Историческая геология

Индийский океан проходил начальную стадию развития. На ложе новообразованной океанской впадины к востоку от Африки и к северо-западу от Австралии накапливались гемипелагические глины небольшой мощности.

16.4 Климатическая и биогеографическая зональность

Раннеюрская эпоха являлась временем хорошо выраженной гумидизации климата. Это привело к широкому распространению осадков сильно обводненных ландшафтов, увеличению объема угленосных толщ, отсутствию среди растительных ассоциаций остатков ксерофильных форм.

Изотопные и магнезиальные палеотермометрические определения, проведенные по разным регионам Мира, позволили не только установить различные термические зоны, но и (дали возможность оценить изменение глобального температурного режима в течение юрского периода. После кратковременного понижения температур в конце норийского века (рэте) произошло значительное повышение температур в ранней юре. С рэтским похолоданием связаны сильное сокращение ареала теплолюбивой фауны и развитие эвритермных форм. Новый подъем температур произошел в байосском веке. Небольшие понижения температур происходили в келловее и самом конце юрского периода.

В течение ранней и средней юры существовала не только термическая зональность, но и зональность, вызванная различием в распределении атмосферных осадков (рис. 16.6 и 16.7). Северный аридный пояс охватывал ряд районов США и Северную Африку. К южному аридному поясу относились территория Центральной Америки, Сомали и Танзания. Переменно-влажные условия господствовали на значительной части Бразилии и Африки, в Ара вии и на юге Индокитая. Область с экваториальным влажным климатом охватывала южную часть Мексики, Гвинею, Камерун, Нигерию и Египет.

Влажные тропические условия на Севере- и Южно-Американском континентах определены на основании не только обильного угленакопления, но и присутствия богатого и разнообразного комплекса растительных сообществ и широкого распространения фаций сильно обводненных ландшафтов. Аналогичные условия существовали на юге Африки.

Значительная часть территории Сибири, северо-востока России, Монголии и Северного Китая характеризовалась влажным, близким к субтропическому климатом. Граница этого пояса ус-' ловно намечается по линии Белое море--Южный Урал -- Балхаш -- п-ов Шандунь. На севере субтропического пояса средние температуры колебались в пределах 15--20 °С, а в южном направлении они повышались до 18--20 °С.

Аналогичные условия существовали на преобладающей части Австралии и на Новой Зеландии. Сравнительно более низкие температуры предполагаются в Антарктиде, где в толще аркозовых и граувакковых песчаников обнаружены остатки относительно холоднолюбивой фауны двустворчатых и головоногих моллюсков.

По характеру температурного режима в течение позднеюрской эпохи выделяются экваториальный, тропические, субтропические и умеренные пояса (рис. 16.8).

Согласно изотопной и магнезиальной палеотермометрии температуры в экваториальном поясе составляли 26 и даже 28 °С а в тропическом--колебались в пределах 21--24 °С.

В сторону полярных районов температуры в аридном поясе понижались, но одновременно возрастала влажность, и климат

становился переменно-влажным. Такие условия были свойственны северным и северо-западным районам Европы, юго-восточной Монголии, Восточному Китаю в Северном полушарии и Южной Африке, Индонезии и Северной Австралии в Южном полушарии. Среди осадков этого пояса отсутствуют эоловые фации, уменьшается роль пролювиальных осадков и повышается роль озерных и пойменных отложений. Среди глинистых толщ, объем которых возрастает, увеличивается значение каолинита, полв'ляются линзы и слои углей. Именно в областях переменно-влажного тропического климата обнаружено наибольшее число остатков динозавровой фауны. Динозавры являлись обитателями увлажненных ландшафтов приморских низменностей и предпочитали жить в условиях небольших суточных и сезонных колебаний температур.

Наибольшее число индикаторов субтропического климата имеется для территории Европы и Азии. Морская фауна представлена смешанным комплексом, и наряду с тропическими формами присутствуют и относительно холоднолюбивые, бореальные организмы. По данным изотопной и магнезиальной палеотермометрии в' позднеюрскую эпоху средние температуры среды обитания мелководных моллюсков и брахиопод не превышали 18 °С.

Умеренный пояс в Северном полушарии располагался на северо-востоке Евразии и на севере Северной Америки. Средние температуры среды обитания относительно холоднолюбивых форм не превышали 15 °С. Столь низкие температуры не способствовали карбонатонакоплению и образованию минералов, содержащих железо, а также развитию процессов корообразования. К южному умеренному поясу относились юго-восточная часть Австралии и Новая Зеландия.

В течение юрского периода продолжали существовать три крупные палеобиогеографические области: Бореальная, Тетическая и Южная. Им были свойственны своеобразные комплексы головоногих моллюсков. В ранней юре в пределах Бореальной области выделяют три провинции: 1) Бореально-Атлантичеокую, которая охватывала северо-запад Европы, Центральную Европу и простиралась вплоть до Северного Кавказа; 2) Арктическую, включающую Сибирь и арктические районы Америки; 3) Бореально-Тихоокеанскую, охватывающую Южную Аляску и Британскую Колумбию. В течение юрского периода границы провинций неоднократно менялись. Особенно широко распространилась бореальная фауна в начале позднеюрского периода.

Ряд провинций выделяется в Тетической, или Средиземноморской, области, которая нередко отождествляется с областями развития экваториального и тропического климата. Область, подобная Бореальной, выделяется в Южном полушарии. Она характеризовалась своеобразным комплексом головоногих и двустворчатых моллюсков.

16.5 Полезные ископаемые

Преобладание на значительных территориях влажного и теплого климата обусловило энергичное накопление углей. По объемам угленакопления юрская эпоха занимает третье место после позднепалеозойской и позднемеловой-палеогеновой. В юрских отложениях сосредоточено около 16% мировых запасов углей. На территории бывшего СССР это бурые угли Канско-Ачинского, Убоганского и Иркутского бассейнов, верхние горизонты Караганды и Кузбасса, каменные угли Закавказья (Ткварчельское и Ткибульское месторождения) и Южно-Якутского бассейна. Большое значение имеют также угольные бассейны Китая и Австралии. В пределах Средиземноморья распространены бокситы.

