Геология

В. Е.ХАИН, Н. В. КОРОНОВСКИЙ, Н.А. ЯСАМАНОВ

ИСТОРИЧЕСКАЯ
ГЕОЛОГИЯ

Рекомендовано Министерством общего и
профессионального образования Российской
Федерации в качестве учебника для студентов высших учебных заведений, обучающихся по направлению и специальности
«Геология»

ИЗДАТЕЛЬСТВО МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА

ББК 26.323 Х12 УДК 551.7

Рецензенты:

кафедра исторической геологии Санкт-Петербургского университета:

доктор геолого-минералогических наук,
профессор В. П. Гаврилов

Хаин В. Е., Короновский Н. В., Ясаманов Н. А.

ББК 26.323.

ISBN 5—211—03504—6 © Хаин В.Е., Короновский Н.В.,

Ясаманов Н.А., 1997

ПРЕДИСЛОВИЕ

Научная революция в геология 60-х годов настоящего столетия, выразившаяся в победе мобилизма и появлении тектоники
литосферных плит как ведущей геологической теории (парадигмы), вызвала насущную необходимость перестройки всего высшего геологического образования на ее основе. В нашей стране
этот процесс проявился со значительным опозданием по сравнению
с западными развитыми странами. Это выразилось, в частности, в
серьезной задержке с выпуском новых учебников, написанных на
мобилистской основе. В особенности запоздал выпуск современного учебника по такой ведущей геологической дисциплине, как
историческая геология. К сожалению, два наиболее поздних по
времени издания учебника — «Историческая геология» коллектива
преподавателей Московского геологоразведочного института под
редакцией профессора Г. И. Немкова (1986) и «Историческая геология с-основами палеонтологии» коллектива преподавателей
Санкт-Петербургского горного института под редакцией профессора А. X. Кагарманова (1985) — не удовлетворяют современным требованиям, особенно первый. Во втором учебнике уже присутствуют элементы мобилизма, но в очень робкой и непоследовательной форме. Это и побудило авторов настоящей книги предпринять составление учебника, полностью отвечающего в идейном
смысле современным взглядам в области теоретической геологии.

Помимо учета принципов тектоники литосферных плит было
необходимо отразить новейшие успехи в изучении геологии докембрия, которому в существующих учебниках отводилось явно недостаточное место. Авторы стремились также избежать перекоса
в направлении преимущественного освещения одной из компонент
исторической геологии — стратиграфии, палеогеографии, палеотектоники и тем более региональной геологии, чем так страдали
предшествующие отечественные руководства. В частности, следовало преодолеть ту недооценку стратиграфии как основы исторической геологии, которой отличались книги наших предшественников. В какой мере нам удалось гармонично сочетать все, эти стороны историко-геологической науки, судить читателям нашей книги, но мы сознательно к этому стремились.

Остается отметить, что главы 1, 2 и 3 предлагаемой книги
написаны профессором Н. А. Ясамановым, главы 4, 5 и 6 — профессором Н. В. Короновским. В остальных главах (с 7 по 20 включительно) основной текст принадлежит Н. А. Ясаманову, а разделы, касающиеся палеотектонических и палеогеографических условий, — академику В. Е. Хаину. Им же написано заключение и
осуществлена общая редакция книги.

3.

ВВЕДЕНИЕ

Историческая геология — одна из основных дисциплин геологического цикла высшего образования. Как показывает ее название,
она рассматривает историю развития нашей Земли, в первую очередь ее внешних оболочек, в их взаимодействии. Преподавание
исторической геологии опирается на знания, полученные студентами в курсах общей геологии, структурной геологии и палеонтологии. В свою очередь историческая геология служит основой для
курсов региональной геологии (геология России, геология зарубежных стран) и геотектоники.

Историческая геология — комплексная, синтетическая дисциплина. Она включает четыре главных элемента: геохронологию, стратиграфию, палеогеографию и палеотектонику — в их тесной, органической связи. Геохронология — это календарь геологических
событий, абсолютная шкала геологического времени, охватывающего 4,6 млрд лет. Шкала эта основана на использовании радиометрических датировок горных пород по соотношению заключенных в них естественно-радиоактивных элементов, их изотопов и продуктов распада, происходящего с постоянной скоростью. Стратиграфия изучает последовательность напластования осадочных и
вулканогенных пород, устанавливая их относительный возраст и
проводя их сопоставление (корреляцию) по заключенным в них
органическим остаткам. Последнее составляет наиболее .традиционную ветвь стратиграфии — биостратиграфию, но к настоящему
времени приобрели самостоятельное и существенное значение ветви стратиграфии, использующие физические методы, в частности
магнитостратиграфия и сейсмостратиграфия.

Третья составляющая исторической геологии — палеогеография — занимается восстановлением физико-географических условий геологического прошлого — распределения суши и моря, их
высот и глубин, а также климатической зональности, — которые
испытывали в течение геологической истории и даже в современную эпоху существенные изменения. Оба этих направления — палеогеоморфология, включающая палеоокеанологию, и палеоклиматология — к настоящему времени приобрели самостоятельное.
значение, но их основные выводы используются исторической геологией для восстановления общей картины лика Земли в минувшие геологические эпохи.

Четвертая составляющая исторической геологии — палеотектоника — изучает историю движений и деформаций земной коры,
приводящих к формированию складчатых (складчато-покровных)
горных сооружений и последующему образованию на их месте
устойчивых глыб континентальной коры — платформ (кратонов)

и разрушению этой коры с возникновением новых океанских впадин. Сегодня не осталось сомнений в том, что земная кора и вся
литосфера были постоянно разделены на отдельные крупные и более мелкие плиты, которые испытывали значительные горизонтальные перемещения относительно Друг друга. Поэтому восстановление, в основном по палеомагнитным данным, былого положения континентальных блоков и конфигурации разделявших их океанов составляет главную задачу палеогеографии и палеотектоники.
А изучением характера взаимодействия литосферных плит в отдельные геологические эпохи занимается новая наука — палеогеодинамика, примыкающая к палеотектонике. Другая наука, производная от палеогеографии и палеотектоники с палеогеодинамикой, — палеовулканология — восстанавливает историю вулканической и вообще магматической деятельности.

Все эти частные дисциплины и научные направления имеют
своей целью воссоздание отдельных аспектов обстановок прошлых
геологических эпох, а объединение их данных в общую картину
составляет задачу исторической геологии в целом.

Если вплоть до самого недавнего времени все усилия исследователей в области исторической геологии были направлены на ретроспективу — восстановление условий геологического прошлого,
то в последние годы со все большей определенностью выступает
новый аспект рассматриваемой науки — на основе анализа развития поверхности Земли, ее. географической ободочки в прошлом
попытаться дать прогноз изменений в ближайшем будущем, столь
важный для оценки возможного характера и масштаба изменений
окружающей нас природной среды. Приведем поясняющий эту
мысль пример. В последние два десятилетия происходит повышение
уровня Каспийского моря, превысившее уже 2 м и приведшее к
затоплению десятков населенных пунктов на его побережье. Происходит и глобальное потепление климата, таяние льдов и повышение уровня Мирового океана. Анализ данных исторической геологии показывает, что подобные изменения .имели место и в геологическом прошлом и что они носили колебательный, циклический характер, хотя в последнее, время на них наложился еще дополнительный и все нарастающий эффект человеческой деятельности.
Тем не менее историко-геологический материал позволяет с определенной долей приближения оценить возможный диапазон подобных колебаний. В приведенном примере с Каспийским морем
можно прийти к заключению, что амплитуда колебаний его уровня вряд ли превысит 2—3 м, но с этой величиной необходимо считаться в будущем.

Таков лишь один из практических аспектов исторической геологии. Другой заключается в общеизвестном факте преимущественной приуроченности определенных видов полезных ископаемых
к тем или иным стратиграфическим подразделениям докембрия и
фанерозоя, например основных запасов железных руд к нижнему
протерозою, нефти и газа — к мезозою и кайнозою и т. д. Наконец, лишь глубинный анализ геологической истории в масштабе
всей планеты позволяет установить основные закономерности ее
развития и тем самым приблизиться к пониманию механизма этого
развития, который составляет уже предмет геодинамики.

ЧАСТЬ I ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ И МЕТОДЫ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ

ГЛАВА 1. ПРЕДМЕТ И ЗАДАЧИ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ

Историческая геология изучает геологическую историю Земли
со времени ее возникновения, устанавливает причины образования
и развитие литосферы, атмосферы, гидросферы и биосферы, дает
характеристику ландшафтно-климатических и геодинамических
обстановок, определяет время возникновения и исследует условия
образования горных пород и связанных с ними полезных ископаемых. Длительная история Земли насыщена множеством различных
геологических событий, явлений и процессов. Рассматривая геологическбе прошлое в хронологическом порядке, историческая геология дает возможность наметить как общие закономерности развития нашей планеты и земной коры, так и особенности отдельных этапов геологической истории.

