров Земли.
И хотя покрытосеменные растения заметную роль .в составе расти-
тельности приобрели лишь в апте—альбе, решающее значение в исто-
рий" их развития все-же имел неоком с его аридным климатом. Именно
в неокоме благодаря общей аридизации климата уменьшились влаж-
ность и облачность и соответственно усилилось воздействие на призем-
ные слои солнечной радиации. Растения, существовавшие в условиях
сильной влажности и облачности (папоротники, некоторые гинктовые,
подозамиты и др.), стали исчезать из областей аридизирующегося кли-
мата. На смену им пришли растения, лучше переносящие сухость воз-
духа и продолжительное солнечное сияние.
Определения палеотемператур морских вод альба производились
Д. П. Найдиным, Р. В. Тейс и М. С. Чупахиным на материале Крыма
и Р. Боуеном (Bowen, 1961) —на материале Средней Европы. В обоих
случаях температуры тропического моря составили 28,9 и 24° С.
Поздний мел
Ландшафты северо-востока Евразии и в позднемеловую эпоху не
претерпели существенных изменений. Продолжали накапливаться серо-
цветные песчано-глинистые осадки, преимущественно полимиктовые, со-
держащие нередко такие малоустойчивые минералы, как эпидот, рого-
вые обманки и пироксены. Но полимиктовость верхнемеловых отложений
северо-востока, как и отложений предшествующих возрастов, свя-
зана вовсе не с климатом, а с влиянием тектонического фактора: боль-
шой энергией рельефа и большой скоростью механической седимента-
ции в этой области.
Зональным климатическим типом формации по-прежнему остается
мезомиктовая, черты которой отчетливо выступают в верхнемеловых
осадках Колымского и Смоленского .массивов, где влияние тектониче-
ского фактора несколько ослабевает. Для последней характерны квар-
цево-полевошпатовые песчаники (при меньшем содержании полевых
шпатов) и смешанные гидрослюдисто-бейделлитовые глины.
Пояс угленакопления в позднемеловую эпоху сместился еще
дальше к Тихоокеанскому и Арктическому побережьям. К этому вре-
мени процессы угленакопления прекратились на территории Забайкалья,
Южно-Якутского и Вилюйского прогибов и резко ослабли во впадинах
Лено-Хатангской, Колымско-Индигирской и Амурской провинций. Глав-
ной ареной накопления угленосных осадков становятся Анадырь, Кам-
чатка и Сахалин.
Морские отложения терригенной мезомиктовой формации почти
бескарбонатны; лишь в единичных прослоях глин и мергелей содержатся
известковые конкреции. Объемы аутигенного минералообразования не-
велики. Лептохлориты, глауконит, сидерит, а также фосфоритные кон-
креции встречаются спорадически.
Сероцветные песчано-сланцевые толщи верхнего мела развиты, по
всей восточной окраине материка, до Индонезийского архипелага вклю-
чительно. Однако в типичном (бореальном) виде они прослеживаются
только до среднего Приморья и о. Хоккайдо, где в составе их уже
появляются линзы известняков с остатками теплолюбивой фауны.
136
, В глубь континента терригенная мезомиктовая формация распростра-
няется до района Байкала и Усть-Енисейской впадины.
В пределах северо-восточных областей Евразии, характеризовав-
шихся терригенно-мезомиктовым осадконакоплением, в позднем мелу
произрастали хвойно-широколиственные леса при значительном участии
реликтов древней флоры (цикадофитов, гинкго, подозамитов, папорот-
ников-кладофлебис). Основными лесообразующими породами были
теплолюбивые, в основном субтропические, деревья и кустарники: пла-
таны, креднерии, протофиллум, зизифус, макклинтокия, норденскиоль-
дия, троходендроны, а также, сосны, пихты, тсуги, кедры, секвойи, глип-
тостробус. В самом конце позднемеловой эпохи здесь появляются
сережкоцветные (ивы, березы, ольхи). Богатство растительности возра-
стало с приближением к Тихому океану и вдоль его побережья к югу,
достигая наивысшего разнообразия на территории Приморья, о. Саха-
лина, п-ва Кореи и Японии, главным образом, за счет мезофильных и
гидрофильных форм (особенно разнообразны папоротники).
Остатки динозавровых фаун на северо-востоке материка не изве-
стны. Морские беспозвоночные представлены иноцерамами, бакулитами,
белемнитами и песчаными фораминиферами, составляющими специфи-
ческий бореальный комплекс.
Бореальные черты, нашедшие выражение в мезомиктовом осадко-
накоплении и хвойно-широколиственных лесах с реликтами среднеме-
зозойской растительности и в обедненном комплексе морских беспозво-
ночных, сохраняются, хотя и в несколько ослабленном виде, еще на
преобладающей части Западно-Сибирской низменности. И только в юж-
ных районах последней начинают преобладать черты олигомиктовой
формации, связанные с присутствием преимущественно кварцевых пес-
ков и каолинитсодержащих глин, возросшими масштабами аутигенного
минералообразования и возросшей известковистостью осадков. Среди
беспозвоночных, населявших южную часть Западно-Сибирского моря,,
присутствовали теплолюбивые формы.
Таким образом, климат северо-восточных областей материка, вклю-
чая и северную половину Западно-Сибирской низменности, в позднеме-
ловую эпоху оставался, в общем, гумидным, равномерно влажным.
В.месте с тем много данных говорит о том, что климат позднего мела
был более континентальным и более солнечным, чем в предшествовав-
шие эпохи. К числу эуих данных относятся следующие:
1. Расширение аридной области, появление красноцветных образо-
ваний даже на юге Ленского бассейна.
2. Сокращение ареала угленакопления и дальнейшее его смещение
к Тихоокеанскому побережью.
3. Массовое вхождение в леса северо-востока светолюбивых покры-
тосеменных растений и соответственно переход на положение реликтов
цикадофитов, гинкговых, подозамитов и среднемезозойских папоротни-
ков (кладофлебис), нуждавшихся в мощном облачном покрове и по-
стоянных туманах, защищавших эти растения от солнца.
4. Постепенное исчезновение в течение позднего мела реликтов
древней растительности из внутриматериковых районов при продол-
жающемся их существовании в условиях океанического климата побе-
режья и островов до начала палеогена (находки нильссоний в палео-
гене Японии).
5. Распространение в составе ксерофилизованной растительности
представителей семейства лавровых, обладающих блестящими кожи-
стыми листьями отражающими часть падающего на них солнечного-
света (приспособление, необходимое для существования в условиях
обильного солнечного освещения).
137'
6. Расширение ареала обитания пресноводных моллюсков с мас-
сивными раковинами, в частности тригониоидесов, которые в верхнеме-
ловых отложениях отмечаются даже на территории Ленско-Вилюйского
прогиба.
Климат северо-восточных областей Евразии и в позднем мелу оста-
вался теплым. Доказательства этому мы находим:
1) .в спорадических находках в толщах верхнего мела глауконита и
фосфоритных конкреций, которые, как показывает карта данных осад-
ков Мирового океана (Безруков, Лисицын, Петелин, Скорнякова, 1961),
не распространены в областях с климатом прохладнее 'субтропического;
2) в теплолюбивом характере растительности, среди которой уже
были формы, сохранившиеся до наших дней и ныне не известные за
пределами субтропической зоны (платаны, магнолии, секвойи и др.);
даже в Восточной Гренландии была распространена богатая лесная
растительность с арктокарпусом—родичем современного тропического
растения •— хлебного дерева;
3) в составе фауны морских' беспозвоночных, хотя и представлявшей
обедненный (бореальный) комплекс, но слагавшейся из групп, общих
с тропическими (аммониты, иноцерамы, фораминиферы).*
Следующая природная зона, охватывавшая пространство между
Ггумидной равномерно влажной областью северо-востока и аридной об-
ластью,— Средняя Европа с южной частью Балтийского щйта, преобла-
дающая часть Русской платформы, Предкавказье и Приаралье — обла-
дала наиболее динамичным климатом. Дело в том, что в меловом пе-
. риоде (как, впрочем, и в течение всего мезозоя) основные изменения
климата проистекали не от изменений температурного режима, который
изменялся мало, а от непостоянства увлажнения и, пожалуй, больше
всего от сезонных колебаний в режиме выпадения атмосферных осад-
ков. Климат Евразии то иссушался и аридная область разрасталась,
охватывая смежные участки гумидных поясов, то, наоборот, усиливалось
увлажнение и гумидные пояса частично поглощали аридную область.
Естественно, что эти изменения климата ярче всего проявлялись в про-
межуточной зоне, климат которой постоянно изменялся от сегдиаридного
к семигумидному й наоборот. Поэтому, в промежуточной зоне фазы из-
менений климата устанавливаются легче всего и не только основные,
но и фазы менее значительных амплитуд и продолжительности.
В сеномане на территории Средней и Юго-Восточной Европы,
Приаралья и Тургая происходила смена сероцветного терригенно-оли-
гомиктового осадконакопления (кварцевые и .кварцево-глауконитовые
пески, каолинитсодержащие глины) карбонатным, в чем нетрудно ви-
деть иссушение климата этих областей после сильной гумидной фазы
альба. В туроне и коньяке глауконитовые пески (с прослоями оолито-
вых железных руд и фосфоритовыми желваками) накапливались лишь
в узкой зоне литорали, а на остальном пространстве эпиконтиненталь-
ного мелководья отлагались мел, мелоподобные известняки и мергели.
Это распространение карбонатных осадков едва не до самой границы
суши, так же как в аридной области, является одним из несомненных
доказательств иссушения климата в верхнемеловую эпоху.
В сантоне? в прибрежной зоне Средне-Европейского и Западно-Си-
бирского морей накапливались кремнистые осадки: опоки, опоковидные
* Беспозвоночные обычно являются стенотермными-—способными к развитию
в довольно узких температурных пределах. И поэтому сам факт того, что бореальная
и тропическая фауны мезозоя состояли из одних и тех же групп беспозвоночных: ам-
монитов, белемнитов, пелеципод, фораминифер и других,-—хотя и -несколько различных
в отношении видового состава, должен рассматриваться как показатель выравненное™
температур вод мирового океана в это время (колебания в интервале тропические —
субтропические температуры).
1S8
глины, кремнистый мел, кремнистые мергели, сменяющиеся в направле-
нии открытого моря глинистыми известняками, мергелями, глинами. Та-
кое массовое накопление кремнезема в сантоне, по-видимому, отвечает
максимуму аридизации климата этого пространства, поскольку кремне-
зем, при его малом содержании в природных водах и высокой раство-
римости, мог достигать пересыщения и выпадать.в осадок (хемогенно и
биогенно) только при усилившейся аридизации и одновременно при по-
нижении температуры в связи с возросшими сезонными контрастами.