Юрские отложения во многих областях земного шара являются нефтегазоносными. Именно такой возраст имеют крупнейшие в мире месторождения нефти в Саудовской Аравии (Гхавар и Мезелидж), а также нефтяные месторождения в Предкавказье, Средней Азии, на Мангышлаке, в северном Прикаспии, в Западг. ной Сибири и Северном море, а также газовые и газоконденсатные месторождения Баренцева моря.

С юрским периодом связана одна из крупнейших эпох формирования железных руд. Месторождения оолитовых железных руд располагаются на юге Западной Сибири, а также на перифериях Англо-Парижского и Польско-Германского бассейнов.

"Интенсивная интрузивная деятельность, особенно усилившаяся в средней и поздней юре в пределах Средиземноморского и Тихоокеанского подвижного поясов, способствовала формированию ряда рудных месторождений. Наиболее характерными для позднеюрской эпохи являются месторождения олова, молибдена, вольфрама, золота, серебра и полиметаллов. Образование этих руд связано с внедрением кислых интрузий в Забайкалье, Верхояно-Чукотской области, на п-ове Малакка, в Индонезии и в Кордильерах. Юрский возраст имеют полиметаллические месторождения Кавказа, среди которых наиболее крупным является Садонское месторождение. С юрским вулканизмом связаны образование марганцевых руд в Альпах, на Балканах, в Калифорнии и месторождения меди в Закавказье (Кафан).

Меловой период имеет продолжительность около 70 млн лет. Он начался 135 млн лет назад, а закончился 65 млн лет назад. Меловая система в современном объеме была выделена бельгийским геологом Ж. д'0малиусом д'Аллуа в 1822 г. в Англо-Парижском бассейне. Свое название она получила от характерной породы -- белого писчего мела, широко распространенного в Европе, от Британских островов до Прикаспия. В системе выделяют два отдела. Такое разделение было рекомендовано на 3-й сессии МГК (Берлин, 1885) и используется по настоящее время, хотя неоднократно предпринимаются попытки предложить вариант трехчленного деления, в котором аптский, альбский, а иногда и сеноманокий ярусы выделяют под названием «средний мел». Трехчленное деление принято во ^*Франции и некоторых других странах.

Ярусное и зональное деление нижнего отдела меловой системы основано на распространенности аммоноидей, а верхнего -- белемноидей, морских ежей, иноцерамов и фораминифер. Ярусная шкала была разработана в Западной Европе. Стратотипы валанжина и готерива находятся в Швейцарии, Маастрихта -- в Нидерландах, а остальных ярусов -- во Франции. Общая стратиграфическая шкала меловой системы дана в табл. 17.1.

Таблица 17.1. Общие стратшрафические подразделения меловой системы

17.1 Стратиграфическое расчленение и стратотипы

После установления меловой системы дальнейшая разработка ее стратиграфии была выполнена А. д' Орбиньи, который широко использовал палеонтологический метод. Взамен существующих местных подразделений он ввел ярусы, каждый из которых характеризуется определенным фаунистическим комплексом.

Термин «неоком» был предложен в 1835 г. Дж. Турманном для морских отложений нижней части меловой системы, развитых в южных горах Швейцарии. Название происходит от древнеримского имени г. Невшателя. В дальнейшем неоком был утвержден в качестве надъяруса и в его составе стали выделять 4 яруса.

Сенон впервые был обоснован в ранге яруса А. д' Орбиньи. Название происходит от древнего имени г. Санса на р. Ионна. В дальнейшем в составе сенона были выделены 4 яруса, а сам он перешел в ранг надъяруса.

Стратотип берриасского яруса расположен на юго-востоке Франции у д. Берриас. В 1871 г. известняки берриаса Г. Коканом

332были выделены в самостоятельный ярус, и он поместил его в основание меловой системы. Позднее берриас был включен в качестве подъяруса в титонский ярус. С конца прошлого века развернулась дискуссия о статусе берриаса. Стратотипический разрез переизучался в 60--70-е годы нашего столетия, и ряд исследователей предложили рассматривать берриас в качестве самостоятельного яруса.

Второй международный коллоквиум по границе юры и мела, проведенный в Лионе и Невшателе в 1973 г., принял зональное деление берриаса, утвердив его в качестве нижнего яруса меловой системы. Границу между титоном п берркасом предложено проводить, как и раньше, в основании подзоны Pseudosubplamtcs grandis.

Валанжинский ярус был выделен из неокома, развитого в г. Невшатель (Швейцария), около замка Валанжин. К нему была отнесена пачка переслаивания серых, голубых и желтых мергелей и плотных органогенных известняков, в основании оолитовых, а в верхах с железистыми оолитами. В толще, имеющей мощность 53--55 м, встречаются остатки морских ежей, брахиопод, губок, мшанок, кораллов, фораминифер, двустворчатых и брюхоногих моллюсков. В залегающем в кровле слое известково-мергелистых желваков были найдены аммониты.

Более поздние исследования показали, что значительная часть выделенных слоев относится к берриасу, а сам стратотип валанжика выбран неудачно, так как разрез изобилует конденсированными слоями и перерывами. Крайне редко встречаются аммониты -- обитатели пелагиали, но многочисленны представители бентоса. В решении Лионского коллоквиума (1963) предла1алось найти и описать гипостратотип. В 1979 г. французские палеонтологи описали гипостратотип валанжина в Воконтской впадине (юго-восточная Франция) около д. Англе, представленный относительно равномерным чередованием мергелей, глин и известняков, отлагавшихся в пелагической зоне моря, без видимых стратиграфических перерывов, и заключающих многочисленные остатки аммонитов. Мощность отложений валанжина в гипостратотипе составляет 244 м. На основании распределения аммонитов выделены два подъяруса, каждый из которых состоит из трех зон.

В 1873 г. Э. Реневье выделил в готеривский ярус отложения, развитые у д. Отрив (Швейцария), расположенной около г. Невшателя. Они представлены мергелями и оолитовыми известняками с остатками аммонитов, брахиопод, устриц и морских ежей. Позднее эти отложения на основании распределения аммонитов были разделены на два подъяруса с двумя зонами в каждом.

Типичный разрез барремского яруса находится у д. Баррем (юго-восточная Франция, бассейн р. Дюранс), где в известняках обнаружены развернутые аммониты Ancyloceras, Scaphites и др.