Историческая геология является одним из важнейших курсов
в геологическом образовании. История развития континентов и
океанов, эволюция климата, ландшафтов и органического мира,
различные катастрофические природные явления, рассматриваемые исторической геологией, дают цельное научное представление
об общих закономерностях исторического развития геосфер и Земли в целом.

Литосфера находится в непрерывном взаимодействии с другими
геосферами. Образование осадочных горных пород происходит в
результате взаимодействия водной или воздушной среды, климата
и ландшафтных обстановок. Климатические условия, физико-химические особенности морских бассейнов, определяющие их соленость, температуру, газовый режим, а также рельеф дна и гидродинамический режим, характер континентальной денудации и аккумуляции, всегда отражаются на текстурах и вещественном составе осадочных горных пород. Поэтому образовавшиеся в морской
или континентальной обстановке осадки представляют собой документальное свидетельство существовавших в геологическом прошлом физико-географических условий, а напластования горных пород отражают последовательность событий. Изучение химического и минерального состава и структурно-текстурных особенностей магматических горных пород и формы слагаемых ими тел вскрывает ряд особенностей их формирования и дает возможность судить о специфических чертах глубинных магматических распла-

bob. Состав, условия залегания, физико-химические и структурнотекстурные особенности вулканогенных и вулканогенно-осадочных
пород позволяют установить типы вулканических аппаратов,
черты наземного и подводного вулканизма.

Остатки животных и растений, захороненные в горных породах,
являются документальным свидетельством прошлой жизни нашей
планеты и позволяю? рассматривать историю Земли и развитие на
ней жизни как единое целое.

Историческая геология — комплексная научная дисциплина, в
которой проблема геологического развития планеты, отдельных
геосфер и эволюция органическою мира рассматриваются как конечные результаты, полученные после проведения исследований в
рамках различных геологических дисциплин. Разные стороны этой
проблемы изучаются специальными разделами геологии и отдельными научными направлениями. Историческая геология использует результаты стратиграфии и палентологии, литологии и петрологии, региональной геологии и геотектоники. В отличие от перечисленных научных дисциплин и направлений, где прямо или косвенно затрагивается проблема исторического развития того или
иного геологического объекта, целью исторической геологии является обобщение всей овокупности историко-геологических данных.
После своего возникновения историческая геология из науки, занимавшейся систематизацией геологических событий и рассмотрением в хронологическом порядке историко-геологических данных, постепенно стала приобретать синтезирующий характер. В
связи с дифференциацией научных знаний от нее отделились такие
направления, как стратиграфия, геохронология, палеогеография,
учение о фациях, учение о формациях, палеовулканология, историческая геотектоника и др.

Историческая геология вооружает геологов необходимыми и
важнейшими теоретическими знаниями. Применяя на практике методы историко-геологических исследований, геологи познают закономерности формирования геологических тел, реконструируют
природные условия, существовавшие на земной поверхности, и
физико-химические условия в недрах Земли; раскрывают общие
генетические и хронологические закономерности возникновения и
размещения полезных ископаемых в земной коре; выявляют эволюционные и катастрофические изменения атмосферы, гидросферы, литосферы и биосферы. Все это помогает усвоению всего цикла
геологических наук и проведению целенаправленных поисков и
разведки месторождений полезных ископаемых. Наряду с этим знания об изменении природной среды за все время существования
нашей планеты дают возможность прогнозировать состояние геологической среды и пути развития биосферы.

Еще античные естествоиспытатели и философы обращали внимание на длительную 'историю нашей планеты и на те изменения,
которые она претерпевала. Многие интересные идеи о возникновении и развитии Мира были высказаны Фалесом Милетским,
Эмпедоклом, Аристотелем, Анаксименом, Страбоном и др. Сред-

ние века с длительными междоусобными войнами, с упадком научного мышления и производства не знали иной истории создания
и развития земного лика, кроме библейской. В эпоху Возрождения
произошел перелом в познании Земли, так же как и в других областях науки и техники Леонардо да Винчи (1452—1519), изучая
слои осадочных пород в Ломбардии (Северная Италия) в процессе проведения инженерных работ, понял значение ископаемых раковин как остатков исчезнувшей жизни.

В 1669 г. датский естествоиспытатель Нильс Стенсен (1638—
1686), работавший в Италии и 'известный в научных кругах под
именем Николая Стенона, сформулировал шесть основных принципов стратиграфии.

1 Слои Земли — результат осаждения в воде.

2. Слой, заключающий обломки другого слоя, образовался после него.

3. Всякий слой отложился позднее слоя, на котором залегает,
и ранее того, который его перекрывает.

4. Слой, содержащий морские раковины или морскую соль,
образовался в море; если он содержит растения, о'н произошел от
речного паводка или появления притока вод.

5. Слой должен иметь неопределенную протяженность и его
можно прослеживать поперек какой-либо долины.

6. Слой отлагался вначале горизонтально; если он наклонен,
то он испытал какой-либо переворот. Если другой слой залегает
на наклонных слоях, то переворот произошел ранее отложения этого второго слоя. В этих верных положениях Стенона мы видим начала стратиграфии и тектоники.

В середине XVIII в. М. В. Ломоносов (1711—1765) отмечал
длительность геологического времени, многократные изменения
земной поверхности различными геологическими процессами, значительные изменения климата и ландшафта в течение истории
Земли.

Историческая геология возникла во второй половине XVIII в.
и составляла единое целое со стратиграфией. Однако стратиграфические исследования были редки и носили разрозненный характер Большой вклад в развитие этой науки внес итальянский ученый Д. Ардуино, создавший в 1760 г первую схему расчленения
горных пород по возрасту. Благодаря исследованиям немецких
геологов, особенно А. Вернера (1750—1817), была разработана
региональная стратиграфическая схема Центральной Германии, и
на ее основе реконструирована геологическая история развития
Европы.

Выдающееся значение для развития исторической геологии имело открытие палеонтологического метода. Основателями этого метода являются английский исследователь У. Смит (1769—1839) и
французские ученые Ж. Кювье (1769—1832) и А. Броньяр (1801—
1876). Проводя геологические исследования в одно и то же время,
но независимо друг от друга, они пришли к одинаковым выводам,
связанным с последовательностью залегания слоев и находящихся

'в них остатков ископаемой фауны и флоры, что дало возможность
составить первые стратиграфические колонки, геологические карты
и разрезы ряда районов Англии и Франции. На основе палеонтологического метода в XIX столетии было выделено большинство
известных ныне геологических систем и составлены геологические
карты.

Крупнейший французский ученый Ж. Кювье был не только одним из основателей палеонтологического метода,но и автором теории катастроф, которая в свое время пользовалась широкой популярностью. На основании геологических наблюдений он показал,
что некоторые группы организмов в течение геологического времени вымирали, но их место занимали новые. Его последователи
Ж. Агассис (1807—1873), А. д'0рбиньи (1802- 1857), Л. Эли де
Бомон (1798—1874) и другие не только вымирания организмов, но
и многие другие события на земной поверхности стали объяснять
катастрофами. По их мнению, любые изменения залегания горных
пород, рельефа, изменения ландшафтов или условий среды обитания, а также вымирание организмов были результатами разномасштабных катастрофических явлений, происходивших на земной
поверхности. Позднее теория катастроф была подвергнута резкой
критике выдающимися учеными XIX столетия — Ж. Ламарком
(1744—1829), Ч. Лайелем (1797—1875), Ч. Дарвином (1809—
1882). Французский естествоиспытатель Ж. Ламарк создал учение
об эволюции органического мира и впервые провозгласил ее всеобщим законом живой природы. Английский геолог Ч. Лайель в
своем труде «Основы геологии» доказывал, что крупные изменения
на Земле происходили не в результате разрушительных катастроф,
а вследствие медленных, длительных геологических процессов
Познание истории Земли Ч. Лайель предлагает начинать с изучения современных геологических процессов, считая, что они являются «ключом к познанию геологических процессов прошлого». Это
положение Ч. Лайеля получило впоследствии название принципа
актуализма.

