Древние климаты Евразии. Часть 1. Палеоген и Неоген - Синицын В.М.

Автор: Синицын В.М.

Теги: география геология

Год: 1965

Похожие

Древние климаты Евразии. Часть 2. Мезозой

Древние климаты Евразии. Часть 3. Вторая половина Палеозоя

В мире древних животных

Природа и древний человек

Текст

С И М М М, ы и
ДРЕВНИЕ
КЛИМАТЫ
ЕВРАЗИИ
<965

ЛЕНИНГРАДСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА ГОСУДАРСТВЕННЫЙ
УНИВЕРСИТЕТ имени А. А. ЖДАНОВА
В. М. СИНИЦЫН
ДРЕВНИЕ КЛИМАТЫ
ЕВРАЗИИ
Часть 1
ПАЛЕОГЕН и НЕОГЕН
ИЗДАТЕЛЬСТВО
ЛЕНИНГРАДСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
1965
Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Ленинградского университета
В работе излагается история палеогеографического раз-
вития Евразии в палеогене и неогене; характеризуются зо-
нальные типы выветривания и осадконакопления, их эволю-
ция; рассматриваются зональные типы флоры и фауны, их
последовательные смены во времени. Далее производится
сопоставление литогенетических, геоботанических и зоогео-
графических формаций эквивалентных зон, дается их кли-
матическая характеристика в соответствии с условиями, в-
которых существуют и развиваются их современные аналоги.
В заключение рисуется картина общего климата Евразии
для различных эпох палеогена и неогена, сопровождаемая
количественной оценкой основных элементов климата каждой
зоны (осадки, температура). Текст иллюстрирован сериями
карт палеогеографических и литогенетических формаций, гео-
ботанической и зоогеографической зональности и климати-
ческих.
, Работа представит интерес для геологов, географов и
биологов.
ВВЕДЕНИЕ
Климат является важнейшим компонентом физико-географической
среды, от которого в большей степени зависит развитие процессов лито-
генеза и условия существования организмов.
Свидетельства о древних климатах Земли в виде находок ископае-
мых остатков тропических растений и животных в областях сурового
климата или признаков древнего оледенения в областях, где ныне ничто
о них не напоминает, известны давно. Самые ранние из них относятся
к 18 веку. Со временем число таких свидетельств множилось и все полнее
и определеннее складывались представления о климате прошлого и его
эволюции. Однако до последних 10—20 лет эти свидетельства были
фрагментарными, не позволявшими составить даже общее представление
о региональных закономерностях климата. Интенсивные геологические
исследования последних десятилетий, охватившие все страны и области,
доставили огромный и разнохарактерный материал, заключающий боль-
шой объем информации о древних климатах. С появлением такого мате-
риала стала возможной конкретизация представлений о климатах
прошлого вплоть до количественных оценок его основных элементов:
температуры и атмосферных осадков.
Показателями древнего климата являются все формирующиеся
в*условиях земной поверхности признаки осадочных пород (минерало-
гические, геохимические, фациальные), а также все морфологические,
танатоценотические и экологические особенности ископаемых флор
и фаун. Познать древний климат можно лишь по совокупности всех этих
признаков, т. е. в результате синтетического рассмотрения данных
большого числа естественных наук.
Путь к решению широкой комплексной проблемы древних климатов
лежит через всестороннее изучение палеоландшафтов.
Известно, что в ландшафте закономерно сочетаются разнообразные,
обусловленные климатом природные условия: некоторые черты геомор-
фологического устройства поверхности, размеры, организация и объем
речного стока, подземные воды, выветривание и способ транспортировки
его продуктов, почвообразование, растительность, животный мир. Эти
компоненты ландшафта при изменении климата (происходящем во вре-
мени или в пространстве) изменяются однонаправленно, параллельно и
соразмерно. Таким образом, в конкретном ландшафте все его компонен-
ты климатически эквивалентны. Принцип эквивалентности позволяет при
реконструкции древних климатов исходить не только из совокупности
компонент ландшафта, что не всегда представляется возможным, но и
руководствоваться данными, касающимися отдельных компонент, кото-
рые оказываются в распоряжении исследователя значительно чаще.
3
Региональных работ по палеоклиматам по существу нет, но отдель-
ные замечания и соображения о 'климатических условиях прошлого до-
вольно часты в литологической, палеоботанической и палеонтологиче-
ской литературе. Обычно они представляют оценки климатических
условий формирования той или иной литологической формации или усло-
вий произрастания описываемого типа флоры. Чаще приходится встре-
чать оценки качественные, указывающие лишь на общий характер кли-
мата (жаркий и влажный или жаркий и сухой). Но в работах послед-
них лет стали нередкими оценки количественные, с указаниями средне-
годовой температуры, годовой суммы атмосферных осадков, а иногда и
с соображениями относительно режима выпадения осадков по сезонам.
Эти количественные оценки большей частью даются на основании изу-
чения объектов кайнозойского возраста, имеющих много аналогов среди
современных образований.
Наконец, совсем недавно стали появляться, пока еще единичные,
определения температуры морской воды древних бассейнов, полученные
с помощью применения различных физико-химических методов.
В общем, к настоящему времени накопился огромный литологиче-
ский, геохимический, палеоботанический и палеонтологический мате-
риал, нуждающийся в палеоклиматической интерпретации и обобщении.
Этот материал, как нам кажется, уже позволяет приступить к составле-
нию обзорных палеоклиматических карт, основанных на количествен-
ной оценке важнейших компонент палеоклимата — температуры и атмо-
сферных осадков.
Подобный палеоклиматический синтез будет способствовать более
полному и разностороннему раскрытию закономерностей размещения
месторождений полезных ископаемых экзогенного происхождения, рас-
ширит научную базу их прогноза, позволит более обоснованно подходить
к выбору направлений дальнейших исследований.
Объектом палеоклиматического исследования избрана Евразия —
самый крупный и разнородно построенный материк планеты, на терри-
тории которого как в настоящее время, так и в прошлом были представ-
лены все основные типы климатов. К тому же Евразия и самый северный
материк планеты, климат которого был наиболее динамичным вследст-
вие похолодания, распространявшегося от полюса.
Изучение древних климатов Евразии мы начали с кайнозоя, посколь-
ку этот отрезок геологической истории наименее отдален от наших дней
и на него несомненно распространяются общие закономерности совре-
менного климата. Кроме того, осадки кайнозоя залегают у поверхности,
менее размыты и литофицированы, содержат много и хорошо сохранив-
шихся органических остатков. Таким образом, для кайнозоя может быть
получен максимум данных — показателей климата.
Начало палеоклиматического исследования с кайнозоя оправды-
вается еще и тем, что в отложениях этой группы мы наблюдаем те же
климатические типы выветривания и остатки тех же формаций расти-
тельности, которые существуют и развиваются в настоящее время и
по аналогии с которыми может быть дана количественная оценка
компонент климата.*
Избранный нами путь палеоклиматического исследования рекомен-
дуется и Н. М. Страховым (1960), по мнению которого, «целесообразно
идти не общепринятым путем от древних эпох к современности, а обрат-
но — от современности к древним временам, ибо при таком подходе мы
* Правда, полного тождества между новейшими и древними литологическими об-
разованиями и растительными группировками нет, поскольку их современные аналоги
являются уже результатом эволюционного развития. Но эти различия минимальны,
так как отвечают отрезку эволюции всего лишь в 70 млн. лет.
4
движемся от известного к неизвестному и легче разберемся в специфике
климатических условий прежних времен».
Достоверность отдельных групп индикаторов древнего климата
неравноценна. Несомненно, что наиболее универсальными и «объектив-
ными» показателями древних климатов являются коры выветривания и
сопровождающие их осадки. Выдающееся значение литологических
данных для палеоклиматических реконструкций показано Н. М. Страхо-
вым (1961, 1962). Но тем не менее велико значение и остатков наземной
растительности, дающих максимальную информацию о климатических
условиях прошлого, в том числе о состоянии облачности и освещен-
ности, чего нельзя выяснить по литологическим объектам. Значение гео-
ботанических индикаторов снижается из-за способности растений при-
спосабливаться к меняющимся условиям среды и климата. Однако если
мы будем базировать свои палеоклиматические заключения на поведе-
нии не отдельных видов растений, а целых группировок (формаций),
то возможности искаженной оценки климата станут минимальными.
Особый интерес представляют палинологические данные, поскольку
остатки спор и пыльцы сохраняются чаще, чем остатки вегетативных час-
тей растений, и в целом полнее характеризуют состав древних раститель-
ных сообществ (Покровская, 1956) . К тому же спорово-пыльцевой ана-
лиз производится сейчас в массовых количествах, с охватом всех основ-
ных районов распространения отложений кайнозоя.
Фауны млекопитающих, и в особенности палеогеновые, резко отлич-
ны от ныне живущих. До современности доходят лишь весьма немногие
древние группировки и всегда в сильно измененном виде (Флеров, 1956).
Элементы, присущие современной фауне, появляются только в верхнем
миоцене. Однако в фаунах млекопитающих неогена и палеогена,
несмотря на почти полное отсутствие морфологических и систематиче-
ских аналогов, обнаруживаются совершенно тождественные экологиче-
ские типы, которые и служат основой при использовании палеозоологи-
ческих данных для понимания древних климатов.
В настоящее время надежная реконструкция палеоклиматов возмож-
на лишь в части зональных и основных провинциальных типов, отражен-
ных в крупных ландшафтных комплексах, которые проявлены на
большой территории и развивались унаследованно в течение долгого
времени. Выяснение региональных климатов, отраженных в менее
устойчивых местных ландшафтах, является задачей следующей очереди.
Для проведения работы по региональным климатам требуется более
обширный, детальный и точный геологический материал, сопровождаю-
щийся большим объемом аналитических данных.
Предлагаемая работа является лишь первым шагом в изучении
кайнозойского климата Евразии. Ее задача ограничивается выяснением
общего климата материка в кайнозое и основных этапов его эволюции.
Поскольку общий климат в значительной степени зависит от географи-
ческого положения материка, его размеров и конфигурации, среднего
гипсометрического уровня, высоты и расположения на нем горных хреб-
тов, а также от характера взаимодействия материка с омывающими
морями, мы начали свою работу с обзора палеогеографического разви-
тия Евразии в палеогене и неогене. Дальше следует сводка литологиче-
ских данных — показателей древнего климата, представленная в виде
характеристики зональных типов литологических формаций. Ее сменяют
обзор климатических типов кайнозойской растительности и их последо-
вательных смен во времени. Затем приводятся краткие сведения об
основных эволюционных и экологических типах кайнозойских млекопи-
тающих и обзор зоогеографических провинций морей, омывавших кайно-
зойскую Евразию. В заключение рисуется картина общего климата
5
Евразии для различных эпох палеогена и неогена, сопровождаемая
количественной оценкой основных компонент климата каждой зоны
(температура, осадки). Выводы о климатах палеогена и неогена делают-
ся на основании сопоставления формаций эквивалентных литологиче-
ских, геоботанических и зоогеографических зон и в соответствии с клима-
тическими условиями, в которых существуют и развиваются их совре-
менные аналоги.
Мы сочли возможным составить для различных эпох палеогена и
неогена обзорные мелкомасштабные схемы литологических формаций и
растительности, демонстрирующие зональность климата. При составле-
нии этих схем использовались коррелятивные отношения литологиче-
ских, геохимических, геоботанических и палеонтологических данных,
взаимосвязанных в конкретном ландшафтном комплексе. Например, при
составлении схем зональных формаций растительности недостаток гео-
ботанических данных восполнялся эквивалентными литологическими
данными (карбонатные красноцветы соответствуют растительности
сухих саванн, латеритовые красноцветы — зоне влажной саванны и тро-
пическому лесу и т. д.). Схемы основных литологических формаций,
зональных типов растительности, зоогеографической зональности и рас-
пространения основных экологических типов млекопитающих послужи-
ли, в свою очередь, основой для климатических схем.
Причин изменений кайнозойского климата мы не касаемся, посколь-
ку публикуемый очерк является лишь первой частью монографии
по древним климатам Евразии, вслед за которой последуют аналогичные
очерки по мезозою и палеозою. Завершит монографию IV часть, содер-
жанием которой явится рассмотрение причин изменений древних кли~
матов.
ГЛАВА I
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ОБЗОР
ПАЛЕОГЕН (70—26 млн. лет)
В палеогене (до начала второй половины олигоцена) Евразия как
единый континент еще не существовала, ее европейская и азиатская
части разделялись обширным эпиконтинентальным морем (рис. 1 и 2).
Европа
Палеогеновая Европа по площади значительно уступала современ-
ной, так как вся альпийская зона вместе с южной окраиной Русской
платформы в это время были залиты морем. Слагалась она из двух
различных по геоморфологическим особенностям областей: равнинной
Фенно-Сарматии, существовавшей в границах северной и отчасти сред-
ней частей Русской платформы, возвышенных герцинид Средней Европы
и примыкающего к ним Украинского массива. Равнинная и возвышенная
части континента разделялись депрессионной зоной, объединявшей си-
неклизы Прикаспийскую, Днепровско-Донецкую, Польско-Германскую.
В наиболее погруженных участках этой зоны, северо-западном и юго-
восточном, постоянно находилось море. В начале палеогена в районе
Белорусского массива существовала суша, связывавшая равнинную
Фенно-Сарматию и возвышенную герцинскую Европу (Полесская седло-
вина) . Во второй половине эоцена, нижнем олигоцене, море затапливает
Полесскую седловину и распространяется по всей депрессионной зоне;
герцинские массивы при этом обособляются в обширную островную
сушу.
Максимальных размеров Средне-Европейское море достигало в верх-
нем эоцене (киевский век). В это же время оно было и наиболее глубо-
ким. О. К- Каптаренко-Черноусова (1951) считает, что в верхнеэоцено-
вом море Днепровско-Донецкой впадины существовала и батиальная
зона. В конце нижнего олигоцена море регрессирует. Прежде всего осу-
шается Полесская седловина и ближайшие к ней районы; море-пролив
снова распадается на два изолированных бассейна: северо-западный
(в основном охватывающий территорию современного Северного моря)
и юго-восточный (Днепровско-Донецкая впадина, Предкавказье и По-
волжье) .
Фенно-Сарматия (платформенная часть Европы) в палеогене отли-
чалась равнинным и в общем низким рельефом, который не способство-
вал развитию процессов сноса и осадконакопления. Поэтому на ее тер-
ритории не обнаруживается ни осадков, ни скульптурных форм палео-
генового возраста. Но едва ли рельеф платформы был абсолютно пло-
7
ским. Вероятно, он был дифференцирован в соответствии с основными
формами региональной структуры, унаследованное развитие которых,,
хотя и очень экстенсивное, должно было происходить и в палеогене.
Балтийский щит, Воронежский массив, а также Тиман с Приуральем,
вероятно, были несколько подняты над общим уровнем равнины;
Московная и Печорская синеклизы, а также прогибы, примыкающие
к Прикаспийской синеклизе, были несколько опущены относительно ее-
среднего уровня.
На равнинность рельефа Русской платформы указывает тонкообло-
мочный (песчано-глинистый) состав отложений палеогена, развитых на
территории Прикаспийской, Днепровско-Донецкой' и Польско-Герман-
ской синеклиз, его хорошая окатанность, высокая геохимическая диффе-
ренциация осадков, присутствие глауконита (образующегося при незна-
чительном поступлении терригенного материала).
Палеогеновой Европе принадлежал Урал — тогда еще совсем невы-
сокое поднятие с увалистым рельефом, о котором позволяют судить
широко распространенные останцы палеогеновых кор выветривания.
Герцинские массивы Средней Европы (Чешский, Рейнский, Цент-
ральный массив Франции и Армориканский) отличались всхолмленным
рельефом, высота которого увеличивалась к концу периода. Осадки
палеоцена и эоцена, распространенные по окраинам этих массивов и
во внутренних понижениях, представлены маломощными, почти исклю-
чительно континентальными фациями. В олигоцене движения активизи-
ровались: рельеф становится еще более дифференцированным и приоб-
ретает контрастность, возникают крупные впадины оседания (грабены),
в которых осадки представлены лагунно-морскими фациями, слагающи-
ми толщи местами до 1000 м мощности.
Одинаковую позицию с герцинскими массивами Средней Европы
занимал Украинский массив, также расположенный по южную сторону
дёпрессионной зоны и в фазу максимального развития палеогеновой
трансгрессии (верхний эоцен—нижний олигоцен) обособившийся от Фен-
но-Сарматии.
Герцинскому структурно-орографическому поясу принадлежал и
большой Английский остров, отделявшийся от палеогеновой Европы
древним Северным морем и Ла-Маншем. Помимо современной террито-
рии Англии и Ирландии, он охватывал и часть окружающего их
шельфа.
Моря, омывавшие палеогеновую Европу
Баренцево море. История и границы Баренцева моря в палеогене
не известны. Редкие выходы палеогена в арктической Европе и их исклю-
чительно континентальный характер говорят о том, что древний бассейн
был меньше современного, а его островные группы (Шпицберген, Земля
Франца-Иосифа, Новая Земля) были, наоборот, обширнее.
Северное море. На западе палеогеновую Европу омывало древнее
Северное море—один из окраинных бассейнов Атлантического океана.
Условные обозначения к палеогеографическим картам Евразии (рис. 1—6)
у _ море; 2—аллювиальцо-озерные низменности; 3 — низкие денудационные равнины;.
4 — высокие денудационные равнины; 5 — низкие плато и возвышенности; 6 — средне-
высотные плато и горы (до 1500 .«); 7 — высокие плато и горы (свыше 1500 м).
8

Границы древнего бассейна переступали современные только в зоне
герцинид. Здесь Северное море выделяло два крупных залива: Англо-
Парижский и Германский, временами превращавшиеся в проливы, по-
средством которых оно устанавливало связь с морями Средиземным и.
Южно-Русским.
Англо-Парижский залив приурочивался к обширной депрессии,,
унаследованной от мезозоя. Залив был мелководный с постоянно переме-
щавшейся береговой линией. Самая окраина депрессии морскими вода-
ми не заливалась, так как в ее пределах палеоген представлен почти
исключительно континентальными осадками. По мере приближения
к внутренним районам депрессии палеогеновый разрез обогащается мор-
скими осадками, а еще ближе сложен только ими. Следовательно,-
морской режим устойчивым был лишь во внутренних районах депрессии,
а периферические заливались морскими водами лишь время от времени.
Самые крупные фазы трансгрессии моря в пределах Англо-Париж-
ской депрессии приходятся на начало эоцена, первую половину среднего
эоцена—верхний эоцен, а также средний олигоцен. После самой крупной
среднеолигоценовой трансгрессии море окончательно покинуло Англо-
Парижскую депрессию; в верхнем олигоцене здесь уже простиралась-
аллювиальная равнина с крупными озерами.
Присутствие в палеогене Англо-Парйжской депрессии южных,
фаун говорит за то, что на месте современного Ла-Манша (в районе
полуострова Котантен) часто возникал пролив, через который устанавли-
вались связи Северного моря со Средиземным.
Средиземное море (Тетис). Палеогеновое Средиземное море значи-
тельно отличалось от современного. Оно распространялось на Южную
Европу, Северную Африку, Малую и Переднюю Азию и достигало-
Гималаев, в которые проникало узким заливом по тектонической долине-
верховий Инда и Брамапутры. Это был типичный геосинклинальный.
бассейн с многочисленными островными архипелагами и сложно изре-
занными берегами, конфигурация которых, вследствие исключительной
тектонической подвижности области, постоянно менялась. Главные
островные архипелаги приурочивались к геоантиклинальным зонам
Альп, Динарид, Кавказа, Эльбурса, Тавра и Загроса. Они разделяли
палеогеновый Средиземноморский бассейн на отдельные более или менее
обособленные моря, типа современных индонезийских.
Внутренние моря имели различный облик и историю развития в за-
висимости от характера тектонической зоны, в которой они помещались.
По границе с герцинскими массивами Средней Европы, а также по-
окраинам Русской и Туранской платформ пролегали моря передовых,
прогибов: Предальпийского, Предкарпатского, Предкавказского и Пред-
копетдагского, в общем не очень глубокие, поскольку в них интенсивное
погружение в значительной мере компенсировалось энергичным осадко-
накоплением за счет минерального материала, поступавшего с континен-
тальной суши. Островная дуга Карпат, Кавказа и Ко-пет-Дага отделяла
от морей передовых прогибов более глубокие моря северной группьь
опускающихся срединных массивов: Паннонского, Черноморского и
Южно-Каспийского. Островные дуги Понтид и Таврид ограничивали ме-
леющие и деградирующие моря южной группы поднимавшихся средин-
ных массивов: Тирренского, Эгейского, Галатского и Центрально-
Иранских.
На месте современного Средиземного моря находились обширные
массивы суши. Особенно больших размеров достигала древняя Тиррени-
да, существовавшая в западной части бассейна; ее обломками, еще
возвышающимися над уровнем моря, являются Корсика, Сардиния и
юго-западная Калабрия. Немногим ей уступала Адриатическая суша,
О=.
находившаяся на месте одноименного моря, Ломбардской низменности
и юго-восточных частей Апеннинского полуострова (Апулия).
По границе с Африканской платформой располагались моря южного
ряда передовых прогибов: Месопотамского, Ливийского и др. К остров-
ным дугам были приурочены многочисленные проявления подводного
и наземного вулканизма. Судя по объемам извергнутого материала, наи-
более интенсивным вулканизмом отличалась восточная (азиатская)
часть палеогенового Средиземноморья. Крупные скопления вулканов на-
ходились в пределах Малого Кавказа и Армянского плато, Северного
Ирана и вокруг впадины Красного моря.
Восточное Средиземноморье выделялось также обилием островов,
особенно его кавказский сектор, на который приходится одна из самых
значительных кульминаций складчатых цепей кайнозойского орогена.
Острова Средиземного моря в палеоцене и эоцене были невысокими,
поскольку они еще не оказывали заметного влияния на состав осадков
смежных прогибов. Олигоцен был временем значительного оживления
тектонических движений: геоантиклинали и их островные группы подни-
мались и разрастались, при этом происходила интеграция отдельных
мелких островов в более крупные массивы суши. Оживились процессы
эрозии, в связи с чем карбонатное осадконакопление повсеместно сме-
нялось терригенным. Энергичное поднятие испытали срединные массивы
Анатолии и Центрального Ирана, из которых море быстро регрессиро-
вало, сменяясь лагунами, а затем аллювиальными низменностями.
Западно-Азиатское погружение
В палеогене вся западная часть Азии (от Карского моря до Аравий-
ского по меридиану и от Урала и Кавказа до Енисейского кряжа и
западных отрогов Тянь-Шаня по широте) представляла огромное пло-
ское погружение с эпиконтинентальным морским бассейном. Высота
поверхности этого погружения изменялась, по-видимому, в интервале
±200 ж, а возможно, и того меньше. В условиях такого плоского рельефа
даже незначительные колебания гипсометрического уровня вызывали
большие смещения береговой линии моря.
В пределах Прикаспийской впадины и Ирана меридионально удли-
ненный эпиконтинентальный бассейн западной Азии соединялся с ши-
ротным Тетисом и Южно-Русским морем.
В палеогеновой истории развития Западно-Азиатского бассейна
устанавливаются три основных стадии с различными соотношениями
'Отрицательных и положительных движений: ранняя, охватывавшая па-
леоцен и самое начало эоцена, средняя, длившаяся от среднего эоцена до
нижнего олигоцена включительно, и поздняя, приходившаяся на средний
и верхний олигоцен.
В раннюю стадию еще сохранялись обширные участки плоской суши,
возникшей в результате регрессии датского века. Сушей оставались
части Кызыл-Кумов и Кара-Кумов и Иранского плато. В эту стадию
эпиконтинентальный бассейн Западной Азии распадался на три пол-
ностью или в значительной мере изолированных моря: Западно-Сибир-
ское, Каспийско-Туранское с Таджикским, Ферганским и Кашгарским
заливами и Ирано-Белуджистанское с заливом в Индо-Брамапутрской
депрессии.
В Западной Сибири раннепалеогеновое море далеко не достигало
орографических границ низменности. Широкие полосы равнины, не за-
лившиеся морем, оставались в ее приенисейской части и в Кулунде.
Тургай и Северное Приаралье, лежащие в зоне диагонального Казахста-
но-Южноуральского поднятия, частично представляли сушу, но едва
!0
возвышавшуюся над поверхностью моря. В Средней Азии палеоценовое
море затопляло самые низкие участки Туркменской равнины; Мангы-
шлак, Туаркыр и Балхан были островами этого моря.
На среднюю стадию приходился максимум трансгрессии моря, рас-
пространившегося по всему равнинному пространству погружения.
В Западной Сибири море подступало вплотную к палеозойским массивам
Урала, Казахстанского плато, значительно приближалось к Енисейскому
кряжу и отрогам Алтая. Оно распространялось также по всей Средне-
Азиатской равнине и Волжско-Уральскому водоразделу. В заливах
Ферганском, Таджикском и Кашгарском в это время устанавливался
режим солености, близкий нормальному. Таким образом, в эоцене и
первой половине олигоцена моря Западной Азии и Юго-Восточной Евро-
пы представляли один сплошной эпиконтинентальный бассейн, который
в области Иранского плато соединялся с Тетисом, а в верхнем эоцене
и нижнем олигоцене через Днепровско-Донецкую синеклизу получал
связь с Северным морем.
Особенностью поздней стадии было общее поднятие равнин и пол-
ная регрессия моря из Западно-Азиатского погружения. Раньше всего
море исчезло с территории Тургая и Северного Приаралья, представляв-
ших в среднепалеогеновом море Западной Азии обширную отмель.
Вслед за этим оно ушло из пределов Западной Сибири и Поволжья, а
также с преобладающей части равнин Средней Азии. Западная Сибирь
в среднем и верхнем олигоцене хотя и продолжала опускаться и нара-
щивать осадочный покров, но уже представляла континентальную низ-
менность, покрытую озерами, болотами и речными долинами.
В Средней Азии море удерживалось только в Прикаспии, а Кара-
кумский и Кызылкумский массивы теперь уже представляли приподня-
тые равнины с седиментационными бассейнами в предгорных депрессиях.
Южно-Русское море несколько отступает в сторону Предкавказского
прогиба, и на осушенных территориях Поволжья и Днепровско-Донецкой
-синеклизы устанавливается ландшафт аллювиально-озерной равнины
(рис. 3).
Азия
Палеогеновая Азия, в отличие от современной, была развита
преимущественно в меридиональном направлении. Это необычное удли-
нение материка являлось следствием того, что его западная равнинная
часть, включающая Западно-Сибирскую низменность, Туранские равни-
ны, Иранское плато, Белуджистан и Северо-Западную Индию, едва
не по всей площади была покрыта мелким эпиконтинентальным морем,
что сокращало поперечник континента по широте примерно на одну
четверть. Вместе с тем древний континент распространялся на большую
часть арктического шельфа и на платформу Сунды (Индонезийский
архипелаг), что на такую же величину удлиняло его по меридиану.
Палеогеновая Азия отличалась сложным и разнородным рельефом.
В ее пределах были представлены три основных типа геоморфологиче-
ских ландшафтов, связанных с различиями тектонического режима и
возраста структуры его отдельных областей. Это были невысокие рав-
нины платформ Сибирской, Китайской, Индийской и Сундской, глыбо-
вые горы и плато областей палеозойской складчатости (Казахстано-
Монгольской, Уральской, Куэньлунской) и горы с более сложно расчле-
ненным и динамическим рельефом, свойственные поясу мезозоид
Восточной Азии.
Орографические комплексы палеогеновой Азии совпадали с совре-
менными по общей конфигурации и по направленности развития. Все co-
ll
временные горные системы наследуют пояса возвышенностей палеоге-
нового рельефа, а современное плато, нагорья и высокие равнины разви-
лись из равнин и низменностей того времени. Иной только была гипсо-
метрия рельефа, а также степень его тектонического и эрозионного рас-
членения, резко возросшая в течение неогена и четвертичного периода.
Сибирская платформа распадалась на две геоморфологические
области различного гипсометрического уровня: Средне-Сибирскую
высокую равнину и низменности Ленскую и Хатангскую.
В пределах Средне-Сибирской высокой равнины отложения палеоге-
на встречаются редко и в основном по речпым долинам. Малая мощ-
ность этих отложений, обычно не превышающая 20 X говорит о том,
что врез речных долин того времени был незначительным и денудация
на междуречных пространствах очень слабой. Высота равнины в палео-
гене была намного меньше современной (по-видимому, около 200 м
вместо 600 м в настоящее время}.
В Ленской и Хатангской низменностях отложения палеогена
встречаются чаще и более крупными полями. Однако и здесь обширных
аллювиальных равнин не было. Реки, протекающие по ним, очевидно,
были заключены в стабильных руслах, врезанных в коренную поверх-
ность из меловых отложений. Только в олигоцене возникла обширная.
Нижнеалданская депрессия, в которой существовал крупный озерный
бассейн.
Область нагорий Южной Сибири и Северной Монголии (Саяны,
Забайкалье, Алтай и Хангай). Каледониды и герциниды Южной Сибири
и Северной Монголии представляли нагорье, разделявшее равнинные
пространства Сибирской платформы и Гоби. Нагорье было дифференци-.
ровано на отдельные массивы и впадины, сохраняющиеся и в современ-
ном рельефе. Среди впадин выделялись своими размерами Байкальская,.
Верхне-Ангарская, Муйская, Баргузинская, Тункинская и Косогольская.
Во впадинах нагорья накапливались толщи аллювия, содержащего,
в отличие от окружающих равнин (Сибирской платформы и Гоби),
много конгломератов и грубых песков. Наличием таких грубых осадков
в палеогеновой толще доказывается горный тип расчленения плато,' а
по мощности толщи, в среднем составляющей 300—500 ж, устанавли-
ваются и амплитуды колебаний палеогенового рельефа, приблизительно
соответствующие указанной величине.
Равнина Бей-Гоби. Между Монголо-Сибирским нагорьем и Тянь-
Шанем простиралась обширная континентальная равнина, в восточной
половине сплошная, лишь с единичными мелкими кряжами, а в западной,
расклиненная Алтаем на две полосы: Дзабхынскую и Джунгарскую.
Узкие погружения в области верхнего течения Енисея и в бассейне р. Ча-
ры связывали западные ответвления равнины Бей-Гоби с Чулымо-Ени-
сейской и Прииртышской депрессиями Западно-Сибирской низменности.
На северо-востоке она была орографически связана с депрессиями
Амурского бассейна.
В палеогене Бей-Гоби испытывала общее поднятие, вследствие чего
средний уровень равнины постоянно возрастал. Даже восточная, наибо-
лее низкая часть Бей-Гоби, представлявшая в меловом периоде огром-
ный седиментационный бассейн, к палеогену превращается в денуда-
ционно-пластовую равнину. Обширные внутриконтинентальные водоемы,
(озера, моря), покрывавшие ее еще в верхнемеловую эпоху, теперь резко
сокращаются в размерах, распадаются на мелкие исчезающие озера.
Энергичное поднятие горных областей Алтая и Большого Хингана,
начавшееся во второй половине олигоцена, охватило и противолежащие
секторы равнины, значительно увеличило их гипсометрический уро-
вень. В связи с этим Бей-Гоби постепенно обособляется от низменностей
12
Западно-Сибирской и Амурской и превращается в орографически замк-
нутую область.
Тянь-Шань в палеогене уже представлял нагорье с четко обозна-
чавшимися глыбовыми хребтами и межгорными впадинами. Однако
общий гипсометрический уровень горной системы тогда был в 2—3 раза
ниже современного. Межгорные впадины, открытые к эпиконтиненталь-
ному бассейну Турана (Ферганская, Зеравшанская, Ангренская, Чуй-
ская, Сурхобская и др.), часто затапливались морем, а разделявшие их
отроги хребтов Западного Тянь-Шаня вдавались в море мысами, пере-
ходящими дальше в архипелаги островов. Внутренние впадины Тянь-
Шаня, полностью замкнутые его хребтами (Нарынская, Иссыккульская,
Аксайская, Текесская и др.), хотя и лежали выше уровня моря, но незна-
чительно.
Отложения палеогена в межгорных впадинах Тянь-Шаня представ-
лены красноцветными образованиями, которые рассматриваются как
продукты размыва красноземных кор выветривания, покрывавших пло-
ские вершины возвышенностей. Высота глыбовых хребтов палеогенового
Тянь-Шаня, за исключением, может быть, отдельных массивов, не пре-
восходила 2000 м— уровня, до которого ныне распространяются по вер-
тикали красноземные почвы.
Хребты палеогенового Тянь-Шаня были не только ниже современ-
ных, но и меньше их по широте. Тогда еще не было обширных предгор-
ных поясов и даже некоторых передовых хребтов; на месте их распола-
гались плоские увалы и низкие ступени, составлявшие периферические
части впадин. Эрозионное расчленение хребтов в палеогене было еще
слабым, о чем можно судить по незначительному развитию среди выно-
сов грубого обломочного материала, не подвергшегося воздействию
процессов химического выветривания. Для ландшафта палеогенового
Тянь-Шаня были характерны обширные участки пенеплена, располагав-
шиеся на различных гипсометрических уровнях, образовывавшие как
днища впадин, так и плоские вершины гор.
Центральный и Восточный Казахстан в палеогене представляли
плато, незначительно возвышавшееся над эпиконтинентальным Западно-
Азиатским морем, а позже над его обсохшим днищем, превратившимся
в аллювиальную равнину. О небольшой высоте Казахского плато свиде-
тельствует песчано-глинистый состав осадков по его периферии, среди
которых почти нет галечников. Плоский рельеф плато и небольшая
глубина вреза в него речных долин способствовали, в условиях периоди-
и
чески засушливого климата, развитию латеритовых кор выветривания.
Равнина Нань-Гоби, Между Тянь-Шанем и Инь-Шанем на севере,
Куэнь-Лунем, Нань-Шанем и Циньлином — на юге пролегал второй
пояс континентальных равнин Азии, объединяемых под общим назва-
нием Нань-Гоби (Южной Гоби). Принадлежащие этому поясу равнины
Ордосская, Алашанская и Таримская в палеогене развивались различно.
Первые две, представлявшие в меловом периоде обширные седимента-
ционные бассейны, теперь под влиянием поднятия, преобразуются в де-
нудационно-пластовые равнины. Осадконакопление здесь локализуется
в небольших остаточных депрессиях, мелких грабенах и эрозионных
лощинах. Мощность осадков в них обычно исчисляется десятками и
первыми сотнями метров, Исключением является зона Любань-Шаня и
юго-восточная Ганьсу, расположенные по границе Лунсийского массива
с Ордосом и Циньлином, в которых мощность отложений палеогена из-
меряется многими сотнями метров.
Таримский массив по границам с Тянь-Шанем и Куэнь-Лунем
представлял аккумулятивную равнину, а во внутренних частях — дену-
дационную. Гипсометрический уровень Таримской равнины (как, впро-
13
чем, и всех других гобийских равнин) в палеогене был близок нулевому,
судя по тому, что ее южная часть относящаяся к Предкуэньлунскому
прогибу, заливалась морскими водами, проникавшими сюда из Таджик-
ской депрессии и Ферганы. Это был обширный залив (Кашгарский),,
периодически утрачивавший связь с морем и превращавшийся в испа-
ряющуюся лагуну. Периоды с нормальным морским режимом в Каш-
гарском заливе были наиболее продолжительными в эоцене, а также
в первой половине олигоцена.
Куэнь-Лунь, отделяющий равнины Нань-Гоби от Тибетских, пред-
ставлял цепь возвышенностей, по-видимому более высоких, чем Тянь-
Шань, так как отложения палеогена Предкуэньлунского прогиба грубее
осадков Предтяньшанских впадин. Они содержат много крупнозерни-
стых песчаников и даже заключают линзы конгломератов; к тому же
разрезы палеогена Предкуэньлунского прогиба мощнее разрезов одно-
возрастных отложений, развитых на границе с Тянь-Шанем. Все же и
Куэнь-Лунь в палеогене был невысоким, поскольку снос с него в общем
был невелик и размыву подвергались в основном коры выветривания,
из материала которых возникли красные известковистые глины и пе-
ски — наиболее распространенные породы предкуэньлунского палео-
гена.
О том, насколько Куэнь-Лунь возвышался над равнинами Централь-
ной Азии в палеогене, можно составить представление по соотношению
гипсометрических уровней его вершинного пояса и Тибетского плато,
которые не были существенно нарушены неоген-четвертичным орогене-
зом, так как Куэнь-Лунь и Тибет поднимались вместе и приблизительно
на одинаковую высоту. Современное превышение Куэнь-Луня над Тибет-
ским плато, в среднем составляющее 1200 ж, приблизительно и соответ-
ствует амплитуде палеогенового рельефа.
Тибет—Индосиния. За Куэнь-Лунем пролегал третий пояс континен-
тальных равнин, протянувшийся от Центрального Памира, через Тибет и
область Великих ущелий к Индосинии. Этот пояс равнин распадался-
на ряд овалообразных расширений (Тибет, Индосиния) и сужений
(Памир, область Великих ущелий), связанных с дугообразным строе-
нием обрамляющих его хребтов, то резко расходящихся, то образующих
сближения.
Отложения палеогена, представленные на этих равнинах маломощ-
ными толщами континентальных осадков, имеют локальное развитие,
что, вероятно, было связано с наличием валообразных поднятий, расчле-
нявших равнины на большое число котловин, являвшихся самостоятель-
ными седиментационными бассейнами.
Зона Трансгималаев—Кун-тана, ограничившая Тибетско-Индоси-
нийский пояс континентальных равнин с юга и юго-запада, представляла
вулканическую дугу. В ее пределах разрезы палеогена в значительной
части сложены кислыми лавами и туфами.
Индостанский щит в палеогене представлял плоскую и невысокую
сушу, на поверхности которой формировались латеритовые коры вывет-
ривания. По северной окраине этой равнинной суши Индостана проле-
гали Гималаи, тогда еще невысокие горы, отделявшиеся от Тибета узким
морским заливом, занимавшим тектоническую депрессию верховий Инда
и Брамапутры.
Индостанская суша омывалась морями: Белуджистанским на запа-
де и Бирманским на востоке. Белуджистанский бассейн, являвшийся
одним из окраинных морей Тетиса, по условиям тектонического разви-
тия и режима осадконакопления распадался на две зоны: западную —
геосинклинальную, в которой формировался мощный десчано-сланцевыи
лиш, и восточную
14
платформенную с маломощными, преимуществен-
но карбонатными осадками. Первая располагалась на месте хребта..
Киртар и Сулеймановых гор, а вторая — в пределах долины Инда и
частично пустыни Тар. На границе с Индостанской сушей морской
режим был неустойчивым; осадки открытого моря часто сменяются
прибрежными, лагунными и дельтовыми. В основании разреза палеогена
платформенной (известняковой) зоны прослеживается слой железистых
латеритов — показатель субаэрального выветривания пород в условиях,
прибрежной континентальной равнины в период, предшествовавший
морской трансгрессии.
На территории Пенджаба и Кашмира находилось плоское поднятие,,
представлявшее в фазу трансгрессии морскую отмель, а при регрес-
сиях— группы низких островов. Судя по тому, что в Пенджабе горизонт
железистых латеритов получил наибольшее развитие, континентальная
фаза начала палеогена здесь была особенно продолжительной.
Свидетельством неустойчивости морского режима в Пенджабе и
Кашмире служат многочисленные седиментационные паузы, фиксирую-
щиеся по всему разрезу осадочной серии. В фазу максимальной транс-
грессии, приходившейся на средний и верхний эоцен, море проникало
на восток до района Найни-тала (79°).
Бирманский бассейн, относившийся к морям Индо-Малайской груп-
пы, также разделялся на две зоны: восточную, или собственно бирман-
скую, выполненную мощной песчано-глинистой толщей, и западную, или
ассамскую, характеризующуюся сокращенными разрезами, в которых
главная роль принадлежит органогенным известнякам и пестроцветным,,
отчасти железистым и углистым, глинам.
Бирманская зона прогиба, простиравшаяся в меридиональном
направлении, в свою очередь распадалась на две части: северную и
южную, различные по условиям седиментации и по ландшафтам. В се-
верной (Верхняя Бирма), ближе располагавшейся к источникам сноса,
компенсация погружения накапливавшимися осадками была более пол-
ной, чем в южной, граничившей с океаном. Поэтому морской бассейн,
занимавший бирманский прогиб, мелел к северу и дальше сменялся ал-
лювиальной равниной с отдельными солеными и пресными водоемами.
В Верхней Бирме песчано-глинистые толщи палеогена содержат много
прослоев конгломератов и гравелитов, гипсоносных глин и угольных
пластов, показывающих на неоднократную'смену морского режима
прибрежным, лагунным и дельтовым. Еще дальше к северу они сме-
няются континентальными образованиями, среди которых часты про-
слои красноцветов. В Нижней Бирме развиты почти исключительно
морские фации.
Вторая половина олигоцена характеризовалась усилением орогени-
ческих движений. Поднимаются Гималаи, мелеет и исчезает Индо-Бир-
манский залив, осушается вал Раджпутаны, в результате чего впадина
Пенджаба изолируется от моря, еще сохранившегося в южном Белуд-
жистане. Обломочные осадки распространяются на всю территорию
Белуджистанского и Бирманского прогибов, при этом резко возрастает
их мощность.
Мезозоиды Восточной Азии в палеогене еще обладали динамичным
рельефом, в котором можно было видеть все основные элементы совре-
менной орографии.
В рельефе Верхоянско-Колымской области, Приохотья и Приморья
были представлены три типа геоморфологических ландшафтов: магист-
ральные хребты Верхоянский, Черского, Колымский и Сихотэ-Алинь,
низменности Яны, Индигирки, Колымы, Амура, Уссури и Бурей и
переходные между этими типами высокие плоскогорья с мелкими хреб-
тами. По площади преобладали возвышенности, о чем можно догады-
1S
жаться по «островному» распространению отложений палеогена в виде
сравнительно мелких и разобщенных полей, приуроченных к отдельным
межгорным впадинам и низменностям. Погрубение обломочного мате-
риала отложений с приближением к возвышенностям говорит о том, что
этот «островной» характер распространения палеогена обязан не позд-
нейшему размыву, а соответствующим условиям отложения.
Верхоянско-Колымская область была хорошо дренирована реками,
стекавшими по преимуществу в направлении Арктического бассейна.
Поэтому основная масса обломочного материала, возникавшего в про-
цессе денудации, выносилась из ее пределов и, очевидно, аккумулирова-
лась на территории шельфа, представлявшего тогда обширную аллю-
виальную низменность.
В Южном Китае также преобладал горный рельеф, о чем убеди-
тельно свидетельствуют условия распространения отложений палеогена
в этой области. Палеоген в Южном Китае представлен толщей красно-
цветных песчаников и конгломератов, реже глин, мощностью 500—1000 м,
заполняющих отдельные межгорные впадины площадью, не превышаю-
щей 10X20 км. Склоны возвышенностей были относительно пологими
без скал, так как иначе латеритовые коры выветривания, снабжавшие
впадины красноземным материалом, не могли бы получить развития.
В бассейне р. Янцзы палеогеновый рельеф был менее гористым; здесь
красные слои заключают меньше конгломератов и больше содержат
отложений озерно-пойменных фаций
Сходство рельефа мезозоид с новейшим проявлялось не только
в общем орографическом плане, но и в гипсометрическом уровне, кото-
рый, по-видимому, был близок современному.
По восточной границе мезозоид от Чукотки через Приохотье и
Приморье в Юго-Восточный Китай протягивался гигантский вулкани-
ческий пояс. Особенно много было вулканов на северо-восточном отрез-
ке пояса, где вулканический ландшафт явяялся доминирующим.
Кайнозойская геосинклиналь Северо-Восточной Азии. Со стороны
Тихого океана палеогеновая Азия ограничивалась окраинными морями
и островными дугами. На северо-востоке выделялись своими размерами
Корякско-Камчатская и Сахалино-Японская дуги. Первая состояла из
полуостровов и групп островов, располагавшихся на месте водораздель-
ного гребня Корякского хребта и Срединного хребта Камчатки, вто-
рая— из полуостровов и групп островов, существовавших на месте Са-
халина и Японии.
Островные дуги Корякско-Камчатская и Сахалино-Японская раз-
деляли северный отрезок кайнозойской геосинклинали на два ряда впа-
дин: западный — приконтинентальный и восточный — приокеанический,
различные по темпу и фациальным типам осадконакопления. Особенно
энергичными процессы осадконакопления были во впадинах приконти-
нентального прогиба (Анадырь-Пенжинской, западного побережья
Камчатки, Татарского пролива и западного Сахалина, западного побе-
режья Японии), в которые направлялись главные потоки обломоч-
ного материала. В них мощность палеогеновых осадков до-
стигает местами 2—3 тыс. м. Благодаря большой скорости седимента-
ционного процесса здесь полностью достигалась компенсация тектони-
ческого погружения, и поэтому гипсометрический уровень местности-
постоянно сохранялся близким нулевому. Это были условия или мор-
ского мелководья, или прибрежной аллювиальной низменности. В при-
океаническом прогибе компенсация прогибания осадками была непол-
ной, в связи с чем в нем преобладал морской режим.
В начале палеогена в приконтинентальном прогибе и на массивах
Японского и Восточно-Китайского морей, по-видимому, господствовал
-1R

ландшафт аллювиальной низменности. В это время Сахалино-Японская
дуга по всему фронту была связана с континентом и представляла его
горный бордюр на границе с океаном. Во второй половине эоцена нача-
лось затопление массивов Японского и Восточно-Китайского и обособ-
ление Сахалина и Японии от континента. Однако связи обеих дуг с кон-
тинентом посредством узких перешейков в районах проливов Невель-
ского и Цусимского сохранились до конца палеогена. Об этом, в част-
ности, свидетельствует материковый состав палеогеновой флоры и
фауны Сахалина и Японии.
Кайнозойская геосинклиналь Индонезийского архипелага. Область
Индонезийского архипелага в самом начале палеогена была сушей, вхо-
дившей в состав Азии, которая в это время если и не соединялась с Ав-
стралией, то во всяком случае примыкала к ней очень близко. Узкие
проливы, размера Ла-Манша, могли существовать лишь в районе Ма-
лых Зондских островов.
В эоцене разобщенность континентальных элементов Азии и Австра-
лии становится отчетливее вследствие энергичного погружения области
островов Малых Зондских, Молуккских и Целебеса и развития в ней
морской трансгрессии. В олигоцене погружение и сопутствующая ему
трансгрессия моря распространились еще шире, заняв новые районы
уже в группе Больших Зондских островов.
По распространению отложений палеогена и типам их разрезов на
территории Индонезии намечается четыре основных ландшафтных зоны
того времени: Сундская суша, Яванско-Целебесский шельеф и Молук-
кское море.
Сунда, включавшая Малайю и Юго-Восточную Суматру, Западный и
Центральный Борнео, а также западные части Южно-Китайского и Яван-
ского морей, характеризуется отсутствием отложений палеогена, очевид-
но, в связи с существовавшим здесь положительным рельефом. Исклю-
чение составляли единичные впадины, в которых палеоген выражен кон-
тинентальными фациями (Центральная Суматра, бассейн Мелави на
Борнео).
Яванско-Целебесский рельеф в начале периода был сушей, на ко-
торой осадки этого возраста не накапливались. В эоцене он подвергся
погружению и стал зоной распространения периодически затапливав-
шихся приморских равнин. Еще позднее здесь установился режим мор-
ского мелководья с отдельными плоскими островами.
Молуккская зона отличалась устойчивым погружением и господст-
вом условий открытого моря. В ней разрезы палеогена обладают наи-
большей полнотой и, за исключением отдельных мест, лишены континен-
тальных элементов. Молуккская зона распространялась на всю юго-во-
сточную часть архипелага до Филиппинско-Гвинейского барьера.
Рельеф области Индонезийского архипелага в палеогене был отно-
сительно плоским, на что указывает однородный фациальный состав
отложений и небольшая амплитуда колебаний их мощности. Возросшая
к концу периода пестрота фаций указывает на начавшуюся дифференци-
ацию рельефа.
Отложения палеогена Индонезии, как правило, не носят геосинкли-
нального характера. Они представлены преимущественно мергелями, фо-
раминиферовыми и коралловыми известняками малой и умеренной мощ-
ности. Исключение составляют лишь Юго-Западная Суматра и Цент-
ральный Борнео, где известны мощные толщи песчано-глинистых осад-
ков с конгломератами и брекчиями.
Вулканическая деятельность в большом масштабе проявилась
только в олигоцене. Вулканы находились на Суматре, Яве и Борнео.
Извержения происходили под водой и на суше.
2 В. M. Синицын
17
, В заключение необходимо отметить, что восточное побережье палео-
геновой Азии в целом было динамичнее западного. Рельеф его был диф-
ференцированным и контрастным. Более энергичными здесь были дену-
дация и осадконакопление; огромного размаха достигал вулканизм.
Дифференцированные движения затрагивали и зону седиментации, по-
стоянно изменяя ее границы и вызывая местами дислокацию ранее-
сформированных палеогеновых толщ.
К тому же восточная и западная окраины Азии в палеогене испыты-
вали взаимно противоположные по знаку движения. В первой половине
периода западная часть континента опускалась и подвергалась транс-
грессии, а восточная его часть тем временем поднималась и была мак-
симально осушена (включая участки современных морей Охотского,.
Японского, Восточно- и Южно-Китайского). *
Во второй половине периода, наоборот, поднималась и осушалась
западная окраина континента, а восточная находилась в состоянии по-
гружения и на нее наступало море, которое к концу олигоцена затопила
многие острова и продвинулось на материк едва не до современной бе-
реговой линии.
НЕОГЕН (25—1 млн. лет)
Неоген был периодом интенсивных тектонических движений, сильно
изменивших лик Европы и Азии, теперь уже представлявших единый
континент (рис. 4—6). Возрос общий гипсометрический уровень конти-
нентальной поверхности и увеличились амплитуды колебания ее высот..
Рельеф становится более контрастным, в связи с чем усиливаются про-
цессы денудации и осадконакопления. Архитектура континента не
только по общему плану, но уже по морфологии и высоте постепенно
приближалась к современному состоянию.
Европа
. Основными палеогеографическими областями неогеновой Европы
продолжали оставаться равнинная Фенно-Сарматия, существовавшая
в границах северной и средней частей Русской платформы, возрожден-
ные горы герцинид и пролегающая между этими двумя областями де-
прессионная зона из впадин Прикаспийской, Днепровско-Донецкой и
Польско-Германской. Новообразованием неогеновой Европы являлись,
горные цепи Альп и Динарид, выросшие из островных архипелагов па-
леогенового Средиземноморья.
Рельеф Фенно-Сарматии заметно дифференцируется. В плиоцене
на ее равнинах выделяется ряд местных понижений, в которых накап-
ливаются континентальные осадки. Самыми обширными бассейнами
плиоценовой седиментации на Русской платформе являлись Верхнедон-
ская и Окская депрессии.
Урал испытывал общее сводовое поднятие, распадавшееся, в соот-
ветствии с планом его палеозойской структуры, на отдельные глыбы.
Амплитуда воздымания отдельных глыб была различной и оцени-
вается в пределах 150—400 м. Глыбы, приуроченные к антиклиналь-
ным зонам палеозойской структуры, поднимались энергичнее глыб,
приходившихся на синклинории. В течение неогена перед фронтом Юж-
ного Урала пролегал неглубокий предгорный прогиб, заполнявшийся
угленосными осадками.
Полоса равнин, отделявшая от плоской Фенно-Сарматии горы
герцинской Европы, также увеличивала свой гипсометрический уро-
вень. Теперь ее поверхность стояла выше уровня седиментации и уже-
подвергалась расчленению речной сетью. Вторжениям моря был досту-
18

4. Синицин
Рис. S.