Косвенными признаками аридизации климата в сантоне служат
также минимальное содержание органического углерода в его осадках;
сокращение объемов накопления песчаных фаций в зоне литорали (оче-
видно, в связи с дальнейшим уменьшением поверхностного. стока) ;
ослабление процессов накопления аутигенных минералов железа (глау-
конита, лептохлоритов). '
По-видимому, большую роль в мощном проявлении кремнистого
осадконакопления сыграл также плоский и низкий рельеф Фенно-Сар-
матии, у побережий которой - размещаются главные скопления осадоч-
ного кремнезема. При таком рельефе суши процессы физического вы-
ветривания и механической седиментации не. могли получить сколько-
нибудь значительного развития. Плоский и низкий рельеф в сочетании
с аридизированным климатом способствовал энергичной миграции из-
вести и кремнезема, которые в больших количествах поступали в моря,
омывавшие Фенно-Скандию.
В кампане и Маастрихте вынос кремнезема с материка ослабевает
и ареалы накопления кремнистых осадков сокращаются. Снова по
всему эпиконтинентальному мелководью распространяются мел и мело-
подобные мергели, а в литоральной зоне возобновляется формирование
кварцево-глауконитовых песков с фосфоритовыми конкрециями. По-ви-
димому, в кампане и Маастрихте климат был влажнее сантонского.
На Маастрихт приходится значительное колебание температурного
режима, на которое впервые обратил внимание Вичер (Schwarzbach,
1961). Это колебание устанавливается по исчезновению теплолюбивых
глоботрункан в отложениях нижнего Маастрихта и по появлению тепло-
.любивых псевдотекстулярий (Р. elegans) в верхнем Маастрихте. Со-
гласно Геннингу, а также Цеслинскому и Витвицкой, климатические
условия ' верхнемелового бассейна, покрывавшего территорию Дании,
Северной Германии, Польши, были сходными с современными усло-
виями Атлантического океана у берегов Португалии.
В- биогеографичеРком отношении зона, разделявшая гумидную Си-
бирь и аридную юго-западную часть материка, характеризовалась -сме-
шаннной фауной, в которой одинаково широко были- распространены
бореальные и тропические формы. Зона смешанных фаун в сравнении
с раннемеловой стала несколько уже и сместилась к югу. Теперь ее се-
верная граница занимала/положение в Дании и Скании, а южная ото-
двинулась в среднюю часть Парижского бассейна, Предальпийский про-
гиб, Северную Болгарию и Кавказ. Сужение зоны смешанных фаун в
верхнемеловую эпоху стоит в связи с возросшими климатическими раз-
личиями бореальной и тропической областей, а ее смещение на юг по-
казывает на расширение бореальной области в результате происходив-
шего похолодания приполярного пространства. Растительность зоны
олигомиктового осадконакопления и смешанных фаун состояла из ксе-
рофильных вечнозеленых растений, а также теплолюбивых широколист-
венных и хвойных пород, образовывавших парковые леса и редколесья.
В датском веке наступила очередная фаза иссушения климата. В
лагунах, оставляемых регрессирующим морем, большой размах приоб-
ретает карбонатно-сульфатное осадконакопление. Бореальная область
139
расширяется еще более; теплолюбивые формы кораллов^ рудистов. и фо-
раминифер исчезают из пределов Дании и Скании.
Для зоны распространения олигомиктовой (умеренно карбонатной)
формации имеется значительное количество палеотермических опреде-
лений. Г. Лоуенштам и С. Эпштейн (1954) на материале Западной Ев-
ропы получили серию .данных, показывающих изменение термического
режима .в течение верхнемеловой эпохи. В сеномане среднегодовые тем-
пературы Западной Европы составляли 15—16°, в туроне и коньяке они
повысились до 19—20°, в сантоне достигли максимальных значений
(23°) и затем понизились в кампане до 20—19°, Маастрихте — до 16,5°,
а в датском веке снова составили 16—15°.
Р. Боуэн (Bowen, 1961) на материале Польско-Германской впадины
получил показатели такие же и несколько ниже западноевропейских
(сантон, 21°), что может быть объяснено более северным положением
этих территорий в системе климатической зональности.
Сходимость с данными Г. Лоуенштама, С. Эпштейна и Боуэна об-
наруживают также результаты палеотермических определений, произ-
веденные Д. П. Найдиным, Р. В. Тейс и М. С. Чупахиным по материа-
лам Крыма, юга Русской платформы и Волго-Эмбинской области (см.
таблицу).
Результаты палеотермических определений, полученных по белемнитам
(глубины порядка 100 м) для позднемеловой эпохи в °C
Время Англо- Парижский бассейн Польско- Германская впадина Крым Юг Русской платформы Волго- Эмбинская область
Сеноман Турон Коньяк . ... . •. . . Сантон Кампан ....... Маастрихт Даний 15—16 20 23 19-20 15,4-16,5 15-16 16,5 21 - 15,4-16,5 25,7 22,9 17 19-21 14—21 13,3 12 15-21
Исследователи . . . Г. Лауен- штам и С. Эпштейн R. Bowen Д. П. Най- дин Д. П. Най- дин, Р. В. Тейс, М. С. Чупа- хин Д. П. Най- дин
Многое в этих определениях вызывает сомнения и прежде всего
устанавливаемые ими резкие колебания температуры в течение мело-
вого периода с минимумами в сеномане и Маастрихте — дании и ма-
ксимумом в сантоне, совершенно не вытекающие из геологических дан-
ных. По-видимому, метод изотопной палеотермии еще недостаточно'
точен. Возможно, что не все природные факторы, влияющие на соотно-
шения изотопов О18 и О16, учитываются в «ем правильно (возможности
нарушения первоначального изотопного состава органогенного каль-
цита посредством диффузии через твердое вещество, возможность влия-
ния изотопного состава воды, в которой образовался органогенный
кальцит и др.).
В развитии аридной области позднемеловая эпоха ознаменовалась
дальнейшим иссушением климата и усилением его солнечности. На это
указывает расширение ареала распространения экстрааридных красно-
цветов (сильно карбонатных и регионально гипсоносных), охватившего
теперь Зайсанскую впадину, Северную Джунгарию и гобийскую часть
140
Монголии. В Забайкалье, Сунляо и Сычуанском бассейне, располагав-
шихся в периферической зоне аридной области, усиление сухости кли-
мата фиксируется по возросшему содержанию монтмориллонита и по
уменьшению роли бассейновых фаций в осадках. Иссушение климата
в позднемеловую эпоху проявилось также в области Витимского на-'
горья и южной части Ленского прогиба, где также получили распростра-
нение крупнораковинные моллюски. трагониоидесы— обитатели ариди-
зированных водоемов.
Иссушение климата на территории аридной области и смежных с
нею районов в течение позднемеловой эпохи устанавливается и по раз-
витию экологических типов динозавровой фауны. Последняя в это
время утрачивала связь с водоемами и все больше и больше обогаща-
лась сухопутными формами. В позднемеловую эпоху по преимуществу
были распространены четвероногие динозавры с панцирными средст-
вами защиты, всю жизнь проводившие на суше. Пищей позднемеловым
динозаврам служила наземная растительность, а не водная, как их юр-
ским и раннемеловым предкам. Ареал обитания динозавров в позднем
мелу сократился (в его северной части). Отсутствие находок остатков
динозавров в области, пограничной с Балтийским щитом, в северной
половине Русской платформы и в северной половине Западно-Сибир-
ской низменности, очевидно, связано с тем, что эти территории уже ока-
зались вне ареала обитания динозавровой фауны.
Динозавры вымерли в конце маастрихтского века, вместе с мор-
скими рептилиями, аммонитами, белемнитами, планктонными форами-
ниферами и многими другими группами мезозойской фауны. Физиологи-
ческие особенности преемников динозавров —млекопитающих, занявших
те же экологические обстановки, — определенно указывают на характер
происшедших изменений географической среды. Это были возросшие
сезонные и даже суточные колебания температуры, вполне пе-
реносимые теплокровными млекопитающими, но губительные для круп-
ных рептилий, лишенных терморегуляции. Возможно, что одной из при-
чин вымирания динозавров была, и возросшая солнечная радиация.
В морских бассейнах аридной области (западная часть Тетиса и
его окраинные бассейны) по-прежнрму продолжалось накопление осад-
ков высококарбонатной формации (открытое море) и карбонатно-суль-
фатной с гипсами и доломитами (лагуны и отмели). Масштабы рифооб-
разования и галогенеза в позднемеловую эпоху несколько сократились,
но в этом, вероятно, проявилось не влияние климата, а условий палео-
географического развития (трансгрессия)'.
Юго-Восточная Азия в позднемеловую эпоху оставалась областью
влажного тропического климата, индикаторами которого служат тропи-
ческие осадочные образования этой части континента: пестроцветные,
кварцевые песчаники и пуддинги, бескарбонатные, малокремнистые, но
высоко железистые и глиноземистые глины (глинозем преимущественно
в составе каолинита). Исходным материалом для этих осадков явились
конечные продукты выветривания алюмисиликатных пород, массовое
образование которых возможно только в условиях влажного тропиче-
ского климата.
В пестроцветах присутствуют остатки влаголюбивой тропической
растительности. В области Индосинийского массива и внутренних райо-
нов Индостана, испытывавших влияние аридной области, климат был
переменно влажным. Здесь в кварцевых песчаниках появляется примесь
не разложенных полевых шпатов, а в глинах —примесь монтморилло-
нита и гидрослюд.
В морских разрезах верхнего мела Юго-Восточной Азии преобла-
дают сероцветные терригенные осадки, резвитию которых благоприят-
141
ствовали динамичный рельеф и энергичная речная эрозия .в местных
областях сноса. Рифы в морских осадках верхнего мела Юго-Восточной
Азии проявляются единично. Органические остатки представлены ко-
раллами, орбитолинами теплолюбивыми родами аммонитов, гастропод,
пелеципод и прочими, типичными для тропической зоогеографической
области.
*
Новым в развитии климата Евразии в течение позднемеловой эпохи
явилось усиление его континентальности и солнечности, нарастание се-
зонных контрастов в распределении тепла и влаги и общее иссушение.