Аптский ярус впервые выделил А. д' Орбиньи среди отложении, развитых у д. Апт в юго-восточной Франции. Он отнес к апту глины с Plicatula, а позднее и известняки с большим числом аммонитов. До сих пор нижняя и верхняя границы аптского яруса дискуссионны. Ныне аптский ярус выделяется в количестве трех подъярусов: нижний (бедуль), средний (гаргаз) и верхний (клансей). Название подъярусам даны по местностям, где развиты стратотипические разрезы. Все подъярусы и зоны аптского яруса охарактеризованы большим количеством аммонитов.

Альбский ярус выделил А. д' Орбиньи в 1842 г. Название происходит от р. Об (латинское Alba), правого притока р. Сены. Стратотипический разрез расположен юго-восточнее Парижа. Альбский ярус охарактеризован большим числом аммонитов, на основании которых проводится зональное деление. Как и во многих других случаях, стратотип альбского яруса не позволяет фаунистически обосновать ни нижнюю, ни верхнюю границы яруса и дать зональное деление по аммонитам верхней части среднего и всего верхнего альба из-за недостаточной их охарактеризованности аммонитами.

Сеноманский ярус выделен в 1847 г. А. д' Орбиньи в департаменте Сарта Франции близ г. Ле-Ман (старинное название -- Сеnomanum). Эти отложения вначале включались им в состав туронского яруса, но затем, убедившись в существенных различиях в фауне аммонитов и рудистов, д' Орбиньи выделил их в самостоятельный ярус, который был охарактеризован более чем 800 видами. Сеноман в стратотипе представлен терригенными породами, образовавшимися в гидродинамически неспокойной среде, вследствие чего на нескольких уровнях имеются следы подводных перерывов. Сеноманский ярус охарактеризован аммонитами, белемнитами, устрицами, брахиоподами. В настоящее время принято трехчленное деление сеномана.

Название «турон» было предложено А. д'Орбиньи в 1842 г. для карбонатных отложений, развитых в окрестностях г. Тур (древнее название Turones). Здесь развиты мел, мергели и известняки, изредка переслаивающиеся с песчаниками. В разрезе множество перерывов. Отложения изобилуют остатками аммонитов, иноцерамов, устриц, рудистов, гастропод, морских ежей, брахиопод, а также остракод, фораминифер и отпечатками растений. Современное трехчленное деление турона сложилось за пределами стратотипического района. Для России наибольшее значение имеет деление по иноцерамам, разработанное в различных регионах центральной части Европы.

Коньякский ярус свое название получил от г. Коньяк, расположенного в западной части департамента Шаранта во Франции. Здесь развиты карбонатно-терригенные породы, переполненные остатками устриц, брахиопод, морских ежей, мшанок, аммонитов и рудистов. Ныне, однако, стало ясно, что разрез в г. Коньяк охватывает лишь небольшую часть коньякского яруса в современном понимании его объема, что требует обоснования нового стратотипа. Коньякский ярус разделяется на две аммонитовые зоны. Принятое в центральной части Европы зональное деление коньяка основано главным образом на иноцерамах.

Название сантонского яруса дано по г. Сент (Sant) в департаменте Приморская Шаранта во Франции. В 1857 г. Г. Кокан отнес к сантону мягкий мел с кремнями и остатками губок, брахиопод, морских ежей и двустворок.

Кампанский ярус свое название получил от гряды холмов Гран-Шампань. Положение верхней границы в стратотипическом районе неопределенное. Кампанский ярус расчленяется на два подъяруса и четыре зоны, охарактеризованные главным образом аммонитами и орбитоидами.

Название маастрихтскому ярусу дано по г. Маастрихт в южной части голландской провинции Лимбурт А. Дюмоном в 1849 г.;

здесь распространены мел и мелоподобные известняки с остатками аммонитов и белемнитов. Под маастрихтским ярусом ныне понимают отложения, заключающие Hoploscaphites constrictus. Различают нижний Маастрихт с Acanthoscaphites tridens и примитивными белемнеллами и верхний Маастрихт, который состоит из зон Belemnitella junior и Belemnitella kazimiroviensis. Верхняя граница маастрихтского яруса фиксируется по исчезновению аммонитов, белемнитов и многих других макрофоссилий, а также по» резкому изменению комплексов планктонных фораминифер и нанопланктона.

Сводные разрезы меловой системы показаны на рис. 17.1.

Рис. 17.1. Сопоставление сводных разрезов меловой системы. Условные обозначения см. на рис. 8.1

17.2 Органический мир

Меловой период завершает мезозойскую эру, и поэтому его органический мир несет все черты, характерные для переходного этапа. Если в раннемеловую эпоху господствующее положение занимает мезофитная флора, то в позднемеловую эпоху все возрастающее значение приобретают кайнофитные элементы -- покрытосеменные растения.

В морских бассейнах мелового периода важнейшими группами являются головоногие, двустворчатые и брюхоногие моллюски, морские ежи, брахиоподы, губки, мшанки, шестилучевые кораллы, фораминиферы (рис. 17.2). На границе юры и мела происходит новое значительное обновление аммонитов. Хотя многие юрские аммоноидеи вымирают, но сохраняются представители Phylloceratidae, Lytoceratidae. Наряду с плоскоспиральной раковиной Polyptycites, Parahoplites, Acanthoceras, Neocomites, Simbirskites появляются ранее неизвестные роды с аномальными раковинами Crioceras, Crioceratites, прямыми Baculites, Scaphites, Ancyloceras, улиткообразными Turrilites. Наряду с нормальной лопастной линией появляются формы с упрощенной сутурой (Tissotia). Возникают и широко распространяются гигантские формы Pachydiscus, Ammonitoceras, отдельные экземпляры которых обладают раковиной до 2 м в поперечнике.

Значительно обновляется фауна белемнитов. В раннем мелу наряду с Hibolites, Mesohibolites, Neohi'bolites, Cylindroteuthis, Pachiteut'his встречаются своеобразные Duvalia. В позднемеловую эпоху исключительно большим распространением пользуются представители родов Actinocamax, Belemnitella, Belemnella. Переживают расцвет «неправильные» морские ежи и двустворчатые моллюски. Среди последних большое стратиграфическое значение имеют иноцерамы. Эти разнообразные по форме, очертаниям и размерам моллюски распространены во всех морях. Достигают расцвета устрицы родов Ostrea, Gryphaea, Exogyra и перешедшие из позднеюрской эпохи бухии.

