Текст
ДРЕВНИЕ КЛИЛЪХТЫ ЕВРАЗИИ
ЛЕНИНГРАДСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА
И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНп
ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени А. А. ЖДАНОВА
В. М. СИНИЦЫН
ДРЕВНИЕ КЛИМАТЫ
ЕВРАЗИИ
Часть 3
ВТОРАЯ ПОЛОВИНА ПАЛЕОЗОЯ
(ДЕВОН, КАРБОН и ПЕРМЬ)
ИЗДАТЕЛЬСТВО
ЛЕНИНГРАДСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
1970
Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Ленинградского университета
Работа представляет третью часть исследования «Древние климаты
Евразии». Если первые две части были посвящены палеогену, неогену и.
мезозою, то в третьей части излагается история палеогеографического раз-
вития материка во второй половине палеозоя — девоне, карбоне и перми.
Характеризуются зональные типы выветривания и осадконакопления и их
эволюция, зональные типы флоры и фауны и их смены во времени, произ-
водится сопоставление литогенетических геоботанических и зоогеографиче-
ских формаций эквивалентных зон и дается их климатическая характери-
стика в соответствии с условиями, в которых существуют и развиваются их.
позднейшие аналоги. В заключение рисуется картина общего климата
Евразии для отдельных периодов верхнего палеозоя. Текст иллюстрировав
картами.
Книга рассчитана на геологов, географов и биологов.
2—9—2
73—69
ВВЕДЕНИЕ
Исследование древних климатов Евразии мы ведем по основным ис-
торическим этапам—от поздних к ранним.
В первой части монографии (Синицын, 1965) были рассмотрены кли-
маты неогена и палеогена, во второй части (Синицын, 1966) —климаты
мезозоя, и теперь — в этом третьем выпуске — анализируются климаты
девона, карбона и перми.
Методический подход к реконструкции климатов второй половины
палеозоя в принципе остается тем же, который применялся на предыду-
щих этапах работы. Он заключается в последовательном рассмотрении
литодогических, палеоботанических и палеозоологических показателей
древних климатов, дающих независимые, но в общем сходные результа-
ты. Выявленные по этим группам данных региональные закономерности
затем сопоставляются между собой и используются в качестве основы для
заключений о природной зональности материка и ее эволюции в течение
второй половины палеозоя. Далее по природной зональности реконструи-
руются типы и география палеоклиматов.
Естественно, что по мере углубления в геологическое прошлое воз-
можности для реконструкции природной зональности и соответственно
палеоклиматов уменьшаются, во-первых, в связи с тем, что древние от-
ложения восприняли больше различных воздействий: дислокаций, мета-
морфических влияний, размывов и поэтому утратили много первичных
генетических черт и, в частности, тех, которые являются показателями
климатических условий их образования, во-вторых, по причине эволюции
экзогенных процессов, формирующих ландшафты, в том числе климати-
ческой природы этих процессов.
Скорость эволюции отдельных групп процессов и соответствующих
компонент ландшафта неодинакова. Быстрее всего изменялись фауны
наземных позвоночных и наземная растительность, с меньшей скоростью
эволюционировали беспозвоночные и флора моря и еще медленнее — ли-
тологические процессы. Для второй половины палеозоя опорой палеокли-
матических реконструкций служат литологические данные; органический
мир того времени был совершенно иным, его различия с современным
достигают уровня семейств и отрядов, да и литологические объекты, в
особенности девонского возраста, обнаруживают заметное генетическое
своеобразие.
Метод определения палеотемператур по изотопному содержанию
кислорода при изучении климатов позднего палеозоя также не удается
использовать, так как в отложениях этого возраста пока не обнаружены
3
объекты с достаточной сохранностью первичной структуры, необходимой
для получения надежных результатов.
В итоге по палеозою оказывается меньше геологического материала,
пригодного для реконструкций природной зональности и климата, и
остается меньше возможностей для сопоставлений древних и современ-
ных объектов по климатическим условиям образования. Поэтому харак-
теристики климатов девона, карбона и перми оказываются еще более
обобщенными, чем мезозойские. Климаты палеозоя удается характеризо-
вать лишь в части самых основных гидротермических типов, намечая
главнейшие ареалы их распространения и важнейшие (долгопериодные)
исторические изменения.
Но вместе с тем не следует думать, что реконструкция природной зо-
йальности и климатов палеозоя невыполнима. Существование отдель-
ных родов растений и животных суши в течение 100 млн. лет и более и
еще большая устойчивость литолого-фациальных типов осадков свиде-
тельствует о том, что природные, в том числе климатические, условия на
Земле эволюционировали достаточно медленно и коренных качественных
изменений с начала палеозойского времени не претерпели. Следователь-
но, и для климатов девона, карбона и перми еще не исключено общее со-
поставление с некоторыми ныне существующими типами климатов.
ГЛАВА 1
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ОБЗОР
Девон (405—350 млн. лет)
В девоне Евразии не существовало; на ее месте находилась много-
численная группа субконтинентов и архипелагов, разделенных геосин-
клинальными и эпиконтинентальными морями. Морскими водами была
токрыта приблизительно половина всего евразиатского пространства.
Размеры самого крупного девонского субконтинента не превышали 10%
современной площади материка.
Как и в первой половине палеозоя, Северная Евразия отличалась
повышенной подвижностью. В ее пределах находились основные геосин-
клинальные бассейны и наиболее динамичные массивы суши, часто ме-
нявшие свою конфигурацию.
Фенно-Сарматия («Континент древнего красного песчаника»), В пер-
вой половине девона Русская платформа испытывала поднятие и в зна-
чительной части представляла сушу. Рельеф этой суши в пределах Мос-
ковской и Польско-Литовской синеклиз был низменным, на щитах Бал-
тийском и Сарматском представлял возвышенную равнину, а на месте
раннепалеозойской Грампианской геосинклинали, еще в силуре испытав-
шей полное обращение тектонического режима, — гористый, на что ука-
зывают мощные, грубые молассы, сформировавшиеся на границе с нею.
В среднедевонскую эпоху размеры «Континента древнего красного
песчаника» резко сокращаются в результате затопления низменностей,
существовавших на месте синеклиз и впадин. Суша сохранилась в преде-
лах Балтийского щита и отчасти Сарматского щита, распавшегося в это
время на два крупных острова: Украинский и Воронежский.
Волжское море. На востоке «Континент древнего красного песчани-
ка» омывался мелким морем с неустойчивой береговой линией. Это море
в первой половине девона не выходило за пределы Приуралья и смежных
с ним районов Печорской, Московской и Прикаспийской синеклиз, причем
устойчивым морской режим был только в Приуралье, а по границе с
Фенно-Сарматией в широкой зоне морское мелководье периодически сме-
нялось ландшафтами приморской низменности (рис. 1).
Во второй половине девона все пространство синеклиз затапливается
морем очень мелким с постоянно нарушавшимся гидродинамическим ре-
жимом, благоприятствовавшим накоплению доломитов и ангидритов.
В Приуралье тем временем глубины моря возрастают, и оно приобретает
характер открытого бассейна с нормальной соленостью вод. Максимум
трансгрессии моря пришелся на франский век, когда его воды расчленили
проливами южную часть Фенно-Сарматии. В фаменском веке произошла
регрессия; и хотя площади суши возрастали незначительно, море мелело,
и преобладающая часть его мелководья была замещена испаряющимися
5
лагунами. Открытое море с нормальным режимом солености снова от-
ступило в Приуралье.
Западно-Европейское море, омывавшее «Континент древнего крас-
ного песчаника» с юга, отличалось большой динамичностью и частой
сменой обстановок литоральных и даже континентальных с мелководно-
морскими. Во второй половине периода Западно-Европейское море на-
ступало на сушу. Отчетливые признаки трансгрессии его вод устанавли-
ваются на территории Бельгии, где они вначале покрыли Намюрский бас-
сейн (D2), а затем продвинулись до окраины Брабантского массива
(D3).
К югу от Выгезов и Центрального Французского массива Западно-
Европейское море соединялось с Тетисом.
Тоболия, моря Уральское и Енисейское. На территории Западно-Си-
бирской низменности и Центрального Казахстана находился плоский суб-
континент Тоболия. В первой половине девона он представлял сплошной
массив суши, удлиненный в меридиональном направлении. Во второй по-
ловине периода, в результате погружения и трансгрессии морских вод,
субконтинент распался на множество мелких суш и островных групп, раз-
бросанных среди неглубокого шельфового моря. Тоболия омывалась
Уральским и Енисейским морями. Первое отделяло его от Фенно-Сарма-
тии, второе — от Ангариды. Оба моря представляли геосинклинальные
островные бассейны со сложной, постоянно изменявшейся конфигурацией.
Ангарида существовала на месте Сибирской платформы и ее ранне-
палеозойского складчатого обрамления. Платформенная часть материка
обладала плоским рельефом характера аккумулятивной низменности —
на территории Тунгусской и временами Вилюйской синеклиз — и припод-
нятой денудационной равнины — в пределах Анабарской и Алданской
антеклиз. Южный край материка, образованный массами байкалид и ка-
ледонид, отличался возвышенным рельефом, полого понижавшимся в сто-
рону Сибирской платформы и заканчивавшимся прямолинейным уступом
к Монгольскому геосинклинальному морю. Эта возвышенная часть Анга-
риды, очевидно, представляла плато, так как только в подобной геомор-
фологической обстановке мог формироваться красноцветный материал,
заполнявший ее депрессии. Расчленение плато было достаточно дробным
лишь в соседстве с Алтае-Саянской и Монгольской геосинклиналями, где
перепад рельефа, судя по мощным накоплениям конгломератов, достигал
значительных величин.
Максимального размера девонская Ангарида достигала в первой по-
ловине периода, когда почти вся Тунгусская синеклиза и впадины Запад-
ного Саяна представляли аллювиальные низменности; минимальными
размеры материка стали в среднем и позднем девоне в результате ча-
стичного затопления этих низменностей водами мелкого моря. Поверх-
ность девонской Ангариды, как впрочем и других материков этого вре-
Условные обозначения к палеогеографическим картам
(рис. 1—6)
1—море; 2 — неустойчивое море: 3 — аллювиальные низменности, временами
покрывавшиеся морем; 4 — аллювиально-озерные низменности; денудационные равни-
ны: 5 — низкие, 6 — высокие; 7 — горы и плато; 8 — положение экватора и широты
30° по палеомагнитным данным.
6
40
0
30
20
10
Г
Рис. 1 (условные обозначения см. на стр. 6).
залив
РАННИИ ДЕВОН
(включая начало
ЭЙФЕЛЬСКОГО ВЕКА)
Тунгусский
Рис, 2 (условные обозначения см. на стр. 6),
мени, была, совершенно голой, так как суша еще была недоступна для
наземной растительности.
К Ангариде близко примыкала Карская суша, охватывавшая Север-
ный Таймыр, -смежные с ним острова Северной Земли и значительную
часть современной впадины Карского моря. Пролив, отделявший Карскую
сушу от Ангариды (Хатангский), был мелким; в период раннедевонской
регрессии он неоднократно превращался в испаряющуюся лагуну.
Колымское море и Берингия. На северо-востоке Ангарида (которой
тогда принадлежала и территория Верхоянского хребта) омывалась во-
дами Колымского моря, покрывавшими основное пространство Колым-
ского края и Восточной Арктики, кроме Корякии, Камчатки и Тайгоноса,
входивших в состав древнего материка Берингии. Колымское море было
островным и больше эпиконтинентального характера, чем геосинклиналь-
ного. В его девонской истории устанавливается ряд фаз трансгрессий и
регрессий, при смене которых существенно изменялись его площадь и
конфигурация. В раннем девоне размеры Колымского моря были мини-
мальными, а площади Берингии и основных суш соответственно более
обширными. На эйфельский век приходится трансгрессия моря, в резуль-
тате которой основные суши уменьшились и была залита часть Берингии.
В живетском веке последовало обмеление и сокращение бассейна (глав-
ным образом в его западной части) и возрождение многочисленных
островных дуг. Франский век ознаменовался очередной трансгрессией,
снова сократившей площади островной и Берингийской суши.
Обилие терригенного и лаво-туфогенного материала в осадках дево-
на восточной части Колымского бассейна свидетельствует о том, что по-
граничная с нею Берингия была относительно возвышенной страной, ме-
стами увенчанной вулканами.
Монгольское жоре имело характер огромного пролива, разделявшего
Ангариду и Сино-Гобию. Воды его покрывали пространства Южной Мон-
голии, Забайкалья и Приамурья. В области истоков Иртыша Монголь-
ский бассейн соединялся с Енисейским морем, а в пределах Приохотья —
с Колымским. Борта бассейна — ангарский и синогобийский были различ-
ными как по своей морфологии, так и по роли в минеральном питании
геосинклинали. Ангарский, тектонически более подвижный, был возвы-
шенным и давал в бассейн много грубого обломочного материала, а сино-
гобийский, отличавшийся вялым тектоническим режимом, был плоским,
посылавшим в бассейн мало материала. К ангарскому борту тяготели
группы действовавших вулканов.
Сино-Гобия и Катазия. Китайское жоре. К югу от Монгольского моря
располагался материк Сино-Гобия, объединявший Синийский и Тарим-
ский массивы Китайской платформы. Рельеф этого материка был невы-
соким и плоским, о чем можно судить уже потому, что отложения ранне-
го палеозоя, выстилавшие его поверхность, не были ни дислоцированы,
ни размыты и при очередной трансгрессии моря (наступившей в одних
местах в визе, в других —в среднем карбоне) были покрыты ее осадка-
ми параллельно.
В течение всего девона Сино-Гобия была тесно связана с другим древ-
ним материком — Катазией, располагавшемся на месте юго-восточных
провинций Китая и значительной части Восточного и Южного Китайских
морей. Только территории юго-западных провинций Гуаней, Гуйчжоу,
частью Юньнань и Гуандун были покрыты мелким эпиконтиненталь-
ным морем, представлявшим залив индонезийской части Тетиса. Осадки
залива обладают небольшой и устойчивой мощностью, лишены грубых
обломочных образований, содержат много органогенных известняков. По
«окраине бассейна морские отложения сменяются прибрежно континен-
тальными. Все это говорит о том, что залив был неглубоким, обладал
ровным дном и окружался приморскими низменностями. Его отложения
часто несут волноприбойные знаки, а иногда и отпечатки дождевых ка-
пель, которые могли образоваться лишь в зоне литорали, систематически,
осушавшейся при отливах.
Максимальными размерами Сино-Г обия и Катазия обладали
в раннедевонскую эпоху, когда они составляли единый материк.
В среднедевонскую эпоху море трансгрессирует на приморские низ-
менности и аллювиальные равнины внутриконтинентальных депрессий
(нижнего течения Янцзы, Цзянси-Хуннанской зоны и др.), в связи с чем:
Китайский залив расширился; от Сино-Гобии обособилась Сычуанская
суша, а Чаннания превратилась в полуостров. В позднем девоне палео-
географическая обстановка в этой части Азии существенных изменений
не претерпела. Море приблизительно удерживалось на рубежах, которых,
оно достигло в предыдущую эпоху (рис. 2).
Тетис. В девоне Тетис не представлял единого, в какой-либо мере
индивидуализированного бассейна, каким он стал в конце палеозоя и
особенно в мезозое. Девонский Тетис слагался из отдельных, разных по-
морфологии и размерам морей, территориально примыкавших друг к дру-
гу. Этими морями были: Южно-Европейское, Передне- и Центрально-Ази-
атское и Индокитайское. Моря девонского Тетиса были эпиконтинен-
тальными бассейнами с медленной карбонатной и терригенно-карбонат-
ной седиментацией. Значительных тектонических движений в зоне Тетиса^
в девоне не было, судя по тому, что его девонские отложения согласно за-
легают на силурийских и согласно же покрываются каменноугольными.
Западный (Средиземноморский) Тетис представлял мелкое остров-
ное море с крупными массивами суши в области срединных массивов. Во
второй половине девона островные суши подвергались частичному за-
топлению водами неустойчивого моря, среди осадков которого часты ли-
торальные красноцветы. Восточный (Индо-Малайский) Тетис по усло-
виям тектонического и палеогеографического развития распадался на
три отрезка: тибетский, индокитайский и индонезийский. Тибетский от-
резок, включавший депрессии Северного Тибета и области Великих уще-
лий, отличался более высоким гипсометрическим уровнем, вследствие*
чего он в период раннедевонской регрессии представлял межконтинен-
тальную аллювиальную низменность, а при позднедевонской трансгрес-
сии покрывался неустойчивым эпиконтинентальным морем.
Индокитайский отрезок, разделявшийся Индосинийским массивом
на ветви аннамскую и кунтанскую, в раннем девоне затапливался мор-
скими водами лишь в наиболее опушенных участках прогибов. И здесь
опускания произошли в Эйфеле, отложения которого в Индокитае обыч-
но залегают трансгрессивно на различных древних комплексах. В сред-
нем и позднем девоне море, несмотря на интенсивное погружение, было
мелким вследствие энергичного осадконакопления, повышавшего уро-
вень дна. На индонезийском отрезке, наиболее опущенном, в течение
всего девона сохранялось глубокое море.
Нубия — один из субконтинентов, располагавшихся южнее Тетиса.
Субконтинент существовал в пределах Аравийской и отчасти Централь-
но-Африканской платформ. Это была плоская суша, несколько приподня-
тая в области так называемого кристаллического купола (р-н Красного^
моря) и опущенная в Месопотамской зоне.
В раннем девоне Нубийская суша распространялась на всю Аравий-
скую платформу вплоть до Тавра и Загроса. В среднем девоне началосы
затопление ее месопотамской окраины, а в позднедевонскую эпоху море
продвинулось едва не до границы кристаллического купола, о чем сви-
детельствуют выходы брахиоподовых известняков и сланцев этого воз-
раста, обнаруженные в северной части Саудовской Аравии.
8
Гондвана. На полуострове Индостан, а также в Непальском и Ассам-
ском секторах Гималаев отложения девона отсутствуют; очевидно, в этот
период геологической истории Гондвана представляла сушу, на которой
преобладали процессы денудации. Судя по тому, что в ближайших к
этой суше выходах отложения представлены кварцитами при полном
отсутствии грубообломочных пород, ее рельеф был относительно плос-
ким и невысоким.
Отложения девона отмечены в Пенджабской части Гималаев, в Каш-
мире, Читрале и Тибете. Ближе к Гондване они представлены только-
континентальными кварцитами, а в Южно^ Тибете также и темными из-
вестняками с остатками брахиопод, цефалопод, кораллов и мшанок.
Карбон (350—285 млн. лет)
История палеогеографического развития Евразии в карбоне распа-
дается на два качественно различных этапа: ранний, включающий тур-
нейский и визейский века, и поздний, начинающийся намюром. Первый
отличался преобладанием плоского рельефа и морской трансгрессией,,
второй — возросшей дифференциацией рельефа и осушением ряда обла-
стей как на платформах, так и в геосинклиналях. В донамюрский этап
завершилось развитие среднепалеозойских (древнегерцинских) геосинкли-
налей и началось развитие позднепалеозойских (юногерцинских) струк-
тур. В позднекарбоновый этап заканчивается седиментационная эволю-
ция многих прогибов в северной части Евразии и происходит активизация-
геологических процессов в области Тетиса.
Фенно-Сарматия и Волжское море, В карбоне Фенно-Сарматия
остается плоской сушей, слегка возвышенной в пределах Балтийского и
Скифского щитов и низменной на территории Печорской, Московской,
Польско-Германской и Прикаспийской синеклиз. В карбоне .субконтинент
испытывал нисходящие движения, в результате чего его обширные низ-
менности подвергались все нараставшей трансгрессии моря. Чрезвычай-
ная ровность рельефа платформы даже при незначительных амплитудах
поднятия и опускания способствовала значительным смещениям берего-
вой линии моря и, как следствие этого, частым сменам на больших
пространствах морского мелководья ландшафтами приморской низмен-
ности, а затем новому их затоплению.
Северо-Западная окраина материка, образованная геосинклиналь-
ными массивами норвежских каледонид, была возвышенной, препятство-
вавшей развитию морской трансгрессии в этом направлении.
В стадии максимального развития трансгрессии (позднее визе — на-
чало намюра, московский век), площадь Фенно-Сарматии сократилась
относительно девонской едва не вдвое. В это время материк ограничи-
вался главным образом Балтийским щитом; Украинский массив, частич-
но затопленный, обособлялся в виде острова.
Волжское море в самом начале карбона энергично трансгрессирова-
ло, и на месте обширного пояса осолоняющихся лагун фаменского века,
занимавшего западную часть Московской синеклизы, появилось мелкое
море с нормальным режимом солености. В конце турнейского века море
отступает и суша снова распространяется на преобладающую часть Рус-
ской платформы. В визейском веке трансгрессия моря возобновляется,
охватывая обширную низменность с болотными лесами, в пределах кото-
рой накапливались угли Подмосковного бассейна. Трансгрессия моря на-
растала вплоть до первой половины намюра, затем последовал отход
вод к востоку. Однако эта регрессия продолжалась недолго, и уже в баш-
кирском веке море снова энергично наступает. Трансгрессия продолжа-
лась и в московском веке, когда Волжское море достигло самых больших
$
размеров, превосходящих размеры моря поздневизейского времени.
В конце карбона море опять мелеет и суша понемногу расширяется.
В связи с общим уклоном поверхности Русской платформы к Уралу
относительно глубоким и устойчивым Волжское море было только в При-
уралье. К западу оно мелело и на границе с Балтийским и Скифским
щитами переходило в обширную низменность, периодически затапли-
вавшуюся водами очень мелкого и неустойчивого моря.
Западно-Европейское море. Раннекарбоновая трансгрессия в обла-
сти юго-западной окраины Фенно-Сарматии была ограниченной. Лишь в
относительно узкой зоне прибрежных низменностей, где в девоне накап-
ливались континентальные красноцветы, теперь появляется море, оста-
вившее криноидные и коралловые известняки. Затопление низменностей
происходило последовательно: в турнейском веке море покрыло лишь са-
мые низкие участки, а в визейском оно распространилось и на более вы-
сокие, отчасти входившие в зону девонской денудации. В стадию макси-
мального развития трансгрессии берег моря пролегал на территории
современной Шотландии, Дании и Польши, где известняки открытого
моря сменяются лагунно-континентальной серией пестроцветных песча-
ников, сланцев и мергелей с прослоями доломитов и гипсов.
В Средней Европе сохранялось геосинклинальное море приблизи-
тельно такого же характера, как и девонское. Его осадками являются
мощные терригенные толщи с устойчивыми разрезами — стратиграфиче-
ски полными и преимущественно сланцевыми с гониатитовой фауной (це-
4>алоподовые фации) во впадинах и неполными, почти исключительно пес-
чаниковыми на подводных кордильерах.
В намюре наступает регрессия, в связи с которой на юго-западной
окраине Фенно-Сарматии известняки турнейско-визейского возраста сме-
няются так называемым жерновым песчаником, представляющим суб-
континентальные отложения пляжей и эстуариев.
К началу второй половины карбона осушается вся средняя (герцин-
ская) Европа, на месте которой возникает суша с весьма дифференциро-
ванным и динамичным рельефом. Кордильеры, в раннем карбоне несшие
отмели и островные группы, преобразуются в возвышенности,, а впадины,
заливавшиеся морем, — в континентальные низменности, на которых в
условиях ландшафта болотистых лесов накапливались песчано-глинистые
толщи с многочисленными пластами каменных углей. Море тем временем
отступило в альпийскую зону.
Тоболия и Ангарида, моря Уральское и Енисейское. В раннем карбо-
:не сохранялся среднепалеозойский палеогеографический план, характе-
ризовавшийся нисходящим развитием тобольского сектора Сибири и ши-
роким распространением в нем моря (рис. 3). На месте Тоболии в это
время находилось морское мелководье с архипелагами крупных плоских
островов. В визейском веке опускание сменяется поднятием и регрессией
моря. Острова быстро растут, объединяются в крупные массивы суши,
которые затем сливаются в обширный субконтинент — Тоболию.
Моря Уральское и Енисейское тем временем мелеют и сокращают-
ся. Воды Енисейского моря, в раннем карбоне достигавшие Рудного и
Южного Алтая, Ануйско-Чуйской и Барнаульской зон и даже Минусин-
ской впадины, быстро отступают к северу, покидая все периферические
прогибы Алтае-Саянской области. В среднем карбоне море еще сохраня-
лось в приенисейской части Западной Сибири, откуда неоднократно ин-
грессировало в Кузнецкую впадину, каждый раз оставляя в ней слои
осадков с остатками брахиопод. Воды Уральского моря столь же энер-
гично отходили к западу — на окраину Русской платформы. Дольше всего
они удерживались во впадинах Тенизской, Сарысуйской и Чуйской, где
•еще в намюре существовали деградировавшие морские заливы. Во второй
до
180
40
30
СРЕДНИЙ и ПОЗДНИИ КАРЬОН
I
X
Рис. 4 (условные обозначения см. на стр. 6).
Синиискии
МАССИВ
* * ___ « * — Л л
половине карбона на их месте уже простирались аллювиальные низмен-
ности. Море ушло даже из геосинклинального прогиба Урала и в резуль-
тате острова Уральского архипелага, объединились в горную цепь и
примкнули к Тоболии.
В среднем карбоне, одновременно с развитием московской трансгрес-
сии на Русской платформе Тоболия, полностью осушается и объединяется
с Ангаридой в обширном Сибирском материке, простиравшемся от Урала
до Верхоянья и от Хатанги до Тянь-Шаня и Хангая.
Рельеф Сибирского материка был разнородным: в пределах склад-
чатых систем Прибайкалья, Саяна, Горного Алтая, Хангая и Северного
Тянь-Шаня находились возвышенности, чередовавшиеся с межгорными
впадинами, в которых накапливались мощные, довольно грубые осадки.
На территории Алданской и Анабарской синеклиз, Енисейского кряжа,
Кокчетавского и Улутаусского массивов располагались слабо приподня-
тые денудационные равнины. Низкий аккумулятивный рельеф с озерно-
болотными ландшафтами сохранялся в пределах Тунгусской сине-
клизы.
Монгольское море находилось между возвышенным южным краем
Ангариды и плоской низменной Сино-Гобией. В раннем карбоне оно было
обширным и связанным через Джунгарию и Зайсанский прогиб с моря-
ми, омывавшими Тоболию. К началу второй половины карбона под влия-
нием поднятий, охвативших Тоболию, Монгольское море теряет эти связи
и превращается в залив Тихого океана (рис. 4).
В западной части, примыкавшей к Тоболии, море было островным,
с высокими динамическими берегами, как у типичного геосинклиналь-
ного бассейна, а в восточной части (Забайкалье, Большой Хинган) остро-
ва и берега были низкими и плоскими, свидетельствующими об эпикон-
тинентальном характере этой части бассейна.
Колымское море и Берингийский архипелаг. В раннем карбоне на
территории Северо-Восточной Азии и Восточного сектора Арктики про-
должали развиваться нисходящие движения, что обусловливало преиму-
щественное распространение здесь моря. Во второй половине карбона
(С2-з) возникает много местных поднятий, вызвавших частичную регрес-
сию моря. Возрастают площади суши на Колымском массиве; в При-
охотье появляются новые островные группы на Чукотке.
Сино-Гобия. В начале периода палеогеография этого субконтинента
была близка девонской. Платформенные массивы Синийский и Тарим-
ский, в основном составлявшие этот субконтинент, продолжали стоять вы-
ше уровня моря. Рельеф их оставался низким и плоским, представляв-
шим местами денудационную равнину с докембрийским цоколем (Ойхар-
ское поднятие, Ала-Шань и Бей-Шань), местами пластовую равнину с
палеозойским осадочным чехлом (Ордос).
В среднем и позднем карбоне Сино-Гобия, после длительной фазы
поднятия (начавшейся еще в позднем ордовике), подвергается трансгрес-
сии мелкого моря и распадается на два обособленных массива суши:
Синийский и Таримский. Синеклизы и склоны массивов были покрыты
очень мелким неустойчивым морем, изобиловавшим отмелями. На от-
дельных участках этого мелководья периодически возникал ландшафт
приморской низменности с болотистыми лесами.
В результате затопления больших пространств Западной Сино-Гобии
в этой области установились свободные связи морей Китайского, Средне-
азиатского и Волжского.
Катазия и Китайское море. В раннем карбоне собственно Катазия,
а также Чаннания и Сычуанская глыба составляли единую сушу, отде-
лявшуюся от Сино-Гобии морским проливом в области нижнего те-
чения Янцзы. Китайское море по-прежнему мелкое, эпиконтинентального
11
характера сохранялось только на территории юго-западных провинций*
(главным образом Гуаней и Гуйчжоу).
Во второй половине периода Китайское море расширяет свои гра-
ницы,. в частности его воды распространяются в Цзянси-Хуннаньскую зо-
ну, в результате чего Сычуанская глыба обособляется в островную сушу,
а Чаннания превращается в полуостров. Одновременно сокращаются
размеры и собственно Катазии,' прибрежные низменности которой теперь
скрываются под морскими водами.
Тетис — огромный морской бассейн, протягивавшийся через все
Евразиатское пространство между северной группой субконтинентов.
(Фенно-Сарматия, Тоболия и Ангарида, Сино-Гобия) и южной группой, в
которую входили Нубия и Индостанская Гондвана. Бассейн охватывал
области различного тектонического режима и поэтому на разных участ-
ках обладал различной степенью подвижности и морфологией. Его евро-
пейско-ближневосточный и индо-малайский отрезки отличались повышен-
ной динамичностью, поэтому и более сложным рельефом; Переднеазиат-
ский и Тибетский отрезки, наоборот, были менее подвижными и менее
расчлененными. В целом же Тетис карбонового периода еще не представ-
лял геосинклинального бассейна и на преобладающей части своей аквато-
рии сохранял эпиконтинентальный характер.
Различной на отдельных отрезках Тетиса была и последовательность
палеогеографических изменений. В раннем карбоне европейская и ближ-
невосточная (анатолийская) части Тетиса отличались максимальным за-
топлением, а переднеазиатская часть, наоборот, менее широким разви-
тием морских условий. На Тибетском отрезке море имело ограниченное
распространение и носило наиболее ярко выраженный эпиконтиненталь-
ный характер, покрывая депрессии Северного Тибета и области Великих,
ущелий. На индокитайском отрезке продолжали существовать два моря-
пролива, разделяемые сушей Индосинийского массива. Индонезийский
отрезок, наиболее погруженный и более всего удаленный от области сно-
са, был почти сплошь покрыт морем.
Во второй половине карбона в палеогеографическом развитии Тетиса
произошли крупные перемены: на европейском и ближневосточном отрез-
ках наступило обмеление моря и появились многочисленные островные
группы, а на переднеазиатском отрезке напротив — море трансгрессиро-
вало и приобрело более открытый характер; усилилось погружение Ти-
бета, в результате чего море проникает и в депрессию истоков рек Инда
и Брамапуры. Одновременно начинается затопление Индосинийского мас-
сива и смена знака движения в окружающих его геосинклинальных зо-
нах, где увеличиваются размеры островных суш.
Нубия в карбоне представляла пустынную сушу, несколько припод-
нятую в пределах кристаллического купола щита (возле Красного моря)
и опущенную в области северного и восточного склонов, омывавшихся
Тетисом. В первой половине периода склоны Нубийского субконтинента
в значительной части были заняты приморскими аллювиальными низмен-
ностями, а во второй половине, в результате поднятия щита, низменности
сохранились лишь в узкой зоне побережья.
Индостанская Гондвана в течение карбона оставалась сушей. В пер-
вой половине периода еще существовал древнепалеозойский материк Ин-
до-Тибетия, охватывавший помимо Индостана Непальские и Ассамские-
Гималаи и Южный Тибет. В конце карбона море затапливает тибетскую
часть этого древнего материка и несколько регрессирует по северо-запад-
ной окраине Индостана (Спити, Синд, Кач), где на осушенном простран-
стве возникает ландшафт приморской низменности. Очевидно, в это время
в щитовой части Индостана начались блоковые движения, создавшие на:
12
ее основе глыбовые нагорья и системы грабенов (гондванскилх), в которых
уже в перми стали формироваться толщи континентальных осадков.
* *
*
В карбоне из современной территории Евразии только 50—55% бы-
ли сушей, распределявшейся между субконтинентами Фенно-Сарматией,
Тоболией, Ангаридой, Сино-Гобией, Катазией, Индостанской Гондваной
и Нубией. Площадь каждого из субконтинентов не превышала 3—
4 млн. км2 Основную часть каждого из них составляли массивы платфор-
менного режима развития, поэтому карбоновая суша была в общем плос-
кой и низкой. Моря, омывавшие субконтиненты, были мелководными эпи-
континентальными бассейнами с глубинами большей частью до 200 м.
Во второй половине периода площадь суши несколько возросла;
возник Сибирский материк, объединивший Тоболию и Ангариду. Усили-
лась дифференциация рельефа, увеличились площади возвышенного
рельефа на суше и глубоководья в море,
ц.
Пермь (285—230 млн. лет)
В пермском периоде завершился геосинклинальный этап развития
структуры и рельефа Северной Евразии.
Палеозойские геосинклинали Средней Европы, Урала, Казахстана,
Тянь-Шаня, Алтая, Монголии и Куэнь-Луня заканчивают свое седимен-
тационное и складчатое развитие и вступают в стадию формирования
возвышенного рельефа. До того разделявшиеся геосинклинальными мо-
рями субконтиненты Фенно-Сарматия, Тоболия, Ангарида, Сино-Гобия
объединяются в материке Северной Евразии. Одновременно активизи-
руются геологические процессы в Южной Евразии — в области моря
Тетис, постепенно приобретающего геосинклинальный характер.
Пермский рельеф Евразии обладал максимальной для палеозоя
дифференциацией и контрастностью. Главные ее возвышенности: Урал,
Тянь-Шань, Алтай, Хангай, Куэнь-Лунь, Нань-Шань достигали в это
время высоты 1000—1500 м.
Фенно-Сарматия и. Волжское жоре. В пермском периоде Русская
платформа испытывала неравномерное поднятие, в результате которого
Фенносарматский субконтинент постепенно расширялся, а омывавшее
его на востоке Волжское море деградировало.
Волжское море в целом было мелководным, лишь несколько углуб-
лявшимся с приближением к Уралу. Западная его часть, располагав-
шаяся в пределах Печорской, Московской и Прикаспийской синеклиз,
была исключительно мелководной и впоследствии превратившейся в
зону лагун, последовательно смещавшуюся к востоку. Условия откры-
того моря и нормальный режим солености сохранялись лишь в узкой
зоне вдоль Урала.
До артинского века включительно Фенно-Сарматия оставалась изо-
лированной от Тоболии и Ангариды, а Волжское морё представляло ги-
гантский пролив между Арктическим бассейном и Тетисом. Но уже в
кунгурском веке возникает поднятие в области Северного Кавказа и
Прикаспия, посредством которого Фенно-Сарматия соединилась с Тобо-
лией и Ангаридой, образовав Северо-Евразиатский материк. В резуль-
тате Волжское море превращается в залив Арктического бассейна, а за-
тем в гигантскую испаряющуюся лагуну. К уфимскому веку Волжская
лагуна высыхает и преобразуется в обширную аллювиальную равнину,
поверхность которой в соседстве с Уралом (где континентальное осадко-
накопление было особенно энергичным, с избытком компенсировавшим.
13
тектоническое погружение) была выше, чем в западной части, удален-
ной от главной области сноса (Урала с Тоболией). Приуральская часть
аллювиальной равнины была покрыта речными руслами, а западная —
озерами и болотами, как пресными, питавшимися стоком с Урала, так и:
солеными, представлявшими реликты исчезнувшей Волжской лагуны.
В казанском веке имело место временное погружение Восточно-
Европейской равнины и ингрессия в ее пределы морских вод из Аркти-
ческого бассейна, приведшая к временному возрождению Волжского
залива. Ингрессией была охвачена по преимуществу западная (озерная)
зона равнины, тогда как более высокая приуральская зона сохранила
континентальные ландшафты. Волжский залив казанского века обладал
нормальной соленостью только в северных районах, тогда как в цент-
ральных и южных он представлял испаряющуюся солеродную лагуну.
К татарскому веку залив-лагуна снова высыхает и замещается аллю-
виальной равниной, относительно высокой, с долинно-речными ланд-
шафтами вблизи Урала и низкой преимущественно озерной в ее запад-
ной части.
Северо-Германская низменность и Цехштейновое море. Древняя
(балтийская) часть Фенно-Сарматии отделялась от молодой и более воз-
вышенной части герцинской Европы Северо-Германской впадиной. Ис-
тория палеогеографического развития этой впадины была противопо-
ложной движениям Восточно-европейского погружения. В ассельском,
сакмарском и артинском веках, когда на востоке морской режим дости-
гал максимума (для пермского периода), здесь на западе сохранялись
условия континентальной низменности и происходило накопление толщи
красного лежня (рис. 5). В кунгурском и уфимском веках, в течение ко-
торых Волжское море регрессировало и замещалось аллювиальной низ-
менностью, в Северо-Германской впадине появилось так называемое
Цехштейновое море, представлявшее, как и Волжское, залив Арктиче-
ского бассейна. Цехштейновое море даже в пору наивысшего развития
трансгрессии (начальный этап) не обладало нормальной соленостью.
И в это время оно отлагало доломиты, не содержащие остатков собст-
венно морских организмов (кораллов, морских ежей, цефалопод). Поз-
же Цехштейновое море превратилось в .испаряющуюся лагуну, оставив-
шую мощную толщу ангидритов, каменных и калийных солей. Вокруг
лагуны простирались пустыни Средней Европы, в основном холмистые,
с относительно редкими и небольшими по площади внутриконтиненталь-
ными впадинами, в которых накапливались аллювиально-пролювиаль-
ные песчаники, подобные породам красного лежня. Пустынные ланд-
шафты распространялись на юг до побережья Тетиса, тогда находивше-
гося в бассейнах Роны и Дуная.
Тоболия и Ангарида еще до начала пермского периода составляли
единый (Сибирский) материк. В поздней перми в результате осушения
Восточно-Европейской равнины и ухода моря из Тянь-Шаня и с Тарим-
ского массива Сибирский материк соединяется с Фенно-Сарматией и
Сино-Гобией в еще более обширном Северо-Евразиатском континенте.
Хотя гипсометрический уровень и площадь Сибирского материка
в течение пермского периода возрастали, его орографический план и мор-
фологический облик оставались принципиально неизменными. Северная
(платформенная) половина материка была равнинной, полого погру-
жающейся к Арктическому бассейну. Большие площади здесь занимали
аккумулятивные низменности с озерно-болотными ландшафтами (Тун-
гусская, Енисейская, Ленская); антеклизы Обская, Анабарская и Ал-
данская представляли денудационные равнины. Область Казахского
мелкосопочника имела вид невысокого поднятия с довольно спокойным
рельефом. На флангах этого поднятия располагались обширные зоны
14
30
I
Рис. 5 (условные обозначения см. на стр. 5\
РАННЯЯ ПЕРМЬ
(САКМАРСКИЙ И АРТИНСКИЙ
ВЕКА)
Pile. 6 (условные обозначения см, на стр. 6).
погружения: на юго-западе — Тенгиз-Сарысуйская, на северо-востоке-—
Прииртышская, занятые в основном озерно-аллювиальными низменнос-
тями.
Возвышенности сосредоточивались в южной части Сибирского ма-
терика на местах палеозойских геосинклиналей, к перми закончивших
свое седиментационное развитие и испытавших полное обращение текто-
нического режима. На самом востоке находилась Прибайкальская
группа возвышенностей, круто понижавшихся к депрессиям Амурского'
бассейна и Гоби и очень полого сходивших к аккумулятивной равнине
Тунгусской синеклизы. Алтае-Саянская область представляла чередова-
ние гор средней высоты (1000—1500 м) с аккумулятивными низменнос-
тями, располагавшимися на месте впадин Кузнецкой, Минусинской, Ту-
винской и др. Пермский Тянь-Шань был дифференцирован столь же
сложно, как и современный. Его хребты, сложенные толщами раннего
и среднего палеозоя, значительно поднимались над пролегавшими меж-
ду ними равнинами, лишь в карбоне освободившимися от морского по-
крытия и поэтому еще сохранявшими уровень, близкий нулевому. Коле-
бания высот в пермском Тянь-Шане, вероятно, составляли многие сотни
метров, о чем можно догадываться по конгломератам, распространен-
ным в его межгорных впадинах,- образующих мощные толщи, сложен-
ные местным материалом.
Урал представлял, как и ныне, узкую меридиональную цепь невысо-
ких гор, тесно связанную с Тоболией и отделявшуюся от Фенно-Сарма-
тии Восточно-Европейским погружением, в котором на продолжении
большей части пермского периода находилось море.
С юга Сибирский материк окаймлялся огромным прогибом, отде-
лявшим его от Сино-Гобии и Туранского массива. В восточной части
этого прогиба помещалось Монгольское море, а в западной — Сарысу-
Чуйские лагуны.
Монгольское море в ранней перми было обширным и распростра-
нялось на запад до Джунгарии. К позднепермской эпохе оно резко со-
кратилось и ограничилось в основном Амурским бассейном. Северная
часть моря, примыкавшая к более высокой и подвижной Ангариде, была
островной, местами с небольшими вулканическими архипелагами, а юж-
ная часть, тяготевшая к Сино-Гобии, представляла открытое море и,
может быть, более глубокое вследствие меньшей скорости осадконакоп-
ления, медленнее поднимавшего уровень дна.
Сарысу-Чуйская впадина в ранней перми представляла в перифери-
ческой части аллювиальную низменность, а во внутренней части — испа-
ряющуюся лагуну, среди осадков которой имеются мощные залежи ка-
менной соли. В поздней перми аллювиальная равнина с реликтовыми
солоноватоводными озерами распространилась на всю поверхность
впадины.
Колымское море и Берингийский архипелаг. В пермском периоде
тектоническая активность региона усиливалась, при этом усложнялась
его дифференциация на зоны с различным режимом развития. В резуль-
тате палеогеографическая обстановка становилась все более пестрой и
динамичной. В обрамлении Колымского массива устанавливается типич-
ный геосинклинальный режим с интенсивной механической седимента-
цией, полностью компенсировавшей происходившие здесь энергичные по-
гружения. Эпиконтинентальное море, в среднем палеозое распространяв-
шееся почти на все пространство Северо-Восточной Азии, теперь сохра-
нялось в пределах Колымского массива.
Берингия в перми, по-видимому, не представляла единого континен-
тального массива и распадалась на ряд крупных и мелких островных
суш. Крупнейшими среди этих суш, достигавшими размеров современ-
15-
ной Суматры и Явы, находились в группе Новосибирских островов,
Чукотки, Тайгоноса, Колымского и Омолонского массивов.
Сино-Гобия в пермском периоде поднималась и расширяла свои
границы. К началу периода весь Синийский массив становится сушей.
На месте Ордосской и Хэбэйской синеклиз, Тайюанской мульды и Юж-
но-Алашанской впадины, где в карбоне было мелкое море, появляются
озерно-аллювиальные низменности, а на месте древних поднятий Инь-
Шаня, Люляна, Тайхана и Холан-Шаня вырастают вилообразные воз-
вышенности. Наиболее высоким был южный край Синийской суши,
образованный кряжами Северного Нань-Шаня и Северного Циньлина.
Таримский массив еще затапливался мелким морем, но только
в ранней перми и лишь в пределах Предтяныпаньского и Предкуэнь-
луньского прогибов. Перед началом позднепермской эпохи море дегради-
ровало и весь массив вместе с его горным обрамлением уже представ-
лял сушу, которая широким фронтом по Тянь-Шаню и Джунгарии при-
мыкала в Тоболии. В осушившихся предгорных прогибах Тянь-Шаня,
Куэнь-Луня и Нань-Шаня в поздней перми существовал ландшафт ал-
лювиальных низменностей, в условиях которого накапливались красно-
цветы с костными остатками амфибий и рептилий.
Китайское море и Катазия. На юге Китая ранняя пермь была вре-
менем морской трансгрессии — самой обширной за всю геологическую
историю этой страны. Погружается и затапливается Сычуанская глыба,
а также северо-западная окраина Катазии, на месте которой возникает
мелкое неустойчивое островное море. Чаннания и Хундан-Шань превра-
щаются в узкие, временами распадающиеся острова.
В позднепермскую эпоху происходит обмеление и сокращение моря
и соответственно расширение катазиатской, чаннаньской и хунданшан-
ской суши (рис. 6). В Цзянси-Хуннанской зоне и на Сычуанской глыбе
устанавливается режим неустойчивого морского мелководья, неодно-
кратно сменявшегося условиями прибрежной низменности.
Тетис пермского периода протягивался через всю Евразию, отделяя
северную группу субконтинентов (Фенно-Сарматия, Тоболия с Ангари-
дой, Сино-Гобия) от южной (Нубия, Гондвана, Катазия)., Его воды по-
крывали территорию Альпийской Европы, Малой и Передней Азии,
Памира и Кашмира, Тибета, Индокитая и Южного Китая, область Ин-
досинийского архипелага. Теперь это был уже весьма динамичный мор-
ской бассейн, по режиму развития близкий геосинклинальному. Море
Тетис в Локальном плане обладало очень сложной и постоянно меняв-
шейся конфигурацией, изобиловало островными архипелагами. Макси-
мальное развитие морских условий в его бассейне пришлось на ранне-
пермскую эпоху; позже в разных его частях появляются энергичные
поднятия, вызвавшие локальные регрессии и способствовавшие образо-
ванию обширных суш.
По характеру ландшафтов Тетис разделяется на две основные
части: европейско-переднеазиатскую или средиземноморскую, лежав-
шую в пределах Аридной области, и индо-малайскую, характеризовав-
шуюся гумидным (катазиатским) климатом. В аридной части бассейна
побережья были пустынными, и море в подходящих палеогеографиче-
ских обстановках окружалось солеродными лагунами. В гумйдной части
побережья были покрыты влажными тропическими лесами, из остатков
растений которых на приморских низменностях накапливались угли.
В европейско-переднеазиатской (средиземноморской) части Тетис
в раннепермскую эпоху распространялся до долины Дуная, Крыма и
Кавказа, Южной Туркмении и Южного Тянь-Шаня. Крупные островные
суши находились в зонах поперечных поднятий Армянского нагорья —
Кавказа и Кашмира-Памира. В поздней перми Тетис повсеместно отсту-
16
яает к югу. Полностью осушаются Южный Тянь-Шань и горный Афга-
нистан, обширные островные суши появляются в западном Иране и ана-
толийской Турции.
Индо-Малайская часть раннепермского Тетиса охватывала почти
весь Тибет и значительную часть Индосинийского массива; Куэнь-Лунь
.и Хундан-Шань выступали архипелагами островов. К началу второй по-
ловины периода поднимаются палеозойские остовы Куэнь-Луня и Хун-
дан-Шаня, примкнувшие к материку Сино-Гобия. Под влиянием этого
поднятия море уходит из Северного Тибета, где возникают обширные
озерно-аллювиальные низменности с богатой растительностью. Подня-
тия усилились и в геосинклинальном обрамлении Индосинийского мас-
сива, где возникают новые острова. Индонезийский отрезок Тетиса в те-
чение всего пермского периода оставался наиболее погруженным и за-
топленным. Море здесь было глубоким и открытым, и только в геоанти-
клинальной зоне Западной Комбоджи, Сиамского залива, Западного и
Центрального Борнео оно было мелким и островным.
Гондвана. Щитовая часть Индостана (тогда с противолежащим ей
сектором Гималаи) представляла глыбовое плато, расчлененное систе-
мами узких грабенов на отдельные массивы. Плато было пустынным,
скалистым; в самом начале периода на нагорьях Аравали-Раджпутаны
и Восточных Гат, очевидно наиболее высоких, непродолжительное время
существовали покровные ледники. К грабенам приурачивались озерно-
аллювиальные низменности в ранней перми, покрытые лесной и болот-
ной растительностью, давшей начало угольным пластам дамудской се-
рии, а в поздней перми — саваннами с латеритовыми почвами.
В Пакистанской синеклизе в течение всего пермского периода удер-
живалось мелкое эпиконтинентальное море.
Нубия. Нубийский щит и в перми продолжал оставаться сушей.
Морские отложения пермского возраста (известняки) ближе Загроса не
известны. В последние годы скважинами, пробуренными в нефтеносных
районах Месопотамского прогиба, вскрывается пермотриасовая толща
лагунных осадков с доломитами и гипсами. Не исключена возможность
того, что и на ближайшей части склона Нубийского щита имеются перм-
ские осадки. Они могут присутствовать в немой толще красноцветных
песчаников (нубийских), покрывающих месопотамский склон щита.