Появление трудов Ч. Дарвина оказало большую поддержку
учению эволюционистов, так как в них доказывалось, что органический мир преобразуется путем медленных эволюционных изменений. Одновременно с развитием исторической геологии еще в конце
XVIII в. сложилось представление о существовании более широкой
геологической науки, которая стала называться «геогнозией». По
содержанию геогнозия отвечала землеведению, так как в ней рассматривалось состояние всех известных оболочек Земли. Как отмечал Г. П. Леонов (1980), к началу XIX в. определилось два существенно различных направления исследования Земли: геологическое и геогностическое. Геологическое направление сосредоточило свое внимание на изучении верхней осадочной части земной
коры, причем ее строение и развитие рассматривалось в основном
с исторической точки зрения, геогностическое — своими исследованиями охватывало всю планету и включало в объекты изучения не
только земную кору, но и все остальные оболочки Земли. Это в

свою очередь заставляло геологов не только рассматривать Землю
с исторической стороны, но и сосредоточить свое внимание на определении состава геосфер, возникновении и развитии геологических процессов. Поэтому с течением времени историческое направление исследования постепенно стало отступать на второй план.
К середине XIX в. относятся первые попытки реконструкции

•физико-географических условий некоторых геологических эпох как
для отдельных регионов (исследования Г. А. Траутшольда,
Дж. Дэна, В. О. Ковалевского), так и для всего земного шара
(Ж. Марку). Эти работы заложили основы палеогеографического
направления в исторической геологии. Большое значение для становления палеогеографии имело введение в 1838 г. А. Грессли
(1814—1865) понятия о фациях.

На протяжении второй половины XIX в. расширяющиеся геологические работы приносят все новые и новые сведения о строении
и истории развития отдельных регионов. К началу 80-х годов был
собран колоссальный материал, который нуждался в обобщении.
Это проделал австрийский геолог Э. Зюсс (1831—1844). Сведения
по стратиграфии, истории развития земной коры, деятельности
геологических процессов, собранные во многих частях земного шара, были систематизированы Э. Зюссом в трехтомном труде «Лик
Земли». Геологическая наука после его работ приобрела совершенно иной характер: ученые стали заниматься поисками путей
расчленения осадочных толщ и их корреляцией и главным образом
пытались найти объяснения изменяющемуся облику земной поверхности, выявить закономерности в расположении суши и моря,
объяснить локализацию полезных ископаемых и установить происхождение тех или иных горных пород и т. д.

Конец XIX и начало XX в. ознаменовались крупнейшими открытиями в области биостратиграфии и выяснении геологической истории регионов. В Западной Европе, Северной Америке и России на

•основе применения палеонтологического метода расчленены толщи
горных пород, изданы монографии об ископаемых остатках различных периодов палеозоя, мезозоя и кайнозоя.

Многие ученые внесли свой вклад в развитие исторической геологии, и среди них необходимо отметить выдающуюся роль
А. П. Карпинского (1847—1936) — первого президента Академии
наук Советского Союза. Еще в конце XIX в. им были обобщены
данные о геологической истории европейской части России и впервые приведены палеотеографические карты этой территории.

В это же время на основе применения палеонтологического метода виднейшими отечественными геологами С. Н. Никитиным
(1851—1909), Ф. Н. Чернышёвым (1856—1914) и А. П. Карпинским были опубликованы монографии о палеозойских и мезозойских отложениях европейской части России и Урала.

В начале XX в. крупнейший французский геолог Э. Ог (1861—
J927) в многотомном труде описал деятельность современных геологических процессов и расшифровал геологическую историю Земли. Будучи сторонником теории геосинклиналей, а представление

о геосинклиналях было разработано в Северной Америке в 1859г.
трудами Дж. Холла, Э. Ог закладывает основы учения о платформах и геосинклиналях. Он был первым ученым, который четко противопоставлял геосинклинали платформам.

В России понятие о геосинклиналях было введено в начале
XX в. Ф. Ю. Левинсон-Лессингом (1861—1939), а А. А. Борисяк
(1872—1944) и Н. М. Страхов (1900—1978) раскрыли сущность
этого понятия. А. Д Архангельский (1879—1940) и Н. С. Шатский
(1895—1960) развили учение о геосинклиналях. А. А. Борисяк
вслед за Э. Огом стал рассматривать историческую геологию как
историю развития геосинклиналей и платформ. В 20-е годы
Д. В. Наливкин (1889—1975) развивает основы учения о фациях, а несколько позднее в трудах Р. Ф Геккера, Б. П Марковского и других ученых начинает оформляться палеоэкологическое
направление в изучении геологического прошлого.

В первой четверти XX в. немецкий геофизик А. Вегенер (1880—
1930) формулирует гипотезу дрейфа материков. Несмотря на всюпривлекательность, эта гипотеза просуществовала недолго и вскоре после гибели ее автора была оставлена. Однако планомерные
исследования океанского дна, начатые в 50-е годы, принесли большое количество нового фактического материала, подтверждающего
эту гипотезу, и на иной базе гипотеза Вегенера была возрождена и
ныне превратилась в стройное учение — теорию тектоники литосферных плит.

20—40-е годы XX в. были временем широкого развития геологических исследований в разных регионах. На их базе были созданы крупные обобщающие работы по геологическому строению и
истории развития Европы (С. Н. Бубнов, 1888—1957), Сибири
(В. А. Обргэев, 1863—Г956), Европейской России (А. Д. Архангельский), Северной Америки и других регионов. Выполнение этих работ стало возможным благодаря представлениям о фазах складчатости, обоснованным крупнейшим немецким тектонистом Г Штилле (1876—1966) во второй половине XX в. В результате обобщения
огромнейшего фактического материала по стратиграфии, палеогеографии, магматизму, вулканизму и тектонике формулируются
основные закономерности истории геологического развития Земли
в трудах как зарубежных, так и отечественных ученых. Большой
толчок и дальнейшее развитие исторической геологии дало глубоководное бурение на дне Мирового океана, которое планомерностало проводиться с середины 60-х годов. В результате этих работ
получены неоценимые сведения о строении и развитии земной коры.

Новые концепции, выдвинутые во второй половине XX в., способствовали открытию крупных месторождений полезных ископаемых, а ведь этому предшествовали тщательные и всесторонние
историко-геологические исследования, без которых невозможно'
составление современных геологических карт, обоснование прогноза и открытие месторождений. В результате историко-геологических исследований были обнаружены уникальные месторожде-

ния нефти и газа в Волго-Уральской области и Западной Сибири,
в Средней Азии, крупнейшие месторождения алмазов, каменного
угля, железных руд, руд цветных и редких металлов, месторождения драгоценных металлов и камней и др.

Завершив краткую характеристику возникновения и развития
исторической геологии, остановимся на главнейших задачах этой
дисциплины. Основными документами, по которым реконструируется геологическая история развития региона, являются горные
породы и заключенные в них ископаемые органические остатки,
собранные геологами в процессе полевых работ. В этих материалах сосредоточены сведения о геологических явлениях и эпизодах,
происходивших в геологическом прошлом. Всестороннее изучение
образцов горных пород в лабораториях, восстановление облика
животных и растений, образа их жизни и взаимодействия с окружающей средой позволяют расшифровать происходившие те или
иные геологические события и реконструировать физико-географические условия, существовавшие на земной поверхности в прошлом.

Историко-геологические исследования основываются на применении самых разнообразных 'методов, с помощью которых решается целый ряд задач. Основные задачи, стоящие перед исторической геологией, следующие.

1. Определение возраста горных пород. Историю развития
земной коры и геосфер можно изучать только после того, как установлена последовательность образования горных пород и определен их геологический возраст. При определении относительного
возраста горных пород неоценимую помощь оказывает палеонтология — наука о вымерших организмах. Возраст магматических и
метаморфических пород устанавливается по соотношению их с

•осадочными образованиями, заключающими остатки ископаемых

•организмов. Абсолютный возраст магматических, метаморфических и некоторых осадочных пород определяется с помощью радиологических методов. В процессе исследования геологи расчленяют
изучаемую толщу осадочных пород на отдельные слои, пачки, горизонты, определяют относительный и абсолютный возраст выделенных стратонов, проводят корреляцию, т. е. сопоставление выделенных слоев с одновозрастными, но располагающимися на значительном расстоянии толщами. Подобного рода исследования проводятся в рамках стратиграфии — науки о взаимоотношении и
'последовательности образования горных пород.

2. Восстановление физико-географических условий земной поверхности геологического прошлого. Физико-географические условия включают в себя, в частности, распределение суши и моря,
рельефа суши и Мирового океана, глубин, солености, температур,
плотности, динамики морских бассейнов, климата, биологических
и геохимических условий. Эта задача — одна из трудных в исторической геологии. Восстановление физико-географических условий прошлых эпох является основной задачей науки палеогеогра-

•фии, которая в прошлом веке выделилась из исторической геологии в самостоятельную отрасль научных знаний. Палеогеографи-

ческие исследования невозможно проводить без изучения вещественного состава, структурного и текстурного строения осадочных
горных пород.

3. Восстановление и объяснение истории вулканизма, плутонизма и метаморфизма. В основе исследований лежит определение
относительного и абсолютного возраста магматических, вулканогенно-осадочных и метаморфических пород и установление первичной природы последних. После этого выделяют области вулканической активности, выявляют и реконструируют условия вулканизма и плутонизма, определяют геохимическую особенность мантийных потоков.