В тропических морях широко развиты крупные толстостворчатые рудисты -- Hippurites, Radiolites, Requenia, Toucasia, слагающие протяженные рифоподобные массивы. В их строении принимают участие брюхоногие моллюски -- Nerinea в раннем мелу и Acteonella -- в позднем. Большую роль играют uyclostoma, Cyprea, Conus, 'Fusus, Murex. В составе гастропод большие изменения Произошли в середине мелового периода, когда появилась основная масса семейств подотряда Neogastropoda, характерных для кайнозойской эры.

Кораллы претерпели заметные изменения. Появились новые семейства, рифообразующие формы. Ostreidae, Fungidae, Turbi-

Рис. 17.2. Характерные представители организмов мелового периода. Аммоноидеи: / -- Ancyloceras (Ki); 2 -- Scaphites (Kz); 3 -- Crioceras (Ki^;

4 -- Schloenbachia (Kz); 5 -- Simbirskites (Ki); 6 -- Hoplites (Ki); 7--Tissotia (Кг). Белемниты: 8 -- Duvalia (Ki); 9 -- Actinocamax (Kz); 10 -- Belemnitella (Кг)- Двустворчатые моллюски: 11 -- Inoceramus retrorsus; 12 -- Buchia (Aucella); 13 -- Gryphaea; 14 -- Hippurites. Морские ежи: 15 -- Micraster; 16-- Echinocorys

nolidae нередку встречаются с рудистами. Характерной позднемеловой формой является одиночный коралл Cyclolites.

Брахиоподы, так обильно представленные в юрском периоде, постепенно теряют свою ведущую роль. Много мшанок (около 1000 видов).

Во второй половине мелового периода произошла вспышка в развитии губок. В позднемеловое время встречается большое количество Siphonia, Jerea, Ventricutites, Coeloptycium. В теплых морях появились и широко распространились крупнораковинные Orbitolina, в позднемеловое время -- Alveolina, Orbitoides, а также ряд мелких форм: Globigerina, Miliolina, Textularia.

Среди неправильных морских ежей важное стратиграфическое значение имеют в раннем мелу Toxaster, а в позднем -- Micraster, Holaster, Echinocorys. Из правильных морских ежей в меловом периоде жили Cidaris, Acrocidaris, Salenia, а из криноидей бесстебельные Marsupites, Vintacrinus.

Среди костных рыб вначале преобладали лучеперые, но затем они были вытеснены костистыми. С позднего мела началось развитие хрящевых рыб, в том числе высших акуловых.

Среди морских позвоночных продолжали существовать некогда господствовавшие плезиозавры (рис. 17.3). Они дали начало причудливым и специализированным гигантам Elasmosaurus с необычайно длинной шеей. Ихтиозавры постепенно исчезают и уже в конце раннемеловой эпохи вымирают. Им на смену приходит новая водная группа -- змееподобные долихозавры и мозозавры, которые быстро становятся господствующими в море.

Среди морских водорослей очень характерны микроскопические золотистые -- кокколитофориды (нанопланктон) и диатомовые. Надо отметить, что нанопланктон и мелкие фораминиферы в позднем мелу участвовали в формировании белого писчего мела.

Органический мир суши был своеобразен. В начале раннемеловой эпохи наземная флора имела много общего с позднеюрской. Она состояла из цикадофитовых, гинкговых и папоротниковых, но наряду с ними бурного расцвета достигли беннетиттовые. В целом. флора раннего мела оставалась мезофитной, но в барреме появились первые покрытосеменные, которые стали преобладать в позднемеловое время, и флора приобрела облик кайнофитной. Если в барреме это были отдельные представители, то уже в альбе покрытосеменные встречаются очень часто. В сеном ане они оттесняют голосеменные. Кайнофитный облик позднемеловой флоры определяется развитием в ее составе большого количества таких современных форм, как дуб (Quercus), бук (Fagus), ива (Salix),. береза (Betula), платан, лавр, магнолия.

В то время как в наземной флоре в меловом периоде произошли существенные изменения и рубежом может считаться альбский век, среди наземной фауны, особенно среди позвоночных, таких сильных изменений не наблюдается. Продолжали господствовать динозавры. Для раннего мела были характерны игуанодоны,

Рис. 17.3. Характерные представители мезозойских пресмыкающихся: 1 -- Rhamphorynchus (Js); 2 -- Pteranodon (Кг); 3 -- Iguanodon (Ki); 4 -- Stegosaurus (Ja--Ki); 5 -- Triceratops (Кг); 6 -- Diplodocus (Js); 7 -- Ichtyosaurus (Ji); 8 -- Mososaurus (Кг)

для позднего -- семейство гадрозавров или утконосых динозавров, которые были одними из самых крупных двуногих животных того времени. Наряду с ними обитали рогатые травоядные четвероногие динозавры. Существовали и огромные хищные динозавры -- тиранозавры, тарбозавры. Большим распространением пользовались летающие ящеры -- птеродактили. Все они доживут до конца Маастрихта и затем навсегда исчезнут.

Для мелового периода характерно появление змей, которые как и крокодилы, большое развитие получили в кайнозое

Млекопитающие, появившиеся еще в начале мезозоя все еще были мелкими и встречались довольно редко, но за меловой период они прошли сложный эволюционный путь, дав начало многим формам после исчезновения динозавров. В конце мелового периода появились мелкие сумчатые и эутерии.

В классе птиц в меловое время уже нет переходных форм. Вместо них появились настоящие птицы -- преимущественно зубастые, хотя известны и первые беззубые птицы. Зубастые птицы вымерли в конце мелового периода. Особенно много насекомых которые сильно эволюционировали в тесной связи с растениями Начиная с сеноманского века состав насекомых стал приобретать кайнозойский облик.