Усиливается пустынность внутренних районов аридной области, суше
становятся и ее периферические районы, где отложения становятся бо-
лее карбонатными и кремнистыми, повышается в них й породообра-
зующая роль монтмориллонита. Значительно суживается ареал обита-
ния динозавровой фауны за счет северных районов, в которых зимние
понижения температуры уже препятствовали существованию этих жи-
вотных, лишенных терморегуляции. К тому же фауна динозавров ста-
новится более сухопутной, чем прежде.
Континентализация климата в позднемеловую эпоху охватывает
обширные пространства на севере Европы, в Сибири и Амурском бас-
сейне, в связи с чем зона океанического климата, а вместе с нею пояс
угленакопления и леса с мезофильными растениями отступают к Аркти-
ческому и Тихоокеаническому побережьям.
Максимум континентальности и солнечности климата приходится
на конец Маастрихта'—даний — на время вымирания динозавров и
многих групп морских беспозвоночных (аммонитов, белемнитов, планк-
тонных фораминифер и др.).
ГЛАВА VI
КЛИМАТЫ ЕВРАЗИИ В МЕЗОЗОЕ
При рассмотрении климатов палеогена и неогена (Синицын, 1965)
мы отмечали, что исследованиями последних десятилетий определенно
установлено принципиальное соответствие природных (ландшафтных)
зон климатическим. Это соответствие стало настолько очевидным, что
природные зоны часто отождествляются с климатическими.
Соответствие природных зон климатическим несомненно существо-
вало и в мезозое, о чем убедительно свидетельствует совпадение экви-
валентных ареалов литогенетических типов осадков, растительных фор-
маций и зоогеографических областей и их границ на составленных нами
схемах.
Выявление природной зональности й -особенностей ее отдельных
зон является основным и необходимым элементом всякого региональ-
ного палеоклиматического исследования, - так чкак данные о природных
зонах служат фактической основой, на которой производится рекон-
струкция климатических условий прошлого. Основным средством пере-
вода природных зон в климатические служат литогенетические показа-
тели, поскольку й в мезозое при равных климатических условиях
процессы выветривания и осадконакопления протекали, в общем, также,
как и в настоящее время.
Растительность и животный мир в мезозое, за исключением немно-
гих форм, были иными, чем сейчас, но в экологическом отношении меж-
ду ними намечается много аналогий, позволяющих проводить климати-
ческие параллели.
Согласно природной зональности география климатов мезозойской
Евразии была, близка современной. Юго-западную и центральную части
материка, как и в кайнозое, занимала аридная область, к северу от нее
простиралась область равномерного увлажнения при пониженном тер-
мическом режиме, а на юго-востоке —область влажно-тропического
климата.
Это сходство планов климатической зональности мезозоя и
кайнозоя говорит о постоянстве основных климатообразующих факто-
ров и циркуляционных процессов — о постоянстве основных географи-
ческих закономерностей тепло- и влагообмена атмосферы с земной по-
верхностью. К тому же сходство природных процессов, протекавших в
мезозое и кайнозое (выветривание,-осадконакопление, условия сущест-
вования растительности), указывает на то, что и качественное воздей-
ствие климата на земную поверхность' за это время существенных из-
менений не претерпело.
14.3
Термический режим
Термический режим Евразии (рис. 44—50) в мезозое характеризо-
вался отсутствием значительных различий между низкими и высокими
широтами и слабыми сезонными колебаниями. Распределение тепла в
пределах материка было более равномерным, чем в настоящее время. В
мезозое существовало лишь два термических типа климата: тропический
и т. н. бореальный. Первый распространялся на южную и юго-западную
части материка, второй ограничивался северо-восточными областями.
Тропический климат мезозоя близко напоминал соответствующий климат
нашего времени, бореальный же не имеет аналога в современных кли-
матах. Нам он представляется как ослабленный тропический климат,
\
Условные обозначения к палеоклиматическим картам (рис. 44—50)
Термический режим (рис. 44—50): 1—тропи-
ческий; 2 — почти тропический; 3 — ослаблен-
ный тропический; 4 — теплоумеренный; 5 —
умеренный.
Рис. 44.
144
80 100 120
Рис. 45 (условные обозначения см. на стр. 144).
Рис. 46 (условные обозначения см. на стр. 144).
Рис. 47 (условные обозначения см. на стр. 144).
40
20
О
40
20Г
0<
РАННИЙ МЕЛ (НЕОКОМ)
80 100 >20
> -
. - '
Рис. 48 (условные обозначения см. на стр. 144).
80 100 120
1
.• Рис. 49 (условные рбозначения см. на стр< 144).
Рис. 50 (условные обозначения см. на стр. 144).
t
отличавшийся от современного субтропического тем, что в нем не было*
прохладного зимнего сезона, связанного с вторжением относительно хо-
лодных масс из областей умеренного климата, который в мезозое отсут-
ствовал. Современным субтропикам присущи в равной мере радиацион-
ные и циркуляционные условия как тропической, так и умеренной зощ
поэтому субтропические широты в зимнее время, как и умеренные, яв-
ляются источниками холода. Такая резкая сезонность термического ре-
жима' была не свойственна бореальному климату.
Тропический климат мезозоя, подобно современному, отличался
обильной в течение всего года инсоляцией и постоянно высокими темпе-
ратурами. Колебания среднемесячных температур, как и ныне, не выхо-
дили за , пределы +28, +25°, что вытекает из тождества природных
процессов,: протекавших в тропиках мезозоя и кайнозоя (одинаковые
минеральные образования, экологические типы растительности и живот-
ных). Э1о, же подтверждается и данными изотопной палеотермии, со-
впадающими с- температурными показателями современного тропиче-
ского климата.
Близкое значение температур мезозойских и кайнозойских тропи-
ков 'подтверждается и рядом косвенных соображений, в частности:
1 ) допущением гелиофизиков .о неизменности количества солнечной
радиации, посылаемой Солнцем, в течение едва не всей геологической
истории;
2 ) тождеством климатообразующих факторов и механизмов их дей-
ствия в тропиках мезозоя и современных, которое означает и сходство1
их метеорологических элементов.
Радиационный баланс земной поверхности в тропиках тогда и те-
перь был примерно один и тот же, хотя его слагаемые имели различные
величины. В мезозое атмосфера Земли содержала больше углекислого
газа и паров воды и несла более плотный и обширный облачный по-
кров, чем в наши дни, поэтому альбедо Земли было больше современ-
но^. Вместе с тем облачный покров умерял эффективное излучение
земйой поверхности, компенсируя тем самым потери коротковолновой
солнечной радиации. По степени различий фаун и флор в разные пе-
риоды мезозоя тропический и теплоумеренный климаты можно подразде-
лить на дополнительные термические градации. Можно говорить о соб-
ственно тропическом климате с интервалом колебаний среднемесячных
температур +28, +25°, почти тропическом — с интервалом +24, +22°,
ослабленном тропическом — со среднемесячными температурами +21,
+ 19° и собственно теплоумеренном—>с интервалом +18, ;+15°. Почти
тропический климат территориально совпадает с южной подзоной сме-
шанных морских фаун, отличающейся преобладанием тропических эле-
ментов, а на суше —с зоной смешанных цикадофито-хвойно-гинкговых
лесов. Ослабленный тропический климат совмещается с северной1 под-
зоной смешанных морских фаун, для которой характерно преобладание
теплоумеренных элементов, а на суше — с подзоной хвойно-гинкговых
лесов, отличающейся существенным участием цикадофитов. И, наконец,
собственно теплоумеренный климат приписывается области развития
типичной бореальной фауны и хвойно-гинкговых лесов с единичными
цикадофитами в подлеске. Умеренный климат (отличавшийся от совре-
менного отсутствием влияний холодного арктического воздуха) в мезо-
зое мог существовать лишь на небольшой площади возле полюса за пре-
делами Евразиатского континента. К концу мезозоя область умеренного
климата, по-видимому, расширилась и в позднем мелу, возможно, охва-
тила Чукотку,
Сравнительное .изучение природной зональности различных эпох
триаса, юры и меда показывает на последовательно происходившую
148 .
(
дифференциацию термического режима Евразии, (и планеты в целом)
и усиление его контрастности. В раннем — среднем триасе преобла-
дающая часть Евразии находилась в пределах тропического пояса.
Лишь на северо-востоке Азии, где фауна была несколько обедненной, а
в лесах доминировала кордаитово-цикадофито-папоротниковая форма-
ция, климат приобретал характер почти тропического. В позднем триасе
зона почти тропического климата значительно расширилась, охватив
преобладающую часть Северной Азии. В лейасе граница области почти
тропического климата продвинулась далеко на юг — в районы гер-
цинской Европы, Крыма, Кавказа; Средней и Центральной Азии, до-
лины р. Янцзы, и Южной Японии, однако существенных термических
различий в фауне низких и высоких широт не: было: Эндемическое ви-
дообразование в Приполярной области еще не получило развития, и,
следовательно, климатов прохладнее почти тропического по-прежнему
не было. Вместе с тем сильная гумидизация (океанизация) климата в
ранней и средней юре была причиной некоторого понижения летних тем-
ператур воздуха над Евразией и продвижения хвойно-гинкговых лесов
далеко в южные широты.
В средней юре складывается эндемическая бореальная фауна, от-
деленная от тропической полосой смешанных фаун. Для этого времени
Шн
помимо двух ранее существовавших термических типов климата: тро-
пического и почти тропического,-—возникают климаты ослабленный
тропический (Северо-Западная и Южная Сибирь, Амурский бассейн) и
собственно теплоумеренный, проявляющийся на территории Северо-
Восточной Азищ В поздней юре биогеографическая зональность,
несмотря на продвижение теплолюбивых форм к северу, становится кон-
трастнее; зона смешанных фаун и флор несколько сужается.
В меловом периоде дифференциация термического режима усили-
вается. В позднем мелу в приполярной области происходит похолода-
ние, с которым было связано значительное смещение всех биогеогра-
фических зон к югу. Возможно, что в это время на Чукотке и Северной
Аляске складывается климат, близкий умеренному. В отложениях верх-
него мела до самых северо-восточных пунктов материка прослежи-
ваются выделения глауконита и фосфоритов,, ныне не образующихся в
климатах прохладнее субтропического, и обнаруживаются остатки ци-
кадофитов, не переносящих зимних похолоданий.
В связи с неуклонно возраставшей контрастностью термического
режима расширялась циркуляционная зона, усиливались циклониче-
ские процессы и стали намечаться сезонные различия, в результате
чего к концу мезозоя теплоумеренный климат несколько приблизился к
субтропическому. В теплоумеренном климате химическое выветривание
зимою настолько* ослабевало, что этот процесс из круглогодичного стал
превращаться в процесс сезонный. Это нашло отражение в смене олиго-
миктовой формации, свойственной тропическому и почти тропическому
климату, мезомиктовой формацией, отвечающей теплоумеренному
климату.