пен только Польско-Германский отрезок; даже континентальное осад-
конакопление происходило лишь местами, на отдельных участках этой
полосы равнин.
Герцинские массивы Средней Европы в неогене развивались как
глыбовые поднятия. Их южные части, ближе всего расположенные
к Альпам и поэтому наиболее активизированные, к концу периода уже
приобрели характер средневысотных гор. Украинский и Приазовский
массивы, лежащие на продолжении герцинских массивов Средней Ев-
ропы и больше удаленные от альпийского орогена, были меньше акти-
визированы; поднятие их выразилось в образовании гигантских увалов
с рельефом плато и высокой равнины. От альпийского орогена герцин-
ские массивы Средней Европы и Украины отделялись предгорными про-
гибами: Предальпийским, протянувшимся от низовий Роны через
Швейцарскую и Баварскую равнины к району Вены, и Предкарпат-
ским, начинающимся у истоков Одера и Вислы и достигающим низовий
Дуная. В миоцене вся зона предгорных прогибов была залита морем;
здесь располагался самый северный рукав Средиземного моря.
На швейцарском и баварском отрезках зоны прогибания, где процессы
седиментации были особенно активными и особенно энергично подни-
мали уровень аккумулятивной равнины, осушение произошло еще в тор-
тоне, тогда как на ее западном (ронском) и восточном (днестровском)
отрезках морской режим удерживался до начала плиоцена. После
ухода моря Предальпийский и Предкарпатский прогибы представляли
предгорные аллювиальные равнины.
Моря, омывавшие неогеновую Европу
Окраинные бассейны Атлантического океана (моря Северное и Ак-
витанское). Неогеновое Северное море отличалось как от палеогено-
вого, так и от современного; оно уже не распространялось на Париж-
ский бассейн, теперь представлявший приподнятую аллювиальную рав-
нину, но еще переступало границы современной суши в пределах Се-
веро-Германской депрессии.
Аквитанское море покрывало низменность Гаронны и Адура и
в миоцене образовывало Бретонский залив (между Катантеном и
Нижней Луарой), которым восточная часть Армориканского массива
обособлялась в остров.
Северное и Аквитанское море, по-видимому, соединялись древним
Ла-Маншем. Однако связи их через Ла-Манш были затрудненными и,
может быть, непостоянными. Эти моря населялись настолько различной
фауной, что их относят к разным зоогеографическим провинциям (бо-
реальной и средиземноморской).
Когда существовал неогеновый Ла-Манш, английская суша явля-
лась островом, размеры которого были несколько больше современных
за счет материковой отмели, тогда еще не покрывавшейся морскими
водами.
Европейская часть Тетиса. Наибольшие палеогеографические из-
менения в неогене произошли в пределах Тетиса. Альпийская и динар-
ская ветви этого орогена, в палеогене представлявшие лишь остров-
ные дуги, теперь вырастают в горные хребты. Их поднятие сопровож-
далось раздроблением и погружением срединных массивов: Тиррен-
ского, Адриатического, Эгейского, Паннонского и других, затапливае-
мых морем или преобразующихся из мелководных участков моря в глу-
боководные впадины. Дугообразно изогнутые хребты, окаймляющие от-
дельные опустившиеся срединные массивы, и в неогене разделяли Сре-
диземное море на ряд бассейнов с затрудненными связями и поэтому об-
2*
19
.падавших разным режимом солености. Северная группа бассейнов —'
Черноморско-Каспийский и Паннонский, — принимающая обильный
речной сток с Европейского континента, отличалась по преимуществу
пониженной соленостью, тогда как южная, собственно Средиземного
моря, почти лишенная речного стока, обладала нормальной и не-
сколько повышенной соленостью.
Начиная со среднего миоцена от собственно Средиземного моря
изолируется Черноморско-Каспийская группа бассейнов, превращаю-
щихся во внутреннее море с особой фауной. Одновременно с этим по-
перечное поднятие в области Армянского плато и дугообразного из-
гиба Тавра отделило от Средиземного моря реликтовые бассейны
Иранский и Месопотамский.
В верхнем миоцене от Черноморско-Каспийского внутреннего моря
обособляется Паннонский бассейн, превращающийся в сильно опрес-
ненное озеро-море. В понтическом веке все бассейны Черноморско-Кас-
пийской группы снова оказались связанными, но уже в следующем,
киммерийском, веке следует регрессия, в результате которой Паннон-
ский и Дацийский бассейны превращаются в аллювиальные равнины
с остаточными, уже совершенно опресненными озерами. До конца пе-
риода полуопресненные озера-моря сохранялись только в Черномор-
ской и Каспийской впадинах.
Азия
В неогене рельеф Азии характеризовался теми же геоморфологиче-
скими типами, которые были свойственны ему в предыдущем периоде.
Это были равнины древних платформ Сибирской, Китайской, Индо-
станской; глыбовые горы областей палеозойской складчатости (Казах-
стано-Монгольской, Уральской и Куэньлунской); складчато-глыбовые
горы с остаточным вулканизмом области мезозоид Восточной Азии;
приморские низменности, окраинные моря и островные дуги притихо-
океанского геосинклинального пояса и реликтовые бассейны азиатского
отрезка Тетиса. Новым элементом рельефа Азии в неогене явились
равнины западной окраины материка, постепенно освобождающиеся от
морских вод. В связи с ее осушением,и одновременным затоплением рав-
нин восточного сектора Арктики и древней суши Сунда резко измени-
лась конфигурация Азии, приблизившаяся к современной.
Западно-Азиатское погружение в неогене продолжало освобож-
даться от морского покрытия. В пределах Западной Сибири оно пред-
ставляло обширнейшую низменность с гипсометрическим уровнем, не-
сколько возросшим относительно олигоценового. Поверхность низмен-
ности погружалась к северу, куда текли реки, располагавшиеся в ши-
роких слабо углубленных долинах. В начале периода низменность была
плохо дренирована; по всей ее территории, включая поймы речных до-
лин, были рассеяны озера и болота. Позже произошла дифференциа-
ция низменности на области меньшего и большего погружения, вслед-
ствие чего осадочный покров формировался уже не по всей ее терри-
тории, а главным образом на участках более интенсивного опускания.
Уровень низменности в течение неогена постепенно возрастал, хотя и не-
значительно.
В конце плиоцена произошло поднятие западносибирского сектора
арктического шельфа. На месте Карского моря образовались аккуму-
лятивные и абразионные равнины. Берег Арктического бассейна пере-
местился здесь на окраину континентального склона. Базис эрозии при
этом понизился на 200—250 м. Реки, протекавшие по Западно-Сибир-
ской низменности и аккумулятивным равнинам арктического шельфа,
резко углубили свои долины. Бурением установлено наличие переуг-
20
дубленных русел у Оби и Енисея, расположенных на 150—200 м ниже
современного уровня моря. Эти русла, по батиметрическим данным,
прослеживаются по поверхности арктического шельфа до материковой
ступени.
Равнины Средней Азии поднимались еще энергичнее, чем За-
падно-Сибирская. Гипсометрический уровень их неуклонно возрастал;
море отступало на запад к Каспийской впадине, при этом обширные
участки по границе с западными отрогами Тянь-Шаня превращались
в денудационные равнины.
В раннем миоцене сильно опресненное море сохранялось только
к северу" от Устюрта (см. рис. 4). В позднем миоцене произошла сар-
матская трансгрессия, затопившая Устюрт и Западную Туркмению.
Островами среди этого моря возвышались Мангышлак, Большой .Бал-
хан, Западный Копет-Даг и Туаркыр. В послесарматское время море
покидает равнины Закаспия. В верхнем плиоцене (акчагыльский век)
регрессия временно прерывается, и море снова расширяет свои гра-
ницы, затопив Западно-Туркменскую депрессию и западную часть
Кара-Кумов. В дальнейшем оно опять сокращается, и к началу чет-
вертичного периода замыкается в границах Каспийской впадины.
Сибирская платформа в неогене продолжала подниматься и рас-
членяться речными долинами все глубже и дробнее. Особенно энер-
гичными поднятия были в области Путоранского, Анабарского и Ал-
данского сводов, которые теперь приобретают характер плато. По глу-
бине вреза речных долин и по мощности приуроченных к ним отложе-
ний неогена приращение высоты плато: за это время приблизительно
оценивается в 150—200 м.
Аккумуляция обломочного материала в значительных масштабах
происходила лишь в Алданской депрессии и на отдельных участках
Присаянского прогиба.
Хатангская депрессия, вместе со смежными частями шельфов Кар-
ского и моря Лаптевых, представляла низкую, но не аккумулятивную
равнину, среди которой Таймыр поднимался в виде островной возвы-
шенности.
Каледониды и герциниды Южной Сибири и Северной Монголии
(Саяны, Алтай, Хангай, Забайкалье, Становой хребет) в течение нео-
гена развились в средневысотную горную страну. Гребни хребтов под-
нимались до 2000—2500 м, а превышения их над межгорными долинами
возросли'до 1000—1500 м. Наибольшей контрастности рельеф достигни
территории западного Забайкалья, где возникли крупные провалы зем-
ной коры в виде Тункинской, Байкальской, Баргузинской, Верхнеангар-
ской впадин. Усиление контрастности - рельефа оживило денудацию
в горах и осадконакопление во впадинах. Среди осадков повышается
роль грубых русловых фаций и сокращается распространение озерных
и болотных. В ряде мест по разломам, разделяющим хребты и впа-
дины, произошли излияния базальтов.
В неогене высота гор каледонско-герцинского пояса была на-
столько значительной, что они уже приобрели роль климаторазделов
между теплоумеренной и относительно влажной Сибирью и жарко-су-
хой Гоби.
Равнины Бей-Гоби, расположенные по другую сторону древних гор
Южной Сибири и Северной Монголии, испытывали общее поднятие.
Гипсометрический уровень их возрастал и, вероятно, в конце периода
достигал 500—600 м. При этом происходила дифференциация рельефа
равнин: они покрывались мелкими кряжами и столовыми возвышенно-
стями, разделившими их поверхность на множество замкнутых участ-
ков— котловин, которые становятся местными центрами стока. Обло-
21
мочный материал в осадках неогена грубее, хуже сортирован и меньше
окатан, чем в палеогеновых; отложениям неогена, -в большей мере чем
палеогеновым, свойственны различные типы косой слоистости. Все это
говорит о происходившем в неогене иссушении Бей-Гоби: сокращении
поверхностного стока на ее территории, уменьшении количества и раз-
меров озер. Однако неогеновые озера Бей-Гоби еще продолжали оста-
ваться пресными или очень слабо минерализованными, показателем
чего служит состав обитавших в них пластинчатожаберных (цирена,
битиния, палюдина, унио и др.).
В неогене произошла окончательная изоляция Бей-Гоби от За-
падно-Сибирской низменности и депрессий Амурского бассейна, в ре-
зультате еще более энергичных поднятий в районах Алтайской и Хин-
ганской перемычек (рис. 5).
Тянь-Шань в неогене интенсивно поднимался и к концу периода
приобрел близкий современному вид высокогорной страны. Свидетель-
ством прогрессирующего развития орогенического процесса в неогене
служит последовательное нарастание вверх по разрезу мощности кон-
тинентальных отложений и погрубение их материала. Смена цветов
осадков (от красно-бурого в раннем миоцене до палевого в позднем
миоцене — начале плиоцена, а затем до серого, характерного для верх-
него плиоцена) отражает коренные изменения типов выветривания,
связанные с общим похолоданием климата.
Общий гипсометрический уровень неогенового Тянь-Шаня был
ниже современного на 1500—1000 м главным образом за счет пьеде-
стала горной системы, тогда менее развитого. При этом отдельные
хребты системы сохраняли большую орографическую самостоятель-
ность, а пояса межгорных впадин, ныне разобщенных внутренними под-
нятиями, представляли сплошные межгорные равнины с единой речной
сетью.
Периферические хребты Тянь-Шаня* по степени контрастности ре-
льефа превосходили внутренние хребты, разделяемые межгорными
плато, поэтому денудация в периферических хребтах протекала энер-
гичнее, чем во внутренних. Об этих, различиях свидетельствуют коле-
бания мощности отложений неогена, обычно исчисляемые во внешних
впадинах (Ферганской, Таджикской, Кашгарской, Кучарской и Манас-
ской) в 4—6 тыс. м, а в малых внутренних впадинах — лишь до 1 тыс. м.
Периферические хребты подвергались более дробному и глубокому
расчленению: останцы древнего пенеплена в них редки и незначи-
тельны, а во внутренних, наоборот, многочисленны и обладают боль-
шими размерами. Наконец, о более энергичном разрушении перифе-
рических хребтов свидетельствуют огромные объемы неогенового аллю-
вия, накопленного во внешних впадинах.
Все основные элементы речной сети Тянь-Шаня в неогене уже
существовали, доказательства чего мы находим в строении аллюви-
ального шлейфа, грубеющего с приближением к современным долинам
и изменяющего свой петрографический состав в соответствии с комп-
лексами пород, обнажающихся в бассейне данной реки.
К концу периода орогеническим процессом были затронуты и окра-
ины депрессий, на которых еще накапливались осадки раннего неогена.
На месте этих окраин возникли пояса предгорий с высокими прилав-
ками и адырными грядами. По мере развития предгорий зона аккуму-
ляции смещалась в направлении внутренних районов депрессий.
В области Казахского нагорья орогенический процесс проявился
в ослабленной степени. В предшествовавшие эпохи рельеф Казах-
стана развивался больше под влиянием денудационных процессов, чем
тектонических. В результате длительного химического выветривания,
22
.воздействовавшего на породы различно, в зависимости от литологиче-
ского состава, на поверхности высокой равнины сформировался своеоб-
разный рельеф, положительными элементами которого являлись вы-
ступы пород, устойчивых к выветриванию, а отрицательными — лощины
на выходах пород, легко поддающихся этому процессу.
В неогене произошло омоложение тектонического рельефа Казах-
стана. Усилилась его блоковая дифференциация и возросла амплитуда
.колебания относительных высот, вследствие чего интенсифицировались
процессы физического выветривания. Отдельные части высокой рав-
нины преобразуются в нагорье; появляются и внутренние возвышен-
ности типа горных массивов.
Равнины Нань-Гоби поднимались энергичнее бейгобийских, более
удаленных от главного центра поднятия — Высокой Азии. Средний гип-
сометрический уровень наньгобийского пояса равнин к концу неогена,
по-видимому, приблизился к 800—1000 м. При этом южный, прикуэнь-
лунский, край поднимался сильнее, чем край, пограничный с Тянь-Ша-
нем и Инь-Шанем. В результате такого неравномерного поднятия
равнины Нань-Гоби приобрели характерный для них односторонний
уклон с юга на север.
В течение неогена на равнинах Нань-Гоби поднялось много гор-
ных гряд и кряжей, главным образом по их периферии и меньше во
внутренних районах (Мазартаг, Любань-Шань и др.). В миоцене и
начале плиоцена погружение предгорных впадин (Яркендской, Цай-
.дамской, Цзюцюанской и Кучарской) еще не полностью компенсирова-
лось осадконакоплением. В это время все предгорные впадины не
имели внешнего стока, судя по тому, что на их территории находились
крупные озерные водоемы, реконструируемые по довольно мощным и
обширно распространенным толщам параллельно слоистых глин, алев-
ролитов и песчаников.
В верхнем плиоцене, когда началось накопление конгломератовых
толщ (бактрийских), предгорные прогибы оказались перекомпенсиро-
ванными; их поверхности поднялись выше денудационных равнин Та-
римского и Алашанского массивов, до- того игравших роль водоразде-
лов. Теперь локальные гидрографические системы, приуроченные к от-
дельным предгорным прогибам, стали объединяться в региональные
системы, но также еще лишенные внешнего стока. В частности, к концу
-плиоцена относится образование Лобнорского бассейна, в котором объ-
единялись реки части Тянь-Шаня, Куэнь-Луня и Нань-Шаня, раньше
питавшие озерные бассейны Кучарской, Яркендской и Цзюцюанской
впадин.
В неогене из наньгобийского пояса равнин окончательно выделился
Цайдам, еще более активизированный вследствие его позиции между
тесно расположенными хребтами Куэнь-Луня и Нань-Шаня. Его вы-
сота к концу неогена, по-видимому, уже превысила 2000 м.
Куэнь-Лунь в неогене представлял северный фланг грандиозного
вспучивания земной коры-—Высокой Азии. Он поднимался быстро и
энергично. Если мощность отложений предгорных впадин хотя бы при-
близительно отвечает амплитуде воздымания сопряженных с ними гор-
ных систем, то рост Куэнь-Луня в неогене можно оценить в 3500 м (по
средней мощности отложений неогена в его предгорных прогибах: Яр-
кендском и Цайдамском). Над Тибетом тем временем Куэнь-Лунь почти
не поднимался; с этой стороны его не сопровождают ни предгорные
прогибы, ни сколько-нибудь значительные накопления осадков. Флан-
говое положение Куэнь-Луня в поднятии Высокой Азии придало ему
своеобразную морфологию — гигантской флексуры, подобной гималай-
ской, но падающей в противоположном (северном) направлении.
23
Тибет. Равнины Тибета .и области Великих ущелий, оказавшиеся
в пределах вспучивания Высокой Азии, быстро поднимались и приобре-
тали вид высокого нагорья с довольно дифференцированным рельефомг
так как отдельные блоки равнин перемещались на различную высоту.
На месте блоков, отставших в поднятии, возникли плоские замкну-
тые котловины, а блоки, более всего поднятые, образовали разгоражи-
вающие их горные массивы и хребты.
Тектоническая долина верховий Инда и Брамапутры в миоцене-
еще располагалась на умеренной высоте, но в плиоцене под влиянием
энергичного поднятия Гималаев она достигла одинакового с Тибетом
уровня.
Индосинийский отрезок закуэньлунского пояса равнин распался на
ряд блоков, ступенчато понижающихся к югу. Северные блоки, погра-
ничные со вспучиванием Высокой Азии, поднялись и приобрели харак-
тер нагорий (нагорья Шанское и Тран-нинь), следующие к югу сохра-
нили морфологию умеренно поднятого плато (Корат), а самые южные
(Камбоджа), наоборот, опустились и превратились в аллювиальную
низменность (рис. 6).
Гималаи. Наибольшей амплитудой поднятия в неогене отличались.
Гималаи. В их предгорном прогибе (Индо-Гангском) отложения нео-
гена обнаруживают наибольшую мощность, в среднем составляющую
4000—4500 м. Особенно быстрым рост хребта был в плиоцене, отло-
жения которого оказываются самыми грубыми по составу и обнаружи-
вают максимальную мощность на единицу времени. К концу неогена
Гималаи уже имели высоту, лишь на 1500—1800 м уступавшую совре-
менной.
Индостанский полуостров постепенно приобретал современный об-
лик плоскогорья, разделенного грабенами и тектоническими уступами
на ряд комплексных глыб, с обликом сводовых возвышенностей, слабо
покатых плато, горных массивов и кряжей. Средний гипсометрический
уровень плоскогорья возрос до 500—700 м, а отдельных кряжей — до
2000 м. Крупными линейными элементами орографии Индостанского
полуострова в неогене являлись горы Виндхия, Сатпур, Западные и Вос-
точные Гаты, Аравали и другие, представлявшие возвышенные края
покатых глыб на границах с грабенами или низменностями. Вся терри-
тория плоскогорья подвергалась размыву, поэтому сколько-нибудь зна-;
чительных накоплений осадков неогенового возраста в ее пределах
не возникло. Низменностями в это время являлись только равнины Ма-
ла барского и Коромандельского берегов, систематически и подолгу за-
тапливавшиеся морем. Здесь распространены осадки неогена с морской'
фауной. Вместе с тем частое присутствие в этих слоях лигнитовых вклю-
чений, а иногда и целых стволов деревьев, свидетельствует о близости
суши, которою являлись Западные и Восточные Гаты.
Белуджистанское море, омывавшее индийскую сушу на северо-за-
паде, существовало лишь в миоцене и распространялось на север
только до Раджпутанского вала. Уже в конце миоцена морской режим
сменился эстуарием, а затем ландшафтом приморской аллювиальной
равнины.
К северу от Раджпутанского вала — в области Джеламского вы-
ступа Индостанской платформы простиралась предгорная впадина с ланд-
шафтом аллювиальной равнины, среди которой были разбросаны круп-
ные озера. Областью сноса служили энергично вздымавшиеся Гималаи.
Это подтверждается односторонней фациальной зональностью отложе-
ний неогена в предгорной впадине, выраженной в исключительном раз-
витии речных фаций на границе с Гималаями и их замещении озерно-
болотными по мере удаления от гор.
24
С ростом Гималаев усиливалось погружение смежной с ним части
Индостанской платформы. В плиоцене Джеламская предгорная впа-
дина развивается в огромный Индо-Гангский прогиб, протянувшийся по
всему фронту горной системы от Белуджистана до Ассама. '
На бирманском фланге Индостана палеогеографическая обстановка
раннего неогена в основных чертах напоминала палеогеновую. Южная'
часть Бирманского прогиба все еще была залита морем, а северная,
представляла аллювиальную равнину, вблизи моря низменную с опрес-
ненными заливами, а дальше лучше дренированную, с четко обозначен-
ными речными руслами. В позднем миоцене и плиоцене море сокра-
щается, и аллювиальная равнина распространяется на всю часть про-
гиба, находящуюся в пределах современной суши.
Мезозоиды Восточной Азии. В неогене вся восточная — притихо-
океанская часть Азии была охвачена нисходящими движениями. Ее-
равнины превращаются в аккумулятивные низменности или затапли-
ваются морем. Положительные движения в горных областях частично*
или полностью погашаются общим региональным погружением.
В пределах Верхоянско-Колымской области рельеф еще продол-
жал развиваться в направлении усиливающейся контрастности. Хребты
и плоскогорья, заполняющие южную половину этой области, увеличи-
вались в высоте, а равнины, преобладающие в ее северной части, по-
гружались и постепенно превращались в аккумулятивные низменности..
В раннем неогене аккумулятивной низменностью становится вся мате-
риковая отмель (современная), а в позднем — также и рав-
нины Индигирская и Колымская. Абсолютная амплитуда поднятия
хребтов Верхоянского, Черского, Колымского, Джугджура и других:
в неогене была невелика (первые сотни метров), поэтому высота их.
была близка современной (1500—2000 лг).
В Северном Китае отчетливее вырисовывается меридиональный-
горный уступ Большого Хингана и Тайханшаня и погружение равнин
Хэбейской и Сунляо, превращающихся в сплошную аккумулятивную*
низменность. Огромные массы аллювия, поступавшего из гор на эту
низменность, поддерживали ее поверхность выше нулевого уровня и тем
препятствовали проникновению в ее пределы морских вод. Горы Южно-
Восточного Китая представляли страну с одряхлевшим, почти не под-
новлявшимся, рельефом. Высота гор была не ниже современной. От
прежней вулканической области здесь сохранялись лишь единичные
кратеры, изливавшие базальтовые лавы. К концу неогена горы Юго-
Восточного Китая, по-видимому, перешли в стадию нисходящего разви-
тия рельефа. Об этом свидетельствуют риасовый тип побережья, загру-
женные осадками долины и полное отсутствие признаков молодого эро-
зионного вреза.
Плато и нагорья Юго-Западного Китая, лежащие на продолжении
Хинган-Тайханшанского континентального уступа, в неогене испыты-
вали поднятие. Высота их постоянно возрастала; здесь, в отличие or
гор Юго-Восточного Китая, повсеместно обнаруживаются признаки
омоложения орографических форм.
Кайнозойская геосинклиналь Северо-Восточной Азии в неогене про-
должала активно развиваться. Ее приконтинентальный и приокеаниче-
ский. прогибы энергично опускались и большую часть времени были за-
топлены морем. Разделяющие их Корякское нагорье и Камчатский сре-
динный хребет представляли острова.
В приконтинентальном прогибе компенсация погружения накапли-
вающимися осадками была значительнее, поэтому море здесь было-
мелководным и неустойчивым. На окраинах прогиба, а также в об-
ласти Пенжинско-Анадырской перемычки оно временами сменялось
25-
лнндшафтом континентальной озерно-аллювиальной низменности. Амп-
литуда общего погружения этого прогиба за неогеновый период оце-
нивается в 5 тыс. м в соответствии с мощностью его осадочного выпол-
нения. Максимум трансгрессии приходится на миоцен.
В плиоцене в связи с усилением поднятий в области островной
дуги, а также возросшим притоком обломочного материала в прогиб
море отступает; острова Корякский и Камчатский увеличиваются по
площади, а затем, при обсыхании Пенжинско-Анадырской перемычки,
преобразуются в огромный полуостров.
В Пенжинско-Анадырской депрессии и в Корякско-Камчатской
островной дуге находились группы вулканов. Главная масса их концен-
трировалась в районах восточного побережья Камчатки, лежащих на
продолжении Курильской дуги.
Сахалин и Япония представляли другую крупную островную дугу,
отделявшуюся от континента впадиной Японского моря.
На Сахалине по преимуществу господствовал морской режим.
Лишь в среднем миоцене море временно отступало, и почти вся терри-
тория современного острова представляла аллювиальную низменность.
Из Японских островов в неогене сильно затапливался только Хок-
кайдо. Центральная и южная группы архипелага представляли полу-
островную сушу, связанную с континентом в области Цусимского про-
лива («Корейский мост»). Японский полуостров местами оторачивался
болотистыми низменностями, на которые время от времени ингресси-
ровало море. Разрушение «Корейского моста» и отделение Японских
островов от Азии относят к плиоцену. В общем, вся область восточного
побережья Азии в неогене испытывала погружение, способствовавшее
расширению окраинных морей Охотского, Японского, Восточно- и
Южно-Китайского до размеров, близких современным. Край конти-
нента отступил в сторону прежней суши еще на расстояние в сотни ки-
лометров, Сахалин-Японская геоантиклиналь отделяется от конти-
нента и распадается на группы островов. Однако и в неогене окраинные
моря Восточной Азии сохраняли полузамкнутый характер благодаря
островным дугам, ограничивавшим их со стороны Тихого океана.
Индонезийский архипелаг. Наступившая со второй половины оли-
гоцена активизация тектонических процессов коснулась палеогеновой
суши Сунда, теперь уже отчетливо дифференцировавшейся на зоны
поднятия и погружения. Между вулканической цепью Барисана и Юж-
ной Явы, с одной стороны, и поднимающимся плато Малайи и Цент-
рального Борнео — с другой, возникает обширная зона погружения,
в которой к концу миоцена появляется море. В среднем и верхнем мио-
цене на территории Суматра-Яванского погружения господствовал ре-
жим морского мелководья. К раннему плиоцену, в связи с тем, что
осадки накапливались быстрее, чем погружалось дно, поверхность се-
диментации поднялась до нулевого уровня и выше, морское мелководье
сменилось болотистой низменностью.
В неогене оживилась и вулканическая деятельность. Многие де-
сятки вулканов, извергавших андезитовые, базальтовые и дацитовые
лавы, располагались на гребне Барисана и в геоантиклинальной зоне
Южной Явы и на Малых Зондских островах, сливаясь в узкий и про-
тяженный вулканический пояс.
На территории Борнео в неогеновый период происходило поднятие
центрального плато острова и погружение юго-восточной и северной
(Саравакской) равнин. На территории погружающихся равнин было то
мелкое море, то низменная приморская суша. Судя по фациям осад-
ков, морские условия преобладали в миоцене, а континентальные —
в плиоцене.
26
Переднеазиатская часть Тетиса в миоцене быстро деградировала.
Поднимаются Тавриды и Понтиды, выросшие из островных дуг в гор-
ные цепи. Сушей становятся-и равнинные территории Афганистана —
Восточного Ирана, примкнувшие к отрогам энергично поднимающегося
Гиндукуша. Море в первой половине миоцена сохранялось на террито-
рии пустыни Деште-Кевир и в узкой депрессии, отделявшей Понтиды от
Таврид. Во второй половине миоцена поднятие, происшедшее в области
Армянского плато, перегораживает этот узкий залив Тетиса. Изоли-
ровавшийся Дештекевирский бассейн мелеет, сокращается и распа-
дается на отдельные осолоняющиеся водоемы, быстро исчезающие.
В плиоцене поднятие плато и горных цепей Ирана и Малой Азии
усилилось. Гипсометрический уровень всех категорий рельефа резко
возрос. Море покинуло даже предгорные впадины, поверхность кото-
рых поднималась вследствие чрезвычайно интенсивной аккумуляции.
На оставленных морем бессточных котловинах Иранской и Анатолий-
ской равнин появились многочисленные озера.
Дольше просуществовала южная ветвь бассейна, занимавшая Ме-
сопотамский прогиб. В миоцене месопотамская ветвь представляла про-
лив между Средиземным морем и Индийским океаном (Аравийским
морем). В плиоцене поднятие Нубийской платформы в области верх-
него течения Евфрата и Тигра привело к обособлению месопотамского
бассейна от Средиземного моря и превращению его в залив Аравий-
ского моря. В плиоцене Месопотамский залив постепенно сокращался,
отступая к юго-востоку, и к концу эпохи приобрел очертания, близкие
современному Персидскому заливу.
Армянское плато и смежные с ним части Малого Кавказа и Ана-
толии в неогене - представляли одну из наиболее активных вулканиче-
ских’ областей.
В неогене продолжалось опускание впадины Красного моря, обо-
собившей от Африки Аравийский полуостров. В верхнем плиоцене про-
изошло обрушение Баб-эль-Мандебского порога, и Красное море полу-
чило сообщение с Индийским океаном.
*
Говоря об Азии в целом, следует отметить, что различия в на-
правленности и характере движений западной и восточной окраин ма-
терика в неогене сохранялись и были выражены весьма резко. Запад-
ная, равнинная, часть Азии, граничащая по Уралу с континентальным
массивом Европы и по Месопотамскому прогибу с Аравийским масси-
вом Африки, в общем испытывала поднятие и стояла выше уровня
моря. Осушались прогибы Ирана и Белуджистана, и только в Западной
Туркмении случались погружения ниже нулевого уровня и неоднократ-
ные трансгрессии на ее поверхность неогенового моря (сарматского и
акчагыльского).
Восточная горная окраина Азии, граничащая с Тихим океаном,
продолжала оставаться наиболее динамической частью материка.
Трансгрессии и регрессии моря следовали друг за другом неодно-
кратно. Седиментация была энергичной; результатом ее явились толщи
осадков многокилометровой мощности. Почти по всему краю материка
действовали вулканы. Колоссальный размах вертикальных движений
в плиоцене привел к развитию необычной контрастности рельефа суши
и моря. Амплитуда колебания высот на континенте возросла до
7 тыс. м. Увеличился общий гипсометрический уровень континента.
ГЛАВА II
ЗОНАЛЬНЫЕ ЛИТОГЕНЕТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ
ЛИТОГЕНЕЗ И КЛИМАТ
Согласно существующим представлениям, изложенным и обосно-
ванным в трудах Н. М. Страхова, Б. Б. Полынова, И, И. Гинзбурга,
В. А. Ковда, К. И. Лукашева, В. Р. Волобуева, А. И. Перельмана,
П. Фагелера, У. Д. Келлера и других, все разнообразие генетических
типов литогенеза и их географическая зональность определяются кли-
матом.
Под воздействием солнечной энергии и его основного распростра-
нителя— воды — на поверхности литосферы происходят процессы раз-
рушения горных пород посредством механического распада, гидрата-
ции, растворения и выщелачивания, окисления и восстановления, кол-
лоидного переноса, отложения и т. д. В результате этих процессов на
поверхности литосферы развивается особая, наиболее динамичная гео-
логическая оболочка — кора выветривания, в которой распад, обмен и
синтез вещества приводят к возникновению новых минеральных обра-
зований (Лукашев, 1958). Так как количество солнечной энергии, по-
ступающей на единицу поверхности, изменяется с географической широ-
той, возрастая к экватору и убывая в направлении полюсов, интенсив-
ность процессов выветривания меняется, достигая наивысшей степени
в тропической области, а минимальной — в условиях холодного кли-
мата.
Интенсивность процессов выветривания в большой степени зависит
от количества атмосферных осадков, так как вода служит средой для.
химических реакций, связанных с выветриванием; и она же является
основным транспортировщиком веществ при процессах их миграции.
Кроме того, вода оказывает сильное разлагающее воздействие на ми-
нералы горных пород (гидролиз), скорость и характер которого зависит
от наличия в ней минеральных кислот и растворенного СО2. Разлагаю-
щее действие воды усиливается с повышением температуры.
Влияние климата на процессы выветривания косвенно проявляется
также через жизнедеятельность организмов, а также через процессы
разложения их остатков и миграцию биохимических веществ, интенсив-
ность которых меняется в зависимости от количества солнечного тепла
и увлажнения, т. е. от типа климата.
Таким образом, выветривание представляет явление климатиче-
ское, тип которого в значительной мере определяется соотношением
солнечного тепла и увлажнения.
В странах жарко-влажного климата, в условиях высокой темпера-
28
туры и обильных осадков, воздействующих на горные породы в тече-
ние всего года, химическое выветривание происходит значительно ин-
тенсивнее и эффективнее, чем в умеренном климате (по оценке Фаге-
лера, в четыре раза). Большой активности химического выветривания
здесь способствует повышенное содержание в природных водах угле-
кислоты и органических кислот. Разрушению в тропиках подвергается
преобладающая часть минералов материнской породы, при этом дости-
гается наивысшая степень их распада; коры выветривания здесь рас-
пространяются на глубину до 60—100 м.
Разложение алюмосиликатов в тропиках завершается распадом
каолинового ядра, отщеплением кремнекислоты и выделением свобод-
ных гидроокислов железа и алюминия. Подвижные соединения К, Na,
Са, Mg и кремнезем подвергаются выщелачиванию, а менее подвиж-
ные— окислы Fe и А1 вместе с глинистыми минералами накаплива-
ются в коре выветривания. В процессе тропического выветривания фор-
мируются красноземы и латериты. Наибольшая полнота разложения
минералов материнской породы достигается в латеритах, в которых,
содержание кремнезема сокращается до 2—10% против первоначаль-
ных 45—55%, а содержание полуторных окислов алюминия и железа
поднимается до 80—90% вместо 15—20% исходных.
Красноземы (ферроаллиты и ферросиаллиты) рассматриваются как
несовершенные, или низшие, фазы латеризации. В них меньше содер-
жится полуторных окислов и соответственно выше роль глинистых ми-
нералов. При тропическом красноземном выветривании не изменяются
только кварц и некоторые акцессории (рутил, циркон, турмалин, гра-
нат). Поэтому среди осадков, возникающих за счет размыва и переот-
ложения красноцветных кор выветривания, песчаные разности оказы-
ваются олигомиктовыми — почти исключительно кварцевыми.
Несмотря на необычайно пышное развитие растительного покрова,
роль органических веществ в процессах тропического выветривания не
так велика, что связывают с исключительно энергичным разложением
растительных остатков в условиях жарко-влажного климата и выноса
их континентальными водами. Поэтому красящая способность гумуса
в продуктах выветривания и осадках тропической области резко ослаб-
лена; окраску им придают красные окислы железа. Полагают, что ла-
териты образуются не при всяком тропическом климате, а только в ус-
ловиях с двумя сезонами: дождливым, когда влага передвигается от
поверхности в глубину, и сухим, в течение которого имеют место вос-
ходящие токи от грунтовых вод к поверхности. Продолжительность су-
хого периода при этом должна быть небольшой. Наблюдения над но-
вейшими латеритами показывают на преимущественную их приурочен-
ность к области саванны, пограничной с тропическим лесом (злаковая
саванна), характеризующейся продолжительностью сухого сезона 2—
3 месяца и среднегодовой температурой выше 20° С.
Аридную область отличает обилие солнечной радиации, оказываю-
щей сильное термическое воздействие на обнаженные горные породы,
огромный дефицит влаги и слабое развитие стока, незначительное уча-
стие в процессах выветривания органических веществ. При термических
условиях аридной области в геохимический кругооборот вовлекаются
даже такие инертные соединения, как полуторные окислы металлов.
Однако вследствие недостатка воды они не могут мигрировать. Даже
щелочи и щелочноземельные металлы частично остаются на месте в коре
выветривания в составе малоизмененных продуктов. Самые подвиж-
ные соединения, как хлориды и сульфаты, накапливаются в бессточных
котловинах вблизи мест своего образования, что делает аридную об-
ласть (в ее самой сухой части) ареной континентального галогенеза.
29
Характерным также является постоянная и значительная карбонатность
всех ее образований. Известь в больших количествах содержится как
в коре выветривания, так и в осадках, возникающих за счет ее раз-
мыва; осаждение извести вызывается интенсивным испарением конти-
нентальных вод. Жаркий и сухой климат вызывает усиленную местную-
миграцию кремнезема, поэтому в аридных корах выветривания и сопро-
вождающих ее осадках широко распространен кремнистый цемент. Де-
фицит влаги приводит к образованию таких характерных для нее мало-
гидратированных или совершенно безводных соединений, как гематит,
красные гидраты железа, диаспор и др. Слабое развитие раститель-
ности и быстрая минерализация ее остатков является причиной ничтож-
ного участия гумуса в процессах аридного выветривания и осадкона-
копления. Из-за недостатка воды разложение материнских пород про-
исходит неполно, при этом не достигается и совершенной дифференциа-
ции продуктов выветривания. В корах выветривания и осадках арид-
ной области наряду с конечными продуктами распада алюмосиликатов
(А120з, Fe2O3, SiO2, соли и др.) постоянно присутствуют продукты про-
межуточных стадий выветривания в виде гидрослюд, а также почти-
не затронутые выветриванием полевые шпаты и слюды. В самых сухих
районах полевые шпаты сохраняются даже при очень плоском ре-
льефе.
Коры выветривания аридной области отличаются в общем малой
мощностью, прерывистым развитием и большой пестротой состава, по-
скольку ее сухой климат не обеспечивает полной нивелировки различий,
связанных с петрографическим составом материнских пород. Харак-
терны преимущественно щелочные среды выветривания и осадконакоп-
ления вследствие участия в этих процессах значительных концентра-
ций щелочных и щелочноземельных элементов и их соединений, при от-
сутствии органических веществ. Преобладающим цветом продуктов вы-
ветривания в аридной области является красный, связанный- с недо-
статком гумуса, способствующего раскислению железа.
В умеренном климате процессы химического выветривания ослабе-
вают и по существу выражаются в удалении щелочей и щелочных зе-
мель (частично кремнезема) и накоплении вторичных алюмо- и ферро-
силикатов глинистого характера. Нередко они останавливаются на са-
мой первой стадии развития — стадии гидратации. Поэтому обычными
конечными продуктами выветривания в области умеренного климата,
являются гидрослюды и лишь отчасти другие глинистые минералы:
каолинит, галлуазит, монтмориллонит, бейделлит.
Накопление карбонатов в умеренном климате ослабевает и в вы-
соких широтах прекращается совсем. Коры выветривания и осадки этой
климатической области бедны известью и часто лишены ее. Раститель-
ные остатки здесь разлагаются лишь частично; основные массы их на-
капливаются в породах, иногда образуя пласты углей. Вместе с тем-
в области умеренного климата на первый план все больше и больше
выдвигаются процессы физического выветривания и механической се-
диментации. Коры выветривания содержат много грубообломочных про-
дуктов, среди которых значительную долю составляют такие мало-
устойчивые минералы, как полевые шпаты, роговые обманки, пиро-
ксены. При размыве таких кор возникают мезомиктовые и полимикто-
вые терригенные комплексы.
Таким образом, каждой климатической зоне свойствен свой особый
тип выветривания, своеобразный по характеру миграции и аккумуля-
ции химических элементов, по интенсивности распада и синтеза мине-
ральных соединений, по степени и глубине разложения исходной по-
роды.
30
Несомненно, что древние коры выветривания являются самыми луч-
шими индикаторами климата соответствующих эпох, более надежными,,
чем остатки организмов, которые до некоторой степени могли приспо-
сабливаться к менявшимся условиям среды путем выработки особых
биологических функций. Однако древние коры выветривания, в том-
числе кайнозойские, развивающиеся на положительных элементах ре-
льефа суши, редко сохраняются среди геологических образований..
Чаще приходится иметь дело с осадками, образовавшимися при раз-
мыве и переотложении древних кор выветривания. Поэтому возникает
вопрос: в какой мере переотложенный материал кор выветривания от-
ражает климатические условия места и времени своего образования,,
а следовательно, какова его надежность в качестве индикатора кли-
матов прошлого?
Многолетние исследования В. Н. Разумовой в Казахстане (1956,
1961), И. И. Гинзбурга в Казахстане и на Урале (1963) показали, что-
субаквальные и субаэральные осадки, формирующиеся одновременно и
в комплексе с корой выветривания, имеют тождественный с нею мине-
ралогический состав и окраску и, следовательно, являются такими же,,
как кора, надежными показателями древнего климата.
Литологи А. В. Копелиович, А. Г. Коссовская и В. Д. Шутов на ос-
новании изучения различных объектов на территории СССР пришли-
к выводу, что процесс переноса терригенного материала, даже на очень-
значительные расстояния, почти не влияет на изменение его минераль-
ного состава, и поэтому совокупный состав песчанистых и глинистых,
осадков, накапливающихся в бассейне, в общем близок продуктам вы-
ветривания пород в области сноса.
Аналогичное утверждает Н. М. Страхов. По его заключению, гли-
нистые минералы, сформировавшиеся в корах выветривания континен-
тов,’ при смыве, переносе и диагенезе не изменяются или изменяются:
очень мало. Поэтому географическое распределение глинистых мине-
ралов различного состава не только в элювии, но и в осадках отражает-
общие климатические условия областей их образования.
Из неклиматических факторов на развитие процессов литогенеза
большое влияние оказывают тектонические движения (через рельеф) ш
состав материнских пород. Не снимая воздействия климата, эти фак-
торы в известных условиях существенно влияют на течение процессов;
литогенеза и на состав его конечных продуктов.
Как показал Н. М. Страхов (1960, 1961), климатическая обуслов-
ленность литогенеза и, соответственно, зональность его типов с наи-
большей четкостью проявляются на платформах, где господствующая
роль принадлежит химическому выветриванию и переносу веществ-
в растворенном состоянии. В подвижных поясах, отличающихся дина-
мичным и контрастным рельефом, химическое выветривание в значи-
тельной мере замещается физическим, при этом в речном стоке раство-
ренные компоненты уступают место механически переносимым части-
цам. Даже в тропической области осадки подвижных поясов становятся
полимиктовыми с плохо сортированным материалом, как в умеренном
климате. Однако как бы ни было велико значение эрозионного смыва,
миграции веществ во взвешенном состоянии и механической седимента-
ции в тектонически активных областях, все же и в них основные черты,
климатического типа осадконакопления легко обнаруживаются. Напри-
мер, при сопоставлении орогенных (песчано-глинистых) толщ палеогена
средиземноморского пояса и Сахалин-Камчатской области выясняется,,
что первые, в соответствии с типом местной климатической формации
(высококарбонатной), отличаются большой известковистостью (мер-
гельный флиш), а вторые, формировавшиеся в условиях субтропиче-
31.
"ского климата, близкого умеренному, почти лишены извести, но сильно
песчанисты в соответствии с особенностями терригенно-мезомиктовой
формации, характерной для данной природной зоны.
Другим примером подобного рода служит окраска олигоценовых
моласс: красная в прогибах аридной и тропической областей (Южная
Европа, Средняя и Центральная Азия), связанная с примесью продук-
тов красноземного выветривания, и серая в прогибах бореальной об-
ласти, аналогичная по цвету и составу местной полимиктово-терриген-
ной формации.
ХАРАКТЕРИСТИКА ГЛАВНЕЙШИХ ЛИТОГЕНЕТИЧЕСКИХ (КЛИМАТИЧЕСКИХ)
ФОРМАЦИЙ
Систематика литогенетических формаций
Формацией осадочных пород принято называть комплекс генети-
чески связанных образований, накапливающихся в определенных усло-
виях палеогеографической среды, важнейшими компонентами которой
являются климат и тектонический режим, находящий выражение в ре-
льефе данной эпохи. Влияние климата и тектонического режима на ха-
рактер и облик формации осадочных пород обнаруживается в любом
•случае, но в различной степени. На одних формациях сильнее сказы-
вается влияние климата (красноцветная, карбонатная, галогенная, уг-
леносная), на других, наоборот, больше отразилось влияние тектониче-
ского режима (молассы, флиш и др.). В общем, можно сказать, что
климатический фактор с наибольшей отчетливостью проявляется в ли-
тогенезе областей вялого тектонического режима, а тектонический —
в большей мере определяет черты литогенеза подвижных поясов (Стра-
хов, 1960).
Систематика и классификация формаций осадочных пород поэтому
могут производиться равно как по тектоническим, так и по климатиче-
ским признакам. В геологической литературе последнего времени про-
блема генезиса и классификации формаций осадочных пород широко
обсуждалась, но при этом затрагивался по преимуществу ее тектони-
ческий аспект, климатическая же сторона этой проблемы освещена
в меньшей степени. Ниже делается попытка выделения основных групп
.литогенетических (климатических) формаций палеогена и неогена на
территории Евразии по характеру продуктов выветривания, фиксирую-
щихся в осадке, и по составу аутигенных минералов. При этом наме-
чаются два параллельных спектра формаций, один из которых учиты-
вает терригенные компоненты осадка, а второй — карбонатные
(табл. 1).
Континентальные формации
Аридная область
Карбонатные красноцветы. Формация представлена тремя вариан-
тами, отвечающими зонам различной степени засушливости: экстра-
аридной, сухой и умеренно-сухой.
Красноцветы экстрааридной зоны характеризуются обилием из-
вести, повсеместной гипсоносностью, отсутствием растительных^ остат-
ков и гумусовых веществ, слабой окатанностью и сортировкой обло-
мочного материала, в составе которого присутствуют и неустойчивые
минералы (полевые шпаты), не подвергшиеся переработке при химиче-
ском выветривании. Поэтому среди песчаников обычны кварцево-арко-
32
Таблица I Морские формации i терригенная группа Мезомиктовая i Олигомиктовая Мезомиктовая угленосная Полимиктовая бескарбонатная, в континентальных разрезах угленосная
карбонатная группа Карбонатно-сульфатная— в области мелководья и лагун и экстракарбонатная— в открытом море Высококарбонатная с редкими рифами У мереннокарбонатная Малокарбонатная
Континентальные формации Карбонатные красноцветы (в плиоцене — карбонатные сероцветы) Аллитовый (бокситоносный) тип Сиаллитовый (угленосный) тип 1 Ферроаллиты : ферросиаллиты ! Пестроцветная монтмориллонитовая Гидрослюдисто-каолинитовая
I Бескарбонатные красноцветы Полулатериты
Климатическая область Аридная Средиземноморская Восточноазиатская (муссонная) Средиземноморская Муссонная Семиаридная Равномерного увлаж- нения Равномерного Увлаж- нения
Климати- ческий пояс ииюэпипосЦ Хионэонинобт иияеиго XwoHHsdsivX ИИЯ£И1Гр Hi'iHHodow/j
ИИЯЭЭЬИПоблр^Э
3 В. М. Синицын
новые и даже полимиктовые разности. Глинистые минералы представ-
лены преимущественно гидрослюдами, монтмориллонитом, палыгорски-
том и сепиолитом, но относительная роль их в вещественном составе
осадочного комплекса подчиненная. Каолинит, если присутствует, имеет
терригенное происхождение, т. е. заимствован из пород субстрата. Гру-
бозернистые осадки часто имеют пеструю окраску, обусловленную цве-
том слагающих минеральных компонентов.
В сухой зоне аридной области карбонатные красноцветы отли-
чаются уже не повсеместным, а локальным и менее обильным проявле-
нием гипсоносности и почти не содержат обломков материнских пород,
не затронутых химическим выветриванием. Отмечается повышение со-
'держания маловодных гидроокислов железа и алюминия; в глинистой
фракции, наряду.с монтмориллонитом, появляется каолинит.
Для умеренно-сухой зоны аридной области характерны слабокар-
бонатные красноцветы, совершенно лишенные гипса, но содержащие
в относительно большом количестве полуторные окислы железа; повы-
шается содержание глинистых минералов. Растительные остатки здесь
уже не являются редкостью. Возрастает роль аллювиальных фаций,
пролювиальные же (основные для экстрааридных красноцветов) посте-
пенно утрачивают значение.
Накопление карбонатных красноцветов, как и ныне, происходило
в условиях ландшафта сухой саванны. Современные красноцветы обра-
зуются при температуре не ниже 16° С (годовой) и осадках 500—
1000 мм в год.
В течение неогена литологический характер формации карбонатных
красноцветов претерпел значительные изменения под влиянием про-
грессивно развивавшегося орогенеза (усиление контрастности рельефа)
и эволюции климата в направлении его похолодания и возраставшей
дифференциации. Карбонатные красноцветы миоцена в сравнении
с олигоценовыми содержат больше грубого пролювиального материала и
меньше минералов глинистой фракции, а 'также свободных гидроокис-
лов железа, но зато среди них более обильными и разнообразными по
составу становятся галогенные осадки (хлориды и сульфаты).
В плиоцене формация карбонатных красноцветов на большей части
географического ареала 'была замещена ее бореальным аналогом —
карбонатными сероцветами.
Карбонатные сероцветы, получившие широкое распространение
в плиоцене, отличаются умеренным развитием глин, слабой окатанно-
стью и сортировкой обломочного материала, его полимиктовым соста-
вом, связанным с ничтожной степенью разложения материнских пород
при процессах выветривания (ограничивавшихся преимущественно ме-
ханической дезинтеграцией), преобладанием элювиальных и пролюви-
альных фаций, почти совершенным отсутствием гумусовых веществ и
растительных остатков, низким содержанием маловодных окислов же-
леза, вследствие чего окраска осадков сменяется на палевую и серую.
Накопление карбонатных сероцветов происходило в условиях ланд-
шафта сухой степи и пустыни.
Карбонатно-сулъфатная формация. Лагунным и мелководно-мор-
ским аналогом карбонатных красноцветов и сероцветов является кар-
бонатно-сульфатная формация — вариант морской экстракарбонатной
формации, получившей развитие в аридной области, где сильное испа-
рение при трудностях выравнивания солевого режима вод (влияние
отмелей) часто приводило к повышению концентрации растворенных
веществ и их осадке. Поэтому в составе карбонатно-сульфатной форма-
ции наряду с известняками, мергелями и известковыми глинами, ши-
рокое распространение получили доломиты, гипсы и соли.
34
Карбонатно-сульфатная формация сменяется в направлении откры-
того моря экстракарбонатной формацией, а по границе с континен-
том— карбонатными красноцветами. Слабый приток континентальных
вод и обломочного материала от аридизированной суши не препятство-
вал развитию осадков карбонатно-сульфатной формации в непосредст-
венном соседстве с берегом. Ареалы накопления этой формации были
неустойчивыми, с течением времени сильно меняющимися; наибольших
размеров они достигали при регрессиях эпиконтинентального мелко-
водья, например, в раннем миоцене.
Средиземноморск а я и муссонная области
Для внеаридных областей тропического пояса характерна форма-
ция бескарбонатных (латеритовых) красноцветов. В ней различаются
два варианта: преимущественно аллитовый (бокситоносный), получив-
ший распространение в районах западной половины Евразии, отличав-
шихся средиземноморским климатом с жарким, сухим летом, и преиму-
щественно ферросиалитовый (угленосный), больше распространенный
в восточной половине континента, испытывавший влияние муссонного
климата с главными осадками, приходящимися на летний сезон.
Формация слагается пестрокрашенными, но, главным образом,
красными каолинитовыми, сильно железистыми глинами и белыми
кварцевыми песками, которым бывают подчинены прослои углистых
глин и красных бобовых железняков. Известь в осадках этой форма-
ции или отсутствует, или содержится в весьма небольшом количестве
(в соседстве с аридной зоной) и только в форме конкреций. Таккакбес-
карбонатные красноцветы образовались за счет размыва и переотложе-
ния латеритовых кор выветривания, достигавших наивысшей зрелости,
то они содержат много гидроокислов железа, алюминия и марганца,
которые придают этим осадкам красный цвет различных оттенков от
бледного до густого, иногда с фиолетовым оттенком. В отдельных про-
слоях содержание гидроокислов настолько велико, что порода может
использоваться в качестве руды.
В Средиземноморье жаркое сухое лето ограничивало развитие ра-
стительности и, следовательно, понижало роль гумусовых веществ
в процессах литогенеза. Пониженная роль гумусовых веществ в свою
очередь была причиной малого распространения кислых сред осадко-
накопления, в которых конечные продукты тропического выветривания —
свободная кремнекислота и свободный глинозем — образуют вторичные
комплексные соединения типа каолинита. Вследствие этого в корах вы-
ветривания и континентальных бассейнах седиментации древнего
Средиземноморья накапливалось много глинозема.
В литогенезе муссонного климата с дождливым летом (Восточ-
ная и Юго-Восточная Азия) резко повышается роль гумусовых веществ
и углекислоты, возникающих при разложении обильных растительных
остатков. Здесь глинозем почти полностью связывается в каолините,
а избыточная кремнекислота выносится с континентальными водами.
Железо накапливается в осадках самостоятельно, обычно в тонкодис-
персной форме. Отложения муссонного варианта красноцветной форма-
ции поэтому отличаются значительной угленосностью и накоплениями
железа при редкости промышленных месторождений бокситов.
Псаммитовые осадки формации латеритовых красноцветов обла-
дают олигомиктовым составом. Они сложены почти исключительно
кварцем и совершенно лишены полевых шпатов и других минералов,
легко поддающихся выветриванию. В фациальном отношении латерито-
3*
35
пые (бескарбонатные) красноцветы представляют отложения аллюви-
альных равнин областей умеренно-влажной (злаковой) и влажной
(лесной) саванны.
Субтропический и умеренный пояса
В субтропическом климате, близком тропическому, который в па-
леогене господствовал на обширных пространствах Северо-Западной и
Юго-Восточной Европы, а также в Западной и Южной Сибири, до
Амурского бассейна включительно, была развита формация полу-
латеритов с более низким коэффициентом латеризации (отношением
А120з и Ее20з к SiO2). В ней, как и в формации латеритов, еще разли-
чаются средиземноморский, преимущественно ферроаллитовый вариант
и восточноазиатский, преимущественно ферросиаллитовый вариант.
Во второй половине олигоцена формация ферроаллитовых полула-
теритов на территории Монголии, Казахстана и Юго-Восточной Европы
была замещена пестроцветной монтмориллонитовой фор-
мацией, связанной с менее жарким, но более аридным климатом. Гу-
мидные литогенетические, образования палеогена (бокситы, бобовые же-
лезняки, каолиновые глины) здесь становятся неустойчивыми и под-
вергаются элювиальной переработке. В условиях щелочной среды као-
линит преобразуется в монтмориллонит, который уже в позднеолигоце-
новых — нижнемиоценовых осадках оказывается самым распространен-
ным минералом глин этих областей.
Пестроцветная формация верхнего олигоцена — неогена; помимо
монтмориллонитовых глин и кварцевых песков, являющихся ее глав-
ными литологическими компонентами, содержат также редкие прослои
известняков и конкреционных мергелей; в южных районах присутст-
вуют друзы гипса. По-прежнему обильны выделения полуторных окис-
лов железа и марганца (разных степеней гидратации), но уже не в та-
ком количестве, как в бескарбонатных красноцветах. Лигнитоносные от-
ложения в монтмориллонитовой формации появляются только на гра-
нице с гумидным поясом. В верхнеолигоценовой части разреза окраска
пород формации по преимуществу з'еленая, очевидно в связи с более
обильным обводнением и достаточно широким распространением вос-
становительных условий осадконакопления. В неогеновой части разреза
большое распространение получает красный цвет; бассейновые фации
с восстановительными условиями в ней имеют резко подчиненное зна-
чение.
Морские карбонатные формации
В книге «Основы теории литогенеза» Н. М. Страхов пишет: «Изу-
чая карту карбонатности океанических отложений, можно констатиро-
вать прежде всего, что осадки, обогащенные карбонатом кальция, явно
тяготеют к низким широтам, т. е. областям с теплым климатом, и
избегают высоких широт, т. е. областей с низкой температурой
воды».
Действительно, океанические илы с карбонатностью свыше 30%'
образуют широкий пояс в тропических и субтропических водах. В се-
верном полушарии сильно карбонатные осадки обычно не заходят за
10° с. ш. и только в Атлантическом океане, где под влиянием Гольфст-
рима теплые воды проникают далеко в высокие широты, область кар-
бонатных осадков уходит за 60-ю параллель.
Накопление карбоната кальция в морях тропической и субтропи-
ческой областей связано с тем, что теплые воды мало содержат угле-
36
кислого газа, способствующего растворению извести, которая в них по-
этому часто достигает пересыщения с выпадением избытка в виде
осадка.
Н. М. Страхов считает, что и в минувшие геологические эпохи на-
копление извести происходило подобно современному, т. е. в теплых
морях, и, таким образом, карбонатные отложения могут рассматривать-
ся зональными образованиями тропиков и субтропиков. Только следует
иметь в виду, что накопление корбонатного осадка происходит лишь в
условиях морского мелководья, где прогретый и пересыщенный изве-
стью слой воды касается дна. В глубоком тропическом море карбонат-
ный осадок не образуется, так как известь, осаждающаяся из верхнего
пересыщенного слоя воды (200 лг), попадает в ниже расположенную,
недосыщенную толщу, где снова растворяется. В областях карбонатной
седиментации все осадки даже терригенные, связанные с динамичным
рельефом подвижных зон, отличаются высоким содержанием извести,
являющейся их основной, как бы фоновой, составной частью.
В составе карбонатной группы формаций разнообразно представ-
лены все генетические типы известняков, мергели, известковые глины,
а также песчаники и конгломераты с обильным известковым цементом.
Характерно большое распространение зоогенных известняков.
По степени насыщенности морских разрезов карбонатным мате-
риалом и по его фациальным типам, в общем отражающим климати-
ческие условия времени осадконакопления, можно различать следую-
щие конкретные формации.
Экстракарбонатную, формировавшуюся в условиях аридного кли-
мата западной половины Тетиса. Ее отличает максимальная концен-
трация карбонатного материала, преобладающего над другими осадка-
ми; обилие органогенных известняков, в частности рифов и хемогенных
известняков, особенно оолитовых.
Высококарбонатную, накапливающуюся во внеаридных областях
тропического пояса. Этой формации, по сравнению с предыдущей, свой-
ствен несколько меньший коэффициент карбонатности разреза, повы-
шенная роль детритусовых известняков и подчиненное значение хемо-
генных. В Юго-Восточной Азии карбонатное осадконакопление подав-
лялось сносом огромных масс обломочного материала. Карбонаты Са
и Mg захватывались глинами и песками и образовывали в результате
смешанные карбонатно-терригенные отложения: известковые глины,
мергели, известковые песчаники.
Умереннокарбонатную, получившую развитие в области субтропиче-
ского климата Северо-Западной, Средней и Юго-Восточной Европы.
Эта формация мало содержит чистых известняков; ей больше свойст-
венны смешанные карбонатно-терригенные осадки. В ее зоогенной фа-
ции совсем нет коралловых рифов и фораминиферовых известняков,
хотя широко распространены пелециподовые и гастроподовые раку-
шечники.
Малокарбонатную, отвечающую субтропическому климату, переход-
ному к умеренному (плиоцен юга Русской платформы и Западного Ка-
захстана). В ней карбонатный материал содержится в незначительном
количестве в виде единичных прослоев известняков, а больше в виде
известняковых и мергельных конкреций, приуроченных к отдельным
стратиграфическим горизонтам.
Бескарбонатную, характерную для областей Северо-Восточной
Евразии, находившихся под влиянием умеренного климата (особенно
в неогене). Карбонатный материал содержится в ничтожном количестве,
в виде примеси в цементе песчаников и в глинах. Он имеет по преиму-
ществу терригенное происхождение.
37
Группа терригенных формаций
По терригенным компонентам (значение которых к северу и восто-
ку возрастает) морские и континентальные отложения кайнозоя Евра-
зии могут быть подразделены на ряд литогенетических формаций, раз-
личных по степени и глубине обработки их обломочного материала вы-
ветриванием, по относительной роли в их составе аутигенных образова-
ний, а также по степени химической дифференциации их вещества.
Олигомиктовая формация характерна для областей тропического
и субтропического климата. Ее отличает обилие глин, преимуществен-
но каолиновых (вблизи аридной области гидрослюдисто-монтморилло-
нит-каолинитовых), чисто кварцевый состав песков, большое содержа-
ние в породах аутигенных образований и прежде всего железа (глау-
конит, сидерит, гидрогетит), значительное участие карбонатных и крем-
нистых осадков, частое присутствие фосфоритовых конкреций. Харак-
терна высокая степень химической дифференциации исходного материа-
ла, которым явились, главным образом, продукты размывавшихся кор
выветривания ферроаллитового и ферросиаллитового типов. В зависи-
мости от типических компонентов может подразделяться на частные
формации и подформации (кварц-глауконитовую, фосфоритонос-
ную и др.).
Из частных формаций олигомиктового типа особого упоминания
заслуживает железисто-кремнистая, получившая широкое распростра-
нение в первой половине палеогена в эпиконтинентальных бассейнах
Западной Сибири, Юго-Восточной и Средней Европы. Эта формация
представляет морской аналог средиземноморского варианта континеш
тальной формации бескарбонатных красноцветов (ферроаллитов), а
также отчасти эквивалент морской умереннокарбонатной формации,
которую она замещает в области средиземноморского климата. Типи-
ческими осадками этой формации являются кварцевые и кварцево-
глауконитовые пески (песчаники), опоки и различные опоковидные
породы. В целом эта формация отличается огромными концентрациями
кремнезема в виде остаточного кварца (пески) и аморфных выделений
(опоки), и железа, содержащегося в глауконитах. В наиболее типичном
выражении железисто-кремнистая формация представлена в соседстве с
областями распространения континентальной формации бескарбонатных
красноцветов, которые служили источником материала для ее осадков.
По существу породы железисто-кремнистой формации являются продук-
тами латеритового и ферроаллитового процесса средиземноморского
типа, накопленными в эпиконтинентальных бассейнах и прошедшими
дифференциацию при переносе и отложении. Поскольку латеритизация
(ферроаллитизация) средиземноморского типа является в основном про-
цессом выщелачивания кремнезема, первое место среди морских осадков,
с нею связанных, естественно, принадлежит кремнистым породам. Там,
где влияние сноса минеральных веществ из области развития боксито-
носных бескарбонатных красноцветов ослабевает, железисто-кремнистая
формация утрачивает свои черты и переходит в обычную терригенное
олигомиктовую, сильно глинистую формацию.
Мезомиктовая терригенная формация отличается повышенным со-
держанием неустойчивых минералов, количество которых достигает
25—35% от общей массы обломочного материала. Содержание глин в
ней, относительно олигомиктовой формации, уменьшается. Глины по
составу гидрослюдисто-каолинитовые и гидрослюдисто-каолинит-бей-
деллитовые. Характерно высокое содержание в породах формации боль-
ших масс растительного детрита, в континентальных разрезах перехо-
38
дящее в промышленную угленосность. Наиболее распространенными
аутигенными образованиями по-прежнему являются глауконит, лепто-
хлориты, сидерит, скопления кремнезема, фосфоритовые конкреции, но
содержание которых, относительно олигомиктовой формации заметно
сокращается. В общем интенсивность обработки материала выветрива-
нием и степень его химической дифференциации в породах формации
уменьшаются. В континентальных разрезах наблюдается почти исклю-
чительное развитие речных, болотных и озерных фаций. Окраска пород
формации умеренно-пестроцветная и серая. Главная область ее рас-
пространения — Сибирь.
Полимиктовая терригенная формация характеризуется дальнейшим
увеличением количества неустойчивых минералов (полевых шпатов, ро-
говых обманок, эпидота), достигающего в ней 50% и более.
Увеличивается доля песчаников в разрезах; глины становятся со-
всем редкими, образующими лишь отдельные слои и пачки. Глины име-
ют сложный минералогический состав, но в основном являются гидро--
слюдистыми. Масштабы накопления растительного детрита и углей по-
прежнему высокие. Аутигенное минералообразование почти полностью
угасает. Окраска пород формации серая. Господствующие фации конти-
нентальных осадков речные и озерные. Области распространения —
Верхоянско-Колымская область и все районы Восточной Азии.
РАСПРОСТРАНЕНИЕ ЛИТОГЕНЕТИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ
Ранний и средний палеоген
По ареалам распространения литогенетических формаций палеоце-
на, эоцена и нижнего олигоцена на территории Евразии отчетливо вы-
являются тропическая аридная, тропическая гумидная и субтропическая
области. Последняя, в свою очередь, распадалась на зоны южную, пе-
реходную к тропической области, и северную, с чертами, близкими уме-
ренному климату (рис. 7 и 8).
Тропическая аридная область охватывала Южную Европу, Анатог
лию (не полностью), Аравию, Иран, Среднюю и Центральную Азию,
Северный Тибет и Китай, за исключением его северо-восточной и край-
не южной частей. Восточный и средний секторы аридной области при-
ходились на сушу, а западный — главным образом на морские
бассейны. На континенте накапливались карбонатные красноцветы
различных типов. В экстрааридной части области, распространявшейся
на Таримскую равнину и западный Алашань, формировались гипсонос-
ные красноцветы. Дефицит влаги в этих районах был настолько значи-
тельным, что коры выветривания в них не получили полного развития.
Несмотря на благоприятные геоморфологические условия (хорошая со-
хранность древнего пенеплена)., останцы палеогеновой коры выветрива-
ния на Таримском и Алашанском массивах сравнительно редки. Судя
по немногим останцам, а больше по сопутствующим осадкам, коры вы-
ветривания самых сухих районов аридной области были обильно карбо-
натными, с гипсовым горизонтом. Из них вымывались только наиболее
легко растворимые соли (хлориды и сульфаты); все же остальные по-
движные соединения, в том числе известь, накапливались на месте.
Сильное испарение, значительно преобладавшее над атмосферными
осадками, и отсутствие внешнего стока благоприятствовали аккумуля-
ции легкорастворимых солей тут же в пределах аридной области, в ее
многочисленных бессточных котловинах. Характерно присутствие в ко-
рах выветривания и в сопровождающих ее осадках грубых обломков
материнских пород с сохранившимися неустойчивыми минералами.
39
Условные обозначения к картам зональных литогенетических формаций Евразии
(рис. 7—12)
Континентальные формации. Карбонатные (аридные) красноцветы: 7 — регионально-
гипсоносные, 2 — локально-гипсоносные; латеритовые (гумидные) красноцветы: 3—
преимущественно сиаллитовые, 4 — преимущественно аллитовые; полулатериты: 5 —
ферроаллиты, 6 — ферросиаллиты; 7 — пестроцветная монтмориллонитовая формация;
8 — карбонатные сероцветы пустынь; 9— олигомиктовая терригенная формация; 10—
мезомиктовая терригенная формация; 11 — продукты физического выветривания вы-
сокогорных областей.
Морские формации: 12 — экстракарбонатная (рифовая); 13—высококарбонат-
иая; 14 — умеренно карбонатная; 15 — карбонатно-сульфатная; 16—железисто-крем-
нистая; мезомиктовая терригенная: 17— глауконитсодержащая, 18— лишенная глау-
конита.
Рис. 7. Палеоцен.
40
В сухой зоне аридной области, включавшей южный Казахстан в;
южную Джунгарию, Заалтайскую Гоби, Восточный Алашань, Ганьсуй-
ский коридор и Цайдам, также распространена формация карбонатных
красноцветов, но уже с менее обильным содержанием извести и ло-
кальным проявлением гипсоносности.
В следующей, умеренно-сухой, зоне аридной области, пролегавшей
через Центральный и Восточный Казахстан, Северную Джунгарию,,
озерные равнины Западной Монголии, Восточно-Гобийскую депрессию,.
Ордос, центральные провинции Китая, Сычуань и Северный Тибет, рас-
пространены слабокарбонатные красноцветы, почти лишенные гипса
и уже в значительном количестве содержащие гидроокислы железа и
марганца. Содержание глинистых фракций в этом типе красноцветов
также возрастает. При этом глины периферических районов аридной
области обогащаются глиноземом и обедняются SiO2. Учащаются расти-
тельные осадки. Значительные изменения происходят и в фациальном
облике формации. Это уже в основном аллювиальные, отчасти даже
озерные отложения; пролювиальные же фации, наиболее характерные.
Рис. 8. Вторая половина эоцена.
Условные обозначения см. на стр. 40.
4£
.для экстрааридных красноцветов, в этом типе утрачивают значение.
Все литологические признаки слабокарбонатных красноцветов перифе-
рических районов аридной области свидетельствуют об увеличении по-
верхностных вод на этой территории, а следовательно, и о возросшем
количестве атмосферных осадков.
Для морских бассейнов аридной области характерна карбонатно-
сульфатная формация, широко распространенная в восточной части
древнего Средиземноморья — в заливах, помещавшихся в перифериче-
ских депрессиях Тянь-Шаня, Куэнь-Луня, Гиндукуша и Гималаев
(Ферганском, Таджикском, Кашгарском, Пенджабском и др.), а также
на территории Ирана и Месопотамии. Эти заливы временами превра-
щались в лагуны с интенсивной испарительной концентрацией солей,
поскольку континентальный сток от окружающей аридной суши был
весьма ограниченным. В западном Средиземноморье карбонатно-суль-
фатная формация значительно развита только вдоль африканского по-
бережья; на территории же Европы она проявляется локально (Испа-
ния, Франция, Рейнский грабен).
В раннем палеогене аридная область в значительной части распо-
лагалась в границах тропического пояса, о чем свидетельствует разви-
тие в ее пределах как зонального типа формации красноцветов — в кон-
тинентальных разрезах, так и экстракарбонатной (рифовой) и карбо-
натно-сульфатной формаций с теплолюбивой фауной —в морских сериях.
Гумидные области тропического пояса и близкие им субтропики.
Отложения палеогена частей тропического пояса, находившиеся к се-
веро-западу и юго-востоку от аридной области, в литогенетическом от-