4. Восстановление истории тектонических движений. Разновозрастные и разномасштабпые следы тектонических движений в
виде нарушений первичного залегания слоев горных пород и
геологических тел наблюдаются повсеместно на земной поверхности. Определением времени проявления, характера, величины и
направленности тех или иных тектонических движений занимается
региональная геотектоника, а историю развития различных структурных элементов отдельных участков и всей земной коры изучает историческая геотектоника.

б. Установление строения и закономерностей развития земной
коры. Это одна из важнейших задач исторической геологии, которая не может быть решена без использования знаний из многих
дисциплин и 'направлений наук о Земле. Решению этой задачи помогают прежде всего региональная геология, региональная и историческая геотектоника, геохимия, космическая геология, геофизика, петрология и другие науки.

ГЛАВА 2. СТРАТИГРАФИЯ И ГЕОХРОНОЛОГИЯ

Историко-геологическое направление рассматривает развитие
геологических событий во времени и в пространстве. Изучение
этих событий немыслимо без стратиграфических и геохронологических исследований. При стратиграфических исследованиях осуществляют две последовательные операции:

1) расчленение разреза на отдельные стратиграфические подразделения (слои, пачки, горизонты, подъярусы, ярусы и т. д.) на
основании различий состава горных пород и заключенных в них
ископаемых органических остатков, а также проявлений перерывов и несогласий;

2) сопоставление или стратиграфическая корреляция выделенных в разных разрезах слоев, пачек, горизонтов, т. е. установление их геологической одновозрастности.

Фактической основой стратиграфических исследований служат
конкретные геологические объекты — естественные или искусственные обнажения горных пород и керн скважин, а также определяемые геофизическими методами (электро-, сейсмо- и другой каротаж) изменения физических свойств горных пород в скважинах.

После обобщения ряда частных геологических разрезов составляется сводная стратиграфическая колонка, в которой все слои горных пород располагаются в строгой последовательности своего
образования и залегания, т. е. в определенном хронологическом
порядке, обычно от более древних внизу к более молодым вверху.

Геохронология преследует цель восстановить строгую временную
последовательность геологических событий, происходивших в прошлом, путем установления хронологических взаимоотношений между накопившимися слоями горных пород, в которых эти события
оказались запечатленными.

Историческая геология, как и любая другая наука, изучающая
историю развития живой и неживой природы, невозможна без хронологии. Однако хронология — это еще далеко не история, а лишь
механическое расположение событий во времени. В прошлом происходило великое множество различных событий, и для того, чтобы ориентироваться среди них, необходимо не только установить
формальные временные соотношения между ними, но и найти
внутренние связи между событиями и явлениями прошлого и
определить их пространственные взаимоотношения и относительное значение. При этом выявляются естественные временные
группировки, разграниченные событиями более высоких рангов,
и тем самым намечаются последовательные этапы исторического
развития. В таком случае речь идет о естественной периодизации
геологической истории.

Стратиграфия (лат. stratum — слой, grapho — пишу) — раздел
исторической геологии, занимающийся изучением исторической
последовательности, первичных взаимоотношений и географического распространения осадочных, вулканогенно-осадочных и метаморфических образований, слагающих земную кору и отражающих естественные этапы развития Земли и населявшего ее органического мира (Геол.словарь. М., 1973).

Перед стратиграфическими исследованиями стоят следующие
важнейшие задачи:

1) детальное расчленение разрезов горных пород и выделение разных по рангу стратиграфических подразделений; на их
основе создаются местные, региональные и межрегиональные стратиграфические шкалы, которые отражают хронологическую последовательность геологических событий;

2) проведение региональной и межрегиональной стратиграфической корреляции,

3) создание единой стратиграфической и геохронологической
шкалы.

Стратиграфия играет важнейшую роль при геологических исследованиях. Без нее немыслимо проводить геологическое картирование, решать проблемы эволюции органического мира, геологического развития отдельных регионов и Земли в целом, реконструировать палеогеографические обстановки. Без детальных стра-

тиграфических исследований невозможно раскрывать сложное
строение структур земной коры и проводить поиски и разведку полезных ископаемых.

ТИПЫ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ЕДИНИЦ И КРИТЕРИИ ИХ ВЫДЕЛЕНИЯ

ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ

АБСОЛЮТНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ

МЕЖДУНАРОДНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА

ЭТАЛОНЫ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ПОДРАЗДЕЛЕНИИ

Ныне в России и в некоторых других странах, например США,
.действуют стратиграфические кодексы, выполнение требований которых обязательно при проведении геологических работ. Эти кодексы являются сводом основных правил и рекомендаций, определяющих содержание и применение стратиграфических понятий,
терминов и названий.

В Стратиграфическом кодексе предложена новая структура
стратиграфической классификации (табл. 2.1). Вместо применявшихся ранее местных подразделений и единой стратиграфической
шкалы кодексом предусмотрено существование трех равноправных
самостоятельных шкал. Кроме того, в кодексе предусматривается
использование трех групп стратиграфических подразделений: основных, частных и вспомогательных.

Стратиграфические исследования проводят на конкретных разрезах осадочных, вулканогенно-осадочных и вулканогенных пород.

Таблица 21

Структура стратиграфической классификации, принятая в кодексе МСК

С помощью различных методов выделяют конкретные стратиграфические подразделения, представляющие естественные геологические тела, выясняют их последовательность и взаимоотношения.

Разрез, на котором впервые выделено данное стратиграфическое
подразделение, носит название стратотипа, а район, где он располагается, называется стратотипической местностью.

Основные стратиграфические подразделения. Общие стратиграфические подразделения представляют собой совокупности горных
пород, естественное геологическое тело, время формирования которых соответствовало определенному этапу геологической истории
Земли. Общие подразделения устанавливаются с помощью различных методов. Для докембрийских образований в основном используют радиогеохронологические методы, а для фанерозоя —
палеонтологические.

Общим стратиграфическим подразделениям соответствуют гео-хронологические эквиваленты:

эонотема — эон,
эратема (группа) — эра,
система — период,
отдел — эпоха,
ярус — век,
зона — фаза,
звено — пора.

Практически все стратиграфические подразделения крупнее
яруса имеют единые международные наименования.

Эонотема — это отложения, образовавшиеся в течение самой
крупной геохронологической единицы — зона, длительностью в
многие сотни миллионов и даже более миллиарда лет. Выделяют
три эонотемы — архейскую, протерозойскую и фанерозойскую. Архейскую и протерозойскую эонотемы объединяют под названием
«криптозой», но чаще используют название «докембрий», т. е. совокупность пород, образовавшихся до кембрийского периода. Основным критерием разделения криптозоя и фанерозоя является
присутствие только бесскелетных организмов в криптозое и появление большого разнообразия скелетных форм в фанерозое.

Эра-тема, или группа, составляет часть эонотемы и характеризует отложения, образовавшиеся в течение эры продолжительностью в первые сотни миллионов лет (в фанерозое). Эратемы
отражают крупные этапы развития Земли и органического мира.
Границы между эратемами соответствуют переломным рубежам
в истории развития органического мира. В фанерозое выделяют
три эратемы: палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую.

Система составляет часть эратемы и характеризует отложения,,
образовавшиеся в течение периода длительностью в десятки миллионов лет. Системе свойственны типичные для нее семейства и
роды фауны и флоры. В настоящее время принято выделять в фанерозое 12 систем: кембрийская, ордовикская, силурийская, девонская, каменноугольная (карбоновая), пермская, триасовая, юрская,.
меловая, палеогеновая, неогеновая и четвертичная (антропогеновая). Названия большинства систем происходят от географических
названий тех местностей, где они были впервые установлены. Для
каждой системы на геологических картах приняты определенный
цвет, являющийся международным, и индекс, образованный начальной буквой латинского названия системы.

Отдел — часть системы; он характеризует отложения, образовавшиеся в течение одной эпохи, длительность которой обычно
составляет первые десятки миллионов лет. В палеонтологическом
отношении отделам свойственны характерные роды или группы.
видов фауны и флоры. Названия отделов даны по положению их
в системе: нижний, средний, верхний или только нижний и верхний; эпохи соответственно называют ранней, средней, поздней.
Некоторые отделы имеют собственные названия. Так, в юрской
системе выделяют лейас, доггер и мальм, в палеогеновой — палеоцен, эоцен и олигоцен.

Ярус—часть отдела. Ему отвечают отложения, образовавшиеся
в течение века продолжительностью в несколько миллионов лет.
Для яруса характерен определенный комплекс ископаемых организмов с типичными родами и видами. Названия ярусов обычно
происходят от названий областей, районов, рек, гор, населенных
пунктов, где находятся стратотипические разрезы. Иногда выделяют подъярусы: нижний и верхний или нижний, средний и верхний.
На геологической карте ярусы окрашиваются оттенками цвета

системы, а индексы их образуют путем добавления к индексу отдела начальной буквы латинского названия яруса; Kiv — валанжинский ярус, К^с — коньякский ярус, Pia—артинский ярус. В
.том случае, если отдел имеет ярусы, начинающиеся с одной и той
„же буквы, к первой букве добавляется следующая согласная буква: Ksap—аптский ярус, Kial — альбский, Кгст—сеноманский,
KzCp — кампанский ярус.