* *
*
В пермском развитии Евразии господствовали теократические тен-
денции. Внутренние поднятия геосинклинальных областей энергично
росли и объединялись в обширные региональные вспучивания, охваты-
вавшие целые области. По мере замыкания палеозойских геосинкли-
налей море уходило из их пределов, и осадконакопление, локализовав-
шееся в мелких прогибах, приобретало континентальный характер. Под-
нимались также и платформы, все больше освобождавшиеся от
морского покрытия. В результате этих палеогеографических изменений
размер площадей, занятых морем, к концу перми сократился едва ли не
вдвое, и уже последний век перми (татарский) составил вместе с ран-
ним и средним триасом одну из самых значительных в истории Земли
теократических эпох.
Рост площадей пермской суши и распространение лесов на озерно-
аллювиальных низменностях (в первой половине периода) способство-
вали большей, чем в карбоне, трансформации ливневых вод в грунтовые.
Поверхностный сток получил более устойчивое питание, стал в из-
вестной степени регулированным. В связи с этим контакт вод с мине-
2 В. М. Синицын, ч. 3
17
ральными массами стал более продолжительным, что повысило интен-
сивность процессов выветривания; возросли масштабы аллювиальных
процессов.
Некоторые особенности рельефа и палеогеографии
второй половины палеозоя
В заключение отметим некоторые общие особенности рельефа и па-
леогеографии Евразии второй половины палеозоя и их значение для па-
леоклимата.
Прежде всего обращает на себя внимание различная степень дина-
мичности палеогеографических обстановок в северной и южной частях
Евразиатского пространства.
В палеозое, в том числе в девоне, карбоне перми, наибольшей по-
движностью отличалась северная половина Евразии, в которой концент-
рировались все основные центры тектонических движений: крупнейшие-
геосинклинальные системы и зоны поднятий. Разрезы палеозойских от-
ложений Северной Евразии отличаются большой сложностью строения,,
необычайной пестротой формационных типов, преимущественно терри-
генным составом при значительном участии вулканогенных образова-
ний, частыми и резкими колебаниями мощности. Все это говорит о чрез-
вычайной динамичности и дифференцированности палеозойского релье-
фа Северной Евразии, сложности и изменчивости палеогеографических
обстановок в ее пределах, о широком распространении в ней вулканиче-
ских архипелагов.
В южной Евразии палеозой выражен по преимуществу карбонатны-
ми толщами, фациально однообразными на обширных пространствах,
почти лишенными грубых осадков (конгломератов) и вулканических
пород, отличающимися, несмотря на большую стратиграфическую пол-
ноту разрезов, малой и устойчивой мощностью. Эти особенности палео-
зойских отложений Южной Евразии свидетельствуют, о плоском,,
минимально дифференцированном и вялом рельефе, о длительной устой-
чивости ее палеогеографических обстановок.
В конце карбона и перми палеозойские геосинклинали Северной
Евразии завершили цикл своего структурного развития и превратились
в области возвышенного, довольно динамичного рельефа. Тем временем'
в Южной Евразии (Тетис) многие платформенные прогибы преобра-
зуются в геосинклинальные', сопровождаемые вулканическими архипе-
лагами. Таким образом, влияние рельефа (и подстилающей поверхности
вообще) на климат в течение палеозоя было неодинаковым в северной
и южной частях Евразии: на севере оно проявлялось сильнее, разнооб-
разнее и с меньшим постоянством.
Другой важной особенностью позднепалеозойского рельефа Евра-
зии была устойчивость его орографического плана, особенно в части
важнейших элементов. Субконтиненты (Фенно-Сарматия, Тоболия, Ан-
гарида, Сино-Гобия, Катазия, Индостанская Гондвана, Нубия) и омы-
вавшие их моря (Волжское, Монгольское, Колымское, Китайское, Тетис
и др.) существовали в мало менявшихся контурах в течение всей второй
половины палеозоя. Крупные изменения палеогеографических условий
имели место лишь на территории синеклиз платформ (Московской, Тун-
гусской, Хэбэйской и др.), где периодически сменялись континентальные
болотистые низменности и морское мелководье, довольно близкие по-
своему влиянию на климат. Это постоянство основных элементов палео-
зойского рельефа Евразии определяло устойчивость влияния на климат
орографического фактора.
18
Рельеф палеозойской суши не был столь интегрированным и кон-
трастным, как современный. В целом это была низкая и плоская суша
с единичными группами возвышенностей (в подвижных зонах каледонид
и герцинид), высотою не более 1500 м. К тому же , возвышенности по
своим линейным размерам были небольшими и не создавали таких огром-
ных комплексных поднятий с десятками хребтов, объединенных общим
пьедесталом, как современные Тянь-Шань, Куэнь-Лунь или Гималаи.
Такой рельеф не мог быть активным в климатическом отношении. Он не
мог влиять на атмосферную циркуляцию и создавать орографические
климаторазделы, подобные современным цепям Гималаев, Циньлиня,
Альп, Кавказа, Восточного Тянь-Шаня.
По-видимому, в карбоне, на границе среднего и верхнего палеозоя,
рельеф становился более динамичным и контрастным (возрастала не-
устойчивость земной коры), о чем можно догадываться по нараставшей
скорости и масштабам седиментационных процессов, повышению отно-
сительной роли в осадочных толщах терригенных формаций, в усложне-
нии тектонического развития подвижных областей.
. Количественные соотношения суши и моря в пределах Евразиат-
ского пространства хртя и менялись от теократических фаз (Di, Р2) к
талассократическим (Ci), но, в общем изменения этих соотношений не
выходили за пределы 45—65%. В среднем около половины Евразиат-
ского пространства было покрыто морем; крупных материков не было,
отсюда следует и малая степень континентальности позднепалеозойскогр
климата.
2*
ГЛАВА II
ЛИТОГЕНЕЗ
Важнейшей группой показателей древних климатов являются лито-
логические объекты — осадочные породы и их комплексы, отражающие
в своих генетических чертах физико-географические условия, существо-
вавшие на земной поверхности во время их отложения. Они особенно
ценны своей массовостью и распространенностью. В отличие от палеон-
тологических объектов, литологические обладают большой эволюцион-
ной устойчивостью, допускающей более надежные сравнения по усло-
виям образования разновозрастных аналогов.
Основные трудности использования литологических объектов в ка-
честве индикаторов палеоклимата заключаются в том, что их генетиче-
ские особенности в большой мере зависят от тектонического режима, ко-
торый проявляется с климатом совокупно, действуя во многих случаях
в противоположном ему направлении (в подвижных областях тектони-
ческий режим ограничивает продолжительность воздействия выветрива-
ния на минеральную массу). Поэтому для реконструкции палеоклимата
по осадочным комплексам необходимо «снимать», влияние тектониче-
ского режима, при котором они формировались.
Другой трудностью, возникающей при палеоклиматическом истол-
ковании древних литологических объектов, являются эволюционные из-
менения состава древней атмосферы, солевого состава океанических
вод, относительных соотношений химического, физического и биологиче-
ского факторов в седиментогенезе, существенно ограничивающие сопо-
ставление с современными осадками.
Девон
Девонский литогенез Евразии отличало отсутствие заметной терми-
ческой дифференциации, поэтому все разнообразие его типов было свя-
зано с неравномерным распределением увлажнения. Северная часть
евразиатского пространства характеризовалась широким распростране-
нием аридных осадков: красноцветов, доломитов, гипсов и ангидритов,
хемогенных и рифогенных известняков. Максимум развития аридных
формаций пришелся на ранний девон — зйфельский век среднего девона
и совпал с одной из сильнейших теократических фаз палеозоя. Во вто-
рую половину девона масштабы аридного осадконакопления сократи-
лись и соответственно поднялась роль образований гумидного климата:
отложений олигомиктовой формации с кварцевыми песками и каолинсо-
держащими аргиллитами, высокоглиноземистыми и высокожелезистыми
породами и первыми угленосными осадками.
20
Фенно-Сарматия. В межгорных впадинах норвежских каледонид рас-
пространены красноцветные соленосные молассы полимиктового соста-
ва, а в депрессиях Балтийского щита и по его периферии — карбонатные
красноцветные песчаники, с прослоями и пачками пестроцветных мерге-
лей и известковистых аргиллитов. В составе красноцветных толщ доми-
нируют грубые разнозернистые песчаники с высоким содержанием
аркозового материала. Псаммитовая часть осадка плохо окатана и сор-
тирована; пелитовая часть представлена преимущественно гидрослюда-
ми и монтмориллонитом.
Слоистость красноцветных песчаников косая (руслового и дельтово-
го типов), иногда перекрещивающаяся, свойственная эоловым отложе-
нием. В последних случаях отмечается массовое содержание округлых
матовых зерен кварца, типичных для эоловых образований. Окраска
пород темно-красная и только в бассейновых фациях пестрая с сочета-
нием светло-серого, светло-красного, желтого и зеленого цветов. Мер-
гели, подчиненные красноцветной толще, обычно содержат прослойки
гипса и каменной соли; предполагается, что отложение их происходило
в бессточных водоемах, высыхавших в периоды засухи. Аргиллиты, со-
провождающие мергели, обычно несут мелкие известковые конкреции,
напоминающие, согласно Эвансу, «журавчики» степных лессов. Залежи
солей и гипсов в девонских красноцветах Фенно-Сарматии не установ-
лены.
Волжское море. В Волжском море процессы осадконакопления про-
являлись дифференцированно: у побережья Фенно-Сарматии отлага-
лись красноцветы прибрежно-морского, частью континентального харак-
тера, заключающие прослои мергелей, гипса и доломита; в зоне мор-
ского мелководья с ослабленным гидродинамическим режимом господ-
ствовали процессы магнезиального и сульфатного осадконакопления,
и уже в Приуралье, где море было открытым и устойчивым, возникла
толща органогенных известняков. В теократическую стадию раннего
девона, когда Фенно-Сарматия была особенно обширной, все эти лито-
фациальные зоны Волжского бассейна были сужены и смещены на во-
сток (рис. 7).
Во второй половине девона, в связи с развитием морской трансгрес-
сии и образованием на месте синеклиз Русской платформы обширной
зоны мелководья, зона магнезиального и сульфатного осадконакопления
необычайно расширилась. В это время доломиты в чередовании с из-
вестняками, ангидритами и гипсами накапливались на преобладающем
пространстве Волжского моря, за исключением Приуралья, где по-преж-
нему отлагались известняки с нормальной морской фауной, и прибреж-
ной зоны Фенно-Сарматии, в которой формировались красноцветные
осадки. На чрезвычайную мелководность девонского моря Русской плат-
формы указывает чередование в толще оставленных им осадков при-
брежно-морских фаций с лагунными и даже субконтинентальными; ши-
рокое распространение среди них микрослоистых доломитов со следами
усыхания, в результате периодических выходов осадка из под уровня
морских вод и воздействий на него горячего сухого воздуха; присутствие
остатков водорослей, существование которых ограничивается глубина-
ми в несколько десятков метров, допускающих фотосинтез; и, наконец,
находки в песчано-глинистых пачках остатков растений и панцирных
рыб, фиксирующих прибрежную зону.
Во второй половине девона поступление терригенного материала
с суши опускавшейся Русской платформы уменьшилось, в связи с чем
полоса накопления красноцветов относительно раннедевонского времени
сокращалась. Даже пелитовый материал, осаждавшийся вместе с кар-
бонатным (мергели), теперь не проникал во внутреннюю область Волж-
2V
ского моря, где отлагались чистые карбонатные и сульфатные породы.
Терригенные осадки среднего и верхнего девона приобрели мезомикто-
в'ый й даже олигомиктовый состав, повысилась глинистость их. разрезов,
возросли масштабы аутигенного минералообразования, в связи с чем в
красноцветах и пестроцветах этого
возраста
нередкими оказываются
3
2
= 1
а 6
шм6
а 6
8
Условные обозначения к картам «Зональные литогенетические формации»
(рис. 7—12)
Морские формации: 1 — высококарбонатная; 2 — карбонатно-сульфатная;
3 умеренно-карбонатная. Континентальные формации: 4 — мезомиктовые красно-
цветы; 5—пестроцветная олигомиктовая (местами мономиктовая): а — наземная,
б — паралическая; 6 — мезомиктовая сероцветная формация: а — угленосная, б — без-
угольная (аридизированная); 7 — граница Сибирской и Европейско-Китайской лито-
генетических областей; 8 — области денудации.
80 100 •?«
Рис. 7 (условные обозначения см. на стр. 22).
прослои сидеритовых и шамозитовых руд, а также глинисто-алевроли-
товые пачки с обильными растительными остатками и прослоями углис-
тых сланцев. Одним из районов распространения сидерит-шамозитовых
руд и углистых сланцев становится Притиманье, к которому был на-
правлен водный и минеральный сток с северр-восточной части Фенно-
Сарматии.
Гумидное выветривание получило развитие на островах Уральского
архипелага, где отложения этого возраста заключают горизонты высо-
22
•коглиноземистых пород с бокситами, а также на восточных островах
Волжского моря (Татария, Башкирия, Прикамье), в разрезах которых
содержатся прослои оолитовых шамозитовых руд и песчаников с син-
генетическим каолинитом в цементе. Относительно гумидное выветрива-
ние было возможно также на суше Украинского и Воронежского масси-
вов, в направлении которых средне- и верхнедевонские осадки обога-
щаются каолинитом, а на юге Донбасса живетские слои лежат на
мощной каолиновой коре выветривания кристаллических пород (Тихий,
1964).
В период живетской и франской трансгрессий масштабы сульфат-
ного осадконакопления сокращались и одновременно ослабевало рифо-
юбразование в Уральской геосинклинали. Даже во время самой обшир-
ной в девоне франской трансгрессии Волжское море оставалось бассей-
ном со слабой гидродинамикой, которой, вероятно, объясняется необы-
чайная пестрота геохимических типов осадков и близкое соседство суль-
фатных, карбонатных, доманиковых и красноцветных фаций. О том, что
эта пестрота и перемежаемость литологических и геохимических фаций
девона связана не с климатом, а с местными палеогеографическими
особенностями бассейна свидетельствует, например, соседство каменных
и калийных солей Днепровско-Донецкой впадины с одновозрастными
сидеритами и оолитовыми бурыми железняками и прослоями каолино-
вых глин юго-восточного склона Воронежского массива или положение
выходов шамозитовых слоев в районах Вологды или Пестово, углей и
железных руд Тимана, железных руд и бокситов Среднего и Северного
Урала и сидеритов вблизи Казани среди ареалов накопления сульфати-
зированных доломитов, гипсов, ангидритов. -
Характерными образованиями позднего девона, получившими боль-
шое распространение в восточной части Русской платформы, являются
•сильно битуминозные мергели и глинистые известняки, часто окремнен-
ные и содержащие большое количество органического вещества (до
35%). Накопление их, как полагают, происходило в условиях сероводо-
родного заражения на дне грабенообразных впадин бассейна, обладав-
шего слабой гидродинамикой. За пределами впадин доманиковые фации
на очень коротком расстоянии сменяются мелководными брахиоподово-
коралловыми известняками. Источником органогенного вещества, за-
ключенного в доманике, согласно Н. М. Страхову (1960), служили орга-
низмы планктона.
Говоря в целом о девоне Русской платформы, необходимо отметить
чрезвычайное распространение в нем хемогенных образований: доломи-
тов, ангидритов, гипсов, каменных солей, тонкозернистых доломитистых
.и гипсоносных известняков, лишенных органогенных структур, а также
•смешанных хемогенно-терригенных (мергели) и хемогенно-органоген-
•ных (известняки) осадков. На долю этих разновидностей приходится от
40 до 80% общей мощности разрезов.
Западно-Европейское море. Окраинную зону бассейна . (Арденн-
скую), пограничную с Фенно-Сарматией, отличает чередование лито-
ральных, а иногда и континентальных красноцветных фаций ,с мелко-
водно-морскими отложениями. В этой зоне осадки девона грубеют и пе-
реходят в прибрежные фации по мере движения к северу и, наоборот,
становится все более тонкообломочными (сланцевыми) и глубоковод-
ными в направлении к югу. В основном здесь господствуют песчаники,
накоплению которых способствовал обильный вынос обломочного мате-
риала с Фенно-Сарматии. В соседстве с материком песчаники представ-
лены аркозовыми и граувакковыми разностями, а далее к югу уча-
щаются кварцевые разности.
В зоне герцинских массивов разрезы девона сложены каолинитсо-
23
держащими сланцами, кварцевыми песчаниками и зоогенными извест-
няками (коралловыми, строматопоровыми, брахиоподовыми, криноид-
ными, гастроподовыми), нередко образующими рифы. Локально разви-
ты пестроцветы, в которых можно встретить и доломитизированный
известняк и прослои гидрогематит-шамозитовых и марганцовых руд
(Корнуолл, Бельгия, Рейнская область, Гарц, Судеты). На границе-
с альпийской зоной (Тетис) распространены сланцы с пелагической фау-
ной (гониатиты, тентакулиты).
Моря Уральское и Енисейское, Тоболия. В северных частях бассей-
нов, наиболее удаленных от источников сноса (на Северном и Полярном
Урале, Новой Земле, Таймыре и Нордвикском районе), преобладало-
карбонатное осадконакопление. В этой области девон выражен почти
исключительно известняками, сопровождающимися в обстановках мел-
ководья доломитами, а иногда и гипсами. Для зоны Уральского архипе-
лага характерно широкое распространение рифов.
В южных частях Уральского и Енисейского бассейнов, окружав-
шихся динамичными участками Ангариды (Алтае-Саян) и Тоболии, на-
оборот, преобладало терригенное осадконакопление при значительном
участии вулканогенного материала. В этой части бассейнов толщи дево-
на сложены конгломератами, песчаниками и сланцами при резко подчи-
ненном значении известняков, представленных лишь отдельными пач-
ками и.линзами.
Во впадинах Южной Тоболии: Чуйской, Сарысуйской, Джезказган-
ской, Тенизской накапливались аллювиальные и озерные красноцветы:
с редкими прослоями пресноводных известняков, ь нижнеи половине
разреза красноцветы грубые — с большим участием конгломератов и
крупнозернистых песчаников; обломочный материал их граувакковый
и аркозовый. В верхней части разреза красноцветы представлены сред-
не- и мелкозернистыми песчаниками кварцево-аркозового состава.
Местами этой части девона подчинены проявления железного и марган-
цового оруденёния (Джезказган, Атасу и др.). Покрывается красноцвет-
ная толща известняками фамена с брахиоподами, пелециподами, гастро-
подами и кораллами.
В целом бассейны Уральский и Енисейский и разделявший их суб-
континент Тоболия располагались в области жаркого климата, способ-
ствовавшего на суше красноцветному выветриванию аридного типа, а в.
море — накоплению высококарбонатной формации с доломитами.
В южных частях бассейнов под влиянием динамичного рельефа каледо-
нид формация утрачивает свои зональные литогенетические черты, сме-
няясь малокарбонатными отложениями полимиктового типа.
Ангарида. В период раннедевонской трансгрессии в Тунгусской
синеклизе и Хатангском прогибе, в условиях лагунно-континентального-
режима накапливалась толща красноцветных и пестроцветных песчани-
ков, алевролитов и аргиллитов с прослоями мергелей, доломитов, гип-
сов и ангидритов, каменной соли и боратов. Песчаники этой толщи квар-
цево-аркозовые с глинисто-карбонатным цементом, на поверхностях,
наплартования часто обнаруживающие трещины усыхания и глиптоме-
таморфозы кристаллов галита. Основные концентрации магнезиальных,
сульфатных и галогенных осадков приходятся на северо-западную часть
синеклизы и Анабарский склон Хатангского прогиба, где располагались
длительно существовавшие солеродные лагуны. К югу количество и
мощности слоев лагунных осадков сокращается и соответственно воз-
растает роль в разрезе континентальных красноцветов.
Во второй половине периода (живетский-франский века) Хатанг-
ский прогиб и Тунгусская синеклиза были покрыты мелким неустойчи-
вым морем (рис. 8), оставившим толщу слабо доломитизированных
24
известняков, заключающих много органических остатков (главным обра-
зом брахиопод). По окраинам синеклизы, где море было особенно мел-
ким и неустойчивым, известняки частично, а иногда и полностью заме-
щаются паралическими пестроцветами с прослоями доломитов и гипсов-
и вместе с тем с глинистыми осадками, содержащими соединения мар-
ганца и сидерит. В северо-западной части синеклизы и в Хатангском.'
прогибе средний и верхний девон выражены известняками с остатками;
брахиопод, накапливавшимися в условиях устойчивого открытого моря.
Лишь в самых верхах разреза девонской системы здесь снова появля-
ются доломиты, гипсы и ангидриты.
80 100 -120
Рис. 8 (условные обозначения см. на стр. 22).
Позднедевонские лагунно-континентальные пестроцветы с прослоя-
ми гипса получили распространение и в Вилюйской синеклизе, откры-
вавшейся к Колымскому морю.
Позднедевонские пестроцветы Сибирской платформы ассоции-
руются с карбонатными осадками, несущими остатки тропической;
фауны. Они слагаются существенно кварцевыми песчаниками и алевро-
литами, содержащими обильный известковистый, доломитовый и крем-
нистый цемент. Нередко им бывают подчинены горизонты с конкреция-
ми сидеритов и фосфоритов. Таким образом, и на Сибирской платформе
осадки второй половины девона сложены материалом более глубокого-
выветривания, прошедшим более совершенную химическую дифферен-
циацию в процессе переноса и отложения, чем осадки первой половины,
периода.
В течение девона Сибирская платформа являлась малоподвижной,,
слабо приподнятой равниной, способствовавшей развитию кор выветри-
вания существенно монтмориллонитового состава, содержащей в пере-
25»
менном количестве гидрослюды, каолинит, гипс, алунит и ярозит. Замет-
ных концентраций глинозема в этих корах не обнаружено.
Сопоставление девонских отложений Русской и Сибирской плат-
форм показывает, что отложения последней в целом беднее конечными-
-продуктами выветривания и осадочной дифференциации, чем первой.
Причиной этих различий, очевидно, является повышенная аридность
Ангариды, на водосборах которой формировался материал осадочных '
толщ сибирского девона. !
В межгорных впадинах возвышенной Ангариды: Минусинской, Ту- ,
винской, Уйменской, Назаровской, Рыбинской и др., а также в южной
и восточной частях Кузнецкой впадины господствовало континентальное
осадконакопление. В них девон выражен красноцветными песчаниками
и конгломератами предгорного шлейфа и параллельно слоистыми пе-
строцветными песчаниками, алевролитами, аргиллитами и мергелями,
отлагавшимися в мелководных заливах и лагунах, занимавших более
низкие участки впадин. Присутствие среди этих отложений прослоев
•ангидрита и гипса (D2 — Минусинской впадины) и каменной соли (D3—
Тувинской и Убсанурской впадин) показывает на господство аридного
климата. Вследствие высокой динамичности рельефа выветривание в
Алтае-Саянской области не достигало зрелой стадии, и поэтому красно-
цветы (конгломераты, песчаники), выполняющие местные впадины,
имеют большей частью полимиктовый состав.
Однако в верхней части разреза, как показали исследования '
Н. Н. Предтеченского и Э. Н. Янова (1963), содержание неустойчивых , j
минералов в осадках сокращается, что, вероятно, было связано с насту-
пившей в конце девонского периода гумидизацией климата. О гумидиза- ,!
ции же свидетельствуют и проявления железных руд и бокситов в отло- ’
жениях среднего и позднего девона (Салаир и Алтай). (
Очевидно, климат Южной Ангариды колебался от «климата бокси- *
та» (чередование засушливых и дождливых сезонов при общем преоб- ?
ладании увлажнения над испарением) в зоне возвышенностей до «кли-
мата гипса» (2—3-кратное преобладание испарения) в межгорных впа- )
динах.
Колымское море и Берингийский архипелаг. В Колымском бассейне
-отложения девона представлены морскими, отчасти лагунными алевро-
литами и песчаниками, также в значительной мере известковистыми. ji
По обилию извести девонские толщи Колымского бассейна могут быть •;
-отнесены к высококарбонатной формации, типичной для тропического '
пояса.
Соотношение карбонатных и терригенных осадков в разрезе не по-
стоянны. В западной части бассейна, где море имело отчетливо выра-
женный эпиконтинентальный характер, больше распространены карбо- ,
натные осадки, а в его восточной части, граничавшей с тектонически '
более активной Берингией, повышается содержание терригенных пород.
Известняки содержат много остатков табулят и брахиопод, а в некоторых
слоях приобретают характер органогенного осадка. Терригенные отло-
жения по составу обломочного материала в целом могут быть отнесены
к мезомиктовому типу с содержанием неустойчивых минералов до 30—
35% от его общей массы.
В живетских отложениях Момского, Тасхаяхтагского и Сэттэдабан-
ского хребтов встречаются пестроцветные мергели с ангидритом, гипсом -!
и доломитами. В восточной части Колымского бассейна, получавшей
сток с Берингии, галогенные отложения отсутствуют. Здесь, наоборот,
отмечаются проявления гидрогетит-шамозитовых руд и конкреционных
фосфоритов.
Монгольское море. Вдоль возвышенного динамичного ангарского
26
'борта бассейна преобладало терригенное осадконакопление при значи-
тельном участии лав и туфов. Здесь девонская система представлена
полимиктовыми и кварцево-аркозовыми песчаниками и конгломератами,
гидрослюдисто-хлоритовыми аргиллитами и единичными линзами орга-
ногенных известняков. К югу соотношения компонентов разреза посте-
пенно меняются в сторону возрастания роли аргиллитов и известняков.
На границе с Сино-Гобией ведущее положение переходит к карбонат-
ным и смешанным терригенно-карбонатным породам: песчаники стано-
вятся почти чисто кварцевыми, а глинистые осадки — высокожелезис-
тыми и глиноземистыми. Возрастает содержание в разрезе и кремнис-
тых пород; чистых и кремнисто-карбонатных — в зоне, тяготеющей
к плоской Сино-Гобии и терригенно-кермнистых — ближе к возвышен-
ной Ангариде. В карбонатных пачках господствуют хемогенно-органо-
генные известняки.
В Уссурийском бассейне, омывавшем северо-восточную часть Сино-
Гобии, девонская система представлена приблизительно в равной мере
известняками и терригенными породами: кварцевыми и кварцево-поле-
вошпатовыми песчаниками, алевролитами и сланцами при существен-
ном участии смешанных карбонатно-терригенных осадков: глинистых
известняков, мергелей, известковистых сланцев. Известняки содержат
-органические остатки — преимущественно брахиопод. В литоральных
фациях встречаются фиолетовые железистые сланцы. Индикаторы арид-
ного климата: гипсы, доломиты, карбонатные красноцветы в Уссурий-
•ском девоне не отмечены.
Сино-Гобия и Катазия, Китайский залив. На аллювиальных низмен-
ностях, пролегавших между Сино-Гобией, Чаннанией, Катазией и Гонд-
,ваной, отлагались мономиктовые кварцевые пески пестрой окраски
(красные, фиолетовые, коричневые, желто-белые, желто-зеленые), пере-
•слаиваемые железистыми и высокоглиноземистыми глинами. Псамми-
товый материал песков (песчаников) хорошо окатан и сортирован; оса-
док часто обладает параллельной слоистостью, указывающей на озер-
ные условия его образования. Пестроцветам бывают подчинены прослои
боксита и чрезвычайно зольных углей.
В литоральной фации Китайского залива большое распространение
получили оолитовые гематитовые руды типа Чусян. Хотя эти руды встре-
чаются на всех уровнях катазиатского девона, но главные их скопления
подчинены верхнему отделу.
Среди морских осадков Китайского залива преобладают глинистые,
кремнистые, доломитистые и чистые (органогенные) известняки, доло-
миты и железистые аргиллиты. Характерно высокое содержание в из-
вестняках свободного кремнезема, образующего в них конкреции, линзы
и прослойки. В зоне обильного выделения кремнезема приурочены скоп-
ления марганцовых минералов.
В общем по степени химической дифференциации осадочного мате-
риала и масштабам аутигенного минералообразования континентальные
и прибрежно-морские отложения Восточной Сино-Гобии и Катазии,
а также отложения Китайского залива соответствуют олигомиктовой
(Di) и мономиктовой (D2-3) формациям. Этим они отличаются от одно-
возрастных отложений Ангариды и Фенно-Сарматии, обладавших более
сухим климатом.
Континентальные и прибрежно-морские отложения Западной Сино-
Гобии (Таримский бассейн) представлены более аридным типом. Это —
песчаники и аргиллиты буро-красного и голубовато-зеленого цвета,
в грубых разностях, обнаруживающие косую слоистость потокового
типа. Песчаники преимущественно кварцевые, но содержащие примесь
аркозового материала (иногда до 30%). Аргиллиты мало содержат као-
27
линита и почти лишены свободного глинозема. В сравнении с аргилли-
тами восточно-синогобийского девона они бедны аутигенным железом;
и органическим веществом. Все это указывает на то, что в пределах За-
падной Сино-Гобии осадочный материал подвергся менее глубокому, чем:
на востоке, воздействию химического выветривания и менее совершен-
ному разделению его в процессе переноса и отложения. Вместе с тем
отложения Западной Сино-Гобии, в отличие от аналогичных образований
Ангариды, обладают меньшей карбонатностью и магнезиальностью и
полным отсутствием сульфатов, что является показателем их меньшей,
аридности. Таким образом, красноцветы Западной Сино-Гобии, как и
Южной Тоболии (Казахстана), представляют собой промежуточный тип
в ряду экстрааридные отложения Ангариды — гумидные отложения Во-
сточной Сино-Гобии и Катазии.
Тетис. В Средиземноморской части бассейна выходы пород девон-
ского возраста единичны, разрозненны, незначительны по площади и
плохо изучены в литолого-геохимическом отношении.
Особенно редки выходы отложений раннего девона в связи с широ-
ким распространением суши в это время. Они представлены пестроцвет-
ными песчаниками, иногда конгломератами и аргиллитами прибрежно-
морского и континентального облика. Шире распространены осадки
позднедевонской трансгрессии.. Это почти исключительно органогенные
(коралловые, брахиоподовые, строматопоровые) и хемогенно-органоген-
ные известняки на срединных массивах Анатолии и Ирана — с доломи-
тами, мергелями и красноцветными песчаниками, а в обрамляющих их
зонах — с песчано-сланцевыми пачками. В Западной Анатолии к отло-
жениям среднего девона приурочен горизонт оолитовых руд.1
В Индо-Малайской части Тетиса обнаруживается не менее пестрая,
картина. В депрессии Северного Тибета и области Великих ущелий
в раннем девоне накапливалась озерно-аллювиальная толща кварцевых,
песчаников и железистых аргиллитов, а во второй половине периода —
мелководные хемогенно-органогенные известняки, изредка переслаивае-
мые кварцевыми песчаниками, аргиллитами и мергелями.
В обрамлении Индосинийского массива раннего девона нет; разрез
начинается Эйфелем, который представлен мелководными и прибрежны-
ми кварцевыми и кварцево-аркозовыми песчаниками, а также железис-
тыми и кремнистыми сланцами с локальными проявлениями бокситонос-
ности. Позднему Эйфелю, живету и франскому ярусу отвечает толща
темно-серых битуминозных известняков с пачками доломитовых извест-
няков, мергелей и кремнистых сланцев.
Индонезийский девон входит в состав мощной сланцевой формации
Донау, очень широкого стратиграфического диапазона, состоящей преи-
мущественно из глубоководных осадков.
Нубия и Гондвана. На обоих южных субконтинентах Евразии де-
вонских отложений нет. Очевидно, оба они представляли сушу, подвер-
гавшуюся денудации. По северной границе Гондваны развиты светлые
кварциты, в которых индийские геологи видят континентальные (озер-
но-аллювиальные) образования. В Южном Тибете кварциты расклине-
ны пачками морских известняков.
Широкое распространение кварцитов вокруг Гондваны — показа-
тель мощного развития химического выветривания на этом субконтинен-
те, при котором из субстрата высвобождалось много кварца, давшего,
начало целым толщам мономиктовых кварцитов.
1 Локально развитые горизонты железистых сланцев с подчиненными им зале-
жами гидрогематитовых, гетитовых и шамозитовых руд встречаются по всему про-
странству девонского Тетиса от Западной Европы и Малой Азии до Гиндукуша,.
Тибета и Вьетнама.
28
Закономерности девонского литогенеза, обусловленные климатом
В девонском периоде выветривание и осадконакопление в пределах
Евразиатского пространства протекали в условиях высокого региональ-
но слабо дифференцированного термического режима. Известняки с теп-
лолюбивой фауной брахиопод и кораллов, углистые сланцы с остатками
однообразной псилофитовой и археоптериевой флоры, мономиктовые
кварцевые песчаники, высокожелезистые аргиллиты и другие индикато-
ры жаркого климата распространены в девонских отложениях Евразии
повсеместно.
Все разнообразие типов выветривания и осадконакопления на тер-
ритории девонской Евразии было связано с характером распределения
атмосферных осадков. Отчетливо выделяется область аридного литоге-
неза, распространявшаяся на Северную и Восточную Европу, Казахстан,
Сибирь, Верхоянье, Алтае-Саян, Забайкалье, Западную Монголию и
Джунгарию, и область гумидного литогенеза, охватывавшая альпийскую
Европу, Малую Азию, юг Ирана, Индию, Южный и Восточный Китай,
а также Приморье и, может быть, Корякию и Чукотку. Между этими
основными литогенетическими областями пролегал переходный пояс
с литогенезом умеренно-аридного типа, в котором лежали Средняя (гер-
цинская) Европа, Украина, Центральная и отчасти Передняя Азия,
Северный Китай и Амурский бассейн.
Ранний девон. Особенно контрастной зональность литогенеза по ус-
ловиям увлажнения была в первой половине девона (D]—D2ey). В это
время в седиментационных бассейнах Северо-Восточной Европы и Си-
бири накапливались толщи экстрааридного облика: в континентальных
•обстановках грубые соленосные аркозные и полимиктовые песчаники
•с плохо окатанным и плохо сортированным обломочным материалом;
в обстановках неустойчивого морского мелководья получили распро-
странение мергели, доломиты и гипсы с пачками ангидритов и каменной
соли; в фациях открытого моря отлагались известняки хемогенного и
хемогенно-органогенного типов.
Тем временем в альпийской Европе, Малой Азии, Индии, Южном и
Восточном Китае формировались толщи гумидного облика, сложенные
продуктами более зрелого выветривания и более совершенной осадочной
дифференциации. Эти толщи отличаются высоким содержанием извест-
няков, а также аргиллитов, в которых в качестве важнейших породооб-
разующих минералов присутствуют каолинит, гидрогематит, а иногда
свободный кремнезем и глинозем. Песчаники в гумидном типе литоге-
неза представлены почти чистыми кварцитами, сложенными хорошо
окатанными и сортированными зернами кварца и обладающими парал-
лельной слоистостью, свойственной осадкам бассейновых фаций. Для
прибрежно-морских обстановок характерна частая встречаемость углис-
тых сланцев и залежей гематитовых и гидрогетит-шамозитовых руд;
фациям устойчивого морского мелководья очень характерны органоген-
ные и хемогенные, доломитистые и кремнистые известняки.
В общем по степени лито-химической дифференциации осадочного
материала и по масштабам аутигенного минералообразования отложе-
ния раннего девона гумидной области соответствуют олигомиктовой
формации.
В промежуточном поясе континентальные и прибрежно-морские от-
ложения раннего девона представлены красноцветными песчаниками,
-содержащими значительную примесь аркозового материала. Аргиллиты
красноцветов этого типа, хотя и содержат много окисного железа, но не
сопровождаются большими его концентрациями. По минералогическому
составу аргиллиты гидрослюдисто-монтмориллонитовые; каолинит в
29
них играет роль второстепенной составной части. Сколько-нибудь зна-
чительных накоплений сульфатов с разрезами промежуточного типа не
связано, хотя локальные проявления их довольно обычны. Морские тол-
щи содержат больше, чем в области аридного литогенеза органогенные
известняки, но доломиты в этих толщах находятся .в заметно меньшем
количестве.
Средний и поздний девон. Литогенез второй половины девонского'
периода характеризовался повсеместным усилением гумидных черт.
В аридной области это нашло выражение в частичной смене красноцвет-
ного осадконакопления пестроцветным. Уменьшилась песчанистость раз-
резов, при этом в песчаниках убывает аркозовый и полимиктовый мате-
риалы и соответственно поднимается роль кварца. В аргиллитах возрас-
тает содержание окисного железа и глинозема, появляются крупные
скопления гематита, гидрогетита, и шамозита; более широкое распро-
странение получает каолинит; во всех регионах появляются углистые
сланцы. Заметно ослабевает рифообразование; масштабы сульфатного-
и магнезиального осадконакопления сокращаются. В областях каледон-
ских и раннегерцинских возвышенностей (Урал, Алтае-Саян), где кон-
денсация атмосферной влаги была повышенной и где существовали
благоприятные геоморфологические условия (высокие равнины и пла-
то), получило развитие ферро-аллитовое выветривание, с которым,
связаны локальные проявления в этих областях горизонтов высокоже-
лезистых и высокоглиноземистых осадков с подчиненными залежами
железных руд и бокситов. Вообще аридную область второй половины
девона отличала пестрота географического размещения отложений раз-
личных климатических типов и. в результате этого частое сонахождение-
гипсов и доломитов с углистыми аргиллитами и железистыми осадками.
Очевидно, ослабленный аридный климат этого времени допускал в Се-
верной Евразии и достаточно интенсивное выветривание, обеспечивав-
шее локальное накопление аутигенных образований, и вместе с тем не-
препятствовал выпадению в морском мелководье сульфатов.
Отчетливые аридные черты сохраняли процессы литогенеза в преде-
лах Восточной Европы и отчасти Центрального Казахстана, где в широ-
ком региональном масштабе продолжалось накопление сульфатных и
магнезиальных осадков.
В области гумидного литогенеза Южной Евразии в среднем и позд-
нем девоне выветривание становится еще более зрелым, а разделение
его продуктов в процессе переноса и отложения еще более совершенным.
Возрастает чистота кварцевых песков, увеличиваются масштабы моби-
лизации и аккумуляции железа и глинозема, получают распространение
каолины и каолиновый цемент в песчаниках, возрастают объемы накоп-
лений кремнезема, местами формируются конкреционные фосфориты.
Таким образом, толщи среднего и позднего девона Южной Евразии при-
обретают черты, приближающие их к осадкам мономиктовой формации.
С гумидной стадией среднего и позднего девона совпало начало
истории угленакопления на Земле. Поскольку первые углеобразовате-
ли — псилофиты •—были в основном растениями-амфибиями, образовы-
вавшими заросли в прибрежном мелководье, ранние (среднедёвонские)
угли тесно связаны с морскими осадками. Псилофиты, распространен-
ные только в зоне мелководья, росли разряженно и поэтому не могли
создавать больших объемов биомассы, а следовательно, и больших ме-
сторождений угля. Среднедевонские угли отличаются чрезвычайной
зольностью, чаще представляя разности, отвечающие углистым аргил-
литам. В позднедевонскую эпоху масштабы угленакопления несколько
возрастают в связи с более обширным развитием растительного покрова
и появлением новых групп растений, оказавшихся более энергичными
30
углеобразователями (папоротникообразные и древнейшие представите-
ли лепидофитов). При этом произошло изменение и петрохимического,
типа углей: на смену среднедевонским кутикуловым лептобиолитам:
приходят кляреновые угли, уже близкие раннекарбоновым.
Угленакопление девона представляло азональное явление. Оно-
было возможно (при благоприятных палеогеографических обстановках)
почти в равной мере и в гумидной и в аридной областях, поскольку ра-
стения этого периода, экологически тесно связанные с морской средой
прибрежного мелководья, почти не зависели от атмосферного увлажне-
ния. Не удивительно поэтому, что угли (D2-3) нередко встречаются в до-
ломито-известняковых толщах, иногда в близком соседстве с пластами:
гипса (например, в районе г. Ряжска).
В конце франского века — фамене аридные черты литогенеза вре-
менно усиливаются. В Северной Евразии в прежних границах возобнов-
ляется сульфатное и магнезиальное осадконакопление и соответственно,
сокращаются масштабы накопления осадков из конечных продуктов,
выветривания. Однако фаменская аридизация по своей интенсивности
далеко не достигала раннедевонской. Терригенные отложения фамена.
отличаются более высоким коэффициентом мономинеральности и содер-
жанием каолинита.
Выветривание девонского периода отличало почти полное отсутст-
вие биогенной миграции элементов. В разрезе девонской коры выветри-
вания отсутствовал почвенный слой, и зона активного окисления распро-
странялась до дневной поверхности. Однако ввиду низкого плоского,
рельефа глубина зоны окисления была небольшой.
•
Карбон
В карбоне произошли значительные изменения в удельном значении
отдельных климатических типов литогенеза.
В первой половине периода, по мере удаления от аридного макси-
мума раннего девона, продолжала возрастать роль гумидных формаций:
угленосных толщ — в паралических платформенных разрезах и сланце-
вых толщ кульмового типа — в геосинклинальных разрезах; сократились,
до минимума объемы карбонатного осадконакопления, наступил упадок в;
развитии процессов рифообразования и галогенеза. Максимум развития
гумидного литогенеза пришелся на визе—намюр. Дальше климатическая»
направленность процессов изменяется на обратную — постепенно усили-
вается роль аридных формаций: карбонатных красноцветов, органоген-
ных и хемогенных известняков, магнезиально-сульфатных осадков й со-
ответственно вытесняются гумидные формации. Климат второй полови-
ны карбона представлял уже переходный тип от экстрагумидного (Ci),,
к экстрааридному (Pi—Ti_2), поэтому в течение средней и поздней эпох
карбона гумидный и аридный литогенез были развиты (в соответствую-
щих зонах) в равной мере.
Фенно-Сарматия. В раннем карбоне на территории Фенно-Сарматии
формировались каолиново-латеритовые коры выветривания, останцы
которых обнаруживаются в различных областях этого субконтинента и.
особенно в его юго-восточйой части: Прионежье, Тихвинском, Боровиче-
ском, Рязанском, Белгородском районах. Останцы каолиново-латерито-
вой коры выветривания обычно сопровождаются месторождениями бок-
ситов, огнеупорных глин и кварцевых песков. Континентальные отложе-
ния раннего карбона, как и девонские, представлены красноцветами, но.
уже иного литогенетического типа. Если девонские красноцветы несут
черты мезомиктовой формации, т. е. содержат достаточно много неустой-
чивых минералов в псаммито-алевритовых фракциях и мало содержат
31:
свободного глинозема в пелитовой фракции (к тому же они находятся
в постоянной ассоциации с магнезиально-сульфатными осадками), то
раннекарбоновые красноцветы принадлежат типичной олигомиктовой
•формации, песчаники которой сложены почти исключительно устойчи-
выми к выветриванию компонентами (кварц и некоторые акцессории),
глинистые минералы отличаются повышенным содержанием глинозема,
.а сопутствующими породами оказываются угленосные осадки. Эта эво-
люция литогенетических особенностей континентальных отложений
Фенно-Сарматии указывает на значительное смягчение ее климата в
раннем карбоне и на возраставшую интенсивность процессов химиче-
ского выветривания.
Во второй половине карбона литогенетический тип континенталь-
ных красноцветов Фенно-Сарматии-снова изменяется; но уже в сторону
.приближения к девонским красноцветам.
В позднекарбоновых континентальных осадках Фенно-Сарматии
снова в большом количестве появляются неустойчивые минералы, пони-
жается содержание глинозема и окислов железа, исчезают накопления
растительного углерода и появляются в качестве примеси известь и гипс;
среди глинистых минералов снова распространяется монтмориллонит.
И только на южной и юго-западной окраинах субконтинента (Днепров-
ско-Донецкая, Лодзинско-Львовская и Польско-Германская впадины),
климат которых тем временем изменился мало, характер выветривания
и осадконакопления оставались приблизительно такими, как в раннека-
менноугольную эпоху (существенно кварцевые пески, высокоглинозе-
мистые глины, сидериты, угли), хотя в самом конце карбона и здесь по-
являются красноцветы с монтмориллонитом. ,
Волжское море. В соответствие с положением главной области мине-
рального питания на западе (Балтийский и Скифский щиты) и распре-
делением глубин моря, возраставших с приближением к Уралу, процес-
сы осадконакопления в Волжском море протекали дифференцированно
по' зонам меридионального удлинения. В Приуралье господствовало
карбонатное осадконакопление, несколько западнее карбонатное и терри-
генное периодически чередовались, а в соседстве с Фенно-Сарматией
преобладали терригенные осадки. Замечательно, что в гумидном кар-
>боне ширина зоны терригенного осадконакопления и общие объемы тер-
ригенных толщ значительно превосходили девонские, формировавшиеся
в условиях аридного климата.
Терригенные осадки раннекарбонового возраста в Волжском бас-
сейне представлены преимущественно мелкозернистыми песками, алев-
ритами и глинами, накапливавшимися отчасти в условиях низменности,
часто заливавшейся морем, отчасти в зоне морского мелководья. Псам-
митовый материал этих осадков большей частью кварцевый с примесью
аркозовых частиц, глинистые минералы континентальных фаций отли-
чает повышенное содержание глинозема; характерно широкое распро-
странение каолиновых и огнеупорных глин. Отложения раннего карбона
повсеместно заключают крупные концентрации органического углерода.
В раннем визе, когда обширные пространства западной окраины Мо-
сковской синеклизы периодически превращались в приморские болотис-
тые низменности, здесь происходило угленакопление. Вместе с тем в
зоне мелководья еще было возможно локальное осолонение и выпадение
доломита и даже сульфатов (бассейн Северной Двины, отдельные участ-
ки Московской синеклизы). Н. М. Страхов (1960) считает, что и обиль-
ные выделения пирита в паралических толщах Подмосковного бассейна
указывают на повышенное содержание в водах раннекарбонового моря
сульфатного иона. Согласно этим представлениям интенсивная пирити-
зация угленосных осадков связана с переводом всего железа, поступав-
32
шего в бассейн, в сульфидные соединения под воздействием сульфатного
иона морских вод. Среди карбонатных пород раннекаменноугольного
возраста много глинистых, мергелистых и пелитовых известняков и мало
рифогенных и хемогенных образований. Проявления гипса и ангидрита
локальны, не велики по мощности и распространяются на большие пло-
щади. Обычно они присутствуют в карбонатных пачках в сопровожде-
нии доломитов. Наиболее крупные залежи сульфатов и доломитов тяго-
теют к районам Притиманья и северной части Предуральского прогиба
(рис. 9).
Глинистые минералы морской фации представлены монтморилло-
нитом и гидрослюдой, местами значительно развит палыгорскит.
В среднем и позднем карбоне объемы и площади терригенного осад-
конакопления в Волжском бассейне сократились. Накопление обломоч-
ных осадков происходило лишь на континентальных низменностях и в
•ближайшей к ним части зоны морского мелководья (пестроцветы). Со-
ответственно возросли масштабы карбонатной седиментации, в том чис-
ле накопления магнезиальных осадков. Доломиты снова в большом раз-
мере отлагались по границе с Фенно-Сарматией и на отмелях в откры-
той части Волжского моря. Главными областями распространения
позднекарбоновых доломитов являются Притиманье, северо-западная
окраина Московской синеклизы, Волго-Уральская область и Токмов-
ский свод. В наиболее глубокой части Волжского моря накапливались
органогенные, хемогенно-органогенные и обломочно-органогенные из-
вестняки.
Зона угленакопления в среднем-позднем карбоне под влиянием
аридизации климата, охватившей северную половину Фенно-Сарматии,
3 В. М. Синицын, ч. 3
33
смещается к югу и локализуется во впадинах Днепровско-Донецкой,.
Лодзинско-Львовской, а также на отдельных участках прогибов Судет-
ско-Добруджской и Северо-Кавказской геосинклиналей. В это врем®
южная граница сильно аридизированной области, лишенной угленакоп-
ления, проходила через Воронежский свод в направлении Саратова.
К концу карбона область аридного осадконакопления расширяется еще
больше и охватывает всю Русскую платформу. С этого времени в Дне-
провско-Донецкой и Лодзинско-Львовской впадинах прекращается обра-
зование угленосных толщ и возобновляется накопление красноцветов.
80 100 120
Рис. 10 (условные обозначения см. на стр. 22).
с монтмориллонитовыми глинами. Одновременно расширяется ареал
распространения доломитов в Волжском море, который теперь охватил
и территорию Прикаспийской синеклизы (рис. 10).