ношении были существенно различны.
Зональной литогенетической формацией обеих разделяемых аридной
областью частей тропического пояса являются бескарбонатные красно-
цветы (пестроцветы), связанные с красноземным (ферроаллитовым и
ферросиаллитовым) и латеритовым выветриванием, при котором дости-
гается наивысшая степень разложения исходных пород и наиболее пол-
ный вынос подвижных соединений. Формация бескарбонатных (латери-
товых) красноцветов четко разделяется на два типа: 'бокситоносный,
проявляющийся в Северо-Западной области (Южная Европа, Северный
Казахстан, южные районы Западно-Сибирской низменности) и угле-
носный, свойственный Юго-Восточной области (Индокитай, Индонезия,
Южный Китай).
Латеритовые красноцветы (пестроцветы) среди-
земноморского типа. Средиземноморский (бокситоносный),
тип характеризуется развитием пестрых, по преимуществу красных, ла-
теритовых и ферроаллитовых кор выветривания, сопровождаемых као-
линовыми глинами, кварцевыми песками, железистыми осадками и
бокситами. Растительный детрит в этих отложениях довольно широко
распространен, местами присутствуют углистые глины и даже прослой-
ки бурого угля, но масштабы угленосности здесь в общем незначи-
тельные.
Особенностью формации латеритовых и ферроаллитовых красно-
цветов (пестроцветов) бокситоносного типа является ее исключительно
высокая рудоносность. С ней связаны многочисленные и богатые по за-
пасам металлов месторождения бокситов, железных и марганцевых
руд. «Это бокситы Истрии, Далмации, Венгрии, Никопольского района
и" Северного Казахстана. Многочисленные мелкие эоценовые месторож-
дения железа Уэльса, Бельгии, ФРГ, Альп и огромные аллюви-
ально-дельтовые, несколько более молодые (олигоценовые), месторож-
дения Северного Приаралья, Лисаковки, Лощиновки; обильные и не-
редко огромные месторождения марганца, протянувшиеся от западной
•42
оконечности Альп, через Италию, Буковину к Никополю и отсюда к
Лабе (на Северном Кавказе), Чиатурам и Мангышлаку. Именно здесь
в Евразиатской области и сконцентрированы вообще главнейшие на-
стоящие осадочные накопления марганца» (Страхов, 1960). Зона экзо-
генного рудообразования в палеогене простиралась далеко к северу.
Ее продолжение в этом направлении намечают енисейские месторож-
дения бокситов, колпашевская группа месторождений железа и северо-
уральские месторождения марганцевых руд (месторождения Полуноч-
ное, Марсяты и др.).
По более частным признакам формации латеритовых и ферроалли-
товых красноцветов (пестроцветов) бокситоносного типа возможно вы-
деление в Северо-Западной области трех вполне индивидуализирован-
ных литогенетических провинций: Южно-Европейской, Средне-Европей-
ской и Казахстанской.
Южно-Европейская провинция, как показывает название, охваты-
вает всю южную (альпийскую) Европу вместе с Англо-Парижским бас-
сейном. В ее пределах преимущественно распространены морские отло-
жения карбонатной формации; континентальные осадки встречаются
разрозненно и на небольших площадях по окраинам герцинских мас-
сивов. В континентальной фации палеогена Южной Евразии, наряду с
каолиновыми глинами и кварцевыми песками, широко распространены
пресноводные мергели и известняки, а также железистые и бокситонос-
ные красноцветы, представляющие переотложенные продукты выветри-
вания известняков (типа «терра росса»). Именно с этим вариантом фор-
мации связаны все известные палеогеновые (и меловые) месторождения
бокситов Испании, Франции, Австрии, Венгрии, Чехословакии, Греции и
Турции, образовавшиеся в результате переотложения материала красно-
земного выветривания в континентальной прибрежно-морской и лагун-
ной обстановке. Изредка встречаются и гипсы (верхнеэоценовые гипсы
Монмартра). По характеру континентальных отложений можно заклю-
чить, что в палеогене вся альпийская Европа находилась в области ла-
теритового выветривания, испытывая при этом сильное влияние арид-
ной области, с которою она непосредственно граничила. Влияние арид-
ной области, в частности, сказалось в присутствии в местных разрезах
пресноводных мергелей и известняков и локальное проявление гипсо-
носности. По-видимому, продолжительность засушливого сезона в Юж-
ной Европе изменялась в больших пределах: от 1,5—2 месяцев, благо-
приятных для развития латеритового выветривания, и до 4—5 месяцев,
при которых в корах выветривания накапливаются карбонаты, а в лагу-
нах даже становится возможным осаждение гипса.
Средне-Европейская провинция, отделяющаяся от южной цепью
герцинских массивов: Рейнским, Чешским, Подольским' и Приазовским,
охватывала депрессионную зону с впадинами Северного моря, Польско-
Германской и Днепровско-Донецкой. И здесь континентальные отложе-
ния палеогена занимают небольшие площади главным образом по скло-
нам (северным) герцинских массивов, а также в пределах низменной
суши, располагавшейся восточнее германского залива Северного моря
(Гессен, Брауншвейг, Саксония). Отложения палеогена этой провинции
представлены каолиновыми (отчасти огнеупорными) глинами и квар-
цевыми песками, местами при значительном участии бурых углей (лиг-
нитов). Среди них еще встречаются карбонатные породы (мергели),
хотя в количестве меньшем, чем в Альпийской зоне. Палеоген Средне-
Европейской зоны меньше содержит продуктов ферроаллитового вывет-
ривания, которые могли бы служить рудами.
Все это говорит о том, что климат палеогеновой Европы к северу
ют герцинских массивов был менее жарким, но более влажным, чем на
43
юге. Снижение содержания гидроокислов Fe, Al, Мп в осадках свиде-
тельствует о том, что латеритовый процесс здесь был ослаблен, оче-
видно, в связи с недостаточно высокой температурой этих районов. По-
явление мощных залежей ископаемых углей и повышение роли гуму-
совых веществ в литогенезе (в частности; вытеснение в окраске осадков
красного цвета серым) — признаки возросшего увлажнения, вероятно»
уже утрачивавшего сезонность и приближавшегося к равномерному.
В Казахстанской провинции, простиравшейся от Общего Сырта
через Южный Урал и Северный Казахстан к Енисейскому кряжу, отло-
жения раннего палеогена умеренно бокситоносны и угленосны, но отли-
чаются повышенной кремнистостью. Причиной ослабления процессов ла-
теритизации и угленакопления, с одной стороны, и активной миграции
кремнезема —с другой, могла быть относительно высокая сухость кли-
мата этой провинции.
При сопоставлении литогенетических характеристик южноевропей-
ского, среднеевропейского и казахстанского вариантов формации лате-
ритовых и ферроаллитовых красноцветов палеогена нетрудно видеть,
региональную дифференциацию климата древнего Средиземноморья.
Повышение бокситоносности и угленосности к западу при одновремен-
ном уменьшении кремнистости — свидетельство нарастания влажности
климата по мере приближения к Атлантическому океану, а ослабление
процессов латеритизации в зоне герцинских массивов — указание на по-
нижение термического режима к северу.
Таким образом, современные различия климата восточного (сухого)
и западного (лучше увлажненного) Средиземноморья уже существо-
вали в палеогене.
Латеритовые красноцветы Юго-Восточной Азии1
отличает умеренное проявление бокситоносности, повышенная угленос-
ность и, как правило, совершенное отсутствие извести. Поверхностные
и грунтовые воды, содержащие продукты гниения растительных остат-
ков, способствовали здесь коагуляции подвижного кремнезема, сохра-
нению его на месте и образованию вторичной связи с глиноземом
в глинистых минералах группы каолина. В угленосном варианте фор-
мации латеритовых красноцветов выше, чем в Средиземноморье, роль-
фаций, связанных с обильным обводнением территории (озерных, бо-
лотных, пойменных).
Угленосный вариант формации латеритовых красноцветов в литоге-
нетическом отношении не однообразен. Наиболее существенные измене-
ния он испытывает в направлении от океана к аридной области кон-
тинента, в связи с уменьшением количества атмосферных осадков. По
мере приближения к аридной области в красноцветах уменьшается уг-
леносность и появляются известь, опал, гипс. Цвет пород при этом из-
меняется из пестрого и красного в буро-красный.
Изолированный очаг засушливого климата существовал в пределах
плато Корат и Верхней Бирмы, где красноцветы палеогена обнаружи-
вают заметную карбонатность, кремнистость, а местами и гипсонос-
ность.
Интересно, что все сколько-нибудь значительные месторождения
бокситов Юго-Восточной области тяготеют к территориям, близко рас-
положенным к аридной области или к местным очагам аридизирован-
ного климата, как коратский. В частности, такую приуроченность-
к районам, испытывавшим отдаленное влияние аридной области, обна-
руживают месторождения бокситов Северо-Западной Индии и Север-
ного Китая.
Бокситы месторождений муссонной области Юго-Восточной Азии
сложены по преимуществу трехводным гидроокислом алюминия (гибб-
44
ситом), тогда как в месторождениях древнего Средиземноморья больше
распространен одноводный глинозем—бёмит. Несомненно, что эти раз-
личия в минеральном составе руд средиземноморской и муссонной об-
ластей в некоторой степени обусловлены климатом. В муссонной об-
ласти, отличающейся обильными осадками в теплую половину года,
когда геохимические процессы в коре выветривания протекают наибо-
лее напряженно, формировались многоводные гидроокислы алюминия,
а в Средиземноморье, с его сухим летним сезоном, накапливались по
преимуществу маловодные соединения глинозема.
В тектонически активной Гималайской зоне в палеогене преобла-
дали процессы физического выветривания. Возникавший в ней обломоч-
ный материал поступал в Бирманский и Белуджистанский прогибы,
в которых сформировались мощные терригенные толщи, отчасти содер-
жащие полимиктовые песчаники и конгломераты.
В морских бассейнах тропической области в палеогене получила
распространение высококарбонатная формация с преимущественным
развитием разнообразных известняков, особенно зоогенных. Другими
влажными литологическими компонентами этой формации являются
мергели и известковые глины. Даже флишевые толщи, очень распро-
страненные в Тетисе и представляющие типичную тектоногенную фор-
мацию, здесь также в большой степени карбонатоносны (мергельный
флиш). В палеогене высококарбонатная формация распространялась к
северу до зоны герцинских массивов Средней Европы, низовьев Волги,
Приаралья и Южной Японии. Уже на территории Англо-Парижского и
Днепровско-Донецкого бассейнов она сменяется умереннокарбонатной.
В Средиземноморье содержание известняков в морских сериях па-
леогена заметно выше, чем,в муссонной области Юго-Восточной Азии.
«Ареал морской высококарбонатной формации противолежит ареалу
континентальной формации латеритовых красноцветов, с которой она
является климатически эквивалентной.
В эпиконтинентальных морях Западно-Сибирской низменности,
Тургая и Поволжья большое распространение получили осадки желе-
зисто-кремнистой формации, типичными членами которой являются
кварцевые и кварцево-глауконитовые пески (песчаники), глины, опоки
и различные опоковидные образования (Казаринов, 1958). Накоплению
осадков этой формации способствовал энергичный вынос кремнезема и
железа из кор выветривания аридизированных районов юго-восточной
Фенно-Сарматии, Южного Урала, Северного Казахстана, Алтая и Ени-
сейского кряжа. К северу железистость осадков формации постепенно
уменьшается.
В Средне-Азиатском бассейне в палеогене накапливались осадки
пестрого литологического состава: главным образом глины и мергели,
меньше известняки, гипсы, доломиты и кварцевые пески, часто глауко-
нитоносные. Мергели и известняки тяготеют к участкам мелководья,
доломиты и гипсы — к лагунному поясу, глины —• к наиболее глубоко-
водным частям бассейна, располагавшимся главным образом на тер-
ритории Западной Туркмении и Таджикской депрессии. Основными гли-
нистыми минералами палеогеновых отложений Средней Азии являются
гидрослюды и монтмориллонит при весьма незначительном участии као-
линита. Местами отмечаются горизонты с фосфоритовыми конкре-
циями.
Субтропическая область. Северо-восток Азии в пределах мезозоид
Верхоянско-Колымской, Амурской и Приморской областей, а также
Корякско-Камчатской и Сахалино-Японской ветвей кайнозойского гео-
синклинального пояса представлял особую литогенетическую провин-
45
lU-no, отличавшуюся зональным развитием глинистых . (каолиновых иг
бейделлитовых) кор выветривания и накоплением угленосных песчано-
глинистых осадков.
Характерными особенностями отложений раннего палеогена этой
провинции является прежде всего их сероцветность, свидетельствующая
о преимущественно восстановительных условиях среды осадконакопле-
ния; затем мезомиктовость их обломочного материала и широкое рас-
пространение песчаников, связанное со значительным проявлением
в этих областях процессов физического выветривания (отчасти по при-
чине динамичного рельефа); почти повсеместная угленосность — по-
казатель пышного развития растительности и вместе с тем не столь,
энергичного разложения ее остатков, как в тропической зоне; исклю-
чительное распространение болотных, пойменных и озерных фаций —
свидетельство значительной обводненности территории. Большая био-
логическая продуктивность ландшафтов теплоумеренной зоны способ-
ствовала образованию в больших количествах органических кислот,,
оказывавших сильное воздействие на коренные породы. В результате
здесь возникали мощные глиняные коры выветривания с каолинитом,
бейделлитом и гидрослюдами.
Терригенно-мезомиктовая угленосная формация распространяется
также на преобладающую часть Сибирской платформы. Однако вслед-
ствие того, что Сибирская платформа в палеогене представляла уже вы-
сокую равнину с очень слабо дифференцированным и не динамичным
рельефом, в ее пределах процессы физического выветривания и бассей-
новой седиментации не получили развития, Поэтому здесь не отме-
чается сколько-нибудь значительных накоплений угленосных осадков.
Вместе с тем, в плоских погружениях платформы сохранились останцы
каолиновых кор выветривания мощностью, достигающей 40 м (Вилюй-
ская синеклиза).
В южном направлении угленосная терригенно-мезомиктовая фор-
мация прослеживается до районов Подкаменной Тунгуски, Западного
.Забайкалья, депрессии Далай-нор и северной части Сунляо, от которых
ее сменяют отложения с чертами формации полулатеритов, относящихся
уже к терригенно-олигомиктовой формации.
В морях, омывавших Северную и Северо-Восточную Азию в раннем
и среднем палеогене, происходило накопление песчано-глинистых осад-
ков, литогенетически близких терригенно-мезомиктовой формации кон-
тинентальных бассейнов (в которую, кстати, они непосредственно пере-
ходят в зоне параллических обстановок осадконакопления). Характер-
ными чертами морской формации теплоумеренной части субтропиков
являются глауконитсодержащие пески, алевриты, гидрослюдисто-каоли-
нитовые глины, опоки и кремнеземистые глины. Эти черты наиболее
ярко выражены в платформенных разрезах формации западного сек-
тора Арктики (северная часть Западно-Сибирской низменности).
В геосинклинальных толщах Камчатско-Корякской зоны они выступают
менее отчетливо; здесь формация носит больше терригенный полимик-
товый характер.
Выходы морского палеогена в восточной Арктике не известны, при
этом прямых указаний на литогенетический тип его осадков в арктиче;
ских широтах не имеется. Вместе с тем, по континентальным осадкам
палеогена Новосибирских островов, несомненно формировавшихся еще
в зоне каолинового выветривания, и по сохранившимся в них остаткам
флоры субтропического облика можно предполагать, что и здесь кли-
матические условия не исключали развития терригенно-мезомиктовой
глауконитоносной формации. Поскольку основным материалом для об-
разования глауконита служат продукты химического выветривания,.
46
выносимые континентальными водами в коллоидном состоянии, про-
цесс его накопления больше всего развит в тех частях морского бас-
сейна, минеральное питание которых поступало с плоской, тектонически
не активной суши с интенсивно развитым каолиновым выветриванием.
Вторая половина олигоцена
Во второй половине олигоцена ферроаллитовое выветривание, про-
исходившее в условиях ландшафта тропической саванны, на обширных
пространствах Средней Европы и Азии сменяется процессом оподзоли-
вания, совершающегося уже под пологом широколиственного леса
(рис. 9).
Рис. 9. Вторая половина олигоцена.
Условные обозначения см. на стр. 40.
В. В. Лавров (1961а) обратил внимание на то, что в северо-запад-
ной Азии в разрезах смежных провинций литогенетические типы оса-
дочных формаций сменяются одновременно и сопряженно. В разрезе
47
•формации располагаются в том же порядке, в котором они сменяют
друг друга в направлении с юга на север. На больших пространствах
южной половины Русской платформы, Северного Казахстана и Запад-
ной Сибири красноцветные и пестроцветные бокситоносные и желези-
сто-кремнистые толщи покрываются сероцветными углисто-каолино-
выми отложениями, которые до того были распространены лишь в се-
веро-восточной части материка.
В связи с усилением орогенических процессов и вызванной им бо-
лее сложной дифференциацией рельефа появляется много новых мест-
ных бассейнов седиментации. Начался массовый смыв кор выветрива-
ния с поднимающихся участков равнин и плато, которые теперь начи-
нают превращаться в нагорья. За счет переотложения латеритовых и
каолиновых кор выветривания возникают крупнейшие месторождения
оолитовых железных руд, бокситов, марганца, а также россыпи тита-
новых минералов.
На участках равнин, отстающих в общем поднятии или, наоборот,
испытывавших опускание и поэтому преобразующихся в аллювиальные
низменности, коры выветривания раннего палеогена покрываются
озерно-болотными и речными осадками. В Вилюйской и Нижне-Алдан-
ской депрессиях, например, каолиновые коры выветривания раннего па-
леогена перекрыты аллювиальными и озерными песками и глинами
олигоцена, содержащими в составе обломочного комплекса много не-
устойчивых минералов (полевые шпаты, метасиликаты), не затронутых
выветриванием. В толще олигоцена заключено много растительного дет-
рита и прослои бурых углей; в озерно-болотных фациях распростра-
нены конкреции сидерита.
В депрессиях Амурского бассейна, согласно данным С. Г. Сарки-
сяна (1958), а также Ю. Ф. Чемекова, И. И. Сей и других (1960), раз-
витие гидрослюдисто-каолиновой коры выветривания продолжалось
в течение всей первой половины олигоцена. Здесь только поздний оли-
.гоцен (тесно связанный с миоценом) представлен толщей аллювиаль-
ных полимиктовых песков с линзами глин и лигнитов.
В фациальном отношении отложения олигоцена Северной Сибири
и Северо-Востока по-прежнему отличаются необычайно широким рас-
пространением озерных, болотных и пойменных фаций, свидетельствую-
щих о значительном обводнении территории.
В приморских районах и на архипелагах Северо-Восточной Азии
примесь полимиктовых элементов в отложениях олигоцена возрастает
еще более; усиливается и угленосность. В параллических разрезах на-
блюдается переход континентальной угленосной терригенно-полимикто-
вой формации в морскую терригенно-мезомиктовую глауконитсодержа-
щую. Здесь отложения олигоцена в формационном отношении сущест-
венно не отличаются от раннепалеогеновых.
В горах Юго-Западной Сибири, судя по данным, полученным
К. В. Боголеповым (1961), процесс развития бокситоносной формации
пестроцветных каолинов прекратился еще до наступления олигоцена.
Уже в начале названной эпохи на территории Енисейского кряжа про-
исходило формирование отбеленной гидрослюдисто-каолиновой коры
выветривания, в литогенетическом отношении близко напоминающей
подзолы влажной теплоумеренной зоны. Еще позже, в среднем и верх-
нем олигоцене, в горах Юго-Западной Сибири получила развитие уг-
листо-каолинит-сидеритовая формация, главными литологическими осо-
бенностями которой, по Боголепову, являются: резкое преобладание
различных аллювиальных фаций (показатель обильного поверхностного
стока), сероцветность осадков, присутствие сидерита, вивианита и мар-
казита, свидетельствующих о восстановительной среде осадконакопле-
48
ния; обилие растительного детрита и угленосность, местами промышлен-
ная; преобладание в составе глин каолинита и монотермита, замещаю-
щихся в верхней части разреза бейделлитом, широкое распространение
сидеритов в озерно-болотных фациях и бурых железняков — в аллюви-
альных фациях. В палеоботаническом отношении формация характери-
зуется многочисленными остатками широколиственной флоры тургай-
ского типа.
Исследования В. Н. Разумовой (1961) показали, что каолиновое
выветривание во второй половине верхнего олигоцена прекращается
и в области Казахского нагорья, уступая монтмориллонитовому типу,
связанному со сменой приморского климата на материковый. Мине-
ральные образования жаркого переменно-влажного климата, господст-
вовавшего в этой области до конца нижнего олигоцена, в новых кли-
матических условиях оказываются неустойчивыми и подвергаются ин-
тенсивной элювиальной переработке. Происходит ресилификация бок-
ситов, выщелачивание красных бобовых известняков и разубоживание
силикатных руд нонтронитового состава. Каолиновый материал, про-
должавший поступать в седиментационные бассейны из раннепалеоге-
новых кор выветривания, теперь в условиях щелочной среды преобра-
зовывался в монтмориллонитовый. В общем, процесс выветривания
в позднеолигоценовое время сводился к выносу железа, галлуазитиза-
ции гидраргиллита (присоединение кремнезема) и монтмориллонитиза-
ции каолинита (присоединение дополнительного кремнекислородного
слоя). В итоге, на древних корах выветривания (Рс, Ес), уцелевших от
размыва, возникает обеленная зона, связанная с интенсивным выносом
железа в условиях умеренно-теплого и влажного климата^
На равнинах Западной Сибири, Приаралья и Средней Азии в ниж-
нем олигоцене еще сохранялось море с осадками, в литогенетическом
отношении мало отличающимися от эоценовых. В Западно-Сибирском
бассейне формировались осадки железисто-кремнистой формации,
а в Средне-Азиатском — осадки умеренно карбонатной формации. Гра-
ница областей развития этих формаций проходила через район При-
аралья. Она фиксируется, в частности, по распространению кон-
креций сидерита и включений лигнита, многочисленных в северном
и исчезающих в южном Приаралье, где их замещают мергельные конк-
реции, обычные для морей засушливой области.
В конце нижнего и начале среднего олигоцена море быстро регрес-
сирует с территории Западно-Сибирских и Средне-Азиатских равнин, и
здесь происходит накопление озерно-аллювиальных комплексов.
В Западной Сибири формируется углисто-лептохлоритовая форма-
ция, представляющая довольно однообразную сероцветную песчано-
глинистую толщу, плащеобразно развитую на огромной территории.
Пески этой толщи тонкозернистые, кварцевые, по условиям образова-
ния речные и озерные, глины по преимуществу монотермитового со-
става; характерно обилие растительного детрита, переходящее в угле-
носность. На окраинах Западно-Сибирской низменности песчано-глини-
стой толще подчинены крупные залежи сидерито-лептохлоритовых руд.
В целом фациальный состав и литогенетические особенности пород
толщи свидетельствуют о значительной обводненности территории и
господстве условий восстановительной среды при ее накоплении (Лав-
ров, 19616). В более сухих районах Приаралья озерно-аллювиальные
комплексы этого возраста почти лишены минералов восстановительной
среды, но отличаются присутствием извести и даже гипсоносностью.
Еще южнее — в периферических депрессиях горной Средней Азии
(Ферганской, Таджикской, Кашгарской и др.) —после ухода раннеоли-
гоценового моря началось накопление 'континентальной толщи красно-
4 В. М. Синицын 49
цветных песчаников и глин (массагетская серия) аридного профиля, от-
личающейся высокой карбонатностью и большим содержанием монтмо-
риллонита.
Тем временем в Закаспии, Закавказье и на Северном Кавказе, где
еще сохранилось море (Майкопский бассейн), накапливались толщи
глинистых (гидрослюдисто-монтмориллонитовых) осадков, в глубоко-
водных фациях совсем бескарбонатных. Мощному размаху процессов-
формирования глинистых осадков благоприятствовало, с одной сто-
роны, похолодание климата, следствием чего явилась смена на терри-
тории Средней и Юго-Восточной Европы ферроаллитового выветрива-
ния сиаллитовым (глинистым), а с другой стороны, оживление текто-
нических процессов, повысившее энергию рельефа суши, в результате
чего выветривание уже не могло развиваться дальше глинистой
стадии.
В Средней и Центральной Азии, а также в районах Центрального
Китая и Северного Тибета в олигоцене сохранялись аридные условия и
продолжали накапливаться красноцветы: в самой сухой внутренней
части области — сильно карбонатные и гипсоносные, преимущественно
пролювиального типа, а в периферической, менее сухой, — слабо карбо-
натные и лишенные гипса, но уже содержащие много маловодных
окислов железа, а по фациальной обстановке накопления — преимуще-
ственно аллювиальные и озерные. К северу от Зайсанской впадины и
Гобийского Алтая в отложениях олигоцена проявляется углистость.
На территории Малой и Передней Азии, в основном заливавшейся
морем, осадки позднего олигоцена исключительно разнообразны. На
срединных массивах, в фациях открытого моря, накапливались извест-
няки, мергели и известковистые глины (экстракарбонатная формация),,
а в мелководье и лагунной обстановке — известняки и мергели с доло-
митами, гипсами и красноцветами (карбонатно-сульфатная формация).
В трогах, пролегавших вдоль островных дуг, формировались мощные-
толщи флиша с пачками вулканических и кремнистых пород.
К югу от аридной области (Индостан, Индокитай и Южный Ки-
тай) условия выветривания и континентального осадконакопления с па-
леоцена и эоцена заметно не изменились. Во всех депрессиях Южной
Азии продолжали накапливаться бескарбонатные, сильно железистые,
а местами и бокситоносные осадки, для которых источником материала
служили латеритовые коры выветривания.
Вблизи гор — в Ассаме, Верхней Бирме, в китайских провинциях
Юньнань и Гуаней — в отложениях олигоцена учащаются лигниты,
а в области плато Корат, климат которого и ныне отличается нали-
чием продолжительного сухого сезона, — озерные мергели.
В прогибах Белуджистанском и Бирманском, получавших мине-
ральное питание от Гималаев, продолжали накапливаться песчано-гли-
нистые толщи, мощности которых в олигоцене возрастали еще больше.
Вследствие большой тектонической активности Гималайской области
скорости смыва и механической седиментации в ней были исключи-
тельно велики, а влияние климатического фактора на эти процессы со-
ответственно ослабленным. Осадки Белуджистанского и Бирманского
прогибов в основной массе сероцветные, преимущественно полимикто-'
вые, богатые растительными остатками. Только на участках, лежащих
в стороне от главных потоков обломочного материала (Потварское пло-
скогорье), в разрезах олигоцена появляются красноцветные, силь-
но железистые и глиноземистые породы, на состав которых в боль-
шой степени повлиял материал латеритовых кор выветривания,
поступавший от предгорных ступеней Гималаев и с Индостанского
плато.
50
В бассейнах Юго-Восточной Азии, удаленных от активных обла-
стей сноса, разрезы олигоцена снова обогащаются известняками, мер-
гелями, известковистыми песчаниками и глинами. Эта высококарбонат-
ная формация прослеживается до южных островов Японии, приблизи-
тельно до широт, которых она достигала в раннем палеогене. Отсюда
к северу (до Камчатки и Корякии) следует область распространения
терригенно-мезомиктовой формации, лишенной карбонатных осадков и
только в переходной зоне (южные острова Японии, отчасти о. Хонсю)
содержащей известь в виде конкреций.
В Европе крупные седиментационные бассейны позднего палео-
гена были связаны с депрессионной зоной, отделявшей герцинские мас-
сивы от Фенно-Сарматии (Польско-Германская и Днепровско-Донецкая
впадины). Олигоцен в этих впадинах представлен по преимуществу
кварцево-глауконитовыми песками и глинами в морской фации и же-
лезистыми кварцевыми песками с каолиновыми глинами и линзами бу-
рых углей — в континентальной. Морские отложения преобладают
в нижнем и среднем олигоцене, а континентальные — в верхнем.
Разрезы олигоцена Средне-Европейской депрессионной зоны изме-
няются с юго-востока на северо-запад. В Днепровско-Донецкой впа-
дине олигоценовые осадки мало содержат карбонатов, железисты и сла-
бо угленосны; на территории же Северо-Германской впадины им подчи-
нены мощные пачки мергелей и даже прослои известняков, а континен-
тальная фация отличается более обильной угленосностью. По-видимому,
по всей южной окраине Фенносарматского материка, с которого эта де-
прессионная зона получала минеральное питание, в олигоцене еще гос-
подствовало субтропическое каолиновое выветривание.
В зоне герцинских массивов Европы, по свидетельству йессена
(Jessen, 1931), в олигоцене протекали процессы латеритового (ферро-
аллитового) выветривания, о чем, между прочим, свидетельствуют мо-
лассы, развитые по их южной окраине.
В альпийской Европе в течение олигоцена заметных изменений
в литогенетическом типе осадков не произошло. В ее седиментацион-
ных бассейнах, а также на территории Парижского бассейна, Эльзаса
и Приальпийского прогиба, продолжалось накопление высококарбонат-
ной формации с известняками и мергелями в качестве доминантов (ко-
нечно, вне флишевых трогов). Даже в континентальной (озерной) фа-
ции карбонатные породы нередко оказываются преобладающими (Па-
рижский бассейн, Приальпийский прогиб).
В целом для Евразии вторая половина олигоцена была временем
некоторого увлажнения климата и связанного с этим продвижения фор-
маций гумидного профиля на юг. Теперь пояс континентального забо-
лачивания и углеобразования достиг Средней Европы, юга Русской плат-
формы, юга Сибири и Среднего Приамурья. Вплоть до этих областей
толщи верхнего олигоцена сложены осадками, сформированными
в обильно обводненных ландшафтах, и содержат угли, представленные
преимущественно гелитолитами, образование которых связывают с осту-
днением растительных тканей в устойчиво увлажнявшихся болотах.
Ближайшие к аридной области проявления угленосности отмечены
в Нижнем Поволжье, Северо-Западном Приаралье, Северо-Восточном
Алашане и в провинции Ляоси. Но в этих южных месторождениях
масштабы угленосности совсем незначительные, угли содержат много
фюзена, образующегося в периодически подсыхающих болотах, а вме-
щающая (угленосная) толща заключает осадки, связанные с образо-
ванием в условиях семиаридного климата: монтмориллонитовые глины,
песчаники с неполностью выветрелыми полевыми шпатами, прослои
озерных известняков.
4* 51
Аналогичные изменения климатического типа осадконакопления
имели место и в морских бассейнах зоны олигоценовой гумидизации.
В Прикаспии, Предкавказье и Северном Крыму произошла смена кар-
бонатного осадконакопления (фораминиферовые слои палеоцен — эоце-
на) бескарбонатным (низы майкопской толщи, принадлежащие олиго-
цену) .
Миоцен
Миоценовая эпоха,, в особенности ее начальный этап, ознаменова-
лась общей аридизацией климата и расширением засушливой области
за счет пограничных с нею районов гумидных поясов. Эти изменения
климата лучше всего выявляются по смене в стратиграфическом разрезе
формаций различного климатического профиля в переходной зоне,
к которой, в частности, принадлежит Казахстан. В Казахстане в первой
половине миоцена формировалась пестроцветная монтмориллонитовая
формация с двумя подтипами: зеленоцветным (аральская свита), отве-
чающим субаквальным условиям осадконакопления, и красноцветным,
образование которого происходило при господстве субаэральных усло-
вий (рис. 10 и 11).
Зеленоцветная подформация, представленная обычно озерными фа-
циями, сложена зелено-серыми монтмориллонитовыми глинами с про-
слоями известняков и конкреционных мергелей. Ее характеризует при-
сутствие гипса и редко рассеянных железо-марганцевых бобовин. В пой-
менных фациях монтмориллонитовые глины переслаиваются песками и
алевритами исключительного кварцевого состава. В нижнем миоцене,
зеленоцветная подформация была доминирующей; ее развитию способ-
ствовали многочисленные водоемы, еще остававшиеся от эпохи олиго-
ценовой гумидизации климата.
Красноцветная подформация, замещающая зеленоцветную на пла-
корах (возвышенные участки Казахстана, Южного Урала, Калбинского
хребта, Енисейского кряжа) и сменяющая ее в стратиграфическом раз-
резе, сложена более грубыми, плохо сортированными осадками (сугли-
нистыми и супесчаными), содержащими значительное количество кар-
бонатного материала. Среди глинистых минералов преобладают монт-
мориллонит и гидрослюды. Красный цвет ее породам сообщают окислы
железа различных степеней гидратации (гетит, лимонит, гематит).*
Происходящее вверх по разрезу замещение зеленоцветной подформа-
ции красноцветной говорит о том, что в течение миоценовой эпохи оста-
точные водоемы с восстановительными средами осадконакопления по-
степенно исчезали, замещаясь субаквальными условиями аридизиро-
ванной области.
Развитие пестроцветной монтмориллонитовой формации соверша-
лось в условиях умеренного термического режима (субтропический, пе-
реходный к умеренному), о чем свидетельствует состав растительных
остатков, представленных теплолюбивыми широколиственными фор-
мами при подчиненном участии вечнозеленых.
Литогенетические особенности пестроцветной монтмориллонитовой
формации изменяются в меридиональном направлении. К северу исче-
зает гипс и уменьшается общая карбонатность ее осадков; при этом
•в глинах повышается содержание каолина и гидрослюд, а также воз-
растает примесь углистого вещества, т. е. усиливаются черты гумид-
ности. Все же пестроцветная монтмориллонитовая формация, еще со-
храняющая свои характерные литогенетические черты (преобладание
* В аридной области главная масса аутигенных минералов железа представлена
солями окиси, а в областях гумидного климата — солями закиси.
52
монтмориллонита и карбонатность), прослеживается в Тургае, на юж-
ной окраине Западно-Сибирской низменности и в павлодарском Приир-
тышье. К югу, наоборот, проявления гипсоносности из локальных ста-
новятся повсеместными, усиливается карбонатность отложений, ме-
стами появляются залежи соли (тенардит, мирабилит, глауберит, га-
лит); исчезают включения лигнита и железо-марганцевые стяжения.
Рис. 10. Ранний и средний миоцен.
Условные обозначения см. на стр. 40.
В этом направлении пестроцветная монтмориллонитовая формация сме-
няется карбонатными красноцветами аридной области (уже в нижнем
течении р. Аму-Дарьи).
Из Казахстана и южной части Западно-Сибирской низменности
ареал распространения пестроцветной монтмориллонитовой формации
продолжается в Западную и Южную Монголию, Чахар и Ордос. Воз-
можно, что в этот ареал входила северная часть Тибетского плато, вы-
сота которого в это время энергично возрастала и уже отражалась на
местном климате, вызывая его похолодание и иссушение. В Северном
53
Тибете красноцветный палеоген покрывается песками и глинами пест-
рой окраски, по внешнему облику напоминающими породы монтморил-
лонитовой формации.*
В средних и северных районах Западно-Сибирской низменности
миоцен представлен толщей серых глин, с прослоями бурого угля и
лигнита, формировавшихся в обстановке озерно-болотного ландшафта.
Несмотря на кажущееся однообразие этой толщи, литогенетические
особенности ее различны в средней и северной частях низменности.
В средней полосе в глинистой фракции еще значительна роль монтмо-
риллонита и карбонатов; постоянно встречаются линзы бурых железня-
ков и стяжения псиломелана. В северной половине низменности, на ко-
торой аридизация совершенно не отразилась, глины имеют преимущест-
венно каолиново-гидрослюдистый состав; кроме того, здесь исчезают
карбонаты и заметную роль начинают играть кремнистые породы (тре-
* Минералогический состав глин не изучался.
54
пел); состав песков становится мезомиктовым, а дальше и полимикто-
вым. В них, наряду с кварцем, появляются полевые шпаты, роговая об-
манка, эпидот. На юге же Западно-Сибирской низменности неустойчи-
вые минералы в песках отмечаются только в соседстве с Алтае-Саян-
ской областью (влияние контрастного рельефа и энергичного осадко-
накопления).
Образования, сходные по литогенетическим признакам с миоце-
новыми отложениями Западной Сибири, распространены в межгорных
впадинах Забайкалья, среднего течения Амура и Сунляо.
На крайнем севере Западно-Сибирской низменности, на Сибирской
платформе и на северо-востоке материка, до низовий Амура включи-
тельно, получила распространение терригенная формация, характер-
ными особенностями которой являются высокая песчанистость толщ и
соответственно пониженное содержание глинистых фаций, полимикто-
вость псаммитового материала при значительном участии неустойчивых
минералов (полевые шпаты, роговые обманки, эпидоты и пр.), преобла-
дание в глинистой фракции каолина и гидрослюд и, наконец, угленос-
ность ее отложений. Однако обильная угленосность миоцена отмечается
только по восточной границе континента и на островах архипелага,
где были распространены паралические обстановки осадконакопления.
Во внутриконтинентальных депрессиях миоценовое угленакопление про-
явилось очень слабо, в том числе в межгорных впадинах Верхоянско-
Колымской области, где палеоцен и эоцен, как правило, содержат ра-
бочие пласты угля. В миоцене угленакопление совершенно прекрати-
лось на северо-восточной окраине континента и на противолежащих ему
островах.
Полимиктовая терригенная формация, наряду с пестроцветной
мбнтмориллонитовой формацией, является для миоцена Азии наиболее
характерным и прогрессивным образованием. Граница ее распростране-
ния относительно верхнеолигоценового времени значительно перемести-
лась на юг и достигала рубежа Саян — Становой хребет. В миоцене её
литогенетический тип (полимиктовость и гидрослюдистость) приобрел
более четкое выражение. Соотношение продуктов химического и физи-
ческого выветривания в осадках формации еще больше возросло
в пользу последних.
Характер выветривания и осадконакопления, протекавших в са-
ваннах Средней и Центральной Азии, Ирана, Аравии и Северо-Запад-
ной Индии в миоценовую эпоху, существенных изменений по сравне-
нию с предыдущим этапом не претерпел. На этих равнинных простран-
ствах аридной области и теперь продолжали накапливаться карбонат-
ные красноцветы, местами заключающие прослои мергеля, гипса и
соли. В предгорных прогибах Тянь-Шаня, Куэнь-Луня и Нань-Шаня
они, вместе с отложениями позднего олигоцена, образуют мощную мо-
лассой дную толщу (массагетская серия), преимущественно аллювиаль-
ную. Аридные красноцветы миоцена в еще большей степени, чем пале-
огеновые, содержат грубый, плохо окатанный и слабо сортированный
обломочный материал, содержащий малоустойчивые минералы в нераз-
ложенном состоянии.
Эти изменения литологического состава красноцветов были вы-
званы усиливавшейся контрастностью рельефа, поднимавшей роль фи-
зического выветривания, и отчасти явились следствием возраставшего
иссушения климата в аридной области континента.
В южной и юго-восточной Азии (Индия, Китай, Индокитай, Индо-
незийский архипелаг), как и прежде, продолжали развиваться процессы
.латеритизации, сопровождавшиеся выносом щелочей, извести и подвиж-
55
лого кремнезема и накоплением в элювии гидроокислов железа, алю-
миния и марганца. Выщелачиванию и выносу подвижных продуктов
выветривания благоприятствовал не только влажный тропический кли-
мат этой части континента, но и все возраставшая контрастность ее
рельефа, способствующая лучшему промыванию кор выветривания.
В паралических обстановках, характерных для области Индийского
архипелага, а также в предгорных впадинах, располагавшихся перед
фронтом высоких хребтов, овевавшихся потоками влажного воздуха
(Гималаи, Кун-тан), временами накапливались бурые угли. На ариди-
зированной территории внутреннего Индокитая (плато Корат и смеж-
ные с ним районы) отмечаются озерные осадки с прослоями мергеля.
В Белуджистанском и Бирманском геосинклинальных прогибах продол-
жалось формирование мощных песчано-сланцевых толщ.
В общем, фации миоценовых отложений тропической Азии кажутся
более пестрыми, относительно олигоценовых, что вероятно, было свя-
зано с возросшей дифференциацией рельефа и условиями осадконакоп-
ления.
Северная граница тропических красноцветов (латеритов и ферро-
аллитов) в миоцене отступала к югу. В первой половине эпохи она еще
проходила через Южную Францию, Альпы, Паннонский бассейн, Крым
и Кавказ, Тянь-Шань и Циньлин и Южную Японию. Смещение ее зна-
чительным было только на европейском отрезке (400—300 км), а на вос-
точно-азиатском она почти не изменила своего положения. В пре-
делах Тибета и Гималаев, географически относившихся к тро-
пической зоне, выветривание теперь протекало по субтропическому
типу (влияние возраставшего гипсометрического уровня страны), с ха-
рактерным для него накоплением глин: каолиновых — в обильно увла-
жненных Гималаях и, по-видимому, гидрослюдисто-монтмориллонито-
вых — в аридизировавшемся Тибете.
В морях, омывавших миоценовую Евразию на юге, продолжали
накапливаться осадки высококарбонатной и карбонатно-сульфатной
формации. Осаждение первых происходило в обстановке открытого-
мелководного моря, а осаждение вторых — в зоне лагун и в водоемах,
утрачивавших связь с морем (бассейны Тахо, Дуэро, Эбро и др.).
Наиболее распространенными осадками высококарбонатной форма-
ции, как и прежде, являлись песчаники и глины, в той или иной сте-
пени известковистые, а также мергели и известняки (большей частью
органогенные). Возле срединных массивов песчаники карбонатной фор-
мации, как правило, олигомиктовые, а глины значительно выщелочен-
ные (каолиновые, галлуазитовые); вдоль Альп, Карпат и Пиренеев ее
отложения приобретают молассоидный характер (нижний и средний
миоцен), с довольно пестрым по составу обломочным материалом. Но
даже и в последнем случае характерная для формации общая карбо-
натность осадков, проявляющаяся в виде известковистого цемента в пе-
счаниках, известковистых конкреций, отдельных прослоев1 мергелей и
известняков, сохраняется.
В миоцене северная граница ареала распространения морской вы-
сококарбонатной формации на европейском отрезке резко отступала
к югу, тогда как на восточноазиатском отрезке (Япония) продолжала
занимать приблизительно то же положение, что' и в олигоцене. В Ев-
ропе крайними северными участками ее проявления являлись Аквитан-
ский и Приальпийский заливы.
Отложения карбонатно-сульфатной (соленосной) формации в мио-
цене получили особенно широкое распространение. Лагунные серии
с гипсами и залежами каменной соли, согласно Н. М. Страхову, изве-
56
стны «во впадинах Эбро,'Дуэро и Тахо (Испания), вдоль северного
края Карпат (Клуш и др.), в Верхней Силезии и Сандомирских горах;
южнее галогенные отложения известны в Галиции, Буковине, Молда-
вии и Валахии. С внутренней стороны Карпатской дуги мощные соля-
ные и гипсовые слои обнаружены в миоцене Семиградья и Трансильва-
нии. В Италии к миоцену относятся накопления гипсов и солей в Пье-
монтско-Лигурийской впадине, на адриатическом склоне Апеннин,
в Тоскане, в окрестностях Рима, в Калабрии и Сицилии. В Африке
гипсы миоценового возраста встречены в Алжире, Тунисе и Северной
части ОАР, откуда протягиваются вдоль побережья Красного моря впло ть
до 24° с. ш. В западной части Азии огромная полоса миоценовых
гипсов, отчасти солей, тянется от Сирии через Месопотамию до Персид-
ского залива. По возрасту она отвечает предкарпатской галогенной се-
рии. Северо-восточнее гипсовые и соляные месторождения встречены
в Армении, Азербайджане, Иране, на Красноводском плато в Копет-
Даге, в депрессиях Тянь-Шаня (континентальные). Гипсовые включе-
ния содержатся в отложениях аральской свиты Тургайского плато.
Всеми этими пунктами обрисовывается засушливая область Старого'
Света» (Страхов,1960).
Северная граница области аридизации на европейском отрезке со-
впадала с цепью герцинских массивов: Центрально-Французским, Рейн-
ским, Чешским, Подольским, по другую сторону от которых пролегала
область с гумйдным субтропическим климатом, еще допускавшим ин-
тенсивное развитие процессов каолинообразования и углэнакопления.
Кварцевые пески, слюдистые и глауконитовые глины с бурыми углями
развиты на территории Дании, Гессеа, Тюрингии, Саксонии, Чехосло-
вакии, Польши," Калининградской области, южной и юго-западной Бе-
лоруссии и южного Приуралья.
К югу угленосность миоценовых отложений уменьшается и парал-
лельно с этим в глинистых осадках все чаще и чаще появляется монт-
мориллонит. На территории северной Украины (Днепровско-Донецкая
впадина), Среднего Поволжья, южной части Западно-Сибирской низ-
менности еще преобладают глины из каолинита и гидрослюд, но юж-
нее, в связи с влиянием аридного климата, монтмориллонит приобре-
тает значение одного из главнейших минералов глин.
В морях, омывавших северную и северо-восточную части Евра-
зии, в миоцене продолжали накапливаться терригенные осадки.
В связи с тем, что гипсометрический уровень материка постоянно воз-
растал (кайнозойский орогенез) и одновременно происходило похоло-
дание климата, в северных районах усиливалась механическая денуда-
ция и интенсифицировался приток в местные бассейны обломочного ма-
териала. Химическое выветривание на этой территории продолжало ос-
лабевать и теперь все чаще и чаще задерживалось на стадии образова-
ния гидрослюд. В соответствии с подобными изменениями процессов
выветривания в области сноса эволюционировал литогенетический тип
осадков северных седиментационных бассейнов. Еще больше возросла
полимиктовость псаммитовых осадков, главным образом, за счет таких
малоустойчивых минералов, как полевые шпаты, роговые обманки,
эпидот и др. Содержание каолинита неизменно падает; несколько под-
нимается значение гидрослюд. Глауконит теперь уже не образует мас-
совых скоплений и проявляется локально; присутствие его отмечается
на Сахалине, Камчатке и даже в Корякии. Повышается роль кремни-
стых осадков как биогенных (диатомиты), так и связанных с вулкани-
ческими процессами; последним, очевидно, обязана обильная кремни-
стость миоценовых отложений вулканической области Северо-Восточ-
ной Азии.
57
Плиоцен
В плиоцене процессы выветривания претерпели дальнейшую эво-
люцию как под влиянием похолодания, охватившего северную поло-
вину материка, так и под влиянием орогенеза, в это время достигшего
особенно большой интенсивности. Рельеф становится еще более конт-
растным и динамичным, в результате чего во всех областях возрастает
роль физического выветривания и механической седиментации, местами
совершенно подавляющих влияние климатического фактора. Продол-
жали изменяться фациальный и литогенетический типы осадков. Оче-
видно, вследствие дальнейшего упорядочения гидрографической сети и
расширения областей внешнего (морского) стока среди континенталь-
ных отложений плиоцена падает роль бассейновых (озерных и болот-
ных) фаций и соответственно поднимается роль русловых. В предгор-
ных и межгорных впадинах начинают формироваться толщи молассо-
подобных осадков, во многих случаях достигающие огромной мощ-
ности. Усложнение орографии материка увеличивало разнообразие об-
становок выветривания и осадконакопления.
В плиоцене на территории Евразии были четко обозначены шесть
основных зон, различных по типам литогенетических формаций
(рис. 12). На самом севере, а главным образом на северо-востоке ма-
терика, накапливались осадки терригенной полимиктовой формации.
Это сероцветные, еще богатые углистым веществом, полимиктовые пес-
чаники и алевролиты, в которых до половины всего обломочного мате-
риала составляют различные малоустойчивые минералы. Глины в раз-
резах северного плиоцена в общем редки и по составу являются в ос-
новном каолин-гидрослюдистыми. Содержание каолинита увеличи-
вается с приближением к южной границе зоны, за которую следует
принять линию, проходящую через истоки Камы, устье Иртыша, юж-
ные районы Сибирской платформы к низовью Амура.
В следующей зоне, охватывающей Англию, Северную Францию,
ФРГ и ГДР и юг Скандинавского полуострова, Польшу, южную поло-
вину европейской части СССР, юг Западно-Сибирской' низменности и
область среднего течения Амура, литогенетический состав разрезов пли-
оцена существенно иной. Пески и алевриты этой зоны содержат меньше
неустойчивых минералов, и состав их ближе к олигомиктовому. Глин
в разрезах становится больше и их породообразующим компонентом,
наряду с каолинитом и гидрослюдами, становится монтмориллонит. Ха-
рактерны выделения окислов железа, придающие осадкам в отдельных
слоях красно-бурые тона окраски. Количественные соотношения каоли-
нита, гидрослюд и монтмориллонита в этой переходной (мезомиктовой)
формации изменчивы. В районах, близких аридной области: Украина,
Поволжье, Северный Казахстан, Зейско-Буреинская впадина, — они
представлены приблизительно в равной мере, причем содержание монт-
мориллонита к югу возрастает еще больше. Наоборот, на участках
зоны, далеко отстоящих от аридной области и испытывающих влияние
Атлантического (Западная Европа) или Тихого океанов (Приморье,
Ю. Корея, Япония), монтмориллонит почти исчезает, и глины приобре-
тают преимущественно каолиновый и гидрослюдисто-каолиновый состав.
Зоны полимиктово- и мезомиктово-терригенной седиментации отли-
чаются проявлением угленосности, хотя и не столь обильной, как в пре-
дыдущие эпохи. Слабая плиоценовая угленосность известна в ФРГ,
ГДР и Польше, в Южной Белоруссии, Прикамье, на площади Южно-
Уральского бассейна, в Западно-Сибирской низменности, в бассейне
Амура и в Приохотье, на Камчатке, Сахалине и Японии. Достаточно
обильная угленосность, по масштабам приближающаяся к промышлен-
58
ной, отмечается только на островных и полуостровных дугах тихооке-
анского пояса кайнозойской складчатости, где ее развитию благопри-
ятствовали динамичный рельеф, паралические условия осадконакопле-
ния и муссонный климат.
Рис. 12. Плиоцен.
Условные обозначения см. на стр. 40.
Семиаридную зону, распространявшуюся на самый юг европейской
части СССР, преобладающую часть территории Казахстана, Южную
Монголию, Джунгарию и значительную часть северного Китая, харак-
теризует красноцветная монтмориллонит-карбонатная формация, при-
шедшая здесь на смену пестроцветной монтмориллонитовой формации
миоцена. Красноцветную формацию плиоцена, по свидетельству
К. В. Боголепова (1960) и В. Н. Разумовой (1961), отличают более гру-
бые и хуже сортированные осадки, преобладание монтмориллонита в со-
ставе глинистых минералов, постоянное и значительное содержание кар-
бонатов в виде конкреций, а иногда и прослойков мергеля и, нако-
нец, красноцветность, связанная с окислительными условиями выветри-
59
вания и осадконакопления, которые в этой зоне были преобладающими.
В фациальном отношении красноцветная формация в основном пред-
ставляет отложения речных долин (Никифорова, 1960). Входящие в ее
состав белые и желтые кварцевые пески рассматриваются как русло-
вые и пойменные фации, а краснобурые песчанистые и известковистые
глины—как осадки небольших водоемов с застойными водами. На тер-
ритории Южного Приаралья, Южного Казахстана, Джунгарии, Южной
Монголии и Алашаня, примыкавших к аридной области, красноцветная
формация становится гипсоносной.
В аридной области, распространявшейся, как и прежде, на Сред-
нюю и Центральную Азию, Иран с Белуджистаном и Аравию, красно-
земное выветривание сменяется сероземным, сохраняющимся здесь по-
ныне. Последние красноцветные образования, датируемые верхним оли-
гоценом — миоценом (тип среднеазиатского массагета), во всех разре-
зах кайнозоя аридной области покрываются палевой песчано-глинистой
толщей плиоценового’ возраста. Отложения палевой толщи, как и оли-
гоцен-миоценовые красноцветы, отличаются высоким содержанием из-
вести, достигающем 30% и более (вследствие чего пелитовые типы
часто представлены мергелями), повсеместной гипсоносностыо, а ме-
стами и соленосностью (галит, тенардит, глауберит).
Вверх по разрезу отложения палевой толщи грубеют и переходят
в серые песчаники и конгломераты позднего плиоцена — плейстоцена.
Сероцветным отложениям плиоцена аридной области свойственно уме-
ренное развитие глин, слабая окатанность и сортировка обломочного-
материала, его полимиктовость, связанная, с' ничтожной степенью раз-
ложения материнской породы при процессах выветривания (ограничи-
вавшихся только механической дезинтеграцией), значительным распро-
странением аллювиальных и пролювиальных фаций, почти совершен-
ным отсутствием растительных остатков и гумуса, а также малым со-
держанием маловодных окислов железа, вследствие чего окраска осад-
ков изменяется из красной в палевую и серую. Все это, очевидно, при-
знаки продолжавшегося иссушения климата аридной области, дальней-
шего уменьшения здесь роли воды, в процессах выветривания и осад-
конакопления, понижения общей годовой температуры, следствием чего-
явилось замещение ландшафтов сухой субтропической саванны ланд-
шафтами бореальной полупустыни.
В зоне тропического красноземного выветривания оставались Ин-
достан, южная половина Китая, Индокитай и Индонезийский архипе-
лаг. Литогенетический тип плиоценовых кор выветривания и сопро-
вождающих их осадков на этой огромной территории не сохраняется по-
стоянным.
В Северо-Западной Индии, Центральном Китае и в области пл а го
Корат (Индокитай), очевидно увлажнявшихся менее обильно, красно-
земы отличаются постоянным содержанием карбонатов (местами даже-
гипсоносностыо), высокой железистостью и отсутствием растительных,
остатков. В районах западного и восточного побережий Индостана, Ма-
лайи, Больших Зондских и Филиппинских островов, Хайнаня и Юго-За-
падного Китая, больше увлажнявшихся, они обнаруживают более вы-
сокую степень ферроаллитизации; к этим районам приурочены и са-
мые значительные проявления плиоценовой угленосности Южной
Азии.
В Европе зона красноземного ферроаллитового выветривания, еще
в миоцене распространявшаяся на Тюрингию и Саксонию (Jessen, 1931),.
теперь отступала за Центрально-Французский массив и Альпы. На тер-
ритории Средней Европы его замещает каолиновое выветривание, со-
вершавшееся уже под пологом широколиственного леса.
60
В морях, омывавших плиоценовую Евразию, накапливались осадки
.двух основных климатических типов: карбонатной формации — на юге
и терригенной — на севере. Граница между ними не совпадала с опре-
деленной географической широтой; в Европе она поднималась до ши-
роты 50—54°, охватывая бассейны Каспийско-Черноморской группы,
Аквитанский залив и южную окраину Северного моря, а в области вос-
точноазиатского побережья не заходила выше 34° с. ш., касаясь лишь
южных островов Японии.
Карбонатная формация в плиоцене особенно отчетливо дифферен-
цируется на умеренно- и высококарбонатный подтипы. Последний в это
время был развит только в морях Южной и Юго-Восточной Азии,
в Персидском заливе и в южной части Средиземного моря.
В лагунном поясе аридной области (Средиземноморье) карбонат-
ная формация локально замещается карбонатно-сульфатной (Испания,
Тоскана, Албания, побережья Персидского залива). Однако масштабы
ее накоплений далеко не соответствуют миоценовым; сокращаются мощ-
ности ее осадков и размеры отдельных ареалов.
Морская терригенная формация плиоцена глауконитоносна только
в южной части ареала (Северное море, Японское море).
Общая картина распределения речного стока на территории плио-
ценовой Евразии была подобна современной. Аридная область харак-
теризовалась внутренним стоком, в целом незначительным и дезоргани-
'зованным.'Мощные накопления аллювия наблюдаются только в пред-
горных впадинах Тянь-Шаня, Куэнь-Луня, Нань-Шаня, Гиндукуша и
Загроса.
Самые многоводные реки, стекавшие к океанам, располагались
в областях муссонного климата — на территории Южной, Юго-Восточ-
ной .и Восточной Азии. Эти реки переносили много терригенного мате-
риала, из которого возникли толщи многокилометровой мощности, вы-
полняющие прогибы Индо-Гангский, Иравадийский, Андаманского моря
и Северной Суматры, Саравака, Тайваня, Японских островов и Саха-
лина, а также Анадырь-Камчатской зоны. Реки Северной Азии текли
в направлении Арктического бассейна и достигали более высоких ши-
рот, чем ныне. Они меньше влекли обломочного материала; отлагали
его в пределах современного шельфа.
ГЛАВА III
ЗОНАЛЬНЫЕ ТИПЫ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Для выяснения общего климата кайнозойской Евразии и его эво-
люции нам необходимо обратиться также к сведениям, касающимся ра-
стительности того времени, познакомиться с составом и основными гео-
графическими и геохронологическими закономерностями ее развития.
Количество сведений о кайнозойской растительности не одинаково-
для различных частей Евразии. Они сравнительно многочисленны для-
территории СССР и стран Западной Европы и единичны для Цент-
ральной и Южной Азии. Таким образом, наудачу оказалось, что лучше
всего изучены остатки кайнозойской растительности северной (тепло-
умёренной) половины материка, где развитие ее было наиболее дина-
мичным и где она, следовательно, подвергалась значительному преоб-
разованию, и слабее исследована кайнозойская флора тропического по-
яса, претерпевшая минимальные изменения, первоначальный облик ко-
торой поэтому восстанавливается по аналогии с составом современных,
тропических лесов и саванн.
Ниже приводится краткий обзор зональных типов растительности
палеогена и'неогена на территории Евразии, составленный по различ-
ным палеоботаническим работам. Для территории Советского Союза,
занимающей ключевое положение в системе геоботанической зонально-
сти Евразии, нами широко использовались региональные исследования
Е. Н. Анановой (1954), Е. П. Бойцовой и И. М. Покровской (1954),
Н. Д. Василевской (1957, 1958), П. И. Дорофеева (1956, 1962, 1963),
Е. Д. Заклинской (1953, 1958, 1959), И. А. Ильинской (1959, 1960),
В. С. Корниловой (1959, 1962), А. А. Чигуряевой (1951 а, б, в; 1957) и
сводные работы А. Н. Криштофовича (1955, 1958), Е. М. Лав-
ренко (1951), И. М. Покровской (1956) и А. И. Толмачева (1954, 1960).
Для иллюстрации основных географических и геохронологических
закономерностей развития кайнозойской, растительности, отражающих,
эволюцию общего климата Евразии, нами составлены схемы распрост-
ранения ее зональных типов в различные эпохи палеогена и неогена,,
главным образом по данным спорово-пыльцевого анализа, заимство-
ванным из различных региональных работ. Эти схемы в части северной
половины материка построены почти исключительно на палеоботаниче-
ских данных, а в части аридного и тропического поясов, для которых па-
леоботанические данные единичны, — также и с учетом других элемен-
тов ландшафтного комплекса и прежде всего литогенетических показа-
телей.
История развития растительного покрова в палеогене и неогене
была различной в северной и южной частях Евразии. Похолодание-
62
климата, постепенно распространявшееся с севера на юг и нараставшее
с течением времени, оказывало влияние на растительность тем сильнее
и продолжительнее, чем севернее лежал тот или иной участок материка.
В северной половине Евразии развитие растительного покрова
было наиболее динамичным и сопровождалось максимальным измене-
нием его состава и структуры. В Южной Азии, лежащей за хребтами
Гималаев и Гиндукуша, климат в кайнозое почти не менялся и соответ-
ственно стабильным оставался ее растительный покров, сохранивший
в своем составе элементы древних флор. Различия в составе и харак-
тере развития растительности северной и южной частей материка со-
хранялись на всем продолжении кайнозойской истории, и с максималь-
ной отчетливостью эти различия проявились в чертах современных фло-
ристических областей Евразии — голарктической и палеотропической,
прообразы которых, следовательно, существовали в неогене и палео-
гене, но в иных границах.
ГОЛАРКТИЧЕСКАЯ ОБЛАСТЬ (СЕВЕРНАЯ ПОЛОВИНА ЕВРАЗИИ)
Палеоцен, эоцен и олигоцен
Северная лесная зона (рис. 13 и 14). В южных районах европей-
ской части СССР, Южного Урала и Северного Казахстана раннепалео-
геновая флора, согласно Е. Д. Заклинской (1959), В. С. Корнило-
вой (1959) и И. М. Покровской (1956), характеризовалась господством
вечнозеленых узколистных ксерофильных растений: дубов, лавровых,
миртовых, пальм, — при некотором участии широколиственных пород,
подокарповых, таксодиевых, цикадовых и гинковых. Растительный по-
кров был дифференцирован в зависимости от типов ландшафтов. На
плакбрах были распространены смешанные леса из подокарповых,,
араукариевых, каштано-дубов, вечнозеленых дубов с примесью лав-
ров, циннамомумов, пальм, падубов, миртовых и девальквий.
Многие исследователи считают, что это были не сплошные леса, а
парковый древостой. В условиях менее сухих ландшафтов росли дубо-
вые, дубово-каштановые леса с участием ореховых, бука, клена, пла-
тана, граба, андромеды и таксодиевых, с папоротниками в травяном
покрове. На заболачивавшихся приморских равнинах были распрост-
ранены леса из таксодия и ниссы.
Флора Казахстана и Южного Урала оставалась вечнозеленой до
конца эоцена (флора сливных песчаников), хотя в это время в ней уже
отсутствовали древние виды дубов и цикадовые и мало оставалось де-
вальквии (Корнилова, 1959). По-прежнему во флоре Казахстана и
южных районов европейской части СССР преобладали вечнозеленые
дубы и каштано-дубы, нередки были циннамомумы и пальмы; среди
хвойных больше всего были представлены подокарповые, араукарие-
вые, секвойи, сосны и кедры; несколько возросла роль листопадных по-
род: сассафраса, магнолий, ликвидамбара, бука, клена, граба,
березы.
Граница преимущественно вечнозеленой (Гелиндено-Полтавской)
и преимущественно листопадной (Гренландско-Турганской) расти-
тельности пролегала по Зайсанской впадине. Флора Киин-Кериша,
изученная И. А. Ильинской (1960), имеет переходный характер между
этими двумя типами растительности, сочетая в себе элементы той н
другой. Преобладание в этой флоре каштано-дубов, при присутствии
мириковых и лавровых, связывает ее с вечнозеленой флорой, а частые
остатки тополя Криштофовича, ольхи, дзелковы и ясеня говорят о
большом участии в ней листопадных форм.
63.
Условные обозначения к картам зональных типов растительности Евразии (рис. 13—18)
12
о о
о о
Леса: 1 — хвойные с участием широколиственных; 2— смешанные хвойно-широ-
колиственные обедненного состава; 3 — смешанные хвойно-широколиственные богатого
состава, с участием теплолюбивых форм; 4 — листопадные с теплолюбивыми широко-
лиственными и таксодиевыми, при участии вечнозеленых растений в подлеске; 5 — суб-
тропические с вечнозелеными растениями; 6 — субтропические преимущественно вечно-
зеленые; 7 — тропические вечнозеленые; 8 — средиземноморская растительность совре-
менного типа; саванны и степи; 9 — тропические, 10— субтропические, близкие тропи-
ческим, 11— субтропические, близкие умеренным (саванностепи), 12— умеренные (сте-
пи); пустыни: 13 — тропические, 14 — субтропические, близкие тропическим, 15 — суб-
тропические, переходные к умеренным; 16— море.
Рис. 13. Палеоцен.
64
В средней полосе европейской части СССР, а также на территории
Польши, Саксонии и Тюрингии растительность палеоцена и эоцена
была несколько менее ксерофильной. В ней ведущая роль также при-
надлежала пальмам, мириковым, миртовым, лаврам, падубам и дру-
гим вечнозеленым растениям, хотя значение субтропических хвой-
ных (южные сосны, секвойи, кипарисовые) и широколиственных по-
род (дубы, каштаны, гикори) относительно более южных районов
было заметнее.
В Западной и Юго-Восточной Европе (Англия, Бельгия, Франция,
Швейцария, Италия, Австрия) в эоцене произрастали вечнозеленые
леса богатого состава, в которых роль главных лесообразующих по-
род принадлежала толстолистным фикусам, сандаловым и гваяковым
деревьям, веерным пальмам, бананам, драконовым и камедным де-
ревьям, крылоплодникам и древовидным папоротникам. По В. Л. Ко-
марову, эти леса близко напоминали современную растительность Ма->
Рис. 14. Вторая половина эоцена.
Условные обозначения см. на стр. 64.
5 В. М. Синицын
65
лайского архипелага. Сухие склоны гор покрывали леса из лавров,
миртовых, маслин, акаций, магнолий, сассафрасов, каштанов, каштано-
дубов и дубов, можжевельника, кедров, кипарисов и сосен. Морские
побережья сопровождались зарослями низкорослой болотной пальмы
нипа.
В следующей зоне, охватывающей крайний север европейской ча-
сти СССР, Северный Урал, Шпицберген, в эоцене были распространены
субтропические хвойно-широколиственные леса, в которых вечнозеле-
ные растения средиземноморского типа (мирика, мирты, падубы,
пальмы) отступали на второй план. В эоценовых лесах Северной Ев-
ропы одинаково широко были представлены теплоумеренные (сосны,
пихты) и субтропические (секвойи, глиптостробусы, кипарисы, кедры,
туя, таксодиумы). Лиственные породы еще разнообразнее; в их числе
называются троходендроны, магнолии, а также дубы, каштаны, ги-
кори, орехи, клены, липы, березы, тополи, произрастающие ныне как в
условиях субтропического, так и умеренного климата.
В верхнем эоцене хвойно-широколиственные леса североевропей-
ского типа покрывали территории Литвы и Северной Белоруссии (Ма-
ныкин, 1959). В течение эоцена растительность Северо-Западной Ев-
ропы постепенно лишалась тропических элементов и обогащалась ро-
дами, близкими современной умеренной флоре. Согласно
М. Шварцбаху (Schwarzbach, 1961), количество последних среди иско-
паемых остатков составляет 2% для нижнего эоцена и 23%—для
верхнего.
Субтропические хвойно-широколиственные леса с вечнозелеными
кустарниками в подлеске произрастали на берегах и островах раннепа-
леогенового моря Западной Сибири и северной части Тургайского про-
гиба. Например, в отложениях верхнего палеоцена этой области содер-
жится много пыльцы сосновых (35%) и таксодиевых (до 50%). Отме-
чена также пыльца кедров, орехов, гикори, дубов, каштанов, липы, вя-
зов, клена, ликвидамбаров, падубов, нисс, гинкго, подокарпусов, мирики
и миртовых. Однако пыльца широколиственных присутствует в подчи-
ненном количестве, а пыльца представителей средиземноморской
флоры (лавры, маслины) — в виде единичных зерен. Обращает на себя
внимание обилие спор папоротников: глейхениевых, селягинелл (Ко-
валевская, 1957).
На территории северных районов Восточной Сибири и Верхоян-
ско-Колымской области раннепалеогеновая флора (судя по позднеме-
ловой, обнаруженной на острове Новая Сибирь) была представлена
хвойными лесами из таксодиевых, без вечнозеленых растений в под-
леске. Лиственная часть этих лесов состояла в значительной части из
троходендронов.
Данные по раннепалеогеновой флоре южных районов Восточной
Сибири отсутствуют. О характере растительности этих районов позво-
ляют судить литогенетические объекты, относящиеся, в частности, к Ви-
люйской впадине, где раннему палеогену отвечает каолиновая кора вы-
ветривания мощностью до 40 м, сформировавшаяся на песках линдин-
ской свиты верхнего мела (Алексеев, 1961), которая в современных
условиях развивается под пологом субтропического леса (хвойно-ши-
роколиственного) .
В палеоценовых отложениях северных предгорий Алтая (район
слияния рек Бии и Катуни) О. М. Адаменко обнаружил пыльцу жестко-
листных тропических дубов и миртовых. В районе оз. Байкал рядом
исследователей установлены каштаны, магнолии, миртовые, мирико-
вые и пальмы. .
£6
Раннепалеогеновая флора Восточной Азии, по заключению
А. Н. Криштофовича (1958) и Т. Н. Байковской (1950), резко отлича-
лась от своих европейских возрастных аналогов и в этом отношении
имела сходство с палеоценовой флорой Северной Америки.
В местонахождениях Пенжинской губы, оз. Тастах и. хр. Рарыткин
А. Н. Криштофович установил богатый набор широколиственных
(троходендрон, клен, платан, орех, бук, граб, лещина, ликвидамбар) и
таксодиевых (секвойя, метасеквойя, таксодиум, глиптостробус). Позже
в вёрхнеэоценовых отложениях Пенжинской губы были обнаружены
лист пальмы, а также остатки фикуса и магнолии (Ефимова, 1961).
В пределах Зейско-Буреинской впадины раннепалеогеновая флора
Восточной Азии испытывала влияние аридного климата Центральной
Азии, в связи с чем были распространены по преимуществу ксерофиль-
ные деревья и кустарники. Правда, среди ископаемых остатков присут-
ствуют и крупнолистные мезофильные формы (магнолия, платан, орех),
но они теряются в массе мелколистных пород, как Hovenia, Zizyphus,
Rhamnus представителей семейства лавровых, бобовых и др. (Байков-
ская, 1950).
На Сахалине растительность раннего палеогена представляла ши-
роколиственные леса с примесью в подлеске таких хвойных и вечнозеле-
ных форм, как мирика и зизифус (Борсук, 1956). В этих лесах сохранял-
ся значительный процент растений верхнемелового времени (гинкго, тро-
ходендрон, платан, фикус, гревия и др.). В ряде местонахождений ис-
копаемой флоры раннего палеогена отмечены отпечатки листьев
пальмы. Раннеэоценовая флора Японии сходна с индостанской и бир-
манской; в ее составе видная роль принадлежала пальме сабаль, фику-
сам и циннамомуму (Kobayashi, Shikama, 1961).
В раннем олигоцене в южных районах европейской части СССР,.
Южного Урала, Тургая и Северного Казахстана происходила смена
вечнозеленой (полтавской) растительности теплоумеренной (тургай-
ской). И хотя леса еще имели смешанный состав, в них уже господст-
вовали тургайские листопадные формы. Количество же вечнозеленых
растений неуклонно сокращалось, и они из лесообразующих пород по-
степенно переходили на положение пород-примесей.
Согласно Г. Я. Абузяровой (1955), в раннем олигоцене на террито-
рии Казахстана имели распространение три основных растительных
формации, связанных с различными типами ландшафтов: болотные
леса с таксодием, ниссой, лапиной и ольхой, хвойно-широколиственные
леса очень богатого состава и травянисто-кустарниковые пространства
с ксерофильными кустарниками и полукустарниками (эфедра, мирто-
вые, злаки).
В Северном Казахстане и примыкающих к нему районах Приир-
тышья наиболее распространенной формацией плакоров были хвойно-
широколиственные леса, в которых основными Лесообразующими по-
родами являлись гикори, орехи, дубы и буки, каштаны, ликвидамбар,
грабы, лещина, вязы и липы, береза и ольхи. Хвойные были предста-
влены соснами, кедрами, елями, пихтой и тсугами. Нижнеолигоценовые
леса еще содержали много субтропических растений, как листвен-
ных (магнолия, платан, миртовые, падуб), так и хвойных (подокарпус,
секвойя, кипарисовые). На плакорах Южного Казахстана роль веду-
щей формации переходила к ксерофильному редколесью и травянисто-
кустарниковой растительности (вечнозеленые дубы, падубы, мир-
ровые).
В среднем олигоцене мезофильная лесная флора достигает макси-
мального развития и наивысшего видового разнообразия (Корнилова,
1959). Среди ископаемых остатков этой флоры описано свыше 160 ви-
5* 67