Атмосферные осадки
'Основное разнообразие климатов мезозойской Евразии все же было
связано не с изменениями термического режима, а с особенностями рас-
пространения на ее территории атмосферных осадков (рис. 51—57). По
объему и типу увлажнения на территории мезозойской Евразии выде-
ляются следующие климатические области:
1) океанического тропического климата (Юго-Восточная Евразия);
2) материкового тропического климата (территория Юго-Западной
и Центральной Евразии);
149
3)1 океанического теплоумеренного климата (Северо-Восточная Ев-
разия) < . <
Океанический тропический климат получил развитие в прибрежных
районах. Индии, Индокитая (за исключением плато Корат и бассейна
Иравади), Южного Китая и Индонезии. Его отличало обильное увлаж-
нение в. условиях , тропической температуры; фациальные и литогене-
тические типы отложений и характер растительности свидетельствуют
Условные обозначения к палеоклиматическим картам (51—57)
L Ь . I. 1 « * ' J

Атмосферные осадки в мм/год (рис. 51—57): 1 — 500—
800; 2 —800—1000; <3— 1000—1200; 4 — 1200—1500; 5 —
1500—2000; 6 — больше 2000.
t
Рис: 51.
- 1 * • • \ S •
” / . . . 1 I ' '
о том, что здесь атмосферные осадки значительно превышали испаре-
ние. На аккумулятивных равнинах имело место избыточное увлажнение.
Отсутствие резких температурных контрастов между действовавшими
воздушными массами было причиной слабого развития циклонической
деятельности; как и . в.современном тропическом, климате,:, основное
значение, для конденсации влаги и выпадения осадков имела тропиче- *
ская конвекция. Выпадение атмосферных осадков было, более или ме?
150
L’^---------ж __
Рас. 52 (условные обозначения см. на стр. 150).
Рас* 53 (условные обозначения см. на стр. 150).
Рис. 55 (условные обозначения см. на стр. 150)« Рис. 57 (условные обозначения см. на стр. 150).
нее равномерным; их годовая сумма может быть оценена в 2000 мм!годг
как в современном экваториальном климате. Показателями большого
увлажнения в этой области служат наивысшая интенсивность химиче-
ского выветривания и пышная круглогодично вегетировавшая расти-
тельность. К внутренним районам материка увлажнение должно было
уменьшаться (годовай сумма—1500—1200 жж?) и его равномерное про-
явление сменяться дифференцированным по сезонам.
Материковый тропический климат, проявлялся в аридные фазы на
территории Южной Европы и Средиземноморья, Передней и Централь-
ной Азии, Северо-Западной Индии и Центрального Китая. Максималь-
ного развития он достигал в раннем и среднем триасе, в поздней юре и
мелу. Его отличала пониженная влажность воздуха и ^малая облачность:
годовая сумма атмосферных осадков составляла 500—800 жж. С малой
облачностью днем был связан большой приток солнечной радиации и
сильный прогрев земной поверхности, ночью же происходила отдача
тепла, в результате чего суточные колебания температур здесь дости-
гали значительной величины.
Максимальная степень аридности климата устанавливается для
западной части Тетиса, где и ныне формируется самая большая бари-
ческая депрессия северных субтропиков — иранский минимум. К пери-
ферическим районам аридной области влажность воздуха возрастала,
увеличивалась облачность, количество атмосферных осадков достигало
800—1000 мм/год, в связи с чем местные ландшафты становились менее
пустынными.
В аридные фазы в области восточного' побережья материка значи-
тельного развития достигала муссонная циркуляция, связанная с тер-
мическими контрастами воздушных масс над материком и океаном.
Летом менее жаркий, насыщенный влагой океанический воздух надви-
гался на разогретый материк, а зимой, наоборот, более прохладный и
сухой континентальный воздух перемещался в направлении океана. В
гумидные фазы позднего триаса, ранней — средней юры и альба муссон-
ная циркуляция ослабевала. \
В области западного побережья циркуляционные и погодные усло-
вия были иными. Здесь летом господствовал сухой и жаркий континен-
тальный воздух, а зимой — притекающий от Атлантического океана
морской воздух. Поэтому лето в западной части аридной области было
сухим и жарким, а зима—-влажной. Такой переменно влажный климат
при обильной летней инсоляции способствовал мощному развитию про-
цессов латеритообразования. Вместе с тем недостаток летних осадков
затормаживал развитие растительности, в составе которой было много
засухоустойчивых видов.
Океанический теплоумеренный климат проявлялся в пределах Се-
верной и Северо-Восточной Евразии. В глубь материка он сменялся
материковым тропическим климатом, а по восточному побережью (Япо-
ния.) — океаническим тропическим климатом. Отличие его от последнего
заключалось в несколько пониженной температуре воздуха (среднеме-
сячные +24, +12°). Океанический теплоумеренный климат характери-
зовался высокой влажностью и обильными осадками (5 = 1500 жж/аод),
выпадавшими в течение года. Испарение было меньше выпадавших осад-
ков. В плохо, дренированных отрицательных формах рельефа увлажне-
ние оказывалось избыточным (широкое распространение бассейновых
фаций, мощное угленакопление). Поскольку значительных вторжений
континентальных воздушных масс умеренных широт (характерных для
современного субтропического климата) при теплоумерённом климате
не было, циркуляция атмосферы, и в частности циклоническая деятель-
ность в этой области, была чрезвычайно слабой; по-видимому, и в этом
154 V
климате главная роль в образовании атмосферных осадков и орошении
земной поверхности оставалась за термической конвекцией. В глубь кон-
тинента океанический климат утрачивал равномерность и приобретал
сезонные различия в степени увлажнения под влиянием вторжений в эту
переходную зону сухого континентального воздуха из аридной области.
В гумидные фазы глубина проникновения типичного океанического кли-
мата в пределы континента была значительной — до средней части Рус-
ской платформы и Западной Сибири, Южной Сибири и Амурского бас-
сейна, в аридные фазы океанический теплоумеренный климат отступал в
область арктических архипелагов и северо-востока Сибири.
Развитие климата Евразии в мезозое
В раннем и среднем триасе происходило дальнейшее после'
перми нарастание засушливости, ксеротермичности и континентально
сти климата. Максимум аридизации климата в течение этой фазы при-
шелся на среднетриасовую эпоху, когда'материковый Тропический кли-
мат распространялся на преобладающую часть континента, достигая
низовьев р. Оби, истоков р. Лены и районов Восточно-Китайского моря.
Муссонный и океанический климаты с обильными атмосферными осад-
ками удерживались лишь на восточной окраине континента — в предо
лах Колымской области, Чукотки, Камчатки и Сахалина, Приморья,
Японии и Юго-Восточной Азии (за исключением долины Иравади и
плато Корат). Термический режим на всем пространстве материка, за
исключением лишь Северо-Восточной Азии, был тропическим. Поток
солнечной радиации, достигавшей Земли, хотя и был значительным, по
радиационный баланс в это время едва ли достигал максимальной нг-
личины, так как много тепла отражалось оголенной поверхностью опу
стыненного континента, в виде так называемого эффективного излуче
ния. Из всех видов атмосферной циркуляции большую роль играла муг
сонная циркуляция, связанная с контрастами теплоемкости пустынного
материка и океана.
Атмосфера триаса, еще близко напоминавшая палеозойскую, отлп
чалась большой величиной отношения СО2:02 вследствие слабого риз
вития процессов фотосинтеза, мало осваивавшего углекислый газ и
столь же мало продуцировавшего свободный кислород. К тому же (Юу
в значительном количестве мог поступать в атмосферу с продуктами
вулканической деятельности, которая в триасе имела огромное разви-
тие. Относительно высокое парциальное давление СО2 способствовало
интенсивному (при данных условиях увлажнения) выветриванию и по*
вышало растворимость в морской воде карбонатов.
В позднем триасе происходило сокращение площади прояв
, ления материкового тропического климата, сохранявшегося к концу
эпохи, да и то в ослабленном виде и только на территории Южной Ен
ропы, Аравии и Передней Азии. Соответственно расширились области
океанического климата. Бореальный термический режим еще отсутст-
вовал, но зона почти тропического климата значительно расширилась,
охватив теперь всю Сибирь и восточное побережье Азии и о. Хоккайдо.
Потери тепла, связанные с отражением части солнечной радиации зем-
ной поверхностью, судя по характеру происходивших изменений (раз-
витие растительного покрова, увеличение облачности), уменьшились.
В рэте, раннюю и среднюю эпохи юры климат
гумидизируется. Аридная область почти повсеместно исчезла. Океа-
нический климат достигает максимального развития, распростри
няясь на северо-восточную и юго-восточную части Евразии. Лишь па
территории Южной Европы, Аравии и Передней Азии, обладавших в
1Ы>
I
*7
триасе экстрааридньш климатом, равномерное увлажнение сменилось
сезонным и несколько убыло общее количество атмосферных осадков
(годовая сумма 1000—1200 мм). Возросло альбедо Земли, вследствие
мощного развития облачного покрова. Но радиационный баланс, по-ви-
димому, существенных изменений в связи с. гумидизацией климата не
претерпел, так как одновременно уменьшились потери тепла в резуль-
тате длинноволнового излучения Земли. В бате на северо-востоке ма-
терика складывается теплоумеренный климат.
Состав атмосферы в юре должен был измениться в направлении
уменьшения величины СО2:О2 вследствие возросшей интенсивности фо-
тосинтеза.

н
юре наступает новая фаза аридизации с максиму-
мом в Оксфорде — кимеридже. Область материкового тропического кли-
мата снова распространяется на преобладающую часть Евразии, но
далеко не достигает интенсивности ранне-среднетриасовой фазы. Отме-
чается -значительное продвижение светолюбивой растительности (ци-
кадофиты, хвойные — брахифиллум и пагиофиллум) к северу. Термиче-
ский режим еще больше дифференцируется; различия между тропиче-
ской и бореальной областями усиливаются, в связи с этим интенсифи-
цируются циркуляционные процессы.
В неокоме аридизация климата Евразии усиливается еще более.
Экстрааридный климат, помимо Южной Европы, Аравии и Ирана, снова
распространяется на Среднюю и Центральную Азию, а умеренно арид-
ный достигает средних районов Западно-Сибирской низменности, вер-
ховьев Амура и Южной Японии. В связи с подобным расширением
сферы проявления материкового тропического климата светолюбивые
растения еще больше, чем в юре, продвинулись к югу.