Угленосные толщи Днепровско-Донецкой и Лодзинско-Львовской
впадин, как показал Н. М. Страхов (1959), в отличие от одновозрастных
угленосных толщ Караганды и Кузбасса, сложены продуктами более
зрелого выветривания. Песчаники их являются более кварцевыми, гли-
ны содержат много каолинита, значительно развито аутигенное минера-
лообразование; в сериях с угольными пластами присутствуют залежи
сидерита. Влияние аридного климата отражают лишь самые верхи кар-
бона Днепровско-Донецкой и Лодзинско-Львовской впадин. В них серо-
цветные отложения несут прослои красноцветных сланцев, доломитизи-
рованных известняков и даже прослоев гипса. Особенно часты аридные-
осадки в краевых частях впадин, а на их выклинивании поздний карбон
вообще выражен красноцветной фацией.
Западно-Европейское море. В турнейском и визейском веках на
юго-западной окраине Фенно-Сарматии, подвергшейся трансгрессии вод
34
Западно-Европейского моря, отлагались органогенные известняки (кри-
ноидные, коралловые, мшанковые), покрывшие красноцветные песча-
ники девона. В геосинклинальной части бассейна (герцинская Европа),
где море сохранялось с девонского периода, накапливались мощные тер-
ригенные толщи, преимущественно сланцевые с пелагической фауной —
во впадинах и в основном песчаниковые с растительными остатками —
на отмелях.
В намюрском веке наступает регрессия моря, в результате которой
на низменной юго-западной окраине Фенно-Сарматии возобновляется
континентальное осадконакопление. Формируются пляжевые пески (так
называемые жерновые песчаники) кварцево-аркозового состава. В ос-
новании жерновых песчаников во многих пунктах обнаруживаются
линзы огнеупорных глин с высоким содержанием свободного глинозема,
а в синхронных отложениях — пестроцветные мергели с карбонатами
марганца (Корнуолл, Гарц, Тюрингия, Силезия).
К началу среднего карбона осушается вся Средняя Европа, и в ее
впадинах, продолжавших погружаться, морское осадконакопление сме-
няется континентальным. Здесь широкое распространение получают
ландшафты аллювиально-озерных низменностей с болотистыми и влаж-
ными лесами, в условиях которых накапливаются мощные песчано-ар-
гиллитовые толщи с многочисленными пластами каменных углей (бас-
сейны Англии, Франции, Бельгии, ФРГ и ГДР, Польши, Украинской
ССР, Турции). Максимум угленакопления пришелся на поздний карбон.
Угленосные толщи карбона Средней Европы подобно донецким
представляют собой вариант мезомиктовой формации, переходный
к олигомиктовой. Их песчаники преимущественно кварцевые, аргиллиты
существенно каолинитовые, характерно массовое накопление аутиген-
ных минералов, в особенности сидерита, нередко образующего крупные
промышленные месторождения. Первые признаки аридизации в угле-
носных толщах Средней Европы (Саар, Силезия и др.), отмеченные по-
явлением краснрцветов, относятся к самому концу карбона (стефанский
век).
Морские отложения позднего карбона накапливались только в аль-
пийской Европе (Тетис), где они представлены органогенными извест-
няками, чередующимися с песчано-сланцевыми пачками.
Тоболия. В турнейском и визейском веках раннего карбона Тоболия
представляла архипелаг плоских островов среди эпиконтинентального
моря. В пределах Тобольского мелководья накапливались смешанные
терригенно-карбонатные и терригенно-кремнистые осадки (главным об-
разом мергели), литологически и фациально-однообразные на большой
площади.
Южная Тоболия находилась в зоне аридного климата, при котором
в условиях лагунного режима накапливались мергели с пластами гип-
сов, а местами и каменной соли. Полоса с гипсоносными отложениями
прослеживается от Магнитогорского района восточного склона Урала,
через Алатау и Сарысуйскую депрессию к Чуйской депрессии и районам
западной части Киргизского хребта.
В позднем визе-намюре произошло осушение Тоболии и смена в ее
седиментационных бассейнах морского осадконакопления континент-
ным. При этом сократились размеры седиментационных бассейнов,
а мелкие исчезли вовсе. В группе депрессий юго-западной Тоболии
(Тенизская, Джезказганская, Сарысуйская) морские мергели сменились
континентальными пестроцветами — внизу угленосными, а выше с пач-
ками красноцветов. В среднем и позднем карбоне здесь накапливались
красноцветы бассейнового типа. Осадки этого возраста обладают фа-
циальными признаками образований обширных озер-морей и несут
3* 35-
остатки солоноватоводной фауны. Иногда среди них обнаруживаются
пачки мергелей с пропластками гипса. Полоса позднекарбоновых крас-
ноцветов прослеживается вдоль юго-западного фланга Тоболии — от
Южного Урала до Таримского массива.
Геохимический характер красноцветов в этой полосе неоднороден
и меняется по ее простиранию. На северо-западном отрезке (Тенизская
впадина) аридные признаки в. красноцветах проявлены минимально:
здесь они мало содержат магния, и аутигенное железо представлено
преимущественно в закисной форме (в сидерите). К юго-востоку содер-
жание магния в красноцветах возрастает, соотношение -Fe2+: Fe3+
уменьшается, и учащаются прослои гипса.
В депрессиях северо-восточного фланга Тоболии намюр средний и
верхний карбон представлены угленосными отложениями (Караганда,
Экибастуз, Ерментау, группа Прииртышских месторождений), по
главным особенностям, близкими тунгусским. Однако угленосные отло-
жения Тоболии обнаруживают ряд признаков, связанных с влиянием
соседней аридной области. В частности, они отличаются присутствием
прослоев красноцветов, учащающихся в верхах разреза, значительным
развитием аутигенного минералообразования, в особенности широким
развитием кальцитовых, кальцит-анкеритовых и сидеритовых конкреций
и проявлением фосфоритоносности. Влияние аридного климата нашло
отражение и в плохой окатанности и сортировке обломочного материа-
ла, в повышенной роли осадков слабо обводненных равнин и пр., связан-
ных с условиями не столь обильного поверхностного стока, как на смеж-
ной Ангарйде.
Уральское и Енисейское моря. История этих морей, в каменноуголь-
ном периоде омывавших Тоболию, замечательна угасанием карбонат-
ного осадконакопления и расцветом терригенного.
В турнейском веке, который по условиям развития был близок
девону, накопление карбонатных пород еще достигало значительных
объемов; в вйзейском веке оно заметно сокращается, а в намюре во мно-
гих регионах совершенно прекращается.
В северной половине каждого из этих бассейнов (Новая Земля,
Пайхой, Северный Урал, Таймыр, Норильский район), где девон особен-
но насыщен карбонатными породами, известняки, а отчасти и доломиты,
накапливались в течение всего карбона. Здесь они наряду с алеврито-
глинистыми и.отчасти кремнистыми осадками являются основными ком-
понентами разрезов карбона.
В южной половине обоих бассейнов (Южный Урал, Приалтайские
районы Западно-Сибирской низменности) карбонатные осадки (извест-
няки и мергели) находятся уже в подчиненном положении, залегая
в терригенных толщах единичными слоями и пачками. Для этой части
бассейнов характерно широкое распространение вулканических образо-
ваний и локально проявляющихся угленосных толщ, формировавшихся
в континентальных и паралических обстановках.
Известняки карбона в отличие от девонских по преимуществу пред-
ставлены органогенно-обломочными типами, значительно меньше орга-
ногенных и хемогенных образований, а рифовые массивы, так характер-
ные для девона, крайне редки. Доломиты и единично гипсы отмечены
только в северных частях бассейна. Однако, несмотря на ограниченное
распространение известняков, карбонатность этих толщ не так уж мала,
если учесть рассеянный карбонатный материал, заключенный в терри-
генных породах: мергелях, известково-глинистых сланцах и известко-
вистых песчаниках.
1 ' Параллельно с уменьшением карбонатности разрезов с севера на
юг изменяется и характер терригенных осадков. На севере песчаники
36
больше содержат кварца, а аргиллиты — каолинита. В южных секторах
бассейнов, отличавшихся более ярко выраженным геосинклинальным
режимом и ближе располагавшимся к основным областям сноса, терри-
генные толщи приобретают полимиктовый состав. Здесь терригенные
толщи обнаруживают высокое содержание растительного углерода, ко-
торое в континентальных фациях переходит в угленосность промышлен-
ных масштабов.
Угасание карбонатного осадконакопления в Уральском и Енисей-,
ском бассейнах в течение каменноугольного периода было, с одной сто-
роны, следствием оживления тектонических процессов, усиливших дену-
дацию областей сноса и механическую седиментацию, а с другой сторо-
ны, следствием одновременно происходившего увлажнения климата,
увеличившего поверхностный сток.
Ангарида. Отложения турне и визе в платформенной части Ангари-
ды развиты только в пределах самого северного участка Тунгусской
синеклизы, склона Анабарского свода и Ленско-Вилюйского прогиба,
где они в основном представлены мелководно-морскими фациями. Сре-
ди этих отложений (алевролитов, сланцев и известняков) часты пестро-
цветные мергели, доломиты и даже гипсы (Оленекский район), указы-
вающие на то, что климат Ангариды и в раннем карбоне еще сохранял
аридные черты.
Намюр,'средний и верхний карбон, представленные сероцветной
песчано-аргиллитовой толщей, распространены гораздо шире. Они вы-
стилают всю Тунгусскую синеклизу и глубоко заходят в пределы Ви-
люйского прогиба. Эта терригенная толща накапливалась в условиях,
озерно-аллювиальной равнины и только на границе с Хатангским проги-
бом, где равнина была подвержена кратковременным ингрессиям моря,
в ее составе появляются прослои глинистых известняков. Терригенная'
толща’ характеризуется угленосностью в целом слабой и лишь на
юго-западе (Тасеевский район), достигающей промышленных мас-
штабов.
Морское осадконакопление в намюре — среднем и позднем карбоне
продолжалось в Хатангском прогибе, где по-прежнему отлагались пес-,
чаники, алевролиты, сланцы и известняки, но уже без образований
аридного климата: пестроцветных мергелей, доломитов и гипсов.
В геохимическом отношении терригенная толща (С;п и С2-3) ха-
рактеризуется чертами типичной мезомиктовой формации. В ней уже
отсутствуют почти чистые кварцевые песчаники, обычные в отложениях
позднего девона и раннего карбона, и господствующее положение пере-
ходит к разностям, содержащим аркозовый материал в количестве 20—
30%. Глин в разрезе становится меньше, и состав их изменяется в на-
правлении уменьшения содержания каолинита. Сокращаются также
масштабы аутигенного минералообразования; конкреций становится
меньше, и меняется их состав из кальцит-анкеритовых в кальцит-сидери-
товые. Среди углей преобладают ксилено-фюзеновые и дюреновые раз-
ности класса фюзенолитов, формировавшихся в условиях периодически
подсыхающих болот.
В общем по всем литогенетическим признакам терригенных отложе-
ний намюра — среднего и позднего карбона Ангариды устанавливается,
что слагающий их материал испытал менее грубую проработку химиче-
ским выветриванием в областях сноса и оказался менее дифференциро-
ванным в процессе переноса и отложения, чем осадки позднего девона
и раннего карбона этого региона. В сравнении с одновозрастными отло-
жениями Фенно-Сарматии - они отличаются меньшим коэффициентом
мономинеральности песчаников, меньшей глиноземистостью аргиллитов
и меньшим объемом аутигенного минералообразования.
37
В возвышенной части Ангариды, охватывавшей области каледон-
ской и раннегерцинской складчатости (Саян, Алтай, Хангай), осадкона-
копление протекало в межгорных впадинах; отложения карбона этой
части субконтинента обладают большой мощностью, а также более гру-
бым и полимиктовым составом.
В турне и визе во всех впадинах, за исключением Тувинской, сохра-
нялись заливы мелкого неустойчивого моря, обрамляемые у подножия
гор аллювиальными равнинами. Континентальные отложения этих впа-
дин представлены преимущественно песчаниками и алевролитами крас-
ного и зеленого цвета, а морские отложения — в значительной части
органогенными, оолитовыми и кремнистыми известняками при участии
доломитов. В континентальных и прибрежно-морских осадках обнару-
жены фосфоритоносные горизонты.
В намюре море из впадин южной Ангариды регрессирует, и одно-
временно красноцветное (пестроцветное) выветривание сменяется серо-
цветным, сопровождающимся угленакоплением. Большая тектоническая
активность местных областей сноса ограничивала продолжительность
воздействия выветривания на горные породы, сводя его главным обра-
зом к механической дезинтеграции.
Массовой миграции веществ не было даже в части легкоподвижных
соединений, поэтому масштабы аутигенного минералообразования были
не велики и ограничивались выделением небольших скоплений конкре-
ций сидерита и фосфоритов. Дистанции переноса были короткими, осаж-
дение быстрым, в связи с чем минеральные частицы не приобрели сколь-
либо совершенной окатанности и сортировки. Для всего разреза
(Cin — С2-3) характерны высокие содержания растительного углерода
как в рассеянном, так и концентрированном (угли) состоянии.
Колымское море и Берингийский архипелаг. В раннем карбоне мор-
ской бассейн Северо-Восточной Азии был сложно дифференцирован по
тектоническим условиям и режиму осадконакопления. На Колымском
массиве, где бассейн имел эпиконтинентальный характер, осадконакоп-
ление было медленным и преимущественно карбонатным. Здесь сфор-
мировалась небольшой мощности толща известняков с подчиненными
ей песчано-сланцевыми пачками. В Верхоянской, Чукотской и Гыдан-
ской зонах осадконакопление, наоборот, было энергичным и почти ис-
ключительно терригенным в связи с их большой тектонической подвиж-
ностью.
Терригенные породы раннего карбона содержат много извести, со-
средоточенной в цементе. Обломочный материал их состоит преимуще-
ственно из кварца; содержание аутигенного железа и глинозема, в слан-
цах невысокое. Среди известняков присутствуют органогенные и
оолитовые разности. Распространены серые известняки с кремнистыми
стяжениями.
В единичных случаях отмечаются доломиты (о. Врангеля и о-ва
Новосибирские). В целом разрез нижнего карбона на Колымском мас-
сиве отвечает высококарбонатной (олигомиктовой) формации.
В среднем и верхнем карбоне значительно возрастают масштабы
механической седиментации; происходит повсеместное накопление тер-
ригенных толщ, а карбонатное осадконакопление угасает даже в обста-
новке эпиконтинентального мелководья, где отмечаются лишь единич-
ные прослои известняков и пачки известковистых сланцев, подчиненных
терригенным толщам.
Среди терригенных отложений С2-3 возрастает роль полимиктовых
разностей, уменьшается общая карбонатность толщ и параллельно уве-
личивается содержание в них растительного углерода вплоть до появле-
38
пи я прослоев углистых сланцев. Масштабы аутигенного минералообра-
.зования сокращаются. Лишь кое-где отмечается бедная фосфоритонос-
иость и прослойки бедных сидерит-лептохлоритовых руд.
В позднекарбоновой части Верхоянского терригенного комплекса
местами встречаются пачки валунных конгломератов, в которых неко-
торые исследователи этого региона, в частности В. Н. Андрианов (1966),
видят тиллитоподобные образования, синхронные с гондванскими. Воз-
можность ледникового происхождения этих конгломератов ставится в
связь с исчезновением колониальных кораллов, которые здесь были
широко распространены еще в турнейском веке карбона, и с появлением
новой, как предполагают, «холоднолюбивой» флоры с кордаитами, ши-
зоневрами и филлотеками. Нам кажется это допущение неправильным,
поскольку оно не согласуется с общим литогенетическим характером
лозднекарбоновых отложений Верхоянско-Колымского региона, среди
которых присутствуют и прослои известняков, и горизонты с фосфори-
тами и высокими концентрациями сидерита и лептохлоритов, развиваю-
щихся при теплом климате.
Монгольское море в раннем карбоне представляло обширный
«бассейн, разделявший Ангариду и Сино-Гобию и через Джунгарию и
Зайсанский прогиб связанный с Енисейским морем. В Монгольском бас-
сейне господствовала терригенная седиментация. Основной поток обло-
мочного материала поступал в него от возвышенного южного края
Ангариды и гористых восточных отрогов Тоболии, в соседстве с которы-
ми толщи нижнего карбона имеют большую мощность и сложены в су-
щественной части полимиктовыми грубозернистыми песчаниками и кон-
гломератами, вулканическими породами и кремнистыми сланцами. Здесь
известняки встречаются единичными пачками и прослоями; аргиллитов
в разрезе мало, и представлены они низкоглиноземистыми разностями
«с небольшой концентрацией аутигенных выделений железа.
С приближением к плоскому синогобийскому борту бассейна содер-
жание известняков среди отложений нижнего карбона возрастает вплоть
до того, что они приобретают значение одного из важнейших компонен-
тов разреза. В южной и восточной частях бассейна терригенные осадки
представлены кварцевыми песчаниками, высокоглиноземистыми аргил-
литами, местами фосфоритоносными и содержащими прослои гидроге-
матитовых руд.
Если в тектонически активных областях южной Ангариды и Восточ-
ной Тоболии материнские породы не подвергались длительному воздей-
ствию химического выветривания вследствие активной денудации, то
плоский рельеф Сино-Гобии способствовал образованию олигомиктового
глубоко разложенного материала, который в результате медленного
переноса подвергался более совершенной сортировке и дифференциации.
Толщи нижнего карбона Монгольского бассейна содержат много
растительного углерода в рассеянной форме. Красноцветы встречаются
редко и только на западе вдоль синогобийского борта, а гипсы не отме-
чены вовсе.
Во второй половине карбона (С2-3) Монгольский бассейн сильно
-сократился и сместился к синогобийскому борту. На осушившихся
участках бассейна кое-где формировались сероцветные песчано-глинис-
тые осадки с угленосностью не промышленного характера.
В Монгольском море позднекарбоновой эпохи, являвшемся одним
из окраинных бассейнов Тихого океана, происходило накопление терри-
генно-органогенных известняков, переслаиваемых мергелями и извест-
ковистыми песчаниками.
Сино-Гобия. По условиям литогенеза субконтинент был неодноро-
ден в восточной (синийской) и западной (таримской) частях.
39
Отложения нижнего карбона на Синайском массиве в прибрежно-
континентальных и мелководно-морских фациях представлены пестро-
цветными, почти чистыми кварцевыми песчаниками, каолиновыми,
железистыми и глиноземистыми аргиллитами с прослоями гематитовых
руд и бокситов, а также известняками с кремнистыми конкрециями.
В основании трансгрессирующей серии С2-3 (Ордос) обнаруживается
мощная каолиновая кора выветривания в значительной части нижнекар-
бонового возраста.
На Таримском массиве отложения того же возраста и фациальных
типов выражены красноцветами, сходными с девонскими. Песчаники
местной красноцветной толщи, хотя и являются по составу кварцевыми,
но содержат небольшую примесь аркозового материала. В аргиллитах
таримских красноцветов мало каолинита и почти полностью отсутствует
свободный глинозем. Карбонатность этих красноцветов невелика, а гип-
соносность вообще не проявляется. В морской мелководной фации,,
замещающей красноцветную, распространены органогенные и оолито-
вые известняки.
Отложения среднего и верхнего карбона Синийского массива в па-
ралических разрезах отличаются обилием органического углерода, со-
держащегося в рассеянной и концентрированной формах, значительным
развитием каолинов и огнеупорных глин, присутствием в песчаниках
небольшой примеси полевых шпатов, темно-серой окраской сопутствую-
щих прослоев бокситов и глинистых известняков, частичным замеще-
нием в железистых пластах гематита-лимонитом и сидеритом. В низах
толщи С2 еще многочисленны прослои фиолетовых сланцев с железис-
тыми конкрециями.
На Таримском массиве шельфовые фации С2-3 представлены орга-
ногенными (фораминиферами, брахиоподовыми, коралловыми, криноид-
ными, мшанковыми) и оолитовыми известняками с подчиненными пач-
ками пестроцветных мергелей и кварцевых песчаников с карбонатным
цементом. Но Доломитов и гипсов среди этих отложений нет. Наоборот,
местами обнаруживается «аллитовый» горизонт типа среднеазиатского
(в основании С2), к которому приурочены мелкие линзы боксита.- По
границе Таримского массива с геосинклинальным бассейном Южного
Тянь-Шаня, выполненным мощной терригенной толщей С2-з, протяги-
вается огромный барьерный риф. Терригенная толща Южного Тянь-
Шаня содержит много растительного-детрита, а в прибрежных фациях
также и слабые проявления угленосности.
Катазия и Китайское море. Континентальные и паралические раз-
резы приморских низменностей Катазии сложены пестроцветными квар-
цевыми песчаниками, каолиновыми, железистыми и глиноземистыми
аргиллитами и прослоями гематитовых руд, своеобразных каолиновых
бокситов и углей. Мелководные отложения Китайского моря представ-
лены темноокрашенными глинистыми и кремнистыми известняками,,
в прибрежной зоне расклинянными пачками углистых аргиллитов.
Приблизительно такой же характер имеют и отложения второй по-
ловины карбона. В континентальной и паралических обстановках они
слагаются кварцевыми песчаниками и каолиновыми высокожелезисты-
ми аргиллитами, сопровождаемыми месторождениями гематитовых и?
марганцово-карбонатных руд, бокситов и прослоями углистых пород.
Осадки Китайского моря второй половины карбона представлены белы-
ми и светло-серыми известняками постоянно кремнистыми, а иногда
доломитистыми, а в прибрежной фации — нередко оолитовыми.
Тетис. Несмотря на то, что в карбоне Тетис еще не обладал подвиж-
ностью и тектонической дифференциацией геосинклинального бассейна.»
40
условия седиментации в нем были довольно разнообразными вследствие
большой протяженности бассейна, раскинувшегося на пространстве от
Атлантического океана до Тихого и пересекавшего ряд областей с раз-
личными режимами развития.
На европейском отрезке (Альпийская Европа) больше, чем где-
либо, распространены терригенные осадки: пудлинговые конгломераты,
кварцевые песчаники и каолинитсодержащие сланцы — в болыпинстве-
мелководные образования, часто несущие растительные остатки. Изве-
стняки развиты локально и главным образом в верхней половине раз-
реза системы.
В пределах Ближневосточного и Переднеевразиатского отрезков,
бассейна карбон выражен по преимуществу органогенными и органоген-
но-хемогенными известняками с фора.миниферами, кораллами, брахио-
подами и криноидеями. С известняками ассоциируются песчано-сланце-
вые пачки с углепроявлениями, а в верхней части разреза — пестроцвет-
ные мергели с красноцветными кварцевыми песчаниками.
В зоне Северного Тибета — области Великих ущелий, а также на-
шельфах Индосинийского массива, как и на Переднеазиатском отрезке,
накапливались по преимуществу светлосерые грубослоистые массивные-
органогенные и органогенно-хемогенные известняки с подчиненными
пачками кварцевых песчаников и алевролитов, известковистых, углис-
тых, кремнистых и бокситовых сланцев.
В области Индокитая и Индонезии формировались песчано-слан- .
цевые толщи с редкими пачками тонкослоистых глинистых известняков.
Вторай половина карбона во всех частях Тетиса ознаменовалась уси-
лением карбонатного осадконакопления и распространением рифов..
Нубия. Осадки карбонового возраста отмечены по северной и во-
сточной окраинам щита. Это континентальные и прибрежно-морские-
красноцветные кварцевые песчаники и железистые глины, заключающие-
местами залежи марганцовых руд (Синайский п-ов) и лигнитов (Юж-
ная Турция).
Индостанская Гондвана. Отложения карбона получили распростра-
нение на шельфах Индостанского щита в пределах Пакистанской сино-
клизы (Спити, Кашмир, Кач) и в Западной Бирме. В обеих областях
они представлены мелководно-морскими осадками: кварцито-песчаника-
ми, глинистыми сланцами и брахиоподовыми известняками.
Закономерности карбонового литогенеза, обусловленные климатом
Ранний карбон. В начале карбона еще сохранялся среднепалеозой-
ский тип зональности литогенеза, в котором все региональные различия*
были обусловлены исключительно распределением увлажнения, по-
скольку термический режим оставался близким равномерному. И план
литогенетической зональности в раннем карбоне также сохранялся сред-
непалеозойским, с характерным для него положением области аридного-
осадконакопления в северной половине Евразии, а области гумидного-
осадконакопления — в южной и восточной частях материка.
Новым в развитии литогенеза раннего карбона явилось общее уси-
ление его гумидных черт, особенно в Ангаро-Колымском ареале, где
аридные признаки были полностью утрачены.
Область смягченного аридного литогенеза (Ангарида, Тоболия о
морями Волжским,' Енисейским и Колымским). Ослабление аридных
условий выразилось в относительном увеличении объемов терригенного,
осадконакопления и соответствующем сокращении карбонатной седи-
ментации, в особенности органогенной и хемогенной. Однако в разрезах:
раннего карбона этой области все еще много, содержится известняков,.
41
главным образом обломочно-органогенных и обломочно-хемогенных,
накоплению которых благоприятствовал жаркий и достаточно сухой
климат.
Наиболее сильному ослаблению аридных черт литогенез подвергся
в области Колымского моря и Берингийского архипелага, где господ-
ствовало сероцветное терригенное осадконакопление, а карбонатное
было развито локально на участках эпиконтинентального мелководья
(Колымский массив). В карбонатных отложениях этой области доломи-
ты единичны (о. Врангеля, Новосибирские о-ва), а гипсов совсем нет.
Менее всего ослабленными аридные черты литогенеза оказались в пре-
делах Тоболии, Енисейского и отчасти Волжского морей и северо-во-
сточной окраины Фенно-Сарматии, где отложения морского мелководья
и лагун постоянно содержат доломиты, кремнистые мергели, гипсы,
а местами даже пласты каменной соли — показатели аридного климата.
Однако и здесь изменения типа литогенеза, относительно девонского,
произошли значительные. Доломиты уже не имели массового распро-
странения и проявлялись локально в виде единичных пластов, намного
расширилась зона терригенного осадконакопления, в обстановках при-
морских низменностей стало возможным углеобразование. Терригенные
толщи раннего карбона зоны умеренно-аридного литогенеза обладают
•олигомиктовым составом: песчаники, их больше, чем девонские, содер-
жат кварца, а аргиллиты — каолинита; в них достаточно мощно прояви-
лось аутигенное минералообразование, способствовавшее возникнове-
нию повышенных концентраций гидроокисных и карбонатных соедине-
ний железа, марганца, фосфоритов.
Все сколько-нибудь значительные проявления галогенеза карбоно-
вого возраста связаны с ранней, отчасти средней эпохами. Галогенные
толщи карбона сложены только сульфатами кальция: ангидритом и гип-
сом и совершенно лишены каменной и калийных солей.
Область гумидного литогенеза охватывала преобладающую часть
-Фенно-Сарматии и омывающих ее морей Волжского и Западно-Европей-
ского, Тетис, Катазию и Восточную половину Сино-Гобии. На суше этой
области получили развитие коры выветривания типа каолиновых лате-
ритов, за счет размыва которых в континентальных и прибрежно-морских
обстановках формировались толщи кварцевых песков, каолиновых и
огнеупорных глин, углистых аргиллитов и своеобразных каолиновых
'бокситов. В морских бассейнах происходило накопление осадков олиго-
миктовой формации с кварцевыми песчаниками и каолинитсодержащи-
:ми аргиллитами; карбонатные члены формации представлены глинис-
тыми и кремнистыми известняками при сравнительно подчиненной роли
органогенных и хемогенных известняков и без доломитов и гипсов.
Средний и поздний карбон. Уже в намюрском веке происходят круп-
ные изменения в характере и зональности литогенетических процессов,
•совпавшие с большими переменами в палеогеографии и структурном
развитии Евразии. Эти изменения были связаны и с усилением дифферен-
циации термического режима и с продолжающимся региональным пере-
распределением увлажнения.
Во второй половине карбона складываются две термически различ-
ные области литогенеза: бореальная и тропическая.
Бореальную область, распространявшуюся на Ангариду, Колым-
ское море и Берингийский архипелаг, отличало слабое развитие карбо-
натного осадконакопления даже в обстановках эпиконтинентального
мелководья; полное прекращение рифообразования и осаждения хемо-
генных известняков. Карбонатные породы в Бореальной области пред-
ставлены лишь глинистыми известняками, образующими отдельные
пакеты и пачки в терригенных разрезах. Морские и континентальные
42
терригенные толщи этой области приближаются к мезомиктовому типу—
.из них нацело исчезают мономиктовые кварцевые песчаники и высоко-
глиноземистые аргиллиты, имевшие здесь распространение в девоне и
раннем карбоне; песчаники обогащаются неустойчивым к выветриванию
аркозовым материалом, а аргиллиты — гидрослюдой; сокращаются так-
.же масштабы аутигенного минералообразования, в особенности объемы
накопления гидроокисных и карбонатных соединений железа.
В тропической области, занимавшей западную и южную части
Евразиатского пространства, по-прежнему накапливались олигомикто-
вые высококарбонатные толщи, связанные с глубоким разложением
исходного материала и его совершенной дифференциацией в процессе
.переноса и отложения. Здесь широко представлены кварцевые песчани-
ки, высокожелезистые и высокоглиноземистые аргиллиты, рифогенные
и оолитовые известняки, для массового образования которых требуется
термический режим тропиков.
Различия бореального и тропического типов литогенеза во второй
половине карбона еще не были контрастными, и поэтому граница их не
была четкой. Приблизительно она может быть проведена через среднюю
часть Тоболии и северному побережью Монгольского моря.
Основные региональные различия в характере и интенсивности про-
цессов литогенеза и во второй половине карбона были связаны с особен-
ностями распределения атмосферных осадков.
Во второй половине карбона продолжало изменяться географиче-
ское положение аридной области Евразии, основной очаг которой про-
должал перемещаться на запад и теперь находился в пределах Фенно-
Сарматии и казахстанской части Тоболии. На Ангариде и в сибирской
(северо-восточной) части Тоболии, до того обладавших аридным кли-
матом, во второй половине карбона формировалась сероцветная терри-
генная толща, угленосная в континентальных разрезах и малокарбонат-
ная в морских. Доломиты, обычные в этом ареале для отложений девона
и даже раннего карбона, в отложениях позднего карбона отсутствуют
совершенно.
В пределах Фенно-Сарматии и других континентальных массивов
Русской платформы осадконакопление в среднем и позднем карбоне,
наоборот, становится более аридным, чем в раннекаменноугольную
эпоху. В Волжском бассейне снова возрастает карбонатность разрезов,
главным образом за счет органогенных и хемогенных известняков и до-
ломитов. Среди континентальных фаций доминируют красноцветы и уже
не латеритового типа, как в раннем карбоне, а карбонатного, лишенного
свободного глинозема и углепроявлений и содержащего значительную
примесь аркозового материала.
С течением времени область аридного литогенеза расширилась
ж югу и юго-востоку, охватывая все новые территории в Средней и Юго-
Восточной Европе и Средней и Центральной Азии. Расширение границ
.аридного литогенеза особенно наглядно выступает в последовательной
миграции карбонового пояса угленакопления, теснимого разрастающей-
ся областью красноцветного осадконакопления. В раннем карбоне угли
накапливались на территории Шотландии и Западной части Московской
синеклизы. В среднем и позднем карбоне здесь уже отлагались красно-
цветы, а угленакопление совершалось в Рейнской области, Силезии,
Донбассе и Северном Кавказе. В самом конце карбона и в этих бассей-
нах угленакопление сменяется образованием красноцветов.
В течение всей второй половины карбона гумидный литогенез по-
прежнему развивался в Катазии, южной части Сино-Гобии и омываю-
щем их Китайском море. В этом ареале континентальные и параличе-
ские серии сложены пестроцветными кварцевыми песчаниками, каоли-
43
новыми, гидрогематитовыми и глиноземистыми аргиллитами, сопровож-
дающимися пластами каолиновых бокситов и углистых аргиллитов.
В Северо-Восточной Сино-Гобии (северо-восточнее провинции?
Китая) литогенез во второй половине карбона качественных изменений
не претерпел. Но теперь он уже не являлся аналогом сибирского, как.
было в девоне, отчасти раннем карбоне. С этого времени (как только-
сибирский литогенез приобрел черты бореального) литогенез Северо-
Восточной Сино-Гобии, оставаясь тропическим, приобрел сходство
с катазиатским.
В течение карбона происходили изменения в формационной и фа-
циальной принадлежности отдельных осадков. Например,, доломиты
постепенно исчезали в фациях открытого мелкого моря и локализова-
лись в лагунном комплексе в ассоциации с пестроцветными мергелями:
и гипсами, или скопления гидрогетита, в прошлом больше связанные-
с зоной накопления глин, теперь все больше связывались с песчаниками.
Но самые значительные изменения претерепели ископаемые угли
под влиянием быстрой эволюции образующей их растительности. В ран-
нем карбоне угленакопление в соответствии с экологическим типом фло-
ры того времени могло происходить только на приморских заболочен-
ных низменностях, часто подвергавшихся ингрессиям моря (параличе-
ский тип). По климатическим условиям оно было тропическим, тяготев-
шим к областям переменно-влажного климата. Поэтому угли раннего^
карбона часто ассоциируются с бокситоносными красноцветами.
Материалом для раннекарбоновых углей служили остатки лепидо-
фитов и каламитов, обладавших толстой корой и слабо развитой древе-
синой, и поэтому угли возникали главным образом за счет коры.
В намюре, а затем в среднем и позднем карбоне появляются расти-
тельные группировки, отрывающиеся от морских побережий и по боло-
тистым аллювиальным низменностям продвигающиеся в глубь конти-
нентов. В связи с этим возникает и вскоре становится господствующим
лимнический тип угленакопления. При этом в результате произошедшей
тем временем термической дифференциации климата в Сибирской об-
ласти возникает бореальный тип угленакопления с кордаитами в каче-
стве главных углеобразователей. Позднекарбоновые кордаиты имели
уже хорошо развитую древесину, которая и послужила главным исход-
ным материалом для углей этого возраста.
Эволюция угленакопления от паралического к лимническому сопро-
вождалась переходом основной массы угольных пластов из аргиллито-
карбонатных толщ (D—Ct~v) в аргиллито-песчаные (С2~з—Р).
Пермь
В первой половине пермского периода климатические типы литоге-
неза еще мало отличались от позднекарбоновых, представляя даль-
нейшее их развитие. В позднепермскую эпоху, на которую пришлось
начало одного из крупнейших в истории Земли теократических и арид-
ных максимумов (пермо-триасового), они претерпели существенные
качественные изменения, выразившиеся в общем сокращении объемов,
осадков, а также в возрастании относительной роли аридных формаций
(континентальных красноцветов и органогенно-хемогенных типов изве-
стняков) и соответственно в снижении значения гумидных формаций,
(угленосной, морской, терригенной и др.).
Фенно-Сарматия целиком находилась в зоне аридного красноцвет-
ного выветривания. Во всех седиментационных бассейнах, в которые
поступали продукты выветривания с этого материка (западная часть
Волжского моря, бассейн Восточной Гренландии, впадины Днепровско-
44
Донецкая и Северо-Германская), пермские терригенные осадки пред-
ставлены красноцветами аридного типа. Объем обломочного материала,
-сносившегося с Фенно-Сарматии, был в общем невелик, что было свя-
зано с малой интенсивностью выветривания, ограничившегося аридным
климатом. Зона красноцветов, развитая по границе с Волжским и Цех-
зштейновым морями, довольно узка и местами прерывается, в результате
чего следующая зона карбонатно-сульфатная распространяется едва не
.до самой области сноса (рис. 11).
Пермские красноцветы, накапливавшиеся вокруг Фенно-Сарматии,
-значительно уступают карбоновым по коэффициенту мономинерально-
сти, по степени окатанности и сортировки обломочного материала; их
песчаники содержат большую примесь аркозовых частиц, а аргиллиты
сложены в основном гидрослюдой с примесью каолинита и извести.
С пермскими красноцветами не связывается сколько-нибудь значитель-
ных накоплений аутигенных образований: вторичных минералов железа,
свободного глинозема и кремнезема, фосфоритов и т. д. Все это говорит
о том, что выветривание в пределах пустынной Фенно-Сарматии было не
интенсивным и не глубоким. Преобладание в красноцветах местного
материала свидетельствует о том, что поверхностный сток на этом суб-
континенте был дезорганизованным и в общем небольшим. По степени
аридности пермские красноцветы близко напоминают девонские.' Широ-
кое развитие красноцветов вокруг Фенно-Сарматии было связано с ма-
лым развитием, на ней растительности. К перми угленакопление прекра-
тилось даже в самых южных частях материка.
Волжский бассейн. В ассельском, сакмарском и артинском веках,
в связи с нарастающей аридизацией климата, мелководная западная
45
часть бассейна преобразуется в лагунный пояс, в котором все больший
размах приобретает накопление доломитов, а позже гипсов, ангидритов-
и каменной соли. В относительно глубоководной восточной зоне бассей-
на продолжалось образование известняков, в том числе рифовых масси-
вов, группировавшихся на уступах Предуральского прогиба. Аридное-
осадконакопление с красноцветами и сульфатами распространяется:
далеко к югу в пределы Лодзинско-Львовской, Днепровско-Донецкой
и Северо-Кавказской впадин, где еще в позднем карбоне происходило-
углеобразование. Максимум сульфатного и галогенного осадконакопле-
ния в Волжском бассейне пришелся на кунгурский век, когда он превра-
тился в залив, а затем в Огромную испаряющуюся лагуну Арктического-
моря.
В уфимском веке происходило накопление континентальных песча-
но-глинистых осадков вблизи Урала, служившего главным источником
сноса, — аллювиальных, а в западной части бассейна, примыкающей,
к пустынной Фенно-Сарматии, преимущественно озерных. В последней
красноцветы представлены параллельно-слоистыми, тонкозернистыми,
песчаниками и алевролитами с прослоями пресноводных известняков и.
мергелей, а также с пачками доломитов и гипсов, представляющих от-
ложения соленых озер.
В казанском веке в гипсометрически более низкой западной зоне-
в результате ингрессии моря возобновляется накопление мелководно-
морских и лагунных осадков: известняков, доломитов, гипсов, местами:
каменной соли. В Приуралье тем временем продолжалось формирова-
ние красноцветного аллювиального комплекса, в западных районах,
преимущественно с хемогенным (ангидритовым) цементом. В татарском,
веке континентальное красноцветное осадконакопление снова распро-
страняется по всему Волжскому седиментационному бассейну. В При-
уралье продолжалось образование аллювиального комплекса с боль-
шим участием косослоистых грубозернистых песчаников русловых фа-
ций, а в западной зоне тонкообломочных параллельно-слоистых осадков-
со значительным развитием озерных фаций: аргиллитов, мергелей, до-
ломитов (рис. 12). Цемент татарских песчаников смешанный хемогенно-
глинистый и глинистый. ,
В общем для Волжского седиментационного бассейна характерна
односторонняя фациальная зональность пермских отложений, выражен-
ная в морских толщах последовательной сменой в направлении с запада
на восток лагунных и мелководных осадков относительно глубоковод-
ными, а в континентальных толщах — замещением бассейновых фаций—:
дельтовыми и пойменными и далее русловыми. Подобная зональность-
фациальных типов осадков и постепенное погрубение слагающего их
материала к востоку свидетельствует о том, что основной областью
терригенного питания Волжского бассейна в течение всего пермского-
периода служил Урал и лежащая за ним Тоболия.
Волжская солеродная лагуна была одной из крупнейших, когда-
либо существовавших на Земле (Иванов, Левицкий, 1960). Ее галоген-
ные отложения распространены по всей Восточно-Европейской равнине
от Прикаспия до Тимана. Основное развитие галогенеза в Волжском:
бассейне пришлось на раннюю пермь; позже, в связи с общим подня-
тием Русской платформы и регрессией морских вод, оно угасало, на
короткое время возродившись в казанском веке.
Пермская галогенная формация Волжского бассейна отличается
преимущественным развитием ангидритов и гипсов при весьма подчи-
ненной роли каменной соли, сконцентрированной по преимуществу в
Предуральском прогибе, где известны и крупные залежи калийных
солей.
46
В Печорской синеклизе в ранней и поздней пёрми накапливались,
сероцветные угленосные отложения воркутской и печорской серий. По-
явление их обычно объяснйется положением Печорского бассейна в об-
ласти гумидного климата. Однако характер отложений и залегания
органических остатков (наличие прослоев доломита и красноцветных
пород ксёрофильных растений и др.) показывает на то, что Печорский,
бассейн находился в области достаточно аридного климата и что накоп-
ление в нем угленосных толщ больше связано с особыми палеогеографи-
ческими условиями, а именно — положением здесь дельты огромной,
реки (Праоби), водосбор которой охватывал значительную часть перм-
ской Тоболии.
В целом континентальные отложения пермской системы Волжского
бассейна относятся к мезомиктовому типу. Песчаники их сложены пре-
имущественно кварцем, но при наличии большой примеси (до 20—25%)
аркозового материала. Аргиллиты состоят главным образом из гидро-
слюд и мало содержат каолинита. Масштабы аутигенного минералооб-
разования невелики. В противоположность толщам раннего карбона
они не заключают сколько-нибудь значительных концентраций окисных
железных руд, свободного глинозема и кремнезема, фосфоритов.
В пермских красноцветах постоянно присутствует в том или ином коли-
честве карбонатное вещество. В позднепермских красноцветах содержа-
ние карбонатов возрастает, а в западных районах появляются долони-
тизированные глины и алевролиты.
В Северо-Германском бассейне и смежных с ним впадинах первой
половины ранней перми отвечают низы красного лежня (отен француз-
47
>ских геологов). Это пестроцветные, по преимуществу красные, песча-
ники и аргиллиты, стратиграфически и структурно тесно связанные
•с угленосным карбоном и сами еще в некоторой степени угленосные. Их
•отличает отсутствие конгломератов и высокое содержание аргиллитов
в разрезе, параллельная слоистость осадков. Песчаники низов красного
.лежня в основном состоят из кварца, а аргиллиты содержат много као-
линита. Характерно широкое распространение железистых аргиллитов,
среди которых встречаются прослои со значительным содержанием
свободного глинозема и кремнезема. Специфическими образованиями
низов красного лежня Северо-Германской впадины являются медистые
сланцы, заключающие остатки ксерофильной флоры (вальхии, каллип-
терисы) и фауны аридизированных водоемов (эстерии, рыбы, стегоце-
фалы). Стратиграфические аналоги медистых сланцев, известные в мел-
ких континентальных впадинах Северной Франции, представлены биту-
минозными сланцами с прослоями водорослевых углей.
Толща верхнего красного лежня (саксония) уже не обнаруживает
тесной структурной связи с угленосным карбоном, часто выполняя де-
прессии, лишенные не только его отложений, но и низов красного лежня.
Накопление саксония происходило в условиях более аридного климата.
Его отложения грубее осадков нижнего красного лежня, содержат много
конгломератов и крупнозернистых песчаников и очень мало заключают
алевролитов и аргиллитов. Грубообломочные породы верхнего красного
лежня сложены местным плохо сортированным и слабо окатанным ма-
териалом. В основном это пролювиальные образования, изредка среди
них встречаются своеобразные косослоистые песчаники, которым мно-
гими исследователями приписывается эоловое происхождение. Окраска
пород буро-красная. Содержание аркозовых частиц в песчаниках до-
стигает 30—40%; аргиллиты по составу гидрослюдистые; содержание
каолинита в них, в сравнении с аргиллитами нижнего красного лежня,
резко снижено. Также и аутигенное минералообразование в саксонии
развито слабее, чем в отене. В нем уже совершенно отсутствует свобод-
ный глинозем. Карбонатность отложений верхнего лежня еще более вы-
сокая, но проявления галогенеза в нем не отмечены.
Еще отчетливее аридные черты выступают в толще ' цехштейна,
сформированной в позднепермскую эпоху, когда Балтийская синеклиза
вмещала обширную лагуну, питавшуюся водами Арктического бассейна.
В основании цехштейна залегает доломит, содержащий, хотя и однооб-
разную, но в количественном отношении богатую фауну. Присутствие
в последней продуктид дает основание предполагать, что воды лагуны
в стадию накопления доломита по степени солености еще мало отклоня-
лись от вод открытого моря. Выше доломита залегает мощная толща
гипса, магнезиальной, каменной и калийной солей, сформированной
в лагуне с длительно сохранявшейся испарительной концентрацией
«солей.
Ангарида. В платформенных седиментационных бассейнах Анга-
риды: в Тунгусской синеклизе и Лено-Вилюйском прогибе, а также на
окраинах Хатангского прогиба происходило накопление сероцветных
песчано-аргиллитовых толщ в условиях ландшафтов озерно-аллювиаль-
ной низменности. Во второй половине периода площади континенталь-
ного осадконакопления в обоих седиментационных бассейнах сокра-
щаются, но охватывают почти полностью Хатангский прогиб, где до
того находился мелководный морской залив.
Пермские отложения Ангариды обладают чертами мезомиктовой
формации. Среди их песчаников доминируют кварцево-аркозовые; поли-
миктовые, так же, как чисто кварцевые разности, встречаются очень
редко. Аргиллитов в разрезах ангарской перми много, но господствуют
48
-среди них типы сложного минерального состава, в существенной части
сложенные гидрослюдами. Из аутигенных образований получили рас-
пространение конкреции сферосидерита и кальцит-сидеритовые. В аргил-
литовых пачках изредка встречаются прослои глинистых известняков
с остатками пресноводной фауны. Останцы кор выветривания позднепа-
леозойского возраста, хотя и имеют по преимуществу монтмориллони-
товый состав, содержат много каолинита, галлуазита и даже гидрар-
гиллит.
Отложения обоих отделов ангарской перми отличаются обильной
угленосностью, особенно сильно проявившейся в западном крыле Тун-
гусского бассейна, в котором мощность суммарного угольного пласта
достигает 65 м, что составляет 10—12% общей мощности песчано-ар-
гиллитовой толщи. Тунгусские угли по петрографическому типу отно-
сятся по преимуществу к классу фюзенолитов, формирование которых
происходит в условиях периодически подсыхающих болот области не-
сколько аридизированного климата. В течение пермского периода си-
бирский пояс угленакопления постепенно перемещался к северу —
в пределы Хатангского прогиба и к востоку — в направлении Верхоян-
ской зоны. В самом конце перми угленакопление на Ангариде прекра-
тилось, но сохранилось в ослабленном виде на Дальнем Востоке и Се-
веро-Востоке Китая.
В южной — внеплатформенной части Ангариды (Алтае-Саянская
область) осадконакопление происходило в межгорных впадинах. Поэто-
му здесь пермские отложения обладают повышенной мощностью, более
грубым, часто полимиктовым составом, преимущественным развитием
русловых фаций и обширными конусами выноса, плохой окатанностью
и сортировкой обломочного материала, слабым развитием аутигенного
минералообразования (сидеритовые и фосфоритовые конкреции). Ниж-
няя пермь в межгорных впадинах Южной Ангариды представлена ис-
ключительно осадками гумидного типа обильно угленосными (в Куз-
бассе мощность суммарного угольного пласта составляет 328 м).
В верхней перми уже присутствуют пачки красноцветов, расклиниваю-
щие угленосные отложения и завершающие ее разрез.
Тоболия. Южная часть материка, которой принадлежала большая
часть территории Казахстана и Северного Тянь-Шаня, распадалась на
две литогенетические области: западную, более обширную, характери-
зовавшуюся аридным климатом, и восточную, в которой доминировали
черты сибирского гумидного климата. В депрессиях западной области:
Тургайской, Тенизской, Джезказганской, Сарысуйской и Чуйской ниж-
няя пермь представлена континентальными пестроцветными песчаника-
ми, конгломератами и аргиллитами с подчиненными им пачками мер-
гелей, глинистых известняков, доломитов, гипсов, а местами и камен-
ной соли.
В восточной группе впадин (Зайсанской, Кайнаминской, Прииртыш-
ской) нижняя пермь выражена угленосными сероцветами, но особого,
не сибирского типа. Масштабы угленосности здесь заметно меньше, чем
в аналогичных бассейнах Ангариды, да и сами угли в большой мере
представлены сапропелево-гумусовыми, свойственными областям с не-
равномерно влажным климатом. Во впадинах Юго-Восточной Тоболии
возрастают объемы аутигенного минералообразования, в частности,
более частыми и крупными оказываются скопления сидеритов и кон-
креций фосфоритов. Угленакопление в них прекратилось несколько
раньше, чем в Алтае-Саяне — еще до конца поздней перми.
О характере пермского литогенеза в северной части Тоболии (от-
носящейся к Западно-Сибирской низменности) известно очень мало.
Но нет сомнения в том, что и здесь могли накапливаться только серо-
4 В. М. Синицын, ч. 3
49
цветные угленосные песчано-аргиллитовые толщи зайсанского, кузнец-
кого и тунгусского типов. Последние выходы красноцветов могут быть-
встречены не далее северного обрамления Кокчетавского массива.