дов, относящихся к 96 семействам. В связи с уходом моря с равнин За-
падной Сибири большое распространение в это время получают болота,
поросшие таксодиумом, ниссой, лапиной и ольхой. На плакорах лесная
.зона продвинулась дальше на юг, охватив пространства, на которых в
нижнем олигоцене было распространено ксерофильное редколесье.
Рис. 15. Вторая половина олигоцена.
Условные обозначения см. на стр. 64.
В хвойно-широколиственных лесах среднего олигоцена роль лесообра-
зующих пород оставалась за гикори, орехами, буками, дубами, кашта-
нами, ликвидамбарами, грабами, кленами, липами, лещиной, березами
и ольхами, а также соснами и кедрами. Количество вечнозеленых рас-
тений еще больше сокращается.
В позднем олигоцене (рис. 15) постепенно исчезали вечнозеленые
растения и даже наиболее теплолюбивые из числа широколиственных.
Леса Тургая и Северного Казахстана теперь уже были по преимуще-
ству буково-грабовыми (Баранов и Ятайкин, 1961), с примесью гикори,
орехов, кленов, вязов, берез и тополей. В них уже редкими стали лик-
68
видамбар, магнолия и субтропические хвойные: секвойя, глиптостробус
и др. Резко сокращаются площади распространения болотных фитоце-
нозов, в связи с чем с больших пространств Внутреннего Казахстана ис-.
чезает таксодиум. Среди хвойных резко поднялась роль сосен. В лесах
позднего олигоцена появился травянистый покров из двудольных ра-
стений.
В средней полосе европейской части СССР и в южных районах При-
балтики (Покровская, 1956; Веножинскене, 1960) леса были широколи-
ственными и хвойно-широколиственными, с примесью вечнозеленых
элементов. Морские побережья и заболоченные аллювиальные низмен-
ности покрывали заросли таксодиума. Среди широколиственных пород
преобладали ореховые и буковые; постоянно встречались и бореаль-
ные сережкоцветные: березы, ольхи, ивы. Хвойные были представлены
как сосновыми, так и таксодиевыми. Характерно присутствие выходцев
из средиземноморской флоры (Rhus, Ilex), а также жестколистных
вечнозеленых растений из семейства миртовых.
Леса Западной Европы в олигоцене были очень богаты, так как в
это время к вечнозеленым в значительном количестве присоединяются
формы умеренного климата. В этих смешанных лесах одновременно
изобиловали теплолюбивые — пальмы, лавры,, магнолиевые, кипарисы,
вечнозеленые дубы, таксодий, и менее теплолюбивые — каштаны, листо-
падные дубы, буки, клены, ясени, вязы. К северу количество вечнозеле-
ных растений в олигоценовых лесах убывало, и уже в южных районах
Прибалтики они сохранялись только в подлеске. На болотистых низ-
менностях широкое распространение получила формация ТахосИшп.
В олигоцене горы альпийской Европы стали уже настолько высо-
кими, что оказывали влияние на распределение растительности, вызы-
вая неоднородность ее состава по вертикали (вертикальная зональ-
ность). Примером может служить Кавказ, возвышавшийся гористым
островом среди олигоценового моря. Согласно И. М. Покров-
ской (1956), в раннеолигоценовое время на высоких склонах Кавказ-
ских гор росли хвойные леса из елей, сосен, пихт. Ниже сосредоточива-
лись широколиственные, а на заболоченных морских побережьях раз-
вивались болота субтропического типа с зарослями из таксодиума.
В средне- и позднеолигоценовое время растительность острова ха-
рактеризовалась богатейшим составом тепло- и влаголюбивых широ-
колиственных пород; леса принимают субтропический облик. Кстати,
уже в олигоцене растительность западной и восточной частей острова
отличалась между собой. На более увлажненном западе она была раз-
нообразнее и носила более влаголюбивый характер.
Северная Европа от Скандинавии до Северного Урала, согласно
В. Л. Комарову (1961), была покрыта хвойно-широколиственными ле-
сами и сосновыми борами. В хвойно-широколиственных лесах хвойные
были представлены больше соснами и меньше таксодиевыми, а лист-
венные дубово-каштано-буковыми и орехово-гикориевыми ассоциациями.
В лесах Северной Европы сережкоцветные были особенно многочие-
лены, причем количество их неуклонно возрастало к концу эпохи. Веч-
нозеленые реликты в этих лесах сохранялись в течение всего олигоцена.
На побережьях Западно-Сибирского моря также произрастали
хвойно-широколиственные леса, в нижнем олигоцене еще слабо диф-
ференцированные в геоботаническом отношении. Среди хвойных уже
преобладали сосны; таксодиевые образовывали заросли лишь на ув-
лажненных местах. Среди широколиственных листопадных пород бо-
гато были представлены орехи, гикори, дубы, грабы, буки, вязы,
клены, липы. Некоторую роль в этих лесах еще играли ликвидамбар,
стиракс, магнолия и нисса.
69
В среднем олигоцене, после регрессии моря, вся Западно-Сибир-
ская низменность покрывается сосново-широколиственными лесами.
В северных районах низменности возрастала роль сосен и березовых,
в южном направлении больше становилось таксодиевых, а состав ши-
роколиственных разнообразнее. Основной фон лесов создавали: орех,
лапины, гикори, вязы, ликвидамбары. В качестве примеси сохранялись
магнолиевые- и нисса. По болотам и низким берегам рек рос таксо-
диум.
В. позднеолигоценовое время в западносибирских лесах еще
больше распространяются хвойные породы и такие сережкоцветные,
как береза, ольха и ива; в группе широколиственных сокращается уча-
стие таких теплолюбивых пород, как магнолия, ликвидамбар, каштаны.
В горах Южной Сибири олигоценовые леса также были смешан-
ными хвойно-широколиственными, в основном состоявшими из тех же
древесных пород, что и равнинные леса Западной Сибири. Доминан-
тами этих лесов были дубы, каштаны, буки, орехи, гикори, клены, липы,
грабы, березы, ивы. Хвойную часть леса составляли сосны, секвойи,
глиптостробусы, ели, пихты, тсуги. Из теплолюбивых растений среди
ископаемых остатков постоянно обнаруживаются падуб, магнолия, ли-
квидамбар. По П. И. Дорофееву (1956), основным отличием горных
лесов Южной Сибири от равнинных было широкое распространение в
них темнохвойных, заместивших группу таксодиевых. Со второй полови-
ны олигоцена в этих лесах большое развитие получили сообщества бо-
реального типа с сосновыми, березовыми, вязовыми и ивовыми (Ржан-
никова, 1958).
Данные по олигоценовой флоре Северо-Восточной Азии скудны и
ограничиваются единичными палинологическими определениями.
В обзоре А. Г. Погожаева и А. И. Семейкина (1959), а также
Н. В. Иванова (в кн. «Атлас карт угленакопления на территории
СССР», 1962) приведены списки форм, установленных в олигоценовых
отложениях полуострова Тайгонос, бассейнов рр. Колымы и Индигирки,
Эльген-Буюкдинской депрессии, среди которых упоминаются таксодие-
вые (таксодий, глиптостробус, зонтичная-сосна), темнохвойны'е (пихта,
ель, тсуга), сосны, разнообразные широколиственные (ореховые, буко-
вые, каштановые) и березовые (береза, ольха, граб). Совершенно от-
сутствуют вечнозеленые. Из теплолюбивых широколиственных пород
единично был представлен ликвидамбар. Очевидно, в олигоцене на тер-
ритории Северо-Восточной Азии имели распространение две лесные
формации; хвойная с 'примесью березовых, проявлявшаяся на возвы-
шенностях, и широколиственная с таксодиевыми и ниссовыми, сосредо-
точивавшаяся в речных долинах и на низменностях.
В • заметном количестве субтропическая растительность с магно-
лиями, ликвидамбарами, падубами и миртовыми устанавливается
только в олигоцене Нижнеалданской депрессии. Среди ископаемых ос-,
татков этих отложений (спорово-пыльцевые комплексы) отмечены даже
пальмы и кипарисы, которые ныне не распространяются севернее до-
лины р. Янцзы.
В лесах Верхней Зеи и Среднего Приамурья преобладали разно-
образные листопадные мезофиты, среди которых особенно многочис-
ленными были представители семейств березовых, буковых, ореховых,
кленовых. Большое участие в этих лесах принимали и хвойные, глав-
ным образом, сосновые.
На Дальнем Востоке, согласно исследованиям М. А. Седо-
вой (1957) в советском Приморье и китайских палеоботаников в районе
Фушуня, в олигоцене сохранялись хвойно-широколиственные леса с
чрезвычайно богатым и разнообразным составом. На плоских речных
70
побережьях были распространены леса болотного кипариса и ниссы.
На их более дренированных участках произрастали ольшаники с гид-
рофильными травами и папоротниками в подлеске (главным образом,
осмундовые), возвышенности покрывали хвойные леса, среди которых
сохранялись меловые реликты — кедр и подокарпус. На склонах и в до-
линах росли смешанные листопадные широколиственные леса с оре-
хами, гикори, дубами, каштанами и ликвидамбарами в качестве ос-
новных лесообразующих пород. В широколиственных лесах было много
представителей, как умеренной листопадной флоры, так и представите-
лей субтропических семейств (магнолия, цинномомум, тюльпанное
дерево, самшит, падуб, сумах, пальмы). Характерной особенностью этих
лесов было изобилие лиан и влаголюбивых папоротников.
В позднем олигоцене произошло некоторое сокращение болот, ис-
чезает ряд вечнозеленых растений (пальмы, циннамомумы), возросла
относительная роль листопадных пород, как бук, вяз и др.; в лесах во-
доразделов увеличилось количество сосен. В олигоцене горы Большого
Хингана поднимаются настолько высоко, что начинают играть роль
климатораздела, изолирующего Амурский бассейн от влияний аридной
области. Поэтому флора Амурского бассейна, в отличие от палеоцено-
вой и эоценовой, уже не несет признаков ксероморфизма, и, начиная с
олигоц®ца, мезофильная растительность продвинулась на запад до
Большого Хингана и Тайханшаня.
Область саванны. Сведения о палеогеновых флорах аридной обла-
сти, особенно для китайской и монгольской ее частей, единичны и скудны.
Находки листовых остатков и пыльцевых комплексов стали появляться
только в самое последнее время и пока еще изучены для небольшого
числа пунктов. Все же реконструкция общего характера растительного
покрова на территории аридной области не так уже безнадежна. Даже
существующие ныне отрывочные геоботанические данные в сочетании с
достаточно подробными сведениями по литологии палеогеновых отло-
жений и остатками позвоночных, известных из несравненно большего
числа местонахождений, чем флора, позволяют составить вполне опреде-
ленное представление о характере растительного покрова аридной
области в кайнозое.
Представление о характере и структуре растительного покрова на
территории аридной области дают литогенетические типы отложений
и их развитие в пространстве. Состав растительности реконструируется
по аналогии с хорошо изученными спорово-пыльцевыми комплексами
Казахстана и Средней Азии и путем сопоставления с типами раститель-
ности современной аридной области, развитой на сходных геохимиче-
ских ландшафтах.
Аридная область в палеогене охватывала Среднюю и Централь-
ную Азию, Тибет, Иран, Северо-Западную Индию, Аравийский полу-
остров и временами Казахстан, Забайкалье, Центральный Китай и ряд
районов Индокитая.
В палеоцене, эоцене и раннем олигоцене континентальная часть арид-
ной области (Центральная Азия и примыкающие к ней районы) пред-
ставляли тропическую саванну со слабо развитым и разреженным рас-
тительным покровом на плакорах и галерейными лесами и отдельными
оазисами в долинах рек. О слабом развитии растительности на терри-
тории аридной области в целом свидетельствует общий характер ее
осадков, представленных красноцветами аридного типа, лишенных не
только углей или углистых пород, но даже отдельных отпечатков рас-
тений.
Палеогеновая саванна Азии, как показывают литогенетические
данные, была дифференцирована по степени сухости на ряд зон: пу-
71
стынную саванну, распространяющуюся на Таримскую равнину, Га-
щуньскую Гоби, Бейшань и Западный Алашань, в которой красноцветы
представлены наиболее аридным типом (обильно карбонатным и по-
всеместно гипсоносным); умеренно-сухую саванну, появлявшуюся в-
пределах Джунгарии, Заалтайской Гоби, Восточного Алашаня, Ганьсу
и Цайдама, на территории которой красноцветы отличаются менее
•обильной карбонатностью и локальной гипсрносностью, и, наконец, от-
носительно влажную саванну, пролегавшую по территории Централь-
ного Казахстана, Восточно-Гобийской и Чахарской депрессией, Хэбей-
ской и Сычуанской равнин, в пределах которых красноцветы уже со-
держат мало извести (в виде конкреций) и заключают слои белой, жел-
той и серой окраски с примесью растительного детрита.
Несомненно, что в направлении периферических районов аридной
области растительный покров становился более богатым и сомкнутым.
Уже в умеренно-сухой саванне оазисы и галерейные леса не являлись
редкостью, а в относительно влажной саванне в речных долинах могли
существовать даже топи, поросшие таксодиумом и населявшиеся бо-
лотными носорогами.
О составе палеогеновой растительности аридной области некоторое
представление дает бадхызская флора (Есз), подробно изученная
Н. Д. Василевской и Г. Я- Абузяровой. Бадхызская флора предста-
вляла древесно-кустарниковую растительность полтавского (тропиче-
ского) облика. Преобладали в ней вечнозеленые деревья и кустарники;
листопадные формы (гикори, орехи, зизифус, березовые) имели подчи-
ненное значение. Небольшую роль играли травянистые растения: па-
поротники, хвощи и злаки. От казахстанской флоры (переходной к лес-
ной формации гумидного пояса) ее отличало отсутствие дубов, бед-
ность хвойными (сосновые и секвойи) и преобладающее развитие про-
тейных (несколько видов Palibinia), миртовых и сумаховых. По заклю-
чению Н. Д. Василевской, бадхызские растения в большинстве своем
обладают мелкими кожистыми листьями с морщинистой поверхностью
и резко выступающими жилками, что указывает на произрастание их
в условиях высокой температуры и недостатка влаги. Ископаемая флора
Бадхыза очень напоминает современные жестколистные кустарниковые
формации Средиземноморья,
О составе ксерофитной растительности аридной области дают
представление также палинологические данные, полученные для палео-
гена Каратау. Ими устанавливается развитие в пределах этого хребта
кипарисовых, тиссовых, сосновых, кедров, таксодиевых (секвойя и кун-
нингамия), подокарповых, гинкговых и цикадовых.
В среднем олигоцене во всех седиментационных бассейнах аридной
области, даже в наиболее засушливых, как Таримский, отмечаются
пачки голубовато-зеленых карбонатных глин и алевролитов, фиксирую-
щие фазу некоторого смягчения климата и расширения водоемов..
С этим временем совпадает наступление хвойно-широколиственных ле-
сов на ксерофильное редколесье северной окраины аридной обла-
сти (Центральный Казахстан, Джунгария, Южная Монголия). По реч-
ным долинам леса с гикори, дубами, гинкго, кленами, грабами и бере-
зами достигали южных районов Казахстана и Джунгарии, где, однако,,
они уже сочетались с ксерофилизованной травянисто-кустарниковой
растительностью плакоров, в составе которой преобладали злаки,
эфедра и маревые.
На территории Таджикской депрессии к концу олигоцена исчезают
все голосеменные, за исключением их наиболее ксерофильного предста-
вителя— древовидного можжевельника, уменьшается роль дубов к
поднимается значение ореховых и засухоустойчивых трав.
72
Миоцен
Теплоумеренная лесная зона. На границе палеогена и неогена в
развитии флоры'Евразии резких изменений не произошло (рис. 16 и 17).
Миоценовые леса Западной Европы отличались исключительным
разнообразием и богатством представленных в них пород. О их бо-
гатстве свидетельствует флора Энингена у Бодензее в Швейцарии, в
Рис. 16. Миоцен ранний и средний.
Условные обозначения см. па стр. 64.
которой О. Геер (Шварцбах, 1955) описал 465 видов, большей
частью древесных и кустарниковых форм. По представлениям
Е. М. Лавренко (1951), господствующей формацией в этой части мате-
рика были широколиственные и смешанные леса, по составу и струк-
туре, вероятно, походившие на современные леса приатлантических шта-
тов Северной Америки и средней части Японии. В этих лесах видная
роль принадлежала вечнозеленым растениям, в том числе пальмам, ко-
торые установлены даже в немецком миоцене.
В Северо-Западной Европе и на ее Атлантическом побережье (на
•север до Шпицбергена) произрастали хвойно-лиственные леса, в кото-
рых на роль господствующей группы постепенно выдвигались сережко-
цветные с опадающей листвой. В этих лесах, очень богатых по со-
ставу (среди ископаемых остатков насчитывается несколько сотен ви-
дов), больше всего были распространены березы, ольхи, тополи, ивы,
Рис. 17. Поздний миоцен.
Условные обозначения см. на стр. 64.
вязы, липы, клены, буки, дубы, орехи, сосны, ели. Подлесок состоял из
лещины, калины, боярышника, кызыльника. В небольшом количестве в
древостое еще сохранялись секвойя, таксодиум, платан и гинкго.
В Прибалтике были распространены хвойно-широколиственные
леса без вечнозеленых растений, но с участием таксодиевых, тиссовых,
зонтичной сосны. В раннем миоцене набор хвойных и широколиствен-
ных в этих лесах был богатым: от ели и сосны до таксодиума и сек-
войи и от ивы, ольхи и березы до бука, клена, ореха, гикори, каштана
и лапины. Во второй половине эпохи происходит общее обеднение
74
флоры за счет постепенного сокращения теплолюбивых широколиствен-
ных пород и увеличения бореальных сережкоцветных и хвойных (сосна,
ель). В самом конце миоцена широколиственные в лесах Прибалтики
стали переходить на положение подчиненных.
Среднюю Европу, включая север Франции, Баварию и Австрию,
покрывала богатая субтропическая растительность, более разнообраз-
ная, чем в палеогене. В начале миоцена в ней сохранялось много веч-
нозеленых, сопровождавшихся хвойными (таксодиум, глиптостробус,
подокарпус) и листопадными (каштаны, дубы, буки, грабы, ликвидам-
бары).'С середины тортона разнообразие вечнозеленых уменьшается,
хотя лавр и циннамомум встречаются повсеместно. По закарпатским
месторождениям, изученным И. А. Ильинской (1960), устанавливается
на рубеже нижнего и среднего миоцена смена преимущественно вечно-
зеленой растительности лесами с преобладанием листопадных форм.
Однако и в лесах среднего миоцена роль вечнозеленых элементов была
еще заметной. Последние их представители существовали здесь до
среднего сармата. В верхнем миоцене в Закарпатье получила распро-
странение мелколиственая флора.
Во флоре Венского бассейна, согласно В. Бергеру (Berger, 1952),
в течение раннего миоцена сохранялись лавровые леса; в среднем мио-
цене их заместили смешанные лаврово-листопадные леса. В позднем
миоцене Венский бассейн вместе с Паннонским подвергался остепне-
нию; среди остатков флоры этого времени содержится много ксерофи-
тов, наряду с которыми, однако, еще встречается циннамомум. В позд-
нем миоцене Венский бассейн, по Бергеру, представлял сухую саванну
с галерейными лесами вдоль речных русел.
По Е. М. Лавренко (1951), В. В. Алехину и др. (1961) и В. Л. Ко-
марову (1961), растительность Юго-Западной Европы, до Италии вклю-
чительно, еще сохраняла мезофильный макаронезийский тип (в увлаж-
ненных ландшафтах). Ее характеризовали вечнозеленые лавровидные
леса, развивающиеся при постоянно влажном и умеренно жарком лете.
Растительность же Юго-Восточной Европы в миоцене уже начала при-
обретать среднеземноморские черты; господствующее положение в ней
переходит к лаврам, циннамомумам, дубам, маслинам, грецкому ореху,
платанам, самшитам, кипарисам, южным соснам и кедрам. Влияние
средиземноморской растительности распространялось до Центрального
Французского массива (флора Куарэ) и Польши. Большое влияние
на разнообразие формационного состава растительности альпийской
Европы оказывал рельеф, достигший к этому времени значительной
дифференциации и контрастности. На заболачивавшихся предгорных
равнинах были распространены заросли таксодиума и ниссы с папорот-
никами, среди которых много было осмундовых, ныне произрастающих
по преимуществу в тропической области Юго-Восточной Азии. На низ-
ких склонах гор росли широколиственные леса с субтропическими хвой-
ными (секвойей) и растениями, типичными для средиземноморской
флоры. Самые высокие горы покрывали хвойные, леса из сосен, пихг,
тсуг и елей. По всей Южной Европе были распространены пальмы не
только субтропического (сабаль), но и тропического типов (маникарии,
ротанги). Основной зональный тип южноевропейской растительности
уже с начала миоцена отличался ксерофильностью, которая еще больше
усилилась к концу эпохи.
На территории Восточно-Европейской равнины в миоцене сущест-
вовали две вполне индивидуализированные геоботанические зоны: се-
верная и южная, граница которых приблизительно намечается по ли-
нии Неман — нижнее течение Камы—свердловский сектор Урала.
В первой половине миоцена в северной зоне произрастали широколи-
75
ственно-хвойные леса с незначительным участием наименее требова-
тельных к теплу вечнозеленых растений. Хвойные в этих лесах были
представлены сосной, елью, пихтой, кедром, тсугой. В лесах южной
зоны широколиственных пород было больше и видовой состав их раз-
нообразнее. Важнейшими лесообразующими породами в них являлись-
буки, каштаны, гикори, орехи, грабы, клены, березы, ольхи, ивы. В под-
леске сохранялись миртовые, протейные, магнолиевые, пальмы. В хвой-
ной части леса большую роль продолжали играть таксодиевые. На низ-
менностях Припятского прогиба, Днепровско-Донецкой впадины При-
каспийской синеклизы и Приуральского прогиба, освободившихся от
палеогенового моря, огромные пространства продолжали занимать за-
росли болотного кипариса.
Во второй половине миоцена повсеместно происходило обеднение
флоры. В лесах северной зоны повышается содержание бореальных
хвойных: ели, пихты, тсуги; широколиственные породы становятся ме-
нее разнообразными, однако в них, как показали новейшие данные
В. И. Белкина (1963), еще сохранялись реликты теплолюбивой флоры —
ореховые, таксодиевые и даже субтропические: Ilex, Nyssa и Муг-
taceae. В южной провинции основной формацией становятся широколи-
ственно-сосновые леса, также почти лишенные вечнозеленых растений;
роль таксодиума в них резко падает.
В области Ставрополья, Нижней Волги, Нижнего Дона и Южной
Украины, ныне входящих в степную зону, до начала верхнемиоцено-
вого века удерживались богатые по составу широколиственные буково-
дубовые леса с реликтами вечнозеленых растений. В позднем сармате
вечнозеленые растения исчезают окончательно, при этом леса начинают
распадаться на отдельные массивы, разделенные лугово-степными про-
странствами (возникает лесостепная зона). В мэотисе леса совершенно
исчезают с плакорных пространств Ставрополья, Нижней Волги, Ниж-
него Дона и. Южной Украины, но сохраняются в долинах рек (поймен-
ные леса). На этом пространстве формируются прерии. В лесах речных
долин уже отсутствовали таксодиевые, каштаны, платаны и ликвидам-
бары; вместе с тем распространение получили мелколистные породы.'
По другую сторону Урала, согласно палинологическим данным по-
следних лет, намечается такая последовательность изменений состава-
миоценовых лесов в меридиональном направлении. На территории За-
падно-Сибирской низменности были распространены хвойно-широколи-
ственные леса, причем в начале эпохи еще слабо дифференцированные,
хотя уже. и в это время к северу возрастало количество хвойных и бе-
резы, а к югу разнообразился состав широколиственных, больше ста-
новилось таксодиума. Хвойные (различные виды сосен, елей, пихт и
тсуг) еще не создавали самостоятельных массивов и наряду с поро-
дами умеренной листопадной флоры входили в общую раститель-
ность (Толмачев, 1960; Атлас миоценовых споро-пыльцевых комплек-
сов..., 1956). Теплолюбивые широколиственные и таксодиевые были
распространены до Тазовского полуострова включительно, но вечнозе-
леные растения среди них отсутствовали. Последние их представи-
тели (Leitneria, Anderomeda, Vaccinium) не заходили дальше самых
южных районов низменности.
С течением времени широтная дифференциация лесов Западно-Си-
бирской низменности усиливалась. К концу миоцена здесь четко обозна-
чались три зоны (Крылов, 1957), сменявшие друг друга в направлении
с севера на юг: 1) зона преимущественно хвойных лесов, состоявших
из елей, пихт, кедров, сосен, лиственниц; лиственные породы, находив-
шиеся в этих лесах на положении примеси, были представлены бере-
зой, грабом, буком, лапиной, вязом, ольхой, серым орехом и др; 2) зона
76
хвойно-широколиственных лесов, где заметную роль играли теплолю-
бивые породы; секвойя, таксодиум, * дуб, каштан и падуб; 3) зона пре-
имущественно широколиственных лесов богатого состава, достигавшая
Тургайской впадины. В этих лесах доминировали орехи, гикори, ла-
пина, буки, дубы, дзелковы; некоторое участие в них принимали сосны,
ели, березы, а также ликвидамбары. Здесь значительно был развит
травянистый покров из злаков, лютиковых, розоцветных, маревых,
сложноцветных и др. Со второй половины среднего или начала верхнего
миоцена зона широколиственных лесов преобразуется в лесостепную.
В ней усиленно развиваются степные фитоценозы, охватывающие все
большие и большие пространства, леса же распадаются на отдельные
/массивы, при этом в них обедняется состав теплолюбивых лиственных
пород и возрастает роль сосен и берез. В Северном Казахстане леса все
больше и больше сосредоточивались по понижениям рельефа и речным
долинам, исчезая с плакоров, где они замещались кустарниками и степ-
ной растительностью. Болота высыхали, и по мере их деградации исче-
зал таксодиум. К концу миоцена степи (прерии) в Казахстане уже ста-
новятся господствующим ландшафтом, а от лесов сохраняются лишь от-
дельные, редко разбросанные массивы (березовые лесаи сосновые
боры).
Сходная картина намечается для Джунгарии по данным спорово-
пыльцевого анализа, выполненного К. Е. Аристовой. В отложениях
Джунгарского миоцена ею обнаружена пыльца берез, ольхи, вяза, грец-
кого ореха, липы, бука, лещины, сосны, таксодиума, эфедры и пальмы.
Такой смешанный состав растительности говорит о сложной дифферен-
циации ландшафтов этой области, где плакорные участки с раститель-
ностью из засухоустойчивых кустарничков и полукустарничков (эфедра,
полрши) чередовались с широколиственными лесами речных долин и
обильно орошенной зоны предгорий, где даже сохранялись болота, по-
росшие таксодиумом. Сосны и ели, по-видимому, больше концентриро-
вались на склонах гор Алтая, Тянь-Шаня и Джаира, уже тогда подни-
мавшихся над Джунгарской равниной.
В миоценовых лесах межгорных впадин Тянь-Шаня, как показало
исследование кочкорской и текесской флор (Корнилова, 1962) и флоры
Саты (Абузярова, 1961), резко преобладали мелколистные породы: иво-
вые, тополи, вязы; вечнозеленые растения в них отсутствовали совер-
шенно. Тяныпанская миоценовая флора, в отличие от одновозрастных
флор Западной Сибири, носила средиземноморский характер.
Миоценовые леса Восточной Сибири, судя по палинологическим
данным, опубликованным М. Н. Алексеевым, Н. П. Куприной и
др. (1962), а также И. А. Ильинской и Г. П. Пневой (1962), отличались
от западносибирских повышенной ролью хвойных (ели, пихты, сосны, ли-
ственницы, тсуги) и мелколистных пород (березы, ольхи, ивы) и менее,
богатым набором широколиственных пород, к тому же более или менее
значительно представленных только в первой половине эпохи. В южных
районах области (Нижнеалданская, Вилюйская впадины) в раннем мио-
цене еще сохранялись кедры и мирты, характерные для растительности
Средиземноморья, а также подокарпус, ныне произрастающий только
в Южной Азии. Миоценовые леса Восточной Сибири еще в большом ко-
личестве содержали тсугу и гикори, теперь не выходящие за пределы
Тихоокеанского побережья (Северная Америка, Восточная Азия).
На территории Алтае-Саянской области, по данным Г. Ф. Лунгерс-
гаузена, О. А. Раковец (1958) и Е. В. Девяткина (1960), произрастали
* Согласно П. И. Дорофееву, таксодиум миоценовых лесов Западной Сибири об-
наруживает признаки угнетения, хотя сохранялся в них до сармата.
77
смешанные широколиственно-хвойные леса, по видовому составу близ-
кие южносибирским. Среди хвойных, очевидно преобладавших в древо-
стое, были представлены как теплолюбивые — таксодиум, секвойя, так
и бореальные — ель, пихта, тсуга, сосна; бореальные, несомненно, гос-
подствовали. Наиболее распространенными лиственными породами были
береза, ольха, орех, лещина, граб, дуб, бук, гикори, лапина, липа, вяз;
присутствовали каштан и ликвидамбар.
Хвойно-широколиственные леса распространялись на всю Верхоян-
ско-Колымскую область. В первой половине миоцена, как показали ис-
следования М. Н. Алексеева, Н. П. Куприна и др. (1962), А. М. Садов-
ского (1962), в них еще были представлены тсуга, кедр, кетелеерия, так-
содиевые (секвойя, глиптостробус) и богатый набор сережкоцветных и
широколиственных пород (ольха, ива, береза, лещина, граб, орех, ла-
пина, клен, гикори, дуб, каштан, ликвидамбар, вяз, ясень, липа, бук).
Аналогичная' ассоциация установлена и в миоценовых отложениях Но-
восибирских островов. Однако широколиственные и теплолюбивые хвой-
ные сосредотачивались по преимуществу в долинах и составляли зна-
чительный процент в древостое только в южных районах области. В го-
рах уже начала обособляться таежная формация из елей и лиственниц.
К концу миоцена состав лесов обедняется широколиственными, таксо-
диевыми, тсугой.
По мере приближения к тихоокеанскому побережью леса станови-
лись богаче, в них усиливалась лесообразующая роль пород, не терпя-
щих континентального климата. Уже на Охотском побережье заметным
оказывается участие таксодиума, метасеквойи, подокарпуса; здесь же в
большом количестве и разнообразнее представлены клены, гикори,,
орехи, каштаны, дубы, буки, грабы, которые сохранялись здесь до на-
чала плиоцена. Максимального разнообразия смешанные леса (в дан-
ном интервале географических широт) достигали на Камчатке, где в
них были вкраплены магнолия и фикус (Погожаев, Семейкин, 1959). По
мере приближения к Тихоокеанскому побережью повышалась также
роль травянистых папоротников и водных растений (водный орех, саль-
виния, лотос).
Изменения в составе растительности, связанные с переходом от об-
ластей континентального климата к океаническому, были существеннее
изменений, вызывавшихся солярными условиями, меняющимися с гео-
графической широтой местности.
Сахалин, Хоккайдо, Приморье, Северо-Восточный Китай и Амур-
ский бассейн, несмотря на более южное положение, имели сходный с
Камчаткой состав лесной растительности. В этих областях также были
распространены смешанные леса богатого состава с. преобладанием бо-
реальных хвойных (ель, пихта, сосна, тсуга) на возвышенностях и ши-
роколиственных— на низких склонах и равнинах. В первой половине
миоцена в лесах Дальнего Востока еще много было таксодиума, секвойи
и подокарпуса, бука, клена, дуба, каштана, гикори, лапины; частыми
были магнолии, ликвидамбары, фикусы. Во второй половине миоцена
господство хвойных на участках возвышенного рельефа выступает от-
четливее. Широколиственные леса равнин становятся однообразнее, в
основном березовыми, дубово-буковыми и ореховыми. Из них выпадают
теплолюбивые растения, хотя ликвидамбар и магнолия еще сохраняются
в незначительном количестве. Таксодиум замещается ольхой. В среднем
миоцене циннамомум распространялся до северного Сахалина.
В конце миоцена на континентальных равнинах Приморья (и, оче-
видно, Северо-Восточного Китая), лежащих за хребтом Сихотэ-Алиня,,
основным ландшафтным типом растительности становится формация
дубрав. Распространение дубов в континентальной флоре Приморья.
78
М. А. Седова (1957) связывает с происходившим в это время похолода-
нием и уменьшением влажности, поскольку дубы в состоянии выносить
короткие вегетационные периоды и продолжительные зимние - морозы.
Среди остатков миоценовой флоры Ю. Кореи известны секвойя, глип-
тостробус, бук, дзелкова, клен.
Японию в миоцене покрывали смешанные леса, наполовину состояв-
шие из теплолюбивых широколиственных и вечнозеленых растений (лик-
видамбар, магнолия, циннамомум, сассафрас, лиродендрон и др.). Средн
остатков этой растительности присутствует и пальма сабаль.
Шаньдунская ископаемая флора миоцена, описанная Чэни и
Ху (Chaney а. Ни, 1940), уже близка растительности Центрального Ки-
тая. Это были богатейшие по составу смешанные леса субтропической-
зоны, состоявшие из тепло- и влаголюбивых широколиственных, вечно-
зеленых и хвойных пород. В них особенно широко были распространены
гикори и лапина, дубы и каштаны, грабы и дзелковы, ольхи и березы,
магнолии и ликвидамбары, циннамомумы, фикусы, метасеквойи, кетеле-
рии, глиптостробусы, сосны, ели и тсуги, пальма сабаль. В спорово-пыль-
цевых комплексах значительный процент составляют травянистые ра-
стения.
В общем растительность Дальнего Востока была мезофильная,-
комплексная в термическом отношении, чему способствовал муссонный
климат с его малыми контрастами летних и зимних температур. По этой
причине, например, ныне в растительности Восточного Китая имеет ме-
сто частичное перекрытие ареалов тропической пальмы и бореаль-
ной ели.
В систематическом и экологическом отношениях растительность
Дальнего Востока существенно отличалась от европейской и вместе с
тем’обнаруживала сходство с североамериканской (Криштофович, 1955;
Лавренко, 1951; Байковская, 1950). В миоцене она уже распространя-
лась в глубь материка до хребтов Станового, Большого Хингана и Тай-
ханшаня. Первый служил границей ее с Сибирской областью, а второй
и третий отделяли от степей Гоби.
В миоцене дальневосточная флора развивалась спокойно; состав ее
менялся мало.
Область саванн и степей. В аридной области начинается процесс за-
мещения саванн их бореальными аналогами — степями. В позднем оли-
гоцене и миоцене он охватил все пространства Бей-Гоби — равнин, рас-
кинувшихся к северу от хребтов Тянь-Шаня, Нань-Шаня и Цинь-
лина (Восточный Казахстан, Джунгария, Ганьсуйский коридор, Ала-
шань с Юго-Западной и Южной Монголией, Ордос). Об этой смене гео-
ботанических ландшафтов убедительно свидетельствуют лптогенетиче-
ские особенности отложений соответствующего возраста.
На равнинах Бей-Гоби поздний олигоцен и миоцен представлены
серо-зелеными, серо-желтыми и красно-бурыми песчано-глинистыми
осадками теплоумеренного типа, среди которых локально, но еще на
больших площадях распространены бассейновые фации (озерные и бо-
лотные), сосредоточивающиеся по преимуществу в наиболее низких ча-
стях бессточных депрессий, в которых помещались конечные водоемы
отдельных речных систем. Судя по ландшафтам, легко восстанавливае-
мым по литологическим данным, растительный покров здесь был развит
неравномерно. Леса могли произрастать только по долинам рек, в по-
нижениях рельефа, вмещавших конечные водоемы, и в оазисах, приуро-
чивавшихся к выходам аллювиальных вод. В китайских источниках
имеются указания на -состав спорово-пыльцевых комплексов позднего
олигоцена и миоцена Джунгарии, впадин Ганьсу и Цайдама, в кото-
79
рых из древесных пород называются тополи, грабы, березы, ивы, вязы,
клены, дзелковы, дубы, ели, — в общем составляющие комплексы, близ-
кие восточноказахстапским, джунгарским, и комплексам внутренних впа-
дин Тянь-Шаня. Эти палинологические данные определенно говорят о
том, что поздиеолнеоценовые и миоценовые леса Бей-Гоби по своему
формационному тину приближались к тугайным зарослям, но были зна-
чительно богаче ио их видовому составу. В них еще сохранялись такие
мезофильные породы, как клен и дзелкова, хотя на плакорах были рас-
пространены довольно сухие степи со злаками, полынями, маревыми (по
аналогии е Казахстаном).
Лесная формация Бей-Гоби в позднем олигоцене и миоцене уже не
содержала вечнозеленых растений; она являлась дериватом теплоуме-
ренной тургайской листопадной флоры.
На равнинах Нань-Гоби, пролегающих между Тянь-Шанем и Куэнь-
Лунем, в позднем олигоцене и миоцене еще продолжалось накопление
субтропических красноцветов, богатых известью и гипсом, т. е. здесь со-
хранялся ландшафт сухой саванны. Растительность Нань-Гоби в это
время продолжала оставаться сильно разреженной, ксерофильной, со-
храняющей в основе «полтавское ядро», но еще более обедненное, чем в
раннем палеогене. Древесная растительность, концентрировавшаяся
главным образом вдоль речных русел, содержала как формы тропиче-
ской, так и умеренной флоры: пальмы, лавровые, миртовые, магнолии,
таксодиевые, сумаховые, а также вязовые, дзелковы, дубы, грецкий
орех и др.
Плиоцен
В плиоцене происходит дальнейшая дифференциация растительного
покрова и смещение геоботанических зон к югу (рис. 18).
В бассейне Балтийского моря теперь произрастали смешанные хвой-
но-широколиственные леса, состоявшие из умереннотеплолюбивых по-
род. В них преобладали сосны, ели, березы, буки, грабы и дубы.
Плиоценовые леса Средней Европы были значительно, богаче по со-
ставу: в них даже сохранялась примесь вечнозеленых растений, количе-
ство которых в реверской флоре достигает 10% от общей массы остат-
ков. Здесь, как и в южных районах Прибалтики, на сильно переувлаж-
ненных участках еще встречался таксодиум.
На территории Франции, Боварии, Чехословакии, Австрии, Венг-
рии и Румынии произрастали широколиственные и смешанные леса
необычайно богатого состава, с подлеском, в значительной мере состояв-
шим из вечнозеленых растений. В долине Майна среди остатков плио-
ценовой флоры содержатся многие обычные для современных лесов Ев-
ропы породы, как ель, пихта, лиственница, береза, граб, клен, орешник,
и вместе с тем в этих остатках присутствует большое число реликтов
древней флоры, как гинкго, гикори, грецкие орехи, дзелковы. В плиоце-
новой флоре французской Юры содержатся остатки таксодиума, ниссы,
секвойи, магнолии и других субтропических форм. Во флорах Кася (Ан-
глия) и Тегелен (Голландия) присутствуют ликвидамбар, магнолия и ла-
пина.
В Венском бассейне с раннего плиоцена снова распространяются
леса, но уже листопадные, из тургайских элементов; циннамомумы н.
этих лесах уже отсутствовали (Berger, 1952).
Флора Закарпатья, по данным И. А. Ильинской (1960), характери-
зовалась крупнолистностью. Среди ее остатков преобладают клены, ивы,
каштаны, дубы, лапина, грабы, ясени, березы, дзелковы, глиптостробусы,
отмечены также платаны и ликвидамбары.
S0
В альпийской Европе, несущей высокие горы, в плиоцене четко была
проявлена вертикальная зональность. На основании интерпретации рон-
ской флоры, данной В. Л. Комаровым (1961), во французских Альпах
были представлены следующие ярусы леса: увлажненные днища реч-
ных долин покрывали ольхи, ивы, тополи, платаны. На низких горных
склонах росли гинкго, тюльпановые деревья, сассафрасы, орехи, гикори,
ликвидамбары, образовавшие великолепный широколиственный лес. На
теневых склонах выделялись леса из Канарского и коричного лавров,
остролиста с массою крупных папоротников; на солнечных склонах лес
создавали дубы, каштаны, клены, грабы, вязы; на скалистых участках
росли каменные дубы, кустарниковые клены, самшиты и калины. Выше
1500 м высился хвойный лес из секвойи и сосны.
Флора Средиземноморской области в плиоцене претерпела дальней-
шую ксерофилизацию, степень которой, однако, еще не достигала совре-
менной. В западном Средиземноморье растительность плиоцена пред-
ставляла своеобразную смесь тропических видов с типично средиземно-
<6 В. М. Синицын
морскими (олеандр, грецкий орех). Еще вплоть до Италии локально рас-
пространялись макаронезийские лавровидные (мезофильные) леса, со-
общая отдельным районам западного Средиземноморья Канарский ко-
лорит (Лавренко, 1951). В конце плиоцена иссушение климата, распро-
странявшееся с востока, охватывало и западное Средиземноморье, в ре-
зультате чего мезофильные леса макаронезийского типа были оттеснены
в районы их современного обитания.
В восточной части Средиземноморья растительность была предста-
влена отдельными массивами парковых лесов, образованных редкора-
стущими дубами, каштанами, тополями, грецким орехом, соснами, кед-
рами, кустарниковой формацией типа современного маквиса. На высо-
ких равнинах и плато кустарниковую формацию замещали сухолюби-
вые травы и кустарнички, напоминающие современную фригану.
Северная граница Средиземноморской флористической области, как
и ныне, фиксировалась горами Пиренеев, Альп и Динарид, и только в
Южной Франции и на Балканах, где орографические барьеры были не
столь высокими, средиземноморская растительность с пальмами, лав-
рами и вечнозелеными дубами распространялась до южной части Цен-
трально-Французского массива, а также на Болгарию и южную Румы-
нию (ныне она не распространяется дальше Фракии). Даже в южной
Румынии до понтического века сохранялся один из характернейших пред-
ставителей средиземноморской флоры — циннамомум. В Венском бас-
сейне последние проявления циннамомума известны из сармата.
В Предкарпатье он исчез на границе тортона и сармата.
Плиоценовая растительность Кавказа по-прежнему отличалась боль-
шим экологическим разнообразием, которое позволяет предполагать на-
личие в этих горах хорошо выраженной вертикальной зональности и
вместе с тем провинциальных различий, связанных с неравномерным
распределением атмосферных осадков. Западное Закавказье, лучше ув-
лажненное, характеризовалось особенно большим разнообразием рас-
тительности, среди которой одинаково широко были представлены суб-
тропические и умеренные элементы. В ней много было папоротникооб-
разных и таксодиевых; присутствовали пальмы, магнолии, лавры, цин-
намомумы, ниссы, аралии, разнообразные широколиственные и иголь-
чатые хвойные (сосны, ели, кедры).
Восточное (каспийское) Закавказье, северное Предкавказье и Крым-
ский остров флористически были беднее. На их территории резко умень-
шалась роль папоротников, не так разнообразен был набор таксодие-
вых, но обильнее были представлены травянистые растения.
На территории северной и отчасти средней частей Русской равнины
в плиоцене произрастали темнохвойные леса. П. И. Дорофеев (1956) по-
лагает, что эти леса, особенно в начале эпохи, были намного богаче со-
временной европейско-сибирской тайги и даже мало походили на нее,
но уже многим напоминали тайгу Северо-Западной Америки или ниж-
него течения Амура. В состав «таежных» лесов входили ель, пихта, сосна,
тсуга, лиственница, клен, липа, ясень, шелковница, береза, ольха и др.
В первой половине плиоцена тайга такого типа распространялась,
не-дальше истоков Волги и Камы. Южнее тянулись смешанные хвойно-
широколиственные леса, еще сохранившие тургайский облик.
В Среднем Поволжье смешанные леса вскоре переходили в лесо-
степную зону. В северных районах лесостепной зоны (Северная Ук-
раина, саратовское Поволжье) еще преобладала древесная раститель-
ность, а южнее основные пространства покрывали прерии. Леса отдель-
ными массивами доходили до низовий Днепра, излучины Дона и района
Волгограда. В смешанных лесах из хвойных наибольшее участие при-,
нимали сосны и ели; их спутниками были пихта, тсуга и лиственные,.
82
реже секвойя и кипарисовые. В составе лиственных, кроме основных по-
род: берез, лип и дубов, были представлены клены, вязы, буки, ивы,,
грабы, гикори, ольхи, орехи, каштаны, ликвидамбары. На заболочен-
ных участках сохранялся таксодиум. Термофильные формы (таксодиум,.
ликвидамбар) * в зоне смешанных лесов сохранялись до начала позд-
него плиоцена, а к акчагылу в них уже отсутствовали каштаны, буки,,
орехи, грабы, дзелковы; тсуга исчезла в конце акчагыла,.
Юг Восточно-Европейской равнины покрывали прерии из злаков,,
полыней, лебедовых. Хотя степная зона в плиоцене расширялась и про-
двинулась в районы Среднего Поволжья, среднего течения Дона и Юго-
Западной Украины, граница ее нередко отступала к югу, причем ампли-
туды колебаний достигали 100—150 км.
Согласно Е. Н. Анановой (1957), значительное продвижение таеж-
ных лесов (тайга ситхинского типа, по П. И. Дорофееву) к югу имело
место на границе раннего и среднего плиоцена, когда леса достигли ши-
роты течения р. Камы; в конце среднего плиоцена они появились в
районе Сызрани, а в акчагыльское время спустились по Заволжью до-
отрогов Общего Сырта. Эти смещения к югу границы таежной зоны вы-
зывались периодическими (скачкообразными) похолоданиями климата.
После регрессии акчагыльского моря темнохвойные леса отступили
к северу. Палинологические комплексы апшеронских отложений райо-
нов Уральска и Куйбышева, где до того произрастали таежные леса,
полностью состоят из пыльцы злаков, полыней, лебедовых.
В целом растительный покров Русской равнины в плиоцене непре-
рывно изменялся в направлении обеднения видового состава, главным,
образом за счет выпадения форм, наиболее требовательных к равномер-
ному распределению тепла в течение года, и по линии усиления конт-
растности зон. В акчагыле с этой территории исчезают граб, дзелкова, а
среди хвойных — тсуга. Границы геоботанических зон из неопределен-
ных, выраженных постепенными переходами одного типа растительно-
сти в другой, становятся четкими.
На территории Западно-Сибирской низменности в плиоцене проис-
ходила дальнейшая дифференциация ее лесной растительности на преи-
мущественно хвойную и широколиственную части.
Северную половину низменности, охватывавшую бассейн р. Таз и
Нижнее Приобье, покрывали темнохвойные и сосновые леса с некото-
рым участием широколиственных пород (Бойцова и др., 1954). В области
слияния рек Оби и Иртыша были распространены смешанные хвойно-
широколиственные леса, а от линии, соединяющей устье Тобола и Чу-
лымы, тянулись преимущественно широколиственные леса богатого со-
става, с реликтами теплолюбивых форм.
Одновременно на самом юге низменности и в сопредельных райо-
нах Северного Казахстана продолжалось развитие степей, постепенно
вытеснявших последние остатки леса (Бойцова, Покровская, 1954). В те-
чение плиоценовой эпохи хвойные леса наступали на юг, постепенно по-
глощая зону смешанных лесов; зона же широколиственных лесов, под-
пираемая на юге степями, постепенно суживалась и изменяла свой со-
став в результате выпадения почти всех тепло- и влаголюбивых пород и
обогащения мелколиственными породами. Только в самом начале плио-
цена в лесах Западной Сибири еще была распространена тсуга, а среди
широколиственных пород — бук, дуб, орех, гикори, лапина, лиродендрон
и граб. Позже состав лиственных лесов стал беднее и однообразнее..
Господствующее поло/кение в плиоцене занимали березы, грабы, ольхи,.
* П. И. Дорофеев полагает, что пыльца этих термофильных форм попала в осадки
плиоцена в результате перемыва нижележащих слоев.
6* 83-
вязы, тополи, клены, ивы; ореховые и буковые, по-видимому, отсутст-
вовали.
На территории Алтае-Саянской области, по данным Г. Ф. Лунгерс-
гаузена и О. А. Раковец (1958), в раннем плиоцене господствовала тем-
нохвойная тайга (ель, пихта, тсуга) с примесью березы и широколист-
венных пород в долинах (вяз, липа, граб, бук, орех, гикори). В дальней-
шем состав растительности обедняется и уже в среднем и верхнем плио-
цене здесь распространяются сосновые и елово-шихтовые леса, но еще с
породами, не представленными здесь ныне: тсугой, липой, дубом, ги-
кори и др.
Восточная Сибирь и Верхоянско-Чукотская область в плиоцене были
покрыты хвойной тайгой из елей, тсуг, лиственниц и сосен. Лиственные
леса сохранялись только в речных долинах и состояли в основном из бе-
рез, ивы и ольхи. В южных районах (Алдан, верховья Лены) и на Охот-
ском побережье среди долинных лиственных лесов еще сохранялись ги-
кори, орех, граб, вяз, липа.
На Камчатке в течение большей части плиоцена существовала ши-
роколиственная растительность с дубами, кленами и орехами, близкими
североамериканским. В отложениях верхнего плиоцена обнаружена бо-
реальная флора с ивой, Мелколистной березой и ольхой (Лавренко,
1951).
Согласно М. И. Борсук (1956), развитие растительности на Саха-
лине совершалось очень медленно, путем постепенного выпадения наи-
более теплолюбивых пород. Если в' миоцене его леса лишились тисов,
кедров, зонтичной сосны, куннингамий, троходендронов, пальм и многих
папоротников, то в плиоцене из них исчезают теплолюбивые широколи-
ственные (орехи, гикори, буки, каштаны, ликвидамбары) и папоротники
осмунда. При этом в лесах острова увеличивается количество бореаль-
ных хвойных, главным образом ели, и становится разнообразнее травя-
нистая растительность.
Северный Китай, Япония (северная) и п-ов Корея по-прежнему по-
крывались хвойно-широколиственными лесами, мало изменившими свой
состав и облик относительно миоценовых и даже олигоценовых. Основ-
ными лесообразующими породами продолжали оставаться листопадные,
буки, дубы, клены, ясени, грабы, березы, дзелковы, липы, каштаны, грец-
кие орехи, вязы, тополи, а также сосны, ели, тсуги, а первое время также
глиптостробусы, секвойи и таксодиумы. Западной границей этой флори-
стической области служил континентальный уступ между нагорьями Цен-
тральной Азии и аккумулятивными низменностями Восточного Китая,
образуемый хребтами Большого Хингана и Тайханшаня. На севере ее
ограничивали хребты Становой и Буреинский.
В горах Южной Сибири и Северной Монголии в плиоцене были рас-
пространены по преимуществу хвойные леса с широколиственными по-
родами в речных долинах. Эти леса продолжались до самой границы
Гоби, где оказывались в непосредственном соприкосновении со степной
растительностью. Таким образом, в плиоцене уже возник разрыв некогда
единой и широкой евразиатской зоны сплошных широколиственных ле-
сов на два ареала: европейский, начинающийся от Алтае-Саянской об-
ласти, и восточноазиатский, приходящийся на бассейн Амура.
В провинциях Южного Китая, лежащих между горами Циньлина и
Наньлина, судя по хуннаньским находкам, плиоценовая растительность
имела! субтропический характер. В ней основная роль уже принадлежала
вечнозеленым растениям: магнолиям, лаврам, циннамомумам, вечнозеле-
ным дубам, пальмам, бамбукам, фикусам, а также теплолюбивым широ-
колиственным: каштанам, дубам, кленам, ликвидамбарам. Поскольку се-
верная граница области накопления субтропических красноцветов к
84
концу плиоцена отступила за Янцзы, а линия, до которой распространя-
лись коралловые рифы, едва касалась Южной Японии, надо полагать,
что в это время и субтропическая растительность незначительно отсту-
пила к югу. Тропические леса в плиоцене едва ли проникали к северу от
Гималаев и Наньлина.
В аридной области находки растительных остатков плиоценового'
возраста теперь довольно многочисленны. Они сделаны в ряде впадин
Центрального и Восточного Тянь-Шаня, в Кучарском прогибе, в Цай-
даме, во многих пунктах провинции Ганьсу, Шэнси и Чахар. Формацион-
ный тип ископаемой флоры во всех местонахождениях приблизительно
один и тот же — тугайный, с ивами, тополями, вязами, причем близ-
кими видам, произрастающим в современных тугаях аридной области.
Тропические формы в составе этой флоры уже отсутствовали.
В советском Тянь-Шане, согласно исследованиям Н. И. Руб-
цова (1955) и Е. Ф. Кутузкиной (1954), неогеновая флора была по со-
ставу более богатой, чем современная, и в формационном отношении пе-
реходной от собственно лесной к тугайной. В ней уже отсутствовали
типичные тургайские лесные формы, но были широко представлены по-
роды, характерные для тугайных зарослей. Обнаруженные в тяньшан-
ских местонахождениях остатки клена, ясеня, дзелковы, дуба, граба, не
известные в современных тугаях, говорят о более крупных размерах нео-
геновых долинных лесов, в которых местами могли произрастать мезо-
фильные породы. Кстати, следует отметить малое распространение среди
листовых отпечатков и в спорово-пыльцевых комплексах неогеновых от-
ложений Тянь-Шаня и Нань-Шаня хвойных, которые ныне доминируют
в лесах этих горных областей. Для местонахождений прогибов харак-
терно присутствие злаков и осоковых, произраставших, очевидно, в пе-
риферических частях тугайных лесов — на границе с опустыненными
плакорами.
Мелколистность тугайной флоры, плиоцена Центральной Азии, в
сравнении с филогенетически родственными видами из мезофильных ус-
ловий и жестколистная структура ее листьев дали основание
Чэни (Chaney, 1951) (изучившему ископаемые остатки растений боль-
шой части центральноазиатских местонахождений) сделать вывод о том,
что в течение плиоцена, особенно верхнего, климат Центральной Азин,
до Шэнси и Чахара включительно, был аридным, но несколько влажнее
современного. Растительность плакоров, являвшихся основным типом
ландшафтов равнин аридной области, судя по споро-пыльцевым комп-
лексам, состояла из ксерофильных трав и полукустарничков, среди ко-
торых преобладали полыни, маревые, гречишные, злаковые, эфедра.
Географическое расмещение известных месторождений гиппарионо-
вой фауны позволяет предполагать провинциальные различия раститель-
ного покрова аридной области. Преобладающая часть наиболее богатых
местонахождений этой фауны приходится на территорию Казахстана,
Джунгарии, Монголии, Забайкалья, Северного и Центрального Китая,
составлявших наименее засушливую окраину аридной области, переход-
ную к лесной зоне. В Таримском бассейне, Гашуньской Гоби и Запад-
ном Алашане остатки гиппарионовой фауны не известны, за исключе-
нием отдельных пунктов Притяньшанского и Принаньшанского проги-
бов (подгорных равнин), орошавшихся реками. Очевидно, в направле-
нии внутренних районов аридной области благоприятные для обитания
фауны гиппариона лесостепные ландшафты сменялись сухими степями,
полупустынями и пустынями.
На возможность существования пустынных ландшафтов во внутрен-
них районах аридной области указывают спорово-пыльцевые комплексы
плиоценовых отложений Средней Азии, в которых установлена пыльца
85
саксаула, эфедры и ряда других растений пустынной ассоциации, и по-
ныне сохраняющихся в этой области.
В плиоцене бореальный тип выветривания и осадконакопления, ко-
торому соответствует теплоумеренная листопадная флора, распростра-
нился еще дальше к югу и охватил равнины Нань-Гоби, Средней Азии,
Северного и Центрального Ирана и Тибета. Он выражен палевой песча-
но-глинистой толщей, породы которой уже почти лишены свободных
гидроокислов железа, но карбонатны и гипсоносны в еще большей мере,
чем отложения массагетской серии (Ос3—Мс). Накопление палевой тол-
щи происходило уже не в условиях красноземного выветривания (са-
ванна), а сероземного (сухая степь, пустыня), протекавшего при мень-
шей влажности и меньшей общей климатической температуре. В фа-
циальном отношении палевая толща плиоцена представляет отложе-
ния сухих равнин, речных пойм и озерных водоемов. Роль последних
значительна только в предгорных прогибах Тянь-Шаня, Куэнь-Луня,
Нань-Шаня, Циньлина, на которые сбегали реки.
На территории Тибета, испытавшего в плиоцене энергичное подня-
тие и иссушение климата, умеренно-ксерофильная древесно-кустарнико-
вая растительность средиземноморского типа, развивавшаяся на «пол-
тавской основе» (флора Бадхыза), преобразовалась в еще более засухо-
устойчивую растительность нагорных ксерофитов теплоумеренного
типа.
- Саванны с красноземным выветриванием и субтропической ксеро-
морфной флорой до конца плиоцена сохранялись только на территории
Аравии, Южного Ирана и Северо-Западной Индии.
ПАЛЕОТРОПИЧЕСКАЯ ОБЛАСТЬ
Изменения климата, происходившие в северной половине Евразиат-
ского материка, не затронули Индии, Индокитая, самого Южного Китая
и Индонезии, защищенных высокими хребтами Гиндукуша,. Гималаев, в
которых поэтому формационный (климатический) тип растительности,
так же как и литогенетический тип выветривания, сохранялись в течение
всего палеогена и неогена неизменными.
Количество местонахождений ископаемой тропической флоры па-
леогена и неогена в общем невелико, к тому же локализованы они пре-
имущественно в одной области — Юго-Восточной Азии (Бирма, Таиланд,
Вьетнам, Индонезия). Очертить ареал распространения палеотропиче-
ской растительности в данном случае помогают другие элементы ланд-
шафтного комплекса, в первую очередь литогенетические особенности
кор выветривания с сопровождающими их осадками, выходы которых
распространены несравненно шире и равномернее по площади. Как из-
вестно, под пологом тропического леса развиваются различные красно-
земы, желтоземы и настоящие латериты, а также продукты их переотло-
жения, составляющие формацию бескарбонатиых красноцветов. Оче-
видно, совпадение ареалов накопления бескарбонатиых красноцветов и
тропических лесов существовало и в прошлом, поскольку все известные
местонахождения ископаемой тропической флоры палеогена попадают в
область распространения бескарбонатиых красноцветов. Следовательно,
в тех районах геоботанической области, для которых данные по ископае-
мой флоре отсутствуют, границы могут реконструироваться по литоге-
нетическим объектам.
Палеоботанические данные свидетельствуют о том, что в течение па-
леогена и неогена на территории палеотропической области были рас-
пространены диптерокарповые леса, по составу мало отличающиеся от
современного дождевого леса низменностей Суматры и Борнео, и теко-
86
:вые леса, напоминающие современные муссонные леса Индостана. В со-
ставе тропических лесов были разнообразно представлены диптерокар-
повые, панданусовые, фикусы, банановые, пальмы, бамбуки, древовид-
ные папоротники, а в Китае также магнолии, лавры, вечнозеленые
дубы.
Таким образом, и в прошлом растительность палеотропической об-
ласти была дифференцирована в зависимости от режима выпадения
осадков на дождевые и муссонные леса и, вероятно, саванное редко-
лесье. Последнее, судя по литологическим данным (локальное обогаще-
ние осадков известью и кремнеземом, связанное с некоторой аридизацией
климата), могло быть распространено во внутренних районах Индии и
Индокитая (плато Корат), в которых, кстати, эта растительная форма-
ция является господствующей и в настоящее время.
Вместе с тем имеются основания предполагать, что в прошлом со-
отношения влажных лесов и растительных ассоциаций, приспособленных
к периодическому недостатку влаги, были несколько иными, чем в наше
время. Дождевые леса, по-видимому, занимали более обширные
площади (за счет листопадных муссонных лесов), о чем, в частности, сви-
детельствуют находки ископаемых древесин ди-птерокарповых в олиго-
цене и миоцене Верхней Бирмы, за пределами области их современного
произрастания. Согласно же П. Ричардсу (1961), диптерокарповые яв-
ляются характерным членом формации дождевого леса и не встречаются
в листопадном муссонном лесу.
Вообще же палеогеографическая обстановка на территории палео-
тропической области Южной Азии в кайнозое была очень динамичной и
изменчивой, отражавшейся на региональном распределении атмосфер-
ных осадков, которые в условиях тропического климата являются ос-
новным фактором, регулирующим течение физиологических процессов у
растений. Если менялась картина распределения атмосферных осад-
ков (локально), то, следовательно, изменялось и распределение отдель-
ных формаций тропической растительности. Развитию диптерокарповых
лесов особенно благоприятствовал ландшафт приморских низменностей,
получивший широкое распространение в плиоцене.
Тропические леса Южной Азии развивались автохтонно в течение
всей кайнозойской эры. Их огромное флористическое богатство, как по-
лагают палеоботаники, является одним из проявлений их глубокой
древности.
Основным внешним фактором, регулирующим периодичность физио-
логических процессов тропической растительности, является сезонная
засуха, а не температура, как в умеренном климате (Ричардс, 1961). По-
этому все провинциальные и исторические изменения тропической рас-
тительности Южной Азии в кайнозое были связаны исключительно с ко-
лебаниями продолжительности и интенсивности засушливого периода.
В Северном Вьетнаме в угленосных отложениях неогена широко рас-
пространены растения субтропиков и умеренного климата: таксодиевые,
сосны, тсуги, кленовые, гикори, орехи, лапина, каштаны, дубы, ольхи,
ивы, показывающие на существование в горных областях тропиков вер-
тикальной зональности.
¥
Прогрессировавшее похолодание, усиливавшаяся муссонная цирку-
ляция и возраставшая пестрота в распределении атмосферных осадков
(в связи с усложнениями рельефа материка) отразились на развитии
кайнозойской растительности, которая с каждой эпохой приобретала
все более сложную дифференциацию и изменяла свой состав.
87
В палеоцене, эоцене и нижнем олигоцене различия бореальной и
тропической областей по термическому режиму были еще невелики и по-
этому существенно не влияли на зональную дифференциацию расти-
тельности. Последняя тогда в большей мере определялась условиями
увлажнения (количество и режим выпадения атмосферных осадков), ко-
торые были уже достаточно контрастными, хотя и не в такой степени,
как в настоящее время. Относительное однообразие климата палеоцена,
эоцена и нижнего олигоцена (особенно' в отношении температуры) было
причиной в общем слабой зональной дифференциации растительности,
основной чертой которой была комплексность, т. е. совместное произ-
растание представителей различных климатических классов. Например,
в отложениях палеогена северных районов Евразии совместно находят
остатки бореальных (березы, ольхи, ивы) и субтропических форм (маг-
нолии, троходендроны, платаны, гинкго).
С позднего эоцена происходит похолодание климата, и раститель-
ность все более и более дифференцируется по термическому режиму.
К среднему олигоцену уже четко обозначаются два термических
типа растительности, получившие от А. Н. Криштофовича название «тур-
гайской» и «полтавской» флор. Первая — теплоумеренная, листопадная;
вторая — тропическая, вечнозеленая. Конечно, и флоры тургайская и
полтавская еще были в большой мере комплексными, сочетавшими в
себе растения различных термических классов, но уже более узкого ди-
апазона, чем раннепалеогеновая флора («гренландская» и «гелинден-
ская» флора А. Н. Криштофовича). В тургайской флоре вечнозеленые
растения отсутствовали (северные районы) или были представлены
только в подлеске (южные районы).
Так как похолодание распространялось с севера, наиболее дина-
мичными и энергичными процессы термической дифференциации расти-
тельности были в пределах бореальной области. В неогене на базе тур-
гайской флоры складываются две самостоятельных геоботанических
зоны: таежных и широколиственных лесов, различные по климатическим
условиям.
Со среднего миоцена под влиянием похолодания и иссушения (ис-
ходившего из аридной области) по южной окраине теплоумеренного
пояса тургайские хвойно-широколиственные леса стали замещаться ле-
состепными, а затем и степными ландшафтами.
С течением времени похолодание распространяется все дальше на
юг. В связи с этим умеренная растительность неуклонно расширяет свой
ареал за счет тропической, отступающей в области ее современного про-
израстания. В плиоцене она распространяется также на значительную
часть аридной области, во флоре которой в это время происходит смена
полтавского (тропического) базиса на тургайский (теплоумеренный).
Максимальным преобразованиям подвергалась кайнозойская рас-
тительность северных районов, наиболее приближенных к центру охлаж-
дения. К югу количество и масштабы воспринятых растительностью-
влияний сурового климата уменьшаются и, соответственно, возрастает в '
ее составе роль древних элементов. Минимальным изменениям подвер-
галась растительность тропической области, а также китайского сектора
тихоокеанского побережья, климат которых в кайнозое был относи-
тельно стабильным.
Одновременно с формированием термической зональности климата
(и растительности) усиливалась контрастность в распределении атмо-
сферных осадков. Увеличение площади суши и ее среднего гипсометриче-
ского уровня должно было сопровождаться ростом термических контра-
стов континентов и океанов, которые в свою очередь порождали сильную
муссонную циркуляцию атмосферы. Аридная область еще более иссу-
88
шается, и в ней выделяется зона настоящих пустынь, а в тропической
области расширяются ареалы проявления муссонного климата с засуш-
ливым сезоном.
Несомненно, что в палеогене влажные тропические леса покрывали
более значительные площади, чем в неогене, когда они частично были,
замещены муссонными лесами, теряющими листву на сухое время года.
Дифференциация лесной растительности в палеогене и неогене про-
исходила также и под влиянием нараставшей солнечности климата.
В лесах постепенно повышалась роль гелиофитов — пород с мелкой раз-
реженной листвой (березовые, тополевые), и соответственно сокраща-
лось распространение тенелюбивых растений (сциофитов), отличавшихся
густым облиствением (буковые, еловые). Результатом этого процесса
было значительное обеднение лесов Сибири елью и пихтой и полное ис-
чезновение из них тсуги и бука.
Итак, на основе комплексной относительно однообразной раститель-
ности раннего палеогена в дальнейшем складывается очень сложная гео-
ботаническая зональность. Зональными новообразованиями являются
таежные, широколиственные и отчасти муссонные леса, а также расти-
тельность степей и настоящих пустынь.
ГЛАВА IV
ОСНОВНЫЕ ЭВОЛЮЦИОННЫЕ И ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ
КОМПЛЕКСЫ (ФАУНЫ) МЛЕКОПИТАЮЩИХ
Остатки фауны наземных млекопитающих палеоцена и раннего эо-
цена обнаружены лишь в единичных местонахождениях, поэтому ее со-
став, морфологический облик, экологические типы и ареалы расселения
еще мало известны. Говоря об этом самом раннем этапе развития назем-
ных млекопитающих, ограничимся упоминанием находок в нижнем эо-
цене Южной Монголии, ныне представляющей пустыню (Гоби), остат-
ков древнейших копытных: пантодонтов и диноцерат, бронтотериев и та-
пирообразных — обитателей влажных лесов и обильно орошенных низин.
Эволюция фауны наземных млекопитающих устанавливается более
или менее определенно только с верхнего эоцена,.
Во второй половине палеогена и в неогене сменились четыре вполне
самостоятельные фауны, различные морфологически и экологически,
представляющие собой четыре основных этапа эволюции: бронтотерие-
вая фауна (верхний эоцен — нижний олигоцен), индрикотериевая фауна
(средний и верхний олигоцен), анхитериевая фауна (нижний и средний
миоцен), гиппарионовая фауна (верхний миоцен — плиоцен).
'Бронтотериевая фауна. Наиболее характерным представителем этой
фауны были бронтотерии — непарнокопытные, величиной со слона, очень
разнообразно представленные, особенно в монгольских местонахожде-
ниях, где среди них описано около 30 видов. По заключению Н. М. Ян-
ковской (1955), коренные зубы бронтотериев, имеющие низкую коронку,
были приспособлены к питанию сочной болотной растительностью, а низ-
кие, относительно слабые резцы и сходные с ними клыки могли исполь-
зоваться только для срывания мягких побегов. Положение ноздрей на
вершине круто и высоко выступающего носа некоторых бронтоте-
риев (протоэмболотерий) свидетельствует о длительных погружениях
морды этих животных в воду при добывании корма. Местами обитания
бронтотериев Н. М. Янковская считает болотистые низменности, отсро-
чивавшие озера и медленно текущие реки.
Другой распространенной группой бронтотериевой фауны являлись
аминодонты. По описанию В. И. Громовой (1960а), это были массивные
малоподвижные коротконогие животные, величиной со средних и круп-
ных носорогов. Взаимное расположение клыков, характер стирания ко-
ронок, редукция передних и массивность задних коренных зубов, ряд
особенностей строения черепа, шеи и других частей скелета аминодон-
тов допускают предположение о их полуводном образе жизни. Амино-
донты были обитателями регулярно затапливавшихся речных пойм и
бессточных низин, покрытых густой и сочной водолюбивой раститель-
ностью. Питались они по преимуществу корневищами и клубнями расте-
ний (камышей, осок), которые извлекали из топи с помощью клыков. '
90
Видную роль в фауне бронтотерия играли еще крупные свинообраз-
ные энтелодонты, антракотерии, тапирообразные и халикотерии — тоже
обитатели влажных лесов и болотистых низин.
Ареал распространения бронтотериевой фауны в Евразии был очень
широк и простирался от Японии и советского Приморья до Франции и
Англии. Все основные местонахождения этой фауны сосредотачиваются
в периферических районах аридной области и в смежных с нею окраи-
нах гумидных поясов (рис. 19).
Фауна бронтотерия была связана с обильно увлажненными ланд-
шафтами. Экологически она была относительно однородной. Находки
позднеэоценовой — нижнеолигоценовой фауны, недавно сделанные в
Фергане, Турфанской впадине и Цайдаме, по составу мало отличаются
от одновозрастных фаун Монголии, Китая и Европы (тапирообраз-
ные и др).
Индрикотериевая фауна. Индрикотериевая фауна существовала в
среднем и верхнем олигоцене. Ареал ее распространения был менее ши-
рок и охватывал в основном только периферические части аридной обла-
сти Азии и Юго-Восточной Европы (рис. 20). Наиболее богатые место-
нахождения остатков этой фауны приходятся на Тургай и Приаралье,
Центральный Казахстан, Южную и Восточную Монголию, Ордос.
В Южной Азии типичной индрикотериевой фауны не установлено (Бори-
сяк и Беляева, 1948).
Свое название олигоценовая фауна млекопитающих получила от од-
ного из самых замечательных ее представителей — гигантского носорога-
индрикотерия. В экологическом отношении фауна индрикотерия была од-
нородной и, согласно В. В. Лаврову (1959) и К- К. Флерову (1'961), рас-
падалась на два комплекса: обитателей долинных лесов и болот и оби-
тателей саванн междуречных пространств. Долинный комплекс соста-
вляли млекопитающие, приспособленные к передвижению по болотным
почвам и лесным зарослям. Из бронтотериевой фауны в него перешли
крупные свинообразные энтелодонты, теперь достигающие расцвета.
Особенности строения скелета энтелодонтов свидетельствуют о приспо-
собленности этих животных к жизни в приречных зарослях. В частности,
таким 'приспособлением являлась массивная клиновидная голова (в не-
которой мере напоминающая голову современного кабана), служившая
на бегу для раздвигания зарослей.
Из предыдущей фауны перешли и еще больше распространились
другие свинообразные—антракотерии, коротконогие с длинной мордой
животные, ведущие, подобно гиппопотамам, полуводный образ жизни.
Больше стало и аминодонтов (болотных носорогов), обитавших, как и
прежде, на затапливавшихся речных поймах и в топях бессточных
котловин. Продолжали существовать также тапирообразные и ха-
ликотерии (схизотерии); среди хищников еще господствовали крео-
донты.
Из новых элементов своеобразен представитель трагулид — лофио-
мерикс, морфологически и экологически сходный с водным оленьком,
ныне живущим в болотистых лесах Западной Африки. Короткие конеч-
ности и низкий рост лофиомерикса указывают на то, что это животное
обитало в зарослях. Нижние дистальные отделы его конечностей, сход-
ные в известной мере со свиными, были хорошо приспособлены к про-
движению по мягким и даже топким грунтам (Флеров, 1961).
В состав долинного комплекса входили и гигантские носороги, пред-
ставленные группой пристинотерия, которые от своих саванных сороди-
чей, индрикотерия в частности, отличались короткой шеей, подвижной
только в горизонтальной плоскости (вправо и влево), подвижностью
пальцев ног, обеспечивавшей им большую площадь опоры при ходьбе.
91
1
7