Зона является частью яруса и охватывает отложения, образовавшиеся в течение одной фазы порядка 1—3 млн лет. Ее границы устанавливаются по определенному зональному комплексу
видов ископаемых организмов, который содержит формы, имеющие
широкое географическое распространение и быстро эволюционировавшие. Название зоны дается по наиболее характерному виду
зонального комплекса. Зона и фаза имеют название одного и того
же вида-индекса. Например, зона или фаза Amaltheus margaritatus, зона или фаза Deshayesites deshayesi.

Звено выделяется в составе четвертичной системы. В звено
объединяют горные породы, сформированные во время одного
цикла климатических изменений: похолодания (ледниковье) и потепления (межледниковье). Звено должно иметь свой стратотип и
климатостратиграфическое или литолого-экологическое обоснование. Четвертичная система состоит из четырех звеньев: нижне-,
средне-, верхнечетвертичного и 'современного. Их иногда называют
нижним, средним и верхним плейстоценом и голоценом.

В Америке серии соответствует супергруппа, а свите—группа.

Региональные стратиграфические подразделения. В их состав
входят горизонт и лона. Горизонт—основное региональное подразделение. Он прослеживается на всей площади региона и характеризуется определенным комплексом литологических и палеонтологических признаков. Горизонту присваивается название места,
где располагается его стратотип. Геохронологическим эквивалентом
служит время. Например, мячковский горизонт в среднем карбоне,
мячковское время.

Лона является частью горизонта и представляет собой провинциальную зону. Она устанавливается по комплексу фауны и флоры,
характерному для данного региона, и отражает определенную фазу
развития населявшего его органического мира данного региона.
Границы лоны определяются по характерным видам зонального
•комплекса. Лона должна иметь стратотип, содержащий зональный
комплекс, и ее название происходит от вида—индекса. Геохронологическим эквивалентом лоны является время.

Местные стратиграфические подразделения. Они представляют
собой толщи пород, выделяемые по ряду признаков, в основном по
литологическому или петрографическому составу. Эти подразделения должны иметь ясно выраженные границы и относительно широкое распространение.

Комплекс — самое крупное местное стратиграфическое подразделение. Чаще всего оно применяется при расчленении докембрия.

Комплекс имеет очень большую мощность, сложный состав горных"
пород, сформированный в течение какого-то крупного этапа развития. На границе комплексов часто наблюдаются крупные несогласия, скачки метаморфизма горных пород. Комплексу присваивается географическое название по характерному месту его развития; например, байкальский или беломорский комплекс.

Серия охватывает достаточно мощную и сложную по составу
толщу горных пород и объединяет в своем составе несколько свит,
для которых имеются какие-то общие признаки: сходные условия
образования, преобладание определенных типов горных пород,
близкая степень деформаций и метаморфизма и т. д. Серии часто
разделяются стратиграфическими и угловыми несогласиями.

Свита представляет собой толщу пород, образованных в определенной физико-географической обстановке и занимающих установленное стратиграфическое положение в разрезе. Она может
состоять из однородных пород, или из переслаивания нескольких
определенных их типов. Главные особенности свиты — наличие
устойчивых литологических признаков на всей площади ее распространения и четкая выраженность границ. Если остатки организмов не обнаружены, возраст свиты устанавливается косвенным
путем, исходя из возраста подстилающих или перекрывающих толщ
или путем сопоставления с разрезами соседних районов. Возрастной объем свиты может изменяться от места к месту. На геологической карте площадь развития свиты закрашивается оттенками
цвета системы, к которой она относится по возрасту. Индексы образуются путем прибавления к индексу отдела начальной латинской буквы названия свиты. Свое название свита получает по географическому местонахождению стратотипа. Например: Dsd —
дудинская свита, 6it—тасеевская свита.

Местные стратиграфические подразделения — это реально существующие и картируемые тела. Их выделение не зависит от
того, как они сопоставляются с подразделениями общей шкалы, и
они не заменяются этими подраздел.ениями.

Стратиграфические подразделения частного обоснования включают категории биостратиграфических зон разных видов. Они имеют локальное распространение, и их выделение обосновывается
только палеонтологически.

Биостратиграфическая зона представляет собой толщу горных
пород, охарактеризованную комплексом органических остатков.
Время ее образования определяется временем эволюции отдельных
групп фауны или флоры либо сменой экологических ассоциаций.'
Вертикальное распространение зоны по разрезу ограничивается
появлением и исчезновением комплекса органических остатков, а
географическое распространение — ареалом развития зонального
комплекса. Зональное деление разреза может быть проведено по
разным группам ископаемых организмов. Например, наряду с зональным делением каменноугольной системы по аммоноидеям существует зональное деление этой системы по фузулинидам, брахиоподам и конодонтам.

Биостратиграфическая зона имеет свой стратотип и разделяется на подзоны. Ее название образуется из названия одного или
двух видов-индексов. Геохронологическим эквивалентом является
то же название с добавлением слова «время».

Вспомогательные стратиграфические подразделения. Довольно
часто геологи сталкиваются с необходимостью выделения различных
вспомогательных стратиграфических единиц свободного пользования. Эти единицы не имеют строгого соподчинения, не являются
обязательными, но в то же время они способствуют расчленению'
и сопоставлению ранее неизвестных отложений, в которых еще не
обнаружены ископаемые остатки организмов, позволяющие установить основные или частные стратиграфические подразделения. Наиболее часто употребляются литостратиграфические и
биостратиграфические вспомогательные подразделения.

В качестве литостратиграфических подразделений применяют
следующие: толща,, пачка, слой, залежь, маркирующий горизонт,,
линза и т. д. Название толщи может происходить от наименования горной породы либо от географического названия. Например:

толща мергелей, толща известняков, толща красноцветов, макаровская толща и т. д. Пачки обозначаются числами или буквами
с названием горной породы в скобках. Например, пачка 1 (известняки), пачка 2 (мергели), пачка 3 (серые песчаники). Пачки^
слои', маркирующие горизонты и другие литостратиграфические
подразделения называются обычно по характерным породам,
цвету, литологическим особенностям или по характерным органическим остаткам.

Название биостратиграфических подразделений происходит от"
характерных групп фауны или флоры, которые отличаются от
организмов, встречающихся в ниже- и вышележащих слоях. Они,.
например, называются: слои или толщи с Ginkgo, слои с Turrilites. Геохронологическим эквивалентом вспомогательных стратиграфических подразделений является время. В этом случае выражаются следующим образом: «время образования... толщи, пачки,.
слоя; время образования слоев с...».

ГЛАВА 3. ОСНОВНЫЕ МЕТОДЫ ИСТОРИКОГЕОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Восстановление физико-географических условий и ландшафтно-климатических обстановок, существовавших в геологическом
прошлом, возлагается на одну из основных научных дисциплин,,
входящих в состав исторической геологии — палеогеографию.
Сегодня палеогеографические исследования уже не ограничиваются только реконструкциями природных обстановок прошлого, а
применяются для генетического прогнозирования и целенаправленного поиска месторождений полезных ископаемых.

Палеогеография — это наука о географической оболочке Земли, ее состоянии и развитии в геологическом прошлом. В процес-

'се палеогеографических исследований реконструируется состав
атмосферы, гидросферы, верхней части литосферы и биосферы,
выявляются масштабность и интенсивность палеогеологических
процессов, восстанавливаются ландшафтные обстановки геологического прошлого, реконструируется климатическая зональность и
дается характеристика климата.

В последние десятилетия в составе палеогеографической науки
появились и развиваются такие научные направления, как региональная, динамическая и прикладная палеогеография, палеодинамическая геология, палеобиогеография, палеоклиматология и др.
Палеогеографические исследования дают возможность определить
генезис различных типов отложений, установить взаимоотношение
и взаимосвязь различных генетических типов осадков и охарактеризовать состав органического мира. Совокупность данных
позволяет не только представить площадное распределение выделенных генетических групп и типов осадков, но и дать характеристику важнейших физико-географических условий прошлого,
т. е. охарактеризовать ландшафты и климаты, определить динамический режим водной и воздушной среды. К числу наиболее
общих методов восстановления древних физико-географических
юбстановок относятся фациальный и палеоэкологический анализы.