В Тянь-Шане континентальная нижняя пермь представлена пестро-
цветной толщей молассового типа, местами содержащей незначитель-
ные накопления растительного углерода (углистые аргиллиты с тонки-
ми прослойками чрезвычайно зольных углей). Верхняя пермь, известная,
лишь в единичных пунктах, сложена карбонатными красноцветами, со-
держащими выделения не связанного кремнезема, магнезиальные сили-
каты (палыгорскит), гальки, покрытые пленкой железо-марганцовых
окислов («загар пустыни») и остатки ксерофильной растительности.
В Дарвазском и Предкуэньлуньском прогибе поздняя пермь заключает
слои гипса.
Колымское море и Берингийский архипелаг в пермском периоде,
обладали высокой тектонической подвижностью, сильно ограничивав-
шей влияние климата на процессы выветривания и литогенеза. Продук-
ты выветривания, еще далеко не достигшего зрелости, энергично смы-
вались, быстро переносились к местам отложения и погребались на-
слаивающимися на них осадками. В геосинклинальной зоне Верхоянья
накапливались мощные, литологически монотонные толщи терригенных'
осадков, на 70—80% сложенные глинистыми сланцами и алевролитами..
В небольшом количестве в этих осадках содержится карбонатный мате-
риал, но главным образом в рассеянном состоянии; мергели и глинис-
тые известняки встречаются лишь единичными прослоями.
Песчаники геосинклинальных толщ по минеральному составу почти:
исключительно полимиктовые, образованные обломками пород, кварца
и полевых шпатов. Сланцы главным образом сложены гидрослюдой и
хлоритом. Из аутигенных минералов спорадически встречаются сиде-
рит, анкерит, несвязанный кремнезем. Местами отмечаются высокие-
содержания растительного углерода.
На Колымском массиве, где еще сохранялось эпиконтинентальное
мелководье, формировалась толща карбонатных пород с подчиненными
песчано-сланцевыми пачками. Известняки Колымской перми чистые и
с примесью терригенного материала, в отдельных прослоях существен-
но органогенные.
В Корякии отмечены мелкие рифы с фораминиферами.
В течение перми процессы осадконакопления в Колымском море-
и Берингийском архипелаге эволюционировали слабо. Все же для позд-
непермской части разрезов терригенных толщ этой области отмечается
несколько меньшая полимиктовость обломочного материала, относи-
тельно возросшее содержание аутигенных минералов (сидерит, кальцит,,
каолинит) и появление местами высоких концентраций растительного-
углерода в виде прослоев углистых сланцев.
В Монгольском море, охватывавшем в ранней перми Джунгарию,,
гобийские районы Монголии, Восточное Забайкалье, Приамурье и При-
морье, а в поздней перми ограничивавшемся лишь Амурским бассей-
ном, накапливались сероцветные песчано-сланцевые и конгломератовые
толщи, в литогенетическом отношении близко напоминающие одновоз-
растные отложения Верхоянско-Колымской области. Песчаники мон-
гольской перми полимиктовые и аркозово-кварцевые, глинистые слан-
цы — слюдистые; аутигенные образования в ней не пользуются распро-
странением, растительный детрит (по преимуществу остатки кордаитов}'
содержится в большом количестве так, что породы местами становятся
углистыми. Во всех частях геосинклинали пермские разрезы заключают
туфогенные и кремнистые осадки, связанные с вулканической деятель-
ностью. В Приамурье и Приморье встречаются линзы известняков ри-
50
фогенного характера, содержащие остатки теплолюбивых организмов;
фораминифер, кораллов, брахиопод. К югу количество рифогенных тел
возрастает.
Сино-Гобия. В седиментационных бассейнах Синийского массива в
ранней перми формировались угленосные песчано-аргиллитовые отло-
жения, богатые аутигенными образованиями. Песчаники их почти’ ИС;
ключительно кварцевые, аргиллиты несут много каолинита и окислов
железа различных степеней гидратации; часто присутствует несвязан-
ный кремнезем, а иногда и значительная примесь свободного глино;
зема. В верхней части разреза появляются пестроцветы с единичными
прослоями каолиновых бокситов, огнеупорных глин, гематитовых и си-
деритовых сланцев.
К западу угленосность нижнепермских отложений уменьшается’
и уже в Ордосе среди них появляются породы красно-фиолетовой
окраски.
На окраинах Таримского массива, в ранней перми затапливав-
шихся морем, происходило накопление органогенных (фораминиферо,.-
вых коралловых, брахиоподовых) и оолитовых известняков, переслаи-
ваемых мергелями и кварцевыми песчаниками пестрой окраски (бельь
ми, желтыми, оранжевыми, красными). Гипсы и даже доломиты среди
этих отложений не отмечены. В геосинклинальном прогибе накапли-
вались песчано-сланцевые толщи, местами со слабыми проявлениями
угленосности.
В начале поздней перми характер литогенеза на Синийском масси-
ве резко меняется: прекращается угленакопление, и сероцветные толщи'
сменяются красноцветами.
В Ордосе и Ала-Шане поздняя пермь представлена карбонатными
красноцветами, которые к востоку постепенно утрачивают свои арид-
ные черты и уже в пределах Хэбэйской синеклизы замещаются пестро-1
цветами с олигомиктовыми (кварцевыми) песчаниками, железистыми*
и частью высокоглиноземистыми аргиллитами. Здесь и в верхнеперм-
ских отложениях продолжают встречаться углистые породы. . ’
В таримской части Сино-Гобии верхняя пермь представлена арид-
ными (полимиктовыми) красноцветами с большим количеством конгло-;
мератбв. В фациальном отношении эти красноцветы являются аллю-
виальными образованиями, формировавшимися в предгорьях Тянь-
Шаня, Нань-Шаня и Куэнь-Луня. 1
В заливах Тетиса, внедрявшихся в позднепермскую Сино-Гобию,,
отлагались по преимуществу карбонатные осадки с редкими прослоями’
доломита и гипса — в секторе Памира и Западного Тибета — и с пач-‘
ками угленосных, железистых и фосфоритоносных песчаников и слан-
цев — в секторе Восточного Тибета.
Китайское море и Катазия. В морском бассейне Южного Китая,
в начале раннепермской эпохи накапливались темно-серые известняки
(чися), содержащие большую примесь рассеянного растительного угле-,'
рода, а также кремнезема в виде конкреций и тонких прослойков. Во
второй половине раннепермской эпохи в этом бассейне отлагались свет-
лые массивные, иногда оолитовые известняки (макоу), менее кремнис-
тые и меньше содержащие растительного углерода. В паралических’
обстановках известняки маокоу замещаются песчано-глинистыми осад-
ками, которым бывают подчинены залежи железных и марганцовых*
руд, бокситов и фосфоритов.
В поздней перми в морском бассейне Южного Китая продолжали1
отлагаться кремнистые известняки и пачки песчаников и сланцев, со-
держащие угли, а также прослои железных и марганцовых руд, крем-
ней, фосфоритов и своеобразных каолиновых бокситов.
5'К
4:
Тетис. В пермском Тетисе, несмотря на значительную его. подвиж-
ность, доминировало карбонатное осадконакопление. Особенно интен-
сивным и разнообразным оно было в европейской и переднеазиатской’
частях бассейна, лежавших в пределах аридной области. Здесь чрезвы-
чайно распространены органогенные известняки: фораминиферовые,
брахиоподовые, коралловые, водорослевые, а также органогенно-обло-
мочные и хемогенные известняки (оолитовые, тонкозернистые). Только
вдоль континентальных массивов и крупных островных суш (Армян-
ское нагорье, срединные массивы Ирана, Гиндукуш, Памир, Кашмир
и Западный Гималай) в карбонатные толщи вклиниваются мощные
пачки кварцевых песчаников и глинистых сланцев. В лагунных ком-
плексах, локально проявляющихся в Карнийских Альпах, Апеннинах,
на, Корсике и Сардинии, в Центральном Иране и Месопотамии, появ-
ляются доломиты и гипсы, а в континентальной фации, единично
встречаемой в различных районах аридной части Тетиса, представлены
красноцветные песчаники и железистые глины; с последними местами
бывают связаны слабые бокситопроявления (Турция, район залива
Анталья).
В индо-малайской части Тетиса органогенные и оолитовые извест-
няки распространены значительно, но все же в меньшей мере, чем на
его европейском и переднеазиатском отрезках. Здесь большие площади
занимают толщи, сложенные по преимуществу сланцами: известково-
глинистыми и глинисто-кремнистыми.
На приморских низменностях восточного Тетиса (Северный Тибет,
Индосинийский массив, Борнео) накапливались угленосные осадки, ко-
торым местами подчинены пачки пестроцветов с высокожелезистыми
и глиноземистыми аргиллитами.
Гондвана. В основании континентальной серии, выполняющей гонд-
ванские грабены, залегают талчирские тиллиты и оливковые песчаники,
возраст которых принимается как пермо-карбон.2
Талчирские тиллиты (мощность 15—30 м) представляют осадки
моренного облика, представляющие беспорядочную смесь валунов,
гальки, щебня и глины. Они присутствуют во всех разрезах континен-
тальной серии и даже имеют эквивалентные образования среди при-
бережно-морских осадков Пакистанской синеклизы. В последних тилли-
ты контактируют с песчаниками, заключающими раковины морских
моллюсков: эвридезм и конулярий.
Вверх по разрезу талчирские тиллиты сменяются оливковыми пес-
чаниками, содержащими много аркозового материала и остатки глос-
сеоптерисовой флоры и пресноводных моллюсков.
Нижняя пермь в системе гондванских грабенов представлена дам-
удской серией речных, озерных и болотных осадков, заключающих
большое количество фоссилизированного растительного материала.
В косослоистых песчаниках русловой фации нередко попадаются це-
лые стволы деревьев (кордаитов). Нижней и верхней частям серии под-
чинены многочисленные пласты углей. Только в баракарском горизон-
те, наиболее угленасыщенном, насчитывается 24 пласта суммарной
мощностью 60 м. Угли баракарского горизонта содержат много фюзе-
на. Средняя часть серии («пустые пласты») лишена углей, но замеча-
тельна обилием глинисто-железистых стяжений, местами образующих
промышленные месторождения железных руд.
В позднепермскую эпоху угленакопление в гондванских грабенах
постепенно ослабевает и сменяется накоплением пестроцветов, сложен-
2 В последние годы большинство исследователей относят их к низам перми.
52
ных преимущественно кварцевыми песчаниками и железистыми высо-
коглиноземистыми аргиллитами. В пестроцветах обнаруживаются остат-
ки амфибий (лабиринтодонты), рептилий (дицинодонты) и теплолюби-
вой флоры (таениоптерис). Эта смена климатического типа осадков
несколько раньше произошла в северо-западной части Индостана, а за-
тем уже охватила его восточное побережье.
Стратиграфически эквивалентные отложения Пакистанской сине-
клизы представлены толщей продуктусовых известняков и сланцев,
исключительно богатых ископаемыми остатками, среди которых разно-
образно представлены брахиоподы, криноидеи, мшанки и кораллы.
В верхней части продуктусовых известняков, накапливавшейся при не-
котором углублении бассейна, появляются и цефалоподы.
Нубия в течение всего пермского периода находилась в области
красноцветного выветривания, поскольку в составе толщи красноцвет-
ных (нубийских) песчаников, покрывающей месопотамский склон щита,
присутствуют и пермские элементы. На границе с Загросом буровые
скважины вскрывают пермо-триасовую толщу доломитов и мергелей
с залежами ангидрита и гипса. Предполагают, что эта толща галоген-
ных осадков распространена по всей восточной (наиболее глубокой)
части Месопотамского прогиба.
В континентальной серии Юго-Западного Омана американские
геологи обнаружили раннепермский тиллит типа индостанского.
Закономерности пермского литогенеза, обусловленные климатом
В пермском периоде процессы выветривания и литогенеза в преде:
лах евразиатского пространства появлялись дифференцированно. В его
западной и северо-западных частях (Фенно-Сарматия и Южная Тобо-
лия) доминировало аридное осадконакопление, в северо-восточной
(Ангарида и Северо-Восточная Тоболия) — бореально-гумидное и в
юго-восточной (Восточная Сино-Гобия и Катазия)—тропическое гу-
мидное. Особую литогенетическую область представляла Гондвана,
в которой раннепермский литогенез имел характер бореально-гумид-
ного, а позднепермский — характер тропическо-гумидного.
Фенно-Сарматская—Южно-Тобольская область аридного осадко-
накопления может быть разделена на зоны повышенной и умеренной
аридности. К первой относится Фенно-Сарматия с Волжским бассей-
ном, а ко второй — Южная Тоболия, Западная Сино-Гобия, а также
европейская и переднеазиатская части Тетиса.
В зоне повышенной аридности континентальные отложения пред-
ставлены мезомиктовыми красноцветами, сложенными плохо окатан-
ным и слабо сортированным обломочным материалом, в котором зна-
чительно развита аркозовая часть; мелководно-морские и лагунные от-
ложения представлены по преимуществу хемогенными известняками,
мергелями, доломитами и гипсами, а отложения открытого моря — ор-
ганогенными известняками, среди которых немалая роль принадлежит
рифам.
В зоне умеренно-аридной толщи континентальных осадков сложены
олигомиктовыми красноцветами и пестроцветами (слои белой, желтой,
зеленой окраски). Для красноцветов олигомиктового типа харак-
терны песчаники, почти чистого кварцевого состава. Они больше содер-
жат аргиллитов, чем мезомиктовые, причем входящие в их состав ар-
гиллиты состоят не только из гидрослюд и монтмориллонита, но также
в существенной мере из каолинита и галлуазита. Олигомиктовые крас-
ноцветы несут значительные концентрации аутигенных образований
железа (главным образом окислы и маловодные гидраты), а местами
53
в них отмечаются слабые проявления бокситоносности. Мелководно-
морскими отложениями умеренно-аридной зоны являются органоген-;
ные и органогенно-обломочные известняки и мергели с малым участием
доломитов и гипсов.
В течение пермского периода аридность усиливалась и область ее
проявления расширялась. Менее резко аридные черты выражены в от-
ложениях ассельского, сакмарского и артинского ярусов. В них доло-
миты и гипс содержатся в объемах, минимальных для пермской системы,
а их континентальные отложения локально угленосны. К кунгур-
скому веку аридность возрастает. В красноцветах повышается содер-
жание аркозового материала и исчезают накопления растительного
углерода; в лагунно-морских сериях появляются толщи магнезиальных,
сульфатных и галогенных осадков.
В поздней перми область накопления аридных красноцветов и
сульфатно-галогенных осадков расширяется. Они появляются в Северо-
Германской впадине (цехштейн), в Месопотамском прогибе, на сре-
динных массивах Ирана. Одновременно зона умеренно-аридного осад-
конакопления распространилась на всю Тоболию и на юг Ангариды и
на часть восточной Сино-Гобии, где перед тем формировались серо-
цветные угленосные осадки.
В аридной области пермского периода существовали обширные
полузамкнутые моря, в которых испарение превосходило приток вод
нормальной солености. В результате в них часто возникали концентри-
рованные рассолы. В пермских бассейнах было отложено гипсов, гали-
та й калийных солей больше, чем в любой другой период.
Сибирская область бореально-гумидного осадконакопления. В кон-
тинентальных бассейнах Северо-Восточной Тоболии и Ангариды, в об-
становке обильно орошенных озерно-аллювиальных низменностей на-
капливались толщи сероцветных угленосных осадков песчано-аргилли-
тового состава. В' платформенных бассейнах (Тунгусский, Ленский),
где осадочный материал подвергался более длительному воздействию
агентов выветривания и проходил более совершенную дифференциацию,
Песчаники преимущественно кварцевые; содержание аркозовых частиц
й них не поднимается выше 20—25%. Аргиллиты очень распростра-
нены, в их составе преобладают гидрослюды, монтмориллонит и хло-
рит. Аутигенные образования для сибирской перми не характерны и
представлены сравнительно редкими конкрециями сферосидерита, каль-
цит-сидерита и фосфата кальция. В межгорных впадинах Южной Ан-
гариды, (Кузнецкая, Минусинская, Тувинская, Монгольская Гоби)
пермские толщи обладают большой мощностью и значительным раз-
витием грубообломочных осадков. Песчаники этих толщ полимиктовые
и по совершенству сортировки и окатанности зерен уступающие своим
платформенным аналогам. Аутигенное минералообразование оказы-
вается в еще большей мере подавленным, но угленосность, наоборот,
достигает максимального развития. В бассейнах, лежащих на границе
с аридной областью (Прииртышском, Зайсанском, Джунгарском
и др.), масштабы угленакопления сокращаются и параллельно воз-
растают концентрации аутигенных образований, в особенности сиде-
рита и конкреционных фосфоритов.
Среди угленосных толщ сибирской перми преобладает лимниче-
ский тип, и только в Печорском и Тунгусском бассейнах, граничивших
с морем, частично развит и тип паралический.
Угли сибирских бассейнов содержат много дюрена и фюзена, обра-
зующихся обычно в подсыхающих болотах. Основным материалом для
них послужили остатки кордаитов — первых растений, обладавших
Тонкой корой и мощной древесиной. С приближением к аридной об-
54
ласти учащаются находки сапропелевых углей, накапливавшихся в
хорошо освещавшихся и прогревавшихся озерах. В течение пермского
периода пояс угленакопления постепенно смещался на северо-восток к
Верхоянской геосинклинали. К началу триаса угленакопление прекра-
тилось по всей Ангариде.
В Сибирской области сероцветного осадконакопления распола-
гался Колымский морской бассейн, в котором формировались песчано-
глинистые отложения, с подчиненными пачками органогенно-обломоч-
ных известняков. Песчаники морской перми, как и континентальные,-
ютличаются мезомиктовым и полимиктовым составом, бедны аутиген-
ными образованиями и несут много растительного углерода. Аргилли-
ты— гидрослюдистые, хлоритсодержащие. Известняки в основном
локализуются на Колымском массиве, где сохранялись условия конти-
нентального мелководья. Корякия, очевидно, лежала- на границе Си-
бирской области, так как в ней уже появляются рифогенные тела с
-фораминиферами.
В течение перми формационный тип осадков Сибирской области
изменялся в направлении уменьшения полимиктовости терригенных
толщ и возрастания карбонатности морских разрезов. В южных бассей-
нах Ангариды в поздней перми появляются красноцветы умеренно-
аридного типа, чередующиеся с угленосными осадками.
Область гумидно-тропического осадконакопления Восточной Сино-
Гобии и Катазии отличается огромным распространением в оса-
дочных толщах продуктов глубокого выветривания, прошедших совер-
шенную дифференциацию при процессах переноса и отложения. В кон-
тинентальной и прибрежно-морской фациях катазиатской и синогобий-
ской перми доминируют чистые кварцевые песчаники и существенно
каолиновые аргиллиты. Постоянными компонентами этих толщ яв-
ляются железистые и марганцовоносные аргиллиты и песчаники, кото-
рым бывают подчинены пласты гематитовых, сидеритовых и псиломе-
лановых руд, углистые аргиллиты с углями, высокоглиноземистые
аргиллиты с залежами своеобразных каолиновых бокситов, фосфорито-
носные аргиллиты и песчаники и др. Отложения открытой части Ки-
тайского моря, омывавшего Катазию и Восточную Сино-Гобию, пред-
ставлены главным образом хемогенными и органогенными известня-
ками, заключающими много не связанного кремнезема в виде конкре-
ций, линз и прослойков. Доломиты и гипсы в этой области отсутствуют.
Синийско-катазиатский формационный тип отложений к западу
постепенно сменяется фенносарматско-тобольским. В континентальных
и прибрежно-морских сериях- почти мономиктовые пестроцветы тусклых
тонов постепенно сменяются олигомиктовыми, яркоокрашенными пест-
роцветами, а эти последние — мезомиктовыми красноцветами. Эта
смена гумидных осадков аридными в толщах ранней перми происходит
в пределах Таримского массива, а в отложениях поздней перми—уже
на восточной границе Ордоса. Аналогичным образом изменяется и фор-
мационный тип отложений открытого моря: доломиты, в ранней перми
не распространявшиеся на восток дальше Памира и Каракорума,
в поздней перми встречаются по всей территории Южного Тибета.
В Гондванской области в самом начале пермского периода про-
исходило накопление талчирских конгломерато-брекчий (тиллитов) и
•оливковых песчаников с большим содержанием аркозового материала.
Талчирским конгломерато-брекчиям (тиллитам) приписывается ледни-
ковое происхождение, хотя все присущие им особенности (моренный
облик породы, штрихи на поверхности валунов, обработка•скального
субстрата и др.) могут быть объяснены и с позиции их селевого гене-
зиса.
55
Позже в гондванских грабенах происходило накопление сероцвет-
ной песчано-аргиллитовой толщи, по формационному типу близко напо-
минающей сибирскую. Ранняя пермь Гондваны, как и сибирская, отли-
чается обильной угленосностью, большим содержанием аркозовых ча-
стиц в песчаниках и гидрослюд — в аргиллитах, слабым развитием
аутигенного минералообразования.
В поздней перми характер континентального литогенеза в гонд-
ванских грабенах существенно изменяется — утрачивается его сходство"
с сибирским типом и происходит сближение с синийско-катазиатским,
которое достигается в триасе. Позднепермские песчаники уже состоят
преимущественно из кварца, а аргиллиты содержат много каолинита,,
окислов железа и других аутигенных образований. Ослабевает, а затем,
и полностью прекращается угленакопление; серая окраска отложений
сменяется пестрой.
В морских бассейнах, омывавших Гондвану (краевые бассейны Те-
тиса, располагавшиеся в пределах Пакистанской синеклизы, гималай-
ской окраины Тибета и в Бирманской зоне), отлагались известняки к
глинистые сланцы с продуктидами.
ГЛАВА III
ЗОНАЛЬНЫЕ ТИПЫ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Палеозойская растительность в качестве индикатора климата;
уступает растительности мезозоя и кайнозоя. Во-первых, она обладала;
менее совершенной физиологической организацией и поэтому не могла
так «чутко» реагировать на провинциальные различия климатических
условий и отражать их в особенностях своей морфологии и анатомии,,
как позднейшие флоры. Во-вторых, палеозойская растительность, и осо-
бенно девонско-раннекарбоновая, отличалась экологическим однообра-
зием и чрезвычайно ограниченным распространением на материке, что
сужало диапазон ее реакций на климат. В-третьих, палеозойская ра-
стительность, и больше всего девонско-раннекарбоновая, была тесно
связана с морем, которое, как известно, оказывает стабилизирующее-
влияние на климат, а следовательно, и на растительность, способствуя1
ее термическому однообразию. Если в пространственном распростра-
нении самой ранней (наиболее «морской») растительности палеозоя
(S—D) и намечаются какие-то провинциальные различия, то эти раз-
личия не столько климатические, сколько палеогеографические, связан-
ные с наличием барьеров суши или океанических глубин, препятство-
вавшими ее миграции.
Значение палеозойской растительности как индикатора климата,
снижается в сравнении с более поздними флорами, а также и ее мед-
ленной эволюцией, происходившей главным боразом по линии совер-
шенствования существововших групп растений, а не возникновения но-
вых. Палеозойскую растительность отличала относительная устойчи-
вость большинства родов, существовавших многие десятки миллионов;
лет (от D3 до Р2 включительно).
Растительность девона
В раннем палеозое растительный мир был представлен почти
исключительно морскими водорослями. В лудлове —раннем девоне в.
связи с сильнейшей аридизацией климата и регрессией в областях мор-
ского мелководья начался массовый выход растений на сушу и при-
способление их к наземному образу жизни.
Среди первых растений, обретших наземную организацию, были
псилофиты— древнейшие представители сосудистых травянистого и
мелкодревовидного габитуса, лишенные настоящих корней и листьев.
Псилофиты были обитателями сырых, систематически затапливаемых
морскими водами прибрежных пространств, существовавшими равным
образом в воздушной и водной средах. Поэтому многие псилофиты.
57
<были растениями-амфибиями, приспособленными к полуводному образу
жизни в прибрежной части морского мелководья, где они создавали
подводные заросли, периодически оказывавшиеся вне водной среды.
Корневая система была очень слабой, и поэтому питание растений осу-
ществлялось частично посредством всасывания необходимых веществ
из воды специальными наружными органами.
Остатки псилофитовой флоры находят в лагунно-континентальных
и мелководно-морских осадках, формировавшихся на границе суши' и
моря, в условиях постоянной смены наземных условий водными. Вместе
с остатками псилофитов находят остатки двоякодышащих рыб, су-
ществовавших в водоемах с неустойчивым гидрологическим -режимом,
которые вздувались после выпадения обильных атмосферных осадков
и столь же быстро мелели в результате стока и испарения. Вмещаю-
щие растительные остатки отложения, среди которых преобладают
красноцветы, показывают на то, что псилофитовая флора существовала
при солнечном, достаточно сухом климате. С. В. Мейен (1967) пола-
гает, что для девонских растений, впервые выходивших на сушу, основ-
ную опасность представлял не недостаток влаги, а прямой солнечный
свет. Поэтому «ксероморфный» облик некоторых ранних псилофитов
может быть не столько реакцией на сухость, сколько на избыток света.
В отложениях позднего силура остатки псилофитов редки; их еще
не так много и в отложениях самого начала девона. Широкое распро-
странение псилофитовая флора получила в раннедевонскую эпоху. Мно-
гочисленные остатки псилофитов этого возраста известны в различных
•областях Евразии — от Шпицбергена до Китая и от Шотландии до
Дальнего Востока. Везде псилофитовая флора кажется однородной, не
-обнаруживающей каких-либо признаков провинциальной дифференциа-
ции. Возможными причинами такой однородности, как уже указыва-
лось, были термически однообразный климат и тесная связь псилофи-
товой флоры с морскими побережьями, сглаживающими контрасты
климата.
В среднем девоне псилофиты быстро вымирают и появляются
древнейшие группы лепидофитов, папоротников и артикулят. Эта но-
вая флора, получившая название гиениевой, достигла расцвета в кон-
це эйфеля — живете. Псилофиты в гиениевой флоре были представлены
«единичными доживающими формами, полностью ставшими наземными
растениями.
В позднем девоне получила распространение еще более разнооб-
разная археоптериевая флора, переходная к раннекарбоновой, и, как
эта последняя, включавшая все ее основные группы: папоротники,
плауновидные, членистостебельные. В конце девона появились первые
настоящие голосеменные птеридоспермы, способные размножаться вне
воды. Псилофиты в этой флоре находились на положении реликтов.
Растения археоптериевой флоры имели в сравнении с псилофитами
ряд биологических преимуществ в виде хорошо развитой корневой си-
стемы, более совершенно развитой системы проводящих тканей и
обильного облиствения, что повышало интенсивность обмена веществ и
способствовало более энергичному росту. Это была вполне наземная
растительность, дальше продвинувшаяся в глубь суши — в пределы за-
болоченных приморских низменностей.
Растения, перешедшие к обитанию в воздушной среде, выработали
ряд физиологических средств для борьбы с высыханием, в частности
специальную предохранительную ткань — эпидермис.
Морфологические особенности растений археоптериевой флоры:
крупные размеры тканевых клеток, значительное развитие кутикулы
•при слабом развитии древесины свидетельствуют о существовании их
.58
s условиях жаркого влажного климата и на болотистой почве. Расти-
тельность позднего девона продолжала оставаться однородной, не диф-
ференцированной на палеофитогеографические области.
Растительность карбона
К началу карбона растительность становится экологически более
разнообразной, сложнее организованной и в еще большей степени на-
земной, осваивающей новые ландшафты в пределах континентальных
низменностей. У растений, освоивших континентальные обстановки,
усиливается дифференциация функций, развивается корневая система и
•облиствение растений; почвенное питание в результате интенсифици-
руется; в сравнении с девонскими псилофитами усиливается обмен ве-
ществ. Однако ассимиляционный аппарат растений оставался крайне
примитивным, суммарная площадь листьев — небольшой. Раститель-
ность все еще была экологически узкоспециализированной, связанной
исключительно с переувлажненными приморскими низменностями.
Ранний карбон. Оптимальные условия жарко-влажного климата
раннего карбона способствовали все возраставшему систематическому
разнообразию растительности и увеличению объемов ежегодно проду-
щируемой ею биомассы, сделавшему возможным угленакопление боль-
шого масштаба. Среди многих групп растений, которые в девоне были
.представлены травянистыми и кустарниковыми формами, развиваются
деревья до 30 м высоты и 2 м в поперечнике. В результате возникает
первый в истории Земли лесной тип растительности. Лесообразующими
породами являлись лепидофиты, каламиты, древовидные папоротники и
птеридоспермы,. Это был своеобразный ландшафт болотистых лесов
экстратропического облика, покрывавших низкие кромки субконтинен-
тов. Плакоры и в карбоне оставались пустынями.
О высокой температуре и влажности климата раннего карбона
свидетельствуют морфо-анатомические особенности ископаемых расте-
ний этого возраста, совпадающие с соответствующими признаками со-
временных растений тропиков, но только еще более резко выраженные.
В их числе можно назвать следующие:
— широкое распространение хвощеобразных каламитов;
— наличие у плауновых раннего карбона корневых выростов (стиг-
марий) типа современных ризофоров, помогающих деревьям удержи-
ваться на зыбкой болотной почве;
— сильное развитие в стеблях, корнях и листьях растений возду-
хоносной ткани, способствующей газообмену растений в условиях силь-
ного переувлажнения;
— крупные размеры тканевых клеток, а также значительное разви-
тие перенхимных тканей при малом объеме ксилены;
— развитие у некоторых лепидофитов и каламитов плодущих орга-
нов из ствола и толстых сучьев (каулифлория);
— обильная воло'систость растений, создающая у поверхности листа
особую атмосферу;
— отсутствие годичных колец в древесинах раннекарбоновых ра-
стений, обычно связанных с сезонными колебаниями температуры или
влажности;
— отсутствие покоящихся почек.
Растительность раннего карбона (без С") довольно однообразна по
всему земному шару, что издавна истолковывается как признак необы-
чайной равномерности климата этого времени. Но теперь, зная относи-
тельную экологическую однородность раннекарбоновой растительности
59
и ее исключительную связь с морскими побережьями, обладающими
ровным климатом, можно допустить, что причина однообразия ранне-
карбоновой растительности не столько связана с климатом, сколько с
этими ее экологическими особенностями и ограниченными палеогео-
графическими связями. Так, например, широкое распространение па-
поротника Rhacopteris в Индии и полное его отсутствие в Сибирской
и Европейско-Китайской областях вероятнее всего находится в связи
с разобщенностью древних суш Тетисом.
И все же в последнее десятилетие в растительных комплексах ран-
него карбона стали подмечать поясные различия. Г. П. Радченко (1958)
устанавливает на территории Евразии три фитогеографические зоны,
отвечающие различным термическим условиям: Североазиатскую (за-
родыш будущей Тунгусской или Сибирской области), охватывавшую-
в основном Ангариду; Шотландско-Казахстанскую, протягивавшуюся
через Фенно-Сорматию и Южную Тоболию в Сино-Гобию, и Среди-
земноморскую (лучше Южноевразиатскую), проявлявшуюся в области
Тетиса и субконтинентов, расположенных к югу от него (рис. 13). За-
метные различия в составе раннекарбоновой растительности обнаружи-
ваются только между крайними зонами — Североевразиатской и Среди-
земноморской, а растительность Шотландско-Казахстанской зоны, соче-
тавшая в себе северные и южные элементы, представляла по существу
переходный тип.
В Североевразиатской зоне, очевидно менее жаркой, среди лепи-
дофитов широко распространены сублепидодендроны, ангародендроны,.
сибиродендроны, томиодендроны и др. и не встречаются настоящие-
лепидодендроны, типичные для южной зоны. С. В. Мейен (1967) указы-
вает на отсутствие в этой области остатков стигмарий. Среди папорот-
никообразных здесь не представлены адианитес, кардиоптеридиум и
сфеноптерис. -
Средиземноморскую (Южноевразиатскую) зону характеризуют
комплексы остатков с разнообразными лепидодендронами, сфенофил-
лами, невроптерисами и астерокаламитами, неизменно ассоциирующи-
мися с остатками корневищ (стигмарий). Лепидофиты южной зоны
несут рубчики лигул, представляющих следы от опавших филлоидов;.
у лепидофитов северной зоны таких лигул нет, поскольку их филлоиды.
сохранялись длительное время.
Морфо-анатомические признаки растений раннего карбона показы-
вают на то, что флоры, как Южноевразиатской зоны, так и Северо-
евразиатской, были тропическими. Различия растительности этих зон
состояли, вероятно, в том, что южная существовала при несколько бо-
лее жарком, как бы экстратропическом климате.
На отмеченную широтную зональность растительности, связанную
с термической поясностью, накладывается другая система зональности,
обусловленная региональными различиями в степени и режиме увлаж-
нения. Этой второй системе зональности обязаны своим существова-
нием геоботанические провинции, выделяющиеся в пределах основных
(термических) зон. В частности, различной степенью и режимом ув-
лажнения объясняется наличие Вестфальской и Катазиатской флори-
стических провинций в южной зоне; Тимано-Алтайской и Охотской:
провинций — в Североевразиатской зоне. Западные провинции: Вест-
фальская и Тимано-Алтайская отличались несколько пониженным'
увлажнением с сухим летом (подобие современного среднеазиатского,
климата), а восточные провинции (Кдтазиатская и Охотская)—повы-
шенным увлажненным, при дождливом лете (?). В западных провин-
циях растения раннего карбона несут признаки ксероморфизма в виде
грубых листовых пластинок, утолщений кутикулы, неясно выраженных
60
тодичных колец роста, в данном случае связанных с чередованием су-
хих и влажных сезонов. Об аридных влияниях свидетельствует и состав
самих растительных сообществ, много содержащих птеридоспермов,—
первых семенных растений, приобретших возможность размножаться
вне воды. Ксерофилизованные флоры распространены от Шпицбергена
и Северной Европы до Средней Азии и Джунгарии.
В Восточных провинциях раннекарбоновая растительность отлича-
лась исключительным обилием и разнообразием папоротникообразных
и отсутствием ксерофилизованных птеридоспермов европейского типа.
Средний и поздний карбон. Во второй половине карбона произо-
шли значительные изменения в составе и экологических типах расти-
тельности. В южных ассоциациях падает роль лепидодендронов и круп-
ных каламитов; их наиболее специализированные роды клонятся
Условные обозначения к схемам зональные типы растительности
(рис. 13—16)
++ + 2 ФФ]з ** 4 5 ф|б
7 Ч" Ж 8 ФФ|э ** 10 * 71 ®|?2
ф® 13 14 • • • • • • 15 С © © 76 •V- 17 1 * ¥ * 1
[лл е 19 AZ AZ 20 ¥ ¥ 21 АЛ ЛЛ 22 • • • 23 |°о°|24
®®® 25 v о 26 То 27 ЛЛ ® 28 >7^7 29 Pv v |30
YY 31 АЛ ЛЛ ЛЛ 32 33
Раннекарбоновая растительность: 1 — лепидофитовые леса северного типа с па-
поротниками и каламитами; 2 — то же несколько ксерофилизованные; 3 — преимуще-
ственно папоротниковые заросли с северными лепидофитами и каламитами; 4 — сре-
диземноморские лепидофитовые леса с птеридоспермами и древовидными калами-
тами; 5 — то же ксерофилизованные; 6 — папоротниковые леса с лепидофитами и дре-
вовидными каламитами (катазиатский тип). Средне- и позднекарбоновая раститель-
ность; 7 — кордаитовые леса с мелкими лепидофитами, папоротниками и членистосте-
бельными (тунгусская флора); 8 — ксерофилизованные смешанные кордаитово-хвой-
но-птеридоспермовые леса; 9— преимущественно папоротниковые заросли с кордаи-
тами (охотская флора); 10— ксерофилизованные лепидофито-хвойно-птеридоспермо-
вые леса европейского типа; 11— отдельные массивы сильно ксерофилизованных
хвойно-птеридоспермовых лесов; 12— лепидофито-папоротниковые леса катазиатского
типа; 13 — смешанные леса с охотскими и катазиатскими элементами; 14 — смешан-
.ные леса с тунгусскими и европейскими элементами. Раннепермская растительность
(артинский век): 15—кордаитовые леса с гинкговыми; 16 — кордаитовые леса с па-
поротниковыми зарослями; 17— смешанные кордаито-хвойно-птеридоспермовые ред-
колесья; 18— смешанные кордаито-хвойно-лепидофитовые леса; 19 — кордаито-папо-
ротниковые леса с гигантоптеридами; 20 — отдельные массивы хвойно-птеридоспермо-
вых лесов; 21 — хвойно-птеридоспермовое редколесье; 22 — заросли древовидных
папоротников и крупнолистных птеридосперм при участии лепидофитов и каламитов;
.23 — глоссоптерисовая , флора. Позднепермская растительность (татарский век):
.24 — отдельные массивы хвойно-кордаито-гинкгово-цикадофитовых лесов; 25 — гинк-
гово-кордаитовые леса с папоротниковыми зарослями; 26—отдельные оазисы с хвой-
ными, гинкговыми, цикадофитами и птеридоспермами; 27 — хвойно-кордаитово-гинк-
говое редколесье с цикадофитами; 28 — смешанные леса с охотскими и катазиатскими
элементами; 29 — редкие оазисы из хвойных, ксерофильных птеридосперм и цикадо-
фитов; 30 — саванное редколесье из хвойных, птеридосперм, цикадофитов, гинкговых;
31 — отдельные заросли таениоптерид и папоротников с участием гинкговых и цика-
дофитов; 32 — заросли древовидных папоротников и крупнолистных птеридосперм
лри участии цикадофитов и лепидофитов; 33 — глоссоптерисовая флора, обогатив-
шаяся папоротниками, таениоптеридами и цикадофитами.
61
к упадку, вместе с тем процветает семейство сигиллярий, обладавшее,,
по-видимому, менее узким диапазоном климатических условий сущест-
вования. В аридных сообществах появляются хвойные (лебахиевые)
и новые группы более ксерофильных птеридоспермов; в Тунгусской
флоре необычайно распространяются кордаиты. При всем этом усили-
вается «континентализация» растительности, в результате энергичного'
освоения ею суши. Теперь растительность уже не ограничивалась при-
морскими заболоченными низменностями, а распространилась по аллю-
виальным равнинам далеко в глубь суши. Частое нахождение расти-
so 100 120
40'
2»
Рис. 13 (условные обозначения см. на стр. 61).
тельных остатков позднего карбона в аллохтонном залегании (ство-
лы деревьев в русловой фации) указывает на возможность появления;
некоторых группировок и на относительно возвышенных участках рав-
нин. Площади суши, покрытые растительностью, резко возросли;
в областях влажного климата леса распространились на преобладаю-
щую площадь субконтинентов.
По мере освоения новых экологических обстановок складывались,
новые формационные типы растительности. Наряду с продолжавшими
существование болотистыми лесами лепидофитов и крупных каламитов,
покрывавших низкие побережья морских заливов, в областях ариди-
зированного климата возникает ксерофильное редколесье, представляв-
шее прототип будущей саванны, а на обильно орошенных равнинах
теплоумеренной зоны появляется монотонная кордаитовая тайга,
по массивности насаждений не уступавшая лесам мезо-кайнозоя.
С ростом экологического разнообразия карбоновой растительности
совершенствовалась организация ее отдельных групп, усиливалось ви-
62
дообразование, усложнялись взаимосвязи ее с окружающей средой,,
росла биологическая продуктивность.
Фитогеографическая зональность в среднем и позднем карбоне,
сохранявшая принципиально прежний план (рис. 14), становится более
контрастной. В Североевразиатской зоне растительность обогащается
кордаитами, которые быстро приобретают значение основной лесообра-
зующей группы. Кордаиты были высокими деревьями с тонкими колон-
нообразными стеблями, голыми в нижней и средней части и густовет-
вившимися на вершине. Развитию такой формы дерева способствовала
большая густота насаждений. Автохронные захоронения остатков кор-
даитов показывают, что их излюбленными местами были увлажненные
озерные низины и поймы рек.
Рис. 14 (условные обозначения см. на стр. 61).
С распространением кордаитов сокращалось количество лепидофи-
тов, теперь представленных исключительно эндемиками: кноррией, бер-
герией, ангародендроном и др., обычно малорослыми, с признаками?
угнетения. С течением времени количество лепидофитов в1 кордаитовых
лесах Северной Евразии неуклонно сокращалось, и к началу пермского
периода они почти полностью исчезают. Вместе с лепидофитами угаса-
ла другая группа тропических растений — каламиты, которых также со
временем становилось меньше, и размеры их уменьшались. Среди па-
поротников исчезали древовидные формы и распространялись мелкие,
составлявшие подлесок.
Ангарида и Северо-Восточная Тоболия во второй половине карбона
становятся основной лесной зоной Евразии. Их лесные массивы были
наиболее обширными. Элементы северных лесов активно продвигались,
на смежные территории. Уже в московском веке они в массовом коли-
63
честве появляются в Южной Тоболии (Восточный Казахстан и Джун-
гария) и в северных районах Сино-Гобии (Северный Китай).
В Южноевразиатской зоне сохранилась растительность, мало изме-
нившаяся с раннего карбона. Господствующее положение в ней продол-
жали занимать крупные лепидофиты и древовидные каламиты, семен-
ные и настоящие папоротники и птеридоспермы, дифференцированные
по экологическим обстановкам: каламиты, произрастали у берега в во-
де, лепидофиты и папоротники — на сильно увлажненном побережье,
а птеридоспермы — еще дальше от водоема, на сухом грунте.
Во второй половине карбона флористические различия западной
и восточной областей материка, связанные с неравномерным увлажне-
нием, стали более 'отчетливыми, чем в предшествовавшую эпоху.
В пределах Южноевразиатской зоны западная область характеризова-
лась ксерофилизованной вестфальской флорой, а восточная область —
пышной катазиатской. При этом контрасты вестфальской и катазиат-
ской флор со временем возрастали. Вестфальская постепенно лиша-
лась влаголюбивых элементов; вымирали лепидодендроны и сфено-
филлы, в связи с чем в ее составе возрастала относительная роль пте-
ридосперм и пекоптерид. Широко распространенная в этой области
формация болотных лесов, покрывавших периодически затапливаемые
морем низменности, угасает и замещается влажными лесами аллюви-
альных равнин. Резко сокращаются ареалы распространения гигро-
фильных группировок, из которых впервые как растительная формация
выделяются мезофилы, перешедшие на сухой грунт. Очевидно, первыми
мезофилами были субсигиллярии и одонтоптериды (Щеголев, 1964).
Многие папоротникообразные и птеридоспермы вырабатывают защит-
ные средства от высыхания в виде густого волосяного покрова и опу-
шения перышек.
В конце карбона в Вестфальской области складывается и получает
широкое распространение ксерофильное и световыносливое сообщество
из древних хвойных: вальхий и лебахий. О' ксерофильности и световы-
носливости древних хвойных, согласно А. К- Щеголеву (1964), свиде-
тельствуют прежде всего отсутствие в их сообществе гидрофильных
группировок (лепидодендронов, каламитов, папоротников), мощное
развитие древесины и ее араукароиДные трахеиды, габитус веточек и
игловидных листочков, строение кутикулы, пыльца с воздушными меш-
ками, а также низкорослость этих растений. К. 3. Сальманова рекон-
струирует хвойные группы вальхия в виде кустарников и полукустар-
ников.
Ксерофильная растительность распространялась на восток до Ти-
мана, Урала, Центрального Казахстана и Средней Азии, где она вхо-
дила в состав смешанных флор.
На Тимано-Урало-Казахстанском отрезке полосы распространения
смешанной растительности произрастала вестфальско-тунгусская фло-
ра, включавшая много хвойных, пекоптерид, птеридосперм и других
членов ксерофильной ассоциации. На среднеазиатском отрезке полосы
смешанной растительности был представлен вариант вестфальской фло-
ры с большим участием тунгусских и особенно катазиатских элементов.
В Восточной Азии до конца карбона существовала своеобразная
растительность с преимущественным развитием гигрофильных группи-
ровок. На территории Южного Китая она была представлена типичной
катазиатской флорой, отличавшейся обилием крупнолистных папорот-
ников и древовидных лепидофитов при отсутствии хвойных вестфаль-
ского типа и малым распространением кордаитов — главных лесообра-
зователей Североевразиатской зоны (тунгусская флора). В Охотском
регионе был распространен особый вариант тунгусской флоры с черта-
64
ми катазиатской, т. е. отличавшейся обилием папоротников и резко
сниженной ролью кордаитов.
В Северном Китае и Восточной Монголии была распространена
катазиатская флора с элементами охотской (варианта тунгусской).
Растительность перми
В пермском периоде горизонтальная радиация растений и освое-
ние ими новых экологических обстановок усилились. Однако и перм-
ский растительный покров в своем распространении был все еще огра-
ничен нижним ярусом рельефа: приморскими низменностями, аллюви-
альными равнинами и смежными с ними участками денудационных
равнин. Развитие его шло в направлении возраставшей дифференциа-
ции как под влиянием усложнявшейся климатической зональности,
так и в результате эволюции самой растительности, поднимавшейся на
более высокий уровень анатомической организации и приобретавшей
все большее систематическое и экологическое разнообразие.
Ранняя пермь. В ранней перми сохранялся позднекарбоновый план
фитогеографической зональности, но более контрастно выраженный.
В пределах Северо-Восточной Тоболии, Ангариды и Берингии по-преж-
нему существовала тунгусская флора с ксерофильным вариантом по
границе с аридной областью (уральская флора) и богатым гигрофиль-
ными группировками — охотским вариантом.
Тропическая растительность была представлена двумя типами, раз-
личными по составу и облику: европейской (поздней вестфальской),
распространенной в Фенно-Сарматии и Юго-Западной Тоболии, и ка-
тазиатской, господствовавшей в Катазии и Восточной Сино-Гобии. Осо-
бое положение в этой системе зональности занимала гондванская фло-
ра, существовавшая на территории Индостанского субконтинента.
Тунгусская флора с конца карбона изменилась мало. И в ранней
перми ее отличало Необычайное развитие кордаитовых лесов, в кото-
рых теперь уже не было лепидофитов, древовидных каламитов и круп-
ных птеридосперм, за исключением лишь южных районов, пограничных
с европейской и катазиатской областями. Главные лесообразователи
тунгусской флоры — кордаиты представляли крупные деревья до 30—
40 м высоты и диаметром ствола до 1,5 м. Годичные кольца роста и
листопадность, встречающиеся у них чаще, чем у кордаитов карбоно-
вого возраста, свидетельствуют о том, что сезонные колебания темпе-
ратуры и влажности в перми стали более резкими. Раннепермские кор-
даиты были типичными мезофилами, произраставшими за пределами
участков избыточного увлажнения главным образом на отлогих скло-
нах долин и плакорах, получавших лишь атмосферные осадки.
Небольшое участие в древостое кордаитовых лесов принимали
древнейшие представители гинкговых, цикадофитов и мезофильных
хвойных, количество которых, однако, с течением времени возросло.
В ранней перми тунгусская флора значительно продвинулась к
западу и юго-западу (рис. 15), в результате чего ее элементы заняли
господствующее положение в растительных ассоциациях Печорского
бассейна, а также бассейнов Восточного Казахстана, Джунгарии, Мон-
голии. Достаточно широко они были представлены в Приуралье, Цен-
тральном Казахстане и Тянь-Шане. Расцвет тунгусской флоры пришел-
ся на гумидный артинский век и начало кунгурского. Он проявился
в большом разнообразии ее родового и видового состава, в макро-
фильности многих ее представителей (крупнолистные членистостебель-
ные, крупноперышковые папоротники), в крупных размерах кордаитов
и др. В позднем кунгуре в периферических районах Тунгусской области
5 В. М. Синицын, Ч. 3
возросла ксерофильность растений: хвойных, птеридосперм, цикадофи-
тов и гинкговых, потеснивших кордаитовые ассоциации.
Развитие европейской флоры направлялось все усиливающейся
аридизацией климата: деградировали гигрофильные сообщества; почти-
полностью вымирают влаголюбивые элементы вестфальской флоры —
лепидофиты, сфенофиллы, каламиты, а также многие папоротники;,
растительный покров редеет и скудеет, исчезает с обширных про-
странств; прекращаются процессы угленакопления.
80 100 120
Рис. 15 (условные обозначения см. на стр. 61).
В самом начале периода (отен) еще встречались небольшие мас-
сивы хвойно-кордаитовых лесов с гинкговыми (преимущественно род.