С неокомским аридным максимумом совпала смена аспекта мезо-
зойской растительности—появление и быстрое расселение покрытосе-
менных растений, постепенно вытеснивших голосеменных. В альбе по-
крытосеменные приобретают значение лесообразующих пород. Оче-
видно,, в неокоме климат стал более солнечным, облачный покров более
тонким и редким, содержание паров воды и< углекислого газа, в атмо-
сфере уменьшилось (последнего в связи с более интенсивной фотосинте-
тической деятельностью покрытосеменных). Тепличный климат, харак-
терный, для палеозоя и в некоторй мере сохранившийся при господстве
голосеменной флоры в мезозое, постепенно разрушается, сменяясь диф-
ференцированным климатом с сезонными и межзональными контраста-
ми. Тенелюбивые растения раннего и среднего мезозоя, не терпевшие
больших колебаний температуры, вытесняются покрытосеменными —
более приспособленными к солнечному и контрастному климату.
В неокоме отчетливее становятся различия климата западной и
восточной частей Евразии, находившихся под влиянием Атлантического
и Тихого скеанов. Особенно заметны эти различия на процессах вывет-
ривания и аутигенного минералообразования, получившего в западной
части латеритовое направление, а в восточной — сиаллитовое.
В конце апта-альбе наступила очередная гумидная фаза, со-
провождавшаяся некоторым похолоданием и смещением изотерм к югу.
Океанический и муссонный климаты снова распространяются на север-
ную, северо-восточную и юго-восточную части материка, оттеснив сферу
проявления умеренно аридного климата в пределах Центральной, Сред-
ней и Передней Азии, а экстрааридный был ограничен территорией
Аравии и Юго-Западного Ирана.
В позднем мелу (после сеномана) климат Евразии опять под-
вергается аридизации и еще больше дифференцируется в/термическом
отношении. Зона теплоумеренного климата (среднемесячные температу-

156
ры -+Ч7, +12°) распространяется к югу от верховьев Волги, При-
балхашья, Северо-Восточного Китая, Приморья и Хоккайдо. Собст-
венно тропический пояс отступает за герцинские массивы Средней Ев-
ропы, Кавказ, Куэнь-Лунь и Шаньдун. В 'это время на Крайнем Северо-
Востоке Азии, по-видимому, устанавливается умеренный климат. Влаж-
ность воздуха и облачный пойров над материком уменьшаются; коли-
чество атмосферных осадков сокращается даже в областях муссонного
и океанического теплоумеренного климата. Зона избыточного увлажне-
ния (с интенсивным угленакоплением) отступает за Верхоянье, в бассейн
Амура и к островным архипелагам. Экстрааридная область снова охва-
тывает всю Центральную Азию и часть Центрального Китая. Усили-
ваются солнечность климата и все виды атмосферной циркуляции: мус-
сонная, пассатная, циклоническая. Возрастают сезонные различия кли-
мата, как термические, так и по условиям увлажнения. Радиационный
баланс в связи с возрастающими потерями солнечного тепла при эф-
фективном отражении поверхности Земли уменьшается.
Заключительная фаза изменений общего климата в мезозое, выра-
зившаяся в дальнейшем иссушении и похолодании и усилении солнеч-
ности, пришлась на конец Маастрихта —даний. С нею совпало
великое вымирание динозавров на суше и многих распространенных в
мезозое групп беспозвоночных (аммонитов, белемнитов, иноцерамов, s
рудистов и др.)-—-в морях. На севере и северо-востоке Евразии темпе-
ратура понижается еще более, одновременно уменьшаются атмосфер-
ные осадки. Содержание паров воды и углекислого газа в атмосфере
достигло минимума за весь мезозой. С уменьшением их концентрации
в воздухе должно было уменьшиться и атмосферное давление.
Заканчивая характеристику мезозойского климата, перечислим
его основные особенности и тенденции развития:
1. Климаты мезозоя были менее дифференцированными и контраст-
ными и более гумидными, чем кайнозойские.
2. В мезозое была выше климатообразующая роль радиационных
условий, -свойственных тропическому климату, и соответственно -меньше
роль циркуляционных процессов: 'меридионального переноса, фронто-
генеза, циклонической деятельности, свойственных климатам — умерен-
ному и субтропическому, которые в ♦мезозое не были представлены.
При слабой циркуляции продолжительнее были циклы влагообо-
рота.
3. Географические различия климатов при их слабой термической
дифференциации больше 'были связаны с распределением атмосферных
осадков, чем с изменениями температур. Однако основные изменения
мезозойского климата были связаны с изменениями термического ре-
жима, выразившимися в усилении термической зональности и темпера-
турных различий между зонами.
4. В связи с увеличением прозрачности атмосферы -приток солнеч-
ной радиации к поверхности Земли в мезозое возрастал. Но еще больше
возрастало количество уходящего длинноволнового излучения. Поэтому
радиационный -баланс в целом уменьшался.
5. Рельеф земной поверхности, на которой не было высоких хреб-
тов, меньше влиял на атмосферную циркуляцию и географию климатов,
чем в кайнозое. В мезозое не было такой пестроты в распределении
атмосферных осадков, как в неогене и антропогене, и таких крайних
значений их годовых сумм, как 0—100 мм в пустынях и более 3000 мм
на склонах хребтов, стоящих на пути океанических муссонов.
6. В истории мезозойского климата Евразии устанавливаются дол-
гопериодические изменения, выраженные в чередовании аридных и гу-
, мидных фаз: ранний и средний триас—-аридная фаза; поздний триас,
157
ранняя и средняя юра —гумидная фаза; поздняя юра и мел — аридная
фаза. Все изменения климата происходили по одной и той же геогра-
фической схеме. Структура климатических зон сохранялась неизменной,
смещались только границы зон.
7. Атмосфера ‘мезозоя больше содержала паров воды и углекислого
газа и обладала большим «тепличным эффектом» в сравнении с ат-
мосферой кайнозоя. Отношение СО2:02 периодически изменялось, воз-
растая в аридные фазы и убывая в гумидные. Но в общем парциальное
давление углекислого газа в мезозойской атмосфере неуклонно снижа-
лось.
80 IQO > 120
Iе
Рис. 58. Граница области климатического влияния Атлантического и Тихого
океанов на территории Евразии в мезозое.
8. В связи с изменениями состава атмосферы изменялось удельное
значение основных агентов выветривания. В раннем мезозое на эти
процессы огромное влияние оказывало присутствие в атмосфере боль-
ших количеств углекислого газа, а в позднем мезозое возросла роль
свободного кислорода и органических кислот.
9. Наряду с периодическими изменениями (аридные и гумидные
азы), имело место направленное изменение климата, выразившееся в
общем .иссушении климата материка, похолодании и усилении солнеч-
ности.
10. В связи с усилением солнечности климата появляются новые,
более высоко организованные типы растений и животных, ускоряются
процессы биохимического круговорота вещества, возрастает геохимиче-
158:
скал продуктивность органического мира и его влияние на процессы
выветривания и литогенеза.
11. Северная Евразия отличалась наиболее динамичным климатом;
к ней приурочиваются основные изменения термического режима и ха-
рактера увлажнения, происходившие на продолжении мезозойской эры.
12. На климат Евразии, как и ныне, преимущественное влияние ока-
зывал Атлантический океан. Влияние Тихого океана и морей Юго-Вос-
точной4 Азии не распространялось далее Восточной Сибири, Таримского
бассейна и Индостана (Рис- 58).
ЛИТЕРАТУРА
Абдуллаходжаев А. А., Н. П. Петров, Ш. К- Расулов, И. X. X а м р а-
б а е в. Коры выветривания Узбекистана. В сб.: «Региональное развитие кор вы-
ветривания в СССР». Изд. АН СССР, 1963.
Акимец В. С., В. К- Голубцов, С. С. Маныкин, И. В. Мит янина. Палео-
география БССР с начала карбона до неогена. МГК, XXI сессия. Сб. докл. сов.
геологов: «Региональная палеогеография». М., Гостоптехиздат, 1960.
Алисов Б. П., Б. В. Полтараус. Климатология. Изд. МГУ, 1962.
А р н с т о в а К- Е., 3. Н. По я р к о в а, Н. И. Фокнна. О спорово-пыльцевых
комплексах верхнемеловых отложений Ферганской впадины. Изв. АН Кйрг. ССРГ
т. 2, вып. 9, 1960. . ’
Аристова К- Е. Спорово-пыльцевые Комплексы из юрских и триасовых отложений’
z Восточно-Илийской впадины Юго-Восточного Казахстана. Тр. ВНИГРИ, вып. 37,
1963. ’ 1
Арке л л В. Юрские отложения земного шара. ИЛ, 1961.
Арсеньев А. А. Юрскне отложения Тунгуско-Вилюйского прогиба. ДАН СССР,
т. 105, № 1, 1955.
Атлас палеогеографических карт Русской платформы и ее геосинклинального обрамле-
ния. Под ред. А. П. Виноградова, В. Д. Наливкина, А. Б. Ронова и В. Е. Хайна.
Госгеолтехиздат, 1961.
Байковская Т. Н. Верхнемеловые флоры Северной Азии. Тр. Бот. ин-та АН СССР,
серия 8, Палеоботаника, вып. 2, 1956.
Бархатная И. Н. Спорово-пыльцевая характеристика меловых отложений централь-
ных Кара-Кумов. Тр. ВНИГРИ, вып. 37, 1963.
Б е з р у к о в П. Л., А. П. Лисицын, В. П. Петел нн, Н. С. Скорняков.
Карта донных осадков Мирового океана. В сб.: «Современные осадки морей и
океанов». М., Изд. АН СССР, 1961.
Белкнн В. И. О мезозойской коре выветривания в Печорском бассейне. «Сов. геол.»,
№ 9, 1964.
Берггрес У. Биостратиграфия, планктонные фораминнферы и граница меловых-
третичных отложений в Дании и Южной Швеции. Тр. XXI Междунар. геол, конгр.,.
вып. 1. ИЛ, 1963.
Бессолицын Е. П., Г. X. Ф а йн шт ей и. Некоторые данные о корах выветрива-
ния юга Сибирской платформы в границах Иркутской области. В сб.: «Региональ-
ное развитие кор выветривания в СССР». Изд. АН СССР, 1963.
Биостратнграфия мезозойских и третичных отложений Западной Сибири. Сб. Гостоп-
техиздат, 1962.
Б о б к о в а Н. Н., Н. П. Л у п п о,в. Особенности Средне-Азиатской позднемеловой па-
леозоологической провинции. МГК, XXII сессия. Сб. докл. сов. геологов: «Страти-
графия позднепалеозойских н мезозойских южных биогеографических провинций».