17.3 Палеотектонические и палеогеографические условия

Начавшийся в конце средней юры распад Пангеи продолжается с возрастающей интенсивностью, особенно в апте--альбе В раннемеловую эпоху формируется Южная Атлантика (рис 174), а в конце раннего мела начинается взламывание последнего моста, еще соединявшего Южную Америку с Африкой, приводящее к соединению Южной и Центральной Атлантики. Тем временем последняя разрастается к северу, отделяя Иберийский полуостров от Ньюфаундленда. Происходит дальнейшее расширение Карибского бассейна и Тетиса (Неотетиса). В Индийском океане расширяются бассейны, отделяющие Индостан (с Мадагаскаром и Сейшельскимиостровами) от Африки и Австралии, а на юге Аф рику и Индостан от Антарктиды, все еще связанной с Австралией. Возможно, что в конце эпохи возникет Канадский бассейн Северного Ледовитого океана (ранее его считали более древним); его образование должно было быть связано с отодвиганием Гипербореи, Чукотки и Северной Аляски от Канадского Арктического архипелага. Однако возраст Канадской котловины является спорным, поскольку здесь отсутствует надежно установленные и датированные линейные магнитные аномалии и не пробурено ни одной скважины глубоководного бурения.

В начале раннего мела во многих подвижных поясах мира еще продолжаются деформации, поднятия и гранитоидный магматизм начавшейся в конце юры позднекиммерийской эпохи тектонической активности. В Средиземноморском поясе они проявлены на

Рис. 17.4. Палеогеографическая реконструкция для раннего мела (по В. Е. Ханну и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 9.3

пространстве от Балканского полуострова до восточной и юговосточной окраин современного Азиатского материка, включая Крым, Кавказ, особенно Памир, Тибет и центральные районы Индокитая. Поднятия и отчасти деформации здесь вышли за пределы океана Тетис и его непосредственного обрамления и распространились к северу и востоку, охватив, в частности, обе Китайские платформы, где соответствующий диастрофизм известен под названием яньшаньского, и вызвав здесь складчатые деформации чехла и внедрение гранитов.

События позднекиммерийской эпохи тектогенеза еще большую роль сыграли в развитии Тихоокеанского кольца подвижных поясов. Именно в эту эпоху сложилась в основном современная структура Верхояно-Чукотской складчатой области и в середине раннего мела произошло закрытие Южно-Анюйского океанского бассейна в связи со столкновением Гипербореи с северо-восточной окраиной Евразии, в поздней юре нарастившейся Колымо-Омолонским микроконтинентом. Сближение Гипербореи и Евразии явилось, в свою очередь, следствием раскрытия Канадского бассейна п отодвигания Гипербореи, Чукотки и Аляски от Северной Канады.

Двигаясь к югу, вдоль восточной активной окраины Азии, можно обнаружить интенсивное проявление деформаций и гранитообразование той же эпохи на Японских островах, на юге Кореи, юго-востоке Китая и Вьетнама, на западе Филиппинского архипелага. Здесь эти события были связаны со столкновением с окраиной Евразии ряда микроконтинентов, ранее от нее же отделившихся. Во второй половине раннего мела на возникшей таким образом протяженной окраине андского типа на огромном пространстве от Чукотки до Калимантана сформировался мощный Восточно-Азиатский вулканоплутонический пояс. Его северным звеном является Охотско-Чукотский пояс, продолжающийся через Берингово море на Аляску.

На крайнем юге западной периферии Тихого океана позднекиммерийский тектогенез интенсивно проявился на Новой Зеландии, где он получил название «орогенеза Рангитата». По другую сторону Тихого океана этот тектогенез, здесь известный как невадский, нашел свое яркое выражение в западных зонах Кордильер. В этой системе он проявлен прежде всего «причаливанием» к окраине Северо-Американского . континента ряда экзотических блоков, так называемых террейнов; некоторые- из них перед тем проделали путь в несколько тысяч километров, что доказывается фаунистическими и палеомагнитными данными. В итоге, как и на противоположной, азиатской, окраине Тихого океана, был сформирован вулканоплутонический пояс, включающий ряд гранитных батолитов, в том числе знаменитый батолит Сьерры-Невады. В Андах продолжалось развитие уже ранее сформированного вулканоплутонического пояса в южной половине Анд, с продолжением на Антарктическом полуострове.

Во второй половине раннего мела начинает нарастать новая волна эндогенной активности, которая достигла своей кульминации уже в начале позднего мела. Соответствующая тектоническая фаза получила в Европе название австрийской; на других континентах она именуется по-другому. Деформациями этой эпохи, включая образование шарьяжей, в Альпийско-Гималайском поясе «были затронуты Восточные Альпы, Карпаты, Балканиды, Крым и в меньшей степени его восточные звенья. В Северо-Американских Кордильерах они охватили центральные зоны, расположенные восточнее зоны невадской складчатости. И здесь им сопутствовало образование гранитных батолитов. В целом значение этой эпохи тектогепеза в глобальном масштабе вряд ли уступает значению предыдущей.

Во внутренних районах континентов в раннем мелу местами продолжают развиваться или возникают рифтовые впадины. Это относится к Северному морю и Западно-Европейской платформе, к Амазонскому рифту Южно-Американской платформы, к рифту Бенуэ на западе Африки и некоторым рифтам в центральной части и на юго-востоке этого континента, к гондванским рифтам Центрального Индостана. В целом масштабы внутриконтиненгального рифтообразования в раннем мелу меньше, чем в юре, но выше, чем в позднем мелу.

Происшедшая в конце юрского периода регрессия в начале мела постепенно сменилась трансгрессией, и площади морских бассейнов сильно расширились. Процесс распада Гондваны и частично Лавразии не только привел к увеличению площади и глубины океанских бассейнов, но и послужил причиной быстрого воздымания континентальных окраин и значительной дифференциации движений внутри континентов. На окраинах континентов возникли как низменные, так и возвышенные денудационные равнины, а внутри континентов наряду с денудационными ландшафтами формировались крупные грабенообразные впадины, нередко занятые внутриконтинентальными пресными и солеными бассейнами (см. рис. '17.4). Быстрое погружение окраин Северо-Американского континента сопровождается развитием трансгрессии, которая началась в валанжине. Небольшая регрессия последовала в конце неокома и продолжалась в раннем апте, а затем наступила новая трансгрессия, резко ускорившаяся в середине альбского века. В начале мела образуются проливы, соединяющие Бореальный бассейн и Тетис. Наиболее крупный пролив проходил через Англо-Парижский бассейн. Посредством этого пролива Бискайский залив соединялся с Североморским. Расширяется пролив между Богемским массивом и Восточной-Европейской платформой. В проливах и вдоль побережий накапливались вначале терригенные, а затем и карбонатные осадки.