байера), птеридоспермами и папоротниками. К саксонию лесные мас-
сивы превращаются в редколесья, состоящие преимущественно из хвой-
ных и ксерофильных птеридоспермов (каллиптерис). Даже на аллю-
виальных низменностях, где в карбоне господствовала гигрофильная-
растительность, распространяются мезофильные и ксерофильные груп-
пировки с хвойными, птеридоспермами (главным образом каллипте-
рис) , гинкговыми и цикадофитами; резко падает роль каламитов, а ле-
пидофиты становятся реликтами. Все растения приобретают ксеро-
чиорфные признаки: чешуевидные листья и ребристость экзины пыльцы
у хвойных, кожистость перышек, густое жилкование и погруженность в
мезофил листовой жилки у папоротников и птеридоспермов. По этой
направленности изменений морфологии и анатомии растений Европей-
ской флоры можно судить о их приспособлении к более сухому и сол-
нечному климату.
Промежуточное положение между (тунгусской и европейской-
флорами занимала уральская, сочетавшая в себе элементы этих основ-
ных флор. Зона развития уральской флоры охватывала Притиманье й-
66
бассейн Камы, Средний Урал, Восточный Казахстан и Джунгарию-
Доминантами ее были филлотеки, сфенофилы, оДонтоптерисы, псигмо-
филлумы, каллиптерисы, кордаиты, гинкговые и хвойные. Ксеромор-
физм у растений Уральской флоры был выражен слабее, чем у расте-
ний Европейской флоры. Уральские растения отличались более круп-
ными размерами листьев и перышек, чем европейские, меньшей густотой
их расчленения и жилкования, тонкой кутикулой и проявлением в
древесинах годичных колец роста, связанных, очевидно, с чередованием
сухих и влажных сезонов. Роль европейских элементов в уральской
флоре убывает с запада на восток. Уже в бассейнах Печоры, Северного
Урала и Прииртышья они имеют второстепенное значение (редкие
вальхии и каллиптерисы), а в Кузбассе отсутствуют полностью.
Катазиатская флора Юго-Восточной Азии, как и европейская,
в термическом отношении была тропической. В ней отсутствовали ти-
пичные растения Тунгусской области — кордаиты, а также европейские
хвойные и ксерофильные птеридоспермы и вместе с тем широко были
представлены древовидные лепидофиты, каламиты и папоротники.
Особенным богатством и разнообразием отличаются папоротники,
на долю которых приходится до 80—90% состава спорово-пыльцевых
комплексов. Типическими растениями Катазиатской флоры являлись
крупнолистные гигантоптерис и таениоптерис, образовавшие заросли
на приморских низменностях. Цикадофиты в Катазиатской флоре так-
же представлены влаголюбивыми формами (нильссония, замитес
и др.). Ареал распространения Катазиатской флоры в перми расши-
рился до Средней Азии и Северо-Восточного Китая, в которых значи-
тельно представлены типичные представители этой флоры — гиганто-
птериды.
На Северо-Востоке Азии была распространена особая охотская
флора, по своей систематической основе представляющая вариант тун-
гусской, а по экологическому типу подобная катазиатской. В начале
периода это были кордаитовые, а позже кордаитово-гинкговые леса,
очень богатые папоротниками. Тунгусские (охотские) элементы, глав-
ным образом кордаиты, в ранней перми распространялись вдоль Тихо-
океанского побережья до северной части провинции Шанси.
Гондванскую флору начала ранней перми отличало отсутствие на-
стоящих лепидофитов, древовидных папоротников и крупных птеридо-
сперм, вместо каламитов были представлены другие артикуляты. Ее
главными представителями являлись кустарниковые формы птеридо-
сперм: глоссоптерис3 и гангамоптерис, а также хвощи шизоневра и
филлотека, папоротник гондванидиум, из лесных пород—кордаиты ро-
да неогератиопсис. По составу Гондванская флора ближе всего стоит
к тунгусской и, как полагает М. Ф. Нейбург (1954), развивалась от
общих с нею корней.
Однако растительной Гондваны была беднее тунгусской. Если в
тунгусской флоре теперь известно свыше 1000 видов растений, то в
гондванской их количество не превышает 80. Древесины гондванских
кордаитов, как и тунгусских, обнаруживают ясные годичные кольца,
отражающие сезонные изменения климата. Глоссоптерис обладал мел-
кими цельнокройными языковидными листьями, у плауновидных (ли-
коподиОпсис, циклодендрон и др.) отсутствовала воздухоносная ткань,
что типично для растений нежаркого и сухого климата. Полагают, что
бедность гондванской флоры связана с суровыми условиями ее су-
ществования, вызванными кратковременным оледенением. Палеобота-
3 Однако Е. Пламстед (Красилов, 1969), изучившая огромный материал по глос-
соптеридам, реконструирует это растение в виде дерева с длинными и укороченными
побегами, несущими пучки листьев и репродуктивные органы.
5*
67
ник В. А. Красилов (1969) вслед за Е. Палмстед. считает позднепалео-
зойскую растительность Гондваны, отвечающей летнезеленому типу.
В конце раннепермской эпохи состав гондванской флоры начал изме-
няться в результате появления в ней катазиатских птеридосперм тае-
ниоптерис, сфеноптерис и др.
Поздняя пермь. В поздней перми процесс вымирания влаголюби-
вой и тенелюбивой растительности верхнего палеозоя пошел еще быст-
рее. В Европейской области все группы растений., связанных с обильно
увлажненными ландшафтами (лепидофиты, сфенофиллы, каламиты),
Окончательно вымирают. Сохраняющиеся в отдельных оазисах хвойные
и птеридоспермы подвергаются дальнейшей ксерофилизации, проявляю-
щейся в уменьшении размера растений, сокращении площади их
листьев и усложнении жилкования их, в смене толстого и сочною
листа —тонким, сухим и кожистым, чем достигалось уменьшение испа-
ряющей способности растений и усиления подачи воды к листьям.
Процесс ксерофилизации растительности охватывает и Тунгусскую
область, где он проявился в вырождении основных ее лесообразовате-
лей — кордаитов: в уменьшении их размеров, сокращении видового
разнообразия, в падении относительной роли их в растительных груп-
пировках. Позднепермские кордаиты были уже в значительной мере
ксерофитами и уже не создавали таких массивных насаждений, как в
позднем карбоне и ранней перми. Вместе с кордаитами вырождаются и
другие влаголюбивые растения: папоротники, членистостебельные. В ра-
стительном покрове повышается роль новых (мезозойских) элементов;
гинкговых, цикадофитов, хвойных мезофильных птеридосперм (тин-
фельдия) и мелколистных папоротников (кладофлебис), нуждавшихся
в менее обильном атмосферном увлажнении. В конце пермского перио-
да на месте кордаитовой тайги сохранялись лишь отдельные массивы
хвойно-гинкгово-цикадофито-кордаитовых лесов, в которых кордаиты
были представлены доживающими свой век сильно угнетенными
формами.
Процесс ксерофилизации тунгусской флоры происходил не одно-
временно в разных частях ее ареала. Раньше ксерофилизации подвер-
глась уральская растительность, ареал . которой непосредственно гра-
ничил с Аридной областью. Затем ксерофилизацией была затронута
собственно тунгусская флора в пределах Печорского, Прииртышского,
Джунгарского и Монгольского бассейнов и еще позже Тунгусского и
Ленского бассейнов.
В Печорском, Прииртышском и Джунгарском бассейнах хвойные
достигли преобладания, кордаиты отступили на второй план еще в са-
мом начале поздней перми, а в Тунгусском и Ленском бассейнах это
произошло только в самом конце пермского периода.
В поздней перми аридизации подверглись западные и северные
районы Катазиатской области: Тибет и Северный Китай, в которых так-
же получили распространение ксерофильные группировки (рис. 16).
Не претерпевая существенных изменений, катазиатская флора с гиган-
топтеридами и таениоптеридами и еще сохранявшая палеозойских ле-
пидофитов (лепидодендрон), хвощей (аннулярия) и клинолистников
(астерокаламитес), продолжала существовать лишь в Юго-Восточном
Китае. Во второй половине периода катазиатские гигантоптериды рас-
пространились до провинции Гирин Северо-Восточного Китая.
Гондванская флора в поздней перми становится заметно разно-
образнее. В ней появляются новые роды папоротников, птеридоспер-
мов, цикадофитов и хвойных (вольтциевых), обнаруживающих при-
знаки слабой ксерофилизации. Но все Хе до конца пермского периода
преобладание в этой флоре оставалось за глоссоптеридами, шизонев-
68
рами и кордаитами. Любопытно, что в это время типичные представи-
тели гондванской флоры — глоссоптерис и шизоневра — появились во
флорах Средней Азии, Урала и Индокитая. Развитие позднепермской
растительности таким образом направлялось все возраставшей су-
хостью воздуха. Обновление растительности происходило даже на пе-
реувлажненных ландшафтах. Каламиты и лепидофиты, существовав-
шие при влажной атмосфере палеозоя, стали уступать место таксодие-
80 100 120
Рис. 16 (условные обозначения см. на стр. 61).
вым, которые могли развиваться и при сухом воздухе, используя толь-
ко почвенную влагу.
* *
*
Значение растительности в качестве индикатора древнего климата
с течением времени возрастало по мере завоевания ею суши и в ходе
эволюции, совершавшейся в направлении все большего систематиче-
ского и экологического разнообразия.
Девонская флора была не только примитивной по своей органи-
зации, бедной в систематическом отношении и экологически однообраз-
ной, но еще тесно связанной с морской средой. Ее распространение
было ограничено зоной перехода море—суша, отличающейся доста-
точно выравненным влажным морским климатом. Может быть, поэто-
му девонская флора не обнаруживает провинциальных различий.
Позднедевонская и раннекарбоновая флора продвигается на кон-
тинент, несколько глубже охватывая заболачиваемые приморские низ-
менности. Все морфологические и анатомические особенности поздне-
девонских и раннекарбоновых растений свидетельствуют о их произ-
растании на болотной почве в условиях тропического (экстратропиче-
69
ского?) климата. Это уже была настоящая наземная растительность,
но еще связанная с влажным и ровным морским климатом.
В ее составе видное место заняли первые семенные растения (ран-
ние птеридоспермы), способные существовать и размножаться на до-
статочно сухом грунте. Даже раннекарбоновая флора, несмотря на ее
значительное систематическое богатство, оставалась однородной.
Только в результате исследований последних лет стали выявляться
едва заметные чисто количественные различия флор северной и южной
частей Евразии, по-видимому, отражающие незначительные различия
термического режима этих территорий.
С намюра начинается следующий этап в истории наземной расти-
тельности, характеризовавшийся освоением разнообразных экологиче-
ских обстановок аллювиальных низменностей. Теперь растительность
распространяется на огромные площади низкой суши. В ее составе
появляются и приобретают первенствующее значение группировки, су-
ществующие на сухом грунте и поэтому оказывающиеся в зависимости
от степени и режима атмосферного увлажнения. С этого времени расти-
тельность приобрела значение влажного индикатора палеоклимата,
отражающего его основные региональные типы. Теперь становится за-
метной фитогеографическая зональность. В намюре и среднем карбоне
зональность была проявлена еще слабо и только в количественных от-
ношениях отдельных родов и семейств растений, а в позднем карбоне и
перми — более четко и уже в качественном (формационном) составе
растительности. Так как различия в термическом режиме северной и
южной частей Евразии в палеозое были еще незначительными, фито-
географическая зональность в это время определялась главным обра-
зом распределением атмосферного увлажнения. Четко выделялись
области распространения ксерофильной (европейской), мезофильной
(тунгусской) и гигрофильной (катазиатской) растительности.
Развитие палеозойской растительности происходило в основном
под влиянием изменений степени и режима увлажнения. Особенно ди-
намичными оказались ксерофильные флоры, видообразование интен-
сивным было в Аридной области. Здесь впервые появляются хвойные,
птеридоспермы, цикадофиты, гинкговые. В областях равномерно влаж-
ного климата (катазиатской и охотской) растительность эволюциониро-
вала медленнее и дольше сохраняла остатки древних флор.
ГЛАВА IV
ЗООГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
МОРСКИЕ БЕСПОЗВОНОЧНЫЕ
Морские беспозвоночные палеозоя в экологическом отношении
были менее разнообразными, чем позднейшие фауны. Основные группы
•были донными организмами, населявшими мелководные участки моря
в зоне карбонатного и смешанного карбонатно-терригенного осадко-
накопления. Известковые водоросли занимали прибрежные участки
мелководья, вероятно до глубин 10—15 м, на которых еще возможен
достаточно интенсивный фотосинтез. Дальше, до глубин 40—60 м, были
распространены фораминиферы и брахиоподы. В рифовой фации со-
средоточивались табуляты, тетракораллы, строматопороидеи, а также
брахиоподы, мшанки, морские лилии. Полагают, что по экологическим
условиям палеозойские фауны были в основных чертах подобны фау-
нам мезо-кайнозоя. В частности, палеозойские кораллы, как и совре-
менные, чутко реагировали на колебания температуры, солености и
прозрачности вод, газовый режим. В силу примитивности морские бес-
позвоночные палеозоя были еще теснее связаны со средой обитания —
были еще более стенобиотными, чем позднейшие группы. Пожалуй,
наибольшим диапазоном приспособляемости обладали мшанки, пе-
реносившие в известных пределах колебания температуры и солености
вод. Роль мшанок в связи с этой их особенностью возрастает в бассей-
нах с динамической палеогеографией, и главными носителями их ос-
татков являются глинистые и алевритовые слои.
Морские бёспозвоночные палеозоя отличаются поразительной
устойчивостью родов и групп, существовавших на продолжении ряда
геологических периодов. Причиной их столь медленной эволюции была
слабая изменчивость среды обитания.
Зоогеографическая зональность (проявляющаяся лишь в периоды
более или менее контрастного термического режима) в среднем палео-
зое отсутствовала и наметилась к тому же не очень четко лишь со
второй половины карбона. Поэтому в палеозое главным фактором про-
винциальных различий фаун выступал не климат, тогда близкий изо-
термичному, а палеогеографический фактор, определявший особенности
бассейнов и возможности миграций фауны.
Девон
В девоне происходили неоднократные обновления фауны морских
'беспозвоночных в связи с периодическими изменениями палеогеографи-
ческих условий.
Первое значительное обновление произошло перед началом девон-
ского периода в результате обширной регрессии моря и совпавшей
71
с нею фазой аридизации климата. Многие участки шельфов обсыхают.
В мелководье, как правило, терригенная седиментация сменяется кар-
бонатной. Произошедшие изменения физико-географических условий
в большей степени отразились на фауне морских беспозвоночных, ко-
торая тогда была исключительно мелководной и бентонной. Резко сни-
зилась роль обитателей мелководья: трилобитов, цистоидей, бластои-
дей, прямораковинных цефалопод, произошло почти полное вымирание
граптолитов — обитателей тихих бухт, опреснявшихся континенталь-
ными водами. Одновременно начался прогресс групп простейших и бес-
позвоночных рифообразователей: известковых водорослей, стромато-
пор, табулят, тетракораллов, мшанок, морских лилий, отчасти двуство-
рок. На смену пассивным прямораковинным цефалоподам приходят
аммонеи: агониатиты (Ш), гониатиты (П2) и климении (£>з). Эволю-
ция головоногих моллюсков в направлении все большего свертывания
раковины и усложнения ее структуры рассматривается плаеонтоло-
гами (Руженцев, 1962) как показатель все возрастающих приспособ-
лений к активному плаванию и освоению более отдаленных от берега
участков моря, что стало необходимым в условиях обмеления и высы-
хания прибрежных частей шельфов.
Второе крупное обновление фауны морских беспозвоночных, произо-
шедшее в конце Эйфеля — начале живета, совпало с окончанием ран-
недевонского теократического и аридного максимума и переходом
к талассократическому (гумидному) этапу конца девона — раннего
карбона. В это время завершается расцвет и начинается частичное уга-
сание главных рифостроителей: табулят и кораллов, крупные изменения
происходят и в составе основной группы девонских беспозвоночных—
брахиопод: угасание атрипид и пентамерид и расцвет более высокоорга-
низованных спириферид и стрингоцефалид, появление ранних продук-
тид и ринхонеллид. Брахиоподы получают еще более широкое распро-
странение, образуя частые скопления в виде банок в зоне карбонатной
и карбонатно-терригенной седиментации.
В распространении девонских фаун морских беспозвочных устана-
вливаются заметные областные и провинциальные различия. Разли-
чаются Атлантическая и Тихоокеанская зоогеографические области;
внутри первой выделяются два типа раннедевонских фаун: рейнская, свя-.
занная с прибрежными фациями, и богемская, приуроченная к пелагиче-
ским, иногда рифовым фациям. Широко известна срединноазиатская
фауна, обогащенная эндемическими формами (рис. 17). Однако, судя
по тому, что систематическая основа этих фаун была единой, различия
между ними обусловливались не климатической поясностью, а палео-
географическими условиями обитания. В частности, наличием огромно-
го меридиального поднятия, протянувшегося от Ангариды через Сино-
Гобию к Индо-Тибетии, определялись трудности миграций фауны
бассейнов Западной и Восточной Евразии и соответственно существова-
ния атлантического и тихоокеанского типов фаун. Однако различия:
Условные обозначения к схемам зоогеографической зональности
(рис. 17—21)
1 — граница между Атлантической и Тихоокеанской областями (палеогеографи-
ческий план зональности); 2 — граница между Сибирской и Европейско-Китайской,
областями (климатический план зональности).
72
этих типов фаун отчетливыми были только в теократическую фазу пер-
вой половины девона, когда связи западной и восточной групп морских
бассейнов Евразии оказывались особенно затрудненными. Позже, вслед-
ствие развития морской трансгрессии и разрушения перешейков суши,
обмен фаун Атлантической и Тихоокеанской областей усиливается и
различия между ними почти стираются.
г
80 ЮО 120
20
Рис. 17 (условные обозначения см. на стр. 72).
Фауны Атлантической области, лежавшей в основном в зоне арид-
ного климата, были богаче и разнообразнее фаун Тихоокеанской об-
ласти, находившейся в сфере влияния гумидного климата. Эти разли-
чия убедительно показали В. Н. Дубатолов (1964) и Н. Я. Спасский
(1964) на примерах табулят и тетракораллов, Б. К. Лихарев — на фау-
не брахиопод. В частности, к Атлантической области приурочены ос-
новные районы девонского рифообразования (прирейнские районы
Бельгии и ФРГ, Гарц, Келецко-Сандомирский кряж, Карнийские
Альпы, Малая Азия, Урал). В ней же более контрастно проявились
различия фаун прибрежной зоны (рейнская) и открытого моря (бо-
гемская).
В зоне Срединно-Азиатского орографического барьера девонские
моря изобиловали местными перешейками, дробившими их на мелкие
бассейны и затруднявшими внутри их обмен фаун, что стимулировало
эндемическое видообразование. Особенно велика роль эндемиков в
в фаунах Алтае-Саянского региона, в котором активные каледонские
и раннегерцинские движения создавали массу преград, обособлявших
местные бассейны от открытого моря.
Основная вспышка эндемического видообразования в Срединно-
Азиатской зоне пришлась на теократическую фазу первой половины
73
девона. Трансгрессия позднего девона и здесь ослабила эндемическое
видообразование и стерла провинциальные различия фаун.
В Тихоокеанской зоогеографической области наименьшим богатст-
вом и разнообразием фаун, коралловых в особенности, отличались Ко-
лымский, Охотский и Монгольский бассейны. Относительная бедность
фаун названных бассейнов сохранялась даже в позднем девоне в пору
максимального развития трансгрессии, уничтожившей орографические
барьеры между морями. Может быть, в этом следует видеть
зачатки широтной (климатической) зональности фаун морских беспо-
звоночных в связи с дифференциацией термического режима в очень
слабой степени, существовавшей уже в девоне?
Итак, в девонском периоде все областные и провинциальные разли-
чия фаун морских' беспозвоночных были обусловлены в основном па-
леогеографическими причинами. Влияние же климата на фауны моря
были весьма ограниченными. Широтной (климатической) зоогеографи-
ческой зональности еще не существовало. Слабое воздействие клима-
та улавливается лишь в относительном богатстве атлантических фаун
(в связи с аридностью) и в относительной бедности фаун Северо-Во-
сточной Азии (может быть, по причине пониженного термического ре-
жима) ,4
Карбон
Фауна карбона в пределах Евразиатского пространства была диф-
ференцирована очень слабо и в общем еще сохраняла единую систе-
матическую основу. Это единство фаун всех морей Евразии было на-
столько велико, что долгое время вообще отрицалась возможность
выделения для карбона, и в особенности для его первой половины,
зоогеографических областей, обусловленных климатической поясностью,
хотя уже давно отмечается относительная бедность карбоновых фаун
Восточной Арктики и Северо-Восточной Азии (т. е. Сибирской зоогео-
графической области) в сравнении с другими областями Евразии
(рис. 18).
Фауна карбона в основном была представлена мелководным бен-
тосом (глубины до 50—60 м), на распределение которого климатиче-
ские условия, как и эколого-фациальные, оказывали решающее
влияние.
Ранний карбон. В турнейском и визейском веках различия в составе
северо-восточных и других фаун были мало заметными, только коли-
чественными и, как полагает В. И. Устрицкий (1967), не дающими ос-
нований для выделения зоогеографических областей. На северо-востоке
были распространены те же группы морских беспозвоночных, что и в
других областях Евразии, и представлены космополитными формами.
Господствующими группами всюду были брахиоподы, кораллы,
мшанки, фораминиферы.
Фауна брахиопод раннего карбона была уже существенно отлична
от девонской. В начале периода полностью заканчивают свое сущест-
вование надсемейства атрипид и строфоменид и широкое развитие по-
лучают хонетиды, спирифериды и особенно продуктиды. Вместе с тем
еще достаточно широко распространены характерные для девона
формы мелких размеров, как камаротоехия, композита, диелязма, ати-
рис.
4 В этой, едва лишь намечающейся зоогеографической зональности к Северо-Во-
сточной области принадлежали Амурский бассейн и Приморье, фауны которых кажутся
менее разнообразными, чем тетические.
74
"Значительного прогресса в раннем карбоне достигают форами-
ниферы, приобретающие теперь значение одной из главнейших групп
морской фауны. Среди них первое место принадлежало многокамер-
ным эндотиридам, архедисцидам и примитивным озаваинеллам. Ко-
раллы были представлены больше четырехлучевыми и меньше табуля-
тами. Среди тетракораллов прогрессировали крупные колониальные
формы (литостротион, лансдалейя и Др.). Табуляты претерпели значи-
тельное обновление родового и видового состава. Наибольшего рас-
цвета достигли сирингопориды, представители прикрепленного бентоса.
;Мшанки распространяются еще больше, чем в девоне. В раннем кар-
боне они в основном были представлены отрядом криптостомата (осо-
-бенно феностеллидам'и).
~ во 1Р0 120
Рис. 18 (условные обозначения см. на стр. 72).
Качественные различия, отчетливее всего проявившиеся на фауне
фораминифер, начинают складываться только в позднем визе. В это
время в Сибирской области уже существовал однообразный комплекс
фораминифер, состоящий почти целиком из архедисцид и брунсий. Тем
временем в Тетисе были разнообразно представлены фузулиниды и
текстуляриды. Таким образом, в это время качественные различия си-
бирских и тетических фаун достигли уровня не только родов и семейств,
но и отрядов. По оценке О. В. Юферова (1967) в сибирской фауне
фораминифер позднего визе количество форм было в 2—3 раза меньше,
чем в Тетисе.
В намюре и башкирском веке среднего карбона эндемические (си-
бирские) роды начинают появляться и среди брахиопод (орулгания,
прахорридония, степановина и др.). В Сибирской области полностью ис-
чезают груборебристые хориститы из группы Ch. bisulcatiformis и вме-
75
сто их распространяются формы относительно тонкоребристых хори-
стидов из группы Ch. anikeevi (Устрицкий, 1967).
Однако В. И. Устрицкий (1967) считает, что, несмотря на эти раз-
личия, и в башкирском веке сходство между комплексами сибирских
и тетических фаун оставалось весьма значительным и подчеркивалось
прежде всего массовым распространением среди брахиопод родов дик-
тиоклостус и линопродуктус.
Средний и поздний карбон. В московском веке, несмот-
ря на. еще сохраняющееся единство систематической основы всех
евразиатских фаун морских беспозвоночных, их биогеографические раз-
личия возрастают, и с этого времени отчетливо вырисовываются Сибир-
ская и Европейско-Китайская области (рис. 19).
80 100 120
Рис. 19 (условные обозначения см. на стр. 72).
В Сибирской области, распространявшейся на Восточную Арктику,
Сибирь до Западного Таймыра и Енисея и Северо-Восточную Азию,
фауны всех групп беспозвоночных испытывают дальнейшее обеднение.
Уменьшается разнообразие мелких фораминифер: архедйсцид и брун-
сий; в терригенных фациях появляются «песчаные» формы. В позднем
карбоне сибирские комплексы фораминифер были беднее тетических
в 7—14 раз (Юферов, 1967). Среди брахиопод исчезают роды шизофо-
рия и рипидомелла, редкими становятся ортотетины, диктиоклостус и
линопродуктус, но вместе с тем в изобилии встречаются мелкие кан-
кринелла, овертония, фрикодотирис, таймырелла, появляются первые
мелкие и гладкие гонстиды, якутопродуктус и хорогодония (Устрицкий,
1967). К концу московского века в Сибирской области остается не бо-
лее половины родов брахиопод, существовавших в его начале.
76
Возникают эндемические формы и среди аммЬноидей, в частности
якутоцерас, не обнаруженный за пределами Сибирской провинции.
Европейско-Китайская область охватывала всю Европу с Западной
Арктикой, Казахстан, Среднюю и Переднюю Азию, Южную половину
Китая и Индокитай. Ее отличало богатство и разнообразие всех фау-
нистических групп, в особенности фораминифер (фузулиниды, озава-
инеллиды, штаффелиды), тетракораллов (каниний, ботрофиллумов),
сифонниковых водорослей, крупных брахиопод (продуктиды, спирифе-
риды), криноидей, мшанок. В связи с нараставшей аридизацией кли-
мата в ее комплексах прогрессировали рифостроители. Во второй по-
ловине карбона в рифовых фациях появляются прикрепляющиеся бра-
хиоподы: рихтгофения, литония и др., по форме напоминающие рудиста
или коралла, благодаря тому, что нижняя створка приняла вид глу-
бокой чашечки, которой животное прирастало к субстрату.
В результате регрессий моря, произошедших в конце карбона, в
ряде окраинных басейнов Западного Тетиса получили распространение
своеобразные эндемические фауны без фораминифер и кораллов, но
значительным развитием пелеципод и эврибиотных брахиопод.
Смешение фаун Сибирской и Европейско-Китайской областей
(с появлением фузулинид и кораллов) происходило в зоне-, протягивав-
шейся от Новой Земли, через Прибалхашье в Монголию и Амурский
бассейн, Японию, в которых фауны карбона носят переходный ха-
рактер.
В карбоне, вследствие слабой дифференциаци термического ре-
жима (обуславливающего широтную зоогеографическую зональность),
распределение морских беспозвоночных по-прежнему в большой мере
зависело от палеогеографических условий. Этот палеогеографический
план зональности накладывался на слабо выраженный климатический
план дробя его на провинции.
В турнейском веке еще сохранялся. орографический барьер из
тесно примыкавших друг к другу субконтинентов Индо-Тибетии, Сино-
Гобии и Ангариды, разделявшей евразиатские моря на две довольно
обособленные группы бассейнов: западную (Атлантическую) и восточ-
ную (Тихоокеанскую) с несколько отличными фаунистическими ком-
плексами. Фауны Атлантической и Тихоокеанской зоогеографической
областей в термическом отношении однотипны, но различны по направ-
лению эндемического видообразования, связанного со специфическими
условиями обитания и возможностями взаимных миграций. Правда,
Атлантическая область, к которой были приурочены основные прояв-
ления аридного климата, отличалась более широким распространением
рифообразователей: кораллов, известковых водорослей, криноидей,
крупных брахиопод.
В визейском веке и далее в среднем и позднем карбоне орографиче-
ский барьер, разделявший Атлантическую и Тихоокеанскую области,
распадается. В разных его частях возникают обширные проливы, обес-
печившие свободные связи бассейнов западной и восточной групп,
вследствие чего различия в составе атлантических и тихоокеанских
провинций стираются. В частности, совсем исчезли различия между
Европейской (Атлантическая область) и Китайской (Тихоокеанская
область) провинциями. Д. М. Раузер-Черноусова указывает на то, что
многие десятки видов фораминифер С2-3 Русской платформы и Китая
являются общими. Так же и Б. С. Соколов отмечает, что комплексы
табулят и ругоз этих провинций близки между собой. Еще большим
оказывается сходство брахиопод.
Неясен вопрос с положением в системе зоогеографической зональ-
ности Гималайской области, выделенной А. Д. Миклухо-Маклаем
77
(1963). Согласно названному исследователю в раннем карбоне Гима-
лайская область обладала весьма оригинальной фауной, в которой не
известны крупные брахиоподы, как гигантелы и стриатиферы, а также
фораминиферы окского типа. Этими своими особенностями она больше
обнаруживает сходство с Сибирской областью, чем с Европейско-Ки-
тайской.
Во второй половине карбона Гималайская фауна уже ничем не
отличилась от европейской и китайской.
Пермь
Ранняя пермь. В первой половине пермского периода состав и ха-
рактер фауны морских беспозвоночных оставался в общем таким же,.,
как в позднем карбоне. По-прежнему господствовали фораминиферы,
\
80 100 ' 120
Рис. 20 (условные обозначения см. на стр. 72)..
брахиоподы, кораллы, гониатиты и мшанки, представленные в основ-
ном семействами и родами, перешедшими из позднего карбона. Так
же и зоогеографическая зональнось по плану и степени выражения
мало отличалась от позднекарбоновой. Приблизительно в тех же гра-
ницах продолжали существовать Сибирская и Европейско^Китайская
зоогеографические области, обладавшие несколько различными типами
фаун (рис. 20). Хотя и в ранней перми фаунистический базис этих об-
ластей в части большинства групп еще сохранял единство, различия
их фаун стали более глубокими и четкими. В основном различия фаун.
Сибирской и Европейско-Китайской областей носили количественный
характер и выражались в различной степени их родового разнообра-
зия. Вмесе с тем быстро углублялись и качественные различия,, свя-
78
занные с исчезновением в Сибирской области наиболее теплолюбивых-
групп. «
Сибирская область. Наиболее теплолюбивые группы морской фа-
уны: фузулиниды и сифонниковые водоросли в Колымском море вы-
мерли еще до начала периода. В течение раннепермской эпохи они ис-
чезли и в море Западной Арктики. Из фораминифер сохранились
мелкие лагениды и амодисциды. Единичные представители колониаль-
ных кораллов дожили до артинского века. Отчетливее всего оскудение
фауны Сибирской области в раннепермскую эпоху выступает в разви-
тии главной группы бентоса-брахиопод, количество родов которых за
это время сократилось едва не наполовину. Прекратило существование
большинство родов хонетид, продуктид и спириферид, господствующее
положение в составе сибирской брахиоподовой фауны заняли специ-
фические роды якутопродуктус, таймырелла, хорридония. Это были
явно теплоумеренные формы, не заходившие в воды Тетиса даже там,
где они имели с бореальным морем свободное сообщение. На похоло-
дание, происходившее в Сибирской области, указывает опережающее
развитие в ней процесса угасания палеозойских фаун, в частности бра-
хиопод. Роды брахиопод— рапидомелла, шизофория, меекелла, поли-
катифера, авония, маргинифера, линопродуктус и др., полностью вы-
мершие в Сибирской области еще в артинском веке, в Тетисе продол-
жали существовать почти до конца периода (Устрицкий, 1967),
В -ранней перми сибирская фауна брахиопод была намного беднее
тропической фауны Тетиса. Если в первой количество родов брахиопод
не превышало 70, то во второй оно достигало 300.
Ко второй половине раннепермской эпохи относится появление спе^
цифических иноцерамоподобных пелеципод (колымия, афаная и др.).
Европейско-Китайская область отличалась огромным разнообра-
зием беспозвоночных, представленных всеми без исключения группами.
Особенно широким распространением в ней пользовались фузулиниды,
кораллы (табуляты и ругозы), сифониковые водоросли, разные брахио-
поды, криноидеи. Отчетливее, чем в позднем карбоне, выступают провин-
циальные различия европейской (аридной) и китайской (гумидной)
частей области.
В европейской части Тетиса были шире распространены рифооб-
разователи, а в краевых бассейнах европейской провинции, временами
превращавшихся в испаряющиеся лагуны, — угнетенные эвригалинные
фауны, 'вообще не известные на юго-востоке.
Пограничное положение между Сибирской и Европейско-Китайской
зоогеографическими областями занимало Монгольское море, фауна ко-
торого близка к фауне Тетиса (присутствие фузулинид и кораллов) и
фауне Колымского моря (ряд родов брахиопод, типичных для сибир-
ского комплекса).
В ранней перми граница Сибирской и Европейско-Китайской обла-
стей в Арктике и на Русской платформе переместилась к западу, до-
стигнув к концу эпохи Тимана (Устрицкий, 1967), а в Восточной
Азии — к северу. На территории Амурского бассейна, включая и его
китайскую часть, Приморье и Корею, фауна которой в девоне и раннем
карбоне, несмотря на свой тропический характер, имела большое сход-
ство сибирской, теперь была распространена тетическая фауна с фузу-
линидами, кораллами и южными брахиоподами, среди которых было
немало форм, близких уральским.
Поздняя пермь. В позднепермскую эпоху различие в составе фаун
Сибирской и Европейско-Китайской областей становится еще констраст-
нее (рис. 21). Число фаунистических групп, исчезнувших в Сибирской
области, но еще продолжавших существование в Тетисе, возрастало.
79
В Сибирской области происходит угасание и мелких фораминифер,
(лагенид и аммодисцид), среди которых на первый план выдвигаются
примитивные однорядовые формы. Табулят уже не было, незначительно
были распространены и ругозы. Из брахиопод сохранялось только
19 родов (в казанском веке). Еще большую роль в составе сибирской
фауны приобрели сообщества иноцерамоподобных пелеципод с афа-
наей, колымией, прокрастеллой, проокситомой и др. Сокращается ко-
личество и разнообразие аммоноидей.
80 100
Рис. 21 (условные обозначения см. на стр. 72).
Сибирская зоогеографическая область в поздней перми продол-
жала расширяться, все более охватывая западный сектор Арктики и
северо-восточные районы Русской платформы. Сибирские элементы,
особенно хорридонии, присутствовали даже в фауне цехштейнового
моря.
В Восточной Азии граница Сибирской зоологической области, наобо-
рот, продолжала подниматься к северу. Тропические фауны распростра-
няются на весь Амурский бассейн и Приморье. Озаваинеллиды и другие,
представители теплолюбивой фауны появляются даже на территории
Корякского хребта (Миклухо-Маклай, 1955).
В Европейско-Китайской области, теперь расйространявшейся на
восток до Приморья и Японии, на продолжении всей позднепермской
эпохи были распространены кораллы (табуляты и ругозы), сифоннико-
вые водоросли, прикрепляющиеся брахиоподы (литония и рихтгофе-
ния). Сохранялись и фузулиниды, достигшие в это время максималь-
ной специализации. Среди их крупных бентонных форм появляются
многоаппертурные неошвагерины, поликсодины, суматрины, а также
80
мелкие, как предполагают, планктонные фузулиниды: кондофузиелла,
ниппонителла и др.
Провинциальное деление Европейско-Китайской зоогеографической
области сохраняется в том же виде, как и в начале периода, и даже
становится еще более четким. Западная (Средиземноморская) провин-
ция, распространявшаяся на восток до Пакистана включительно, по-
прежнему отличалась мощным развитием рифообразователей: извест-
ковых водорослей, фузулинид, кораллов и тесно связанных с рифовыми
фациями гастропод («беллерофоновые известняки») и’брахиопод («про-
дуктусовые известняки»). Восточная (Малайская) провинция, к которой
принадлежали морские бассейны Южного Китая, Индокитая, Японии
и Индонезийского архипеллага, характеризовалась умеренным распро-
странением рифообразователей, а также присутствием местных эле-
ментов в фауне: суматрин, лепидолин и вербеекин (неошвагерины),
парафузулинел и рейхелин (фузулиниды), лофофиллум (кораллы),
олдхамия (брахиоподы), псевдотиролитес (аммоноидеи) и др.
Во второй половине позднепермской эпохи процесс вымирания
палеозойских групп беспозвоночных распространился и на Европей-
ско-Китайскую область. В первую очередь он коснулся наиболее тепло-
любивых фузулинид, лишившихся всех своих высших представи-
телей. До конца периода сохранились лишь единичные, сильно деградиро-
вавшие формы, состоявшие из начальной камеры и одного — двух
оборотов.
В результате вымирания фузулинид господствующее положение
среди фораминифер переходит к аберрантным планктонным озаваи-
неллидам и примитивным мелким формам аммодисцид и лагенид,
имевшим более широкий диапазон приспособлений к изменениям фи-
зико-географической среды. Эта позднепермская ассоциация форами-
нифер'уже была близка триасовой.
Табуляты во второй половине позднепермской эпохи становятся
редкими даже в Тетисе. Исчезают последние представители фавози-
тид, тамнопорид и др. Колонии становятся мелкими, с простые внут-
ренним строением; некоторые их роды возвращаются к более древнему
(аулопороидному) строению.
Четырехлучевые кораллы почти полностью исчезли к середине позд-
непермской эпохи. М’есто их заняли одиночные мелкие кораллы Pleu-
rophyllidae, существовавшие до начала триаса. Крупные изменения-
произошли и в классе аммоноидей: в конце перми почти полностью вы-
мерли гониатиты, лишь отдельные их представители дожили до начала
триаса, и только среди цератитов выделились роды, перешедшие кри-
тический рубеж и давшие начало основной массе триасовых предста-
вителей этого отряда (Руженцев, 1965).
Мшанки, еще в начале поздней перми принимавшие участие в об-
разовании рифов и достаточно широко распространенные в терриген-
ных фациях, быстро угасают, и к началу триаса из них сохраняются
лишь единичные виды.
На позднепермскую эпоху в Тетисе пришелся заключительный этап
в развитии палеозойских брахиопод. Пентамериды, строфомениды, хо-
нетиды, продуктиды, спирифериды и многие другие семейства, имев;
шие широчайшее распространение в морях девона, карбона и перми,
быстро угасают. Формы их становятся малорослыми, несущими при-
знаки угнетения. Среди семейств, переходящих в мезозой, возникают
аберрантные формы (такие, как - рихтгофениды и литбниды) и появ-
ляются роды с признаками атавизма, свойственными девонско-турней-
ским брахиоподам (Руженцев, 1965). В результате этого процесса бра-
В. М. Синицын, ч. 3
81
хиоподы из группы многочисленной и разнообразной превращаются во
второстепенную, представленную очень немногими родами, какой она и.
остается на продолжении мезозоя и кайнозоя (Устрицкий, 1967).
Прогрессировали лишь двустворчатые моллюски, перенявшие1
в конце перми ведущую роль в фауне бентоса от брахиопод и донных
фораминифер. Расцвет двустворок в это время, очевидно, был связан,
с- их способностью существовать в условиях непостоянного солевого-
режима.
В итоге на рубеже перми и триаса произошла смена фаун морских,
беспозвоночных, самая значительная за всю послепротерозойскую исто-
рию планеты. По Шиндевольфу, из 27 позднепермских групп рангом
выше семейства только 3 продолжали существование в раннем триасе,,
остальные вымерли на этом рубеже или немного раньше. В самом на-
чале триаса возникло не менее 16 новых таксонов.
Как показали исследования В. Е. Руженцева (1965), изменения
органического мира на границе палеозоя и мезозоя не были катастро-
фическими. Они происходили длительно, в течение всего последнего-
века перми (джульфинского). Характерно, что вымирание палеозой-
ских групп организмов сопровождалось возвратом ими давно утрачен-
ных особенностей организации, которыми представители данной группы,
обладали в предшествовавший ксеротермический максимум (девон-
ский), также вызвавший большой кризис в развитии органического
мира.
Согласно В. Е. Руженцеву (1965), при пермо-триасовом кризисе-
меньше всего пострадали нектонные организмы (аммоноидеи, рыбы),,
а среди бентоса — остракоды, т. е. животные эврифациальные. Больше:
всего кризис отразился на фузулинидах, водорослях, брахиоподах,.
мшанках, принадлежавших к неподвижному бентосу и являвшихся,
обитателями морского мелководья главным образом в пределах фото-
синтезирующего слоя.
В триасовых морях развитие животного мира шло по пути при-
способления к более глубоководным условиям и в направлении усиле-
ния роли некоторых групп при относительном снижении роли бентоса,,
в котором на первый план выдвинулись моллюски, а брахиоподы стали
второстепенной группой.
Причину кризиса Беурлен (Beurlen, 1956) и Фишер (Fischer,.
1963) склонны видеть в понижении солености вод Мирового океана
в результате интенсивного пермского галогенеза, поскольку от него-
больше всего пострадали стеногалинные формы. По Шиндевольфу вы-
мирание фаун на рубеже пермского и триасового периодов было вы-
звано изменением в составе солнечной радиации.
БЕСПОЗВОНОЧНЫЕ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ БАССЕЙНОВ
В раннем девоне происходила энергичная регрессия эпиконтинен-
тальных бассейнов, в процессе которой многие заливы утрачивали связь-
с морем и превращались во внутриконтинентальные водоемы. К этому
времени, очевидно, и озоновый экран, предохраняющий жизнь от вред-
ного действия ультрафиолетового излучения, развился настолько, что
появились условия для существования организмов на суше. Условия
жизни во внутриконтинентальных водоемах существенно отличались
от морских из-за неустойчивости их гидрологического режима, ненор-
мальной солености (опреснения или, наоборот, засолонения), все еще-
высоких доз солнечной радиации. Приспособиться к этим условиям
смогли лишь немногие группы организмов, среди которых оказались.
82
гигантские ракообразные, рыбы (панцырные, двоякодышащие, отчасти,
ганоидные), двустворки, остракоды и филлоподы. Отдельные группы
в этой первой континентальной фауне были представлены очень одно-
образно, иногда лишь одним — двумя родами. Например, филлоподы
представлены одной эстерией, двустворки — тремя родами родственным
анодонтам и родом, близким современным беззубкам (Amnigenia).
М. Жинью (1952) указывает, что первые завоеватели суши эколо-
гически напоминали их ныне живущих сородичей. Так, девонский род
рыб- Dipterus сходен с современными двоякодышащими, например
с родом Neoceratodus, живущим во внутренних озерах Австралии, де-
вонская ганоидная рыба Holoptychius имеет аналогов среди много-
перых, населяющих озеро Чад в Африке, девонская эстерия, биологи-
чески близка к Artemia, встречающейся в озерах- степной части Евра-
зии. Во второй половине девона и в турнейском и визейском веках
раннего карбона фауна внутриконтинентальных водоемов становится не-
сколько разнообразнее, но все же остается примитивной и недифферен-
цированной, представленной на всех субконтинентах Евразии сходными
комплексами.
В намюре и среднем карбоне в континентальной фауне начинают на-
мечаться провинциальные различия, хотя систематическое единство,
как и в морской фауне, продолжает сохраняться по-прежнему. Не-
сколько индивидуализируется европейский (вестфальский) комплекс,
связанный с открытыми, часто осолоненными водоемами Аридной об-
ласти, и азиатский комплекс, существовавший в пресноводных водо-
емах гумидной области, зараставших гигрофильной растительностью.
В позднем карбоне — ранней перми, когда термический режим уже
был дифференцирован на тропический и бореальный пояса, азиатская
пресноводная фауна распалась на тунгусский (бореальный) и катази-
атский (тропический) комплексы. По палеогеографическим условиям
этого времени (значительное развитие суши на Ангариде, Тоболии и
Фенно-Сарматии и затопление Катазии и Сино-Гобии) большого рас-
цвета достигли только тунгусский и европейский аридный комплексы,
а катазиатский ютился в единичных бассейнах.
Тунгусский комплекс позднего карбона — ранней перми характери-
зовался преимущественным развитием пресноводных пелеципод, до-
вольно разнообразных и многочисленных, среди которых были десятки
родов, не встречаемых за пределами данной провинции (прокопьев-
ская, марсиелла, микродонта, микродонтелла, абиела, ангародон, ки-
неркаела и др.). Европейский комплекс в основном состоял из пред-
ставителей родов антраконайя, антраконаута, корбоникола, найядитес,
остатки которых заключены в пестроцветных, иногда соленосных от-
ложениях. В Печорском, Карагандинском, Прииртышском бассейнах,
располагавшихся на границе Европейской и Тунгусской зоогеографиче-
ских областей, среди ископаемых остатков встречаются представители
обоих комплексов.
В поздней перми возросшая аридизация климата способствовала
общему улучшению экологических условий существования беспозво-
ночных в континентальных водоемах. Усиливается освещение и про-
грев вод, водоемы освобождаются от растительности и ее гниющих
остатков, понижается растворимость извести. В результате фауна бес-
позвоночных в этих водоемах становится еще более многочисленной
и разнообразной, во всех группах и особенно среди пелеципод прояв-
ляется гигантизм: раковины становятся крупнее, массивнее и толсто-
стеннее (прокопьевская, неамнингамия, антраконаута). Расширение'
аридной области сопровождалось распространением европейской фа-
6*
83.
уны на смежные территории Тунгусской и Катазиатской областей. Ее
представители появляются в Кузнецком и Джунгарском бассейнах и
даже в западной части Тунгусского бассейна.
ПОЗВОНОЧНЫЕ
Наземные позвоночные больше, чем растения и беспозвоночные
моря, чувствительны к изменениям внешней среды, в частности кли-
мата, поэтому их эволюция проходила быстрее. Действительно, на
историю отдельных семейств и даже родов растений и беспозвоноч-
ных, существовавших иногда сотню миллионов лет и более (лепидоден-
дрон, гинкго, магнолия, спирифер, продуктус и др.), приходится не одно
крупное обновление фауны позвоночных.
Наземные позвоночные появились в девоне и в течение палеозоя
пережили ряд крупных революций, сопровождавшихся обновлением
родового состава и сменой господствовавших экологических типов. Эти
революции в развитии наземных позвоночных по времени совпадают
с основными этапами климатической истории Земли и, несомненно,
являются их отражением.
При использовании данных по наземным позвоночным для палео-
климатических реконструкций мы исходили из предположения, что вы-
мершие группы по особенностям физиологической организации и эко-
логической приспособляемости, а следовательно, и по реакции на кли-
мат были принципиально похожими на своих эволюционных потомков,
и, в частности, палеозойские амфибии и рептилии существовали при
параметрах климата,близких тем, в которых живут современные круп-
ные представители этих классов. Экзотермные палеозойские амфибии
и рептилии, как и современные, не имевшие механизма регулирования
температуры тела, могли существовать только в теплом климате, лишен-
ном сколько-нибудь значительных сезонных колебаний.
Девон
(Фауна кистеперых рыб и древнейших амфибий)
В лагунно-континентальных отложениях девона обнаружены мно-
гочисленные остатки кистеперых и двоякодышащих рыб, обладавших
сильно развитыми грудными и брюшными плавниками, приспособлен-
ными для ползания по грунту. Двоякодышащие (дипнои) к тому же
имели примитивный легочный аппарат, позволявший им пользоваться
воздушным кислородом. Плавательный пузырь кистеперых, пронизан-
ный кровеносными сосудами, также был приспособлен поглощать кис-
лород из воздуха.
Все ныне живущие дипнои живут в мелких илистых водоемах тро-
пических областей с периодически засушливым климатом. В сезоны
дождей, когда поверхностных вод много, эти рыбы дышат жабрами,
а во время длительных засух, при которых многие водоемы пересы-
хают или распадаются на отдельные лужи, они переходят на легочное
дыхание. При катастрофических засухах современные дипнои зарыва-
ются в ил, впадая в спячку до наступления следующего влажного се-
зона (Romer, 1961).
Девонские кистеперые и дипнои, судя по фациальным особенно-
стям отложений, вмещающих их остатки, заселял.и зону, переходную
между континентом и морем, с ее заливами и лагунами, низовьями
рек и обособившимися водоемами. Особенно многочисленные остатки
девонских рыб найдены в красных песчаниках Англии и Германии,
Русской платформы, Казахстана и Алтае-Саянской области, Тунгус-
84
ской синеклизы, Южного Китая и Бирмы. Морфологические особен-
ности этих рыб свидетельствуют о том, что они плохо плавали, вели
придонный образ жизни, питались мелкими бентонными организмами,
которых всасывали вместе с илом.5
Очевидно, в периоды сезонных высыханий водоемов приконти-
нентальной зоны они оказывались на обнаженном дне в условиях не
привычной для них воздушной среды. Естественно, что преобладающая
часть рыб в таких случаях погибала и только наиболее пластичные
формы постепенно вырабатывали новые биологические функции, в том
числе легочное дыхание атмосферным кислородом и ползание по вы-
сохшему дну в поисках воды, где они могли продолжить нормальное
существование.