М., изд. «Недра», 1964. 4
Боголепов К- В. Мезозойские н третичные отложения восточной окраины Западно-
Сибирской s низменности и Енисейского кряжа. Госгеолтехиздат, 1961.
Бодылевский В. И. Бореальная провинция юрского периода. Тр. I сессии ВПО.
Госгеолтехиздат, 1957.
Бодылевский В. И>- Стратиграфия юрских отложений бореальной провинции..
Докл. сов. геологов к I Междунар. коллоквиуму по юрской системе. Тбилиси, 1962.
Болховитина Н. А. Спорово-пыльц^зые комплексы мезозойских отложений Вилюй-
ской впадины и нх значение для стратиграфии. Тр. ГИН АН СССР, вып. 24, 1959.
Борисов А. А. О палеоклиматических условиях формирования главных барических
центров Земли. Изв. ВГО, т. 91, вып. 3, 1959.
160
Борисов А. А. О климатических границах и особенностях климата на территории
СССР в различные геологические периоды. Изв. ВГО, т. 95, выц. 5, 1963.
Буданцев Л. Ю. и И. Н. Свешникова. Палеоботаническая экспедиция на
Землю Франца-Иосифа. Проблемы Арктики н Антарктики. Тр. НИИГА, вып. 8Г
1961.
Буракова А. Т. Стратиграфия, литология и флора юрских отложений Туаркыра;
В сб.: «Проблема нефтегазоносности Ср. Азии». Гостоптехиздат, 1963.
Бушинский Г. И. О генетических связях глин с бокситами. Мат. совещ. по нсслед.
и использ. глин. Львов, 1958.
Беммелен, ван. Геология Индонезии. М., ИЛ, 1957.
В а с и л ь е в В. Г., В. С. Волхонин, Г. Л. Гришин, А. X. И в а н о в, Н. А. Ма-
ринов н К. Б. Мокшанцев. Геологическое строение Монгольской Народной
Республики. Гостоптехиздат, 1959.
Василевская Н. Д., В. В. Павлов. Стратиграфия н флора меловых отложений
Лено-Олекминского района Ленского угленосного бассейна. В сб.: «Проблема неф-
тегазоносности Арктики», т. 2, Гостоптехиздат, 1963.
Вахрамеев В. А. Юрские и раннемеловые флоры Евразии н палеофлористические
провинции этого времени. Тр. ГИН АН СССР, вып. 102, 1964.
Вербицкая 3. И. Спорово-пыльцевые комплексы меловых отложений Сучанского-
каменноугольного бассейна. Тр. Лаб. геол, угля АН СССР, вып. VIII, 1958.
Вер'з.илин Н. Н. Меловые отложения Северной Ферганы и нх нефтеносность. Л.,.
Гостоптехиздат, 1963.
Верещагин В. Н. Проблема готерива и баррема на Дальнем Востоке. «Сов. геол.»,
№ 8, 1962.
Виноградов А. П., А. Б. Ронов. Эволюция химического состава глин Русской
платформы. «Геохимия», № 2, 1956.
Бойце ль 3. А., Е. А. Иванова и др. Литолого-палеонтологические исследования
нижнемеловых отложений восточной части Западно-Сибирской низменности. Мат.
по геол. Зап.-Сиб. ннзм., № 1. Томск, у-т, 1960.
Воронов А. Г. Биогеография. Изд. МГУ, 1963.
Ган сер А. Новые данные о геологии Центрального Ирана. IV Междунар. нефт...;
конгр., т. 1. М., Гостоптехиздат, 1957.
Геологическое строение СССР. Тт. I—III. Госгеолтехиздат, 1958.
Геология и минеральные ресурсы Японии. М., Изд. ИЛ, 1961.
Геология и нефтегазоносность зарубежных стран. Изд. «Недра», 1964. .
Герасимов Е. К. Осадочные серии триаса северо-восточной окраины Сибирской:
платформы. В сб.: «Осадочные серии мезозоя н палеогена Сибири». Изд. Снб. отд.
АН СССР, 1963.
Гинзбург И. И. Типы древних кор выветривания, формы их проявления и класси-
фикация. В сб.: «Региональное развитие кор выветривания в СССР». Изд. АН
СССР, 1963.
Горбунова 3. Н. Глинистые минералы в осадках Тихого океана. «Литология и по-,
лезные ископаемые», № 1, 1963.
Горецкнй Ю. К- Закономерности размещения бокситовых месторождений. Тр.
ВИМС, нов. сер., 1960, вып. 5. ’
Горский И И. и Н. И. Леоне и ок. Стратиграфия юрских континентальных от-
ложений СССР. Докл. сов. геологов к I Междунар. коллоквиуму по юрской сис-
теме. Тбилиси, 1962.
Григорьев В. М., С. И. Трошин, Пак Сен У к. Основные черты геологи-
ческого строения Кореи. Изв. высш, учебн. завед. «Геол, и разведка», № 1, 1960.
Гурова Т. И., В. П. Казаринов. Литология и палеогеография Западно-Сибир-
ской низменности в связи с нефтегазоносностью. Гостоптехиздат, 1962.
Д ибн ер В. Д. Меловые отложения Земли Франца-Иоснфа. Тр. НИИГА, т. 125, 1961.
Ефремов И. А. Некоторые замечания по вопросам развития динозавров. Тр. Пале-
онтол. ин-та АН СССР, т. 48, 1954.
Ефремов И. А., Б. П. В ь ю ш к о в. Каталог местонахождений пермских и триасовых
наземных позвоночных на территории СССР. Тр. Палеонтол. ин-та АН СССР,
т. 46, 1955.
Ерощев-Шак В. А. Каолинит в осадках Атлантического океана. ДАН СССР, т. 137,.
№ 3, 1961.
Евдокимов Е. И. Бокситоносные меловые отложения юго-западной части Колы-
вань-Томской складчатой зоны. Вестник Зап.-Сиб. н Новосиб. геологических управ-
лений, № 2. Госгеолтехиздат, 1963.
Ж Ц н ью М. Стратиграфическая геология. М., ИЛ, 1952.
3 а б а л у е в а Н. С., Е. А. Караева и др. Обзорные палеогеографические карто-
схемы по эпохам раннего и позднего триаса (по индскому и карнийскому векам),
В сб.: «Методы составления литолого-фациальных и палеогеографических карт.
Изд. СО АН СССР, 1963.
Зин дель Л. А., И. А. С и м о н е и к о,. Минералого-геохимическая характеристика
глин и нефтегазоносность юрских отложений Ферганы. Изд. АН Узб. ССР, 1963,
ч
И В. М. Синицын, ч. 2 161
3 а у э р В. В., 3. Н. Кара-Мурза, М. А. Седова. Основные этапы в развитии
растительности на территории СССР в мезозойское время (по данным палиноло-
гического анализа). Бот. жури., т. 39, № 2, 1954.
Й в а и о в А. А., Ю. ф. Левицкий. Геология галогенных отложений СССР. Госгеол-
техиздат, 1960.
Иванова Е. А., 3. А. В о й ц е л ь, В. В. 3 а у е р, Э. Н. Кара-Мурза,
Н. В. Кручинина, Н. Д. Мчедлишвили, И. М. Покровская,
. М. А. Седова, Н. К. Стельмах. Юрские спорово-пыльцевые комплексы
Западно-Сибирской низменности. Мат. межвед. совещ. по стратиграфии Сибири.
Гостоптехйздат, 1957.
К а л е ц к а я М. С. и А. Д. Миклухо-Маклай. О мезозойской коре выветрива-
ния на Полярном Урале. ДАН СССР, т. 139, № 6, 1961.
Калинко М. К. История геологического развития и перспективы нефтегазоносности
Хатангской впадины. Тр. НИИГА, т. 104, 1959.
Кар а-Мурз а Э. Н. Палинологическое обоснование стратиграфического расчленения
мезозойских отложений Хатангской впадины. Гостоптехйздат, 1960.
Келлер У. Д. Основы химического выветривания. В сб.: «Геохимия литогенеза». М.,
ИЛ, 1963.
’Колесников. Ч. М. Стратиграфия континентального мезозоя Забайкалья. Тр. Лим-
нол. ин-та, АН СССР, т. 4, 1964.
Конжукова Е. Д. Основные направления эволюционного развития лабиринтодонтов.
ДАН СССР, т. 100, № 1, 1955.
'Копытова Э. А. Стратиграфия и спорово-пыльцевые комплексы триасовых отложе-'
ннй бассейна р. Илек (Актюбинское Приуралье). Тр. ВНИГРИ, вып. 37, 1963.
Кордиков А. А. Геохимия угленосных отложений Южной Якутии. «Литология и
полезные ископаемые», № 3, 1963.
.Короткевич В. Д. Палинологическое обоснование возраста отложений нижнего
триаса северной части Лено-Олекмннского междуречья. Уч. зап. НИИ геологии
Арктики. Палеонтология и биостратиграфия, вып. 2, 1963.
'К о с с о в с к а я-А. Г. Минералогия терригенного мезозойского комплекса Вилюйской
в впадины и Западного Верхоянья. Тр. Геол, ин-та АН СССР, вып. 63, 1962.
К о ш е л к н и а 3. В. Бностратиграфия юрских отложений Вилюйской синеклизы и
Приверхоянского краевого прогиба. Тр. Сев.-Вост. комплексного ин-та. Магадан,
1963.
Кришнан М. С. Геология Индии и Бирмы. М., ИЛ, 1954.
Криштофович А. Н. Меловая флора бассейна р. Анадыря; «Палеоботаника»,
вып. III. М.~Л., Изд. АН СССР, 1958.
Криштофович А. Н. Происхождение флоры ангарской суши. Мат. по истории
флоры и растительности СССР, вып. 3. Изд. АН СССР, 1958.
Крым гольц Г. Я. О подразделении морских юрских отложений, принятом в СССР.
Докл. сов. геологов к I Междунар. коллоквиуму по юрской системе. Тбилиси, 1962.
КсенжкевнчМ. и Я- Самсонович. Очерк геологин Польши. М., ИЛ, 1956. .
Кузичкина Ю. М. Спорово-дыльцевыё комплексы из отложений юрской системы
Средней Азии и их стратиграфическое значение. Тр. Главн. геол. упр. Узб. ССР,
сб. 2, геология, 1962.
Лавров В. В. Элементарные ритмы в разрезе верхней юры' на западе Канско-Ачин-
ского угольного бассейна. ДАН СССР, т. 151, № 1, 1963.