На Восточно-Европейской платформе после регрессии в конце юры начиная с берриаса происходило практически непрерывное расширение морского бассейна. На склонах поднятий и на озерно-аллювиальных низменностях накапливались угленосные песчано-глинистые осадки. В апте и альбе на суше Украинского массива формировались залежи бокситов. Наиболее длительно континентальное осадконакопленпе происходило в пределах современной Днепровско-Донецкой впадины, где основное погружение приходится на апт-альб. Мощность осадков резко возрастает в сторону перикратонных областей платформы, в частности в Прикаспийской и Печорской впадинах. Активный вулканизм проявляется на ее северных окраинах. На Шпицбергене и на Земле Франца-Иосифа внедрялись долериты и изливались базальты.

На приморских низменностях Западной Сибири отлагались песчано-глинистые, а в прибрежных участках и на мелководье -- глинистые осадки, нередко обогащенные бобовыми железными и бокситовыми рудами. Вблизи Казахстанской суши формировались каолинитовые глины, обогащенные диоксидами железа и алюминия.

Урал, значительная часть Казахстана и Саяны оставались источниками сноса обломочного материала. Возникла суша в области Таймыра и шельфа моря Лаптевых, соединившаяся с континентальными областями Гиперборейской платформы и недавно образованного Верхояно-Чукотского орогена. Море проникает в Енисейско-Хатангскую впадину и занимает территорию вплоть до» северной части Приверхоянского прогиба.

В Вилюйской впадине формировались лимническая угленосная и аркозовая континентальные формации, а в грабенообразных прогибах Станового хребта -- терригенно-туфогенная толща анта и альба, перекрывающая угленосные толщи неокома.

Начавшееся в позднеюрское время накопление флишоидных осадков в Южно-Анюйском бассейне продолжалось до конца неокома, сменившись формированием в апте и альбе континентальных моласс и наземных вулканитов (базальты, трахибазальты, андезиты, риолиты). Верхояно-Чукотский ороген на юге смыкался с орогенами Центральной и Юго-Восточной Азии. В межгорных впадинах формировались угленосные осадки и происходили интенсивные излияния базальтов. Вулканические цепи Хингано-Буреинского массива и Иншань-Яньшаньской зоны являлись, продолжением бхотско-Чукотского вулканического пояса, который в южном направлении простирался в Японию, Корею, юго-восточный Китай и во Вьетнам. Вулканиты этого Восточно-Азиатского пояса представлены дацитами, андезитами, реже базальтами и туфами. Вулканиты ассоциируют со слабоугленосными отложениями озерного и аллювиально-дельтового происхождения. К востоку от вулканического пояса на юго-востоке Японских островов возник флишевый прогиб, в котором мощность терригенного флиша превышает 7 км. Флишевый бассейн протягивался через. о. Хоккайдо, запад Сахалина и Сихотэ-Алинь и далее к востоку до Охотско-Чукотского пояса; в неокоме он был связан с ЮжноАнюйским прогибом, флишевая толща подстилается вулканитами основного состава. Встречаются андезиты, туфы среднего и кислого состава, а также конгломераты и песчано-глинистые отложения с углями. Выше них располагаются толщи терригенного флиша.

Глубоководные условия существовали на западе КорякскоКамчатской области и на Курилах. Здесь формировались подводные базальты и кремнистые серии океанского типа с участием терригенных пород.

В раннемеловую эпоху океан Тетис расширился и установилась широкая связь с продолжающей увеличиваться Атлантикой. Связь осуществлялась через Бетско-Рифский и Бискайский проливы. Области с океанской корой в Тетисе продолжали разрастаться. Как в самом Тетисе, так и в прилегающих к нему прогибах накапливались глубоководные осадки, среди которых присутствуют радиоляриты, осадки типа контуритов, известковистые глины, а также флиш и подводные базальты. В шельфовой части формировались Известковые осадки.

В центральной части Анатолии, в Тавре и Иране располагались карбонатные платформы. Постепенно глубина моря уменьшалась, и в альбе наступила регрессия. Этому же времени соответствуют усиленное выветривание на суше и образование бокситов на островах Тетиса и прилегающей к нему с севера суши. Более глубоководные условия существовали на юго-востоке Ирана, где известны кальпионелловые известняки. В глубоководной части пассивной окраины Гондваны в Загросе формировались карбонатные турбидиты. На востоке Центрального Афганистана в прогибе океанского типа развит офиолитовый комплекс. Его с несогласием перекрывают мелководные груботерригенные толщи. Область окраинно-морского прогиба с юго-востока обрамляется островной дугой, в пределах которой известны андезиты, риолиты, кремнистые, карбонатные и терригенные толщи.

В пределах Тибетских блоков преобладали континентальные обстановки. Возвышенные денудационные поверхности разделялись областями наземного осадконакопления, в пределах которых формировались угленосные толщи.

На северной окраине Индостана, который к этому времени уже отделился от Гондваны, происходит постепенная смена глубоководных глинистых отложений мелководными. На северо-западе и юго-востоке Индостана развиты песчаные дельтовые фации, которые в сторону океана Тетис сменяются глубоководными глинистыми. Как и прежде, области накопления морских отложений простирались от Тибета вдоль западной окраины Юго-Восточной Азии через Суматру, Яву и Калимантан, где сливались с морскими бассейнами тихоокеанской окраины Азии.

Одновременно с необычайно мощным трапповым вулканизмом Южно-Американская платформа испытывала общее поднятие и уже в конце неокома превратилась в возвышенную равнину. Юговосточная и северо-восточная окраины материка в течение раннемеловой эпохи проходят три стадии развития: предрифтовую, или доокеанскую с господством континентальной обломочной седиментации, рифтовую, или раннеокеанскую с эвапоритовым осадконакоплением (апт), и начальную стадию становления океана. В аптском веке эвапориты накапливались во впадине на севере Южной Атлантики и в предандской впадине Неукен в Аргентине.

Морские отложения на атлантической окраине, вне площадей развития эвапоритов и связанных с ними диапировых структур, представлены мелководными карбонатно-терригенными образовадиями и песчано-глинистыми сублиторальными и песчаными литоральными толщами.

В Андском подвижном поясе 'в северной его части продолжали формироваться терригенно-карбонатные и карбонатные отложения. Прогиб Боготы заполнялся мощной эвапоритовой лагунной и морской авандельтовой терригенными сериями. Максимум транстрессии приходится на альбское время. От Эквадора до дуги Малых Антильских островов Южно-Американский континент граничил на севере с краевым задуговым морем, за которым располагалась вулканическая дуга, занимавшая Западную Кордильеру -Колумбии и береговую зону Эквадора.