Таким образом, и морфологические особенности остатков девон-
ских рыб, и фациальные типы вмещающих отложений, как и экология
современных дипной, свидетельствуют о том, что девонские рыбы су-
ществовали в условиях развития морской регрессии и переменно-засуш-
ливого климата.
Однообразие фауны рыб девона на всех континентах и на всех ши-
ротах показывает на то, что на этом отрезке геологической истории
тропический засушливый климат имел всесветное распространение.
Во второй половине девона от кистеперых рыб (рипидистий), у ко-
торых приспособления к наземной жизни — дыхание атмосферным кис-
лородом и развитие конечностей — продвинулись особенно далеко, воз-
никли древнейшие земноводные — ихтиостеги, еще близко напоминав-
шие своих прародителей и по строению тела и по движениям и даже
по образу жизни.
Земноводные окончательно перешли от жаберного дыхания к легоч-
ному; плавники полностью изменились в конечности, пригодные для
хождения; в связи с появлением шейного отдела позвоночника голова
приобрела подвижность; возникли черепные кости, новый способ ды-
хания способствовал изменению кровообращения.
А. Ш. Ромер (Romer, 1961) считает, что конечности и легкие пер-
вым земноводным нужны были не столько для жизни на суше, сколько
для жизни в воде, так как с их помощью в условиях сильных и продол-
жительных засух, когда кистеперые рыбы и дипнои погибали, амфибии
могли продолжать поиски воды, ползая по сухому дну, пока не доби-
рались до остаточной лужи. Движения девонских земноводных были
неуклюжими и тяжелыми, дыхание слабым, кожа быстро высыхала
на воздухе. Пребывание их на суше ограничивалось очень кратким вре-
менем, пока еще сохранялись внутренние запасы воды, интенсивно
расходовавшиеся на поддержание влажности кожи.
У амфибий секрет кожных желез, увлажняющий поверхность жи-
вотного, создает вокруг него своеобразное водное окружение, в резуль-
тате чего и на суше амфибии продолжают как бы находиться в водной
среде (Татаринов, 1964). Длительное нахождение на суше, и особенно
в условиях сухого воздуха, приводит к потерям воды через покровы,
высыханию и гибели животного. Поэтому амфибии, совмещающие при-
способления к наземной и водной жизни, нуждаются во влажном воз-
духе, при котором испарение с их кожных покровов происходит мед-
леннее. Это обстоятельство, не без оснований, рассматривается рядом
палеонтологов как указание на то, что .атмосфера в арйдных областях
девона была относительно влажной (не чрезмерно сухой). Испарение
5 Широко распространенный в древних красных песчаниках Северной Европы
род девонских двоякодышащих рыб Dipterus близок роду Neoceratodus, ныне живу-
щему во временных озерах Австралии, зарывающемуся в ил на время засухи (Жинью,
1952).
85
с покровов являлось благоприятным для амфибий фактором в условиях
горячего (экстратропического) воздуха девона, поскольку оно сопро-
вождается понижением температуры организма.
Размножались девонские амфибии, как рыбы, откладывая икру
в воду. Их зародыши также были лишены характерных для наземных
позвоночных зародышевых оболочек. Этот «рыбий» способ размноже-
ния ставил амфибий в зависимость от водной среды. Поэтому девон-
ские представители вынуждены были держаться рек, озер, болот и за-
ливов и не уходить далеко от воды.
С водной средой девонских амфибий связывал и образ питания.
Первые амфибии были исключительно рыбо- и моллюскоядными.
Лишь к концу девонского периода стали появляться растительно-
ядные формы. Примечательно, что растения и позвоночные (хордовые)
приблизительно в одно время и в связи с общей побудительной причи-
ной (регрессии моря, иссушение климата) приступили к освоению суши,
возникавшей за счет сокращавшихся водоемов. У растений и хордовых
параллельно развивались формы, у которых приспособления к жизни
в воде сочетались с первыми признаками наземной организации .(Тол-
мачев, 1964).
Девонские амфибии (стегоцефалы) — ихтиостеги — обладали типич-
ным «рыбьим» скелетом. Позвонки их были рахитомными, близкими
по строению позвонкам кистеперых рыб. Они еще сохраняли рудимен-
тарные органы боковой линии и хвостового плавника. И только пре-
образование парных плавников в пятипалые конечности «наземного»
типа и редукция костей жаберной крышки отличает их морфологически
и экологически от рыб. По общему строению тела и по движениям де-
вонские амфибии еще близко напоминали кистеперых рыб. Девонские
стегоцефалы были обитателями обильно орошенных приморских низ-
менностей аридной области. Их главные местонахождения приурочены
к паралическим красноцветным толщам Восточной Гренландии, Шот-
ландии, Шетландских и Оркнейских островов, Франции, ФРГ и ГДР,
Прибалтики и северо-западной части Русской платформы.
Нижний карбон
(Распространение лучеперых рыб и лепоспондильных амфибий)
В раннем карбоне, характеризовавшемся развитием морской транс-
грессии и гумидным климатом, существовала особая фауна рыб, отлич-
ная от девонской. Среди рыб преобладали мелкие представители луче-
перых, утратившие легкие и развившие взамен их плавательный пу-
зырь. Отсутствие засух и устойчивый режим водоемов этого времени
делали легочное дыхание у рыб излишним. В результате эволюция зем-
новодных в раннем карбоне направлялась растущей гумидизацией кли-
мата. Поскольку водоемы теперь не пересыхали, конечности и легкие
земноводных работали мало и постепенно деградировали, став корот-
кими и слабыми. По мнению А. Ш. Ромера (Romer, 1961), они слу-
жили животным не столько для опоры при ползании по суше, сколько
для подгребания при плавании, в результате они снова возвращают
себе часть ранее утраченных функций плавников. Тело и хвост были
удлиненными — «рыбьими», как вообще у всех животных, движущихся
посредством изгибаний. Среди раннекарбоновых амфибий преобладали
мелкие лепоспондильные эмболомеры, по виду напоминавшие ящериц,
змей и крокодилов. Особенно широкое распространение имели микро-
завры, походившие на современных саламандр. Любопытна и другая
распространенная группа лепоспондильных амфибий — некридии — раз-
86
вившая ненормально крупный черел, занимавший у некоторых форм
треть тела. Слабые конечности животных не могли нести на суше та-
кую голову. За эту свою особенность некридии получили название «пла-
вающий капкан». Все лепоспондилы раннего карбона были водными
рыбо- и моллюскоядными животными, обитателями болот.
В общем у всех рыб и амфибий этого времени уровень приспособ-
лений к наземной жизни резко падает, причиной чему была гумиди-
зация климата и трансгрессии моря. И, неудивительно, что почти все
местонахождения раннекарбоновых лесоспондилов приурочены к пара-
лическим угленосным сериям.
Вторая половина карбона
(Появление рептилий)
Во второй половине карбона, в связи с усилением аридизации кли-
мата, амфибии снова произвели большое количество форм с призна-
ками наземной организации. Лепоспондильные, в особенности микро-
завры хоть и оставались еще многочисленными, но явно клонились
к упадку; появляются первые сеймуриаморфы, эволюция которых шла
по пути приспособления к наземной жизни. Они утратили желобки ор-
ганов боковой линии на черепах, и конечности их стали более сильными
(Татаринов, 1964).
Получили распространение крокодилоподобные лабиринтодонты
из группы рахитомных. Местонахождения остатков этих групп связаны
уже не с угленосными, а пестроцветными толщами.
По характеру отложений, вмещающих остатки, можно предпола-
гать, что лабиринтодонты и сеймуриаморфы жили в условиях перемен-
но-влажного климата с короткими засухами. Обитали они по берегам
рек й озер, часть их по-прежнему обладала слабо развитыми конеч-
ностями, которые не могли поддерживать тело животного вне воды,
другие имели уже сильно развитые конечности, позволяющие живот-
ным ползать по суше. Однако непропорционально большая голова, сме-
щавшая центр тяжести вперед, затрудняла их движения.
Интенсивное испарение влаги с кожного покрова, сопровождаю-
щееся общим охлаждением тела, являлось защитной функцией орга-
низма при сильной жаре. Однако в условиях возрастающей аридизации
климата охлаждение, вызываемое испарением, становится избыточным,
действующим во вред животному. Поэтому у новых родов амфибий
(сеймуриаморфы) обнаруживаются признаки приспособлений к сухому
климату, в частности исчезновение сети кровеносных сосудов в покров-
ных костях.6
К среднему карбону относится появление древних групп рептилий:-
котилозавров и пеликозавров, роль которых в наземной фауне быстро
возрастала.
Прогресс рептилий связывают с рядом биологических преимуществ,
которые они имели перед амфибиями. Такими преимуществами яви-
лись: более совершенное легочное дыхание и более интенсивное кро-
вообращение, развитие плотного рогового покрова, предохранявшего
их тело от потери влаги, и развитие амниотического яйца, которое по-
зволяло рептилиям размножаться на суше тогда, как амфибии, для обес-
печения процесса размножения вынуждены были возвращаться в
воду.7 Эти преимущества оказались ценными в очередной период ис-
6 Сеймурии, занимавшие промежуточное положение между амфибиями и репти-
лиями, существовали' в течение всей перми при уже разнообразной фауне рептилий.
7 Вода, необходимая для развития зародыша рептилий, запасалась в полости
амниона.
87
сушения климата, когда континентальные водоемы стали сокращаться
и Исчезать. Рептилии населяли те же биотопы и питались той же пищей,
что и амфибии. Усиленная конкуренция рептилий с малоактивными ам-
фибиями привела к вытеснению последних.
Древнейшие котилозавры по строению тела еще были близки ла-
биринтодонтам, но уже являлись вполне наземными животными. Об
этом свидетельствует полная утрата ими органов боковой линии, умень-
шение хвоста и сильное развитие конечностей, способных носить тело
животного на суше. Остатки древнейших котилозавров находят в пест-
роцветных отложениях дельт и аллювиальных равнин. Примечательно,
что появление первых рептилий совпало со временем, когда споровые
растения, как и амфибии, экологически тесно связанные с водоемами,
начали уступать место голосеменным, лучше приспособленным к суще-
ствованию в условиях континентального климата.
Древние рептилии, как и амфибии, были пойкилотермными (хлад-
нокровными) животными с непостоянной температурой тела; существо-
вание их было возможно только в условиях жаркого климата типа
тропического.
В отличие от амфибий рептилии испаряли влагу с кожных покро-
вов меньше, и соответственно тело их охлаждалось меньше. Очевидно,
общая климатическая температура относительно среднего палеозоя
уменьшилась, и теперь охлаждения путем испарения с поверхности уже-
не требовалось. Температура тела рептилий была близка темпера-
туре воздуха, а во время движения могла подниматься и выше ее.
Позвоночные карбона найдены в Англии, Шотландии, Франции,
Богемии.
Пермь
(Господство рептилий)
В ранней перми низкие равнины аридной области были затоплены
эпиконтинентальным морем и соответственно площади озерно-аллюви-
альных низменностей с открытыми ландшафтами были невелики. По-
этому фауна наземных позвоночных в это время не имела для своего
развития достаточно больших и удобных пространств. Однако вслед-
ствие нараставшей регрессии моря и аридизации климата условия для;
развития фауны позвоночных улучшались. Больше всего эти условия
способствовали развитию древних рептилий, занявших в составе ран-
непермской фауны позвоночных положение, равное с амфибиями. Осо-
бенно энергично среди них развивались котилозавры и пеликозавры,
уже обладавшие четырехкамерным сердцем, губчатыми легкими и мощ-
ными конечностями наземного типа. Из амфибий по-прежнему прогрес-
сировали рахитомные лабиринтодонты и сеймуриаморфы, а водные ле-
поспондильные (эмболбмеры, микрозавры, некридии), характерные для
карбона, вымирали.
В поздней перми, в связи с регрессией эпиконтинентальных морей
и аридизацией климата, значительно расширились площади озерно-
аллювиальных равнин с открытыми ландшафтами, наиболее благопри-
ятными для существования позвоночных. Подобные равнины занимали
обширные пространства в Приуралье, на месте высохшего Волжского
моря, в западной половине Казахстана и Средней Азии, где до того-
располагались систематически возрождавшиеся заливы и лагуны, а
.также в отдельных впадинах среди герцинских возвышенностей Сред-
ней Европы и Центральной Азии, являвшихся во второй половине-
карбона угленосными бассейнами. В результате этих палеогеографиче-
ских изменений фауна позднепермских позвоночных получила широкое
распространение (рис. 22). Все основные местонахождения позднеперм-
88
ских позвоночных сосредоточены в пределах аридной области с крас-
ноцветным осадконакоплением. Судя по фациальным особенностям от-
ложений, вмещающих их остатки, местом обитания являлась открытая;
равнина, орошенная реками и озерами. Растительность этой области
была ксерофильной и разреженной, сосредоточенной вдоль рек и озер.
На озерно-аллювиальных равнинах гумидных областей Сибирской
и Катазиатской, покрытых густой лесной и болотной растительностью,,
фауна позвоночных не получила значительного развития и стала здесь.
80 Ю0 120
401
20'
Рис. 22. Области распространения позднепермских позвоночных иа территории
Евразии. 1 — основной ареал; 2 — часть ареала, в которой позвоночные появились-
в самом конце периода; 3 — приблизительная граница основной и позднепермской частей
ареала.
распространяться лишь в самом конце перми — начале триаса, когда
аридизация климата наступила и в этих областях.
В поздней перми фауна позвоночных претерпевает дальнейшую*
эволюцию. Прежде всего в ней изменяются количественные соотноше-
ния между амфибиями и рептилиями в пользу последних, ставших те-
перь ведущим элементом фауны наземных позвоночных. В обоих клас-
сах появляется много крупных форм размером до 2—3 м в длину и весом
в несколько сотен ка; значительно возрастает экологическое раз-
нообразие; наряду с растительноядными и плотоядными большое рас-
пространение приобретают моллюскоядные и всеядные формы.
Наибольшего экологического разнообразия достигают рептилии,,
которые не были так тесно привязаны к воде, как амфибии, ’и могли
поэтому осваивать участки аллювиальной равнины, удаленные от во-
доемов. Наиболее прогрессивной группой среди них являлись зверо-
подобные, в особенности дицинодонты, перешедшие в триас.
89.
Среди «позднепермских амфибий эволюционно устойчивой оказа-
лась группа стереоспондильных лабиринтодонтов, также продолжив-
шая существование в триасе. В течение позднепермской эпохи она
«становилась все более многочисленной и разнообразной по своим адап-
тациям. Устройство конечностей позднепермских лабиринтодонтов по-
казывает на то, что связи их с водоемами стали теснее, а многие , из
них вторично вернулись к жизни в водной среде. У всех лабиринтодон-
тов появляются перепонки между пальцами, необходимые для плавания
и передвижения по топкому илистому побережью равнинных во-
доемов. Очевидно, воздух в поздней перми стал настолько сухим и ис-
парение с тела амфибий возросло настолько, что дальнейшее сущест-
вование их вне воды стало невозможным. Длительное нахождение в
воде способствовало восстановлению у лабиринтодонтов ряда особен-
ностей водной организации и даже возврату некоторых форм к жизни
в водоемах.
Фауна рыб в пермском периоде в связи с регрессией эпиконтинен-
тальных морей и аридизацией климата угасала. Вымирают целые
группы (щитковые, пластинокожие); из континентальной фауны пол-
ностью исчезли кистеперые, а двоякодышащие были представлены
единичными родами. Среди последних достаточно широко был распро-
странен лишь цератодус — рыба пустыни, способный переносить полное
©ысыхание водоема и на длительное время впадать в спячку. До триаса
дожили единичные роды.
ГЛАВА V
ПРИРОДНЫЕ ЗОНЫ
И ИХ КЛИМАТИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
В предыдущих разделах работы мы рассмотрели климатические
особенности процессов литогенеза и органического мира девона, кар-
бона и перми и наметили некоторые их географические и исторические
закономерности, нашедшие отражение, в частности, на литогенетиче-
ских, палеогеоботанических и палеозоэгеографических картах.
Сопоставление одновозрастных карт показывает на полную их клима-
тическую эквивалентность и, следовательно, на существование в то вре-
мя единой природной зональности, обусловленной климатом.
Ниже мы попытаемся наметить такую единую природную зональ-
ность евразиатского пространства и проследить ее изменения в течение
второй половины палеозоя, по возможности сопровождая ее прибли-
женными оценками параметров древнего климата, основанными на
аналогиях палеозойских литогенетических, отчасти геоботанических
«формаций с современными.
На первый взгляд климатические параллели палеозойских объек-
тов с современными кажутся невероятными, особенно в части объектов
органических, поскольку фауны и флоры второй половины палеозоя
не имеют ничего общего с ныне существующими. Однако это совсем
не так. Эволюция литологических и биологических процессов от дево-
на до наших дней протекала в общем медленно и постепенно, о чем
свидетельствуют поразительная устойчивость геохимической природы
литогенеза и длительное существование отдельных представителей
растительного и животного мира, в том числе растений и животных су-
ши, особенно сильно испытывающих влияние климата, например, лепи-
дофитов, кордаитов, гинкго, магнолий, платанов и дубов, спириферид,
продуктид, табулят, фузулинид, тетра- и гексакораллов, котилозавров,
лабиринтодонтов, динозавров и др., которые, не изменяя жизненных
форм и биологических функций, существовали по 100 млн. лет и более.
Даже при великих обновлениях фауны и флор многие семейства и роды
благополучно переживали кризисы и продолжали свое существование
в составе новой фауны (флоры^.
Все это говорит о том, что климат, управляющий литологическими
и биологическими процессами, изменялся медленно и незначительно, а
поэтому между климатом позднего палеозоя и некоторыми типами
климата нашего времени, например тропическим, нет глубоких разли-
чий. И думается, что ошибки, которые мы допускаем при грубых коли-
чественных оценках позднепалеозойского климата едва ли превышает
2—3°С— в отношении среднегодовой температуры и 300—500 мм —
для годовых сумм атмосферных осадков.
91
Природная зональность в палеозое, как и в позднейшее время, оп-
ределялась распределением и сочетанием температуры воздуха и атмо-
сферных осадков. Поскольку климаты девона и раннего карбона в
пределах Евразии были почти изотермичными, природная зональность
этого времени отражала в основном картину распределения увлажне-
ния. В позднем карбоне и перми термический режим дифференциро-
вался, в связи с чем усложнившаяся природная зональность уже отра-
жала совокупно и термическую поясность и распределение увлажнения.
Для девона природная зональность реконструируется исключи-
тельно по литологическим показателям ввиду того, что растительность
и только что возникшая наземная жизнь экологически еще были тесно
связаны с морскими побережьями и по существу отражали морской
климат с его выравненным температурным режимом. При реконструк-
циях природной зональности карбона и перми органические показатели,
привлекаются шире, так как в это время морская фауна беспозвоноч-
ных дифференцировалась и постепенно складывались биогеографиче-
ские области. При этом растительность и фауна наземных позвоночных
распространились в глубь суши, и теперь их сообщества существовали,
не только в условиях морского климата, но и в условиях климатон
внутренних областей субконтинентов. Если принять, что реакция палео-
зойских организмов на условия внешней среды, в частности темпера-
турная реакция, была принципиально сходной с реакцией современных
биологических аналогов, то, следовательно, географическое распрост-
ранение остатков древних животных и растений может быть использо-
вано для выявления природной зональности, в частности зон различного
термического режима.
Следуя принципу биогеографии, что жизнь в теплых климатах
представлена богаче и разнообразнее, чем в климатах с менее высокой
температурой, мы имеем основание биогеографические области позд-
него палеозоя (Сибирскую и Европейско-Китайскую) принимать за об-
ласти термические, поскольку фауны и флоры их, имевшие общую
систематическую основу, отличались степенью своего разнообразия. Ев-
ропейско-Китайской области, характеризовавшейся более богатой фау-
ной и флорой (среди которых широко' представлены теплолюбивые
группы), приписывается- жаркий климат, а Сибирской области, обла-
давшей менее богатой фауной и флорой, — менее жаркий климат.
Девон
Термический режим
Долгое время ни палеонтологические, ни литологические показате-
ли климата не давали оснований для выделения в пределах девонской
Евразии термических зон. Считалось, что девонские флоры и фауны на
всем Евразиатском пространстве однородны. И действительно, каче-
ственных различий в составе фаун и флор нет. Повсеместно они пред-
ставлены одними и теми же группами: табулятами, тетракораллами,,
брахиоподами, мшанками, известковистыми водорослями. Только в по-
следние годы стали появляться указания на то, что девонские фауны
северо-восточных районов Азии менее богаты и разнообразны, чем на
остальной территории материка. К таким выводам пришли: В. Н. Ду-
батолов (1964) на основании изучения табулят, а Н. Я. Спас-
ский (1964)—по данным изучения тетракораллов и Б. К. Лиха-
рев (1966)—по брахиоподам.
Осадки девона также не обнаруживают существенных различий по
термическим поясам. На всех широтах девонского периода распрост-
92
хранены образования тропического климата: органогенные известняки,
красноцветы высокожелезистые и высокоглиноземистые сланцы. Прав-
да, среди известняков в северо-восточных районах менее часты наибо-
лее теплолюбивые типы, как рифогенные и оолитовые разности, а среди
сульфатов отсутствуют накопления ангидритов. Эти различия в отно-
сительном распространении отдельных групп организмов и типов осад-
ков дают известные основания считать, что в девоне в пределах Евра-
зиатского пространства существовали небольшие межширотные колеба-
ния термического режима, связанные с его некоторым ослаблением на
Северо-Востоке. Поскольку на всех широтах девонской Евразии были
представлены тропические типы организмов и осадочных образований,
колебания термического режима, очевидно, не выходили за пределы
тропического-экстратропического климата. На Северо-Востоке, вероят-
но, был тропический режим, со среднегодовыми температурами поряд-
ка 27—29° С, а на остальной части Евразиатского пространства — экстра-
тропический, со средней годовой температурой порядка 32—33° С. На
более высокие температуры девонских тропиков указывают огромные
объемы накоплений рифогенных и оолитовых известняков, доломитов и
сульфатных осадков, образование которых связано с постоянно высо-
кими температурами; широкое распространение первичных ангидритов,
массовое накопление которых, судя по новейшим осадкам Персидского
залива, происходит при среднегодовой температуре воды 30—31°С и
35° С в летнее время. На высокие температуры вод девонских тропиков
показывает массовое накопление арагонита и магнезиального кальцита
в раковинах беспозвоночных, которые и ныне откладываются в скеле-
тах организмов, обитающих в сильно прогретых водах прибрежий
Красного моря. Наконец, на существование в девоне экстратропических
температур указывает интенсивное испарение влаги с кожных покровов,
свойственное древнейшим земноводным. Очевидно, в условиях горячего
воздуха девонского времени оно было необходимо, так как испарение
сопровождается понижением температуры тела животного. Рептилии,
пришедшие в среднем карбоне на смену первым земноводным, уже нес-
ли покров из костных щитков, способный защищать их тело от потери
воды. С этого времени охлаждение тела путем испарения с кожных по-
кровов, надо полагать, стало излишним.
Северо-Восточный (менее жаркий) климатический тип девонских
отложений представлен в Колымском крае и на Чукотке, Приохотье и
Амурском бассейне, Приморье.
Р а с п р е д е л е н и е у в л а ж н е н и я
Более четко природная зональность Евразиатского пространства в
девоне была выражена по распределению увлажнения. Зональность
этого рода слагалась из аридной и гумидной областей, разделенных
узкой зоной переходного климата (рис. 23).
Аридную область, охватывавшую северные субконтиненты (Фенно-
Сарматию, Тоболию и Ангариду) с омывавшими их морями, отличал
дефицит влаги и преобладание испарения над увлажнением.
О недостатке влаги в этой области свидетельствует развитие в кон-
тинентальных бассейнах седиментации пролювиальных и эоловых крас-
ноцветов, часто соленосных. Обломочный материал красноцветов плохо
окатан и сортирован, их грубообломочные разности обладают косой
слоистостью потокового типа, что могло быть связано с ограниченным
масштабом поверхностного стока на суше. Аридные красноцветы девона
содержат в псаммитовой фракции много аркозового материала, а в пе-
литовой— монтмориллонита и гидрослюд, — представляющего следст-
93
Условные обозначения к
схемам природной (климатической) зональности
(рис. 23—28)
mil in Mil IIIII9
НИИ “ [... 5
11 i пп .IIй
II Ю ш J?7
3
6
IHiH 9
LiiL 72
Экст'рааридный климат (500—800 мм/год)-. 1 — экстратропический (29—33° С);
2 — тропический (24—28°С); 3 — ослабленный тропический (19—23°С). Умеренно-
аридный климат (800—1200 мм! году, 4 — экстратропический (29—33°С); 5 — тропиче-
ский (24—28° С); 6 — ослабленный тропический. Умеренно-гумидный климат (1200—
1700 мм)год): 7 — экстратропический; 8 — тропический; 9 — ослабленный тропический.
Гумидный климат (свыше 1700 жж/го<3); 10 — экстратропический; 11 — тропический;.
12— ослабленный тропический (в перми сильно ослабленный теплоумеренный).
80 юо мо
Рис. 23 (условные обозначения см. на стр. 94).
94
вие с экстенсивного выветривания в условиях большого дефицита влаги..
Большинство изученных кор выветривания среднепалеозойского возра-
ста имеет монтмориллонитовый состав. Ныне монтмориллонит обра-
зуется в теплом сухом климате безлесных пространств в щелочной сре-
де, возникающей в условиях слабого дренажа. Заметных концентраций,
глинозема и окиси титана среднепалеозойские коры выветривания не-
обнаруживают.
В морском мелководье Аридной области колоссальное развитие по-
лучили гипсы, ангидриты и каменные соли. На Русской платформе ко-
эффициент соленасыщения некоторых стратиграфических горизонтов
колеблется от 40 до 80% (Иванов, Левицкий, 1960). В Днепровско-До-
нецкой и Хатангской впадинах присутствуют накопления калийных со-
лей; их появления предполагаются также для Тувинской и Минусинской
впадин. Присутствие калийных солей в галогенных толщах Аридной
области свидетельствует о исключительной сухости ее воздуха, в ре-
зультате чего здесь испарение в несколько раз (4—5) преобладало-
над увлажнением. Калийные соли, относящиеся к легко растворимым
в воде соединениям, выпадают в осадок лишь на завершающих стадиях
развития лагуны, когда соленость ее рапы поднимается до 32—35%,.
что возможно лишь при очень интенсивном испарении.
В открытом море накапливались осадки экстракарбонатной форма-
ции с преимущественным развитием рифогенно-хемогенных и хемоген-
ных известняков (микрозернистых доломитистых с оолитами).
О сухости воздуха в Аридной области свидетельствуют и различные
частные признаки, как выделения кристалликов гипса и каменной соли
на пластовых поверхностях красноцветов и доломитов, выступавших
из-под вод в периоды сильного понижения их уровня в результате испа-
рения; трещинки усыхания, развивающиеся на поверхности пластов,
различных осадков, подвергшихся воздействию сухого воздуха.
Гумидная область, распространявшаяся на южные субконтиненты
Евразии (Катазию, Индо-Тибетию, отчасти Сино-Гобию и омывавшее
их море Тетис), обладала влажным климатом. В осадочных толщах
этой области отсутствуют сульфатные и галогенные породы и чистые
доломиты, хотя доломитизированные известняки в ней довольно обыч-
ны. Хорошая сортировка и окатанность обломочного материала конти-
нентальных отложений, а также свойственная им параллельная слои-
стость бассейнового типа показывают на обилие в этой области поверх-
ностных вод. Почти мономиктовый состав отложений и высокая степень
их химической дифференциации является следствием энергичного вы-
ветривания, которое немыслимо без обильного увлажнения.
Высокой зрелостью химического выветривания, сопровождавшего-
ся массовой мобилизацией железа, объясняется широкое распростране-
ние в ее осадочных толщах залежей железных руд, особенно многочис-
ленных в Южной Европе, Северо-Западной Африке, Малой Азии,.
Гиндукуше, Вьетнаме, Южном Китае.
К гумидной области приурочены и наиболее значительные скопле-
ния растительных остатков девона. Очевидно, здесь условия для выхода
жизни на континент были особенно благоприятными. Палеонтологи
предполагают, что завоевание растениями суши легче могло осущест-
вляться во влажных климатах при высоком содержании в воздухе во-
дяного пара и при обильных дождях, где экологический контраст ме-
жду водной и субаэральной средами был наименьшим и легче преодо-
лимым. Только при большой влажности воздуха растения-амфибии
могли полностью выйти из воды и закрепиться на болотистых низмен-
ностях прибрежной части материков.
Переходная зона между Аридной и Гумидной областями пролегала
9>
ио территориям Средней Европы, Средней Азии с Северным Ираном,
Таримского массива, Южной Монголии и Амурского бассейна. В ней
мелководно-морские и лагунные осадки уже не содержат сколько-ни-
будь значительных накоплений сульфатов и каменной соли, но несут
лачки доломитов. Песчано-аргиллитовые отложения переходной зоны
имеют формационный состав, приближающийся к мезомиктовому, и по
преимуществу представлены пестроцветами.
80 100 120
. Рис. 24 (условные обозначения см. на‘стр. 91).
Особенно контрастной природная зональность Евразиатского про-
странства по условиям увлажнения была в первой половине девона.
Позже она несколько ослабла в связи с общепланетарной гумидизацией
климата (рис. 24). Даже в Аридной области климат стал умеренно-су-
хим, допускавшим достаточно интенсивное химическое выветривание, в
результате чего красноцветы частично были замещены пестроцветами,
а местами и сероцветами, широко распространились аргиллиты с ра-
стительными остатками и прорлоями шамозитовых и гидрогетитовых
руд, в песчаниках сократилось содержание аркозовой части, а в их це-
менте обычным становится каолинит. Вместе с тем в Аридной области
испарение все еще продолжало преобладать над увлажнением, и поэтому
в обстановках морского мелководья по-прежнему в больших масшта-
бах совершалось сульфатно-магнезиальное осадконакопление.
Особенности выветривания в девоне
Процессы выветривания в девоне существенно отличались от позд-
нейших. Во-первых, невелики были площади девонских субконтинентов
и на их поверхности отсутствовали наземная растительность и настоя-
щий почвенный покров. В результате дождевые воды не имели доста-
96
точных условий для трансформации в грунтовые и быстро возвраща-
лись в моря. В связи с этим взаимодействие атмосферных вод с горными
породами было кратковременным и неэффективным. Медленный про-
цесс химического выветривания, требующий постоянного промывания
коры поверхностными и грунтовыми водами, редко достигал своего за-
вершения. Поэтому кора выветривания девонского времени была от-
носительно маломощной и представлена в основном нижними и сред-
ними горизонтами своего профиля.
При малых размерах девонской суши возникавший на ней обло-
мочный материал быстро достигал бассейнов седиментации и непро-
должительное время находясь под воздействием климата.
Большой отпечаток на процессы выветривания в девоне отклады-
вало повышенное содержание СО2 в атмосфере и в природных водах.
В существенно углекислой среде девона разложение силикатов и алю-
мосиликатов завершалось образованием карбонатов и кремнезема, в
большом количестве накапливавшихся среди осадков этой системы.
Сравнительно высокое содержание растворенного СО2 в морской воде
как и в раннем палеозое, делало хёмогенный способ осаждения карбо-
натов ведущим, а биогенное накопление (ставшее с конца палеозоя ос-
новным) продолжало оставаться на втором плане.
При большой концентрации СО2 высокий щелочной резерв морской
воды в девоне приближал доломитовое вещество к состоянию насыще-
ния и допускал его осаждение не только в прибрежном мелководье, но
и в открытом море (содержат морскую фауну) и не только при экстра-
аридном, но и умеренно-аридном климате. Девонские доломиты так же,
как и гипс, были компонентами морской карбонатной формации, а не
лагунной карбонатно-сульфатной, как в мезозое и раннем кайнозое.
Бргатство девонской атмосферы СО2 определяло высокую мигра-
ционную способность железа и марганца в ландшафтах, вынос их в
седиментационные бассейны в форме Fe(HCO3)2 и Мп(НСО3)2 и от-
ложение их в зоне глинистой фации, а не прибрежной песчаной, как в
позднем палеозое и мезозое.
Свободный кремнезем, являвшийся одним из важнейших конечных
продуктов выветривания в условиях азотно-кислородно-углекислой ат-
мосферы, накапливался в седиментационных бассейнах и в виде чистого
осадка и в парагенезисе с карбонатами и пелитами. Осаждение его про-
исходило' по преимуществу хемогенным путем, а не биогенным,- как в
позднейшие геологические периоды.
Процессы выветривания в девоне в существенной части ослабля-
лись незначительным участием в них органического вещества. В резуль-
тате, даже в условиях экстратропического климата и повышенного со-
держания СО2 в атмосфере выветривание редко достигало зрелой ста-
дии и мало давало конечных продуктов. Очевидно, этим обусловлено
обилие неразложенного аркозового материала в девонских песчаниках,
преимущественно гидрослюдисто-монтмориллонитовый состав аргилли-
тов, малое распространение свободного глинозема и отсутствие даже в
гумидных областях настоящих латеритов. Чрезвычайно малое содер-
жание в осадках девона Сорг не обеспечивало массовой редукции Fe3+ и
было причиной широчайшего распространения среди отложений этой
системы красноцветов, накапливавшихся при всех типах климатов. Во
второй половине девона геохимическая роль органического вещества в
процессах выветривания несколько возросла, но ограничивалась в ос-
новном обстановками приморских низменностей и связанного с ним
морского мелководья. В этих ландшафтах интенсифицировалось као-
линообразование, возросли масштабы мобилизации и аккумулирующего
железа, увеличились объемы накоплений свободного глинозема.
7 В. М. Синицын, ч. 3
97
Ранний карбон (без намюра)
Термический режим
Термический режим, как и в девоне, оставался еще слабо диффе-
ренцированным, судя по тому, что процессы выветривания и осадкона-
копления во всех частях Евразиатского пространства, включая Колым-
ское море и Берингийский архипелаг, оставались в общем однотипными,,
а фауна морских беспозвоночных повсеместно сохраняла единую систе-
матическую основу. Различия основных термических зон Евразии: Си-
бирской и Европейско-Китайской по-прежнему были выражены слабо,,
проявлялись только в количественных отношениях отдельных типов,
осадков и групп фауны и еще не носили качественного характера.
Сибирская область, сохранявшая те же границы, что и в девоне,,
охватывала Колымское море и Берингию, Ангариду с примыкающей к
ней частью Монгольского моря и Северо-Восточную Тоболию. Она
характеризовалась в отношении литогенеза развитием олигомиктовой
формации, почти не отличавшейся от европейско-китайского варианта,
(широкое развитие каолинит-латеритовых кор выветривания, кварцевых
песков, карбонатных пород всех типов и др.); в отношении фаун мор-
ских беспозвоночных — умеренным распространением фораминифер и-
кораллов; в отношении растительных сообществ — несколько специфи-
ческим и в общем немного обедненным составом лепидофитов. Таким
образом, в Сибирской области флора и фауна и осадочные образования:
представлены тропическими типами, но менее разнообразно, чем в Ев-
ропейско-Китайской области. Следовательно, в раннем карбоне еще со-
хранялись два типа тропического климата: сибирский — собственно-
тропический и европейско-китайский— экстратропический. Малые и
слабо выраженные различия в литогенезе и органическом мире этих,
областей свидетельствуют о том, что термический режим в пределах
Евразиатского пространства оставался близким равномерному и колеба-
ния среднегодовых температур Сибирской и Европейско-Китайской обла-
стей едва ли выходили за пределы 3—4° С. Сколько-нибудь ощутимые се-
зонные колебания температуры не имели места даже в Сибирской обла-
сти, растения которой также лишены годичных колец и покоящихся почек..
Распределение увлажнения
Хотя раннекарбоновая эпоха характеризовалась общей гумидиза-
цией климата и ослаблением контрастности в степени увлажнения от-
дельных областей, основной причиной разнообразия природных условий,
по-прежнему оставалось неравномерное распределение в пространстве-
атмосферных осадков (рис. 25).
Картина регионального распределения атмосферных осадков с
позднего девона принципиальных изменений не претерпела, но теперь,:
вследствие общей гумидизации климата, она оказалась как бы «стер-
той». В раннем карбоне даже Аридная область была довольно увлаж-
ненной, но по-прежнему она остается среди других частей Евразии ме-
стом минимального количества осадков и проявления кратковременных
засух. Показателями общей гумидизации климата в раннем карбоне,
являются: резкое увеличение объемов терригенного осадконакопления
и соответственное сокращение карбонатного, особенно в части образо-
вания хемогенных и рифогенных известняков; сокращение ареалов и
масштабов накопления магнезиально-сульфатных осадков, массовое-
проявление каолинит-латеритового выветривания и первый в истории.
Земли расцвет угленакопления. Яркими свидетельствами общей гуми-
дизации климата в раннекарбоновую эпоху являются развитие первой
лесной растительности, состоявшей преимущественно из гигрофильных
форм и группировок, упадок в развитии двоякодышащих рыб, поскольку
дополнительное лёгочное дыхание, порожденное аридными условиями
позднего лудлова — раннего девона, стало теперь излишним, а также
деградация признаков наземной организации амфибий, конечности ко-
торых, приспособленные для ползания, теперь все меньше и меньше ис-
пользовались по назначению и постепенно возвратили часть утраченных
ранее функций плавников.
80 ЮО 100
Рис. 25 (условные обозначения см. на стр. 94).
Область с ослабленным проявлением аридного климата включала
Фенно-Сарматию, основное пространство Волжского моря и Южную
Тоболию, где на смену почти мезомиктовым соленосным осадкам позд-
него девона приходят олигомиктовые толщи с кварцевыми песками,
высокоглиноземистыми и кремнистыми глинами, бокситами и угленос-
ными отложениями. Все эти образования могли возникнуть в условиях
влажного климата, допускающего интенсивное и глубокое химическое
выветривание. Вместе с тем красноцветное направление выветривания и
обилие в осадках не связанных глинозема и кремнезема свидетельст-
вуют о том, что климату этой области были свойственны сезонные за-
сухи, причем в наиболее аридной зоне засухи были настолько сильными
и продолжительными, что в условиях мелководья локально могло про-
исходить накопление доломита и гипса (западная часть Волжского
моря).
Еще более слабые аридные влияния устанавливаются в пределах
южной окраины Фенно-Сарматии, Западно-Европейского моря и та-
римской части Сино-Гобии, в направлении которых красноцветы сме-
няются пестроцветами с более чистыми кварцевыми песками и каоли-
7*
99
нитсодержащими глинами, проявлениями марганцового оруденения в
карбонатных фациях и с меньшей концентрацией не связанных глино-
зема и кремнезема.
На территории Северной Тоболии и Ангариды раннекарбоновое
осадконакопление также было более гумидным, чем позднедевонские. Те-
перь здесь не. отлагались гипсы и резко упала магнезиальность карбо-
натных осадков. Песчаники обогатились кварцем, а аргиллиты —
каолинитом. По-видимому, климат раннего карбона стал переменно-
влажным, проявлявшимся, в отличие от Фенно-Сарматии, в условиях не-
сколько пониженного термического режима, на что, в частности, указы-
вает особый североевразиатский тип растительности, произраставшей на
этой территории.
В зоне Колымского моря и Берингийского архипелага, еще в сред-
нем девоне испытывавшей влияние аридного климата, теперь не оказы-
вается ни гипсов и доломитов, ни красноцветов, ни других индикаторов
засушливых условий. Лесная растительность содержала много папо-
ротников и других растений, нуждавшихся в обильном и равномерном
увлажнении.
Тетис и субконтиненты, располагавшиеся к югу от него (Нубия,
Индийская Гондвана, Катазия), обладали гумидным климатом, раз-
личным по режиму увлажнения в западной и восточной частях этой
территории. Западная (средиземноморская) часть была менее увлаж-
ненной. В ее пределах сосредоточены основные массивы карбонатных
осадков и более часты красноцветы латеритового типа. В восточной
(катазиатской) ветви красноцветов почти нет, слабо представлены ри-
фогенные и оолитовые известняки, больше проявлений угленосности.
Соответственно и флора в этих частях южного гумидного пояса пред-
ставлена двумя различными типами: европейским — с обширным раз-
витием птеридоспермов, устойчивых к временному дефициту влаги, и
катазиатским, отличавшимся обилием гигрофильных папоротников и
лепидофитов.
В течение раннего карбона (турнейский и визейский века), при-
родная зональность по условиям увлажнения эволюционировала от
среднепалеозойского плана к верхнепалёозойскому, сохраняя еще боль-
ше родства с первым. Эта эволюция выражалась в перемещении арид-
ной области из Сибири, постепенно гумидизировавшейся в Европу и
Ближний Восток, климат которых, наоборот, изменялся в направлении
возрастания сухости. Переход к верхнепалеозойскому плану оконча-
тельно совершился в намюре, который по климатическим условиям тес-
нее связан со средним и поздним карбоном, нежели с турне и визе.
Намюр — средний и поздний карбон
“ Термический режим
Во второй половине карбона природная зональность становится бо-
лее контрастной. Сибирская и Европейско-Китайская термическая об-
ласти, в раннем карбоне лишь едва намечавшиеся, отчетливо индиви-
дуализируются (рис. 26). Особенно сильно различия между Сибирской
и Европейско-Китайской областями выступают во флоре, которая к
этому времени по-настоящему становится наземной и распространяется
на огромные площади суши. В сравнении с ранним карбоном Сибир-
ская область заметно обедняется теплолюбивыми лепидофитами. Со-
хранявшиеся представители этой группы принадлежали уже небольшому
числу эндемических родов, не встречающихся за пределами Сибир-
ской области. Сибирские лепидофиты среднего и позднего карбона ма-
100
' *
лорослые, с отчетливыми признаками угнетения. Среди каламитов так-
же исчезают наиболее теплолюбивые древовидные формы. Уменьшились
и размеры папоротников, многие представители которых начинают пе-
реходить из основного древостоя в подлесок.
Однако зимы в Сибирской области и теперь еще оставались безмо-
розными, поскольку древесины ее лепидофитов сохраняли моноксили-
ческое строение и не обнаруживали годичных колец прироста.
ВО 100 120
Рис. 26 (условные обозначения см. на стр. 94).
Фауны морских беспозвоночных Сибирской области также стано-
вились менее разнообразными, особенно в части наиболее теплолюби-
вых групп: фораминифер и кораллов. Уже в башкирском веке в морях
Сибирской области исчезают фузулиниды и среди фораминифер остают-
ся только мелкие формы: амодисциды и лагениды. Заметные изменения
происходят и в формационных типах осадочных образований. Тропиче-
ская. олигомиктовая формация в течение намюра — среднего карбона
сменяется сероцветными угленосными отложениями мезомиктового ти-
па. Почти чистые кварцевые пески, довольно частые в отложениях позд-
него девона и раннего карбона Ангариды, исчезают; в песчаниках в
большом количестве появляется неустойчивый к выветриванию аркозо-
вый материал. Аргиллиты все больше лишаются каолинита и становят-
ся по составу монтмориллонит-гидрослюдистыми. Сокращаются масшта-
бы аутигенного минералообразования и соответственно уменьшаются
масштабы накоплений в осадках свободного глинозема и кремнезема,
фосфатов и карбонатов. В толщах морских осадков известняки пере-
ходят на положение второстепенного компонента, причем среди них со-
вершенно отсутствуют оолитовые и рифогенные типы.
Все отмеченные изменения в составе растительности и морских бес-
101
позвоночных, а также изменения процессов литогенеза Сибирской об-
ласти, несомненно, указывают на похолодание, в результате которого
тропический климат здесь сменился ослабленным тропическим или полу-
тропическим с зимними температурами ниже 18° С, которая является
критической для кораллов и фузулинид, с этого времени исчезающих из
пределов Сибирской области.'
С похолоданием во второй половине карбона было связано расши-
рение Сибирской области, флора и фауна которой уже в московском
веке достигла районов Восточного Казахстана, Джунгарии, Монголии,
Северо-Восточного Китая, где до того господствовали тропические эле-
менты.
В Европейско-Китайской области растительность с раннего карбона
изменилась мало. И во второй половине периода здесь произрастали
крупные лепидофиты и древовидные каламиты, по-прежнему были раз-
нообразно представлены папоротники и птеридоспермы. Фауну морских
бассейнов Европейско-Китайской области и теперь еще отличало богат-
ство и разнообразие всех групп, в том числе теплолюбивых еимфоннй-
ковых водорослей, фораминифер, табулят и тетракораллов. Процессы
выветривания и литогенеза, как и прежде, завершались формированием
высококарбонатных олигомиктовых, даже почти мономиктовых осадков,
среди которых доминируют почти чистые кварцевые песчаники, каоли-
нитсодержащие аргиллиты и известняки всех типов, включая рифоген-
ныё и оолитовые.
Контрастность природных условий Сибирской и Европейско-Ки-
тайской областей во второй половине карбона возросла. Систематиче-
ская основа растительности и фаун морских беспозвоночных, оставав-
шаяся до того единой, стала распадаться не только на количественно,
но качественно различные типы.
Похолодание, проявившееся во второй половине карбона, по-види-
мому, затронуло и Европейско-Китайскую область, экстратропический
режим которой в это время начал приближаться к нормальному тропи-
ческому, существовавшему здесь на продолжении перми, мезозоя и
кайнозоя. На возможность такой эволюции климата Европейско-Ки-
тайской области указывают деградация групп растений с чертами
экстраарид^ой организации, в частности ранних лепидофитов, и рас-
пространение среди позднекарбоновых позвоночных обитателей суши
сеймуриаморф и древних рептилий, резко умеривших испарение с кож-
ных покровов, понижающего температуру тела животного, которое в
условиях некоторого похолодания превратилось в функцию, наносящую
вред.
О возможном похолодании говорит и вывод В. И. Устрицкого (1967),
заметившего, что многие семейства морских беспозвоночных, развив-
шиеся в Арктической области (и позже в связи с продолжавшимся по-
холоданием из нее исчезнувшие) мигрировали в моря Тетиса и полу-
чили там широкое распространение. В то же время обратная миграция
из Тетиса в моря Арктики не имела места.
Разница среднегодовых температур Сибирской и Европейско-Ки-
тайской термических областей во второй половине карбона едва ли
могла превышать 6—8° С, судя по тому, что их природные условия оста-
вались не очень контрастными, а граница между ними не отчетливой.
Распределение увлажнения
Во второй половине распределение увлажнения также претерпело
существенные изменения. Возросла площадь Аридной области, и уси-
лилась сухость ее климата, продолжало изменяться географическое по-
102 <
шожение Аридной области вследствие гумидизации климата Сибири и
иссушения климата Европы и Ближнего Востока.
Самая сухая часть Аридной области по-прежнему включала Фенно-
<Сарматию, Волжское море и Юго-Западную Тоболию. Климат этого
пространства в сравнении с ранним карбоном становился суше: в Волж-
ском море снова возросли масштабы карбонатного осадконакопления,
причем среди карбонатных осадков опять в большом количестве появ-
ляются доломиты, а местами и гипсы. В континентальных бассейнах
Фенно-Сарматии и Юго-Западной Тоболии латеритовые красноцветы
•сменяются аридными красноцветами с большой примесью аркозового
материала и низким содержанием свободного глинозема. Усиливается
;ксерофильность растительности — сокращается распространение ги-
грофильных группировок и формируется новая экологическая ассоциа-
ция мезофилов, произрастающих за пределами переувлажненных ланд-
шафтов, появляются первые ксерофиты, выработавшие защитные сред-
ства от высыхания. Среди растений и позвоночных суши возрастает роль
групп, приобретших возможность размножаться вне воды. В связи с этим
широко распространяются птеридоспермы и хвойные, а среди позвоноч-
ных рептилии.
С течением времени Аридная область расширилась в юго-западном
направлении. Экспансия аридного климата нашла отчетливое отраже-
ние в миграции европейского пояса угленакопления, теснимого красно-
цветами. В раннем карбоне европейский пояс угленакопления пролегал
через Шотландию и Московскую синеклизу. В среднем и позднем кар-
боне он смещается в пределы Англии, Вестфалии, Центрального Фран-
цузского плато, Силезии, Львовско-Лодзинской впадины, Донбасса,
Зонгулдака (Северная Турция), а на оставленных ими местах форми-
руются красноцветы. В конце карбона пояс красноцветного осадкона-
копления распространяется на всю Европу и Малую Азию, прервав
здесь процессы угленакопления. В связи с аридизацией климата на ев-
ропейском отрезке Тетиса снова большую роль начинает играть образо-
:вание рифогенных и оолитовых известняков.