Лебедев И. В. Органический мир триаса Западной Сибири. Тр. Сиб. НИИ геол.,
геофиз. и мин. сырья, вып. 22, т. 1, 1962. -
•Ли-Пу. Некоторые сведения о геологии восточной части Тибета. «Кюсюэ-Тунбао»,
№ 7, 1955 (на кит. языке).
Лисицына Н. А. Древняя кора выветривания западной части Казахского нагорья.
Тр. Геол, нн-та АН СССР, вып. 11, 1959.
-Лукашев К. И. Основы геологии и геохимии коры выветривания. Минск, Изд. БАН
ССР, 1958.
Люткевич Е, М. Пермские и триасовые отложения севера и северо-запада Русской
платформы. Гостоптехйздат, 1955.
Лю Хун-юнь. Палеогеографические карты Китая. Научное изд. Китая, 1955.
.М а к ед о и о в А. В. Некоторые закономерности географического распространения
современных конкреций в- осадках н почвах. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1957.
Макридин В. П. Брахиоподы юрских отложений Русской платформы и некоторых
прилежащих к ней областей. М., изд. «Недра», 1964.
Малиновский Ю. М. Трансгрессии и климат. В сб.: «Проблемы планетарной гео-
логии». Госгеолтехиздат, 1963.,
Маркова Л. Г. и Ю. В. Тесленко. История развития юрской флоры Западной
Сибири. Тр. СНИИГИМС, вып. 22, 1962.
.Маркович Е. М., 3. П. П р о с в и р я к о в а, И. 3. Фаддеева. В кн.: «Атлас карт
угленакопления на территории СССР. Нижнемезозойское угленакопление». М.—Л.,
Изд. АН СССР, 1962.
162
.Мартинсон Г. Г. Мезозойские и кайнозойские моллюски континентальных отложе-
ний Сибирской платформы, Забайкалья и Монголии. М.—Л., Изд. АН СССР, 1961.
Мартинсон Г. Г. Стратиграфия и корреляция мезозойских континентальных отло-
жений Азии. МГК, XXII сессия. Сб^ докл. сов. геологов: «Стратиграфия позднего
палеозоя и мезозоя южных биогеографических провинций». М., изд. «Недра», 1964.
М а ш р ы к о в К- К- Юрские угленосные отложения Северо-Западной Туркмении и их
положение в Крымо-Кавказо-Прикаспийской угленосной провинции. Автореф. докт.
дисс. Ашхабад, 1957.
Мокр ин с ки й В. В. Южно-Якутская угленосная площадь и ее перспективы. Тр. лаб.
геол, угля АН СССР, вып. VII, 1957.
Меннесье Ж. Геологические наблюдения в горах Кабула. «Сов. геол.», № 7, 1963.
Мигачева Е. Е. Ботанико-географическая зональность юга Евразии в позднем
триасе—’ранней юре. МГК, XXII сессия. Сб. докл. сов. геологов: «Стратиграфия
позднего палеозоя и мезозоя южных биогеографических провинций». М., изд.
«Недра», 1964.
Михайлов Б. М. Некоторые литологические особенности меловых и третичных отло-
жений Тургайского прогиба. Тр. межведом, совещ. по стратиграфии. Снбирн. Гос-
топтехиздат, 1957.
Монахов М. П. О первой находке фосфоритов в арктической части Западно-Сибир-
ской низменности. ДАН СССР, т. 105, № 2, 1963.
* ь
Москалев Н. П. К геохимической характеристике юрских отложений Ферганской
, впадины. Вестник МГУ, серия геол., № 5, 1963.
Муратов М. В. Тектонические структуры альпийской геосинклинальной области
Восточной Европы и Малой Азии и история их развития. МГК, XXI сессия. Сб.
докл. сов. геологов: «Структура земной коры и деформации горных пород». М.,
Госгеолтехиздат, 1960.
М у р а т о в М. В., М. Ф. М и к у и о в, Е. С. Ч е р н о в а. Основные этапы тектониче-
ского развития Русской платформы. «Геология и разведка», № 11, 1962.
Н а й д и и Д. П., Р. В. Т е й с и М. С. Ч у п а х и*н. Определение климатических усло-
вий некоторых районов СССР в верхнемеловую эпоху методом изотопной палео-
термин. «Геохимия», № 8, 1956.
Найдин-Д. П., Р. В. Тейс, И. К- 3 адорожный. Некоторые новые данные о
температурах маастрнхскнх бассейнов Русской платформы и сопредельных обла-
стей по изотопному составу кислорода в рострах белемнитов. «Геохимия», № 10,
1964. .
Обзоры зарубежной литературы. Геология и нефтегазоносность Ирана. ЦНИИИГЭИ.
М., 1963.
Юрлов Ю. А. В мире древних животных. Изд. АН СССР, 1961.
Павлов С. Ф. Новые данные о юрских отложениях на юге Тунгусского бассейна.’
В сб.: «Юрские отложения южной н центральной частей Сибирской платформы».
М, Изд. АН СССР, 1963.
Пан Чжу-сян, Г. Е. Рябухин. Геологическое 'Строение внутренних впадин
Центральной Азии и их нефтегазоносность. Тр. ГИН АН СССР, вып.’46, 1961.
Перельман А. И. Геохимия ландшафта. Географгнз, 1961.
Перельман А. И. Размещение геохимических типов коры выветривания й континен-
тальных отложений на территории СССР. В сб.: «Кора выветривания», № 5. Изд.
АН СССР, 1963.
Пирожников Л. П. Мезозойские отложения Земли Франца-Иосифа. Автореф. канд.
дисс., ЛГУ, 1965..
Попов Ю. Н. Триасовые аммоноиден Северо-Востока СССР. Тр. НИИГА,'т. 79, 1960.
Потапенко С. В. Минеральный состав некоторых глин и глинистых пород Украин-
ской ССР. Геол. жури. АН УССР, т. 13, вып. 2, 1953.
Прннада В. Д. О мезозойской флоре Сибири. ОГИЗ, 1944.
Разумова В. Н. Меловые и третичные формации западной части Центрального и
Южного Казахстана. Тр. Геол, ин-та, вып. 41, 1961.
Разумова В. Н. и Н. П. Херасков. Геологические типы коры выветривания и
закономерности их размещения. Тр. Геол, ин-та АН СССР, вып. 77, 1963.
Рате ев М. А. О соотношении аллотигенного и аутигенного глинообразовання в раз-
личных типах литогенеза. «Литология н полезные ископаемые», № 2, 1964.
Рахимова Н. С. Каолинитовые породы центральных и юго-западных Кызыл-Кумов.
Узб. геол, журн., № 2, 1959.
Региональная стратиграфия Китая, ч. I. М., ИЛ, 1960.
Региональная стратиграфия Китая, ч. II. М., ИЛ, 1963.
Рождественский Л. К- Основы палеонтологии. Рептилии. М., изд. «Наука», 1964.
Р о н о в А. Б. н В. Е. X а и и. Триасовые литологические формации мира. «Сов. геол.»,
№ 1, 1961.
Рубанов И. В. Некоторые новые данные 6 ннжнемезозойской коре выветривания
Узбекистана. Информ, бюлл. комитета по изуч. глин АН СССР, № 2, 1960.
Рух ин Л. Б. Палеогеография. 2 нзд. Л., Гостоптехйздат, 1962.
163
Рудич Е. М. Основные закономерности тектонического развития Приморья, Сахалина?
и Японии. .М., Изд. АН СССР, 1962.
РуськоЮ. А. Минералогия юрских глинистых образований северо-западной окраины.
Донбасса и прилегающих частей Днепровско-Донецкой впадины. Мат. совещ. по
исслед. и использ. глин. Львов, 1958.
Сакс В. Н. Геологическая история Северного Ледовитого океана на протяжении ме-
зозойской эры. МГК, XXI сессия. Сб. докл. сов. геологов: «Региональная палеогео-
графия». М., Гостоптехиздат, 1960.
Сакс В. Н. Некоторые проблемы палеогеографии юрского периода в связи с изуче-
нием белемнитовых фаун Сибири. «Геология и геофизика», № 10, 1961.
Сакс В. И., М. С. Месежников и Н. И. Шульгина. О связях юрских и ме-
ловых морских бассейнов на севере и юге Евразии. МГК, XXII сессия. Сб. докл..
сов. геологов: «Стратиграфия позднего палеозоя и мезозоя южных биогеографиче-
ских провинций». М., изд. «Недра», 1964.
Саркисян С. Г. Мезозойские и третичные отложения Прибайкалья, Забайкалья и:
Дальнего Востока. Изд. АН СССР, 1958.
Саркисян С. Г., Ин Фын-сян, И. Д. Зхус, М. В. Клевци, Чжен
Ай-чжу. Глинистые минералы и рассеянное органическое вещество в меловых,
отложениях одной из впадин восточной части КНР. Изв. вузов, № 12, 1961.
С а р к и с я н С. Г. н Д. Д. К о т е л ь н и к о в. Состав и генезис глинистых минералов^
в отложениях мелового и юрского возрастов впадин Сунляо и Сычуань Китайской.
Народной Республики. Изв. вузов, № И, 1962.
Сауков А. А. Геохимия. М., Госгеолиздат, 1950.
Снкстель Т. А. Стратиграфия континентальных отложений верхней перми и триаса
Средней Азии. Ташкент, 1960.
Снкстель Т. А. Флора рэта и лейаса Средней Азин и ее стратиграфическое значе-
ние.'Докл. сов. геологов к I Междунар. коллоквиуму по юрской системе. Тбилиси,.
1962.
Снницын Н. М. Тектоника горного обрамления Ферганы. Изд. ЛГУ, 1960.
Синицын В. М. Палеогеография Азии. Изд. АН СССР, 1962.
Снннцын В. М. Древние климаты Евразии, ч. I. Палеоген и неоген. Изд. ЛГУ, 1965,
Славин В. И. и Д. Яранов. Срединные массивы альпийской геосинклннальной'
области. МГК, XXI сессия. Сб. докл. сов. геологов: «Структура земной коры и де-
формации горных пород». М., Госгеолтехиздат, 1960.
Стратиграфический справочник. Япония. М., ИЛ, 1959. '
Стратиграфический справочник. Вьетнам, Лаос, Камбоджа, Малайя, Таиланд. М., ИЛ..
1960.
Стратиграфический справочник. Индия, Непал, Бнрма, Цейлон. М., ИЛ, 1960.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. I, 1960; т. II, 1961',; т. III, 1962. Изд..
АН СССР.
Страхов. Н. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М., Госгеолтех-
издат, 1963.