Условные обозначения к картам зоогеографической зональности Евразии (рис. 19—22)'
Д Д 12
Зоогеографические области моря: 1 — тропическая; 2— субтропическая; 3— уме-
ренная; 4 — аридная (лагунные и мелководные фауны).
Континентальные комплексы: 5 — бронтотериевый (в термическом отношении не
дифференцированный); 6 — индрикотериевый (субтропический); 7 — он же, ксеро-
фильный; 8—он же, тропический с реликтами бронтотериевой фауны; 9—анхитерие-
вый субтропический; 10— он же, ксерофильный; 11— он же, тропический с реликта-
ми индрикотериевой фауны; 12—гиппарионовый субтропический; 13— он же, ксеро-
фильный; 14 — он же, тропический с приматами, тапирами и гиппопотамами; 15 —
области древней суши, для которых находки позвоночных редки или вообще не из-
вестны.
Рис. 19. Вторая половина эоцена — ранний олигоцен.
92
В этих особенностях строения скелета гигантских носорогов типа при-
стинотерия выступают черты приспособления их к жизни по берегам топ-
ких водоемов, поросших водной растительностью (Лавров, 1959).
Фаунистическому комплексу междуречных пространств свойствен
совершенно иной систематический состав и тип приспособлений. Са-
мыми замечательными животными междуречного комплекса были ги-
гантские носороги типа индрикотерия. Эти гиганты, по представлениям
А. А. Борисяка и В. И. Громовой, могли передвигаться только по плот-
ным грунтам. Обладая огромным ростом и длинной шеей, они доста-
вали кроны деревьев на высоте 7—8 метров. Гигантских носорогов
отличала малая подвижность, о чем можно судить по строению их ко-
нечностей (слабое сгибание ног в суставах). Они медленно бродили по
саванному редколесью, питаясь листьями и корой деревьев. К концу оли-
гоцена облик гигантских носорогов изменился; они приобрели короткую
морду и больше, чем раньше, стали употреблять в пищу кору деревьев.
Последние представители этой группы, сохранившиеся до начала мио-
Рис. 20. Средний и поздний олигоцен.
Условные обозначения см. на стр. 92.
93
цена (род парацератерий), обнаруживают значительные изменения в зу-
бах, связанные с переходом к более жесткому корму (Громова, 1959)..
Трагулиды в междуречном фаунистическом комплексе были пред-
ставлены продремотериумО'М, по внешнему виду несколько напоминав-
шим современных газелей. Строение конечностей этого ископаемого (со-
кращение подвижности как средних, так, главным образом, и боковых
пальцев, уменьшение способности их широко раздвигаться) указывает-
на приспособление к передвижению по сухим почвам (Флеров, 1961).
Типичными представителями фауны междуречных пространств были
также роющие грызуны и наземные черепахи.
Относительное значение долинного и междуречного комплексов в
позднеолигоценовой фауне меняется в зависимости от положения того
или иного местонахождения к полюсу сухости. В более сухих районах
Монголии и Западного Китая преимущественным распространением
пользовался ксерофильный комплекс междуречных пространств, в бо-
лее увлажненных районах Тургая и Казахстана оба комплекса развиты
равновелико, а на территории еще более влажной Средней Европы, по-
крывавшейся почти сплошными лесами, представлена главным обра-
зом болотно-лесная фауна, имеющая даже мало общего с казахстано-
монгольской (лофиомерикс, продрематериум). В Южной Азии (Северо-
Западная Индия, Ассам, Верхняя Бирма, провинция Юннань КНР; оли-
гоценовая фауна состояла исключительно из лесных форм: приматов, та-
пирообразных, трагулид, антракотериев, аминодонтов. Гигантские носо-
роги типа индрикотерия (белуджитерий) отмечены только в Белуджи-
стане, входящем в аридную область.
К северу индрикотериевая фауна не распространялась дальше Ка-
захстана и Восточного Забайкалья, а к югу — за пределы саванно-лес-
ной области Индии и Индокитая. Преградами для ее продвижения яв-
лялась, как полагает К- К- Флеров (1961), ландшафтно-климатическая
зональность: на севере — леса субтропиков, на юге — тропические леса
экваториального типа.
Анхитериевая фауна. В миоцене эволюцию в направлении приспо-
собления к быстрому бегу и питанию жесткими травами проделывают
лошадиные; напротив, сокращается число жвачных во влажных лесах
и на болотных пространствах, вымирают семейства энтелОдонтов и ами-
иодонтов (Основы палеонтологии млекопитающих, 1962). В результате
этой эволюции к верхнему миоцену складывается новая, вполне само-
стоятельная гиппарионовая фауна, отличная от индрикотериевой по>
морфологическим и экологическим особенностям.
В нижнем и среднем миоцене между периодами господства индри-
котериевой (Ос2-з) и гиппарионовой (Мс3—Р1) фаун существовала пе-
реходная— анхитериевая фауна, сочетавшая в себе древние угасающие
семейства млекопитающих, сохранившиеся от индрикотериевой фауны,
и новые, прогрессирующие, перешедшие в гиппарионовую фауну. Эта
переходная фауна получила название от мелкой лесной лошади—ан-
хитерия, очень для нее характерной. Помимо примитивных мелких ло-
шадей, в нее входили разнообразные носороги, мастодонты, трагулиды,
олени-мунтжаки, свиньи, газели, крупные халикотериды, грызуны, чере-
пахи (тестудо). Местонахождения анхитериевой фауны известны в
Средней и Южной Европе (Франция, Бельгия, ФРГ и ГДР, Италия,
Украина), в Казахстане, Монголии, Северном и Центральном Китае и
Белуджистане. Они не отмечены на территории Северной Европы, Си-
бири, Верхоянско-Колымской области и Малайского архипе-
лага (рис. 21).
В экологическом отношении фауна анхитерия, как и индрикотерия,
была неоднородна. В европейских и восточнокитайских местонахожде-
94
ниях она слагается исключительно лесными формами (анхитерий, носо-
роги, трагулиды, свиньи), а в более сухих районах Центрального Казах-
стана, Монголии, Ордоса, Ганьсу и Цайдама больше распространены
олени-мунтжаки, мастодонты, газели и грызуны, что и дало основа-
ние В. С. Баженову выделить этот более ксерофильныи вариант анхи-
териевой фауны в особый «мунтжаковый комплекс», обитавший в усло-
виях лесостепного ландшафта.
Рис. 21. Ранний и средний миоцен.
Условные обозначения см. на стр. 92.
В Белуджистане и Верхней Бирме анхитериевая фауна заключала
реликты индрикотериевой.
Гиппарионовая фауна. История фауны гиппариона охватывает верх-
ний миоцен — плиоцен. Ее появление и расселение связывают со сменой
ландшафтов в пограничной зоне аридного и гумидных поясов, в кото-
рой располагались территории Юго-Восточной и отчасти Средней Ев-
ропы, Казахстана с южными районами Западно-Сибирской низменно-
сти, Монголии и Восточного Забайкалья, преобладающей части Китая,
Восточной Бирмы, Северной Индии, Малой Азии (рис. 22).
95
Во второй половине миоцена в связи с возросшей испаряемостью
долинные и низинные леса периферических районов аридной и.семиа-
ридной областей из болотных субтропических превращаются в сухие
широколиственные. Одновременно в междуречных пространствах ред-
колесье сменяется саванностепыо, вначале луговой, типа прерий, а за-
тем сухой. Ландшафты становились все более открытыми, с травянистым
Рис. 22. Поздний миоцен — плиоцен.
Условные обозначения см. на стр. 92.
покровом, что благоприятствовало существованию копытных. Таким об-
разом, внешним импульсом, вызвавшим широкое распространение фауны
гиппариона, явились климатические изменения (понижение температуры
и иссушение). Их воздействие на развитие животного мира осуществля-
лось главным образом посредством преобразования ландшафтов.
Основными представителями фауны гиппариона были древние ло-
шади, настоящие носороги, хоботные, антилопы, верблюды, олени, жи-
рафы, быки, бегающие бескилевые птицы — страус и урмиорнис, хищ-
ники— саблезубый тигр и гиены, а также грызуны и наземные чере-
56
пахи. В основном это были хорошо подвижные обитатели открытых и
полуоткрытых пространств семиаридного климата.
Самым характерным представителем этой фауны был гиппарион —
небольшая трехпалая лошадь, размером с осла, остатки которой обычно
преобладают над другими ископаемыми. Луговой гиппарион пришел на
смену жителю лесов — арнхитерию. У него впервые из лошадей зубы об-
наруживают приспособление для поедания трав. Поверхность зубов
этого животного покрыта сложными эмалевыми петлями, препят-
ствовавшими их истиранию при употреблении жесткой пищи. Вместе
с тем зубы гиппариона еще имели более низкую коронку, чем у лошади,
и, следовательно, были пригодны для истирания не очень жесткого
корма (Флеров, 1954).
Строение конечностей гиппарионов говорит о том, что они были
приспособлены для передвижения по мягким болотным почвам. Ноги
гиппариона могли сгибаться под более острым углом, чем у лошади,
так, как у северного оленя и лося, й, таким образом, при ходьбе и беге
поднимались много выше, что позволяло ему легко передвигаться по
высокотравью и кочковатым болотам.
В. И. Громова (1952) различает среди гиппарионов два экологиче-
ских типа, один из которых был приспособлен к обитанию в обстановке
более облесенного ландшафта с влажной почвой, мягкой и сочной рас-
тительностью (Hipparion primigenium, Н. Theoboldi, Н. crassum и др.), а
другой существовал в более ксерофильных условиях {Hipparion elegans,
Н. longipes, Н. moldavanicum, Н. postylum, Н. proboscideum, Н. matthewi.
Л. К- Габуния (1959) полагает, что эта экологическая дифференциация
гиппарионов существовала с момента их появления.
Гиппарионы существовали некоторое время вместе с настоящими
лошадьми, приспособленными к быстрому бегу по твердому грунту су-
хой степи. Очевидно, по мере высыхания заболачивавшихся низин и реч-
ных пойм ареал распространения гиппариона сокращался.
В гиппарионовой фауне весьма разнообразно были представлены
антилопы, главным образом газели, трагоцерасы, цервавитес. Среди но-
сорогов выделялся хилотерий — толстое приземистое коротконогое жи-
вотное с бочонкообразным, как у бегемота, туловищем (Орлов, 1961).
Хоботные—мастодонт и динотерий — были самыми крупными живот-
ными гиппарионовой фауны. Полагают, что редкость их остатков свиде-
тельствует об относительной малочисленности этих животных.
Жирафы, современные гиппариону, обладали умеренно вытянутой
шеей и лишь слегка удлиненными ногами, что придавало им вид, сход-
ный с ныне живущим окапи — жителем лесов Центральной Африки (Ор-
лов, 1961). Остатки верблюдов найдены в отложениях не древнее сред-
' него плиоцена. Поскольку верблюды переносят жару и холод и стра-
дают от влажного климата, их появление свидетельствует о распрост-
ранении в это время засушливых саванностепёй и пустынь. Широкое
распространение верблюда в составе позднегиппарионовой фауны при-
близительно совпало с появлением в Азии однопалой лошади Стенона,
которую, согласно А. А. Марковой (1955), отличали дополнительные
складки эмали на поверхности зубов и удлиненный протокон, связанные
с питанием еще более жесткой ксерофильной растительностью.
Другими обычными представителями гиппарионовой фауны были
олени, свиньи, грызуны, хищники (из кошачьих — махайрод, из гиено-
вых— крокута и иктитерий), страусы и черепахи — триониксы.
- В гиппарионовой фауне Евразии усматриваются провинциальные
различия. Ее китайские и западноевропейские местонахождения, попа-
дающие в области более обильного увлажнения, отличаются широким
распространением носорогов, большим разнообразием самих гиппарио-
7 В. М. Спипцын
97
нов, среди которых господствовали лесные формы, и частым присутст-
вием реликта предшествовавшей фауны — анхитерия. В Китае спутни-
ками гиппариона были тапир — житель тропических лесов, и крокодил,'
населявший реки вплоть до Ордоса. Местонахождение остатков гиппа-
рионовой фауны Южной Европы, Закавказья, Индии, Бирмы, Южного
Китая, лежащих в тропическом и субтропическом поясах того времени,
отличаются присутствием приматов (Zdansky, 1930).
Состав гиппарионовой фауны изменялся также и с ходом истории.
Во второй половине плиоцена в ней резко усиливается роль саванно-
степных элементов — антилоп, верблюдов, жираф, страусов, однопалой,
лошади, роющих грызунов, а лесные формы приближаются к полному
исчезновению. Одновременно расширяется географический ареал оби-
тания саванностепных фаун, продвигающийся на север до низовьев р. Се-
ленги (многочисленные ископаемые остатки яиц страусов) и на запад до
Днестра (находки остатков верблюда и страуса в районе Одессы).
Гиппарионовую фауну считают предковой для современной фауны
африканских саванн.
*
В развитии кайнозойской фауны наземных млекопитающих отчет-
ливо выступает эволюция экологических типов, происходившая парал-
лельно и в зависимости от изменений ландшафтов, а следовательно,,
климата.
В палеогене периферические районы аридной области и семиарид-
ные зоны гумидных поясов были еще относительно хорошо орошены.
В их речных долинах и бессточных котловинах были распространены
болота и топи, населявшиеся животными, ведшими полуводный образ
жизни (бронтотериевая фауна и ее предшественники). С начала вто-
рой половины олигоцена климат постепенно иссушается, поверхностный
сток сокращается, в долинах и низинах меньше становится болот и, со-
ответственно, млекопитающих, связанных с этим типом ландшафта. Те-
перь в долинно-низинном комплексе наряду с обитателями болот по-
являются животные, населяющие лесные заросли. С этого времени са-
мостоятельное значение и большое распространение приобретает ксеро-
фильный комплекс междуречных пространств (собственно индрикотерие-
вая фауна). В нижнем и среднем миоцене в долинно-низинных ланд-
шафтах господствующей становится лесная фауна (анхитериевая).
С позднего миоцена здесь распространяются луга, а леса распадаются
на отдельные массивы, что создало условия для появления и расселе-
ния фауны гиппариона. Во второй половине плиоцена долинные и ни-
зинные луга большей частью преобразуются в степи, в связи с чем в со-
ставе гиппарионовой фауны усиливается значение степняков.
Таким образом, в ходе кайнозойской истории состав фаун млеко-
питающих в семиаридной области менялся от преобладания болотных
форм к последующему господству лесных животных и далее к почти
исключительному распространению обитателей степей. На более корот-
ких исторических интервалах эволюция кайнозойских млекопитающих,
отчетливо прослеживается по изменениям приспособлений у отдельных,
семейств и родов (носорогов, лошадей и Др.). Например, по изменениям
строения зубов у лошадиных устанавливается переход в питании от соч-
ных трав к менее сочным и затем жестким кормам. У них же совершался-
переход от относительно медленного передвижения по топкому грунту к
быстрому бегу по твердой почве.
Палеогеновая фауна в термическом отношении была почти не диф-
ференцирована. Зональные различия, связанные с температурным ре-
жимом, складываются только в неогене и особенно становятся замет-
98
ными на составе фауны гиппариона, в которой уже можно видеть тепло-
умеренный тип и тропический — с приматами, тапирами и гиппопота-
мами.
Наиболее динамичным (и четко распадающимся на отдельные
этапы) развитие наземных млекопитающих было в теплоумеренном
поясе, включавшем Восточную Европу, Казахстан, Монголию и Север-
ный Китай, испытывавшем значительные изменения климата. В тропи-
ческих областях Индии, Бирмы, Индокитая ц Южного Китая, где кли-
мат был относительно стабильным, эволюция фаун млекопитающих про-
текала медленнее, без четкого разделения на этапы (фауны бронтоте-
риевая, индрикотериевая, анхитериевая, гиппарионовая). В южной
фауне архаические формы сохранялись дольше. Например, безрогие но-
сороги в Северо-Западной Индии были распространены еще в миоцене,
а антракотерии и трагулиды сохранялись здесь даже в период господ-
ства гиппарионовой фауны.
ГЛАВА V
ЗООГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ МОРЕЙ,
ОМЫВАВШИХ ЕВРАЗИЮ
В водной среде, более теплоемкой, колебания климата проявляются
ровнее, чем на суше, при'этом они затрагивают лишь самую верхнюю
толщу воды до глубины 100 м. Ниже влияние колебаний температуры
уменьшается, и на 500 м от поверхности оно уже почти не ощущается.
Поэтому от изменений климата страдают главным образом организмы
планктона, организмы, обитающие в зоне литорали и сублиторали, за-
нимающей огромные площади в эпиконтинентальных бассейнах, а также
организмы, развивающиеся на выступах морского дна, достигающих
приповерхностной 100-метровой зоны (например, колониальные корал-
лы). Эти организмы очень чувствительны к переменам температуры, ко-
личеству света, содержанию в воде кислорода.
По беспозвоночным, обитавшим в морском мелководье, ясно разли-
чаются тропическая и бореальная зоогеографические области, подраз-
деляемые в свою очередь на провинции.
ПАЛЕОГЕН
Тропическая область характеризуется широким распространением
крупных фораминифер, колониальных кораллов, морских ежей и тепло-
любивых моллюсков. Тропическую фауну отличает исключительное ви-
довое разнообразие, большая пестрота экологических типов, а также
массивность раковин моллюсков и их сложная скульптура. Неоднород-
ность физико-географических условий морей тропической области и на-
личие барьеров, затруднявших миграции организмов (островные суши
и большие глубины моря), были причиной существенных провинциаль-
ных различий тропической фауны, которые нашли выражение в коли-
чественных соотношениях отдельных ее групп и в распространении эн-
демических видов.
В евразиатской части тропиков выделяются Средиземноморская и
Индо-Малайская провинции, находившиеся в различных климатических
условиях.
Средиземно морская провинция охватывала морские бас-
сейны Южной Европы (от . Аквитанского до Крымо-Кавказского) и
Юго-Западной Азии (до Гималайского включительно). Ее характери-
зует широкое распространение и разнообразие крупных форамини-
фер (гранулированных видов нуммулитов, альвеолин, ассилин, орто-
фрагмин, орбитолин), колониальных кораллов, морских ежей и всех
100
классов моллюсков; только в коралловой фауне средиземноморского
палеогена, по Герту (1'925), насчитывается 65 родов, тогда как в настоя-
щее время по всей Атлантике их 26 родов” (Шварцбах, 1955). В вос-
точной (азиатской) части провинции, лежащей в пределах аридной об-
ласти, где солевой режим морских вод был неустойчивым, палеогено-
вые фауны качественно обедняются: исчезают кораллы и нуммулиты,
менее разнообразных^! становятся моллюски. В этих обедненных фау-
нах на первый план выступают мелкие фораминиферы (глоборотолины)
и двухстворки (устрицы, корбула, модиола). В периферических депрес-
сиях Тянь-Шаня, Памира, Гиндукуша, в депрессиях Центрального
Ирана и Таримского массива, где морской режим часто сменялся ла-
гунным (гипсы, пачки красноцветов), фауна почти исключительно пред-
ставлена устрицами.
Индо-Малайская провинция, объединявшая морские бас-
сейны Юго-Восточной Азии (от Бенгальского до Японского), имела
фаунистический базис, в общем сходный со средиземноморским. В ней
также были широко распространены и разнообразно представлены
крупные фораминиферы (дискоциклины, ассилины, камерины), коло-
ниальные кораллы, морские ежи и моллюски (кардита, корбула, натика,
анцилла, церитиум). Однако обильный водный и минеральный сток, по-
ступавший с прилежащих территорий материка, существенно ограничи-
вал ареалы обитания организмов, требовательных к солевому режиму,
прозрачности вод, содержанию в них извести.
Кроме того, глубины Индийского океана, почти вплотную подходя-
щие к Индостанскому полуострову, затрудняли обмен фаун Средизем-
номорской и Индо-Малайской провинций и тем самым способствовали
развитию в каждой из них местных видов.
Тропическая фауна Индо-Д4алайской провинции с крупными фора-
миниферами и колониальными кораллами распространялась обычно до
Южной Японии; она фиксируется на островах Бонин, Кюсю и Сикоку.
Дальше на север до острова Хоккайдо и южного Приморья в морских
отложениях палеоцена и эоцена обнаруживаются остатки богатой пеле-
циподо-гастроподовой фауны с одиночными кораллами и иглокожими,
сопоставимой по составу и зональному (климатическому) типу с фау-
ной североевропейской провинции. Однако в фазы активизации теплого
течения Куросиво (Есь Ес3, Ос3) теплолюбивые Strombidae, Valutidae,
Aturia распространялись до Хоккайдо включительно (Kobayashi,
Shikama, 1961).
Пограничное положение между тропической и бореальной зоогео-
графическими областями занимала Средне-Европейская провинция,
включавшая Англо-Парижский бассейн, Северное море, а также моря
Днепровско-Донецкой впадины, Поволжья и Приуралья и продолжав-
шаяся в Мангышлак и Бадхыз. Для нее характерна богатая фауна дву-
створчатых и брюхоногих моллюсков — малоподвижных организмов,
обитавших в условиях сублиторали с песчаными и глинистыми осад-
ками. Особенно разнообразно в этой фауне были представлены уст-
рицы, венерикардии, циприны, астарте, люцины, корбисы, цирены, цери-
тиум, леда, соленомия, кардита, пектены, спондилус, туррителла. Круп-
ные и хорошо орнаментированные раковины этих моллюсков свидетель-
ствуют о том, что в зоне их обитания не было недостатка в извести, что
воды сублиторали были достаточно прогретыми.
Морские бассейны среднеевропейской провинции до широты 55°
(Северо-Германская впадина, Общий Сырт) населялись также нуммули-
тами, которые здесь отличались однообразием видового состава, ма-
лорослостью (Горн и Кузнецов, 1952) и исключительным распростране-
101
нием негранулированных видов (Бархатова, Немков, 1963). Такой угне-
тенный вид нуммулитовой фауны, очевидно, был связан, отчасти, с тем-
пературой воды, несколько пониженной по периферии тропической об-
ласти, но отчасти с влиянием опреснения континентальными водами и
избытком кремнезема, в больших количествах поступавшего с палео-
геновой суши. Последнее доказывается присутствием в песчано-глини-
стых отложениях, несущих остатки нуммулитов, прослоев опоковидных
пород (Горн и Кузнецов, 1952).
В восточных районах провинции (Днепровско-Донецкая впадина и
Поволжье), где морские воды содержали .много кремнезема, особенно
в среднем эоцене, широкое распространение имели организмы с крем-
невым скелетом (радиолярии, губки, диатомовые). В верхнем эоцене со-
держание кремнезема в водах моря сократилось и соответственно воз-
росло значение в его фауне известковых организмов, главным образом
фораминифер.
Интересны выводы Вейлера (Schwarzbach, 1961), полученные при
изучении остатков третичных рыб из древних отложений Северного
моря (ФРГ). Они показывают, что в составе ихтиофауны Северного
моря в нижнем олигоцене еще присутствовали типичные тропические
виды, но преобладающими были виды, свойственные области, переход-
ной от тропиков к субтропикам, и Совсем незначительной была роль
встречающихся в условиях умеренного климата. В среднем и верхнем
олигоцене в ней уже не было собственно тропических рыб и преобладали
рыбы, характерные для области, переходной от субтропиков к умерен-
ному поясу. В миоцене отсутствовали даже чисто субтропические виды,
и вся ихтиофауна была представлена рыбами, обитающими в условиях
климата, переходного от субтропического к умеренному.
Границей Средне-Европейской провинции на юге служила цепь гер-
цинских массивов: Бретонского, Центрального массива Франции, Рейн-
ского, Чешского и Украинского, а далее горы Крыма, Большой Кавказ
и Копет-Даг. ।
К бореальной области относятся провинции Западно-Сибирская и
Северотихоокеанская.
Западно-Сибирская провинция проявилась в пределах
одноименного .морского бассейна, существовавшего до начала олигоцена.
От Кустанайского вала, служившего южной границей провинции, отно-
сительно богатые фауны Приаралья (Средне-Европейская провинция)
обедняются: моллюски становятся редкими, однообразными (Limopsis,
Axynaia, Meretrix и др.), возрастает количество фораминифер с агглю-
тинированной раковиной, временами полностью исчезают пелагические
формы известковых фораминифер (начало палеоцена и начало эоцена),
на смену им приходят планктонные организмы с кремневым скелетом
(радиолярии, диатомеи, кремневые губки). Полагают, что подобные
смены состава и характера фаун связаны с более суровыми условиями
климата Западно-Сибирского бассейна, в сравнении с Приаральем и
Средней Европой, и периодическими вторжениями в него бореальных
вод. Но, очевидно, эти различия проистекают не столько от сурового
климата Западно-Сибирского бассейна, сколько от обилия в его водах
кремнезема, в большом количестве поступавшем с окружающей
суши.
Северотихоокеанская провинция охватывала Японское,
Охотское, Берингово моря. Она характеризовалась пелециподовой фау-
ной, в которой присутствуют как теплолюбивые формы: устрицы, макро-
каллисты, барбаты, питар, так и относительно холодноводные: йольдия,
тиасира, ацила, мия, нептунея и буцинум. Последние, очевидно, обитали
в более глубокой зоне моря при менее высокой температуре воды.
102
НЕОГЕН
В неогене зоогеографическая зональность в морях Евразии принци-
•пиальных изменений не претерпела; несколько лишь изменилось поло-
жение границ зоогеографических областей и состав обитавших в них
фаун.
Средне-Европейской провинции принадлежало Северное море с до-
вольно -богатыми фаунами двустворчатых и брюхоногих моллюсков,
среди которых, наряду с субтропическими формами, уже присутствовали
формы умеренной зоны. Роль последних к концу периода быстро воз-
растала. В осадках неогенового Северного моря распространены ас-
тарте, фузиды, пентенкулюс, изокардиты, теребратулиды.
Фауна Средиземноморской провинции претерпела большие измене-
ния. Из нее постепенно исчезают формы, характерные для тропической
области: колониальные кораллы, многие роды морских ежей и крупные
фораминиферы. Из последних в миоцене сохранялись только миогип-
сины. Вместе с тем широко расселяются пектениды, кардиты, устрицы,
плевротомы, мшанки. В общем, фауна неогенового Средиземноморья
приобретает преимущественно пелециподо-гастроподовый состав, более
теплоумеренный, в этом отношении близкий фауне Средне-Европейской
провинции палеогенового периода.
Наиболее благоприятными условиями для существования пелеци-
подо-гастроподового комплекса, как можно заключить по исследова-
ниям Массона (Greig, 1961), является морское мелководье зоны суб-
тропиков. На примере Pecten maximus Массон показал, что рост рако-
вин моллюсков, если его выразить графически, повторяет очертания
кривой изменений температуры морской воды. Он интенсифицируется
летом и ослабевает зимой, когда температура воды падает. Pecten ma-
ximus может нормально развиваться только в интервале температуры
морской воды от +20° до +3°.
Во второй половине неогена нормальный режим солености сущест-
вовал только в западном Средиземноморье (собственно Средиземное
море), сохранявшем связи с Атлантикой. Восточная часть древнего Сре-
диземноморья (Паннонский, Дацийский, Черноморский и Каспийский
бассейны) в связи с энергичным поднятием Малой Азии и Балкан утра-
чивает связь с океаном и превращается во внутреннее море (верхний
миоцен), а затем в сильно опресненное озеро-море (плиоцен).
В верхнем миоцене (сармате) внутреннее море было еще доста-
точно соленым и сохраняло основу нормальной морской фауны, но уже
значительно обедненной, состоявшей почти исключительно из двуство-
рок, брюхоногих и мшанок. Эта специфическая фауна Сарматского моря
характеризовалась особыми видами церитий, мактр, эврилий, тапесов и
трохусов. В понте опреснение бассейна усиливается и его фауна обед-
няется еще больше. Основными элементами понтической фауны стано-
вятся крупные конгерии и разнообразные кардиумы. В обособляющихся
п деградирующих тем временем Паннонском и Дацийском бассейнах рас-
селяется пресноводная фауна с унио и дрейссензиями.
В области древнего Средиземноморья тропический характер сохра-
няли фауны миоценовых морей—Ирана и Белуджистана.. Общий облик
фауны этих морей определялся пелециподами (устрицы, пектены, лю-
цины, кардиумы, арки), гастроподами (туррителла, конус), кораллами,
морскими ежами, лепидоциклинами.
Индо-Малайская провинция сохраняла тропический характер. Гос-
подствующее положение в ней по-прежнему занимали фораминиферы:
лепидоциклины, миогипсины, спироклипес (в миоцене), альвеолинеллы,
103
гетеростегнины, циклоклипес (в плиоцене); важная роль в составе этой
фауны оставалась за кораллами, морскими ежами, пелециподами и га-
строподами. Как и прежде, Индо-Малайская провинция распространя-
лась до южных островов Японии. В среднем миоцене ее влияние (мио-
гипсиды) сказывалось на всем побережье острова Хонсю, что, по мне-
нию японских геологов, было связано с действием теплых течений.
В верхнем миоцене субтропическая фауна отступает к югу (Kobayashi,
Shikama, 1961).
От Хоккайдо к северу был распространен уже исключительно хо-
лодноводный йольдиевый комплекс с йольдией, тиасирой, ацилой, вене-
рикардией, анадарой, макомой, нукуланой — характеризующий Северо-
тихоокеанскую зоогеографическую провинцию.
ГЛАВА VI
ПРИРОДНЫЕ ЗОНЫ И ИХ КЛИМАТИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА
Состав и характер литогенетических, флористических и фаунисти-
ческих формаций с течением времени эволюционировали в направлении
все возрастающей дифференциации и превращения их из комплексных
образований в более однородные и специализированные, поэтому их кор-
реляцию необходимо производить по геологическим эпохам.
ПАЛЕОЦЕН И ЭОЦЕН
Литогенетическими формациями тропиков являются: морская вы-
сококарбонатная, лагунная карбонатно-сульфатная и континентальные
красноцветы (пестроцветы) карбонатного и латеритового типов. Все эти
формации располагаются в одном климатическом (тропическом) поясе
и эквивалентны друг другу по термическому режиму.
Известно, что климат тропиков по температурному режиму до-
вольно однообразен; его региональные и сезонные колебания обычно не
выходят за пределы 5—6°. Распределение же атмосферных осадков в
них как в отношении общего количества, так и режима выпадения
очень изменчиво. Только этой пестрой картиной распределения атмо-
сферных осадков и определяется все разнообразие процессов выветри-
вания и условий развития органического мира в тропиках, как в совре-
менных, так и в древних.
Различия в количестве и режиме выпадения атмосферных осадков
больше всего сказываются на континентальных образованиях, в част-
ности на красноцветах, среди которых по степени и характеру увлаж-
нения можно выделить два типа: аридный — карбонатный и латерито-
вый— бескарбонатный. В последнем дополнительно различаются два
варианта: бокситоносный (средиземноморский) и угленосный (мус-
сонный).
Формации внеаридных тропиков. Выше уже отмечалось, что в осад-
ках современных морей, а также морей геологического прошлого содер-
жание карбоната кальция возрастает от высоких широт к низким. При-
чина этого заключается в резкой интенсификации карбонатонакопления
с повышением температуры морской воды (Страхов, I960). В палеогене
главными аккумуляторами карбонатных осадков были моря древнего
Средиземноморья, покрывавшие Среднюю Азию и Северо-Западную Ин-
дию, а также моря Индо-Малайской области (до южных островов Япо-
нии включительно). В этих областях разрезы палеогена характеризуют-
ся огромным распространением известняков, в особенности органоген-
105
ных: коралловых, нуммулитовых, гастроподо-пелециподовых. В древнем
Средиземноморье и Индо-Малайской области извести не лишены даже
терригенные комплексы подвижных зон (флиш, в частности). В палеоге-
новых морях области накопления высококарбонатной формации обитала
богатая и разнообразная фауна, состоявшая, главным образом, из орга-
низмов, использующих известь на построение своих скелетов. Среди нее
видная роль принадлежала крупным фораминиферам (нуммулитам, асси-
линам, ортофрагминам, альвеолинам) и кораллам.
Нуммулиты и другие крупные фораминиферы были донными оби-
тателями мелких теплых вод. Подобно тому как полтавская тропиче-
ская флора по мере приближения к Атлантическому океану распрост-
ранялась все дальше и дальше на север, так и отложения с нуммули-
тами в этом направлении все больше и больше поднимаются в высокие
широты. Если на тихоокеанском побережье они едва касались широты
Средней Японии, а в Восточной Европе достигали Общего Сырта, то у
атлантического побережья распространялись до широты 54° (Южная
Англия, Бельгия, Северо-Германская впадина).
Граница ареала распространения колониальных (рифообразую-
щих) кораллов проходила несколько южнее. В Европе она не распрост-
ранялась за пределы Средиземноморской провинции, за исключением
Парижского бассейна; в Средне-Европейской провинции были предста-
влены только одиночные кораллы. В Японии же палеогеновые коло-
ниальные кораллы не встречаются севернее островов Кюсю и Сикоку;
здесь палеогеновый ареал лишь незначительно переступает границу их
современного распространения.
Согласно М. Шварцбаху (Schwarzbach, 1961), рассмотревшему кли-
матические особенности расселения кораллов, их колониальные группы
обитают исключительно в теплом море, и только отдельные, не образую-
щие рифов группы продвигаются в умеренно теплые воды. Они отме-
чены в Япбнии до 35° с. ш., где февральская температура воды пони-
жается до 12°, и у норвежского побережья на 69° с. ш. при зимней тем-
пературе в 6—7° (на глубине до 500 м). Мощные коралловые рифы со-
ставляют характерную особенность тропических областей.
Считают, что нормальное развитие рифообразующих кораллов мо-
жет происходить лишь при температуре воды в приповерхностном слое
не ниже 20,5°. Такую температуру имеют лишь моря тропической зоны
и ближайших к ней участков субтропической зоны, испытывающих влия-
ние теплых течений, поэтому коралловые рифы в своем распростране-
нии ограничены приэкваториальной зоной между 30° с. ш. и 30° ю. ш.
Поскольку кораллы палеогена и неогена морфологически и экологиче-
ски близки современным, вероятно, можно принять температурный ре-
жим среды обитания тех и других одинаковым, и тогда внешнюю гра-
ницу тропической зоны в кайнозойской Евразии приурочивать к наибо-
лее северным пунктам находок рифообразующих кораллов. Крупные
фораминиферы, в частности нуммулиты, по-видимому, имели более ши-
рокий ареал расселения; в пределы субтропической зоны они продвига-
лись дальше колониальных кораллов. Их климатической границей, воз-
можно, являлась изотерма морской воды +18°.
Колониальные кораллы и крупные фораминиферы распространены
по всему тропическому поясу, равным образом в областях гумидного
и аридного климата (если условия нормальной солености вод сохра-
нялись), следовательно, они реагируют только на температуру и без-
различны к условиям увлажнения.
С низменными морскими побережьями зоны накопления высоко-
карбонатной формации связана и мангровая растительность, которая в
палеоцене и эоцене была распространена по всему древнему Средизем-
106
номорыо и в Южной Азии до Приморья включительно. Остатки ее об-
наружены в южной Англии, в Бельгии, Италии, Парижском бассейне,
в окрестностях Вены, в Татрах, на Украине, Бадхызе (южная Туркме-
ния), в Бирме, на Суматре, в Японии и южном Приморье. Эти остатки
преимущественно представлены низкорослой бесстебельной пальмой
нипа, и ныне произрастающей на побережьях островов Малайского ар-
хипелага, Филиппин и на ближайших к ним побережьях Южной Азии
и Северной Австралии, лежащих в пределах тропической области.' В на-
стоящее время пальма нипа растет в устьях рек и на болотистых низ-
менностях морских берегов, попадающих в зону действия морских при-
ливов. Температура воздуха и поверхности моря в области ее произра-
стания более или менее постоянны в течение всего года, изменяясь в ин-
тервале 24—28°. Таким образом географически совпадающие ареалы
накопления отложений высококарбонатной формации, а также распро-
странения нуммулитов, кораллов и мангровой растительности намечают
положение тропической области палеогена с минимальной температу-
рой морских вод около 18—20°.
В бассейне Северного моря (начиная с Бельгии), Днепровско-До-
нецкой впадине и северном Предкавказье роль карбонатных пород в
разрезах палеогена уменьшается и на положение ведущих литологиче-
ских компонентов выдвигаются глинистые (каолиновые), кремнистые и
глауконитсодержащие породы. Фауна беспозвоночных становится ме-
нее богатой и разнообразной, чем в Средиземноморье. Меньше оказы-
вается форм с массивными и богато орнаментированными раковинами.
Фауна нуммулитов становится мелкорослой и менее разнообразной в
видовом отношении. Эти бассейны, характеризующиеся умереннокарбо-
натной, существенно глинистой формацией, очевидно, лежали в зоне, пе-
реходной от тропического климата к субтропическому (Средне-Европей-
ская зона).
Зона латеритового и ферроаллитового выветривания в палеогене
охватывала преобладающую часть Европы и Азии. В ней находились
островные суши южной (альпийской )и средней (герцинской) Европы.
Так как рельеф этих островных массивов в кайнозое был довольно ди-
намичным, древние коры выветривания на них не сохранились, за ис-
ключением небольших скоплений красноцветного элювия в расщелинах
скал. Поэтому о характере процессов выветривания, протекавших в па-
леогене на островах альпийской и герцинской Европы, больше прихо-
дится судить по континентальным осадкам смежных седиментационных
бассейнов, в которые поверхностные и грунтовые воды сносили подвиж-
ные продукты латеритизации.
Континентальные отложения палеоцена и эоцена Аквитанского, Ан-
гло-Парижского, Северо-Германского, Ронского и других седимента-
ционных бассейнов представлены отчасти озерными известняками и
мергелями, образовавшимися путем химического осаждения извести, вы-
щелоченной из коренных пород в зоне выветривания. Широко распро-
странены кварцевые пески и пудинги, представляющие результат пе-
реотложения остаточного кварца латеритовой (ферроаллитовой) коры
выветривания. Нередки в этих толщах каолиновые и глиноземистые
глины, также являющиеся переотложенными продуктами латеритового
процесса.
Характерно, что к югу (в альпийской Европе) среди отложений па-
леогена заметную роль приобретают породы.засушливого климата: ар-
козы, кремнистые породы, гипсы (в лагунной фации), а к северу от гер-
цинских массивов Средней Европы, наоборот, большое распространение
получают бурые угли (эоценовые месторождения ГДР, Польши,
Белоруссии, Украины).
107
Большой знаток тропических почв — П. Фагелер (1935) полагает,
что латериты не могут образовываться под постоянно влажным тропи-
ческим лесом вследствие сильной кислотности его почв. По его мнению,
процесс латеритизации максимального развития достигает на границе
аридной и гумидной зон, где наивысшая температура почвы сочетается е
наибольшим количеством полезной воды. В основном латериты разви-
ваются под саванным лесом в условиях климата с двумя сезонами:
дождливым, когда влага продвигается от поверхности в глубину, и су-
хим, в течение которого имеют место восходящие токи от грунтовых
вод к поверхности. Дождливый сезон должен быть продолжительнее-
сухого; при равенстве этих сезонов процесс почвообразования протекает
по сухому саванному типу, в результате которого латерит не образуется.
Считают, что климат латерита довольно влажный; годовая сумма осад-
ков не может быть меньше 1200—1300 мм.
Известно, что и новейшие латериты (плиоцен-антропогеновые) раз-
виваются в условиях тропического климата в пограничной зоне саванны
и влажного леса (саванный лес), имеющей среднегодовую температуру
22—23°, июльскую 27—28° и январскую — не ниже +15°, при годовой
сумме осадков 1200—1300 мм и продолжительности сухого сезона 2—
3 месяца.
Растительность альпийской и герцинской Европы была вечнозеле-
ной, жестколистной. Среди ее остатков особенно много циннамомумов и
пальм, ныне произрастающих в условиях климата со среднегодовой-
температурой не ниже 21—25°. В это время пальмы распространялись по
меньшей мере до 55° с. ш,, до которой прослежены их ископаемые ос-
татки. Как предполагают палеоботаники, сплошных лесных массивов в
палеогеновой Южной Европе было мало, преобладал парковый древо-
стой. Пышная растительность, по Иессену, была распространена только
на заболачивавшихся низменностях и вдоль рек, тогда как ландшафты,
плакоров были близки саванным (Jessen; 1931).
В континентальных отложениях эоцена Средней Европы часто об-
наруживаются остатки млекопитающих, преимущественно тапирообраз-
ных,— обитателей влажных лесов тропиков (долинных). , В зоне лате-
ритизации и красноземного выветривания раннего палеогена находились
также вся южная половина Фенно-Сарматии, Северный Казахстан,
Приенисейская окраина Западно-Сибирской низменности и самый юг
Сибирской платформы. Формировавшаяся на этих обширных равнинах
и плато ферроаллитовая кора выветривания послужила источником об-
разования континентальной углисто-бокситовой формации и морской же-
лезисто-кремнистой формации, накапливавшихся в эпиконтинентальном
бассейне Юго-Восточной Европы и Западной Сибири.
В процессе размыва и переноса материал кор выветривания диф-
ференцировался: малоподвижный глинозем осаждался вблизи источни-
ков сноса, по преимуществу в местных континентальных бассейнах се-
диментации, тогда как гидроокислы железа, кремнезем, глинистые мине-
ралы и остаточный кварц частично достигали эпиконтинентальных морей
Западно-Сибирской низменности и Прикаспийской синеклизы. Морской
палеоген Юго-Восточной Европы, Северо-Западного Казахстана и За-
падно-Сибирской низменности отличает огромное распространение в-
нем кремнистых осадков, очевидно связанное с относительно большой
засушливостью климата близлежащей суши, находившейся по соседству
с аридной, областью и испытывавшей ее влияние.
Континентальная бокситоносная формация Западной Сибири и эк-
вивалентная ей морская железисто-кремнистая формация коррели-
руются с вечнозеленой древесно-кустарниковой растительностью облика
субтропического, переходного к тропическому. Даже в Приенисейском
108
районе бокситоносные отложения содержат в основном пыльцу вечнозе-
леных растений: платанов, миртовых, сандаловых, протейных, мирико-
вых (Боголепов, 1960).
Ритмичное строение континентальной формации, выраженное в че-
редовании угленосных и бокситоносных пачек, показывает на периоди-
ческие колебания влажности климата. Накопление углей отвечает фа-
зам повышенного увлажнения, а образование бокситов приходится на
фазы некоторой аридизации. Углистые пачки отличаются высоким со-
держанием пыльцы таксодиевых и подокарповых, в бокситоносных, на-
оборот, повышается роль пыльцы миртовых.
В павлодарском Прииртышье (флора Жаман-туза, изученная
В. С. Корниловой) на водоразделах произрастали смешанные леса .из
подокарпуса и вечнозеленого дуба с примесью лавра, циннамомума,
магнолии, а также пород с опадающей листвой: сассафраса и термина-
лии. Деревья и кустарники этой флоры в большинстве случаев обладают
кожистыми листьями, указывающими на высокую температуру и перио-
дическую засушливость. Вместе с тем по берегам островов и в долинах
рек росли дубовые леса с подлеском из девалькевии, андромеды и папо-
ротников, а также леса из таксодиума и ниссы. Такого типа леса сохра-
нились и поныне на Юго-Востоке Северной Америки и в Южной Кали-
форнии. По аналогии с ними элементы раннего палеогенового климата
павлодарского Прииртышья В. С. Корнилова характеризует следую-
щими величинами: годовая сумма осадков в пределах 500—800 мм (с
максимумом выпадения, возможно, в зимние месяцы), температура са-
мого жаркого месяца 25—28°, а самого холодного — не ниже +5°.
В верхнем эоцене на территории Казахстана, Тургая и северного
Приаралья, Урала и восточной Украины широкое распространение по-
лупили окремненные кварцевые пески — сливные кварциты. Климатиче-
ская причина окремнения неясна и трактуется по-разному. И. И. Гинз-
бург (1963) видит в нем действие своеобразного пустынного климата,
тогда как по К. В. Никифоровой (1956) окремнение могло происходить
одновременно с каолинизацией в условиях некоторого понижения уровня
грунтовых вод.
По В. В. Лаврову (1959), причиной окремнения была сезонная за-
сушливость климата, способствовавшая высокой подвижности кремне-
зема. Отсутствие солей и накоплений извести в толще сливных песчани-
ков показывает на общую влажность климата.
На юге Русской платформы кремнистые породы накапливались
только в первой половине верхнего эоцена, позже их сменили карбонат-
ные осадки (мергельная толща). В зависимости от того, какие веще-
ства мигрировали на суше и поступали в седиментационные бассейны,
в морской фауне Южно-Русского и Западно-Сибирского морей преоб-
ладающим распространением пользовались организмы то с кремневым,
то с известковым скелетом.
Флора верхнего эоцена Казахстана цо сравнению с флорой ран-
него палеогена изменилась мало и была представлена светлыми ле-
сами из низкорослых ксерофильных дубов с единичным присутствием
широколиственных .пород и вечнозелеными кустарниками в под-
леске, хотя в северных районах уже стали появляться листопадные
элементы.
По свидетельству-И. А. Ильинской (1962), даже в Зайсанской впа-
дине была распространена ксерофильная мелколистная флора, показы-
вающая на субтропический, достаточно жаркий и сухой климат. Однако
в зайсанской флоре уже сочетаются гелиндено-полтавские элементы с
некоторым количеством гренландских, что было вызвано близостью этой
впадины к границе областей преимущественно листопадной и вечнозеле-
109
ной. растительности. Интересно, что в отложениях раннего палеогена-
.Зайсанской впадины обнаружены остатки крокодилов-аллигаторов и че-
репах-триониксов, заселявших достаточно открытые водоемы, хорошо
прогреваемые солнцем (Кузнецов, 1961). В Восточной Европе типично
выраженная тропическая растительность (гелиндено-полтавская), со-
гласно С. С. Маныкину (1959), уже не распространялась на южную Бе-
лоруссию, которая теперь вошла в зону, переходную к умеренно жар-
кому и влажному климату Прибалтики и севера европейской части
СССР. О похолодании климата на территории южной Белоруссии в
верхнем эоцене свидетельствует сокращение в спорово-пыльцевых ком-
плексах этого возраста везнозеленых растений, в особенности мир-
.товых.
. Климат Западной Европы в верхнем эоцене также становится уме-
реннее. Тропическая растительность в это время уже не распространя-
лась севернее Тюрингии и Саксонии (Jessen, 1931). Западноевропейская
флора была очень богатой и, по мнению А. Н. Криштофовича и В. Л. Ко-
марова, эквивалентной современной тропической’ флоре Индонезийского-
архипелага. Этот вывод подтверждается расчетами О. Геера (Шварц-
бах, .1955), получившего на основании сравнения комплекса ископаемых-
остатков верхнего эоцена Швейцарии с аналогичными современными
флорами среднегодовую температуру +25, +26°, что отвечает соответ-
ствующему показателю современного климата Индонезии ( + 26°). Оче-
видно, и колебания температуры в течение года в верхнеэоценовой
.Средней Европе были такими же, как в Индонезии, и не выходили за
пределы 5—6°.
Надо полагать, что аналогия климатов верхнеэоценовой Средней
Европы и современной Индонезии не ограничивается температурной
компонентой и равным образом распространяется на атмосферные
осадки, которые в современной Индонезии составляют 2000—3000 мм в
год. Ведь богатство и разнообразие тропической флоры определяется не
только постоянно высокой температурой, но и высокой влажностью. Об
обилии атмосферных осадков, приводившему к локальному переувлаж-
нению территории верхнеэоценовой Средней Европы, свидетельствует
широкий размах угленакопления в её пределах (Гессен, Саксония, Тю-
рингия, Брауншвейг и др.). Вследствие высокой влажности атмосферы,
интенсивность солнечной радиации в верхнеэоценовой Средней Европе
была пониженной, число дней солнечного сияния, как и в современной
Индонезии, было незначительным.
Южная Европа испытывала влияние аридизированного климата,
временами сказывавшееся даже на Парижском бассейне и Рейнском
грабене, среди осадков которых имеются прослои гипсов. Очевидно, в
Южной Европе атмосферные осадки выпадали в меньшем количестве и
неравномерно; режим их выпадения должен был отличаться наличием
довольно продолжительного засушливого сезона. Если сравнивать-верх-
неэоценовую Южную Европу с современной центральной Бирмой и вос-
точным Таиландом, с которыми она близка по составу флоры и про-
дуктам выветривания (в частности, по слабой гипсоносности отложе-'
ний), то годовая сумма атмосферных осадков в ней должна была со-
ставлять приблизительно 1000—1500 мм.
В Юго-Восточной Азии, лежащей за Кунь-Лунем и Наньлином,
осадки раннего палеогена, формировавшиеся в комплексе с корой вы-
ветривания, представлены красноцветами и пестроцветами, отличными
от их возрастных и генетических аналогов аридной и средиземноморской
областей. От аридных красноцветов они отличаются полным отсутствие?':
неустойчивых минералов, олигомиктовым составом песков, высоким со-
держанием глинистых фракций (каолинов), отсутствием извести и гипса,
ПО
широким распространением аллювиальных фаций и угленосности. От
красноцветов и пестроцветов средиземноморской области их отличает
умеренное развитие бокситоносности и кремнистости, более интенсивное
проявление угленакопления и, по-видимому, более высокое, в целом, со-
держание воды в гидроокисных соединениях железа, алюминия и мар-
ганца.
Красноцветы восточноазиатского типа распространены до южных
островов Японии (Кюсю), Южной Кореи и Шандуна, где их сменяют
сероцветные угленосные отложения терригенной каолиновой фор-
мации.
Остатки континентальной растительности раннего палеогена в Юго-
Восточной Азии хотя и редки, но дают ясное представление о ее общем
характере. По ним устанавливается, что на территории юго-восточной
части континента произрастали влажные тропические леса, по составу
близкие современным лесам Индо-Малайской области. На линии Цинь-
лин, Шандунские горы, Ю. Кореи и Японии тропические- и южные суб-
тропические (лавровые) леса сменялись северными субтропическими и
умеренными лесами.
В общем литогенетические особенности раннепалеогеновых отложе-
ний, связанных с корой выветривания, и формационные особенности рас-
тительности этого возраста в полном соответствии друг с другом пока-
зывают на муссонный климат, принципиально сходный с современным..
Это был климат с летом влажным и не таким жарким, как в древнем
Средиземноморье, относительно сухой зимой и ровным годовым хо-
дом температур. В пределах Индонезии и Бирмы он был, вероятно, та-
ким же, как современный, и характеризовался аналогичными климати-
ческими показателями: температура января +26°, июля +28°, года +27с,
при средней годовой сумме осадков 2—3 тыс. мм.
В части континентального Китая, лежащего к северу от Наньлина,
ныне испытывающего влияние волн холода, порождаемых азиатским
антициклоном, палеогеновый климат был теплее современного. Так, на-
пример, в районе Шанхая средняя годовая температура могла быть
выше на 2—3° и составлять около 18° (современная 15,2°).
В области плато Корат (Индокитай), как и в настоящее время, на-
ходился местный очаг засушливого климата, что устанавливается по по-
явлению здесь красноцветов, близких аридному типу: содержащих из-
весть и лишенных углепроявлений.
Формации аридных тропиков. На территории Средней и Централь-
ной Азии в континентальной группе отложений представлены карбонат-
ные красноцветы, а в морской и лагунной преобладают отложения
экстракарбонатной и карбонатно-сульфатной формации (известняки,
мергели, известковые глины, гипсы). В них совершенно отсутствуют
углепроявления, бокситы, нет больших накоплений железа в форме-
глауконита, сидерита или лептохлоритов, связанных с влажным клима-
том, и, наоборот, повсеместно проявляется известковистость и гипсонос-
ность пород, показывающие на засушливый климат.
Аридная область Средней и Центральной Азии в палеоцене и эоцене
целиком располагалась в поясе красноцветного выветривания, распро-
странения ксерофильной растительности и накопления экстракарбонат-
ных морских осадков, так что тропический тип ее климата для данного-
времени не вызывает сомнений. Это была засушливая область внутри
тропического пояса, в некоторых отношениях близкая современной Са-
харе.
О сухости ее климата свидетельствуют плохая окатанность и сорти-
ровка оболочного материала ее раннепалеогеновых отложений, широкое
распространение среди них пролювия, показателя незначительного по-
111
верхностного стока, а следовательно, и малого количества атмосферных
осадков, выпадавших на этой территории. Присутствие в обломочном
материале большого количества неустойчивых минералов (полевых
шпатов) также говорит о малом участии воды в процессах выветрива-
ния, которые в сухие сезоны приближались к пустынному типу.
Гипсоносность и высокая карбонатность отложений являются пока- '
зателями сильного испарения, резко преобладавшего над количеством
выпадавших здесь атмосферных осадков. Об общей сухости климата
свидетельствует также редкость (а в ряде районов и совершенное от-
сутствие) в отложениях рассматриваемого времени флористических и
фаунистических остатков. Локально встречающиеся накопления различ-
ных легкорастворимых солей говорят об отсутствии в этой стране внеш-
него стока. Вместе с тем обилие красноцветного материала с маловод-
ными гидратами железа показывает на наличие, хотя и непродолжи-
тельных, влажных сезонов, в течение которых становилось возможным
ферритовое выветривание.
По степени сухости аридная область Центральной Азии отчетливо
дифференцируется на три зоны: внутреннюю — экстрааридную (Тарим-
ский бассейн, Гашуньская Гоби и Западный Альшань), на территории
которой отложения раннего палеогена содержат много извести, повсе-
местно гипсоносны и обнаруживают наибольшее распространение про-
лювиальных фаций; сухую (Джунгария, Заалтайская Гоби, Восточный
Альшань, Ганьсу, Цайдам), характеризующуюся лишь локальным про-
явлением гипсоносности и несколько меньшей карбонатностью отложе-
ний; и внешнюю — умеренно-сухую (Центральный Казахстан, Северная
Джунгария, Южная и Восточная Монголия, южное Забайкалье, Барга
и Чахар, Хэбей, Сычуань, Центральный Китай и Северный Тибет), в от-
ложениях которой уже отсутствует гипс, мало извести (образующей
конкреции в бескарбонатиых породах), резко поднимается роль полу-
торных окислов железа, возрастает содержание глинистых фракций; в
фациальном отношении отложения палеогена этой зоны являются исклю-
чительно аллювиальными; в них уже присутствуют остатки растений и
позвоночных.
Различия сухой и умеренно-сухой зон аридной области выража-
лись, главным образом, в общем количестве атмосферных осадков,
варьировавшем по аналогии с современными саваннами от 300—
500 мм—в первой и до 500—800 — во второй, а также в общей продол-
жительности сухого сезона, составлявшей соответственно: 6—5 и 4—3
месяцев.
Возможность накопления гипса в коре выветривания при годовой
сумме атмосферных осадков 300—500 мм подтверждается наблюдениями
китайских почвоведов в Юго-Восточном Ордосе, где этот минерал выде-
ляется в почве при среднегодовых осадках 350 мм в год. С другой сто-
роны, Рютте (1960) на основании наблюдений за образованием коры
выветривания в Средиземноморье установил, что карбонатные конкре-
ции формируются там, где количество атмосферных осадков составляет
500—700 мм в год.
В сухой зоне в связи с ее низкой влажностью и слабым развитием
облачности колебания температуры в течение суток, сезонов и года
были максимальными. По аналогии с современными саваннами, темпе-
ратура самого жаркого месяца в раннем палеогене могла быть не-
сколько выше 30°, а температура самого холодного месяца могла опу-
скаться до + 15° и ниже. В направлении периферических районов, по-
лучавших больше атмосферных осадков и имевших более плотный и
устойчивый облачный покров, размах температурных колебаний дол-
жен был уменьшаться.
112
Аридная область Центральной Азии в палеогене, как и ныне, рас-
полагалась между областями средиземноморского и муссонного клима-
тов. Поэтому режим атмосферных осадков и тогда в ее западной части
был ослабленным средиземноморским (сухое лето), а в восточной ча-
сти— ослабленным муссонным (сухая зима).
По условиям выветривания палеогеновая Центральная Азия нс
имеет совершенного аналога среди современных ландшафтных облас-
тей. В качестве лишь некоторого приближения к ее сухой зоне можно
назвать отдельные (саванные) районы Омана и юго-восточного Белуд-
жистана (среднегодовая сумма атмосферных осадков 300—350 мм,
среднегодовая температура 20—21°). Внешней, умеренйо-сухой, зоне
ближе всего саванны Центральной Африки и Гуджарата (Северо-За-
падная Индия), находящиеся в соседстве с тропическим лесом.
Континентальная формация карбонатных соленосных и ги'псонос-
ных красноцветов коррелируется с карбонатно-сульфатной формацией,
являющейся вариантом морской экстракарбонатной формации, заме-
щающей последнюю в пределах эпиконтинентального мелководья и ла-
гун. Резкое преобладание испарения над атмосферными осадками, ха-
рактерное для аридной области, приводит к потере огромного количе-
ства влаги с поверхности моря и в результате этого к пересыщению его
вод СаСОз, CaSO4, MgCO3, NaCl и другими, которые начинают выпа-
дать в осадок.
В современных условиях накопление хлоридов и сульфатов в ла-
гунах и равно в континентальных водоемах происходит в областях жар-
кого и сухого климата с годовой суммой осадков не свыше 300 мм и лет-
ними температурами не менее 24°.
Один из заливов палеогенового моря — Ферганский, находящийся на
территории аридной области и временами накапливавший гипсы и доло-
миты, был детально изучен в литологическом и палеогеографическом от-
ношениях Р. Ф. Геккером, А. И. Осиповой и Т. Н. Бельской (1962). Эти
исследователи нашли, что комплекс фауны, обитавшей в палеогеновом
море Ферганы, по своему экологическому характеру обнаруживает
сходство с фауной, ныне населяющей окраинные, в разной степени оп-
ресненные участки Мексиканского залива, расположенного на границе
тропического пояса (среднемесячная температура января +15°, июля
+ 28°).
Из палеогеновых флор аридной области известна пока одна бад-
хызская (Есз), вечнозеленая древесно-кустарниковая растительность,
представляющая дериват полтавской флоры. Общий состав ископаемых
остатков бадхызской флоры, их анатомические и морфологические при-
знаки указывают на произрастание в условиях высокой температуры и
периодической засушливости. По аналогии с современными раститель-
ными формациями близкого состава Н. Д. Василевская (1957) пред-
полагает, что флора Бадхыза произрастала в условиях климата со
среднегодовой температурой +15, +20° и при годовом количестве осад-
ков от 250 до 1000 мм, приходившиеся в основном на зиму. Е. П. Коро-
вин (1934) дает более определенную оценку палеогенового климата Бад-
хыза: годовая температура +16° и годовая сумма осадков 500 мм. Со-
временный климат Бадхыза (среднегодовая температура +15°, осадки
250 мм) не допускает произрастания подобной растительности. Верхне-
эоценовый климат, несомненно, был теплее и влажнее современного. По
мнению палеоботаников, он напоминал климат южных районов совре-
менного Средиземноморья.
Находки в бадхызской флоре пальм, сделанные в последние годы,
в частности обнаружение среди них пальмы нипа (Гладкова, 1962), ти-
пичного представителя формации мангров, ныне не произрастающего
3 В. М. Синицын
113
за пределами тропиков, позволяет считать среднегодовую температуру
Бадхыза в верхнем эоцене не ниже + 20°.
Общий климат всех зон аридной области в кайнозое изменялся од-
нонаправленно, синхронной соразмерно (в пространстве). Поэтому, надо
полагать, между отдельными элементами палеогенового и современного
климата существуют определенные пропорциональные отношения, по-
зволяющие приблизительно оценивать климат прошлого для тех зон
аридной области, в пределах которых растительные остатки не обнару-
жены.
В Бадхызе, судя по ископаемой флоре, количество атмосферных
осадков к настоящему времени уменьшилось вдвое, а среднегодовая
температура понизилась на одну четверть от ее позднеэоценового зна-
чения. Исходя из правила пропорциональных отношений для климата
экстрааридной области Таримского бассейна, Гашуньской Гоби и Запад-
ного Алашаня (имеющей ныне среднегодовую температуру +8, +12° и
годовую сумму атмосферных осадков 50—200 мм), получаем среднего-
довую температуру +12,5° и среднегодовую сумму атмосферных осад-
ков порядка 250—300 мм. Однако если учесть, что гипсометрический
уровень равнин Таримского бассейна и Гашуньской Гоби в палеогене
составлял в среднем не 1000 м, как в настоящее время (результат нео-
ген-плейстоценовых поднятий), а был близок нулевому, поскольку они
местами подвергались морской трансгрессии, то величина полученной
среднегодовой температуры должна быть увеличена на 5°. Если, же к
тому прибавить еще 2° на выхолаживающее действие азиатского анти-