В юго-восточном направлении Аридная область распространялась
до таримской части Сино-Гобии, климат которой не способствовал на-
коплению доломитов и гипсов в морских сериях и благоприятствовал
образованию в континентальных и паралических фациях красноцветов
олигомиктового состава с локально развитыми «аллитовыми» горизон-
тами.
Аридная область второй половины карбона в основном располага-
лась в тропическом поясе (Европейско-Китайская область) и лишь
частично (в зоне Тимана, Среднего Урала и Восточного Казахстана)
касалась Сибирской теплоумеренной области, где ксерофилизации под-
верглась флора, состоявшая в большой мере из бореальных элементов.
В сфере гумидного климата находились Катазиатская и Сибирская
области. Показателями сильного увлажнения обеих областей свиде-
тельствует исключительное развитие фаций, сильно обводненных рав-
нин, региональное проявление каолинизации, широкое распространение
угленосности, связанной с болотными ландшафтами, частые и обильные
остатки пышной лесной растительности, представленной по преимуще-
ству влаго- и тенелюбивыми формами.
Особенности выветривания
и осадконакопления в карбоне
Важнейшим событием карбонового периода явилось необычайное
распространение растительности, в начале по приморским низменно-
стям, а затем по аллювиальным равнинам внутриконтинентальных впа-
103
дин. Впервые появляются леса с огромными объемами ежегодно нара-
стающей биомассы. Возникает новый мощный механизм фоссилизацик
углекислого газа путем накопления углей и углефикации рассеянного в-
осадках растительного детрита. В верхнем (почвенном) слое коры Вы-
ветривания и в местных седиментационных бассейнах стало накапли-
ваться много продуктов распада растительных масс и прежде всего гу-
муса, ставшего важным геохимическим агентом выветривания и лито-
генеза. Под влиянием продуктов распада растительности почвенные-
растворы приобретают кислую реакцию и в континентальных седимен-
тационных бассейнах распространяются восстановительные обстановки,
что способствовало усилению каолинообразования. Сократились ареа-
лы накопления «первобытных» красноцветов, образование1 которых было
связано с малым распространением органического углерода, необходи-
мого для редукции окисного железа. z
В карбоне возросли площади, занимаемые ландшафтами, благо-
приятными для интенсивного развития химического выветривания, ко-
торым были свойственны высокие концентрации органического веще-
ства в почвенных и поверхностных водах и в которых были значительно-
развиты растительный и почвенный покров, способствовавшие задер-.
жанию дождевых вод. В овязи с интенсификацией процессов химиче-
ского выветривания возрастал вынос с суши в растворах железа, мар-
ганца, алюминия, кремнезема и других компонентов. Возрастала и сте-
пень дифференциации осадочного материала, поступавшего в-
седиментационные бассейны. Учащалось раздельное накопление-
SiO2, AI2O3, Ре20з.
В карбоне продолжался массовый процесс накопления карбонат-
ных толщ, который вместе с новым процессом углеобразования очищал
атмосферу от СО2, превращая ее в азотно-кислородную. Мощное кар-
бонатное осадконакопление (все больше становившееся биогенным) вы-
водило из запасов Мирового океана колоссальные количества Са и Mg,.
СО3 и SO4 и повышало относительное содержание в них Na и С1.
В результате уменьшения содержания СО2 в атмосфере и в водах
океана происходили изменения в течение многих геохимических и се-
диментационных процессов. В частности,,затруднялись миграции желе-
за, основным местом накопления которого теперь становятся прибреж-
ная зона и местные континентальные бассейны, а основным генетиче-
ским типом железных руд оказываются залежи сидерита, связанные с
угленосными толщами (угленосные бассейны С2-з Западной Европы).
Пермь
В перми происходило дальнейшее развитие природной зональности-
в направлении усиления контрастов и более сложной дифференциации.
Этому способствовало продолжавшееся похолодание в приполярных
областях, приведшее к становлению двух, вполне индивиду а лизов эн-
ных природных зон: теплоумеренной (бореальной) и тропической.
Термический режим
В ранней перми Сибирская область теплоумеренного климата и
Европейско-Китайская область тропического климата обозначались
еще более четко и яснее обрисовался переходный между ними пояс
ослабленного тропического климата (рис. 27).
Сибирская теплоумеренная область продолжала существовать в
пределах Ангариды, Северной и Восточной Тоболии, Колымского моря,
Берингийского архипелага и частично Монгольского бассейна. Ее гра-
ница в Арктике продолжала смещаться к западу из бассейна. Карского»
104
моря в бассейн Баренцева моря, где тропические типы литогенеза, фау-
ны и флора замещались бореальными, а в Восточной Азии, наоборот,
поднималась к северу из Северо-Восточного Китая к низовьям Амура;
здесь бореальные типы литогенеза, фауны и флора замещались тропи-
ческими.
В лесах Сибирской области теперь уже полностью отсутствовали
теплолюбивые лепидофиты, древовидные каламиты и папоротники,
крупные птеридоспермы. Сохранившиеся папоротники перешли в под-
лесок с его более благоприятным термическим режимом.
Рис. 27 (условные обозначения см. на стр. 94).
Указанием на происходившее похолодание служат также измене-
ния в составе беспозвоночных, обитавших в морях этой области. Наи-
более теплолюбивые организмы — фузулиниды и симфонниковые водо-
росли в Колымском море вымерли еще до начала пермского периода;
теперь они исчезают и в море Западной Арктики. При этом из морей Си-
бирской области почти полностью выпадают табуляты и наполовину
сократилось количество родов брахиопод. В целом фауна становится
бедной, однообразной.
Карбонатное осадконакопление, связанное с достаточно высокой
температурой вод, в морях Сибирской области еще сохранялось, но его
масштабы заметно сократились, при этом произошло качественное из-'
менение процесса — полностью прекратилось накопление рифогеняых и
хемогенных известняков — типичных образований тропиков; пермские
известняки Сибирской области представлены только органогенно-обло-
мочным типом.
Показателем продолжающегося похолодания в Сибирской области
служит и направление эволюции осадконакопления в ее седиментацион-
105
ных бассейнах. В перми осадконакопление Сибирской области оконча-
тельно приобретает мезомиктовый характер. Кварцевые пески и каоли-
нитсодержащие аргиллиты, еще нередкие в толщах карбона, в перми
уже не накапливались, сократились масштабы и сузился спектр аутиген-
ного минералообразования. В сибирской перми уже нет осадков с вы-
сокой концентрацией окислов железа и марганца и сколько-нибудь зна-
чительных накоплений свободного глинозема, обычных в отложениях
Тропической области. Встречаются лишь конкреции сидерита и фосфо-
ритов, свойственные осадкам областей теплоумеренного климата.
Европейско-Китайская область тропического климата продолжала
существовать в пределах Фенно-Сарматии, Тетиса, Катазии и Нубии.
В ее лесах до самого конца периода сохранялись элементы вестфаль-
ской и катазиатской флор: крупные лепидофиты и птеридоопермы, дре-
вовидные каламиты и папоротники, древние (тропические) хвойные.
В ее морях продолжали господствовать теплолюбивые физулиниды и
сифонниковые водоросли, колониальные кораллы, разнообразные бра-
хиоподы и др. В пределах Европейско-Китайской области продолжало
развиваться тропическое латеритовое выветривание и формировались
-осадочные толщи олигомиктового и высококарбонатного типов с обиль-
ным и разнообразно проявленным аутигенным минералообразованием.
Теплоумеренная Сибирская и тропическая Европейско-Китайская обла-
сти в пермском периоде разделялись переходной зоной ослабленного
тропического климата. В этой зоне, пролегавшей через Западную Арк-
тику, Печорский бассейн, Средний Урал, Центральный Казахстан,
Джунгарию, Монголию, Амурский бассейн сочетались черты обеих
природных областей. В ее органическом мире сосуществовали и менее
требовательные к теплу сибирские элементы и теплолюбивые элементы
Европейско-Китайской области. Со временем (очевидно, под влиянием
прогрессивного похолодания) влияние сибирских элементов во флоре и
фауне переходной зоны последовательно усиливалось. Фузулиниды и
сифонеи вымерли здесь в артинском веке, хотя колониальные кораллы
сохранялись до конца периода.8
Разница в термическом режиме Сибирской и Европейско^Китайской
-областей в перми возросла, но все еще-оставалась незначительной, по-
скольку в Сибирской области еще продолжалось карбонатное осадкона-
копление, а в ее животном мире было много групп, общих с европейско-
китайскими, термический режим ее, надо полагать, оставался достаточ-
но высоким, мало отличавшимся от тропического.
Это был сильно ослабленный тропический климат, но не умеренный,
как считают многие авторы и, в частности Ф. Стели (1963), основываю-
щий свои выводы на географическом распространении пермских бра-
хиопод и фузулинид.
Из современных климатов теплоумеренный климат пермского пе-
риода больше всего напоминал субтропический, но отличался от него
тем, что у него не было прохладного зимнего сезона, связанного с втор-
жением относительно холодных масс из областей умеренного и аркти-
ческого климата, которые тогда еще отсутствовали. Отчетливая сезонность
термического режима современных субтропиков была не свойст-
венна теплоумеренному климату пермского периода. Последний, по-ви-
8 Эта переходная зона приблизительно совпадает с намеченной Ф. Стели (1963
границей северного распространения фузулинид и теплолюбивых брахиопод, которую
он принимает за рубеж пермских субтропиков и зоны умеренного климата. По данным
советских палеонтологов (Миклухо-Маклай, 1966), этот рубеж не имел характера чет-
кого фаунистического скачка, подобного границе современных субтропиков и умеренной
зоны, а представлял широкую зону развития смешанных фаун, чему способствовали
малые контрасты температуры вод Сибирской и Европейско-Китайской термических
областей.
106
димому, характеризовался среднегодовыми температурами не ниже
15° С, при этом зимние не опускались ниже 0°. Годичные кольца роста и
.листопадность сибирских кордаитов пермского периода, вероятно, была
связана не столько с зимними понижениями температуры, сколько с се-
зонными колебаниями влажности.
Особое положение в системе термической зональности пермской
Евразии занимал Индостанский (Гондванский) субконтинент. Ранне-
пермский климат Индостана в термическом отношении был более суро-
вым, чем сибирский, так как его флора, в общих чертах близкая сибир-
ской, беднее ее. Флора Гондваны представлена своеобразными
(теплоумеренными?) птеридоспермами и кордаитами и совершенно ли-
шена лепидофитов и каламитов. Аналогии с Сибирской областью об-
наруживаются и в литологическом характере терригенных толщ гонд-
ванских грабенов, являющихся, как и сибирские, мезомиктовыми, серо-
цветными и угленосными. Считается, что суровость климата Индостана
в ранней перми была связана с непродолжительным существованием в
наиболее высоких частях нагорья ледниковых покровов.
Если оледенение Индостана в ранней перми действительно имело
место, оно проявлялось в условиях тропического климата, поскольку в
омывающих его морях (Тетис в пределах Ирана, Западного Пакистана,
Тибета и Гималаев, Индокитая) накапливались известняки с остатками
тропической фауны: фораминиферами, кораллами, брахиоподами. Даже
в угленосной песчано-сланцевой толще, залегающей непосредственно
над тиллитами-(угленосный бассейн Умария), сделаны находки тепло-
любивых продуктид и спириферид, а в основании талчирских тиллитов
обнаружены прослои морских песчаников и конгломератов с форамини-
ферами, сходными с сибирскими. Да и растения Гондваны: глоссопте-
рис, гангамоптерис и шизоневра, долгое время считавшиеся холодо-
стойкими, исключительно гондванскими, теперь обнаружены в составе
флор Тунгусской области. Они отмечены даже в Печорском бассейне в
отложениях Южной Монголии и Южного Приморья, т. е. у самой гра-
ницы Тропической области пермского периода. В перми Ирана глос-
соптерисовая флора существовала с катазиатскими элементами, а в
пестроцветных отложениях самой Индии (Р2) ее остатки находятся вме-
сте с остатками лабиринтодонтово-дицинодонтовой фауны, а также с
таениоптерис — типичным представителем катазиатской флоры.
Возможность оледенения в Тропической области при большой
влажности воздуха и высотой местности, превышающей 2000 м, дока-
зана расчетами М. И. Будыко (1964). Появление раннепермских ледни-
ков на Индостанском субконтиненте могло быть связано с поднятием
его отдельных блоков в связи с развитием системы гондванских грабе-
нов. На поверхности наиболее высоких блоков, как Аравалийский, ат-
мосферные осадки могли выпадать преимущественно в твердом виде и
накапливаться в массах фирна.
К началу второй половины периода на аллювиальных равнинах
гондванских грабенов восстанавливается тропический режим, поскольку
здесь возобновляется осадконакопление олигомиктового типа с «желези-
стыми пластами» и получает распространение фауна лабиринтодонтов
•и дицинодонтов.
Распределение увлажнения
Поскольку и в пермском периоде термический режим оставался
слабо дифференцированным, основные различия природных условий в
пределах Евразиатского пространства и теперь еще продолжали опре-
деляться в основном характером распределения атмосферных осадков.
107
Следовательно, не столько наличие тропической Европейско-Китайской
и менее жаркой Сибирской областей, сколько разделение на аридную и
гумидную области определяло природную зональность материка.
План природной зональности по условиям увлажнения претерпе-
вал дальнейшие изменения, связанные с перемещением основного очага
Аридной области к юго-западу. В результате этих изменений Сибирь,
являвшаяся еще в девоне основным очагом засушливого климата, те-
перь приобретает все черты гумидного климата, а Западная Европа и
Ближний Восток, до того обладавшие гумидным климатом, наоборот,
подвергаются сильнейшей аридизации.
Аридная, область в пермском периоде почти целиком располагалась
в пределах тропического пояса (Европейско-Китайской термической об-
ласти). По степени засушливости в ней можно различать две зоны:
внутреннюю, отличавшуюся повышенной аридностью, и внешнюю с уме-
ренным проявлением аридности.
В зоне повышенной аридности располагались Фенно-Сарматия и
Волжское море, осадки и растительность которых свидетельствуют о
большом дефиците влаги и сильном испарении. В этой зоне континен-
тальные отложения представлены соленосными красноцветами с плохо
окатанным и сортированным обломочным материалом, содержащим
много неустойчивых к выветриванию минеральных компонентов; в мел-
ководно-морской фации доминируют хемогенные и хемогенно-органо-
генные известняки, а также доломиты и гипсы; для фаций открытого
моря характерны органогенные известняки с рифами. Растительные
остатки в зоне повышенной аридности встречаются редко и представле-
ны ксерофильными формами.
В зоне умеренной аридности, охватывающей Приуралье, Южную
Тоболию с Западной Сино-Гобией (Джунгария и Таримский бассейн),
а также европейскую и переднеазиатскую части Тетиса, литологические
и Палеонтологические индикаторы палеоклимата свидетельствуют о
несколько большем количестве атмосферных осадков, менее скудном
поверхностном стоке и не столь значительном преобладании испарения
над увлажнением. В ней континентальные отложения представлены
красноцветами (отчасти пестроцветами)' олигомиктового типа с заметно
развитым аутигенным мйнералообразованием (железистые аргиллиты,
локальные проявления бокситоносности); в фациях морского мелко-
водья доминируют органогенные известняки и мергели, доломитов среди
них мало, а гипсов нет вовсе или они очень редки.
Умеренно-аридная зона, в которой солнечный климат и открытые
ландшафты сочетались с достаточной влажностью воздуха и поверх-
ностным орошением, была главным местом расселения пермских позво-
ночных. Аридизация климата в течение пермского периода явилась од-
ной из причин расцвета древних рептилий (менее связанных с водое-
мами) и угасания амфибий, существовавших на суше в условиях влаж-
ной атмосферы.
Если зона повышенной аридности возникла на территории, где в
позднем карбоне климат был умеренно сухим, а в раннем карбоне —
переменно-влажным, то зона умеренно аридного климата сформирова-
лась на месте, где до того господствовали гумидные условия. О прогрес-
сивном иссушении климата в пермском периоде в пределах Аридной об-
ласти свидетельствует последовательная деградация гигрофильных
растительных сообществ и вымирание всех влаголюбивых элементов
вестфальской флоры: лепидофитов, каламитов, многих папоротников и
возрастание в составе новой растительности роли хвойных и ксеро-
фильных птеридосперм. На ее аллювиальных низменностях, где еще в
позднем карбоне произрастали отдельные массивы болотистых лепидо-
108
фито-каламитовых лесов, уже в ранней перми распространяется ксеро-
фильное редколесье, а позже оазисы из хвойных и птеридоспермов.
В результате прекращается угленакопление, и сероцветные, богатые
растительной органикой осадки вверх по разрезу сменяются красноцве-
тами.
. В периферической зоне Аридной области низы красноцветной перми
еще тесно связаны с угленосным карбоном и сами еще несут прослои
углистых аргиллитов. Они сложены преимущественно кварцевыми пе-
сками и каолинитсодержащими глинами, что является следствием до-
статочно интенсивного химического выветривания этого времени. Более
высокие слои красноцветной перми (кунгур и выше) сложены в суще-
ственной части пролювиальными песчаниками, заключающими боль-
шую примесь аркозового и маловыщелоченного глинистого материала.
В Тетисе Э1ридизация климата в пермском периоде получила отра-
жение в возросшей карбонатности разреза и в повышении роли рифо-
генных и оолитовых известняков. В Западном Тетисе при благоприят-'
ных палеогеографических обстановках (отмели, заливы с ослабленным
гидродинамическим режимом) накапливались доломиты и гипсы, а по
окраинам островных суш также и красноцветы со слабыми проявления-
ми бокситоносности.
Фауны беспозвоночных Аридной области, хотя и были менее разно-
образными в отношении количества представленных в них видов, но вы-
делялись богатством по числу особей каждого вида. В их составе до-
минировали рифостроители: табуляты и четырехлучевые кораллы, из-
вестковые водоросли, а также ассоциирующиеся с ними брахиоподы и
крупные фораминиферы. Всем этим организмам свойственна массив-
ность скелетных элементов, свидетельствующая о том, что недостатка в
извести здесь не ощущалось, благодаря высокой температуре вод, по-
нижающей ее растворимость. По свидетельству Н. Я. Спасского (1967),
анализ отложений, содержащих остатки четырехлучевых кораллов по-
зволяет считать, что они, как и современные кораллы, были обитате-
лями мелководных участков, где воды имели нормальную соленость,
хорошо прогревались солнцем и были насыщены кислородом.
Аридность пермского климата ослабевала к востоку. На террито-
рии Юго-Западной Тоболии и Туранского массива выклинивалась зона
повышенной аридности, а в западной части Сино-Гобии (Джунгария,
Таримский бассейн) заканчивалась и зона умеренной аридности. На
границах с Сибирской и Катазиатской гумидными областями резко ме-
няется характер отложений и морфо-анатомические особенности за-
ключенных в них растительных остатков. Мезомиктовые красноцветы
сменяются олигомиктовыми пестроцветами, которые в свою очередь
уступают место сероцветным угленосным отложениям. Растительные ос-
татки становятся более частыми и разнообразными; среди них появ-
ляются формы с крупными листьями и менее густым жилкованием.
Атмосферные осадки в Аридной области пермского периода, как
показывают признаки слабого развития поверхностного стока (преиму-
щественное развитие пролювиальных и пролювиально-аллювиальных
фаций) и преобладание испарения над атмосферным увлажнением (со-
леносность отложений, ксероморфная растительность), были в общем
небольшими. Однако их годовая сумма даже в зоне повышенной арид-
ности не могла быть меньше 500 мм —того минимума, который необхо-
дим для красноцветного выветривания, в частности для гидратации же-
лезосодержащих минералов и выделения из них свободного РегОз. По
аналогии с современными сухими саваннами Африки она, вероятно,
составляла 700—800 мм. В умеренно-аридной зоне, где был устойчивый
поверхностный сток и существовали постоянные внутриконтиненталь-
109
ные водоемы, где были распространены оазисы и ксерофильное редко-
лесье, где находили приют лабиринтодонты и древнейшие рептилии, го-
довая сумма атмосферных осадков, по-видимому, возрастала до 1000—
1200 мм, как в современных саваннах Нигерии.
Сибирскую теплоумеренную гумидную область в раннепермскую
эпоху отличало распространение обильно увлажненных ландшафтов.
В ее пределах накапливались сероцветные отложения озерных, болот-
ных, пойменных и русловых фаций. Самым ярким показателем избы-
точного увлажнения Сибирской области является угленосность в той
или иной мере, развитая во всех седиментационных бассейнах. Широ-
кое распространение угленосности было связано с региональным про-
явлением заболачивания. Растительность Сибирской области была
представлена обширными кордаитовыми и кордаито-гинкговыми ле-
сами (тайгой по А. Н. Криштофовичу), отличавшимися большой мас-
сивностью насаждений, макрофильностью растений, отсутствием ясно-
выраженных признаков ксероморфизма. ।
Степень увлажнения ландшафтов Сибирской области была неодно-
родной. Она изменялась как в пространстве с запада на восток, по ме-
ре удаления от Аридной области и приближения к Тихому океану, так
и во времени — от начала периода к его концу. Минимальным увлаж-
нение было на Западной окраине области — в Печорском бассейне, Се-
верном и Среднем Урале и Прииртышье, о чем свидетельствует умерен-
ное развитие в этой зоне гигрофильных ассоциаций растительности,,
проявление единичных хвойных и ксерофильных птеридоспермов (кал-
липтерис), распространение в ее месторождениях углей класса фюзено-
литов, образующихся в периодически подсыхающих болотах, и частое-
присутствие сапропелево-гумусовых углей, накопление которых про-
исходит в областях с короткими сухими сезонами и солнечным клима-
том, благоприятствующим развитию в открытых озерах фитобентоса..
Показателем обильного увлажнения восточной части Сибирской обла-
сти (Берингийский архипелаг) является необычайное развитие в мест-
ных растительных группировках влаголюбивых папоротников и круп-
нолистных кордаитов.
Исторические изменения увлажнения Сибирской области показы-
вают на его постепенное уменьшение к концу периода. Ранняя пермь,
как считают палеофитологи, была «золотым веком» для ее кордаито-
вых лесов. В это время кордаитовые леса достигали наибольшего рас-
пространения, разнообразия систематического состава, массивности на-
саждений, макрофильности. В течение позднепермской эпохи, особенно-
к ее концу, кордаитовые леса редеют, сокращается ареал их распрост-
ранения. Сами кордаиты становятся мелкими с признаками угнетения;
в ассоциации с ними появляются хвойные. i
Основываясь на фациях континентальных отложений, показываю-
щих на интенсивный поверхностный сток, годовая сумма атмосферных
осадков в пределах Сибирской области, по-видимому, колебалась в
пределах 1200—1500 мм — на западе и до 2000—2500 мм вблизи тихо-
океанского побережья. В западной части Сибирской области увлажне-
ние и испарение приблизительно уравновешивали друг друга. Време-
нами последнее даже несколько преобладало. Грамберг и Спиро (1965),
исследуя состав поглощенных катионов пермских отложений Хатанг-
ского залива, показали, что,в отдельные моменты лагуны, окружавшие
этот залив, обладали повышенной соленостью вод.
Катазиатская тропическая область гумидного климата. Основным
показателем обильного увлажнения этой области служит пышная ката-
зиатская флора, совершенно лишенная хвойных и ксерофильных птери-
досперм, характерных для засушливой Фенно-Сарматии и Юго-Запад-
110
ной Тоболии, и мезофильных кордаитов, типичных для Сибирской об-
ласти. Основными лесообразователями катазиатской флоры были
влаголюбивые крупнолистные папоротники типа гигантоптерис и круп-
нолистные птеридоспермы типа таэниоптерис.
Фациальные и литогенетические особенности пермских отложений
Катазиатской области также свидетельствуют о ее обильном увлажне-
нии. Только следствием обильного и постоянного увлажнения и интен-
сивного поверхностного стока можно объяснить исключительное рас-
пространение в этой области продуктов глубокого выветривания, их со-
вершенную дифференциацию и сортировку. Для катазиатской перми
характерно повсеместное присутствие углефицированного растительного
детрита, содержащегося в аргиллитах, песчаниках и даже в известня-
ках зоны морского мелководья^ В морских разрезах Катазиатской обла-
сти нет ни гипсов, ни доломитов; даже роль рифогенных и хемогенных
известняков здесь снижена, очевидно, вследствие большого объема
пресных вод и терригенного стока, поступавших с суши.
Катазиатская область гумидного климата простиралась на запад
до Ала-Шаня и Нань-Шаня, где появляются первые красноцветы, и на
север до Маньчжурии, где в составе катазиатской флоры появляются
наиболее теплолюбивые сибирские элементы. Отдаленное влияние ка-
тазиатского климата проявлялось даже на Памире и в Фергане, во
флорах которых присутствовали катазиатские гигантоптериды и таэни-
оптериды (Сикстель, 1966).
Годовая сумма осадков в Катазиатской области по характеру ра-
стительности и лито-фациальному типу ее отложений составляла, ве-
роятно, 2500—3000 мм.
Гондванская область теплоумеренного гумидного климата близко’
напоминала Сибирскую. Сходство их нашло отражение и в процессах
литогенеза, приведших к формированию в обеих областях сероцветных
песчано-аргиллитовых толщ, представленных фациями обильно обвод-
ненных озерно-аллювиальных равнин, и в тождестве типа угленосности,
и в формационном подобии растительности. Сходство Индостана с Си-
бирской областью проявилось в истории их климатического развития.
В обеих областях пермский климат эволюционировал в направлении
возрастающего иссушения, что послужило причиной прекращения здесь
и там угленакопления, деградации растительного покрова и появления
растений с признаками ксерофилизации.
Особенности выветривания
и осадконакопления в перми
В течение пермского периода климат Евразиатского пространства
постепенно иссушался. Еще в кунгурском веке ранней перми произошла
значительная вспышка галогенеза и энергичная экспансия аридных
ландшафтов на смежные территории Сибирской и Катазиатской областей.
В начале позднепермской эпохи аридные ландшафты распространяются
на Урал, Восточный Казахстан, Джунгарию, Монголию и Северный
Китай, в которых до того доминировали черты гумидного клима-
та сибирского типа, а также на Северный Тибет и Нань-Шань, составляв-
шие окраину Катазиатской гумидной области (рис. 28). В результате
угленакопление здесь прекращается, сероцветы сменяются красноцве-
тами, растительные остатки в последних становятся редкими, и среди
них на первое место выдвигаются хвойные и ксерофильные птеридоспер-
мы. В дальнейшем область аридного климата подступает к впадинам
Алтае-Саяна, в которых попеременно накапливаются угленосные и
красноцветные осадки. В самом конце поздней перми аридизация рас-
111
пространилась на всю территорию Ангариды, вследствие чего кордаито-
вая тайга, существовавшая на ней в течение позднего карбона и значи-
тельной части перми, деградирует, уступая место разреженным кордаи-
то-гинкговым лесам, а затем хвойно-гинкгово-цикадофитовому редко-
лесью. Угленакопление прекращается по всей Ангариде. До начала
триаса оно сохранялось в очень небольшом объеме в Верхоянской зоне,
в Хэбейской синеклизе и Приморье.
80 700 120
Рис. 28 (условные обозначения' см. на стр. 94).
В общем, граница Аридной области к концу пермского периода
переместилась в район верховьев Подкаменной Тунгусски и Байкала,
верховьев Амура, Северного и даже Центрального Китая (аридные крас-
ноцветы появляются в Сычуане и Хуннани). Существенных изменений
условия увлажнения не претерпели только в восточной части Евразиат-
ского пространства (Берингия, восточная часть Сино-Гобии, Катазия),
где до конца пермского периода, а затем и в раннем триасе продолжали
сохраняться мезофильные и гигрофильные группировки с реликтами
древних флор.
В Аридной области воздух с течением времени становился суше,
испарение возрастало. На это указывает все возрастающая ксерофили-
зация растительности, в составе которой исчезают влаголюбивые по-
роды и резко поднимается роль хвойных, засухоустойчивых птеридо-
сперм и цикадофитов; почти полное исчезновение растительного покро-
ва, от которого сохраняются лишь единичные оазисы, и ухудшение ус-
ловий существования наземных позвоночных, побудившее амфибий,
нуждавшихся во влагосодержащей среде, снова вернуться в воду.
В пермском периоде продолжались в огромных масштабах карбо-
натное осадконакопление и углеобразование, очищавшие атмосферу от
112
С02 и приведшие ее на рубеже с мезозоем к состоянию, близкому со-
временному.
Понижение общеклиматической температуры и падение содержа-
ния СО2 в атмосфере существенно повлияли на растворимость карбо-
ната кальция в морской воде, сократили выпадение извести в осадок.
По той же причине в конце пермского периода наступил резкий спад
процессов доломитообразования и совершался их переход из области
морского мелководья в зону лагун, где могла возникать большая испа-
рительная концентрация MgCO3, обеспечившая его осаждение даже при
не очень высокой температуре и при малом содержании СО2
В .течение пермского периода продолжала падать роль хемогенного
осадконакопления (все больше сосредоточивавшегося в Аридной обла-
сти) и подниматься роль, осадконакопления биогенного.
В связи с распространением растительности по пермской суше, раз-
витием почвообразования и нарастанием роли Сорг в процессах вывет-
ривания и седиментогенеза возросли масштабы мобилизации подвиж-
ных элементов в ландшафтах и усилилось аутигенное минералообразо-
вание.
g В. М. Сннипын. ч. -
ГЛАВА VI
КЛИМАТЫ ВТОРОЙ ПОЛОВИНЫ ПАЛЕОЗОЯ
ИСТОРИЯ КЛИМАТОВ
Девон
Соответственно природной зональности, характеру литологических
. процессов, составу и распространению органического мира климат ос-
новной части евразиатского пространства в девоне в термическом от-
ношении был экстратропический и только на Северо-Востоке Азии —
подобным современному тропическому. Указанием на экстратропиче-
ский климат служит массовое распространение первичных ангидритов
и арагонита, выпадающих в осадок при t° 35—40° С. Поэтому средне-
годовые температуры девонского климата предположительно прини-
маются 30—34° С — для экстратропического типа и 29—26° С — для
тропического.
В отношении увлажнения климат девона в пределах Евразии был
представлен двумя основными типами: аридным, проявлявшимся на
севере материка и в смежной части Полярного бассейна, и гумидным,
господствовавшим в южной части Евразиатского пространства. Степень
аридности климата не сохранялась постоянной. В первой половине пе-
риода (Di — D-гО климат Фенно-Сарматии, Тоболии и Ангариды, как
показывают минералого-геохимические особенности состава красноцве-
тов, был экстрааридным с годовой суммой атмосферных осадков по-
рядка 500—600 мм. Во второй половине периода (DF — D3) произо-
шло общее смягчение климата, и на преобладающей части аридной об-
ласти увлажнение возросло до 700—800 мм/год. В гумидной области
атмосферные осадки были обильными, допускавшими интенсивное и
зрелое выветривание, приводящее к. формированию осадков, близких
мономиктовым. Максимальной влажностью отличалась Восточная, осо-
бенно Юго-Восточная Азия, где годовые суммы осадков могли достиг-
нуть 2500—3000 мм. В западной части гумидной области, как показы-
вает широкое распространение каолиновых красноцветов, хемогенных
и органогенных известняков, атмосферных осадков выпадало меньше,
и здесь, вероятно, имели место проявления временных засух.
Таким образом, география климатов девона на территории Евра-
зии существенно отличалась от мезозойской и кайнозойской, которые,
как известно, принципиально совпадали с современной. Отличие состоя-
ло в положении аридной области на территории Сибири и Арктики, где
уже в карбоне установился гумидный климат, и в иной ориентировке
термических границ, пересекавших современные параллели под углом
50—60°. Такой план и география климатов девона Евразии свидетель-
ствуют о положении Северного полюса Земли того времени в пределах
северо-западной части Тихого океана.
.114
Течение литологических процессов в девоне отличалось некоторым
своеобразием. Особенно привлекает внимание массовое накопление
кальциевых и магнезиальных карбонатов, сульфатов, мономиктовых
терригенных толщ и красноцветов в объемах, не свойственных кайно-
зою и даже мезозою. Это, несомненно, свидетельствует о несколько
ином качественном воздействии девонского климата на земную поверх-
ность, что в первую очередь было связано с более высокой в девоне
температурой воздуха, повышенной общей влажностью и обильным со-
держанием СО2 в атмосфере и водах Мирового океана.
Поскольку увеличение СО2 в атмосфере вызывает потепление и
увеличение засушливости, жаркий и сухой климат девона мог быть в
некоторой мере обусловлен повышенным содержанием в атмосфере
этого компонента. '
В современных тропиках тропосфера распространяется на высоту
в два раза большую, чем в полярных областях. На этом основании
можно допустить, что при экстратропическом и тропическом климате
девона тропосфера была гораздо мощнее современной. А большая мощ-
ность тропосферы при более высоком содержании СО2 и паров воды
повышали ее способность задерживать переизлучение тепловой энергии
в пространство — приводить к сильному разогреву приземных слоев
воздуха, создавать условия изотермического климата со слабой атмо-
сферной циркуляцией, при которой тепло- и влагообмен, лежащие в
основе экзогенных процессов, были заметно ослабленными.
Карбон
В первой половине периода сохранялся среднепалеозойский план
распределения тепла в Евразиатском пространстве: на юге и западе;
продолжал существовать экстратропический режим, а на северо-восто-
ке— обычный тропический. В связи с этим наземная растительность и
беспозвоночные моря раннего карбона еще сохраняли единую система-
тическую основу и не обнаруживают сколько-нибудь ясную термиче-
скую дифференциацию.
В отношении увлажнения ранний карбон характеризовался резкой
гумидизацией климата и поэтому широчайшим распространением гид-
роморфных типов литогенеза, растительности и фаунистических ком-
плексов. Вместе с тем план зональности по увлажнению оставался
прежним — среднепалеозойским, он только усилился в результате об-
щей гумидизации. Оставалась на своем месте аридная область, хотя
количество атмосферных осадков в ней возросло до 1200 мм!год и бо-
лее. Наиболее засушливыми и теперь продолжали оставаться северо-
восточная часть Фенно-Сарматии и юго-западная часть Тоболии, где и
в раннем карбоне накапливались гипсы и карбонатные красноцветы.
В намюре и башкирском веке (Cjn—С2Ь) происходит коренное из-
менение климата по всей Евразии. Наступает общее похолодание, в
результате которого экстратропический климат южной и западной ча-
стей материка сменяется обычным тропическим, а последний на Севе-
ро-Востоке Азии замещается ослабленным тропическим с зимними тем-
пературами ниже + 20° С, поскольку наиболее теплолюбивые организ-
мы, как кораллы и крупные фораминиферы, здесь уже не могли
дальше существовать. Различия среднегодовых температур юго-запад-
ной и северо-восточной термических областей Евразии, по-видимому,
возрастают до 8—10° С, вследствие чего биогеографическая зональность
становится достаточно контрастной. Вместе.с тем происходит поворот
термических границ (географических широт), указывающий на резкое
смещение полюса к северо-западу. Этот поворот устанавливается по
8
115
.распространению бореальных фаун и типов литогенеза на западный
сектор Арктики при одновременной смене их тропическими в пределах
Северо-Восточного Китая.
Значительные изменения происходят в плане климатической зо-
нальности по увлажнению. Основной очаг аридной области из Сибири
смещается в Европу. Климат Сибири энергично увлажняется, в резуль-
тате чего распространяются кордаитовые леса и большой размах при-
обретают процессы угленакопления, а климат Европы, наоборот, под-
вергается сильному иссушению, уничтожающему влажные леса этой
области и явившемуся причиной угасания угленакопления, сменйвше-
гося отложением красноцветов. При этом возрастает общая континен-
тализация климата — аридная область снова расширяется и усиливает-
ся ее засушливость. Во внутренних районах аридной области годовая
сумма атмосферных осадков сокращается до 500—600 мм.
Увлажнение возрастает к востоку, достигая максимальных величин
в области Берингии, Восточной Сино-Гобии и Катазии, где больше все-
го распространены гидрофильные ассоциации растительности и оса-
дочные образования, нуждающиеся в постоянном и обильном поверх-
ностном стоке. Со второй половины карбона гумидная область Восточ-
ной Азии, распадается на две части: Сибирскую и Катазиатскую,
различные по термическим условиям (бореальную и тропическую).
Климаты второй половины карбона (и ранней перми) были пере-
ходными от среднепалеозойских к мезо-кайнозойским. В это время про-
исходило понижение температуры нижних слоев атмосферы и как след-
ствие этого уменьшение влагоемкости воздуха. Паров воды и СО2 в
атмосфере остается меньше, облачный покров становится менее мощ-
ным и сплошным, чем в среднем палеозое. Климат стал солнечнее, но
распределение и сохранение тепла на планете стало менее равномер-
ным; возросли его потери по линии длинноволнового излучения. В ре-
зультате сокращается роль тенелюбивых растений, возрастает значение
в растительном покрове ксерофитов и гелиофитов, появляются первые
мезофилы.
В связи с возросшими контрастами температур усилилась циркуля-
ция атмосферы. Но сильных волнений (бурь) не было и в это время,
так как хрупкие деревья карбона, не имевшие настоящей древесины
и державшиеся на корнях, развитых по поверхности болотной почвы,'
могли нормально существовать, несмотря на их 20-30 м высоту.
Пермь
В ранней перми климат Евразии, как в отношении термического
режима, так и в отношении увлажнения, сохранялся приблизительно
таким, каким он был в позднем карбоне. Не претерпело изменений и
географическое распределение различных типов климата: в пределах
Фенно-Сарматии и Южной Тоболии продолжал оставаться аридный
климат на Ангариде и Берингийском архипелаге — теплоумеренный гу-
мидный, а в зоне Тетиса и на южных субконтинентах (Нубия, Гондва-
на и Катазия)—тропический гумидный. Существенных изменений не
произошло и в количественных характеристиках климата: сухость арид-
ной области, как и в позднем карбоне, была умеренной — лишь не-
сколько суше «климата боксита» (800—1000 мм)год} Ангарида и Гонд-
вана характеризовались климатом, благоприятным для углеобразова-
ния (1000—1500 мм/год). Наиболее увлажненной частью Евразии по-
прежнему оставалась притихоокеанская окраина (Берингия, Восточная
Сино-Гобия, Катазия), где и в перми массовым развитием пользова-
лись гидроморфные типы литогенеза и гигрофильные ассоциации расти-
тельности.
116
Прогрессивным типом климата для ранней перми Евразии являлся
^аридный климат, область проявления которого постепенно расширялась
к югу, востоку и северо-востоку, охватывая новые пространства в зоне
Тетиса, Сино-Гобии и Тоболии. Да и в самой аридной области климат
становился со временем все более засушливым, о чем свидетельствует
появление все более аридных типов'осадков и ксерофильных. ассоциа-
ций растительности.
В поздней перми аридизация климата быстро усиливается. В об-
ласти его проявления оказывается вся западная половина Евразии.
В пределах Фенно-Сарматии и Южной Тоболии климат становится
экстрааридным («климат соленосных аркозовых песчаников») с годо-
вой суммой атмосферных осадков 500—800 мм. Умеренно аридный кли-
мат распространяется на западную часть Тетиса, Нубию, таримскую
часть Сино-Гобии и достигает юго-западной окраины Ангариды. Зона
«с климатом угля» (осадки ~ 1000—1500 мм/год) суживается и сдви-
гается дальше к востоку, в свою очередь несколько потеснив зону ма-
ксимального увлажнения, по-прежнему сохранявшуюся в пределах Бе-
рингии, восточной окраины Сино-Гобии и Катазии.
Термические области пермской Евразии: тропическая и тепло-
умеренная оставались в общем на тех же местах, где и в ранней перми.
Однако, судя по энергичному распространению в артинском веке и Кун-
гуре бореальных фаун в северо-восточные районы Русской платформы
и продвижение тропических в Северо-Восточном Китае и Приморье,
яродолжал происходить «разворот» термических границ (параллелей),
приближаясь к положению современных параллелей.
Во второй половине перми, по-видимому, произошло дальнейшее
общее похолодание климата, в. результате которого термический режим
основного пространства Евразии приблизился по состоянию к режиму
ее Северо-Восточной области, который существовал здесь в течение
второй половины карбона и ранней перми. По заключению
В. И. Устрицкого (1967), многие семейства морских беспозвоночных,
развивавшиеся в Арктике в Сэ—Pi, а также в начале Р2 мигрировали
в моря Тетиса и получили там широкое распространение в конце перм-
ского периода. В то же время обратная миграция из Тетиса в Арктику
не имела места.
Загадочно проявление теплоумеренного климата, может быть еще
более сурового чем сибирский, на территории Индостанской Гондваны.
Если исключить предполагаемый палеомагнитологами очень сомнитель-
ный дрифт Индостана из области южного полушария, где этот субкон-
тинент входил в состав Большой Гондваны, испытавшей в С3—Pi оле-
денение, то, очевидно, мы имеем дело с локальным проявлением похо-
лодания в условиях тропического климата в связи с горным
оледенением, поскольку синхронные с тиллитами отложения, развитые
по периферии Индостана, а также осадки, подстилающие и покрываю-
щие тиллиты, несут признаки образований тропического климата (фау-
на брахиопод и песчаных фораминифер).
Долгопериодические и направленные изменения климатов
В развитии климатов девона, карбона и перми отчетливо прояви-
лись долгопериодические изменения, выразившиеся в чередовании
аридных и гумидных фаз.
Ранний девон вместе с позднелудловским веком силура составляют
-одну из самых значительных в истории Земли аридных фаз. С позд-
него Эйфеля началось увлажнение климата, приведшее к крупнейшему
Тум идиому максимуму раннего карбона. С намюра климат снова ари-
117
дизировался, и в поздней перми наступила очередная мощная аридная:
фаза, достигшая максимума в среднем триасе.
В аридные фазы засушливый климат распространялся едва не на
половину площади Евразии и достигал наивысшей степени сухости.
В гумидные фазы, наоборот, области проявления аридного климата-
были минимальными и степень его сухости совсем незначительной.
Аридные максимумы раннедевонский и пермо-триасовый совпадали
с теократическими этапами в развитии рельефа Земли, отличавшимся,
как бы «всплыванием» сиалических масс материков и широчайшим рас-
пространением суши. Гумидная фаза раннего карбона отвечала талас-
сократическому этапу развития рельефа, породившему обширную,
трансгрессию моря.
Термический режим Евразии тем временем испытывал направлен-
ные изменения в сторону прогрессивного похолодания и усиления кон-
трастов ее основных термических областей: Европейско-Китайской . и
Сибирской. В девоне — раннем карбоне термический режим Европей-
ско-Китайской области был, по-видимому, экстратропическим со сред-
негодовыми температурами порядка 32—34° С, а в Сибирской обла-
сти — обычным тропическим, со среднегодовыми температурами на
4—5° С меньше. В намюрском и башкирском веках термический режим,
в пределах Евразиатского пространства повсеместно понижается на
4—6° С, в результате чего в Европейско-Китайской области экстратро-
пический климат сменяется обычным, тропическим, а в Сибирской об-
ласти устанавливается ослабленный тропический климат со среднего-
довыми температурами 20—22° С, которые уже были ниже критических,
для кораллов и фузулинид. И в дальнейшем термический режим на
территории Евразии продолжал понижаться главным образом в преде-‘
лах Сибирской области, растительные и животные комплексы которой:
и дальше лишались теплолюбивых родов и семейств, а природная зо-
нальность становилась все более контрастной.
В намюрском и башкирском веках одновременно с происходившей
сменой гумидного климата (ранний карбон) аридным (поздний кар-
бон—пермь) изменялся план термической зональности от среднепалео-
зойского, ориентированного к современным параллелям под углом 40—
50°, к позднепалеозойскому, у которого угол пересечения с современ-
ными параллелями не превышает 15°. При этом аридная область пе-
реместилась из Сибири в Европу и на Ближний Восток. Изменение
плана климатической зональности, очевидно, отражало движение Север-
ного полюса из северо-западной части Тихого океана в Северо-Восточ-
ную Азию.
Несмотря на периодические колебания увлажнения, проявившиеся
в чередовании аридных и гумидных фаз, климат Евразии в общем
эволюционировал в направлении возрастающей континентализации,.
что, вероятно, вызывалось похолоданием, увеличением площади суши
и уменьшением содержания СО2 и водяных паров в атмосфере. Нара-
стающую континентализацию климата отражает, в частности, прогрес-
сировавшая ксерофилизация наземной растительности и позвоночных. . '
Климатические условия на территории Евразии и на планете в.
целом сохранялись устойчивыми на продолжении многих десяткой 1
миллионов лет. Изменения их происходили весьма постепенно и незна-
чительно. Резких перестроек системы климатов и коренных изменений
их характера не было. Об этом убедительно свидетельствует устойчи-
вость генетических типов литогенеза и отдельных групп органического,
мира, существовавших без значительных изменений на продолжении
100—150 млн. лет. Основной тип климата Земли — тропический устой-
118
чйво сохраняется в течение многих сотен миллионов лет. Столь же
устойчива и климатическая зональность: Северо-Восточная Азия едва
не с начала палеозойской эры находится в области пониженного тер-
мического режима, тогда как Европа и Южная Азия постоянно оста-
вались в области высоких температур. Изменения климатов по всей
Земле были однообразными и синхронными, из чего следует общепла-
нетарный характер и значение этих изменений.
Причиной изменений климатов (при постоянстве количества сол-
нечной энергии, получаемой Землей) могли быть изменения поглощаю-
щей способности атмосферы в связи с изменениями ее состава. Жар-
кие и почти изотермические климаты среднего палеозоя, очевидно, свя-
заны с высоким содержанием в атмосфере паров воды и СО2, созда-
вавших интенсивный оранжерейный эффект (поглощение инфракрасных
лучей, отражаемых нагретой поверхностью Земли в атмосферу). По-
всеместно высокие температуры поддерживали сильное испарение с
поверхности Мирового океана и высокое, влагосодержание воздуха. В
результате уменьшения содержания в .атмосфере СО2 и паров воды
^оранжерейный эффект с течением времени ослабевал. Отсюда возникли
неравномерности в распределении и сохранении тепла; .возросли его
-.потери по линии длинноволнового излучения Земли, следствием чего
было общее похолодание и дифференциация климатов на термические
области.
В результате направленных изменений общего климата в сторону воз-
растающей континентализации и похолодания происходила эволюция от-
дельных типов климата. Один из примеров таких внутритиповых измене-
ний'дает аридный климат, который в палеозое характеризовался годовы-
ми суммами атмосферных осадков порядка 800—500 мм, в мезозое —
•500—300 мм, а в кайнозое — менее 300'мм. Следовательно, аридные кли-
маты разных периодов геологической истории не тождественны по своему
.главному показателю — степени увлажнения, а поэтому понятие «арид-
ный климат» относительно и может употребляться достаточно строго
лишь*в сравнении с одновозрастными климатами.
Вторым примером медленных внутритиповых изменений климата
может служить эволюция тропического климата, среднегодовые темпе-
ратуры которого оцениваются для девона 34—32° С, для конца палеозоя
и мезозоя 30—28° С, для кайнозоя 28—26° С. Таким образом, и понятие
х<тропический климаг».в историческом отношении не однозначно.
НЕКОТОРЫЕ ПРОБЛЕМЫ
П О 3 Д Н Е П А Л Е О 3 О Й С К О Г О ЭТАПА
КЛИМАТИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
О составе позднепалеозойской атмосферы
О том, какой состав имела древняя атмосфера, можно судить по
геохимическим особенностям процессов выветривания и осадконакопле-
ния соответствующего геологического периода. Известно, что атмосфе-
ра и1 ландшафтная оболочка находятся в вечном взаимодействии, со-
провождающемся обменом элементов (Перельман, 1961). Газы атмо-
сферы, проникающие в почвы и природные воды, оказываются одним
из важнейших факторов, определяющих геохимию ландшафта и преж-
де всего господствующие в нем условия выветривания, миграции ве-
ществ и накопления осадков. При этом одни компоненты атмосферы
накапливаются в ней (азот и кислород), другие — минерализуются и
переходят в состав сиалической оболочки (СО2, О2), третьи — диссипи-
руют в мировое пространство (водород).
119
Согласно господствующим представлениям, основными компонента-
ми первичной атмосферы являлись пары воды (до 95%), метан, угар-
ный газ и аммиак. Пары воды с течением геологической истории кон-
денсировались, пополняя воды Мирового океана, и частично диссоции-
ровали на водород и кислород под воздействием ультрафиолето-
вого света (фотолиз) и , в результате фотосинтеза, осуществляемого
зелеными растениями.
С появлением в атмосфере свободного кислорода из нее стали
исчезать метан, угарный газ и аммиак, подвергшиеся окислению. Пер-
вый и второй перешли в углекислый газ (СН4+2О2-^СО24-2Н2О и
2СОЧ-О2 2СО2), а третий дал начало азоту — главнейшему компо-
ненту новой атмосферы (41\ГНзН-ЗО2 -> 2N24-6H2O).