ФАЦИАЛЬНЫЙ МЕТОД

ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

ФОРМАЦИОННЫЙ АНАЛИЗ

ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ КАРТЫ

ЧАСТЬ II. ДРЕВНЕЙШАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ

ГЛАВА 4. ВОЗНИКНОВЕНИЕ ЗЕМЛИ И ДОАРХЕЙСКАЯ ИСТОРИЯ

Земля является одной из 9 планет Солнечной системы, причем
относительно небольшой. Для того чтобы представить себе эволюцию Земли как планеты, понять ее геологическую историю, необходимо рассмотреть ее место в Солнечной системе и обсудить
существующие концепции формирования последней, которые содержат в себе, пожалуй, больше вопросов, чем исчерпывающих
ответов, несмотря на все усилия, предпринятые в этом направлении большой группой исследователей различных специальностей.

ОБРАЗОВАНИЕ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ

ОБРАЗОВАНИЕ ПЛАНЕТ, КОНДЕНСАЦИЯ И аккумуляция МЕЖЗВЕЗДНОГО ВЕЩЕСТВА

ДОАРХЕЙСКИЙ (ГАДЕЙСКИЙ) ЭТАП РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ

ГЛАВА 5. АРХЕЙСКАЯ ИСТОРИЯ

ОБЩЕЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ ДОКЕМБРИЯ

РАННИЙ АРХЕЙ (4,0-3,5 млрд лет)

Распространение комплексов «серых гнейсов» в различных регионах Мира

Наиболее древние породы на земном шаре теперь известны
практически на всех крупных платформах как северного, так и
южного рядов (рис. 5.1). Чтобы попытаться реконструировать
обстановки времени формирования этих древнейших пород, необходимо рассмотреть строение и структуру наиболее представительных районов распространения «серых гнейсов».

Комплекс «серых гнейсов» платформ северного ряда

Комплекс «серых гнейсов» платформ южного ряда

СРЕДНИЙ И ПОЗДНИЙ АРХЕЙ (3,5-2,5 млрд лет)

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ В АРХЕЕ

ЗАРОЖДЕНИЕ ЖИЗНИ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 6. РАННИЙ ПРОТЕРОЗОЙ 6.1. ГЛОБАЛЬНАЯ И РЕГИОНАЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Конец архея — начало протерозоя на уровне 2,6^-2,5 млрд лет
является хорошо выраженным рубежом в пределах всех континентов, к которому приурочены процессы гранитоидного магматизма и регионального метаморфизма. Только в раннем протерозое
во всем объеме начинают проявляться новые структурные элементы — протоплатфорады и настоящие подвижные пояса, хотя их
прообразы существовали, по-видимому, и в позднем архее. В
течение 1 млрд лет, вплоть до начала позднего протерозоя (позднего рифея), развитие основных структурных элементов земной
коры шло довольно медленно и скорости осадконакопления были
невелики.

Нижнепротерозойские образования известны не только на всех
платформах, в пределах щитов и в фундаменте плит, но и во многих складчатых поясах, например Урало-Охотском, разделяющем
Восточно-Европейскую и Сибирскую платформы, в Средиземноморском поясе и ряде других. Не имея возможности рассмотреть
все образования нижнего протерозоя, остановимся на нескольких
наиболее представительных примерах, являющихся тектонотипами для этого временного интервала. Главная особенность начала
раннего протерозоя — это расчленение или деструкция многих
позднеархейских стабильных областей, хотя часть из них сохранила монолитность, превратившись в древнейшие платформы. Они
обладали уже фундаментом и чехлом, но последний еще отличался от типичного фанерозойского платформенного чехла.

На Африканском континенте крупнейших протоплатформ было
две—Калахари и Конго. В первой из них в пределах Трансваальского пологого прогиба, напоминающего синеклизу, развит очень
мощный, непрерывный и прекрасно изученный комплекс отложений (рис. 6.1). Фундамент этой протоплатформы образован «се-

Рис. 6 1. Стратиграфические разрезы протоплатформы Калахари, Трансваальекая синеклиза (по А. Танкарду и др).
Комплексы отложений: I — Понгола, II — Витватерсранд; III — Вентерсдорп;

IV — Трансвааль 1 — песчаники; 2 — конгломераты; 3 — аргиллиты, 4 —
карбонаты, эффузивы: 5 — кислые, 6 — основные, 7 — архейский фундамент

рыми гнейсами» и гранит-зеленокаменными толщами архея.
Залегающие несогласно на этом фундаменте нижнепротерозойские
образования подразделяются на три группы общей мощностью до
35 км. Нижняя из них Витватерсранд, в свою очередь, состоит из
трех весьма мощных серий (надгрупп, по местной терминологии):

Доминион-Риф, собственно Витватерсранд и Вентерсдорп. Первая
из них сложена в низах разреза кислыми вулканитами, реже
более основными, подстилаемыми кварцитами и глинистыми сланцами, с прослоями знаменитых золотоносных конгломератов Возраст вулканических пород Доминион-Рифа дает цифры 2,8—2,7
млрд лет. Вулканиты в целом составляют не более 10%, а 90%
принадлежит обломочным породам.

Вторая серия слагается многократно чередующимися пачками
глинистых сланцев и кварцитов, окрашенных в разные цвета (зеленоватые, серые, желтые, бурые и т. д.), причем кварциты слагают верхи разреза. Встречаются также маломощные прослои доломитов и известняков, базальтов, золото- и ураноносных конгломератов. Одному из нижних горизонтов конгломератов приписывается ледниковое происхождение.

Перед отложением третьей серии произошел перерыв в осадконакоплении. Серия слагается в нижней части толеитовыми ба-

зальтами, их туфами; в средней — валунными конгломератами,
кварцитами, сменяющимися дацитами, риолитами, туфами, пеплами, а выше толщей туфов среднего состава и андезитовыми
лавами. Общая мощность Витватерсрандской надгруппы составляет 18 км.

В настоящее время, по уточненным данным, определено, что
«Витватерсрандская триада» образовалась в интервале 3060—2700
млн лет. Это означает, что она относится не к нижнему протерозою, а к верхнему архею и что платформенный режим на крайнем
юге Африки установился уже в начале позднего архея.

После формирования вентерсдорпской серии тектонические
движения лишь незначительно деформировали эти древнейшие
протоплатформенные отложения, в которых образовались сбросы,.
флексуры и очень пологие складки. На размытой поверхности
этих толщ в эпиконтинентальном морском бассейне начали формироваться отложения, выделяемые в надгруппу Трансвааль,
общей мощностью до 12 км. Временной интервал образования этих
протоплатформенных отложений по радиометрическим данным
оценивается в 2,35—2,05 млрд лет. В нижней части разреза надгруппы Трансвааль залегают глинистые сланцы, кварциты, базальтовые и риолитовые лавы и туфы, сменяющиеся .тонкими кластическими морскими толщами, переходящими вверх по разрезу в.
мощную (до 2 км) толщу доломитовых известняков с прослоями
и линзами кремней и в верхах пачкой джеспилитов, с которыми
связаны железорудные месторождения.

На рубеже около 2 млрд лет назад в Трансваальском протоплатформенном прогибе произошло формирование гигантского
расслоенного лополита — Бушвельдского интрузивного массива
площадью около 70 тыс. км², детально изучаемого уже более
70 лет. Интрузив обладает воронковидной формой и сложным
внутренним строением, характеризующимся наличием ряда зон и
закаленной внешней оторочки, сложенной мелкозернистыми норитами мощностью до 150 м. Нижняя часть интрузива сложена
габбро-норитами, габбро и лейкогаббро с прослоями анортозитов
и хромититов, а верхняя — габбро, оливиновыми диоритами и титаномагнетитовыми слоями. Интрузив обладает ритмичной слоистостью. Выше располагаются так называемые «красные граниты»
мощностью 3,5 км и с возрастом 1,9 млрд лет, сформировавшиеся за счет плавления гранитно-метаморфической коры, тогда как
основные породы воронкообразного лополита — результат плавления верхней мантии. Радиометрический возраст нижней части
интрузива по Rb—Sr методу составляет 2,09, а верхней—1,92
млрд лет.

Последовавший за становлением интрузива длительный перерыв, подъем территории и денудация, которая вывела интрузивные породы на поверхность, сменились накоплением в континентальных условиях мощных толщ красноцветных песчаников и
кварцитов группы Ватерберг мощностью до 5 км, с прослоями
гравелитов, конгломератов и глинистых сланцев. В других районах

<инеклиз1ы Трансвааль обстановки были иными и континентальные
храсноцветы замещались базальтовыми вулканитами или морскими терригенными породами с прослоями карбонатов.

Таким образом, мощнейшие формации протоплатформы Калахари формировались в течение почти 1 млрд лет на земной коре
«сиалического типа.

На протоплатформе Конго в раннем протерозое формировались красноцветные обломочные отложения с доломитами и кислыми туфами, характеризующиеся урано- и марганценосностью.
Эта франсвильская группа отложений практически не метаморфизована и несогласно перекрывает позднеархейские толщи с радиометрическим возрастом 2,70 млрд лет.