циклона, который в палеогене не имел такого климатического значе-
ния, как ныне, то мы получим среднегодовую температуру порядка
+ 20,5°^ отвечающую соответствующему показателю современного кли-
мата Месопотамии.
В верхнем эоцене — нижнем олигоцене на территории Средней Ев-
ропы, Казахстана и Северного Китая была распространена своеобраз-
ная по экологическому характеру «бронтотериевая фауна», главными,
представителями которой были бронтотерии, аминодонты, тапирообраз-
ные, антракотерии, энтелодонты и халикотерии. Различные' морфологиче-
ские признаки этих ископаемых животных свидетельствуют об их оби-
тании в условиях влажных лесов и болотистых низин и о питании соч-
ной влаголюбивой растительностью. Вместе с тем литогенетические осо-
бенности отложений, заключающих остатки бронтотериевой фауны, го-
ворят о том, что влажные леса и болотистые низины не являлись здесь
зональным типом ландшафта, а покрывали отдельные площади в пре-
делах засушливой области, приурочиваясь к поймам рек и плоским по-
бережьям озер. По экологическому типу бронтотериевая фауна эквива-
лентна долинному комплексу африканских саванн, имеющему в своем
составе носорогов, свиней и гиппопотамов, и отчасти обнаруживает
сходство с фауной болотистых лесов Индо-Малайской зоогеографиче-
ской области (тапиры, носороги). Современные экологические аналоги
бронтотериевой фауны обитают в условиях тропического климата.с
средней годовой температурой не ниже 20°.
Бронтотериевая фауна обитала в зоне, переходной от экстраарид-
ной области, характеризующейся карбонатными и гипсоносными крас-
ноцветами, и гумидным поясом с частыми углепроявлениями. Климат
•этой зоны, как это следует из геохимических особенностей эоценовых
отложений, был периодически засушливым. Однако общее количество
осадков в ней было немалым, а испарение относительно умеренным, что
допускало местами существование обильно увлажненных ландшафтов
типа района оз. Чад в Африке (годовая сумма атмосферных осадков
500—1000 мм).
114
С приближением к сухой области Таримского бассейна и Гашунь-
ской Гоби находки бронтотериевой фауны становятся все более и бо-
лее редкими, а в ее пределах не известны совершенно. Очевидно, в этом
направлении поверхностных вод становилось меньше, болота по пой-
мам рек и берегам озер уже не могли развиваться, а с ними исчезали
необходимые условия для обитания бронтотериевой фауны, которая
в самые сухие районы, по-видимому, совсем не распространялась.
Формации субтропической области. Другой коррелятивный ряд ли-
тогенетических формаций образуют морские терригенно-каолиновая,
терригенно-глауконитовая и терригенно-кремнистая формации, конти-
нентальная угленосная терригенная формация и каолиновая кора вывет-
ривания, развитые в Северной Евразии. Все эти образования отвечают
субтропическому климату, переходному к климату умеренной зоны.
О количественном значении элементов этого климата дают представле-
ние остатки растений, обнаруженные в угленосных отложениях, и аути-
генные минералы, содержащиеся в морских осадках.
В угленосных отложениях палеоцена — эоцена Северного Вер-
ховья, Новосибирских островов, нижнего течения р. Индигирки обна-
ружены остатки хвойно-широколиственной растительности с орехо-
выми, дубами, кленами, гикори, троходендронами, платанами и ликви-
дамбаром. Последние три относятся к теплолюбивым формам, не тер-
пящим морозов. Например, области современного произрастания лик-
видамбара (стираксового дерева) характеризуются средними темпе-
ратурами января +3, +5°, июля +26, +28°, года +14, +15° и годо-
вой суммой осадков порядка 1200 мм. Судя по этой флоре климат па-
леоцена— эоцена в арктической части Евразии отличался теплым и
продолжительным летом, мягкой зимой и был, по-видимому, умеренно
морской.
Другим индикатором климата служит глауконит, широко распро-
страненный в морских отложениях палеоцена и эоцена Западно-Сибир-
ской низменности и Камчатско-Корякской зоны. Установлено, что глау-
конит накапливается в морях гумидной зоны, расположенных среди
суши, с мощным проявлением каолинового выветривания и не посы-
лающей в них значительных масс обломочного материала. Географи-
ческий ареал накопления глауконита лежит между 55° ю. ш. и 45° с. ш.,
охватывая части океана, различные по климатическим условиям, — от
области развития коралловых рифов и едва не до областей накопле-
ния диатомовых осадков. Но даже на внешних границах зоны распрост-
ранения глауконита (Атлантическое побережье северо-западных шта-
тов США, остров Хонсю, южная оконечность Африки, Аргентинское по-
бережье Южной Америки, моря, омывающие с юга Новую Зеландию)
морские воды имеют температуру не ниже 10°. Климат суши, распо-
ложенной в соседстве с внешними ареалами глауконитизации, характе-
ризуется термическим режимом +22, +26° самого теплого месяца и 0°
самого холодного месяца, что совпадает с климатом таксодиума (см.
рис. 29).
Показателем достаточно высокой температуры морских вод служит
также широкое распространение в осадках этого формационного ряда
каолинита. М. А. Ратеев (1958, 1960) указывает на то, что в современ-
ных донных осадков окраинных морей отчетливо выявляется зональ-
' ность в распределении глинистых минералов, особенно каолинита, мак-
симальные накопления которого тяготеют к экватору. Уже в субтропи-
ках ассоциация глинистых минералов характеризуется совместным на-
хождением каолинита и монтмориллонита, а в умеренной зоне — гос-
подством гидрослюды, монтмориллонита и хлорита (Ратеев, 1960).
115
ОЛИГОЦЕН
В олигоцене происходило похолодание климата, распространяв?
шееся от полюса и поэтому заметно сказавшееся только в северных и
средних широтах Евразии. Эти климатические изменения совпали по
времени с оживлением орогенических процессов и. крупными палео-
географическими переменами. Повсеместно усиливалась эрозия, возра-
стал приток в седиментационные бассейны обломочного материала.
Общий план климатической зональности Евразии в олигоцене оста-
вался таким же, как в раннем палеогене; изменился лишь термический
режим северных зон и местами режим выпадения атмосферных осад-
ков. Признаки похолодания отчетливо фиксируются для второй поло-
вины олигоцена по широкому распространению бореальных типов ли-
тогенеза, флор и фаун и энергичному наступлению их на территории,
которые еще в эоцене характеризовались тропическими и субтропиче-
скими типами.
На территории Северной Сибири и Верхоянско-Колымской области,
больше всего подвергшихся охлаждению, каолиновое выветривание пре-
кратилось еще к олигоцену. Здесь распространение получает угленос-
ная терригенно-полимиктовая формация, содержащая в своих осадках
мало глин, обычно по составу каолиновых и гидрослюдистых. В псам-
митовом материале этой формации резко возрастает роль обломков не-
устойчивых минералов (полевые шпаты, метасиликаты). Энергия про-
цессов выветривания заметно падает в связи с переходом к теплоуме-
ренному климату.
В паралических разрезах Анадырь-Корякской зоны угленосная по-
лимиктовая формация сменяется морской терригенно-полимиктовой,
в которой постоянно обнаруживается глауконит.
В ареале накопления угленосной терригенно-полимиктовой форма-
ции и ее морского аналога существовали две лесные формации: пре-
имущественно хвойная на возвышенностях и преимущественно широко-
лиственная (из ореховых, буковых и каштановых с примесью таксоди-
евых и ликвидамбаров) в речных долинах. В заметном количестве суб-
тропические растения (магнолии, ликвидамбары и миртовые) появля-
ются только в олигоценовых осадках Нижнеалданской депрессии. Оли-
гоценовые леса Северо-Восточной Азии по составу и структуре, оче-
видно, были близки современному аппалачскому лесу приатлантиче-
ских штатов Северной Америки, существующему при средней январской
температуре не меньше 10°, средней температуре июля +24° и годовых
осадках больше 1000 мм.
О том, что вся территория Северной Сибири и Верхоянско-Колым-
ской области еще располагалась в контуре нулевой изотермы самого
холодного месяца, свидетельствует и распространение в морских отло-
жениях глауконита, для которого эта изотерма является границей гео-
графического ареала.
Исключительное развитие в олигоцене северо-восточной части кон-
тинента озерных, речных и болотных фаций и почти повсеместное про-
явление угленосности показывает на значительное обводнение террито-
рии и на равномерное увлажнение ее в течение года. Преимуществен-
ное распространение в лесах Северной Сибири и Верхоянско-Колым-
ской области теневыносливых пород (елей, пихт, тсуг, буков и гикори)
говорит о высокой влажности почвы и воздуха и, надо полагать, боль-
шой облачности. Если влажность и облачность действительно были зна-
чительными, то летние температуры здесь не могли быть высокими (не
выше +15, +18°), как сейчас в Юго-Западной Канаде.
К концу олигоцена возрастает контрастность рельефа, причем в об-
ластях Тянь-Шаня, Алтае-Саян и Забайкалья гипсометрический уро-
116
вень достигает такой величины, что в их высоком поясе характер про-
цессов выветривания и формационный состав растительности оказы-
ваются уже не соответствующими общезональному типу. Теперь в меж-
горных впадинах Алтае-Саяна и Забайкалья формируются угленосные
песчано-глинистые осадки, по формационному типу аналогичные одно-
возрастным отложениям Верхоянско-Колымской области. Сходный
с нею состав приобретает и растительность, в это время уже пред-
ставлявшая хвойно-широколиственные леса, лишенные вечнозеленых
пород.
В следующей климатической зоне, охватывавшей Северную Ев-
ропу, Западную и отчасти Южную Сибирь, Забайкалье и Приохотье,
континентальный олигоцен также выражен угленосными песчано-глини-
стыми осадками, которые, однако, содержат больше каолина (или мо-
нотермита), связанного с более теплым климатом. В ее лесах было
больше теплолюбивых широколиственных пород (дубов, буков, кашта-
нов, гикори, лапины, ликвидамбаров) и больше таксодиевых; до конца
эпохи значительно были представлены и вечнозеленые растения: маг-
нолии, мирты, падубы, сумах. В течение олигоцена тропические эле-
менты флоры исчезали с территории этой зоны. Во всех спорово-пыль-
цевых комплексах этого возраста устанавливается неуклонное сокра-
щение вверх по разрезу количества вечнозеленых растений и увеличе-
ние широколиственных листопадных пород умеренно-теплого климата.
В конце олигоцена вечнозеленые растения сохранялись.только в подлеске.
Отчетливые признаки похолодания прослеживаются и в семиарид-
ной зоне Среднего Поволжья, южных районов, Западной Сибири, При-
аралья, Северного Казахстана и предгорных равнин Алтае-Саянской
области, где ферроаллитовый процесс, продолжавшийся до эоцена
включительно, сменяется сиаллитовым выветриванием. Наблюдаемые
в этих областях останцы ферроаллитовых кор выветривания раннего
палеогена повсеместно обнаруживают оподзоливание, происшедшее
в олигоцене в связи с интенсивным выносом железа почвенными раст-
ворами, богатыми гумусом. Огромные массы железа, мигрировавшие из
размывшихся и оподзолившихся ферроаллитовых кор выветривания
раннего палеогена, в основном поступали на территорию Западно-Си-
бирской низменности и послужили источником для ее колоссальных ме-
сторождений сидерито-лептохлоритовых руд.
В. В. Лавров (1961) обратил внимание на то, что угленосные от-
ложения олигоцена средних широт Евразии — от Украины до При-
амурья — по преимуществу несут монотермитовые глины, тогда как па-
леоцену и эоцену свойственны глины каолиновые. Такое повсеместное
п одинаковое изменение минералогии глин в этой зоне он объясняет
прогрессирующим снижением геохимической активности климата во вто-
рой половине олигоцена.
Угасание ферроаллитового процесса на территории раннепалеоге-
новой семиаридной зоны (Приуралье, Северный Казахстан, предгорные
равнины Алтае-Саяна) сопровождалось изменением типа раститель-
ности. Светлые лавровые леса палеоцена и эоцена, существовавшие
в условиях средиземноморского климата, в олигоцене сменяются тени-
стыми хвойно-широколиственными лесами, связанными с более равно-
мерным увлажнением. В этих лесах уже отсутствовали наиболее ха-
рактерные средиземноморские элементы: лавры, циннамомумы, па-
дубы, сумах, нисса; единичными становятся находки ликвидамбара, так-
содиевых, секвойи.
В. И. Баранов и Л. М. Ятайкин (1961) полагают, что позднеолиго-
ценовые леса западноказахстанской части зоны напоминали летнезеле-
ные леса Японии, произрастающие в условиях влажного теплоумерен-
117
ного климата-со средними температурами июля +20, +24°, января 0,
+4° и годовой суммой атмосферных осадков 1000 мм и более. Еще
раньше к такому же выводу пришли А. Н. Криштофович, И. В. Палибин
и др. (1956) на основании изучения ашутасской флоры, в основном ли-
стопадной, климат которой они считали теплоумеренным, влажным, со
среднегодовой температурой, близкой к +20°.
В олигоцене Северная Европа, Западная и Южная Сибирь харак-
теризовались повсеместным распространением таксодиевых, образовав-
ших крупные массивы: собственно таксодиума на низких переувлаж-
ненных равнинах и секвойи на высоких равнинах и возвышенностях.
Оптимальными условиями для произрастания таксодиевых, как можно
заключить по их современным представителям, сохранившимся на Ка-
лифорнийском побережье США и в нижнем течении Миссисипи, яв-
ляется субтропический климат со среднемесячными температурами ян-
варя + 3, +4°, июля +20, +23°, среднегодовой +12, +16° и осадками
около 1000 мм при их более или менее равномерном выпадении в тече-
ние года.
В пределах семиаридной области, в которую входили южное При-
аралье, Бетпакдала, Прибалхашье, Джунгария, Заалтайская Гоби и
Северный Алашань, терригенная углисто-каолиновая (монотермитная)
формация сменяется красноцветами с монтмориллонитом и карбона-
тами. В этом направлении растительность верхнего олигоцена диффе-
ренцировалась на две формации: леса долин (таксодиум, бук, гикори,
лапина, ликвидамбар) и редколесье междуречных пространств с лав-
рами, циннамомумами, сассафрасами, фисташками и другими ксеро-
фильными деревьями и кустарниками.
Соответственно и индрикотериевая фауна была дифференцирована
на две экологические группировки: долинную болотно-лесную (амино-
донты, антракотерии, пристинотерии) и полусухих междуречных прост-
ранств (индрикотерий, газелеобразный продремотерий, наземные чере-
пахи и др.). В слоях, содержащих остатки индрикотериевой фауны, на-
ходят термитов, бабочек, ручейников и стрекоз, близких современным
стрекозам Японии, Малайи и Северной Африки.
Редколесье междуречных пространств в южных районах семиарид-
ной области позднего олигоцена ближе всего напоминает современные
жестколистные вечнозеленые леса восточного Средиземноморья с кли-
матом, характеризующимся среднемесячными температурами января
0, +2°, июля +25° и годовой суммой осадков 600—800 мм.
В Западной Европе олигоценовые нуммулиты и коралловые рифы
в море и эквивалентные им тропические коры выветривания на суше
не распространялись дальше параллели 50—51°. В первой половине
эпохи климат здесь, согласно Иессену (Jessen, 1931), был переменно
влажным, с летними осадками саванного типа. Временами случались
длительные и сильные засухи, с которыми было связано накопление
широко распространенного горизонта кварцитов, калийных солей и гип-
сов (Рейнский грабен). Залегающие на кварцитах септариевые глины
(Ос2) содержат известковые конкреции, а местами выделения гипса —
признаки еще сохранившейся засушливости климата. Для территории
Предальпийского прогиба среднегодовые температуры олигоцена опре-
делены О. Геером в +21, +24°, что приблизительно совпадает с оцен-
ками эоценовых температур этой области. Оценка произведена по комп-
лексу растительных остатков, среди которых имеются пальмы и кипа-
рисы.*
* Пальма считается наиболее ярким представителем тропической флоры. Север-
ная граница ее естественного произрастания в настоящее время достаточно хорошо
совпадает со среднегодовой изотермой +20° и среднеянварской +5°.
И8
Во второй половине олигоцена климат заметно смягчился. В зоне
Герцинских массивов возобновились процессы тропического каолинооб-
разования, а в Северо-Германской впадине — процессы угленакопления.
Увлажнение климата, наступившее в верхнем олигоцене, устанавливает-
ся и по анатомическим особенностям остатков растений этого возраста,
в частности по различной глубине выемок у ископаемых листьев дуба
Quercus cruciata (Schwarzbach, 1961).
Олигоценовые флоры Тюрингии, Саксонии и Франции являются еще
тропическими, но уже верхнеолигоценовая, обнаруженная близ Кельна,
сравнивается Вейландом с современной растительностью Южной Япо-
нии, имеющей субтропический облик (среднегодовая температура
+ 14°). Вывод Вейланда согласуется с мнением Вейлера и Бассани
о субтропическом типе ихтиофауны в олигоценовом море Северо-Герман-
ской впадины (Schwarzbach, 1961).
Из олигоцена Англии известны остатки крокодилов, которые не
могли существовать при температуре самого холодного месяца —
ниже +5°.
В тропической области климат в палеогене, да и позже, не ме-
нялся, об этом, в частности, свидетельствуют результаты определения
абсолютной температуры поверхностного слоя океанической воды, про-
изведенные Ц. Эмилиани (Emiliani, 1956) изотопным способом по гло-
бигериновым илам, поднятым со дна Атлантического океана в его эква-
ториальной части. По образцам глобигеринового ила среднеолигоце-
нового возраста определена средняя температура атлантической воды
того времени в 28,3°, что приблизительно отвечает ее современной тем-
пературе августа месяца в этой же области океана (28°).
Похолодание климата в северной половине Евразии сопровожда-
лось изменением режима выпадения атмосферных осадков от среди-
земноморского с сухим летом к равномерновлажному. Эти изменения
режима осадков нашли отражение в смене на обширных пространствах
Восточной Европы, Западной и Южной Сибири и Северного Казах-
стана светлых лавровых лесов тенистыми хвойно-широколиственными.
МИОЦЕН
Похолодание климата Северной Евразии продолжалось в миоцене,
в результате чего бореальные типы литогенеза, флор и фаун продвину-
лись еще дальше на юг, оттесняя субтропические и тропические ланд-
шафты на сотни километров — к областям их современного распрост-
ранения.
В Сибири миоценовая растительность была представлена хвойно-
широколиственными лесами, в первой половине эпохи еще слабо диффе-
ренцированными, но все же позволяющими различать среди них две
вполне индивидуализированные формации: преимущественно хвой-
ные, покрывшие высокие равнины и плато Восточной Сибири и Верхо-
янско-Колымской области, и смешанные, занимавшие основное про-
странство Западно-Сибирской низменности. Смешанные западносибир-
ские леса по флористическому составу сопоставимы с южным подти-
пом Лаврентьевского леса США, тогда как преимущественно хвойные
леса Восточной Сибири приближаются к его основному подтипу.
На табл. 2 представлена климатическая характеристика южного
и основного подтипов Лаврентьевского леса, которая может быть пере-
несена на их аналоги в миоценовых лесах Сибири.
Основной причиной выпадения из лесов Восточной Сибири тепло-
любивых растений были низкие температуры зимы, которые здесь уже
имели место в миоцене.
119
С приближением к Охотскому побережью и Амурскому бассейну
в лесах Северо-Восточной Азии усиливается роль пород, не терпящих
Континентального климата. Здесь снова в заметных количествах по-
являются таксодиум и метасеквойя, возрастает количество и разнооб-
разится состав широколиственных форм. В лесах Камчатки, Сахалина,.
Хоккайдо и Приморья присутствовали уже субтропические растения:
магнолия и ликвидамбар, а из болотных растений — лотос.
Таблица 2
Формационные подтипы Лаврентьевского леса Средняя температура января (в град) Средняя темпе- ратура июля (в град) Годовая сумма атмосферных осадков (в мм)
Южный 0, —2 +21, +20 1000
Основной —2, —5 +20, +19 800
В зоне сибирских хвойно-широколиственных лесов накапливались
осадки терригенно-полимиктовой формации. На Тихоокеанском побе-
режье и островных .архипелагах эта формация обильно угленосна,
а в Сибири, уже отличавшейся континентальным климатом, угленос-
ность проявилась слабо и рассредоточенно.
Морские отложения терригенно полимиктовой формации едва не до
устья р. Анадырь содержат примесь глауконита — аутигенного мине-
рала, не выходящего за пределы зоны субтропического климата. Фау-
нистические остатки в них представлены йольдиевым комплексом, свой-
ственным водам теплоумеренного климата.
Таким образом, типы растительности и осадконакопления, господ-
ствовавшие на территории Сибири в первой половине миоцена, свиде-
тельствуют- об умеренном, уже отчетливо континентальном климате,
смягчавшемся к востоку и в области Тихоокеанского побережья сме-
нявшемся океаническим, с характерным для него ровным в течение года
ходом температур и увлажнения. Среди современных климатов его
ближе всего напоминает климат орегонского сектора Тихоокеанского
побережья Северной Америки (средняя месячная температура января
+ 8, июля +15°, годовая сумма осадков 2000—3000 мм).
В верхнем миоцене сибирские леса еще больше обеднялись широ-
колиственными и по составу приблизились к северному подтипу Лав-
рентьевского леса, переходному к Гудзонскому (среднемесячная темпе-
ратура января —12, —10°, июля + 18°, осадки 750 мм).
Северная половина Восточно-Европейской равнины и Скандинавия
в миоцене были покрыты растительностью и почвами, близко напоми-
нающими современную растительность и почвы северных районов
Аппалачской зоны США, переходной к Лаврентьевскому лесу (Боли,
1948). Это были широколиственно-хвойные леса с реликтами вечнозе-
леных растений. Хвойные в них были представлены сосной, елью, пих-
той, тсугой; важнейными лесообразующими породами среди листвен-
ных были дубы, гикори, грабы, березы, клены, ольхи, ивы, липы и каш-
таны. Подобие миоценовых ландшафтов Северной Европы с современ-
ными североаппалачскими несомненно проистекает из сходства их кли-
матов, которое и позволяет для миоцена Северной Европы принять
среднемесячную температуру января +2, 0°, июля +22, +20° при сред-
негодовой сумме атмосферных осадков порядка 1000 мм.
В пределах южной половины Восточно-Европейской равнины и в об-
ласти герцинид Западной Европы леса были разнообразнее и богаче по
120
составу. Они содержали много теплолюбивых широколиственных пород,
среди хвойных были очень распространены таксодиевые (таксодиум,
секвойя); в подлеске еще сохранялись вечнозеленые растения: мирты,
магнолии, а в более южных районах также и пальмы сабаль. На кон-
тинентальных низменностях (особенно в пределах герцинской Европы)
соверщались процессы угленакопления, достигшие большого размаха
в среднем миоцене. Эта зона по характеру ландшафтов, а следова-
тельно, и по климату сопоставляется с Виргинско-кенттукским районом
Аппалачской области и нижним течением р. Миссисипи, которые ныне
характеризуются субтропическим климатом со средней месячной тем-
пературой января +2, +4°, июля +23, +25° и годовой суммой атмо-
сферных осадков 1200—1500 мм (Боли, 1948). Распределение атмосфер-
ных осадков по сезонам в рассматриваемой части миоценовой Европы,
судя по региональному развитию процессов угленакопления, было в об-
щем равномерным.
Морозобоины, обнаруживаемые на листьях ископаемых растений из
угленосных отложений германского миоцена, говорят о том, что сезон-
ные и суточные колебания температуры в это время были уже значи-
тельными и нередко сопровождались падением температуры воздуха
ниже 0° (Schwarzbach, 1961).
В фауне миоценового Северного моря резче выступили черты боре-
альной зоогеографической области, хотя элементы средиземноморского
происхождения в ней еще сохранялись до конца эпохи. В миоценовой
фауне Северного моря по-прежнему были богато и разнообразно пред-
ставлены моллюски, среди которых, однако, отсутствовали пектениды,
наиболее распространенное семейство двустворок древнего Средизем-
номорья. Колониальные кораллы и крупные фораминиферы, типичные
обитатели морей тропической области, теперь уже не выходили за пре-
делы альпийской Европы, но теплолюбивые формы глобигерин в Се-
верном море были еще широко распространены. Также и в ихтиофауне
миоценового Северного моря господствовала внетропическая группа
тресковых. Среди осадков этого моря уже не представлены карбонат-
ные образования, но широко распространены кварцевые пески, содер-
жащие много глауконита — минерала, показывающего на субтропиче-
ский климат.
В части Средней Европы, переходной к альпийской (Бавария, Авст-
рия, Чехословакия, Закарпатье), нижний миоцен был последней фазой
существования вечнозеленой растительности, которую И. А. Ильинская
(I960) считает близкой современным лавровым лесам Канарских остро-
вов (февраль +12,8°, август +22° и равномерные, достаточно обильные
осадки). И. А. Ильинская все же полагает, что климат нижнего миоцена
в Средней Европе был менее морским, чем современный климат Канар-
ских островов, особенно в Закарпатье, испытывавшем отдаленное влия-
ние аридной области. Поэтому контрасты летних и зимних температур
в Средней Европе нижнего миоцена должны были быть несколько боль-
ше 10°.
На рубеже нижнего и среднего миоцена на территории Закарпатья
зимние температуры стали опускаться до 0° и ниже, что и было причи-
ной смены преимущественно вечнозеленой растительности листопадной
(Ильинская, 1960). Все же флоры первой половины среднего миоцена
в этой зоне характеризовались значительной ролью вечнозеленых форм
(свидетельство о достаточно теплом климате) и крупнолистностыо (по-
казатель высокой влажности).
Климат этого времени Й. А. Ильинская сравнивает с климатом
округа Мацумото в Японии, через который проходит граница современ-
ного произрастания циннамомума (температура самого теплого месяца
121
+ 22,2°, самого холодного —2°, годовая сумма осадков 1152 мм, из них
69 мм твердые).
Растительность верхнего тортона и сармата (Мс22 — Мс3) в целом
была мелколистной, что было связано с недостаточной влажностью
в период вегетации. Полное исчезновение вечнозеленых форм, удержи-
вавшихся здесь лишь до середины сармата, указывает на усиливав-
шееся похолодание (главным образом, зимнее).
Альпийская Европа находилась южнее миоценового тропика. В ней
продолжалось образование латеритовых красноцветов и накопление
осадков высококарбонатной формации, продолжала существовать веч-
нозеленая растительность. Уже в пределах Предальпийского прогиба
в разрезах миоцена появляется много карбонатных пород и вечнозеле-
ных растений, на долю которых здесь приходится более половины всех
остатков. По ископаемой флоре Энингена Р. Хандке (Schwarzbach,
1961) оценил среднегодовую температуру в 16° (современная 9°).
Климат альпийской Европы в миоцене представляется как жаркий,
с продолжительными и сильными засухами (летними?). Это вытекает
из необычно широкого распространения на ее территории гипсоносных
и соленосных отложений, отмеченных в различных районах Испании,
в Сицилии, Рейнском грабене, Венском бассейне, Трансильвании, Вала-
хии, Галиции и Молдавии, и полного отсутствия среди них углепро-
явлений. Естественно, что при подобном характере отложений миоцена
трудно представить, чтобы мезофильная растительность макаронезий-
ского типа (существующая при постоянно влажном климате и уме-
ренно теплом лете) могла здесь иметь региональное распространение,
как предполагает Е. М. Лавренко (1951). Вероятнее всего леса альпий-
ской Европы в основном имели ксерофильный, средиземноморский, ха-
рактер и только местами, в условиях более равномерного увлажнения,
приобретали вид, близкий макаронезийскому.
В морских фациях миоцена типично тропические фауны с круп-
ными фораминиферами( лепидоциклинами) и . колониальными корал-
лами не заходят дальше южной половины Аквитанского залива, Среди-
земного моря и Малого Кавказа.
Как и в палеогене, климат дребнего Средиземноморского бассейна
иссушался к востоку, и в этом направлении усиливается роль ксерофи-
тов в составе растительности (циннамомум, маслина, грецкий орех,
дуб) и отложений карбонатно-сульфатной формации в осадочных се-
риях.
На равнинных пространствах Южной Украины, Паннонского бас-
сейна, Нижнего Поволжья, Ставрополья и Северного Казахстана в пер-
вой половине миоцена еще удерживались широколиственные буково-
каштано-дубовые леса с незначительным участием вечнозеленых расте-
ний. Состав этих лесов постепенно обеднялся как за счет пород теп-
лолюбивых (миртовые, ликвидамбар, платан), так и за счет пород,
требовательных к условиям влажности и тени (таксодиум, нисс, бук
и" т. д.), окончательно исчезнувших к сармату или в его начале. При
этом сплошная лесная зона распадалась на отдельные массивы, посте-
пенно уменьшающиеся в размерах и редеющие. К верхнему миоцену
леса исчезают с плакоров, но еще сохраняются в речных долинах и по-
нижениях как азональный тип растительности. Господствующим
ландшафтом теперь становятся степи. С распадом широколиственных
лесов и замещением их лесостепями, а затем степями совпала смена
анхитериевой фауны, связанной с лесными ландшафтами, степной фау-
ной гиппариона.
Параллельно с изменениями растительности и фауны менялись ха-
рактер выветривания и литогенетический тип осадков, накапливав-
122
зшихся в этой зоне: произошло общее сокращение глинистого материала
в коре выветривания и осадочных толщах и изменился его минералоги-
ческий состав от преимущественно каолинового в преимущественно
монтмориллонитовый, совершенно прекратилось угленакопление, повы-
силась степень карбонатности осадков. Эти сдвиги в процессах литоге-
неза определенно указывают на усиление континентальности климата,
уменьшение количества атмосферных осадков (меньше 500 мм в год),
на сокращение вегетационного (теплого) периода, возросшую ампли-
туду колебания температур (жаркое лето и достаточно холодная зима),
следствием чего явилось уменьшение биологической продуктивности ра-
стительного покрова (еще достаточно высокой в зоне широколиствен-
ных лесов), общее ослабление процессов выветривания и смена гос-
подствующей среды осадконакопления с кислой на щелочную, слабый
промыв кор выветривания атмосферными осадками, обеспечивавший
лишь вынос наиболее энергично мигрирующих соединений (хлориды,
сульфаты) и накопление в местных бассейнах седиментации извести и
отчасти кремнезема.
Близким ландшафтным аналогом лесостепной зоны юга европей-
ской части СССР и Северного Казахстана является ксерофильный Ап-
палачский лес Оклахомы и Канзаса и область его перехода к цент-
ральным прериям (среднемесячная температура января +5, +4°,
июля — около 25°, годовая сумма атмосферных осадков 700—500 мм).
Ксерофитная лесостепная зона миоцена продолжалась на восток
до Алтая и Хангая; здесь она прерывалась и затем снова возникала на
территории Восточной Монголии и Барги, где отмечейы приблизительно
те же типы растительных сообществ и литогенетические формации оса-
дочных пород.
• В рассматриваемую (субтропическую) климатическую эпоху вхо-
дил Черноморско-Каспийский бассейн, который в первой половине
эпохи имел связь с Мировым океаном, а позже превратился во внутрен-
нее море с пониженной соленостью. В раннем миоцене в этом бассейне
продолжалось накопление майкопской серии, в основном глинистой
(гидрослюдисто-монтмориллонитовой), содержащей в своих осадках
огромное количество рассеянного углерода, сидерита и выделений сер-
ного колчедана (глинистая сидерит-колчеданная формация В. В. Лав-
рова). Основными поставщиками глинистого материала и раститель-
ного углерода в Майкопский бассейн служили Восточно-Европейская и
Тургай-Северо-Казахстанская равнины, где в условиях ландшафта ши-
роколиственного леса они продуцировались в большом количестве. От-
ложения среднего и верхнего миоцена, покрывающие Майкоп, меньше
содержат органического углерода и больше карбонатны, в чем, несом-
ненно, нашло отражение иссушение климата близлежащей суши.
В первой половине миоцена Черноморско-Каспийский бассейн на-
селялся исключительно разнообразной фауной моллюсков с массив-
ными богато скульптированными раковинами (субтропический комп-
лекс). Во второй половине эпохи фауна его резко обедняется, но не по
причине изменений климата, а в связи с нарушением режима солености
вод, вызванным изоляцией этого бассейна от Мирового океана.
Аридная область в миоцене также испытала похолодание, которое
теперь распространялось на Нань-Гоби и Тибет (в связи с их энергич-
ным поднятием). На равнинах Бей-Гоби выветривание и растительность
приобрели в значительной степени бореальный (саванностепной) ха-
рактер, тогда как на территории Нань-Гоби они еще сохраняли суб-
тропический (саванный) тип.
В предгорных впадинах Нань-Гоби в миоцене продолжалось накоп-
ление молласоидной толщи карбонатных красноцветов (массагет), вко-
123
торой вверх по разрезу можно видеть увеличение относительной роли'
пролювиальных фаций и усиление влияния физического выветривания'
в областях минерального питания.
Тропик миоценовой эпохи, до которого распространялось похолода-
ние, проходил через Центральную Францию, Альпы, Балканский полу-
остров, Малый Кавказ, Гималаи, нижнее течение р. Янцзы и южную-
оконечность Японии. В южной части Евразии, лежащей за этой линией,
процессы выветривания и растительность существенных изменений не-
претерпели.
Похолодание, сопровождавшееся во внутренних районах материка
усилением континентальности климата, по-видимому, нарастало скач-
кообразно. Несомненно, что самый большой скачок в изменении кли-
мата (из миоценовых) пришелся на начало сармата. Именно с ним
было связано окончательное оформление и распространение степей, за-
местивших частью широколиственный лес, частью древнюю саванну.
Смена древесных форм травянистыми была следствием приспособ-
ления растений к изменившимся условиям климата. Ею достигалась
лучшая защита от ветра и холода, достигался меньший расход влаги
и сокращение вегетационного периода до 2 месяцев, а всего жизненного
цикла до одного года. Распространение степей послужило толчком
к эволюционному преобразованию фауны травоядных. Среди копыт-
ных появились быстро бегающие животные, способные в поисках корма
и воды каждодневно передвигаться на значительные расстояния.
В -связи с переходом на жесткую травянистую пищу у лошадей разви-
ваются высокие столбовидные коренные зубы с толстым слоем цемента
и эмали, компенсирующие возросшее стирание.
В широколиственных лесах резко сокращаются ареалы распрост-
ранения субтропических пород и их удельное значение в древостое
(таксодиум, секвойя, ликвидамбар, миртовые и др.). В зоне смешанных
лесов отмечается обеднение теплолюбивыми широколиственными поро-
дами и соответственно обогащение бореальными сережкоцветными. На
севере имело место разрастание зоны преимущественно хвойных лесов.
В лесах Сибири и Казахстана в связи с усилением континенталь-
ности климата резко возросла роль ’светолюбивых пород: берез, топо-
лей, вязов, лиственниц и сократилось количество теневыносливых—-
елей, пихт, тсуги, буков, ликвидамбара и других, обладающих густым
облиствением. Ареалы распространения теневыносливых ассоциаций
суживаются и отступают к областям морского климата: в пределы За-
падной Сибири и Северо-Западной Европы в одном направлении и:
к Тихоокеанскому побережью — в другом.
В верхнем миоцене в результате возросшей континентальности кли-
мата на внутренних территориях материка и вызванным -ею преобра-
зованием значительной части болотных ландшафтов в сухие произошло-
значительное сокращение масштабов угленакопления.
ПЛИОЦЕН
Плиоцен характеризовался еще более энергичным похолоданием и
усилением континентальности климата.
В Сибири и Северо-Восточной Европе смешанные хвойно-широко-
лиственные леса уже в начале плиоцена были преобразованы в хвой-
ные леса таежного типа. Конечно, плиоценовая тайга была намного
богаче современной и даже мало походила на нее (Дорофеев, 1964).
Лесообразователями плиоценовой тайги были более теплолюбивые виды,
елей, пихт и тсуги, причем в южной подзоне среди них еще видную
роль играли широколиственные (они фиксируются даже на территории;
124
нижнего Приобья), а местами даже сохранялись реликты таксодиевых.
К концу эпохи видовой состав хвойных лесов постепенно обед-
нялся и приблизился к современному типу.
По заключению А. И. Толмачева (1954), климат тайги отличает
резко выраженная сезонность, умеренное летнее тепло, продолжитель-
ная и холодная зима. Развитию таежных лесов также благоприятствует
равномерное выпадение атмосферных осадков в течение года, но избы-
точное увлажнение, приводящее к заболачиванию, для них губительно.
Область произрастания современной тайги характеризуют среднеме-
сячные температуры самого теплого месяца +13, +19° и самого холод-
ного от —10 до —30°, при годовой сумме осадков 400—500 мм.
Плиоценовая тайга, по составу и структуре близко напоминавшая
южную подзону Гудзонского леса (переходную к Лаврентьевскому) и
Тихоокеанский влажный лес в канадской части его ареала, естественно,
характеризовалась более высокими климатическими показателями.
В соответствии с климатом ее современных аналогов продолжитель-
ность теплого периода с температурами не ниже +10° составляла 3 ме-
сяца, средняя температура января могла изменяться в интервале от
—5 до —10°, а июля — в интервале от +15 до +20°; годовая сумма ат-
мосферных осадков 600—800 мм.
Возраставшая в течение плиоцена континентальность климата под-
готовила распад тайги на темнохвойную (елово-пихтово-тсуговую) п
светлохвойную (лиственничную) формации. Темнохвойная постепенно
сосредоточивалась в европейской и западносибирской частях зоны, а так-
же в горах Южной Сибири, в общем лучше увлажненных, в которых
еще сказывалось отдаленное влияние океанического климата (где накап-
ливался мощный снежный покров, предохраняющий от чрезмерного вы-
холаживания), светлохвойная (лиственничная) концентрировалась в
Восточной Сибири, отличавшейся максимальным проявлением конти-
нентальности климата. На территории Восточной Сибири и в плиоцене
амплитуды колебания температур были значительными.
По мере приближения к Тихому океану континентальность климата
ослабевала, поскольку в этом направлении леса опять обогащаются те-
невыносливыми породами (ели, пихты, тсуги) и породами, не терпя-
щими больших колебаний температуры. В раннем плиоцене на Охот-
ском побережье произрастали теплолюбивые: таксодиум. мстасеквойя,
гикори, лапина, а серый орех распространялся до бассейна Анадыря и
сохранялся здесь до конца плиоцена.
На территории Приморья, Сахалина и Японии климат в плиоцене
нс. претерпел существенных изменений. Флора их в основном остава-
лась тургайской (много таксодиевых, богатый набор широколиствен-
ных), хотя процент бореальных пород и в ней неуклонно возрастал.
Здесь климат продолжал оставаться океаническим, с равномерным по
сезонам распределением тепла и влаги. Леса южной части Восточно-
Европейской равнины, граничившие с саванностепями, в раннем плио-
цене еще сохраняли тургайские черты. В них, наряду с соснами, елями,
тсугами, березами и дубами, присутствовали буки, орехи, грабы, каш-
таны, клены и даже ликвидамбар и таксодиевые. Следовательно, и в это
время среднемесячная температура января была близка 0°, а годовая
сумма атмосферных осадков составляла не менее 1000 лмг.
К концу нижнеплиоценового века из этих лесов выпадают ликви-
дамбар, секвойя, каштан, а к акчагылу также таксоДий, орех, граб ц
дзелкова; в конце акчагыла в них исчезает тсуга, хотя остаются дуб,
липа и клен.
Таким образом, из лесов Восточно-Европейской равнины к верхнему
плиоцену и в течение его выпадают все формы, требовательные к рав-
125
номерному распределению тепла и влаги по сезонам. Это — бесспорное?
доказательство усиления континентальности климата, особенно сильно-
проявившееся в позднем плиоцене. Обеднение лесов вызывалось об-
щим похолоданием, возраставшей сухостью, увеличением амплитуд ко-
лебания температур в течение года, сезонов и суток.
Присутствие в акчагыльских и Апшеронских лесах Среднего По-
волжья летнего дуба, клена, ясеня, вяза и липы дает основание счи-
тать, что продолжительность теплого периода с температурой выше КН
даже в конце плиоцена составляла еще не менее четырех месяцев в году,
но и не больше 5 месяцев, при которых в составе лесов сохраняется
граб. Среднемесячная температура января теперь приблизилась
к —10° С. Годовое количество атмосферных осадков удерживалось
выше уровня — 500 мм.
Исследования спорово-пыльцевых комплексов из плиоценовых от-
ложений Поволжья показали, что при общей эволюции климата этой
эпохи в сторону похолодания имели место временные потепления, вы-
зывавшие обратные смещения геоботанических зон. Сильное похолода-
ние, сопровождавшееся продвижением темнохвойных лесов таежного
типа к югу до широты нижнего течения Камы, относятся к границе ран-
него и среднего плиоцена. В среднем плиоцене произошло потепление,
в результате которого темнохвойные леса снова были оттеснены к се-
веру. Перед поздним плиоценом последовало очередное похолодание и
продвижение темнохвойных лесов в южные районы, вплоть до Сыз-
рани.
В Западной Европе климат плиоцена был теплым. В раннеплиоце-
новых песках и глинах, оставленных Северным морем на равнинах Да-
нии и Северной Бельгии, содержится глауконит. Следовательно, нуле-
вая изотерма самого холодного месяца (января?) еще проходила север-
нее этих территорий (очевидно, в пределах Скандинавии).
В Средней (герцинской) Европе ферроаллиты в плиоцене уже не
развивались (Jessen, 1931), но сиаллитовое (каолиновое) выветривание
сохраняло большую интенсивность в течение всей первой половины
эпохи. Зональным типом растительности в плиоценовой Средней Европе
являлись широколиственные леса, необычно богатого состава, с вечно-
зелеными растениями в подлеске (аналог Аппалачского леса США, ха-
рактеризующегося средней январской температурой +4, +3°, средней
июльской +23, +24°; годовой суммой осадков 1200 мм). По флоре
Франкфурта-на-Майне, содержащей около 150 родов, из которых пре-
обладающая часть является субтропическими, Медлер (1939) оценил
среднегодовую температуру этой области в +14°, что лишь на 2° ниже
миоценовой и на 5° выше современной.
В среднеплиоценовой флоре Голландии (реверской) на долю со-
временных родов приходится лишь 53%. В составе этой флоры еще вид-
ную роль играла секвойя, районы произрастания которой ныне харак-
теризуются среднеянварской температурой +3,5° и больше.
Плиоценовая флора французской Юры содержит много остатков
таксодиума, ниссы, секвойи и других характерных растений субтропиков.
По растительным остаткам, собранным в раннеплиоценовых отло-
жениях польских Карпат, Шафер (1956) вывел среднегодовую темпе-
ратуру от +17 до +19° при среднемесячной января +4, +5° ш годовой
сумме атмосферных осадков до 1500 мм. И. А. Ильинская (1960) на ос-
новании обработки остатков нижнеплиоценовой флоры из местонахож-
дений советского Закарпатья пришла к выводу, что климат времени
произрастания этой флоры был лишь не на много мягче современного
климата Ужгорода.
126
Среднегодовая температура плиоцена по флоре Энингена (район
Бодензее) оценивается Р. Хандке (Schwarzbach, 1961) в 14° (современ-
В семиаридной зоне, протянувшейся от Северного Китая, Барги и
восточного Забайкалья до низовий Днестра и Дуная, в связи с усиле-
нием континентальности климата происходил распад лесостепей, те-
перь лишавшихся древесной растительности, и расширение пространств,
занятых саванностепями.
Однако в Венском бассейне, очевидно, в связи с ростом Альп, сопро-
вождавшимся усилением конденсации влаги в этой области, саванны
позднего миоцена с наступлением плиоценовой эпохи сменились листо-
падными лесами. Полагают, что климат саванностепей раннего и сред-
него плиоцена был теплее и несколько влажнее современного климата
степной зоны. На это указывает характер населявшей их гиппарионовой
фауны, экологически и по составу близкой современной фауне аф-
риканских саванн, а также субтропическое красноземное выветривание,
которое может происходить только при наличии высокой температуры и
периодов достаточно обильного увлажнения. Однако отложения плио-
цена уже плохо сортированы и окатаны, малоглинисты, содержат много
полевых шпатов, не подвергавшихся выветриванию, а окислы железа,
придающие этим осадкам красно-бурую окраску, слабо гидратизиро-
ваны. Все это несомненные признаки малой обводненности плиоценовых
саванностепных ландшафтов и свидетельства умеренной активности
их вод.
В верхнем плиоцене саванностепи Поволжья, Казахстана и Мон-
голии замещаются настоящими (бореальными) степями, к тому же су-
хими: злаковыми и полынно-лебедовыми. В бореальных степях быстро
распространяется лошадь Стенона, строение зубов которой (дополни-
тельные складки эмали, удлиненный протокон) указывают на переход,
этого представителя лошадей к питанию более жесткой, ксерофильноп
растительностью.
Тем временем из лесов, пограничных со степной зоной, оконча-
тельно выпадают термофильные породы: таксодиум, орех, лапина,—
а также теневыносливые породы: ель, пихта, тсуга, бук, — и распрост-
раняются формации дубрав, сосновых боров, березняков, приспособлен-
ные к более интенсивному солнечному освещению, к возросшей сухости
и зимним заморозкам. Этим документируется очередной этап усиления
континентальности климата, пришедшийся на верхний плиоцен.
Климат саванностепей раннего — среднего плиоцена может быть
уподоблен климату саванностепных ландшафтов северного Техаса и
Оклахомы, для которого характерна среднемесячная температура ян-
варя около 0°, июля +25, +26°, осадки порядка 500 мм в год.
В верхнем плиоцене значения этих элементов климата изменились
соответственно на —2, —3°, +23° и 350—400 мм.
Аридная область в плиоцене, как показали геохимические исследо-
вания А. И. Перельмана (1959) в Средней Азии, отличалась климатом
сухих (опустыненных) субтропиков с жарким летом и безморозной зи-
мой. Об этом говорят следы пустынно-субтропического почвообразова-
ния в виде горизонта интенсивного окремнения и горизонтов с извест-
ковистыми журавчиками.
На опустыненность ландшафтов плиоцена аридной области указы-
вает также состав спорово-пыльцевых комплексов, в которых резко пре-
обладают пустынные группировки, близкие современным.
Возросшее после миоцена опустынение ландшафтов аридной об-
ласти Азии нашло отражение прежде всего в смене красноземного вы-
ветривания сероземным, еще более карбонатным (до 30%) и гипсонос-
127
ным (хотя самостоятельные накопления гипса очень редки, очевидно
в связи с редкостью водоемов-испарителей). В плиоцене область накоп-
ления сероземов охватила все аридное пространство континента, за
исключением южных районов Ирана, примыкавших к берегам Персид-
ского залива и Аравийского моря, где до настоящего времени сохра-
няется красноземное почвообразование. Судя по тому, что ныне об-
ласть сероземного выветривания не выходит за контуры, образуемые
изогипсой 250 мм, годовая сумма осадков на территории плиоценовой
аридной области уже не превышала этой величины.
Существующие ныне термические различия северных пустынь (Ка-
захстан, Джунгария, Альшань, Таримский бассейн и преобладающая
часть Средней Азии), отличающихся холодными зимами, и южных пу-
стынь (Ирана, Афганистана, Северо-Западной Индии и Аравии) с без-
морозными зимами, стали складываться на границе средней и поздней
эпох плиоцена, когда началось обновление гиппарионовой фауны ро-
дами, свойственными уже четвертичной фауне.
Тропическая область в плиоцене еще больше отступила к югу. Ее
граница, до которой распространялись коралловые рифы в морях и
тропические красноцветы на суше, теперь проходила через южную часть
Средиземного моря, Гималаи и Южно-Китайские горы к острову Кюсю,
занимая еще положение севернее современного на 5—6° в Европе и
2—1° — в Китае и Японии.
Характерное для плиоцена усиление континентальности климата,
распространялось и на тропическую область, где возрастала площадь
листопадных лесов, связанных с длительными проявлениями засухи.
ГЛАВА VII
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЭЛЕМЕНТОВ КЛИМАТА
(КЛИМАТИЧЕСКИЕ КАРТЫ-СХЕМЫ)
ПРИРОДНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ И КЛИМАТ
Исследованиями последних десятилетий окончательно установлено
полное соответствие природных (ландшафтных) зон климатическим. Это
соответствие стало настолько очевидным, что природные (ландшафт-
ные) зоны, в частности, геоботанические и почвенно-географические, уже
рассматриваются как климатические (Алисов, Полтараус, 1962).
Соответствие природных зон климатическим, несомненно, существо-
вало и в прошлом. Его можно видеть, например, в совершенном подо-
бии эквивалентных природных зон на картах литогенетических типов,
растительных формаций и зоогеографических областей, составленных
нами для различных эпох палеогена и неогена. Эти карты и являются
той .фактической основой, на которой производятся реконструкции зо-
нальных и региональных типов древних климатов.
Все существовавшие в палеогене и неогене типы выветривания и
типы растительности имеют современные аналоги, климатическая ха-
рактеристика которых хорошо известна. Перенося эти характеристики
на древние литогенетические и флористические формации, мы можем
решить обратную задачу — воссоздать картину климата времени их
формирования. Для этого только необходимо знать географические
ареалы распространения древних формаций литогенетических, расти-
тельных и проч. Используя аналоги с современными типами выветри-
вания и типами растительности, нами делается попытка составления
палеоклиматических карт-схем с количественным выражением основ-
ных элементов климата: температур и атмосферных осадков.
При оценке количественного значения температуры и осадков (изо-
терм и изогиет) использовался весь комплекс индикаторов палеокли-
мата. Известно, что процессы выветривания реагируют на изменение
температуры и увлажнения более непосредственно, чем организмы, но
не так «чутко», как эти последние. Они хороши для выяснения клима-
тических условий области в целом, но меньше пригодны для установ-
ления отдельных климатических деталей и рубежей (изотерм и изо-
гиет). Последние с большим успехом устанавливаются по геоботаниче-
ским и зоогеографическим показателям.
Существует представление о том, что растения и животные могут
приспосабливаться к меняющимся условиям среды и что, следова-
тельно, сходство современной и древней флор или фаун не является
убедительным свидетельством в пользу сходства соответствующих кли-
матов. Однако взаимное сопоставление литогенетических, геоботани-
ческих и зоогеографических данных по палеогену и неогену Евразии
показало, что все природные зоны: литогенетические, геоботанические
9 В. М. Синицын
129
и зоогеографические — смещались в связи с изменениями общего кли-
мата однонаправленно, синхронно и соразмерно (в пространстве). На-
пример, северная граница области произрастания вечнозеленой тропи-
ческой и субтропической растительности отступала на юг сопряженно
с северной границей области красноземного выветривания, а зона ши-
роколиственных лесов следовала за ней одновременно с зоной глини-
стого выветривания. Все это говорит о том, что растительность, да и
животный мир, за исключением, может быть, единичных форм, были
неразрывно связаны со своей природной зоной и изменяли- свой геогра-
фический ареал вместе и в соответствии с нею. Приспособления пласти-
ческих форм растений и животных к изменениям климата, как пра-
вило, не выходили за пределы локального и совсем не имели места
в масштабе зональном или региональном. На этом основании клима-
тические характеристики современных зональных и региональных типов
растительности и зоогеографических комплексов вполне могут быть пе-
ренесены на их древние аналоги и использованы при количественных
оценках элементов палеоклимата.
СПОСОБ СОСТАВЛЕНИЯ ПАЛЕОКЛИМАТИЧЕСКИХ КАРТ
Изотермы самого холодного месяца. При оценке значения отдель-
ных изотерм самого холодного месяца (января?) использовались группы
организмов, с одной стороны, географически широко распространенные
и часто обнаруживаемые в палеогеновых и неогеновых осадках,
а с другой стороны, имеющие определенно установленную минималь-
ную («критическую») температуру, кладущую предел их массовому
распространению и даже существованию вообще.
За среднемесячную изотерму января +20° (морскую) и +10° (кон-
тинентальную) принимаются взаимосовпадающие и взаимопродолжа-
ющие друг друга границы максимального продвижения к северу рифо-
образующих кораллов, тапирообразных и растительности мангров. Это
значение изотермы следует из сопоставления их современных ареалов
с климатическими картами (рис. 23).Т
Среднеянварская изотерма +18° (морская) и до + 8, +10° (кон-
тинентальная) совмещается с северной границей распространения круп-
ных фораминифер, несколько переступающей «коралловый рубеж».
В настоящее время граница распространения веерных пальм в Ев-
разии приблизительно совпадает со среднеянварской изотермой +5°
(континентальной). За среднеянварскую изотерму с таким же значе-
нием принимаются и границы распространения пальм в различные
эпохи палеогена и неогена (рис. 24).
Сопоставление современного ареала лавровых и миртовых с кли-
матическими картами показывает на совпадение их северной границы
со среднеянварской изотермой +4°. Аналогичное климатическое тол-
кование дается и границам географического ареала этих семейств
в различные эпохи кайнозоя (рис. 25).
За континентальную изотерму января +3° принята северная гра-
ница секвойи и ликвидамбара. Секвойя была очень широко распрост-
ранена в Евразии до плиоцена включительно. Ее остатки в спорово-
пыльцевых комплексах фиксируются повсеместно. Особенно часто об-
наруживается Sequoia langsdorfii, близкий современному виду, ныне про-
израстающему в Калифорнии. Ликвидамбар (стираксовое дерево) вхо-
дит в состав современной флоры Южного Китая, Малой Азии и при-
* Схематические карты (рис. 24—32), составленные автором, являются резуль-
татом обобщения литературных сведений. Геоботанические границы проводятся глав-
ным образом на основании спорово-пыльцевых данных.
130
Смещение северной границы биогеографических и литогенетических ареалов
в кайнозое (рис. 23—30).
Рис. 23. Рифообразующие кораллы, тапирообразные, растительность мангров
и настоящих латеритов.
Рис. 24. Пальмы,
Рис. 25. Лавровые и миртовые.
Рис. 26. Секвойя и ликвидамбар.
Рис. 27. Глауконит и таксодиум.
Рис. 28. Бук.
Гис. 29. Граб.
Рис. 30. Дуб, липа, ясень, клен.
атлантических штатов Северной Америки, где он растет во влажных
тенистых лесах вблизи рек и озер (рис. 26). Критическая среднеме-
сячная температура января для произрастания секвойи и ликвидам-
бара называется в пределах +3, +4°.
Изотерма января 0° (континентальная), принимаемая за внеш-
нюю границу субтропической области, хорошо совпадает с северной
границей распространения глауконита в морских осадках и таксодиума
среди остатков континентальной флоры. Температурные условия зоны
распространения глауконита вытекают из сопоставления карт клима-
тических с картой донных осадков Мирового океана, составленной
П. Л. Безруковым, А. П. Лисицыным, В. П. Петелиным и Н. С. Скор-
няковым (1961). Оказывается, что все области накопления глауконита
в морских осадках располагаются в контуре нулевой изотермы (кон-
тинентальной) самого холодного месяца (января — в северном полуша-
рии и июля —в южном) и нигде не выходят за его пределы. Таксодиум,
доныне сохранившийся в болотистых лесах юго-восточных штатов Се-
верной Америки, также ограничен в своем распространении среднеян-
варской изотермой 0°.
Необычайное широкое распространение глауконита и остатков
таксодиума в кайнозойских отложениях Евразии делает их важнейшими
индикаторами палеоклиматических условий времени их образования
(рис. 27).
Изотермы среднеянварских температур —2, —5 и •—15° устанав-
ливаются по положению северных границ ареала отдельных родов и
семейств широколиственных, постоянно обнаруживаемых в составе спо-
рово-пыльцевых комплексов. Изотерма —2° является климатическим
рубежом современного распространения бука (рис. 28), изотерма —5°
очерчивает современный ареал произрастания граба (рис. 29), а изо-
терма —15° приблизительно совпадает с линией, до которой продви-
гаются к северу дуб, липа, ясень, клен (рис. 30).
Изотермы самого жаркого месяца устанавливаются с большим тру-
дом, поскольку положительные температуры (в реальных пределах —
до 35°) не ограничивают развития процессов выветривания и жизни.
Изотермы самого жаркого месяца не фиксируются, во всяком случае
достаточно четко, ни литогенетическими, ни биогеографическими фор-
мациями.
При оценке значения среднемесячной температуры самого жар-
кого месяца минувших эпох принимался соответствующий показатель
современного климата, аналогичный природной зоне с поправкой на
континентальность, меньшую в прошлом. Поскольку климат палеогена
и неогена в целом был влажнее современного, широтные температур-
ные контрасты в то время были меньше, а следовательно, максималь-
ные летние температуры были ниже современных.
По аналогии с современным климатом высшая среднемесячная тем-
пература самого жаркого месяца +30° принимается для южной поло-
вины аридной области, где и в прошлом влажность и облачность были
минимальными, и поэтому достигался сильный прогрев приземного слоя
воздуха.
В настоящее время изотерма +25° совпадает с северной границей
распространения рифообразующих кораллов и крупных фораминифер,
мангровых зарослей, тапирообразных и крокодилов, настоящих лате-
ритов. Это совпадение, однако, имеет место только в областях влаж-
ного климата, а в континентальном климате она значительно откло-
няется от этих биогеографических границ к северу. Для влажных кли-
матов палеогена и раннего неогена за изотерму июля 4-25° прини-
мается граница рифообразующих кораллов и настоящих латеритов, для
135
позднего же неогена вносится поправка на континентальность, в ре-
зультате которой эта изотерма во внутренних областях материка не-
сколько отклоняется от биогеографической и литогенетической границ,
к северу.
Изотерма +20° на европейском и восточноазиатском флангах ма-
терика и в Северной Америке, отличающихся влажным климатом, хо-
рошо согласуется с южной границей массового распространения ши-
роколиственных лесов богатого состава (буковых, орехово-гикоревых,.
грабово-дубовых). Соответственно и на палеоклиматических картах
палеогена и неогена эта изотерма совмещается с указанной геоботани-
ческой границей.
Изотерма +15° ныне проходит в областях морского климата в се-
верной части зоны широколиственных лесов, а в областях континен-
тального климата — глубоко внутри таежной зоны. Эта изотерма уве-
ренно Намечается только для плиоцена; в палеогене и миоцене она на-
ходилась за пределами Евразиатского материка.
Атмосферные осадки. Распределение атмосферных осадков в про-
шлом реконструируется по пространственному распределению типов вы-
ветривания и типов растительности, не безразличных к увлажнению.
Аридная область выявляется по региональному распространению
гипсоносных, отчасти соленосных, карбонатных красноцветов и серо-
цветов (в плиоцене), а также по редкости и однообразию растительных
остатков, представленных ксерофильнымц формами.
По степени засушливости аридная область отчетливо разделяется
на две зоны: внутреннюю — наиболее засушливую и внешнюю — уме-
ренно сухую. Точно оценить годовую сумму атмосферных осадков, вы-
падавших в прошлом на территории аридной области, пока нельзя, но
приближенная оценка вполне возможна. Несомненно, что в палеогене
аридная область была лучше увлажнена, чем в неогене и теперь. На
это указывают красноземное (ферроаллитовое) выветривание, требую-
щее известного минимума атмосферных осадков, который, судя по со-
временной Африке, был не менее 500 мм в год; достаточно высокое со-
держание в разрезах палеогена аллювиальных фаций в сравнении с про-
лювиальными; широкое распространение во внешней зоне аридной об-
ласти заболачивавшихся речных пойм и озер, населявшихся болот-
ными носорогами, что говорит о сравнительно большом поверхностном
стоке и умеренном испарении того времени, допускавшем широкое реги-
ональное распространение болотных ландшафтов.
Ландшафты внешней зоны аридной области палеогена близки со-
временным ландшафтам опустыненных африканских саванн, испыты-
вающих влияние Сахары (зона Хартум — оз. Чад — Тимбукту). Послед-
ние также характеризуются развитием слабоферроаллитизированных,
заметно карбонатных почв, редким сильно ксерофилизованным расти-