Тарасова Л. О. Спорово-пыльцевые комплексы нз меловых отложений района
Фабр (Восточная Туркмения). Тр. ВНИГРИ, вып. 37, 1963.
Татаринов Л. П. Материалы по псевдозухиям СССР. Палеонтол. жури., № 1, 1961.
Теодорович Г. И. Аутигенные минералы осадочных пород. Изд. АН СССР, 1958.
Теодорович Г. И. К геохимии аутигенных минералов осадочных отложений. «Сов;
геол.», № 12, 1963.
Терентьев П. В. Герпетология. М., Изд. «Высшая школа», 1961.
Т у а е в Н. П. К стратиграфии Джунгарии. «Сов. геол.», № 5, 1963.
Тучков И. И. Стратиграфия верхнетриасовых, .юрских н нижнемеловых отложений
и перспективы нефтегазоносности Северо-Востока СССР. М., Госгеолтехиздат, 1962.
Фаге л ер П. Основы учения о почвах субтропических н тропических стран. М., 1935.
Финько В. И. Минералогия н генезис огнеупорных глин Зейско-Буреинской депрес-
сии. Мат. совещ. по исслед. и использ. глин. Львов, 1958.
Финько В. И., В. С. Коренбаум, М. Ф. Колбин. О древних корах выветри-
вания Приморья. В сб.: «Региональное развитие кор выветривания в СССР». Изд.
АН СССР, 1963.
Ф о й г т, Э. К вопросу о стратиграфической самостоятельности датского яруса. Тр. <
XXI Межд. геол, конгр. вып. 1, ИЛ, 1963.
Фокнна Н. И. Спорово-пыльцевые комплексы из нижнемеловых отложений’юго-за-
падных отрогов Гиссарского хребта. Тр. ВНИГРИ, вып. 37, 1963.
Фрндланд В. М.‘ Коры выветривания Северного Вьетнама. В сб.: «Региональное-
развитие кор выветривания в СССР». Изд. АН СССР, 1963.
Фролов В. Т. О минералогическом составе глинистых пород средней юры Дагестана.
Мат. совещ. по нсслед. и использ. глин. Львов, 1958.
Ф ю р о н Р. Введение в геологию и гидрогеологию Турции. М., ИЛ, 1955.
Худолей К- М. Палеогеография и основные черты развития Сихотэ-Алиня в юрский
период. Информ, сб. ВСЕГЕИ, № 25, 1960.
Цагарели А. Л., М. С. Эр и ст а в и. Палеогеографические связи Кавказской гео-
164
синклинальной области с соседними бассейнами в течение мезозоя. МГК, XXI ссс-
-сня. Сб. докл. сов. геологов: «Региональная палеогеография». Мч Гостоптохиздат,
.1960.
Ч'э'нь. Юн-сюн, Дай Дун-л инь. Фации юрских отложений района Датун,
провинции Шанси. Acta geol. sinica,- Nr 3, 1962.
ill а т с к и й Н. С. О зональном и биполярном размещении глауконитовых фаций в верх-
нем мелу и эоцене. Бюлл. Моск, о-ва испыт. природы, отд. геол., № 29, вып. 5,
1954.
’Шварцбах М. Климаты прошлого. М., ИЛ, 1955.
„Шейнман Ю. М. Верхнепалеозойскне н мезо-кайнозойскне климатические зоны Во-
сточной Азин. Бюлл. Моск, о-ва испыт. природы, отд. геол., т. 29, № 6, 1954.
Шеп л н X. Изменения климата. М., ИЛ, 1958.
Шмальгаузен И. И. История происхождения амфибий. Изв. АН СССР, сер. биол.,
№ 1, 1958. ‘
Шокальская 3. Ю. Почвенно-географический очерк Африки. М.—Л., Изд. АН
СССР, 1948.
Юри Г., Г. Лоуенштам, С. Эпштейн и К- Мак-Кннли. Определение
палеотемператур, в частности температур верхнего мела Англин, Дании и юго-
восточных штатов США. В сб.: «Изотопы в геологии». ИЛ, 1954.
Юрьев К. Б. Краткий обзор находок динозавров на территории СССР. Уч. зап. ЛГУ,
№ 181, 1955.
Boureau E. et R. Furon. Note preliminaire sur des vegetaux du Lias du plato
Iranien (Perse et Afghanistan) G. R. som S. Q. F., 1950.
Bowen R. Palheotemperatiire analyses of Mesozoic belemnoidea from Germany and
Poland. J. geol., vol. 69, No 1, 1961.
Cain S. A. Life-forms and phytoclimate. Botanical review, vol. 16, 1950.
Clarke G. L. Elements of ecology. John Wiley and Sons. Inc. N. Y., 1954.
Donovan D. T. The Jurassic and Cretaceous systems in East Grenland Meddeles on
Gronland, Bd. 155, Nr 4, 1957.
D о r f E. The geological distribution of the Ginkgo-family. Bull. Wagner Tree Inst. Sci.,
vol. 33, No 1, 1958.
Durham J. W. Palaeoclimates. Phys. chem. Earth, vol. 3, 1959.
’F1 о h n F. Allgemeine atmospharische Zirculation und Palaeoklimatologie. Geol.
Rundsch., vol. 40, S. 153—178, H. 1, 1952.
'Furon R. Reflexions sur les methodes de la paleoclimatologie. Bull, trimestr dept,
inform, geol. B. R. G. M., vol. 15, n° 60, 1963.
<G г a i g C. Palaeozoological evidence of climate. Invertebrates. Descriptive palaeoclima-
tology. Intersc. Publ. Ltd. London, 1961.
Green Robert. Climatic significance of evaporities. Descriptive palaeoclimatology.
Intersc. Publ. Ltd. London, 1961.
flarald'W. Untersuchungen zur Grenze einer glauconitischen Serie aus .dem Oberalb
Norddeutschlands. Zs. angew. Geol., Bd. 8, Nr 10, 1962.
Huene F. Die Fauna der Panchet Schichten in Bengalen. Zbl. Mineral. Geol. und
Palaeont. Jahrg. 1942, Abt. B, Nr 11, 1942.
King L. C. The palaeoclimatology of Godwana land during the Palaeozoic nnd Meso-
zoiceras. Descriptive palaeoclimatology. Intersc. Publ. Ltd. London, 1961.
.Klemme H. D. Regional geology of the Circum Mediterranean region. Bull. Amer,
assoc, petrol, geol.. No 3, 1958.
'Kobayashi T. On the climatic bearing of the Mesozoic floras in eastern Asia. Jap.
j. geol. geograph., vol. 18, 1942.
jKobayashi T., T. Shikama. The climatic history of the Far East. Descriptive
palaeoclimatology. Inters. Publ. Ltd. London, 1961.
jKrausel R. Palaeobotanical evidence of climate descriptive .palaeoclimatology. Intersc.
Publ. Ltd. London, 1961.
.К о j b e 1 H. Stand und Ergebnisse der Kartierung destieferen Untergroundes. Nordost-
deutschlands und angrenzend der Gebiete. Ber. d. geol. Ges. d. DDRs Bd. 4, H. 2-3,
1959. '
Xundbland B. Rhaeto-Liassic floras and their bearing on the stratigraphy of Triassic-
Jurassic rocks. Acta Univ. Stockholm. Contrib. geol., vol. III.
.Joung Chung-chien. On the. occurrence of Chasmatosaurus from Wuhsiang
Shansi, Vertbrata palasiatica, vol. 2, 1958.
Lotze F. Steinsalz und Kalisalze. Geolog. Berlin, 4939 (Второе издание. Berlin, 1957).
Mennessier G. Sur la stratigraphic du cretace dans le Turkestan Afghan. Ann. soc.
geol. du Nord, vol. 82, 1962.
Odum E. P. Fundamentals of ecology. Philadelphia—London, 1953.
Opdyke N. D. Palaeoclimatology and continental drift. В кн.: S. К. Runcorn. Con- •
tinental drift. N. Y. — London, 1962.
R о m e r A. S. Osteology of the reptilia. Chicago, 1956.
Corner A. S. Palaeozoological evidence of climate. Vertebrates. Descriptive palaeocli-
matolog. Intersc. Publ. Ltd. London, 1961.
165
Rutte E. Kalkkruste in ostlichen Mittelmeergebiet. Zs. dtsch. geol. Ges., Bd. 112, Nr 1„
1960.
Sato T. A propos des courants oceaniques froids prouves par 1’existence des ammonites-
d’origine Arctique dans le jurassique Japonais. Rep121,ses. Inst. geol. Longr., pt. 12„
Red. palaeography. Copenhagen, 1960.
Schwarzbach M, Das Klima der Vorzeitlihe Einfiihrung in die palaoclimatologie.-
Anfl. Stuttgart. F. Enke. Verl., 1961.
Schwarzbach M. The climatic history of Europe and North America. Descriptive'
palaeoclimatology. Intersc. Publ. Ltd. London, 1961.
Van Houten F. B. Climatic significance of red beds. Descriptive palaeoclimatology...
Intersc. Publ. Ltd. London, 1961.
Wicher C. A. Geol. Jahrbuch, Bd. 68, Nr 1. Hannover, 1953.
W i 11 s L. G. A palaeographical atlas of the British Insels and adjacent part of Europe..
London—Glasgow, 1951. -
Woodbury A. M. Principles of general ecology. The Blakiston Co., Inc. N. Y. —
Toronto, 1954.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр:.
От автора. . . . . . . ... . . . . . 3
Глава I. Палеогеографический обзор....................................... &
Глава II. Зональные литогенетические формации...................................27
р *
Глава III. Зональные типы растительности....................................... 76
Глава IV. Зоогеографическая зональность.......................”. . . . 92-
Глава V. Природные зоны и их климатическая характеристика ... . 111
Глава VI. Климаты Евразии в мезозое.......................... . . . 143
Литература . ................................................................ 160
Синицын Василий Михайлович
Древние климаты Евразии
Часть 2. Мезозой
Редактор Н. П. Скорынина
Техн, редактор Н. А. Елизарова Корректоры В. В. Сидорина, В. А. Комлева
Сдано в набор 26 I 1966 г. М 27788. Подписано к печати 29 VII 1966 г.
Уч.-изд. л. 17,13. Печ. л. 10,5 4- 1,25 вкл. (усл. л. 16,45.) Бум. л. 5,25+0,63 вкл.
Формат бумаги ТОхЮв1/^.
Тираж 850 экз. Заказ 261. Цена 1 р. 35 к.
Тематический план 1966 г., № 50
Типография ЛОЛ ГУ. Ленинград, В Л 64, Университетская наб., 7/9.