Вторым главным структурным элементом Африканского континента, наряду с протоплатформами, были подвижные пояса. Тектонотипом таких структур является Бирримский (Эбюрнейский)
пояс, расположенный на побережье Гвинейского залива в пределах
Ганы и Буркина-Фасо. Подвижный пояс сложен чередующимися
толщами грауваккового флиша, песчаников, туфогенных осадков,
кремнистых марганценосных прослоев и линз конгломератов. Вторая часть разреза состоит из толеитовых базальтов и последовательно дифференцированной базальт-андезит-риолитовой серии
известково-щелочного типа. Общая мощность отложений превышает 7 км. В целом последовательность бирримских образований
напоминает таковую зеленокаменных поясов архея. и все эти толщи смяты в сложные сжатые и изоклинальные складки с надвигами и даже шарьяжами. Вместе с бирримскими образованиями
смяты в складки и несогласно залегающие на них золотоносные
молассовые отложения Тарква, состоящие из конгломератов, гравелитов, песчаников, кварцитов, аргиллитов, прорванных дайками
и силлами основных пород и развитых на юге Ганы. Золотоносность этого района и дала ему название «Золотой Берег» в
XIX в. Раздробление архейского сиалического фундамента и отсутствие офиолитов свидетельствуют в пользу рифтового происхождения Бирримского подвижного пояса, имеющего северное и
южное продолжение и характеризующегося радиометрическим возрастом диастрофизма от 2,13 до 2,04 млрд лет.

Канадский щит Северо-Американской платформы является
регионом распространения классических разрезов раннепротерозойских подвижных зон, таких, как Уопмей, Трансгудзонская, Пенокийская, Лабрадорская, окружающих крупные стабильные протоплатформы—Сьюпириор, Слейв и др. Рассмотрим наиболее представительные из подвижных поясов.

Пенокийский пояс простирается в широтное направлении, обрамляя с юга архейскую гранит-зеленокаменную область Сьюпириор. Стратотипом нижнепротерозойских образований является
разрез северного побережья оз. Гурон, где в 1888 г. протерозой и
был впервые выделен В. Эммонсом.

Гуронские образования с несогласием залегают здесь на архейских толщах, отделяясь от них горизонтом выветрелых пород,

сформировавшихся в предпротерозойский континентальный перерыв. Гуронские отложения, выделяемые в надгруппу, подразделяются на 4 группы общей мощностью более 10 км, обладающие
цикличностью, повторяющейся в каждой из групп. Наиболее характерная особенность всего разреза — терригенный состав отложений континентального и мелководно-морского генезиса с присутствием мощных (до 1000—1500 м) толщ кварцитов. Каждая
группа начинается с конгломератов, нередко ураноносных, сменяющихся выше по разрезу алевролитами, карбонатными породами
со строматолитами и венчающими разрез кварцитами. В основании нижней группы — Эллиот-Лейк — развиты базальты и риолиты. Средние группы — Хаук-Лейк и Куэрк-Лейк — начинаются
с базальных конгломератов и заканчиваются толщами кварцитов
и алевролитов. В нижней части верхней группы Кобальт залегают
валенные конгломераты Гоуганда, которые рассматриваются как
тиллиты — древние морены. Отличие трех нижних и верхней групп
дает основание для выделения нижнего и верхнего гурона, тем более, что отложения группы Кобальт трансгрессивно перекрывают
нижележащие толщи.

Гуронские отложения в южном направлении претерпевают значительные фациальные и структурные изменения, так как за крупным разломом Меррей, с амплитудой более 10 км, появляются
более глубоководные флишевые отложения, увеличивается их мощность, относительно пологая складчатость сменяется очень напряженной, складки осложняются взбросами, надвигами, а метаморфизм усиливается до амфиболитовой стадии.

Гуронские образования прорываются гранитами, дайками и
силлами диабазов с возрастом от 2,3 до 2,1 млрд лет. Складчатость устанавливается в интервале 1,9—1,8 млрд лет. Несколько
позже в гуронские образования внедрился никеленосный лополит
Сёдбери мощностью 3 км и размером 65х25 км, сложенный авгит-гиперстеновыми амфиболсодержащими норитами и микропегматитами с радиометрическим возрастом 1,7 млрд лет.

Раннепротерозойские образования, очень похожие на гуронские,
распространены в районе оз. Верхнего, где они выделяются в
надгруппу Анимики. Так же, как и надгруппа Гурон, Анимики
состоят из четырех групп, разрезы которых обладают повторяющейся цикличностью. Наиболее характерной чертой разреза Анимики является присутствие толщ железистых кварцитов — джеспилитов, имевших в прошлом большое экономическое значение.
Кроме того, присутствуют базальтовые пиллоу-лавы и риолиты,
а также толща доломитов в верхней части разреза первой группы.
Породы остальной части разреза представлены аргиллитами, кварцитами, алевролитами, граувакками, глинистыми сланцами и горизонтами базальных конгломератов. Так же, как и в гуронских
отложениях, в Анимики известны горизонты тиллитов, приуроченные к нижней группе.

В прослоях кремней формации Ганфлинт обнаружены продукты
жизнедеятельности синезеленых водорослей. Радиометрический

8—1164 ИЗ

возраст надгруппы Анимики определяется в интервале 2,0—
1,9 млрд лет, что несколько моложе надгруппы Гурон (2,3—2,1

млрд лет).

На юго-западном продолжении полосы развития надгруппы

Анимики, в южном обрамлении архейского блока Вайоминг, несогласно на нем залегает мощная (более 13 км) надгруппа СноуиПасс, сложенная слабометаморфизованными, в основном континентальными гравелитами, песчаниками, алевролитами, аргиллитами, .сменяющимися после некоторого перерыва толщей мелководных доломитов, известняков и аргиллитов. Радиометрический
возраст даек и силлов базальтов, прорывающих нижнюю часть
разреза, определен в 2 млрд лет. Эти терригенные отложения к
югу замещаются вулканогенной толщей базальтоидов, дацитов и
риолитов, метаморфизованных вплоть до амфиболитовой фации и
обладающих возрастом около 1,7 млрд лет.

Рассматривая другие районы распространения нижнепротерозойских образований в пределах Канадского щита, на востоке —
районы Лабрадора, Кейп-Смит; на западе — районы Белчер, Волластон—Гурвин, Ла-Ронж, на северо-западе — Уопмей и другие,
можно видеть, что общей закономерностью строения подвижных
поясов является их четко выраженный зональный характер. Выделяются внешние зоны, образованные континентальными, прибрежно-морскими, шельфовыми, карбонатно-терригенными отложениями, сменяющимися по направлению к внутренним зонам
флишевыми, т. е. более глубоководными, образованиями и зонами:

развития вулканогенных бимодальных серий пород, т. е. вулканитов основного и кислого состава, без промежуточных пород андезитового ряда. В направлении от внешних зон к внутренним нарастает степень деформированности и метаморфизма пород. В
районе Кейп-Смит очень примечательно присутствие офиолитов,

Так же, как и на Канадском щите,, на Балтийском широко развиты нижнепротерозойские образования, слагающие различные
структурные элементы — протоплатформы, подвижные пояса и
рифты (авлакогены).

В Карельском мегаблоке нижнепротерозойские образования
подразделяются на четыре комплекса: сумий, сариолий, ятулий и
суйсарий. Первый из них сейчас относится к позднему архею и
перекрывает лопий с корой выветривания в основании разреза и
сложен вулканогенно-осадочными породами, метаморфизованными
сравнительно слабо, редко выше зеленосланцевой фации. Сумий
начинается с базальных конгломератов и кварцитов, сменяющихся
кислыми вулканитами и их туфами, хотя существуют горизонты и
более основных вулканитов. В сариолий, при сохранении общего
фона терригенных пород, вулканизм становится более дифференцированным, появляются базальты, андезитобазальты, а в ятулий
широко развиты толеитовые базальты, пронизанные силлами и
дайками ультрабазитов, местами встречаются коматиитовые лавы. Мощность вулканогенных образований превышает несколько
километров.

В залегающем выше суйсарском комплексе развиты мощные
базальтовые толщи, пронизанные силлами и дайками таких же
по составу и более основных пород. Сосуществование грубообломочных отложений и платобазальтов свидетельствует о наличии
расчлененного рельефа. В различных местах Балтийского щита, в
Карелии и восточной Финляндии, известны расслоенные ультрабазитовые интрузивы с возрастом 2,4 млрд лет и более молодые
мигматиты и граниты — 2,2—2,0 млрд лет.

Сумийский и сариолийский комплексы довольно слабо деформированы, а ятулий залегает на них с несогласием. Помимо вулканогенных и обломочных пород кварцевого состава в ятулий
присутствуют доломиты с хорошо сохранившимися строматолитами. Характерны также шунгиты — высокоуглеродистые сланцы.
Суйсарский комплекс распространен спорадически и представлен
базальтами, пикритами, основными туфами и туфобрекчиями, реже кремнистыми породами и шунгитовыми сланцами, прорванными дайками и силлами ультрабазитов и габброидов.