Наиболее активные компоненты обновленной атмосферы: углекис-
лый газ и кислород в результате своей геохимической активности, в
огромных массах минерализовались и фоссилизировались в осадочных
породах: углекислый газ накапливался в известняках, доломитах, рас-
сеянном карбонатном веществе, а также ископаемых углях; кислород
минерализовался в окисных железных и марганцовых рудах, в красно^-
цветных песчано-глинистых толщах, карбонатах и сульфатах, в фосфо-
ритах и соединениях азота. Таким образом, продукты и исторические
изменения литогенеза дают ключ к восстановлению состава и эволюции
древней атмосферы.
Исходя из особенностей литогенеза второй половины палеозоя по-
пытаемся в самом общем виде представить состав атмосферы этого
времени в части ее главнейших компонентов.
Углекислый газ. Одной из характерных особенностей состава позд-
непалеозойской группы отложений является огромное содержание в ней
известняков, доломитов и терригенно-карбонатных пород (мергелей, из-
вестковистых песчаников и аргиллитов). По различным оценкам на
долю карбонатного вещества в палеозойской группе отложений прихо-
дится 12—15% от объема геосинклинальных толщ и 45—55% объема
в платформенном чехле. Другой важной особенностью состава отложе-
ний позднего палеозоя является высокое содержание в них. раститель-
ного углерода, сконцентрированного. в пластах углей и рассеянного в
песчано-сланцевых толщах и в целом оцениваемого в 0,1—0,3% объема
терригенных отложений этого возраста.
Таким образом, в карбонатных и угленосных породах девона, кар-
бона и перми заключены огромные массы минерализованного и фосси-
лизированного СО2, приблизительно оцениваемое в /г*1016 т, что на че-
тыре порядка превышает его современное содержание в атмосфере
(0,03 по объему при общем запасе 2,4* 1012 т) и в 200 раз превосходит
его содержание в современном океане. О колоссальной насыщенности
пород палеозоя связанным СО2 свидетельствуют многочисленные хи-
мические анализы, показавшие среднее его содержание в известняке
в количестве 41,9%, в песчанике — 5,1% и сланце — 2,7%.
Конечно, из сказанного не следует, что атмосфера и океан во вто-
рой половине палеозоя содержали углекислый газ в количестве, в сотни
раз превышающем его современные концентрации. Несомненно^ что
значительная часть связанного и захороненного в осадочных толщах
углекислого газа постоянно возобновлялась за счет его регенерации
при метаморфизме древних карбонатных осадков, оказывавшихся на
глубоких уровнях земной коры, а также за счет окисления СН4 и СО,
выделившихся из верхней мантии при вулканических . извержениях.
Вместе с тем не вызывает сомнения и то обстоятельство, что во второй
половине палеозоя расход СО2 при процессах выветривания и осадко-
накопления полностью не восстанавливался этими ювенильными источ-
120
никами и поэтому его содержание в атмосфере и гидросфере неуклонно
уменьшалось.
Вследствие высокой растворимости углекислого газа в воде основ-
ным его концентратором является Мировой океан, в котором СО2 содер-
жится в 60 раз больше, чем в атмосфере. Поэтому и морской механизм
его минерализации и фоссилизации также является доминирующим.
Как следует из состава органических остатков и фациальных осо-
бенностей известняков позднего палеозоя, карбонатное осадконакопле-
ние протекало в морском мелководье преимущественно биогенным и
отчасти хемогенным путем. Его Мощному развитию, очевидно, благопри-
ятствовало высокое содержание в морских водах карбонатов, связан-
ное с их интенсивным образованием в коре выветривания при азотно-
кислородно-углекислой атмосфере того времени, в которой реакции
выветривания должны были протекать следующим образом:
с участием силиката — CASiO3-|-CC)24-nH2O-> CACO34-SiO2 + /zH2O;
в случае алюмосиликата — K2Al2Si6Oi6 4-CO24-2H2O->К2СО3 +
I
1
При таком течении реакции главными продуктами выветривания
оказываются карбонаты и свободный кремнезем, которые действитель-
но в отложениях палеозоя пользуются исключительно широким распро-
странением. Интенсивному накоплению карбонатов, вероятно, способ-
ствовала и высокая температура морских вод в палеозое, понижающая
растворимость извести и тем самым способствующая выпадению ее в
осадок.
В минерализации СО2 большую роль сыграли морские организмы:
водоросли, фораминиферы и разнообразные беспозвоночные, строившие
из извести свои скелеты; они связали колоссальные количества СО2 и
накопили его в толщах известняков. В позднем палеозое еще господст-
вовал бентонный тип накопления известняков, а пелагический тип, по-
лучивший мощное развитие во второй половине мелового периода, еще
существенной роли не играл.
В результате интенсивной минерализации и фоссилизации углекис-
лого газа путем накопления карбонатов и углей атмосфера Земли очи-
щалась от этого компонента и постепенно превращалась из азотно-
кислородно-углекислой в азотно-кислородную, а воды Мирового океана
тем временем изменялись из карбонатно-хлоридно-сульфатных в хло-
ридно-сульфатные, при этом значительно уменьшилось в них содержа-
ние Са, Mg, отчасти Fe2+, также связывавшихся в карбонатах.
Процесс минерализации СО2 и соответственно убыль его в атмо-
сфере и в водах океана происходили постепенно, без резких колебаний,
доказательством чего служит непрерывность развития органического
мира.9
Масштабы процессов карбонатонакопления во второй половине
палеозоя показывают, что атмосфера этого времени содержала много
СО2, может быть, в десятки и даже сотни раз больше современного,
однако не выше 4%, при котором СО2 оказывает токсическое действие
на позвоночных, существующих с позднего девона.
Кислород. Первичная атмосфера Земли, по-видимому, была лише-
на свободного кислорода. Накопление его началось позже, когда ком-
поненты первичной атмосферы: СН^, СО и NH3, а также растворенные
в водах протоокеана S и H2S были достаточно окислены (Ронов, 1964).
Глубинное происхождение свободного кислорода исключается на осно-
вании его полного отсутствия в газах, выделяемых вулканами, а также
9 Согласно расчетам японского геохимика Т. Мияке, если бы только 1% СОг, за-
ключенного в осадочных породах снова перешел в атмосферу и гидросферу, современ-
ные морские и каземные организмы перестали бы существовать.
121
на оснований последовательного обеднения кислородом всех природных'
соединений земной коры с глубиной, что, например, можно проследить
по соединениям кислорода с железом. Характерное для приповерхност-
ных горизонтов сиаля соединение Fe2O3 (гематит) в более глубинных
ассоциациях пород замещается соединением FeO-Fe2O3 (магнетит), а
в мантийном материале сменяется FeO (в силикатах) и полностью
восстановленным самородным железом, либо его соединениями с угле-
родом, азотом, силицием и фосфором. Допускают, что ранний свобод-
ный кислород образовался посредством расщепления паров воды на Н2
и О2 под воздействием ультрафиолетовой радиации Солнца (фотолиз).
Возникавший при этом процессе водород диссипировал в мировое про-
странство, а кислород вследствие его исключительной химической
активности связывался в продуктах реакций с СН4, СО, NH3, S, H2S и
Fe2+.
Появление атмосферного кислорода фиксируется еще для раннего
протерозоя по крупным накоплениям гематита и выделениям первых суль-
фатов. Очевидно со среднего протерозоя основным кислородопроизводя-,
шим процессом становится фотосинтез, осуществляемый зелеными расте-
ниями, преимущественно морскими. Таким образом, океан оказывается
не только основным хранителем СО2, но и крупнейшим кислородопроизво-
дящим механизмом. В позднем протерозое уже формируется достаточно
мощный слой озона, создавший благоприятные условия для развития
органической жизни на Земле.
При фотосинтезе, как и при фотолизе, свободный кислород возни-
кает при расщеплении молекулы воды, в результате оба эти кислоро-
допроизводящие процессы сокращали запасы воды на Земле. Имеются
расчеты, показывающие, • что на образовавшийся путем диссоциации,
кислород израсходовано 3,74Х1023 г воды, соответствующие 22% со-
временной массы Мирового океана.
Содержание свободного кислорода в атмосфере было значительным
уже в первой половине палеозоя, когда газы первичной атмосферы, а
также растворенная в водах океана S и H2S были полностью окислены
и когда уже широкое распространение получили фотосинтезирующие
водоросли и фитопланктон.10
Естественно, что по мере развития растительности на Земле про-
изводство кислорода возрастало, однако параллельно увеличивался и
расход его на окисление отмирающих остатков, при котором он снова
связывался с углеродом и водородом, образуя СО2 и Н2О.
Свободный кислород, возникавший при фотолизе и фотосинтезе,
лишь в небольшой части накапливался в атмосфере даже после полно-
го окисления газов первичной атмосферы. Огромные массы его и на
последних этапах геологической истории расходовались на окисление
вулканических газов, органических остатков и на образование высоко-
окисленных соединений поливалентных металлов. При этом- основная
часть минерализуемого кислорода фоссилизировалась в осадочной обо-
лочке Земли.
По расчетам Полдерварта (1957) количество минерализованного в
прошлом свободного кислорода превышает содержание этого элемента
в современной атмосфере.
Фоссилизации кислорода, помимо его химической активности, спо-
собствовали специфические геоморфологические и климатические усло-
вия, неоднократно возникавшие на древней суше. Это слабо расчленен-
10 На долю водорослей и фитопланктона и сейчас приходится до 4/б всего коли-
чества кислорода, генерируемого при процессах фотосинтеза,
и
222
ное плато с низким уровнем грунтовых вод и разряженным раститель-
ным покровом, а также жаркий переменно-влажный и умерешю-сухой
климат. В подобных геоморфологических и климатических условиях
мощное развитие получают коры выветривания с железистым (гемати-
товым) горизонтом. При размыве таких кор выветривания в седимента-
ционные бассейны поступает много гёматита, который в условиях окно
лительной щелочной среды захоранивается в осадках, не претерпевая
изменений. И только на участках бассейнов с кислой восстановительной
средой Fe2O3 преобразуется в FeO.
Главными носителями фоссилизованного кислорода являются кар-
бонатные толщи, в которых он содержится в форме высокоокисленного
СО2, гематитовые и магнетитовые руды, а также красноцветные толщи,
содержащие высокоокисленное железо (Fe2O3) в рассеянной форме,
и марганцовоносные осадки, а также сульфаты и соединения кислорода с
азотом (селитра). Масштабы фоссилизации в прошлом атмосферного
кислорода оставались значительными и во второй половине палеозоя, по-
скольку процессы карбонатного, сульфатного и красноцветного осадкона-
копления и в это время протекали с исключительной интенсивностью. В
конце перми появляются семейства растений и типы наземных животных,
существующих поныне, что дает основание считать, что с этого момента
газовый состав атмосферы, в частности по содержанию кислорода, уже
приблизился к современному.
Пары воды. В геологической литературе утвердилось мнение, что
содержание водяного пара в составе протоатмосферы достигало 95—
97% ее массы. В настоящее время на его долю приходится лишь 2%
массы атмосферы (1,3 • 1019 или 0,001 % гидросферы).
Количество водяного пара, содержащегося в воздухе, зависит от
температуры, изменяющейся по термическим поясам. Предельной вели-
чины (4%) оно достигает в тропическом климате и минимальной (до
0,01%)—в арктическом. Поскольку климаты второй половины палео-
зоя были жаркими — экстратропическими и тропическими, почти изо-
термичным,, содержание паров в атмосфере того времени было зна-
чительно выше современного (в 3—4 раза).
О более высокой влажности воздуха в девоне, карбоне и перми сви-
детельствует интенсивное химическое выветривание, допускавшее образо-
вание красноземов даже в самых аридных климатах, влаголюбивая и
теневыносливая растительность, широкое распространение наземных ам-
фибий и рептилий, сильно испарявших с кожных покровов и поэтому
нуждавшихся в очень влажном воздухе. В дальнейшем содержание во-
ды в воздухе сокращалось в результате возраставшей континентализации
климата и уменьшения испарения с поверхности Мирового океана.
С уменьшением содержания влаги в атмосфере, по-видимому, упа-
ла ее роль в генерации свободного кислорода.
Азот. Как предполагается, азот возник вторично в процессе окис-
ления аммиака. Вследствие химической инертности он минерализовался
и фоссилизировался в незначительной степени, накапливаясь преиму-
щественно в атмосфере, в которой стал ведущим компонентом, еще в
протерозое.
Плотность атмосферы. Плотность приземных слоев атмосферы во
второй половине палеозоя была приблизительно одинаковой с совре-
менной, на что указывают различные геологические-данные.
Многим геологам приходилось наблюдать на поверхностях напла-
стования тонкозернистых песчаников аридных субаквальных красно-
цветов лунки, образовавшиеся от ударов дождевых капель. Форма и
диаметры лунок «ископаемых» палеозойских дождей точно такие же,
как и лунок, остающихся от капель современных дождей. Следователь-
123
но, капли древних и современных дождей имели одинаковые размеры
)И скорости падения, что возможно лишь при равной плотности воз-
душной среды, в которой дождевые капли возникали и двигались.
Сейчас уже известно много примеров ископаемых, в том числе
позднепалеозойских, эоловых песков, которые по морфологии дюн, на-
клонам элементов косой слоистости наветренного и осыпного склонов,
шо размерам зерен, степени их окатанности и сортировки подобны со-
.временным эоловым пескам. Это подобие древних и современных эоло-
вых образований также является свидетельством сходства плотностей
атмосферы нынешней и позднепалеозойской.
По составу атмосфера позднего палеозоя отличалась от совре-
менной главным образом содержанием водяного пара и углекислого
газа, которые на ее плотность влияли в противоположных направлениях.
Известно, что воздух плотнее водяного пара, поэтому влажный воз-
дух в сравнении с сухим имеет меньшую плотность. Так, при
Р= 1000 мб и /° = 20° плотность насыщенного водяным паром воздуха
будет 1,178 • 10”3 г/сж3, а сухого 1,189- 10~3 г/см3. С повышением темпе-
ратуры различие плотностей возрастает еще больше.
Геологические данные показывают на то, что позднепалеозойская
атмосфера заключала много водяных паров. Их средне-планетарное со-
держание в воздухе того времени, по-видимому, было близким совре-
менному содержанию в экваториальной области (3—4%). Таким об-
разом, повышенная концентрация водяного пара (и более высокая об-
щая температура воздуха) понижала плотность атмосферы позднего
палеозоя.
Углекислый газ в полтора раза тяжелее нормального воздуха, по-
этому повышение его концентрации сопровождается ростом плотности
атмосферы. Содержание СО2 в позднепалеозойской атмосфере могло
выражаться первыми процентами (но не более 4—5%, при котором
СО2 уже оказывает токсическое действие на позвоночных), что повы-
шало ее плотность, но в общем незначительно, лишь компенсируя об-
ратное действие, связанное с повышенной концентрацией водяного
пара.
Атмосферное давление в позднем палеозое было более од-
нородным, чем современное, как в отношении пространственной кар-
отины, так и устойчивости во времени. Это следует из отсутствия боль-
ших градиентов физических условий того времени, поскольку термиче-
ский режим был менее дифференцированным, а увлажнение менее
контрастным.
Сильные волнения атмосферы в палеозое, очевидно, отсутствовали.
Многие палеоботаники указывают на несоответствие между крупными
размерами стволов лепидофитов и их незначительной механической
прочностью. Эти деревья ломались бы даже при слабом ветре,
а
Изменения солнечной радиации
, '•и.
По-видимому, единственным показателем колебаний солнечной ра-
диации в прошлом являются внезапные и резкие изменения в составе
органического мира. Эти скоротечные кризисы органического мира не
могли вызываться медленными, локально или зонально проявляющи-
мися изменениями рельефа (горообразованиями) или изменениями
климата, которые в состоянии были лишь ограничить ареал распро-
странения данной группы организмов, но не быть причиной ее полного
вымирания. Наиболее вероятной причиной кризисов органического
мира представляются колебания космического излучения. Только значи-
тельное увеличение радиации могло оказать всесветное влияние на ор-
124
ч
f
ганизмы или путем прямого воздействия квантов высоких энергий, или
через поглощение организмами радиоактивных изотопов, воздействую-
щих на наследственную основу.
Основным щитом, предохраняющим жизнь на Земле от губитель-
но действующих на нее ультрафиолетовых лучей, является слой озона,
ныне располагающийся на высоте 30 км от поверхности планеты. Этот
озоновый слой, как и свободный кислород, считается относительно мо-
лодым образованием земной атмосферы.
Согласно гипотезе Л. Беркнера и Л. Маршалла, в дорифсс, когда
свободного кислорода в атмосфере было мало и когда единственным
производящим его процессом был фотолиз (расщепление молекулы во-
дяного пара действием ультрафиолетового света), озоновый экран был
тонким и редким, располагался близко к поверхности Земли и не был
способным сдерживать губительное действие ультрафиолета (нуклеи-
новые кислоты и белки уязвимы для солнечного света диапазона
2600—3000 А). В это время поверхность суши и приповерхностный слой
Мирового океана оставались необитаемыми. Жизнь могла развиваться
только под защитой 10—15 метрового слоя, поглощающего смертонос^
ный ультрафиолет и вместе с тем пропускающего необходимое количе^
стбо видимого света, используемого при фотосинтезе. В рифее активно
фотосинтезировали водоросли. В конце рифея, уже когда процессы фо-
толиза и фотосинтеза подняли содержание свободного кислорода в
атмосфере до 0,01% его нынешней концентрации, озоновый слой стал
настолько мощным и настолько поднялся над планетой, что зона жиз-
ни в Мировом океане смогла приблизиться к самой его поверхности:
Еще позже доступной для жизни становится и суша. Однако массовый
выход жизни на сушу происходит только в силуре, когда атмосфера
стала существенно кислородной (азотно-углекисло-кислородной)/ и ды-
хание кислородом стало доминирующей энергетической основой жиз-*
ни. Только во второй половине палеозоя появилась разнообразная, по
своим формам наземная жизнь, по истории которой мы и можем дога-*
дываться о колебаниях солнечной радиации. ’
Возможно, что спады фотосинтетической деятельности в аридные
фазы приводили к снижению концентрации свободного кислорода В
атмосфере, а отсюда к некоторому ослаблению озонового щита и по->
вышению уровня радиации у поверхности Земли.
Американские ученые М. Г. Клайн и Ф. Б. Сэлисбери из Колорад-
ского университета провели изучение действия ультрафиолетовой ра-
диации на различные виды высших растений (Radiation Botany, 1966).
Ими было установлено, что различные виды растений широко разли-
чаются по чувствительности к солнечному излучению. Наиболее чув-
ствительными к действию солнечной радиации оказались растения с
крупными листьями, а наиболее устойчивыми — древесные хвойные по-
роды и представители ксерофильной растительности. Результаты этих
исследований дают основание считать, что максимумы аридных фаз,
когда роль крупнолистных растений падала до минимума, а относш
тельная роль хвойных пород и ксерофитов резко поднималась, были
временем наивысшего уровня ультрафиолетовой радиации.
В эти аридные максимумы от возросшей ультрафиолетовой радиа-
ции могли погибать не только крупнолистные растения, но и крупные
формы позвоночных (лабиринтодонты и дицинодонты в Т2, динозавт
ры — в маастрихтском веке Сг2), а также многочисленные группы бес-
позвоночных, проходящих личиночную стадию в приповерхностном слое
океанических вод (аммониты, белемниты), обитатели литорали и ри-
фов (палеозойские брахиоподы, кораллы, крупные фораминиферы, ру-
диеты и др.).
125
В гумидные фазы интенсивно фотосинтезировавшая растительность
увеличивала количество свободного кислорода в атмосфере, что, в свою
очередь, влекло восстановление озонового экрана и ослабление дейст-
вия радиации. Снижению уровня ультрафиолетовой радиации в эти от-
резки геологической истории способствовало также возрастание влаго-
содержания воздуха, поскольку пары воды способны частично погло-
щать кванты высоких энергий.
л
О соответствии палеоклиматических и палеомагнитных данных
Природную зональность Евразиатского пространства второй поло-
вины палеозоя, выявленную по различным геологическим индикаторам,
интересно сопоставить с палеомагнитными параллелями и полюсами
соответствующего времени, вычисленными геофизиками.
Попытки сопоставления палеоклиматических и палеомагнитных
данных предпринимались уже неоднократно. Эрвинг (1962), Нэрн (Кол-
линсон, Нэрн, 1962), Оптдайк (1966), Храмов (Храмов, Шолло, 1967)
пришли к одинаковому заключению о полном согласии этих групп дан-
ных, а именно, что осадки-индикаторы древних климатических зон при-
урочены к определенным палеомагнитным широтам и все исторические
изменения палеоклиматических зон происходили в полном соответствии
со смещениями палеомагнитных широт. Так, например,, «детальное па-
леомагнитное изучение каменноугольных и пермских отложений Рус-
ской платформы дало возможность сопоставить положение палеомаг-
нитных параллелей и палеоклиматических зон Восточной Европы в раз-
личные эпохи карбона и перми и проследить их исторические изменения.
В частности, удалось подтвердить, что отложения, характерные для
приэкваториальной гумидной зоны, располагаются в пределах Русской
платформы между палеоэкватором и параллелью 15° с. ш., тогда как
осадки индикаторы аридной зоны (гипс, соль, доломиты) ограничива-
ются палеопараллелями 15° и 35° с. ш., что совпадает с положением со-
временной зоны цустынь» (Форш, Храмов, 1961). Положение основной
части Сибирской платформы в высоких палеомагнитных широтах, (око-
ло 50° с. ш.) полностью согласуется с распространением в ее пределах
позднепалеозойской флоры умеренного климата и следами оледенения,
а положение ее юго-западной окраины в девоне между палеомагнит-
ными широтами 15° и 35° с. ш., объясняет распространение здесь осад-
ков аридного типа (Храмов, Шолло, 1967).
О подобном «хорошем согласии» палеомагнитных широт и палео-
климатических зон для различных периодов геологической истории го-
ворят и другие геофизики, производившие сопоставление этих групп
данных для Западной Европы и Северной Америки (Эрвинг, Нэрн,
Ранкорн).
Однако, и раньше в геологической литературе делались указания на
то, что «хорошего совпадения» палеомагнитных и палеоклиматических
данных все же не получается. В частности, обращалось внимание на то,
что по многим палеомагнитным определениям Северный полюс карбона
и перми приходится на область нижнего течения Амура и на Северо-
Восточный Китай, которые по геологическим данным обладали в это
время климатом, близким тропическому, поскольку здесь в отложениях
карбона и перми встречаются известняки с кораллами и фузулинида-
ми, бокситоносные породы, остатки крупных амфибий и другие инди-
каторы жаркого климата.
Возможность «хорошего совпадения» палеомагнитных и палеокли-
матических данных исключается уже потому, что палеомагнитные
данные не дают определенного положения полюса. Вычисления его,
126
произведенные по данным, полученным на Русской платформе, не совпа-
дают с определениями, сделанными по Сибирской платформе. Послед-
ние, в свою очередь, расходятся со среднеазиатскими и индийскими, а
южно-китайские данные не согласуются с северо-китайскими, тогда как
те и другие не имеют ничего общего с японскими и так далее. В итого
получается, что едва ли не каждая географическая область, в которой
производятся палеомагнитные исследования, дает свое особое положе
ние полюса. Для объяснения таких несоответствий геофизикам при
шлось прибегнуть к гипотезе дрейфа — в начале допустить независимые*
перемещения континентов, а затем, по мере появления новых, не согла-
сующихся групп палеомагнитных данных, пойти на признание и авто-
номных смещений отдельных континентальных глыб.
180
.Рис. 29. Положение северного полюса по палеомагнитным данным (Храмов, Шолло,
1967): а — в девоне; б — в карбоне; в — в перми.
Если бы предполагаемые палеомагнитологами независимые смеще-
ния континентальных глыб имели бы место в действительности, то при
реконструкции природной зональности палеозоя мы получили бы не
систему зон, а ее фрагменты в пределах отдельных глыб, беспорядочно
между собой сочетающиеся, различных как в отношении характера
представляемых ими природных зон, так и их ориентировки.
Однако выполненная нами работа по реконструкции природной
зональности Евразиатского пространства в девоне, карбоне и перми,
показала, что таких сложных, граничащих с хаосом соотношений фраг-
ментов различных природных зон, вытекающих из допущения автоном-
ных движений материковых глыб, не имеет места. В действительности
выявляется единая природная зональность Евразии, достаточно устой-
чивая во времени, в которую нормально «вписываются» все части ма-
терика, включая Индостан.
В стабильном плане климатической зональности Северная и Вос-
'точная Европа, а также Казахстан в течение всей второй половины па-
127
леозоя являлись областью повышенной аридности, а Восточная Азия
неизменно оставалась областью проявления гумидного климата, причем
северная часть последней (Верхоянско-Колымская область, Забай-
калье и Приохотье) постоянно отличались пониженным термическим
режимом. Исходя из плана природной зональности, Северный полюс в
течение второй половины палеозоя должен был находиться в пределах
Северо-Восточной Азии и в смежной с ним части Тихого океана. По-
ворот природной зональности в карбоне и связанное с ним распростра-
нение бореальных условий на западный сектор Арктики, Западную Си-
бирь и Северо-Восточную Европу отражают последовательное смеще-
ние Северного полюса к северо-западу и приближение его к полярному
бассейну.
Любопытно, что положение Северного полюса в девоне, карбоне
и перми, вычисленные по палеомагнитным данным, хотя и разбросаны
на очень большом пространстве, но в общем ложатся в пределы севе-
ро-западной части Тихого океана и Восточной Азии (рис. 29), причем,,
молодые полюса группируются в более северных районах (полюса кар-
бона лежат севернее девонских, а пермские севернее полюсов карбона).
В этом, несомненно, следует видеть, хотя и не «хорошее», но принци-
пиальное совпадение палеоклиматических и палеомагнитных данных,,
поскольку по общим, независимым группам данных Северный полюс при-
ходится на один и тот же регион (Северо-Восточная Азия — северо-за-
падная часть Тихого океана) и обнаруживается сходная последователь-
ность исторических изменений его положения (смещения к северо-за-
паду). Более того, самому энергичному повороту природной зональ-
ности, пришедшемуся на границу Ci и С2-з соответствуют и наиболее-
значительные амплитуды смещения полюса, полученные по палеомаг-
нитным данным.
1
J.
Л ИТЕРАТУРА
и
г
I
Ал и co в Б. П„ Б. В. П о л т а р а у с. Климатология. Изд. МГУ, 1962.
Андрианов В. Н. Верхнепалеозойские отложения Западного Верхоянья. М., «На-,
ука», 1966.
Атлас палеогеографических карт Русской платформы и ее геосинклинального обрамле-
ния. Под редакцией, А. П. Виноградова, В. Д. Наливкина, А. Б. Ронова и-
В. Е. Хайна. Госгеолтехиздат, 1961.
Атлас палеогеографических карт СССР. Каменноугольный период. Изд. ' Киевского,
ун-та, 1965.
Б га то в В. И. Закономерности размещения целестина в палеозое Сибири. Геол, и гео-
физ. № 4, 1966.
Бгатов В. И., В. П. Казаринов, Р. Г. Матухин, В. С. Нестеровский.
О перспективах калиеносности девонских отложений Севера Сибирской плат-
формы. Геол, и геофиз., № 4, 1967.
Брайч О. Температуры образования эвапоритов. Проблемы палеоклиматологии. М.,.
'«Мир», 1968.
Бессолицын Е. П. Древиие коры выветривания Иркутской области. В сб»: «Кора-
выветривания», вып. 6. Изд. АН СССР, 1963,
Бетехтина О. А. Верхнепалеозойские иеморские полециподы Сибири и Восточного-
Казахстана. М., «Наука», 1966.
Битерман И. М., М. Г. Овандер. Среднепалеозойские коры выветривания на^
северо-востоке Сибирской платформы. Сов. Геол., № 5, 1967.
БорисовА. А. Палеоклиматы территории СССР. Изд. ЛГУ, 1966.
Б уды ко М. И. Изменение климата и пути его преобразования. В кн.: «Развитие и
преобразование географической среды». М., «Наука», 1964.
БушинскийГ. И. О происхождении морских фосфоритов; Литол. и пол. ископ.,
№ 3, 1966.
Б ют л ер X. Девонские отложения центральной части Восточной Гренландии. В кн.:
«Геология Арктики». М., «Мир», 1964.
Б ю т л е р X. Континентальные нижнепермские отложения центральной части Восточ-
ной Гренландии. В кн.: «Геология Арктики». М., «Мир», 1964.
Вахрамеев В. А. Ботанико-географическая зональность в геологическом прошлом
и эволюция растительного мира. Палеонтол. журн., № 1, 1966.
Виноградов А. П., А. Б. Р о н о в. Эволюция химического состава глин Русской^
платформы. Геохим., № 2, 1956.
Войновский-Кригер К. Г., Василюк Н. П. Очерк палеозоогеографии ко-
раллов карбона на территории СССР. Палеоитол. журн., № 3, 1961.
Геологическое строение СССР, тт. I—III. Госгеолтехиздат, 1958.
Гинзбург И. И. Типы древних кор выветривания, формы их проявления и класси-
фикация. В сб.: «Региональное развитие кор выветривания в СССР». Изд. АН
СССР, 1963.
Г ольдберг Э. Д. Химия океанов. В сб.: «Океанография». М., «Прогресс», 1965.
ГольбертА. В. и И. Д. Полякова. К методике региональных палеоклимати-
ческих реконструкций. Геол, и геофиз., № 4, 1966.
Г р а м б е р г И. С. и Н. С. С п и р о. .Палеогидрохимия севера Средней Сибири
в позднем палеозое и мезозое. М., «Недра», 1965.
Дубатолов В. Н. Стратиграфическое и географическое распространение табулят,.
гелиолитид и хететид в девоне СССР. М., «Наука», 1964.
Дю Тойт А. Наши странствующие континенты. В кн.: «Проблемы перемещения ма-
териков». М., ИЛ, 1963. , ...
IE
9 В. M. Синицын, ч. 3
129?
ь ю М. Стратиграфическая геология. М., ИЛ, 1952.
[ н а В. Г. О Glossopteria и Gangamopteris из пермских отложений Южного При-
морья. Палеонтол. журн., № 2, 1967.
to в А. А., Ю. Ф. Левицкий. Геология галогенных отложений СССР. Гос-
геолтехиздат, 1960.
Карпова Г. В., Лукин А. Е. Глинистые минералы каменноугольных отложений
Днепровско-Донецкой впадины. Литол. и пол. ископ., № 5, 1967.
Келлер У. Д. Основы химического выветривания. В сб.: «Геохимия литогенеза». М.,
ИЛ, 1963.
Кинг Л. Основы палеогеографии Гондваны в верхнем палеозое и мезозое. В кн.:
«Проблемы перемещения материков». М., ИЛ, 1963.
Козлов И. Т., Щукин В. Н. Кора выветривания на траппах Сибирской платфор-
мы. Геол, и геофиз., № 2, 1964.
КоксА., Долл Р. Обзор явлений палеомагнетизма. В кн.: «Проблемы перемещения
материков». М., ИЛ 1963.
К о л л и н с о н Д. У. и А. Э. М. Нэрн. Методы и основные результаты применения
палеомагнитных исследований. В кн.: «Палеомагнетизм», М., ИЛ, 1962.
Кольб ерт Э. Г. Климатическая зональность и наземные фауны. Проблемы палео-
климатологии. Л4., «Мир», 1968.
Кольберт Э. Г. Выявление аридных и жарких климатов геологического прошлого
по палеонтологическим данным. Проблемы палеоклиматологии. М., «Мир», 1968.
Конжукова Е. Д. Основные направления эволюционного развития лабиринтодон-
тов. ДАН СССР, т. 100, № 1, 1955.
/Красилов В. А. О реконструкции вымерших растений. Палеонтол. журн., № 1, 1969.
Крир К. М. Палеошироты континентов в девоне по данным естественной остаточной
намагниченности горных пород. Проблемы палеоклиматологии. М., «Мир», 1968.
К р и ш н а н М. С. Геология Индии и Бирмы. М., ИЛ, 1954.
Кудиноба Е. А. О древней коре выветривания и перспективах бокситоносности в
пределах северо-восточной части Сибирской платформы. Бюлл. МОИП, отд.
геол., т. 38, № 2, 1963.
Кум пан А. С. Верхний палеозой Восточного Казахстана. Л., «Недра», 1966.
-Леонов Г. П. Верхнепалеозойское оледенение Гондваны. Межд. геол, конгр.
XXII сессия. Докл. сов. геол, пробл. «Гондвана». М., «Наука», 1964.
-Лихарев Б. К- Фауна и флора пермских отложений СССР и биогеографическое райо-
нирование (общий обзор). В кн.: «Пермская система». М., «Недра», 1966.
Логвиненко Н. В. О климате каменноугольного периода на территории Донецкого
бассейна. Изв. АН СССР, сер. геол., № 2, 1947.
• Доци Ф. Распространение эвапоритов в пространстве и времени. Проблемы палеокли-
матологии. М., «Мир», 1968.
Любер А. А. Растительность пермского периода. В кн.: «Атлас карт угленакопления
на территории СССР. Объяснительная записка». М.—Л., Изд. АН СССР, 1962.
.Люткевич Е. М. Пермские и триасовые отложения Севера и Северо-Запада Рус-
ской платформы. Гостоптехиздат, 1955.
Люткевич Е. М., О. В. Лобанова. Пелециподы перми советского
Арктики. Тр. ВНИГРИ, вып. 149, 1960.
Лю Хун-юнь. Палеогеографические карты Китая. Научное издат. Китая,
Майнц В. Пермь Гренландии. В кн.: «Геология Арктики». М., «Мир», 1964.
.Мейен С. В. О палеофлористическом районировании территории СССР в
Палеонтол. журн., № 4, 1966.
Мейен С. В. О некоторых методах восстановления экологии древних растений. Веб.:
«Вопр. палеогеогр. районир. в свете данных палеонтол.», М., «Недра», 1967.
МеннерВ. В. О распределении эвапоритов в среднепалеозойских отложениях Север-
ной Сибири. ДАН СССР, т. 161, № 3, 19.65.
Миклухо-Маклай А. Д. Некоторые вопросы зоогеографического районирования
перми СССР и корреляция верхнепалеозойских отложений Средней Азии, Кав-
каза, Закавказья и Уссурийского края. Уч. зап. ЛГУ, № 189, сер. геол., вып. 6,
1955.
сектора
1955.
карбоне.
Миклухо-Маклаи А. Д. К вопросу о выделении морских зоогеографических
v провинций в карбоне и перми СССР.. Вестник ЛГУ, № 24, 1957.
Миклухо-Маклай А. Д. и И. М. Русаков. Комплексы фораминифер Коряк-
ского хребта. ДАН СССР, т. 118, № 6, 1958.
Миклухо-Маклай А. Д. Распространение ассоциаций фауны и биогеографиче-
ское районирование пермских морских бассейнов на территории СССР. В кн.:
«Пермская система». М., 1966.
Наливкин В. Д. и Н. Н. Форш. Пермский период. В кн.: .«История геологиче-
ского развития Русск. платформы и ее горного обрамления». М., «Недра», 1964.
(Ней бур г М. Ф. Опыт фитостратиграфического сопоставления верхнепалеозойских
отложений Ангариды и Гондваны (Индия). В сб.: «Вопросы геологии Азии»,
т. I, Изд. АН СССР, 1954.
ИЗО
Юпдайц Н; Д. Палеоклиматология и дрейф континентов. В кн.: «Дрейф континен-
тов». М.-, «Мир», 1966.
•Осипов а А. И., Т. Н. Бельская. Опыт литолого-палеоэкологического изучения
визе-намюрских отложений Московской синеклизы. Литол. и пол. ископ., № 5,
1967.
Палеогеографические карты СССР в каменноугольный период. Объяснительная запис-
ка. М., Госгеолтехиздат, 1964.
Палеогеография центральной части Советской Арктики. Тр. йн-та Геология
т. 150. Л., «Недра», 1967.
Перельман А. И. Геохимия ландшафта. Географгиз, 1961.
Перельман А. И. и Б о р и с е н к о Е. Н. Пермские равнины Приаралья
бая геохимическая и возможная палеобиохимическая провинция. В сб.:
мы геохимии». М., «Наука», 1965.
Познер М. М. Каменноугольный период, В кн.: «История геологического
Русск, платф, и ее горного, обрамления» М., «Недра», 1964.
П о л д ер в а р т А. Химия земной коры. В сб.: «Земная кора». М., ИЛ, 1957.
Предтечей с кий Н. Н., Э. Н. Янов. Методы анализа цикличности осадконакоп-
ления и осадочные серии девона Саяно-Алтайской области. Геол, и геофиз.,
№ 10, 1963.
;Р а г о з й н Л. А. Двустворчатые моллюски позднепалеозойских провинций Тунгусской
палеогеографической области. В кн.: «Вопросы палеогеографии, районирования
в свете данных палеонтологии». М., «Недра», 1967.
Радченко Г. П. Этапы развития позднепалеозойских флор на территории Тунгусской
фитогеографической области. Тр. XX сес. Междунар. геол, конгр. в Мексике,
1956 г. Мексика, 1958.
'Радченко Г. П. О своеобразии палеозойских флор Северной Азии. В со.: «Вопросы
ботаники», вып. 3. Л., 1960.
Арктики,
как осо-
«Пробле-
развития
'Р а т ё е в М. А., 3. Н. Г о р б у н о в а, А. П. Л и с и ц ы н , и Г. И. Н о с о в. Клима-
тическая зональность размещения глинистых минералов в осадках Мирового
океана. Литология и пол. ископ., № 3, 1966.
Региональная стратиграфия Китая, ч. I и II. М., ИЛ, 1960, 1963.
Роно в А. Б. Общие тенденции в эволюции состава земной коры, океана и атмосферы.
Геохим., № 8,. 1964.
Ронов А. Б., А. А. Мигдисов. Основные черты геохимии элементов-гидролиза-
торов в процессах выветривания и осадконакопления. Геохим., № 2, 1965.
Рудич Е. М. Основные закономерности тектонического развития Приморья, Сахалина
: и Японии. М., Изд. АН СССР, 1962.
Руженцев В. Е. Аммоноидеи. Основы палеонтологии. Изд. АН СССР, 1962.
Руженцев В. Е. Развитие и смена морских организмов на рубеже палеозоя и мезо-
зоя. Труды палеонтол. ин-та, т. 108. М., «Наука», 1965.
!С Икс те ль Т. А. О формировании флор в конце палеозоя и начале мезозоя на тер-
ритории Средней Азии. В сб.: «Палеонтол. критерии объема и ранга стратиграф,
подразделений». М., «Недра», 1966.
Синицын В. М. Палеогеография Азии: Изд. АН СССР. Л., 1962.
'С и н и ц ы н В. М. Древние климаты Евразии, ч. 1. Изд. ЛГУ, 1965.
Синицын В: Mi Древние климаты Евразии, ч. II. Изд. ЛГУ, 1966.
Синицын Н. М. Тектоника горного обрамления Ферганы. Изд. ЛГУ, 1960.
Смит А^Х. В. Условия формирования угольных торфяников. Проблемы палеоклима-
тологии: М., «Мир», 1968.
Спасский Н. Я- Девонские четырехлучевые кораллы Советского Союза (распро-
странейие и стратиграфическое значение). М., Наука, 1964.
Спасский Н. Я. Палеоэкология четырехлучевых кораллов. Палеонтол. журн., № 2,
1967.
Спасский Н. Я. Значение девонских четырехлучевых кораллов для палеобиогеогра-
фического районирования Советского Союза. В кн.: «Вопросы палеогеографиче-
' ского районирования в свете данных палеонтологии». М., «Недра», 1967.
Спиро Н. С.. и И. С. Г р а м б е р г. Роль геохимических исследований в палеогео-
графии Арктического бассейна. Международн. геол, конгр., XXI серия. Докл.
геологов. Изд. АН СССР. М., 1960.
Стели Фр, Вероятная климатическая зональность в перми и ее значение. В
«Проблемы перемещения материков». М., ИЛ, 1963.
Стратиграфический справочник. Япония. М., ИЛ, 1959
Стратиграфический справочник. Вьетнам, Лаос, Камбоджа, Малайя, Тайланд. М.,
4960.
Стратиграфический справочник. Индия, Непал, Бирма, Цейлон. М., ИЛ, 1960.
Страхов Н. М., Э. С. Залманзон и М. Л. Глаголева,
верхнепалеозойских отложений гумидного типа,
вып-. 23, 1959. ••
С т р а х о.в i. Н. М.. Климат и фосфоритонакопление. «Геология рудных месторожде-
ний», № I, 1960.
сов.
кн.:
ИЛ,
Очерки геохимии
Тр. Геол, ип-та АН СССР,
9*
131
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, тт. I, II и III. Изд. АН СССР/ 1960—
1962.
Страхов Н. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. Госгеолтехиздат;
М., 1963.
Татаринов Л.. П.Земноводные. В основах палеонтологии. М., «Наука»* 1964.
Тихий В. Н. Девонский период. В кн.: «История геологии, развития Русск. платф, и
ее горного обрамления». М., «Недра», 1964.
Устрицкий В. И. Палеозоогеографические провинции карбона и перми СССР. Л.^
1958.
Устрицкий В. И. Районирование арктического позднепалеозойского морского бас-
сейна. В кн.: «Вопросы палеогеографического районирования в свете данных’
палеонтологии»' М., «Недра», 1967.
Устрицкий В. И. О положении Северного полюса в позднем палеозое на основа-
нии палеонтологических данных. Геология и геофизика^ ДАН СССР, № 1, 1967.
Фишер А. Д. Опреснение океанов как причина вымирания морской фауны на рубе-
же перми и триаса. Проблемы палеоклиматологии. М., «Мир», 1968.
Форш Н. Н. и А. Н. Храмов. Палеомагнетизм и палеоклиматы на Русской плат-
форме в карбоне и перми. Докл. АН СССР, т. 137, № 1, 1961.
Хауз М. Р. Девонские аммоноидеи Северного полушария и пути их миграции; Про-
блемы палеоклиматологии. М., «Мир», 1968.
Хе л ели Ч. Э. и Ф. Г. Стели. Сопоставление данных о положении полюса в перм-
ском периоде. Проблемы палеоклиматологии. М„ «Мир», 1968.
Храмов А. Н. и Л. Е. Шолло. Палеомагнетизм. Л., «Недра», 1967.
Хутен Ф. Б., ван. Некоторые нерешенные проблемы генезиса красноцветов. Про-,
блемы палеоклиматологии. М., «Мир», 1968.
Шейнманн Ю. М. Верхнепалеозойские и мезо-кайнозойские климатические зоны
Восточной Азии. Бюлл Моск, о-ва испыт. природы, отд. геол., т. 29, № 6,.
1954.
II
Шерли Д. Распространение раннедевонской фауны. Проблемы палеоклиматологии..
М., «Мир», 1968.
Ш мальгаузен И. И. История происхождения амфибий. Изв. АН СССР, сер. биол\
№ 1, 1958.
Щеголев А. К- Дифференциация растительности в позднем карбоне Вестфальской,
провинции. В кн: «Вопросы закономерностей и форм развития органического
и
мира». М., «Недра», 1964.
Ю феров О. В. Важнейшие задачи палеобиографии и значение фораминифер для их
решения в.карбоне и перми, В кн.: «Новые данные по биостратиграф, девона и
верхнего палеозоя Сибири». М.,; «Наука», 1967.
Эй нор О. Л., Д. Е. Айзен в ер г и др. Палеогеография карбона в СССР. В сб.:
«Региональная палеогеография». Междунар. геол. Конгр. XXI сесс. Проблема 12/
Изд. АН СССР, 1960.
Э й н о р О. Л., Н.П. Василюк, К. Г. В о й н о в с к и й - К р и г е р, М. В. Вдо-
венко, Н. И. Д у н а е в а, Г. П. Р а д ч е н к о в. Биогеография территории Со-
ветского Союза в каменноугольном периоде. В кн.: «Вопросы закономерностей
и форма развития органического мира». Тр. VII сесс. Всесоюзи, палеонтол. об-
ва, Изд. АН СССР, 1964.
Эй нор О. Л., Г. Л. Бе ль го вс к ий, Г. А. Смирнов. Основные черты геологиче-
ского развития и палеогеография территории СССР в каменноугольном периоде.
Сов. геол., № 8, 1965.
Эй нор О. Л., К- Г. В о й н о в с к и й - К р и г е р, Н. П. Василюк и др. Основ-
ные черты палеозоогеографии СССР в каменноугольном периоде. В кн.: «Геоло-
гия угленосных формаций и стратиграфия карбона СССР». М., «Наука», 1965.
Эрвинг Э. Обзор й анализ палеомагнитных данных о положении полюсов. В кн.:
«Палеомагнетизм», М., ИЛ, 1962.
Эрвинг Э. Перемещение полюсов в свете данных палеомагнетизма и палеоклиматог
логии. В кн.: «Палеомагнетизм», М., ИЛ, 1962.
Beurlen К. Der Faunenschnitt an der Perm-Triasgrenze. Zs. Deut. geol. Ges., Bd. 108/
88, 1956. В кн.: «Палеомагнетизм», M., ИЛ, 1962.
Graig C. Palaeozoological evidence of climate. Invertebrates. In: ’’Descriptive Palaeo-
climatology”. New York —London, Interscience Publishers Ltd., 1961.
Green R. Climatic significance of evaporites. In: ’’Descriptive Palaeoclimatology”.
New York—London, Interscience Publishers Ltd., 1961.
King L. C. The palaeoclimatology of Gondwanaland during the Palaeozoic and Meso-
zoic eras. In:. ’’Descriptive Palaeoclimatology”. New York—London, Interscience-
Publishers Ltd., 1961.
Kobayashi T. and T. S h i k a m a. Climatic history of the Far East. In: ’’Descriptive-
Palaeoclimatology”. New York—London, Interscience Publichers Ltd., 1961.
Kraus el R. Palaeobotanical evidence of climate. In: ’’Descriptive Palaeoclimatology’/
New York—London, Interscience Publishers Ltd., 1961.
132
Corner A. S. Palaeozoological evidence of climate/Vertebrates. In: ’’Descriptive Palaeo-
climatology”.; New York—London, Interscience Publishers Ltd., 1961. ,
Schwarzbach M. Das Klima der Vorzeit. Stuttgart, Ferdinandt Enke Verlag, 1961.
Staesche K. Ubersicht, uber die Fauna des deutschen Rotliegenden (Linters Perm).
C. Wirbeltiere.’ Stuttgart Beitr. Naturkunde, 135, 1964.
Stehli F. Permian zoogeography and its bearing on climate. Problems of Palaeoclima-
tology. London — New York — Sydney, 1964. '
Van H о ut e n F. B. Climatic significance of red beds. In: ’’Descriptive Palaeoclimatology”.
New York — London, Interscience Publishers Ltd., 196L •;
Wolfart R Zur Entwicklung der palaozoischen Tethys in Vorderasien. Erdol und
Kohle, 3, 1967. /
Krusemann G. P. The Permian climate in the,basin of Lodeve, ;Heault, France. Geol.
en. mijnbouw, 46, 3,1967. ; • /
Lotze F. Steinsalz und Kalisalz. Berlin, 1957. -
Powers L. F., R. W. Ramires, C. D. R a mo nd and E. L. El I? erg. Geology of
the Arabian Peninsula. Sedimentary geologv of Saudi Arabia. IJ. S. Government
Print. Washington DC, 1966.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение......................................................................3:
Г лава /. Палеогеографический обзор .
Глава II. Литогенез ....
Глава III. Зональные типы растительности
Глава IV.
Зоогеографическая зональность
Глава V. Природные зоны и их климатическая характеристика
Глава VI. Климаты второй половины палеозоя .
Литература .
2а
57
71
91
114
129'
Синицын Василий Михайлович
ь
Древние климаты Евразии
Часть 3
Вторая половина палеозоя (девон, карбон и пермь)
Редактор Н. П, Скорынина
*
Техн, редактор Л. И. Киселева Корректоры: С. Е. Хазанова, Г. Н. Гуляева:
М-17758. Сдано в набор 25 II 1970 г. Подписано к печати 25 V 1970 г.
Формат бумаги 70X180*/i6- Бумага типографская № 2. Уч.-изд. л. 12,79.
Печ. л. 8,5+0,75 вкл. (усл. 12,95). Бум. л. 4,63.' Тираж 830 экз. Заказ 85. Цена 1 р. 38 к.
Издательство ЛГУ им. А. А. Жданова
Типография ЛГУ. Ленинград, В-164. Университетская наб., 7/9.