Вероятно, в апте и альбе образовался новый краевой бассейн, в котором накапливался офиолитовый комплекс, толщи кремнистых и граувакковых образований. Вулканиты представлены толеитовыми базальтами и реже андезитобазальтами. Центральный, Перуанско-Чилийско-Аргентинский пояс после позднеюрской трансгрессии испытывает погружения. Вначале формируются песчаные континентальные, а затем сублиторальные терригенные толщи. Островодужный вулканизм после кратковременного затишья вновь возобновился в апте и альбе. Альбская трансгрессия перекрыла длительное время существовавшее поднятие в пределах Главной Кордильеры, Высокого Плато и Восточной Кордильеры.

В пределах Африканского континента на фоне общего поднятия и развития регрессии возникли новые внутриконтинентальные бассейны. Мощность песчаных аллювиальных и дельтовых образований достигает 600 м. Юго-западная часть атлантической окраины, так же как и окраины Южной Америки, последовательно проходит предрифтовую, рифтовую и раннеокеанскую стадии. Вначале накапливались континентальные, затем лагунно-морские эвапориты и морские терригенные толщи. Их образование в ряде районов сопровождалось базальтовым вулканизмом. На рифтовой стадии закладывается авлакоген Бенуэ, в пределах которого образовались континентальные, а затем и морские песчано-глинистые толщи. Максимальное развитие эвапоритов наблюдается в Габоне.

На северо-западной окраине континента в неокоме формировались толщи терригенных дельтовых образований, которые в сторону океана замещались терригенно-карбонатными осадками. На севере Африканского континента, являвшегося южной окраиной Тетиса, накапливался терригенный, местами карбонатно-терригенный флиш. Восточное в шельфовых условиях формировались терригенные толщи, сменяющиеся на Аравийском полуострове прибрежно-морскими терригенно-карбонатными толщами. В северо-восточном направлении они замещаются карбонатными осадками глубокой части шельфа и, наконец, переходят в глубоководные карбонатно-глинистые толщи Загроса.

Южнее, в пределах Африканского Рога, и на юго-востоке Аравнп формировались мелководные терригенно-карбонатные отложения. В ряде мест располагались лагуны, где в апте и альбе накапливались эвапорито-глинистые осадки.

На протяжении раннемеловой эпохи продолжает расширяться бассейн Центральной Атлантики. Он разрастался к северу благодаря отделению Иберии от Ньюфаундленда и образованию в конце эпохи Бискайского залива. В апте расширяется бассейн Южной Атлантики. После накопления лагунных глинистых и эвапоритовых осадков на континентальной коре начали формироваться гемппелагические альбские осадки, среди которых присутствуют битуминозные черные глины. Гемипелагические глины и турбидиты обладают значительной мощностью в приконтинентальных частях Южной Атлантики. В Центральной Атлантике их мощность не столь велика, к тому же здесь возрастает роль пелагических карбонатов.

Индийский океан проходит начальную стадию спрединга. Здесь преобладало накопление гемипелагических глинистых отложений,, в которых существенную роль играли цеолитовые глины, вероятно, имевшие вулканическое происхождение. С ними ассоциируют кремнистые осадки и карбонатные илы. Здесь действовали две оси спрединга -- на западе и на востоке; первая отделила Мадагаскар, Сейшельские острова и Индостан от Африки, вторая -- Индостан от Австралии. На юге они соединялись, отделяя Африку и Индостан от Антарктиды.

На западе Тихого океана происходило образование подводных. гор, асейсмичных подводных хребтов и вулканических плато. Здесь сформировался крупный ареал подводного вулканизма. В глубоководных частях, на абиссальных равнинах и в батиальной зоне формировались илы, а на обширном поднятии, которое простиралось от поднятия Хесса на севере до плато Манихики на юге, накапливались наряду с вулканитами кремнистые известняки в глины, карбонатно-глинистые илы, красные цеолитовые глины и мелководные известняки.

В пределах Северного Ледовитого океана, где накапливались. гемипелагические илы, в конце апта началось формирование Канадской котловины.

Позднемеловая эпоха богата событиями. Начало ее ознаменовалось интенсивными деформациями сжатия, поднятиями и внедрением гранитов в ряде подвижных .поясов -- вдоль северной окраины Тетиса, в частности в Альпах, Карпатах, Балканидах (австрийская фаза) и далее к востоку и юго-востоку, в центральЕ-юй зоне Северо-Американских Кордильер (орогенез Севьер), в Южных Андах и Антарктандах. Начались эти процессы и на азиатской окраине Тихого океана -- в Пенжинско-Анадырской зоне и на Сихотэ-Алине.

Сама позднемеловая эпоха отчетливо подразделяется на две части по рубежу 80 млн лет назад. До этой даты в океанах преобладало расширение вдоль ранее существовавших осей спрединга. Это касается Атлантики от разлома Чарли-Гиббса на севере до тройного сочленения в районе о. Буве на юге, осей спрединга между Африкой и Антарктидой, Индостаном и Антарктидой, Индостаном и Австралией в Индийском океане, а также, западной части Тихого океана. Но уже около 90 млн лет назад, в туроне, началось отделение Австралии от Антарктиды и продвижение первой к северо-востоку (рис. 17.5). Индостан продолжал быстро удаляться к северу, приближаясь к Евразии. На севере Атлантического океана спрединг распространился к северу от разлома Чарли-Гиббса в направлении Лабрадорского моря и залива Баффина, положив начало отделению Гренландии вместе с Евразией от Северной Америки и тем самым распаду Лавразии. Заканчивается образование основного бассейна Карибского моря (КолумбийскоВенесуэльского) и возникают ограничивающие его с запада, СОстороны Тихого океана, и с востока, со стороны Атлантики, вулканические дуги Панамская и Малоантильская.

Рис. 17.5. Палеогеографическая реконструкция для позднемеловой эпохи (по В. Е. Хаину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 9.3

В Тихом океане продолжалось расширение собственно Тихоокеанской плиты к северу и востоку и формирование Южно-Тихоокеанского и Восточно-Тихоокеанского поднятий. С первым было связано отделение Новой Зеландии с примыкающим к ней с востока подводным плато от Антарктиды. На том же примерно рубеже началось раскрытие Тасманова моря, отделившего от Австралии микроконтинент Лорд-Хау, а также Новую Каледонию и Новую Зеландию.