тельным покровом (на плакорах) и долинным комплексом животных,
ведущих полуводный образ жизни (оз. Чад). Годовая сумма атмосфер-
ных осадков в зоне опустыненной африканской саванны составляет
500—800 мм. Эту величину мы и принимаем для внешней зоны аридной
области палеогена (Северного и Центрального Китая, Монголии, Вос-
точного и Северного Казахстана и Приаралья).
В направлении внутренних районов аридной области палеогена ко-
личество атмосферных осадков уменьшалось, и на территории Тарим-
ского бассейна, внутреннего Ирана и Аравии, где континентальные от-
ложения этой системы обильно гипсоносны и совсем лишены фаунисти-
ческих остатков, их годовая сумма, возможно, достигала 300 мм.
и меньше.
136
Для неогена, ландшафты которого уже значительно приблизились
к современным, оценка годовых сумм атмосферных осадков может про-
изводиться и по аналогии с современными природными зонами самой
Евразии. Ныне годовая сумма атмосферных осадков 500—800 мм ха-
рактеризует хвойно-широколиственные леса, лишенные влаголюбивых
пород (например, буков), 500—300 мм— лесостепную и отчасти степ-
ную зону, а 300—200 мм— сухие степи и полупустыни. Атмосферные
осадки аналогичных природных зон неогеновой Евразии оцениваются
в соответствии с этими величинами.
Годовые суммы атмосферных осадков в размере 800—1200 мм для
палеогена устанавливаются по аналогии с современными саваннолес-
ными ландшафтами Африки. Они приписываются зоне интенсивного
ферроаллитового выветривания (уже близкого латеритовому) и рас-
пространения жестколистной растительности средиземноморского типа.
На картах неогена годовая сумма атмосферных осадков 800—1200 мм
совмещается с зоной развития хвойно-широколиственных лесов бога-
того состава, состоящих в основном из влаголюбивых пород (таксоди-
евых, буковых, ореховых и др.), несколько напоминающих южный ва-
риант Лаврентьевского леса Северной Америки.
Годовые суммы, превышающие 2000 мм, несомненны для областей
развития влажных тропических и муссонных лесов, как палеогеновых,
так и неогеновых. Переходная к ним зона, как и на климатических кар-
тах современности, обозначается годовой суммой 1200—2000 мм.
ПАЛЕОКЛИМАТИЧЕСКИЕ КАРТЫ ЕВРАЗИИ
ДЛЯ РАЗЛИЧНЫХ ЭПОХ ПАЛЕОГЕНА И НЕОГЕНА
Условные обозначения к палеоклиматическим картам
Температура самого холодного месяца (Л)
/ — от +10° и выше; 2— от +10 до +5°; 3— от +5 до +3°;
4 — от +3 до 0°; 5 — от 0 до —2°; 6 — от —2 до —5°; 7 — от —5 до
—15°; 8 — ниже—15°.
Температура самого жаркого месяца (5)
' Иг Щ КФ
1 — от +30° и выше; 2 — от +30 до +25°; 3— от 4-25 до +20°;
4.— от +20 до + 15°; 5 — от + 15 до +10°.
Распределение атмосферных осадков. Годовые суммы в мм в год
6
1 — меньше 200; 2 — от 200 до 300; 3 — от 300 до 500; 4 — от 500 до
'700; 5 — от 700 до 1000; 6 — от 1000 до 1200; 7 — от 1200 до 1500; 8—
свыше 1500.
Термический режим (палеоцен)
Термический режим (вторая половина эоцена)
Распределение атмосферных осадков
Палеоцен (а). Вторая половина эоцена (б)
Термический режим (вторая половина олигоцена)
Термический режим (миоцен ранний и средний)
Распределение атмосферных осадков
Вторая половина олигоцена (а). Мноцен ранний и средний (б)
Термический режим (поздний миоцен)
JQ В. М. Синицын
Термический режим (ранний плиоцен)
Распределение атмосферных осадков
Поздний миоцен (а). Ранний плиоцен (б)
10;
Термический режим (поздний плиоцен)
ГЛАВА VIII
ОБЩИЙ КЛИМАТ ПАЛЕОГЕНА И НЕОГЕНА
Сопоставление литогенетических, геоботанических и зоогеографиче-
ских карт различных эпох палеогена и неогена, отражающих природную
зональность того времени, показывает, что местоположение и конфигу-
рация климатических зон Евразии в кайнозое в общих чертах отвечала
современному. Северная и северо-восточная части материка неизменно
характеризовались теплоумеренным климатом, его внутренние и юго-
западные области—аридным, а юго-восточные — тропически-океаниче-
ским. Это говорит о том, что общая система циркуляции атмосферы над
Евразией, которой определяется основная природная зональность, плана
своего в течение кайнозоя не меняла.
Все изменения климата (похолодание и континентализация) проис-
ходили на основе этой принципиально неизменной картины природной
зональности, т. е. при постоянстве общей системы атмосферной цир-
куляции.
Общий приход и расход лучистой энергии, которым определяется
тепловой режим поверхности Земли и атмосферы, в палеогене и неогене,
по-видимому, был таким же, как в настоящее время. Иным было лишь
альбедо Земли и распространение тепла в тропосфере. В палеогене слой
облаков несомненно был плотнее и обширнее современного, поэтому в
радиационном балансе большую роль играла рассеянная радиация.
Отражательная способность самой земной поверхности была понижен-
ной, вследствие слабого распространения на ней снежного покрова и
более массивного развития растительности. Повышенная облачность
в палеогене способствовала более равномерному распределению тепла
на поверхности планеты, что исключало существование таких крайних
климатов, как арктический и климат пустынь, и той дифференциации на
четко индивидуализированные зоны, которая характерна для современ-
ного климата.
В развитии кайнозойского климата Евразии намечаются два основ-
ных этапа: ранне-среднепалеогеновый и позднепалеоген-неогеновый;
Первый охватывает палеоцен, эоцен и ранний олигоцен, второй — позд-
ний олигоцен и неоген.
Климат раннего и среднего палеогена был слабо дифференцирован-
ным; распределение тепла и влаги на континенте было равномернее,
чем позже; климаты с крайними режимами отсутствовали. Климат позд-
него олигоцена — неогена характеризовался энергичным похолоданием,
развивающимся от полюса; на севере материка появляется и быстро
распределяется теплоумеренная зона, в аридной области возникают
первые очаги пустынь; климат в целом становится более дифференци-
рованным и континентальным.
149
Любопытно, что отмеченные тенденции и периодизация в развитии
климата Евразии совпадают с направлением и основными стадиями ее
тектонического развития. Первая половина кайнозоя, до раннего олиго-
цена включительно, характеризовалась вялым тектоническим развитием,
вследствие чего рельеф материка был в общем плоским и слабо диффе-
ренцированным; отложения этого возраста отличаются фациальным
однообразием, слабым развитием грубообломочных типов и малой
мощностью. С середины олигоцена резко усиливались горообразователь-
ные движения; рельеф становится более контрастным, интенсифициру-
ются процессы денудации и седиментации, разнообразится фациальный
состав осадков, возрастают их мощности. При этом интенсивность разви-
тия орогенического процесса, как и климатических изменений, нарас-
тает, достигая наибольшей скорости в плиоцене и в четвертичном
периоде.
Отмеченное совпадение тенденций и стадий развития орогенеза и
климата, очевидно, было связано не с влиянием первого на второй, как
думают многие, а с проявлением какой-то более общей причины (косми-
ческой?), в равной мере воздействовавшей и на рельеф и на климат
планеты.*
В ранне-среднепалеогеновый (доорогенный) этап климат Евразии
в термическом отношении был сравнительно однородным. Ее южная
половина характеризовалась тропическим, а северная — субтропическим
климатом. Разница Среднемесячных температур января самых северных
участков материка (Арктическое побережье Сибири) и самых южных
(Индостан, Индонезия) не превышала 20°, тогда как сейчас она дости-
гает 65°. При таком относительно равномерном термическом режиме
больших горизонтальных градиентов давлений и различий в физических
свойствах воздушных масс над территорией Евразии и омывающими ее
океанами не могло быть. Поэтому в первой половине кайнозоя все цир-
куляционные процессы были ослабленными, в том числе муссонная и
циклоническая деятельность.
По положению природных зон раннего и среднего палеогена можно
заключить, что основные климатические пояса проходили, значительно
севернее, чем теперь; соответственно были сдвинуты к северу и межзо-
нальные циркуляционные процессы. Тропик Рака в Европе проходил
тогда приблизительно на 20° севернее его современного положения, по-
этому тропическая область низкого атмосферного давления, связанная с
сильным нагреванием континента, соответственно располагалась север-
нее, охватывая всю Переднюю Азию и бассейн современного Средизем-
ного моря, где климат в течение всего года был жарким и сухим, хотя и
не в такой степени, как современный аравийский или сахарский. Летом
температура в этой области достигала 30—35°, а зимой, наверное, не па-
дала ниже +10°. Засуха была продолжительной; испарение в общем пре-
обладало над атмосферными осадками. Поэтому даже на юге Европы
(Испания, Италия, Греция) и в Малой Азии в палеогене широкое рас-
пространение получили соленосные и гипсоносные отложения. Зона за-
сушливого тропического климата с гипсоносными и соленосными отложе-
ниями временами распространялась до Парижского бассейна и Рейн-
ского грабена.
* Автор полагает, что орогенез активно воздействует на климат и в состоянии
повлиять на его развитие, но только в масштабе определенного региона. Изменения же
климата в кайнозое носили общепланетарный характер и не могли быть вызваны только
орогенезом. Причина климатических изменений, как и самого позднекайнозойского оро-
генеза, очевидно, лежит вне нашей планеты; ею могли быть влияния космической среды,
меняющейся в различных областях Галактики, через которые проходит солнечная
система.
150
Центральная Азия в палеогене так же была изолирована от
влияния океанов, как и в настоящее время. Поступление же влаги
от морей Южной Европы и Средней Азии было ограниченным. Поэтому
атмосферных осадков на равнины Центральной Азии и тогда падало
мало; погода была постоянно безоблачной, земная поверхность получала
наибольшее количество солнечного тепла, возможное на этих широтах.
Лето было жаркое, зима умеренно теплая ( + 8, +12°?). Сухой континен-
тальный воздух господствовал здесь в течение всего года. Небольшие
атмосферные осадки (300—500 мм?) выпадали главным образом в теп-
лую половину года: в западных районах, вероятно, весной, а в восточ-
ных— летом (по аналогии с современным климатом). Испарение,
во много раз превосходившее увлажнение, было причиной широкого рас-
пространения в этих областях аридных гипсоносных красноцветов,
лишенных флористических остатков, за исключением единичных нахо-
док оазисной и галерейной растительности.
Аридная область раннего и среднего палеогена была значительно
шире современной. Помимо областей Центральной Азии, она распрост-
ранялась также на территорию всего Центрального Китая, где также
распространены гипсоносные красноцветы, содержащие редкие остатки
позвоночных, характерных для сухих местообитаний. Такое далекое
продвижение раннепалеогеновой аридной области к востоку, возможно,
объясняется более восточным положением края континента (в то время
совпадающего с Японской островной дугой) и соответственно более
восточным положением зоны влияния океанического климата.
В Юго-Восточной Азии климат был жарко-влажным, не дифферен-
цированным на сезоны. Его отличали ровный суточный и годовой ход
температуры, высокое влагосодержание воздуха, обильные осадки
(2000*—3000 мм в год?), что благоприятствовало буйному развитию
растительности, находившей здесь оптимальные условия для своего
существования.
Большая затрата тепла на испарение в условиях постоянной и обиль-
ной влажности воздуха исключала высокий разогрев воды и воздуха,
температура ’которых, по аналогии с современным климатом, в этой
области держалась, по-видимому, на уровне +26, +28° (Борисов, 1959).
Субтропические максимумы, сопряженные с тропическим мини-
мумом Средиземноморья, Передней и Центральной Азии, в палеоцене,
эоцене и раннем олигоцене располагались севернее, чем ныне. В сфере
их влияния находились южная и отчасти средняя Европа, юг Сибири
до Амурского бассейна включительно. Как и в настоящее время, суб-
тропические максимумы атмосферного давления меняли свое положение
по сезонам. Летом они предельно выдвигались к северу, а зимой отсту-
пали к югу, что было причиной резких сезонных различий климата
в этой зоне. Так как воздушные массы в зоне субтропических максиму-
мов обладают большой сухостью и сильно разогреты, лето в ней без-
дождное и жаркое, зима же, вследствие вторжения менее влажных и
разогретых воздушных масс теплоумеренной зоны, мягкая с осадками.
Летние температуры в таком континентальном субтропическом клима-
те (очевидно, напоминавшем современный южносредиземноморский)
варьировали в интервале от +30 до +25°, зимние, по-видимому, не пада-
ли ниже +8°; годовая сумма осадков была в пределах 800—1500 мм
с максимумом в зимнее время. Высокая температура и сухость лета
затрудняли вегетацию растений и тем самым способствовали распро-
странению по всей южной и отчасти средней Европе, Южному Уралу,
Казахстану, Южной Сибири и Амурскому бассейну ксерофильных
узколистных и жестколистных формаций (на плакорах).
На территории Северной Европы и Северной Сибири возрастало
151
влияние воздушных масс умеренной зоны, находившейся в палеогене
вне материка (в пределах арктического бассейна). Появление уже в зоне
герцинских массивов Европы и Среднего Урала богатых лесов из разно-
образных влаголюбивых широколиственных пород и субтропических
хвойных (секвойя, таксодиум, зонтичная сосна и др.)—свидетельство
того, что континентальность климата, связанная с сезонным режимом
выпадения осадков, ослабевала, увлажнение приближалось к равномер-
ному. Контрасты летних и зимних температур уменьшались и уже не вы-
ходили за пределы 12—15°.
Наконец, на самом севере Сибири и на северо-востоке материка
признаки сезонных различий в выпадении атмосферных осадков, судя
по составу их растительности и продуктов выветривания (глинистые
коры), совершенно исчезают. Вместе с тем начинает сказываться терми-
ческая (солярная) зональность, заметная по поведению вечнозеленых
растений, которые постепенно переходят в подлесок и становятся менее
разнообразными, чем в районах, расположенных южнее.
Климат восточных берегов Евразии: Камчатки, Сахалина, Японии,—
уже в раннем палеогене обладал чертами муссонного, о чем свидетель-
ствуют преимущественно сиаллитовое выветривание, угленосность отло-
жений и обильные остатки разнообразной влаголюбивой растительности,
характерные для этой области. Атмосферные осадки здесь выпадали в
количестве 1000—2000 мм в год, причем распределение их по сезонам
было противоположным средиземноморскому — главная масса осадков
выпадала летом. Поэтому лето восточного побережья Евразии было
влажным, умеренно жарким ( + 22, +24°), зима относительно сухая,
прохладная ( + 6, +10°). Обильные летние осадки способствовали энер-
гичной вегетации и развитию роскошных влажных лесов из широколист-
венных и разнообразных таксодиевых при участии (в нижнем ярусе)
вечнозеленых растений.
В общем, климат палеогеновой Евразии был еще слабо дифферен-
цированным, особенно в отношении термического режима. До нижнего
олигоцена включительно субтропическое выветривание1 и субтропиче-
ская растительность распространялась до самых северных и северо-
восточных пунктов материка. Однако субтропический климат палеогена
существенно отличался от субтропического климата нашего времени.
Главное различие состояло в том, что в субтропическом климате палео-
гена еще не было отчетливо выраженного прохладного сезона, связан-
ного с вторжением холодных масс из области умеренного климата, ко-
торая в палеогене по-прежнему была незначительной по размерам, и ее
климатическое значение было совсем небольшим. Умеренный климат,
также отличавшийся от современного умеренного климата отсутствием
влияний холодного арктического воздуха, в палеогене мог существовать
лишь возле самого полюса, не распространяясь в пределы материка
Евразии дальше Чукотки.
Несравненно большее влияние на разнообразие ландшафтов Евра-
зии оказывали атмосферные осадки — их общее количество и распреде-
ление по сезонам. С неравномерным увлажнением материка было связа-
но существование в его центре аридной области, области средиземно-
морского климата — на западном отрезке субтропической зоны и мус-
сонного— на восточном, областей относительно равномерного увлажне-
ния на севере (субтропической) и юго-востоке (тропической).
В связи с тем, что рельеф Евразии в палеогене был сравнительно
плоским, влияние его на циркуляцию атмосферы было минимальным.
Ни одна из горных систем материка не достигала высоты 3000 м, до ко-
торой по вертикали распространяются муссоны и антициклонные пото-
152
ки. В частности, палеогеновые Гималаи представляли совсем невысокие
горы, не способные сдерживать индийский муссон, влияние которого
тогда распространялось на Южный Тибет до хребтов Каракорума и
Тангла. Поэтому таких больших контрастов в распределении атмосфер-
ных осадков, как 0—50 мм в год в изолированных горами пустынях и
более 3000 мм в год на склонах хребтов, подветренных влажному муссо-
ну, в палеогене еще не существовало.
Незначительным было и влияние на климат Евразии Западно-Ази-
атского моря, покрывавшего Западно-Сибирскую низменность, равнины
Средней Азии и Ирана. Подобные ему мелкие эпиконтинентальные моря
летом сильно прогреваются, а зимой, наоборот, охлаждаются, что
приближает их по климатическим чертам к окружающей суше, хотя
исчезновение этого моря в олигоцене все же способствовало усилению
континентальности климата Евразии.
В развитии климата палеогена, по-видимому, имели место неболь-
шие периодические колебания. Самое значительное из них, сопровождав-
шееся понижением температуры, относится к раннеэоценовой эпохе.
Признаки этого похолодания устанавливаются для юга Русской плат-
формы по изменениям в составе фауны морских моллюсков. В нижнем
эоцене большое распространение здесь получили представители родов
Gary, Thracia, Lyonsia, Pectenculus, Pteria, Chlamis, Apporthais и другие,
существующие при менее высокой температуре морских вод. В среднем
эоцене море Русской платформы снова было заселено теплолюбивыми
моллюсками и крупными фораминиферами, которые в это время дости-
гали южных районов Общего Сырта. Признаки нижнеэоценового похо-
лодания обнаруживаются и в данных определений палеотемператур по
палеогеновым пелециподам Крыма, выполненных Р. В: Тейс, М. С. Чупа-
хиным и Д. П. Найдиным (1960). Согласно этим определениям,темпера-
тура вод нижнеэоценового моря в Крыму была 24,8°, что на 2,7° ниже
палеоценовой и на 3,2° ниже среднеэоценовой.
С остаточным влиянием этого похолодания, вероятно, связано более
южное положение границы Средне-Европейской и Средиземноморской
провинций, устанавливаемой по нуммулитам. Н. Н. Бархатова и
Г. И. Немков (1953) намечают ее для среднего эоцена по Триалетскому
хребту и через район озера Севан, а для верхнего эоцена —по главному
Кавказскому хребту, т. е. на 100 км севернее.
Верхний олигоцен и неоген (орогенный период). Со второй полови-
ны олигоцена проявляется похолодание, распространяющееся от полю-
са. Оно охватило только северную половину материка и проявилось тем
сильнее, чем ближе тот или иной участок материка располагается
к Арктическому бассейну. Похолодание развивалось прогрессивно, что
устанавливается по появлению все новых, более бореальных типов лито-
генетических и флористических формаций и по их распространению все
дальше на юг (рис. 31 и 32). Уже во второй половине олигоцена на арк-
тических архипелагах и в Северо-Восточной Азии возникает теплоуме-
ренный климат, который в миоцене распространяется до Казахстана,
Монголии и Северного Китая, а в плиоцене устанавливается на терри-
тории, большей части Средней и Центральной Азии и приближается к
долине р. Янцзы. Теперь уже на больших пространствах умеренной и
отчасти субтропической зон стал ложиться и подолгу сохраняется снеж-
ный покров, способствующий интенсивному выхолаживанию и иссуше-
нию воздуха. С этого времени значительно усиливается климатическая
роль сибирского антициклона, выросшего к плиоцену в крупнейший
циркуляционный фактор. Именно под влиянием растущего сибирского
антициклона происходило сдвижение восточного (китайского) отрезка
тропической зоны на юг, от долины р. Янцзы за Наньлин, значительно
Ю В. М. Синицын
153
южнее того положения, которое он мог бы занимать по солярным
условиям.
Похолодание нарастало не постепенно, а скачками, сменявшимися
периодами медленных и незначительных климатических изменений, а
может быть, и кратковременных потеплений.
Первое сильное .похолодание, как мы уже отмечали, приходится на
вторую половину олигоцена, с которым было связано понижение средне-
январской температуры в районе дельты р. Лены на 4°, в районах озер
Рис. 31. Схема, иллюстрирующая смещение границ важнейших формаций
континентальных отложений в палеогене и неогене.
1 — полимиктовая; 2 — мезомиктовая; 3 — олигомиктовая; 4 — ферроаллиты; о — их аридные
варианты.
Байкала и Балхаша, Аральского моря и Киева — на 3°, в районах
Берлина и Лондона — на 2°, в районах Владивостока, Токио и нижнего
течения р. Янцзы на 1,5—Г.
В течение миоцена похолодание развивалось с различной интенсив-
ностью в Азии и Европе. За эту эпоху, продолжавшуюся 18 млн. лет,
среднеянварская температура понизилась в районе Ленской дельты
лишь на 2°, в районах Байкала, Балхаша и Аральского моря — на Г,
тогда как в районе Берлина она упала на 3°, а в районе Лондона — даже
на 4°. В Приморье, Японии и Центральном Китае понижение среднеян-
варской температуры за миоцен не составило и 1°.
Самое сильное похолодание произошло в плиоцене, к концу кото-
рого среднеянварская температура упала в районе Ленской дельты еще
на 15°, в районе озера Байкал — на 8°, в районе оз. Балхаш — на 4°,
Аральского моря — на 3°, в районе Киева, Берлина и Лондона — на 2°,
а на Дальнем Востоке и в Японии — на 1,5—2° Резче всего похолода-
154
нйе проявилось в областях материка с континентальным климатом и
меньше в областях морского климата. В общей сложности к концу плио-
цена среднеянварская температура понизилась в районе Балхаша на 9°,
в районах Аральского моря, Киева, Берлина и Лондона — на 7°, а в При-
морье, Японии, нижнем течении р. Янцзы— на 5—6°. К югу похолодание
ослабевало и в пределах тропического пояса, по-видимому, не прояви-
лось вовсе.
Рис. 32. Схема, иллюстрирующая смещение границ основных климатиче-
ских типов растительности в палеогене и неогене.
1 — хвойные леса с незначительным участием широколиственных; 2 — смешанные хвойно-
широколиственные леса; 3 — субтропические леса, близкие умеренным; 4 — субтропические
леса, переходные к тропическим; 5 — тропические леса; 6 — аридные дериваты.
Смещение термических границ (изотерм) с севера на юг происходи-
ло неравномерно в европейской части континента и в области азиат-
ского побережья. Так, например, граница тропического пояса за период
начала палеоцена — конца плиоцена отступила в Европе на 20°, а на
Дальнем Востоке — только на 7—8°.
По мере развития похолодания неуклонно усиливались черты
континентальности климата Евразии. С течением времени все более
отчетливой становилась сезонность климата, нарастали температурные
контрасты лета и зимы, уменьшалась относительная влажность воздуха,
сокращалось общее количество атмосферных осадков и все более пест-
рым становилось их распределение.
В пределах теплоумеренной зоны континентальность климата быст-
рее всего нарастала на территории Восточной и Южной Сибири и в Вер-
хоянско-Колымской области. Здесь раньше и энергичнее, чем где-либо,
происходило исчезновение из состава растительности форм, не перенося-
155
щих зимних похолоданий (вечнозеленые растения, а затем и теплолю-
бивые широколиственные породы), форм, нуждающихся в постоянном
и обильном увлажнении (таксодиевые, многие семейства широколист-
венных), а также форм, предпочитающих тень (и туманы) сильному
солнечному освещению (буки, ликвидамбары, таксодиевые и др.).
Вместе с тем происходило энергичное развитие таежной растительности,
существующей в условиях резко континентального климата.
В связи с неуклонно возраставшей контрастностью термического
режима расширялась циркуляционная зона и усиливались циркуляцион-
ные процессы, превращавшиеся постепенно в один из основных климато-
образующих факторов.
В аридной области усиление континентальности климата нашло вы-
ражение в возрастающем опустынении ландшафтов-—сокращении
поверхностного стока, уменьшении размеров галерейных и оазистых
лесов, замещении саванн и саванностепей полупустынями.
В гумидных областях тропиков и субтропиков следствием возросшей
континентальности климата явилось усиление муссонной деятельности
и расширение пространств с периодически засушливым климатом, при
котором развиваются листопадные леса, сбрасывающие листву на сухой
сезон.
Степень континентальности климата принято характеризовать раз-
ницей средних температур самого жаркого и самого холодного месяцев,
которая, согласно нашим палеоклиматическим реконструкциям (см. па-
леоклиматические карты), составляла: для района Ленской дельты
в позднем миоцене 18°, в плиоцене 35°, а ныне превышает 50°, для района
озера Байкал-—соответственно 16, 25 и 40° и для района Аральского
моря —20, 22 и 35°.
Усиление континентальности климата нашло отражение в поведении
и конфигурации изотерм самого холодного и самого жаркого месяцев
года. Летние изотермы на картах миоцена и плиоцена приобретают все
увеличивающийся прогиб к югу, а зимние обнаруживают изгиб в обрат-
ном (северном) направлении.
Среди земных причин, способствовавших усилению континенталь-
ности климата в неогене, главными являлись, очевидно, следующие:
1) регрессия эпиконтинентальных морей с территории Западно-Си-
бирской низменности, равнин Средней Азии и Ирана, Юго-Восточной и
Средней Европы и общее увеличение площади материка;
2) возрастание общего гипсометрического уровня континента и, как
следствие этого, уменьшение атмосферного давления, которое в свою
очередь способствовало росту испарения;
3) похолодание климата;
4) ослабление облачности, образование обширных разрывов в облач-
ном слое планеты.
К плиоцену в континентальных районах Сибири зимние температу-
ры становятся настолько низкими, что уже исключают произрастание
вечнозеленой и теплолюбивой широколиственной растительности на их
территории.
Обращает на себя внимание сильнейшая континентализация кли-
мата в верхнем плиоцене, выразившаяся в развитии формации хвойной
тайги, близкой современному типу, и в распространении ее по всему
пространству Восточной Сибири и Верхоянско-Колымской области.
Позднеплиоценовая тайга обеднялась не только широколиственны-
ми, еще сохранившимися в долинном комплексе, но и хвойными поро-
дами, свойственными морскому прохладному климату, такими как тсуга,
пихта, отдельные виды ели. На первый план выступает лиственница,
наиболее приспособленная к условиям континентального климата.
156
Этот момент усиления континентализации климата Сибири, очевид-
но, отражает появление в Арктическом бассейне льдов, которые стано-
вятся важнейшим климатическим фактором. С их появлением климат
Арктики и северных районов Азии, до того имевший характер морского,
быстро выхолаживается и иссушается.
В связи с похолоданием зоны умеренного климата в неогене посте-
пенно распространяются на всю Сибирь и Среднюю Европу, отчасти иа
Южную Европу и Центральную Азию. В системе атмосферной циркуля-
ции усиливается характерный для умеренной зоны западный перенос
воздушных масс. Существование западного переноса в кайнозое следует
из того, что и тогда восточные районы материка были холоднее, чем
западные, располагающиеся ближе к главному источнику зимнего
тепла — Атлантическому океану.
Область тропического минимума в неогене отступала к югу — в пре-
делы Северной Африки и Аравии. Соответственно смещаются сопря-
женные с нею субтропические максимумы, теперь сосредоточивающиеся
в Средиземноморье и Иране. На территории Средней Европы и Сибири,
климат которых в палеогене имел ярко выраженные средиземноморские
черты, устанавливается режим равномерного увлажнения.
Постепенное нарастание в течение неогена межширотных термиче-
ских контрастов привело к обострению фронтальной и циклонической
деятельности. Рост сезонных различий в нагреве поверхности континен-
та и океанов способствовал усилению муссонной циркуляции.
Энергичный подъем высоких хребтов и нагорий привел к возникно-
вению в плиоцене многочисленных орографических преград, оказываю-
щих влияние на атмосферную циркуляцию и вызывающих в ней важные
региональные изменения.
' Поднятие Высокой Азии (Тибет с Куэнь-Лунем и Гималаями) выз-
вало разделение в прошлом единого западного переноса (в неогене
переместившегося в средние широты) на тяныпанское (северное) и гима-
лайское (южное) течения, приобретающих к месту своего схождения над
Юго-Западным Китаем различные физические свойства и поэтому вызы-
вающих здесь интенсивное развитие облачности и осадки.
Выросшие в грандиозный хребет Гималаи резко сузили сферу
влияния индийского муссона, который теперь уже не проникал в Тибет.
С другой стороны, поднятие Куэнь-Луня, Нань-Шаня и Циньлина
создало барьер, задерживающий в Центральной Азии потоки сухого
и прохладного воздуха, поступающего от сибирского антициклона,
вследствие чего она постепенно превращается в замкнутую область
пустынных ландшафтов, над которой круглый год господствует сухой
континентальный воздух.
Обрушение обширных участков континента на востоке с образова-
нием окраинных морей Охотского, Японского, Восточно- и Южно-Китай-
ского и связанное с этим перемещение зоны морского климата в глубь
древнего континента было причиной смягчения климата на территории
Центрального Китая, полностью утратившего черты аридности, харак-
теризовавшие его в палеогене.
Важной особенностью климата орогенного периода являлось усиле-
ние его дифференциации, выразившейся, в частности, в распаде ком-
плексных флор на множество зональных типов, более однородных и спе-
циализированных.
Дифференциация климата в неогене определялась уже не только
различиями в степени увлажнения отдельных областей, а главным
образом межширотными термическими контрастами. Грандиозная па-
леогеновая область субтропического климата, охватывавшая всю
северную половину материка, теперь резко суживается и переходит
157
на положение второстепенной зоны, разграничивающей климатические
пояса: умеренный и тропический, теперь ставшие основными.
Общая картина распределения атмосферных осадков на террито-
рии Евразии сохраняла удивительное постоянство. В течение всего
кайнозоя во внутренней части материка в мало менявшихся границах
существовала аридная область, где испарение резко преобладало над
увлажнением. К северу от нее располагался теплоумеренный пояс
(в палеогене субтропический, в неогене умеренный), а к югу — тропиче-
ский гумидный пояс, которым было свойственно избыточное увлажнение.
Также в течение всего кайнозоя сохранялись европейская область среди-
земноморского климата с жарким сухим летом и дождливой зимой и
дальневосточная область муссонного климдта, отличающегося влажным
летом и сухой зимой.
В орогенный период (вторая половина олигоцена — неоген) распре-
деление атмосферных осадков на территории Евразии становилось все
более дифференцированным и контрастным. Их количество сократи-
лось во внутренних областях материка, но возросло в периферических
районах, перед такими орографическими преградами, как Гималаи,
Кавказ и Альпы,
В неогене в связи со смещением на юг зон тропического минимума
и субтропических максимумов произошла смена на территории Западной
и Южной Сибири, Юго-Восточной и Западной Европы средиземномор-
ского климата умеренным климатом с равномерным увлажнением.
В орогенический период в результате энергичного поднятия гор и
одновременно происходившего похолодания большое значение приобрела
вертикальная поясность ландшафтов. В отложениях позднего олигоцена,
миоцена и плиоцена, накапливавшихся вблизи высоких гор (Зайсанская
впадина, депрессии Тянь-Шаня, Предкавказье, бассейны Балканского
полуострова), появляются своеобразные «смешанные» флоры, состоя-
щие из остатков растений различных термических классов.
ЛИТЕРАТУРА
Абузярова Р. Я. Третичные спорово-пыльцевые комплексы Тургая и Павлодарского
Прииртышья. Алма-Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1955.
Абузярова Р. Я- Спорово-пыльцевые комплексы эоценовых отложений Туркме-
нии (Бадхыз). Бот. журн., т. 41, № 9, 1956,
Абузярова Р. Я. Спорово-пыльцевые комплексы третичных отложений Северного
Тянь-Шаня (р. Саты). Мат. по истории фауны и флоры Казахстана, т. 3. Алма-
Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1961.
Алексеев М. Н. Стратиграфия континентальных неогеновых и четвертичных отло-
жений Вилюйской впадины и долины нижнего течения реки Лены. Тр. Геол, ин-та
АН СССР, вып. 51, 1961.
А л е к с ее в М. Н., Н. П. Куприна, А. И. М е д я н ц е в, И. М. X о р е в а. Страти-
. графия и корреляция неогеновых и четвертичных отложений северо-восточной ча-
сти Сибирской платформы и ее восточного складчатого обрамления. Тр. Геол,
ин-та АН СССР, вып. 66, 1962.
Алехин В. В., Л. В. Кудряшов и В. С. Говорухин. География растений.
Учпедгиз, 1961.
А л и с о в Б. П., Б. В. П о л т а р а у с. Климатология. Изд. МГУ, 1962.
А н а и о в а Е. Н. Новые данные о флоре и растительности плиоцена. ДАН СССР, т. 96,
№ 3, 1954.
Ананова Е. Н. Палинологические данные к вопросу о происхождении степей на юге
Европейской равнины. Бот. журн., т. 39, № 3, 1957.
Аристова К. Е. Спорово-пыльцевые комплексы третичных отложений юга Джун-
гарской впадины. Тр. ВНИГРИ, т. 61, 1959.
Атлас миоценовых спорово-пыльцевых комплексов различных районов СССР. Под ред.
И. М. Покровской. М., Госгеолтехиздат, 1956.
Атлас олигоценовых спорово-пыльцевых комплексов различных районов СССР. Мат.
ВСЕГЕИ. М., Госгеолтехиздат, 1956.
Баженов В. С. Обзор истории фауны наземных позвоночных Казахстана. Мат. по
истории фауны и флоры Казахстана, т. 1. Алма-Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1955.
Баженов В. С. Время появления гиппариона в пределах Казахстана. Мат. по исто-
рии фауны и флоры Казахстана, т. 3. Алма-Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1961.
Байковская Т. Н. Палеоценовая флора Зейско-Буреинской равнины. Вопросы па-
леонтологии, т. 1. Изд. ЛГУ, 1950.
Байковская Т. Н. О находке третичных растений в Болгарии и Румынии. Бот.
журн., т. 41, № 3, 1956.
Баранов В. И. Этапы развития флоры и растительности- СССР в третичном периоде,
ч. 3. Уч. зап. Казан, ун-та, т. 114, кн. 4. Ботаника, 1954.
Баранов В. И. и Л. М. Ятайкин. Новая находка верхнеолигоценовой флоры в
Западном Казахстане. ДАН СССР, т. 136, № 3, 1961.
Бархатова Н. Н. и Г. И. Немков. О нуммулитовых провинциях СССР. В сб.:
«Русская и Сибирская платформы и их горное обрамление». Л., Изд. АН СССР,
1963.
.Баскаков М. П. Фациально-геохимический и минералогический анализ осадочных
формаций мела и палеогена междуречья Аму-Дарьи и Сыр-Дарьи. Автореф. капд.
дисс. Ташкент, 1959.
Безруков П. Л., А. П. Лисицын, В. П. Петелин и Н. С. Скорняков.
Карта донных осадков мирового океана. В сб.: «Современные осадки морей и
океанов». М„ Изд. АН СССР, 1961.
159
Белкин В. И. О неогеновых отложениях Большеземельской тундры ДАН СССР^
т. 149, № 3, 1963.
Беляева Е. И. Халикотериды Советского Союза и Монголии. Тр. Палеонт. ин-та
АН СССР, т. 55, вып. 3, 1954.
Беляева Е. И. Первая находка тапирообразного в эоцене Средней Азии. Бюлл.
МОИП, отд. геол., т. 37 (5), 1962.
Беляевский Н. А. История тектонического развития центральной части Азиатской
ветви Тетиса и сопредельных территорий. Тр. Совещания по тектонике альпийских
геосинклинальных областей юга СССР. Баку, АН Аз. ССР, 1956.
Беммелен Ван. Геология Индонезии. М., ИЛ, 1957.
Биостратиграфия мезозойских и третичных отложений Западной Сибири. Сб. М., Гос-
топтехиздат, 1962.
Боголепов К.-В. Опыт формационного расчленения континентальных мезозойских
и третичных отложений восточной части Западно-Сибирской низменности и Ени-
сейского кряжа. В сб.: «Мат. по геол. Красноярского края». М., Госгеолтехиздат,
1960.
Боголепов К. В. Мезозойские и третичные отложения восточной окраины Западно-
Сибирской низменности и Енисейского кряжа. М., Госгеолтехиздат, 1961.
Бойцова Е. П. и И. М. Покровская. Материалы по стратиграфии континенталь-
ных о лигоценовых и миоценовых отложений Тур гайской впадины. В сб.: «Мат. по
палинол. и стратиграф.». М., Госгеолтехиздат, 1954.
Бойцова Е. П., И. И. Краснов, Е. С. Ма л я сов а, И. М. Покровская. Ре-
зультаты изучения спорово-пыльцевых комплексов из континентальных третичных,
отложений Нижнего Приобья. Мат. по палинол. и стратиграф. М., Госгеолтехиз-
дат, 1954.
Боли А. Северная Америка. М., ИЛ, 1948.
Борисов А. А. О палеоклиматических условиях формирования главных барических
центров современного климата Земли. Изв. Всес. Геогр. о-ва, № 3, 1959.
Борисяк А. А. и Е. И. Беляева. Местонахождения третичных наземных млеко-
питающих на территории СССР. Тр. Палеонтол. ин-та АН СССР, т. 15, вып. 3„
1948.
Б о р с у к М. И. Палеогеновая флора Сахалина. Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., т. 12, 1956.
Бу д а н ц е в Л. Ю. Новая находка пальмы Sabal в Казахстане. ДАН СССР, т. 93,.
№ 2, 1953.
Б уд а нц ев Л. Ю. Материалы к изучению флоры континентального олигоцена Тур-
гая. Изв. АН Каз. ССР, сер. геол., вып. 21, 1955.
Буданцев' Л. Ю. Эоценовая флора Павлодарского Прииртышья. Сб. памяти
А. Н. Криштофовича. Изд. АН СССР, 1957.
Василевская Н. Д. Эоценовая флора Бадхыза в Туркмении. Сб. памяти
А. Н. Криштофовича. М.—Л., Изд. АН СССР, 1957.
Василевская Н. Д. О возрасте ископаемой флоры о. Новая
т. 43, 1958.
Васильев В. Н. Происхождение флоры и растительности Дальнего Востока и Вос-
точной Сибири. Мат. по истории флоры и растительности СССР, вып. 3. Изд. АН
СССР, 1958.
Васильев В. Г., В. С. В о л х о н и н, Г. Л. Гришин, А. X. Иванов, Н. А. М а-
ринов и К. Б. Мокшанцев. Геологическое строение Монгольской Народной
Республики. М., Гостоптехиздат, 1959.
Беликовская Е. М. Красноцветные отложения плиоцена на территории СССР и
зарубежной Азии. ДАН СССР, т. 100, № 6, 1955.
Веножинскене А. Палинологические комплексы палеогена и неогена Южной При-
балтики. В кн.: «Мезозой и кайнозой Южной Прибалтики и Белоруссии». Виль-
нюс, 1960.
Витвицкий Г. Н. Климаты зарубежной Азии. М., Географгиз, 1960.
Волобуев В. Р. Почвы и климат. Баку, 1953.
Воскобойников М. Е. и М. Я. Мартынова. К стратиграфии морского палео-
гена района г. Кызыл-Орда. Изв. АН Каз. ССР, сер. геол., вып. 5, 1963.
Габуния Л. К. К истории гиппарионов (по материалам из неогена СССР). М., Изд.
АН СССР, 1959.
Г а н с е р А. Новые данные о геологии Центрального Ирана. IV Междунар. нефт..
конгр., т. 1. М., Гостоптехиздат, 1956.
Геккер Р. Ф., А. И. Осипова, Т. Н. Бельская. Ферганский залив палеоге- >
нового моря Средней Азии, кн. 1. М., Изд. АН СССР, 1962.
Геология и минеральные ресурсы Японии. М., ИЛ, 1961.
Гинзбург И. И. Древняя кора выветривания на Урале. Минералогия Урала, т. 1.
М., Изд. АН СССР, 1947.
Гинзбург И. И. Типы древних кор выветривания, формы их .проявления и класси-
фикация. В сб.: «Кора выветривания», вып. 6. М., Изд. АН СССР, 1963.
Гладкова А. Н. Остатки пальмы Nipa Thurib в эоценовых отложениях Туркмении.
Тр. ВНИГРИ, вып. 196, палеонтол. сб., № 3, 1962.
I
Сибирь. Бот. жури.,.
160
Горбунов М. Г. и И. А. Баркалов. К вопросу о стратиграфическом положе-
нии третичных флор в долине р. Оби в районе Томска. ДАН СССР, т. 105г
№ 5, 1955.
Го р е цк и й Ю. К. Закономерности в размещении бокситовых месторождений и усло-
вия их образования. В кн.: «Бокситы, их минералогия и генезис». М., Изд. АН
СССР, 1958.
Горн Н. К. и С. С. Кузнецов. Северная нуммулитовая провинция. Вестник ЛГУ,
№ 7, 1952.
Гриднев Н. И. Состав и распределение аутигенных минералов в -разрезе третичных
континентальных отложений восточной части Средней Азии. ДАН СССР, 133.
№ 5, 1960.
Громов Ю. Я- и Н. С. Громова. Стратиграфия угленосных отложений палео-
гена и неогена Хаикайской межгорной впадины в Южном Приморье. Информ, сб.
ВНИГРИ, № 38, I960..
Громова В. И. Гиппарионы (род Hipparivri), Тр. Палеонт. ин-та АН СССР, т. 36,
1952.
Громова В. И. Гигантские носороги. Тр. Палеонт. ин-та АН СССР, т. 71, 1959.
Громова В. И, Болотные носороги (Amynodontidae) Монголии. Тр. Палеонт. ин-та
АН СССР, т. 55, 1960а.
Громова В. И. Новые материалы по палеогеновым тапирообразным Азии. Тр.
Палеонт. ин-та АН СССР, т. 77, 19606.
Гурова Т. И. и В. П. Казаринов. Литология и палеогеография Западно-Сцбир-
ской низменности в связи с нефтегазоносностью. М., Гостоптехиздат, 1962.
Девяткин Е. В. О третичных отложениях Джулукульской котловины. ДАН СССР,,
т. 135, № 6, 1960.
Д и б н е р В. Д. Неогеновые отложения на северо-востоке Земли Франца-Иосифа.
ДАН СССР, т. 138, № 5, 1961.
Добби Э. Юго-Восточная Азия. М., ИЛ, 1952.
Дорофеев П. И. О находке третичной флоры на Алтае. ДАН СССР, т. 109, № 5,
1956.
и
П. И. О плиоценовой флоре Башкирии. Бот. журн., № 6, 1962.
П. И. Третичные флоры Западной Сибири. М.—Л., Изд. АН СССР, 1963,
П. И. Развитие третичной флоры СССР по данным палеокарпологиче-
скйх исследований. Автореф. докт. дисс. Л., 1964.
Дорофеев П. И. и Л. Н. Тюлина. О флоре Мамонтовой горы. «Проблемы бота-
ники», № 6, 1962.
Е ф и м о в а А. Ф. Лист пальмы из третичных отложений Пенжинской губы. Палеонт.
журн., № 4, 1961.
Жинью М. Стратиграфическая геология. М., ИЛ, 1952.
Заклинская Е. Д. Материалы к истории флоры и растительности палеогена Се-
верного Казахстана в районе Павлодарского Прииртышья. Тр. ИГН АН СССР,
№ 141, 1953.
Заклинская Е. Д. Типы спорово-пыльцевых спектров палеогеновых отложений
различных физико-географических провинций. Мат. по истории флоры и расти-
тельности СССР, вып. 3. М., Изд. АН СССР, 1958.
Заклинская Е. Д. Палеофлористическое обоснование стратиграфического расчле-
нения кайнозойских отложений Казахстана и прилегающих частей Западно-Си-
бирской низменности. Вопросы биостратиграфии континентальных толщ. Тр. III
сессии ВПО, 1959.
Зеленова О. И. К геохимическим особенностям палеогеновой эпохи Таджикской
депрессии. В сб.: «Вопросы географии», вып. 59. Изд. АН Тадж. ССР, 1962.
Иванов Н. В. Колымская угленосная провинция. В кн. «Атлас карт угленакопления
на территории СССР. Палеогеновое и неогеновое угленакопление». М.—Л., Изд.
АН СССР, 1962.
Ильинская И. А. Об остатках эоценовой флоры из горы Киин-кериш в Зайсанской
впадине. ДАН СССР, т. 130, № 6, 1960.
Ильинская И. А. Неогеновые флоры Закарпатской области УССР. М., Изд. АН
СССР, 1961.
Ильинская И. А., Г. П. Пнева. Новые данные о флоре Мамонтовой горы. Бот.
журн., № 2, 1962.
Казаринов В. П. Мезозойские и кайнозойские отложения Западной Сибири. М.,
Гостоптехиздат, 1958.
Каптаренко-Черноусова О. К. Киевский ярус и элементы его палеогеографии.
Киев, Изд. АН УССР, 1951.
Карпова Г. В. и Г. И. Кулеско. Глинистые минералы в осадках континенталь-
ного неогена Днепровско-Донецкой впадины. ДАН СССР, т. 150, № 4, 1963.
Келлер У. Д. Основы химического выветривания. В сб.: «Геохимия литогенеза».
М., ИЛ, 1963.
Клюшников М. Н. Стратиграфия и фауна нижнетретичных отложений Украины.
Киев, Изд. АН УССР, 1958.
JIB. М. Синицын
161
Ковалевская И. Г. Палеонтологическое обоснование по палинологическим данным
проекта стратиграфической схемы третичных отложений по стратиграфии Сибири.
М., Гостоптехиздат, 1957.
К овд а В. А. Геохимия пустынь СССР. М., Изд. АН СССР, 1954.
Комаров В. Л. Происхождение растений. М., Изд. АН СССР, 1961.
Корнилова В. С. Палеоботаническая характеристика горизонта сливных песча-
ников палеогена в Казахстане. Мат. по истории фауны и флоры Казахстана, т. 1.
Алма-Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1955.
Корнилова В. С. Обзор палеоботанических исследований в Казахстане. В кн.: «Бо-
таника в Казахстане». Алма-Ата, 1959.
Корнилова В. С. Миоценовые флоры Кочкорской и Текесской впадин в Тянь-Шане.
Доклады Палеоботан. конф. 1961 г. Томск, ун-т, 1962. ,
Коробков И. А. Моллюски бучакской и киевской свит Южной Украины. Изд. ЛГУ,
1962.
КоровинЕ. П. Растительность Средней Азии. Ташкент, 1934.
Котельников Д. Д. Новые данные о составе и генезисе глинистых минералов в
отложениях майкопской серии Предкавказья. ДАН СССР, т. 142, № 5, 1962.
Крашенинникова О. В. и И. Е. С л е н з а к. Неоген Днепровско-Донецкой впа-
дины. Изд. Киевск. гос. ун-та, 1951.
КрншнанМ. С. Геология Индии и Бирмы. М., ИЛ, 1954.
Криштофович А. Н. Развитие ботанико-географических областей северного полу-
шария с начала третичного периода. В сб.: «Вопросы геологии Азии», т. 2, 1955.
Криштофович А. Н. Ископаемые флоры Пенжинской губы, оз. Тастах и хр. Ра-
рыткин. «Палеоботаника», вып. 3. М.—Л, 1958.
Криштофович А, Н., И. В. Па ли бин и др. Олигоценовая флора горы Ашутас
в Казахстане. М.—Л, Изд. АН СССР, 1956.
Крылов Г. В. Основные этапы истории формирования лесной растительности в За-
падной Сибири. Тезисы докладов. Делегатский съезд Всес. бот. о-ва в 1957 г. Л.,
1957.
К сенжкев ич М. и Я. Самсонович. Очерк геологии Польши. М., ИЛ, 1956.
Кузнецов В. В. Крокодилы нижнего палеогена Зайсанской котловины. Мат. по ис-
тории фауны и флоры Казахстана, т. 3. Алма-Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1961.
Кутузки на Е. Ф. К третичной флоре юго-западного Тянь-Шаня. Бот. журн., т. 39,
№ 2, 1954.
.Лавренко Е., М. Возраст ботанических областей внетропической Евразии. Изв. АН
СССР, сер. геогр., № 3, 1951.
Лавров В. В. Континентальный палеоген и неоген Арало-Сибирских равнин. Алма-
Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1959.
Лавров В. В. Палеоген-неогеновые провинции осадконакопления в Северо-Западной
Азии. ДАН СССР, т. 138, 1961а.
Лавров В. В. Палеогеновые угленосные и рудные формации Казахстана и Запад-
ной Сибири. В сб.: «Угленосные формации некоторых регионов СССР». М.—Л.,
. Изд. АН СССР, 19616.
Леонов Г. П. Основные вопросы региональной стратиграфии палеогеновых отложе-
ний Русской плиты. Изд. МГУ, 1961.
Лобанов М. Ф. Третичные угленосные отложения северного Верхоянска и Новоси-
бирских островов. Тр. совещания по стратиграфии Северо-Востока СССР. Мага-
дан, 1959.
Лукашев К- И. Кора выветривания и почвы Азии. Изд. БГУ, 1954.
Лукашев К. И. Основы литологии и геохимии коры выветривания. Минск, Изд. АН
БССР, 1958.
Лунгерсгаузен Г. Ф. и О. А. Раковец. Некоторые новые данные по стратигра-
фии третичных отложений Горного Алтая. Тр. Всесоюзн. аэрогеол. треста, вып. 4.
М., Госгеолтехиздат, 1958.
Маке донов А. В. Некоторые закономерности географического распространения со-
временных конкреций в осадках и почвах. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1957.
М а н ы к и и С. С. Стратиграфия третичных отложений Белоруссии. Минск, Изд. АН
БССР, 1959.
Марков К. К. Палеогеография. Изд. МГУ, 1960.
Маркова А. А. Первые находки остатков лошади Стенопа в Казахстане. Мат. по
истории фауны и флоры Казахстана, т. 1. Алма-Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1955.
Материалы совещания по методике фациально-палеогеографического картирования
кайнозойских и мезозойских осадочных формаций. Сб. Ташкент, Изд. САГУ, 1957.
Мер клин Р. Л. Горизонты средне- и верхнеолигоценовых отложений юга СССР.
ДАН СССР, т. 144, № 2, 1962.
Муратов М. В. Тектонические структуры альпийской геосинклинальной области Вос-
точной Европы и Малой Азии и история их развития. МГК, XXI сессия. До-
клады советских геологов по проблеме: «Структура земной коры и деформации
горных пород». М., Госгеолтехиздат, 1960.
Н а л и в к и н Д. В. Учение о фациях, тт. 1 и 2. М., Изд. АН СССР, 1956.
162
НемковГ. ИО находках в палеогеновых отложениях юга СССР ранее не извест-
I них родов крупных фораминифер и их значении для стратиграфии. ДАН СССР,
т. 120, № 5, 1958.
1 Н и к и т и н П. А. Палеоценовые и четвертичные флоры Воронежской области. М.—Л.,
Изд. АН СССР, 1957.
Никифорова К. В. О возрасте коры выветривания Центрального Казахстана.
В сб. «Кора выветривания», вып. 2. М., Изд. АН СССР, 1956.
Никифорова К В. Кайнозой Голодной степи Центрального Казахстана. Тр. Геол,
ин-та АН СССР, вып. 45, 1960.
Овчинников П. Н. К истории растительности юга Средней Азин. В сб.: «Сов. бо-
таника». М.—Л., Изд. АН СССР, № 3, 1940.
Орлов Ю. А. В мире древних животных. Изд. АН СССР, 1961.
Основы палеонтологии млекопитающих. М., Госгеолиздат, 1962.
I О т у к а Я. Палеогеография третичных формаций Японии и прилегающих к ней райо-
нов. Тр. XVII сессии Междунар. геол, конгр., т. 1, 1939.
Палеогеновые отложения юга европейской части СССР. Сб. М., Изд. АН СССР, 1960.
.Палеогеографический атлас Русской платформы и ее геосинклинального обрамления,
ч. II. Мезозой и кайнозой, 1963.
Перельман А. И. Процессы миграции солей на равнинах Восточной Туркмении и
Западного Узбекистана в неогене. Древние почвы пустынь Ср. Азии. Тр/Ин-та
геол, рудных месторождений. АН СССР, вып. 25, 1959.
Петров В. П. Древнейшие коры выветривания и их геологическое значение. В сб.:
«Вопросы петрографии и минералогии», т. 1, Изд. АН СССР, 1953.
Погожаев А. Г. и А. И. Семейкин. Третичные отложения Северо-Востока СССР.
j Тр. совещания по стратиграфии Северо-Востока СССР. Магадан, 1959.
Покровская И. М. Основные этапы в развитии растительности на территории
СССР в третичное время. Бот. журн., т. 39, № 2, 1956.
П о л ы н о в Б. Б. Красноземная кора выветривания и ее почвы. «Почвоведение», № 1,
1944.
П о л ы н о в Б. Б. и Н. Н. Розов. Условия почвообразования и почвы Малой Азии.
«Почвоведение», № 9, 1944.
Разумова В. Н. Кора выветривания северо-западной части Казахского нагорья.
В сб.: «Кора выветривания». Вып. 2. Изд. АН СССР, 1956.
Разумова В. Н. Меловые и третичные формации западной части Центрального и
Южного Казахстана. Тр. Геол, ин-та АН СССР, вып. 41, 1961.
[ Р а т е е в М. А. Глинистые минералы и их фациальная приуроченность в водоемах гу-
мидных зон. Сб. иссл. и использ. глин. Изд. Львов, ун-та, 1958.
Р а т е е в М. А. Роль климата и тектоники в генезисе глинистых минералов осадочных
пород Доклады к собранию Междунар. комис. по изучению глин. Изд. АН ,
СССР, 1960.
Региональная стратиграфия Китая. М., ИЛ, 1960.
Региональная стратиграфия Китая. М., ИЛ, 1963.
Ржа н никова Л. Н. К характеристике третичной флоры горы Ашутас по палино-
[ логическим данным. Изв. АН Каз. ССР, сер. геол., вып. 2 (31), 1958.
j Ричардс П. Тропический дождевой лес. М., ИЛ, 1961.
j Р о ж д е с т в е н с к и й А. К. Полевые исследования Советско-китайской палеонтоло-
гической экспедиции АН СССР и АН КНР в 1960 г. Палеонтол. журн., № 1, 1961.
Р о т к о М. А. Некоторые минералого-геохимические и структурно-петрографические
особенности палеогена Заунгузскнх Кара-Кумов Туркменистана. Уч. зап. Туркм.
г ун-та, вып. 18, 1961.
f Р у б ц о в Н. И. К истории растительного покрова Тянь-Шаня, Мат. по истории фауны
> и флоры Казахстана, т. 1. Алма-Ата, Изд. АН Каз. ССР, 1955.
! Садовский А. М. Новые данные по стратиграфии кайнозойских отложений ниж-
него течения Колымы и правобережья Восточно-Сибирского моря. «Геология и
< геофизика», № 5, 1962.
Саидов М. Н. Мезо-кайнозойские континентальные отложения Джунгарской впа-
i дины (основные черты стратиграфии). Изв. АН СССР, сер. геол., № 10, 1956.
Сакс В. Н. Некоторые соображения о геологической истории Арктики. В сб.: «Про-
[ блемы Арктики», вып. 1. М., Изд. АН СССР, 1958.
I Саркисян С. Г. Мезозойские и третичные отложения Прибайкалья, Забайкалья и
| Дальнего Востока. Изд. АН СССР, 1958.
Саркисян С. Г. и Д. Д. Котельников. Состав и генезис глинистых минералов
в отложениях мелового и юрского возрастов впадин Сунляо и Сычуань Китай-
i ской Народной Республики. Изв. высш. уч. завед., № 11, 1962.
С е д о в а М. А. Олигоценовая и миоценовая флора и растительность Приморского
1 края по данным палинологического анализа. В сб.: «Вопросы палеобиографии и
1 биостратиграфии». Тр. I сессии Всесоюзн. палеонтол. о-ва. М., Госгеолтехиздат,
j 1957.
С иницын В. М. Геотектонический фактор в изменении климата Центральной Азии.
Бюлл. МОИП, отд. геол., т. 24, вып. 5, 1949.
11
163
Синицын В. М. Монголо-Сибирский антициклон и региональная зональность эоло-
вых отложений Центральной Азии. ДАН СССР, т. 125, № 6, 1959.
Синицын В. М. Центральная Азия. М., Географгиз, 1959.
Синицын В. М. Палеогеография Азии. М.-—Л., Изд. АН СССР, 1962.
Сиско Р. К., Г. П. Рутилевский, И. П.
Новые материалы по ископаемой флоре о. Новая Сибирь. Тр. ААНИИ, Новоси-
бирские острова, вып. 224, 1963.
Славин В. И. и Д. Я Р а н о в. Срединные массивы альпийской геосинклинальной об-
ласти. МГК, XXI серия. Доклады советских геологов по проблеме: «Структура;
земной коры и деформации горных пород». М., Госгеолтехиздат, 1960.
Слензак И. Е. Глаукониты и фосфориты палеогеновых отложений Украины. Геол,
журн. АН УССР, т. 8, вып. 3, 1947.
Современные осадки морей и океанов. Тр. совещания 24—27 мая 1960 г. Изд. АН
СССР, 1961.
С о л у н В. И., Т. Ф. Травина, Э. М. Бугрова и Н. В. Толстикова. Палеоге-
новые отложения Бадхыза. Тр. ВСЕГЕИ, т. 52, вып. 9, 1961,
Стратиграфический справочник (Япония). М., ИЛ., 1959.
Стратиграфический справочник (Индия, Непал, Бирма, Цейлон). М., ИЛ, 1960.
Стратиграфический справочник (Вьетнам, Лаос, Камбоджа, Малайя, Таиланд). М., ИЛ,.
1960.
Стратиграфия и фауна меловых и третичных отложений Средней Азии. Сб. М.—Л, Гос-
топтехиздат, 1953.
Стратиграфия и фауна палеогеновых отложений Западно-Сибирской низменности. Сб:
М., Госгеолтехиздат, 1960.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. I. Изд. АН СССР, 1960.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. II. Изд. АН СССР, 1961.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. III. Изд. АН СССР, 1962.
Страхов Н. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М.—Л.,.
Госгеолтехиздат, 1963.
Сычева-Михайлова А. М. Палеогеновые отложения Среднего Поволжья.
В сб.: «Мезозойские и третичные отложения центральных областей Русской плат-
формы». М., Гостоптехиздат, 1958.
Тахтаджян А. Л. Экологическая эволюция покрытосеменных и проблема проис-
хождения умеренной флоры Евразии. Тезисы докладов на делегатском съезде-
Всес. бот. о-ва, вып. III, 1957.
Тейс Р. Б., М. С. Чупахин и Д. П. Н а й д и н. Определение палеотемператур по
изотопному составу кислорода, органогенного кальцита. МГК, XXI сессия. До-
клады советских геологов по проблеме: «Геохимические циклы». М., .Гостоптех-
издат, 1960.
Теодорович Г. И. Осадочные геохимические фации. Бюлл. МОИП, отд. геол.,
т. 22, вып. 1, 1947.
Толмачев А. И. К истории возникновения и развития темнохвойиой тайги. М.—Л.,.
Изд. АН СССР, 1954.
Толмачев А. И. Зональное распределение растительности в минувшие геологиче-
ские эпохи. Тр. Ленингр. о-ва естествоисп. природы, т. 71. Л„ 1960.
Унифицированные стратиграфические схемы Северо-Востока СССР. Материалы сове-
щания по разработке унифицированных стратиграфических схем Сахалина, Кам-
чатки, Курильских и Командорских островов. М., Гостоптехиздат, 1961.
Фагелер П. Основы учения о почвах субтропических -и тропических стран. М.,
1935.
Федорович Б. А. Вопросы палеогеографии равнин Средней Азин. В кн.: «Проблемы
палеогеографии четвертичного периода». М.—Л., 1946.
Флеров К. К- Образ жизни гиппарионов. «Природа», № 6, 1954.
Флеров К. К. Основные черты формирования фауны млекопитающих четвертичного
периода в северном полушарии. Acta palaeont. Sinica, vol. 4, № 1, 1956.
Флеров К. К- К вопросу о биологической и палеозоогеографической характеристике
индрикотериевой фауны. Палеонт. журн., № 1, 1961.
Флоренсов Н А Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.—Л., Изд.
АН СССР, 1960.
Фуррер М. А. и П. А. Сод ер. Олиго-миоценовая морская формация в районе
Кум (Центральный Иран). IV Между нар. нефт. конгр., т. 1. М., Гостоптехиздат,
1956. u
Ху Чжан-кан. Кайнозойские местонахождения млекопитающих Ганьсу и Нинся..
Vertebrata palasiatica, vol. 6, № 2, 1962.
Ч е м е к о в Ю. Ф., И. И. Сей, М. А. Седова и Л. В. Б у р и л и н а. Стратиграфия
рыхлых отложений Амуро-Зейской депрессии. «Сов. геология»^ № 2, 1960.
Чигуряева А. А. Материалы по изучению эоценовой флоры Украины по данным
пыльцевого анализа. Бот. журн., № 8, вып. 1, 1951а.
Чигуряева А. А. Материалы по олигоценовой флоре майкопской свиты Кав-
каза (споры и пыльца). Бот. журн., № 3, 19516.
164
Чигуряева А, А. Этапы развития растительности Южн. Предур.алья в третичном
периоде на основании изучения .спор и пыльцы. Автореф. докт. дисс., Л., 1951в.
Чигуряева А. А. Растительность юго-востока европейской части СССР в плиоцено-
вое время. Тезисы докладов. Делегатский съезд Всес. бот. о-ва в 1957 г. Л., 1957.
III ат ск ий Н. С. О зональном и биполярном размещении глауконитовых фаций в
верхнем мелу и эоцене. Бюлл. Моск, о-ва испыт. природы, т. 29, отд геол., вып. 5,
1954.
Шафер В. Основы общей географии растений. М., ИЛ, 1956.
.Шварцбах М. Климаты прошлого. М., ИЛ, 1955.
Шепли X. Изменения климата. М., ИЛ, 1958.
Шокальская 3. Я. Почвенно-географический очерк Африки. М.—Л., Изд. АН
СССР, 1948.
Щукина Е. Н. Древняя кора выветривания в Алтайском крае и ее значение для оп-
ределения возраста и генезиса рельефа. В сб.: «Кора выветривания», вып. 2. М.,
Изд. АН СССР, 1956.
.Юри Г., Г. Л о у е н ш т а м, С. Э п ш т е й н и К- М а к-К и н л и. Определение палео-
температур, в частности температур верхнего мела Англии, Дании и юго-восточ-
ных штатов США. В сб.: «Изотопы в геологии». М., ИЛ, 1954.
Яновская Н. М. Бронтотерий из палеогена СССР и Монголии. «Природа», № 4,
1955.
Altehenger A. Floristisch belegte KHmaschwankungen im mitteleuropaischen Pliozan
der Reuver-Stufe. Palaeont. Bd. 106, 1959.
Berger W. Neue Ergebnisse der Tertiarbotanik im Wiener Becken, Nr 7, Mh., 1952.
В о h 1 i п B. Notes on some remains of fossil mammals from China and Mongolie. Bull.
Geol soc. China, vol. 15, No 3, 1936.
Chaney E. W. Tertiary forests and continental history. Bull. soc. geol. Amer., 1951.
Chaney R., H. Hu. A Miocene flora from Shantung province China. Palaeont. Sinica,
new ser. A., No 1. Peiping, 1940.
Cooper C. F. The extinct rhinoceroses of Baluchistan. Nature, vol. 223, 1934.
Do ebl F. Fazies und mikropalaontologie des Miocan in Rheintalgraben und seine
Verbreitung zu den benachtbarten Tertiargebieten. «Meyniana», 1961, 10.
Dr oo ger C. W., D. A. I. В a t j e s. Miocane planktonische Foraminiferen des Nord-
seebeckens. «Meyniana», 1961, 10.
Durham J. W. Cenozoic marine climate of the Pacific coast. Bull. soc. geol. Amer.
N. Y., 61, 1950.
Emiliani C. Oligocene and miocene temperatures of the equatorial and subtropical
Atlantic Ocean. J. geol., 1956, No 3.
Fl oh n F. Allgemeine atmospharische Zirkulation und Palaeoklimatologie. Geol.
Rundsch., 40, Hft 1, 1952, 153—178.
Fur on R. Geologie du plateau Iranien. Mem. du Museum Nationale d’Historie Natun,
t. 7, fasc. 2, 1941.
Gag neb in E. Note sur les conditions geographiques et climatiques aux epoques
tertiaires et quaternaires. Mem. soc. Vandoise sci. nat. 1, n° 3, 1948.
Gellert J. Kurze Bemerkungen zur Klimazonierung der Erde und zur planetarischen
Zirkulation der Atmosphare in den jungern erdgeschichtlichen Vorzeit ausgehend
vom Tertian F. Wiss. z. Padagog. Hochschul. Potsdam Math. Naturwiss. Reihe.
1956—1957 (1958), 3, Nr 2.
Gill E. D. The climates of Gondwanaland in Kainozoic times. Descriptive palaeoclima-
tology. Intersc. Pub. Ltd. London, 1961.
G r a i g C. Palaeozoological evidence of climate. Invertebrates. Descriptive palaeociima-
tology. Interschronic. Pub., Ltd. London, 1961.
Green R. Climatic significance of evaporites. Descriptive palneoclimatology. Inter-
schronic. Pub. Ltd. London, 1961.
Heer O. Recherches sur le climat et la vegetation du pays tcrtiaire. Winthertur, 1861.
I ar a n of f D. Das Klima des Mittelmeergebietes wahrend des Pliozans und des
Quartars. Geol. Rundsch., 34, Hft 7—8, 1944.
J a b e N. a. I. S u g i у m a. Reef corals found in the Japanese sea. Sci. res. Tohoku Imp.
Univ., II, 1932 (1835).
Jessen O. Tertiarklima und Mittelgebirgsmorphologie. Z. d. Ges. f. Erdk. Berlin, 1931,
36—49.
Karp off R. Esquisse geologique de TArabic Seoudite. Bull. soc. geol. de France, f. 6,
p. 1957.
Kobayashi T., T. Shikama. The climatic history of the Far East. Descriptive pin
laeoclimatology. Interschronic. Pub. Ltd. London, 1961.
К r a n s e 1. Palaeobotanical evidence of climate. Descriptive palaeoclimatology. Inter*
scnronic. Pub. Ltd. London, 1961.
Lotze F. Steinsalz und Kalisalze Geologi. Berlin, 1939.
( M о h r E. C. J. a. F. A. В a r e n, van. Tropical soils. L. -- N. Y., 1954.
100