Между тем закончился спрединг в Амеразийской котловине Северного Ледовитого океана и продолжилось сужение Тетиса в связи с северным или северо-восточным смещением Африки с Аравией и перемещением Индостана. По северной периферии Неотетиса активно продолжалась субдукция, и вулканические дуги протягивались от Южных Карпат до Южного Тибета через БалканЬ, южное Причерноморье, Малый Кавказ, Иран и Южный Афганистан. В середине позднего мела интенсивному сжатию с образованием шарьяжей подверглась центральная зона Анатолии (азиатской Турции) и Малого Кавказа к югу от вулканической дуги, с которой столкнулись лежащие южнее микроконтиненты.

В конце позднего мела произошло крупномасштабное надвигание (обдукция) коры Неотетиса, а возможно и самого спредингового хребта на аравийскую окраину океана на пространстве от Сирии до Омана. Так или иначе спрединг в Тетисе к этому времени прекращается, но в тылу упоминавшейся выше вулканической дуги раскрывается впадина Черного моря, а восточнее, возможно, и Южно-Каспийская. Продолжается заполнение осадками (флиш) остаточного бассейна Большого Кавказа и Копетдага. На рубеже мела и палеогена формируется поднятие Эльбурса на севере Ирана.

В западной, прикордильерской, части Северо-Американского континента продолжается широкая трансгрессия. Интенсивные погружения, связанные с подъемом смежной с запада зоны Кордильер, охватывают область Восточных Скалистых гор, ранее принадлежавшую платформе. В конце эпохи вся зона Скалистых гор, от Аляски на севере до Мексики и Больших Антильских островов на юге, была охвачена интенсивными складчато-надвиговыми деформациями, продолжавшимися в раннем палеогене и получившими название ларамийского орогенеза (от хр. Ларами). Б меньшей степени они затронули западную зону Кордильер, где надвиги имели обратную направленность -- в сторону океана.

Крупная трансгрессия проявляется в позднем 'мелу в западной части континента Евразии, от Атлантики до Енисея. Относительно приподнятыми остаются Балтийский щит, Средняя Сибирь, Центральный Казахстан, Центральная Азия, Верхояно-Чукотская область, но темп поднятий здесь заметно снижается. Вдоль восточной окраины Азии, представлявшей в общем активную окраину андского типа, продолжает существовать, постепенно затухая к концу эпохи, Охотско-Чукотский вулканоплутонический пояс, а во вторую половину эпохи южнее формируется Восточно-Сихотэалинский. Восточнее, в океане располагается Охотоморский микроконтинент и протягиваются вулканические дуги, частью энсиалические, частью энсиматические -- Олюторская, Западно-Камчатская, Малокурильская, Восточно-Сахалинская. В конце эпохи они сталкиваются с окраиной континента, вызывая проявление складчатонадвиговых деформаций и причленение к континенту центральной Корякин и западной Камчатки.

Внутренние области континентов гондванской группы испытывают слабые поднятия, а их окраины, обращенные к Атлантическому и Индийскому океанам, -- интенсивное погружение. Эта общая картина осложняется существованием в Патагонии прогибов -- проливов, соединяющих приандские бассейны с Атлантическим океаном, широкого Транссахарского пролива, соединяющего Тетис через Ливию, Чад и рифт Бенуэ в Нигерии с Атлантикой, заливом Каннинг в северо-западной Австралии и, наконец, обширными излияниями с раскрытием Аравийского моря и отделением Мадагаскара от Индостана, произошедшим в кампане.

Излияния базальтов происходили в это время и на востоке Мадагаскара.

Формирование краевого вулканоплутоничеокого пояса, начавшееся в Южных Андах еще в поздней юре, в сеноне распространяется на центральные Анды (перуанский орогенез). В Северных Андах еще сохраняются условия вулканических дуг и окраинных морей, но в конце мела здесь также образуются гранитные батолиты. На крайнем юге Анд, в Магелланском сегменте, переход к орогенному этапу развития происходит в кампане -- флиш сменяется молассой. Орогенное развитие продолжается и в Антарктандах, судя по накоплению моласс и магматизму.

На противоположной стороне Тихого океана и бывшей Гондваны, в зоне Новая Гвинея -- Новая Каледония -- Новая Зеландия, позднемеловое развитие было спокойным и характеризовалось режимом пассивной окраины.

Палеогеографические условия в позднемеловую эпоху существенно изменились (см. рис. 17.5). На Северо-Американской платформе морские акватории продолжали расширяться. На западевозникло обширное эпиконтинентальное море, смыкавшееся с морями Кордильер. Существенно карбонатное осадконакоплени& происходило в Мидконтиненте. На западной окраине платформы,, от Калифорнии до Аляски, флишевые осадки замещаются морскими и континентальными молассами. Широко распространены угленосные толщи.

В Мексике и Центральной Америке молассы стали накапливаться в самом конце мела. По сравнению с ранним мелом сокращаются объем и площадь эвапоритонакопления, которое происходило на перифериях глубоководной впадины Мексиканского залива. Постепенно снижается объем карбонатонакопления. Известняки сменяются песчано-глинистыми осадками, а затем грубыми молассами. Осадконакопление в прогибах сопровождалось излияниями базальтов. Постепенно снижается активность подводного вулканизма в Кордильерах. Дуга Больших Антильских островов после интенсивного вулканизма испытывает общее воздымание в. кампане-маастрихте. Затем вулканическая деятельность затухает и начинается накопление моласс. Поднятия в Кордильерах сопровождались внедрениями гранитоидных плутонов.

Значительная территория Западно-Европейской платформы в позднем мелу покрывалась сравнительно 'мелководным морем, в пределах 'которого накапливались карбонаты.

На площади Баренцевоморского бассейна и бассейнов, располагавшихся в Печорской впадине и Предуралье, накапливались маломощные терригенные и кремнистые осадки. Остальная часть Восточно-Европейской платформы -- от Польско-Литовского бассейна до Прикаспия и Южного Предуралья -- была областью накопления карбонатных и карбонатно-глинистых осадков.