Nairn A. E. M. The scope of .palaeoclimatology. Descriptive palaeoclimatology. Inter-
schronic. Pub. Ltd. London, 1961.
Prescott J. a. R. L. Pendleton. Laterite and lateritic soils. England, 1952.
Romer A. S. Palaeozoological evidence of climate. Vertebrates. Descriptive palaeocli-
matology. Interschronic. Pub. Ltd. London, 1961.
Schlosser M. Tertiary primates from China. P. s. (с), 1, 2, 1924.
Schwarbach M. Das Klima der Vorzeit. Eine Einfuhrung in die Palaoklimatologie.
F. Enke verlag. Stuttgart, 1961.
Schwarzbach M. u. H. D. Pflug. Das Klima des jungeren Tertiars in Islands.
Neues Jahrbuch f. Geol. und Pal. Abhandl. Stuttgart, 104, 1956.
Troll C. Tatsachen und Gedanken zur KHmatypenlehre. Solch-Festschrift d. Geogr.
Ges. Wien, 1950, 184—202.
Van Houten F. B. Climatic significance of Red Beds. Descriptive palaeoclimatology...
Interschronic. Pub. Ltd. London, 1961.
We у land H. Beitrage zur Kenntnis der Rheinischen Tertiarflora. Palaeontographica, 88,.
Bd 4—6, 1948.
Y о u n g С. C. and M. M. Chow. Some oligocene mammals from Lingwu. Acta Palaeont.
Sinica, 4, No 4, 1956.
Zdansky O. Die altertiaren Saugtieren Chinas. Palaeont. Sinica, Ser. C., Bd 6, Nr 3.
Peking, 1930.
О Г Л А В Л Е НИ Е
Стр.
Введение ......................................................................3
Глава I. Палеогеографический обзор ............................................7
Палеоген ........................................................ —
Неоген . ................................................18
Глава II. Зональные литогенетические формации................................28’
Литогенез и климат ....................... . . . —
Характеристика главнейших литогенетических (климатических)'
формаций.........................................................32’
Распространение литогенетических формаций . . . . 39
Глава III. Зональные типы растительности . . . .... . . 62
Голарктическая область (северная половина Евразии) . . 63
Палеотропическая область . ........................... .86
Глава IV, Основные эволюционные и экологические комплексы (фауны) млеко-
питающих . ..............................................90
Глава V. Зоогеографическая зональность морей, омывавших Евразию . 100
Палеоген . . ...........................................—
Неоген . . . ..........................................103
Глава VI. Природные зоны и их климатическая характеристика .... 105
Палеоцен и эоцен . ........................................—
Олигоцен . . . . 116
Миоцен............................................................119
Плиоцен............................................ . .124
Глава VII. Географическое распределение элементов климата (климатические
карты-схемы) ...........................................................129
Природная зональность и климат ................................. —
Способ составления палеоклиматических карт.......................130
Палеоклиматические карты Евразии для различных эпох па-
леогена и неогена...............................................138-
Глава VIII. Общий климат палеогена и неогена...............................149
Литература . 159
Синицын Василий Михайлович
' L
Древние климаты Евразии
Часть 1. Палеоген и неоген
ч
Редактор И. 77. Скорынина
Техн, редактор Н. А. Елизарова
Корректоры Е. К. Лелякова,
А. Б. Снисаренко,
Сдано в набор 28 V 1965 г. М 21393.
Подписано к печати 18 X 1965 г.
Уч.-изд. л. 15,8. Печ. л. 10,5 (усл. л. 15,75) +
+вкл, 0,75. Бум. л. 5,25.
Формат бум. 70Х108!/1б.
Тираж 850 экз. Заказ 497.
Цена 1 р. 26 к. (в переплете).
Тематический план 1965 г., № 41'.
I
Типография ЛОЛГУ. Ленинград, В-164,
Университетская наб., 7/9.