На ятулийских и суйсарских образованиях с несогласием залегает толща вепсия мощностью до 1 км, выполняющая очень пологую изометричную впадину к юго-западу от Онежского озера. Вепсий — это кварциты и кварцитовидные песчаники, малинового,
красного, оранжевого и желтого цветов, с прослоями конгломератов,'покровами базальтов, дайками и силлами диабазов и габбродиабазов с возрастом 1,9—1,7 млрд лет.

На рубеже 1,7—1,65 млрд лет произошло внедрение больших
плутонов гранитов рапакиви.

Рассмотренные образования нижнего протерозоя, залегающие
на древнем архейском консолидированном фундаменте, накапливались в грабенообразных впадинах рифтогенного типа, возможно
связанных со сдвиговыми перемещениями (сдвиго-раздвиговые
впадины). Верхние части разреза нижнего протерозоя, суйсарий
и особенно вепсий характеризуются уже вполне платформенным
обликом, отсутствием метаморфизма и деформированности.

На Кольском полуострове образования нижнего протерозоя
выполняют узкие (до 40 км) и протяженные (до 700 км) Имандра-Варзугский и продолжающий его на запад Печенгский прогибы — протоавлакогены, сложенные мощной (до 20 км) осадочновулканогенной толщей, состоящей из нескольких крупных циклов.
Последние начинаются осадочными и вулканогенно-осадочными
породами — аркозовыми и граувакковыми песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами, кремнистыми горизонтами, туфами,
реже доломитами с хорошо сохранившимися строматолитами,
Верхние части ритмов представлены вулканитами, но в целом вторая, более молодая половина разреза циклов образована последовательно дифференцированной толщей базальт-андезит-дацитов и.
риолитов, сменяющихся субщелочными базальт-андезитами, с
подчиненными горизонтами пикритов, коматиитов и, редко, риолитов. Самые верхи разреза сложены туфами и лавами базальтов, а
до их формирования произошло внедрение базит-ультрабазитовых

8* 115

интрузивов, с которыми связано медно-никелевое оруденение в
районе Печ^нги. Радиометрический возраст этих рифтогенных образований оценивается в интервале 2,3—1,9 млрд лет.

В западной части Балтийского щита нижнепротерозойские толщи образуют Свекофеннскую подвижную систему, сложенную, с
одной стороны, терригенными породами — граувакками, глинистыми сланцами, песчаниками, а с другой — вулканитами от базальтов до риолитов. Метаморфизованные кислые туфы и игнимбриты, широко развитые в разрезе, называются лептитами, и эта
формация очень характерна для свекофеннид. Кроме того, в восточной части Финляндии установлены офиолиты. Все образования
сильно дислоцированы, осложнены надвигами и прорваны гранитами с возрастом 1,8—1,7 млрд лет. Рубеж в 1,7—1,6 млрд лет
ознаменовался внедрением гранитных плутонов типа рапакиви.

В пределах Балтийского щита выделяются также зоны тектонотермальной раннепротерозойской переработки, в которых архейские метаморфические толщи подверглись повторному, ретроградному метаморфизму, внедрению даек основного состава и главным
образам различных гранитоидов — от среднекислых до настоящих
калиевых гранитов. Тектоническая переработка выражалась в образовании надвиговых зон, существенно осложнивших общую
структуру.

Таким образом, в раннепротерозойское время на территории
нынешнего Балтийского щита формирование вулканогенных и
осадочных образований происходило в различных тектонических
обстановках: протоплатформенных, рифтогенных, подвижных зон,
тектонотермальной переработки. Земная кора к этому времени на
востоке была уже вполне зрелой и обладала мощностью порядка
40—45 км.

• На Украинском щите в раннепротерозойское время происходило тектонотермальное преобразование древних гранитогнейсовых
блоков коры с многократным внедрением разнообразных гранитоидов и метаморфическими процессами. Метаморфизм по отношению к архейским породам был ретроградным, приводил к понижению ступени метаморфических изменений. Формировались поля
мигматитов в сводах архейских куполов. В интервале 1,75—
1,65 млрд лет произошло, так же как и на Балтийском щите,
внедрение гранитов рапакиви (Корсунь-Новомиргородский массив)
и подчиненных им щелочных сиенитов, лабрадоритрв и габбро.

В сравнительно узкой меридиональной полосе на Украинском
щите и Воронежском массиве известны мощные нижнепротерозойские отложения Курско-Криворожской подвижной системы, образующие асимметричный синклинорный прогиб. Сложен он двумя
сериями пород: криворожской и ингулецкой. Первая с угловым
несогласием и корой выветривания в основании налегает на архейские метабазиты и представлена терригенными породами —
конгломератами, песчаниками, филлитами, а вверху — толщей
железистых кварцитов — джеспилитов, образующей крупный железорудный бассейн, прослеженный по магнитным аномалиям да-

леко на север и отчасти на юг. Мощность серии около 2,5 км.
Перекрывающая ее ингулецкая серия (3 км) залегает с перерывом
на криворожской и образована терригенно-карбонатными и терригенными породами с прослоями джеспилитов, которые в целом
образуют ритмичную толщу. Очень тонкие прослойки магнетита и
гематита чередуются с такими же по мощности прослойками кварцевого состава.

В свите присутствуют отдельные прослои железистых кварцитов. Радиометрический возраст криворожской серии от 2,6 до
2,3 млрд лет, а граниты, прорывающие ее, имеют возраст 2,0—1,8
млрд лет.

В пределах Воронежского массива криворожской серии соответствует такая же по составу курская серия, перекрываемая
толщей кислых и основных вулканитов, и комплекс гранитов с
возрастом около 2 млрд лет. К западу и востоку от Криворожской
зоны на Украинском щите известны останцы таких же раннепротерозойских толщ, однако железистых кварцитов в них меньше,
но также есть граниты, датируемые 2,2—2,0 млрд лет. Образования криворожской серии и ее аналогов сильно дислоцированы в
узкие, сжатые складки, осложненные надвигами.

Судя по данным бурения и геофизических исследований, нижнепротерозойские образования характерны для западной части
фундамента Восточно-Европейской платформы, тогда как восточная часть в раннепротерозойское время была стабильной областью.

Рассмотрим еще один район развития нижнепротерозойских
образований в пределах Северной Евразии — Сибирскую платформу. В ее структуре, так же как и ее юго-восточном обрамлении, известны различные типы толщ этого возраста. Так, на западе Алданского щита располагается обширная и пологая впадина,
сложенная протоплатформенными, слабодислоцированными континентальными и прибрежно-морскими, в основном терригенными
отложениями — песчаниками, алевролитами, аргиллитами с прослоями карбонатных пород — мощностью до 10—12 км, метаморфизованными в пределах амфиболитовой фации и выделяемыми
в удоканскую серию. Она знаменита толщей медистых песчаников (до 300 м), располагающейся в средней части этой серии,
прерываемой крупным Кодаро-Кеменским гранитным лополитом
с возрастом 2,0—1,8 млрд лет. Пестроцветные отложения удоканской серии несогласно перекрываются красноцьетными песчаниками и алевролитами с риолитами.

Аналоги протоплатформенных нижнепротерозойских образований типа удоканскои серии известны и в других местах Алданского щита, а также в фундаменте Среднесибирской плиты, где
они наложены на древнейшие комплексы «серых гнейсов» и гранит-зеленокаменные комплексы архея. '

Вдоль северного побережья Байкала простирается мощный
вулканогенный Акитканский пояс, прорванный комплексом йрельских гранитов с возрастом 1,7 млрд лет. Для пояса характерны

известково-щелочные и субщелочные дифференцированные, почти
неметаморфизованные вулканиты.

Не имея возможности останавливаться более подробно на
строении нижнепротерозойских образований других платформ —
Южно-Американской, Индостанской, Китайско-Корейской, Австралийской, Антарктической и целого ряда складчатых областей,
отметим, что в. раннем протерозое в условиях созданной к концу
позднего архея континентальной коры развивались различные типы структур, представленные с разной полнотой на всех платформах. С одной стороны, это были крупные стабильные блоки архейской коры, перекрытые слабодислоцированным чехлом, — протоплатформы. В одних местах чехол слагал подобие будущих синеклиз — пологие, изометричные впадины типа Удоканской, Трансваальской; в других — грабенообразные линейные прогибы типа
Печенгско-Варзугского на Кольском полуострове — прообразы будущих авлакогенов. Наиболее характерным членом разреза протоплатформенных чехлов были пестроцветные, континентальные и
прибрежно-морские, мелководные толщи терригенных осадков,
реже доломитов, углеродистых сланцев (шунгитов в Карелии),
отличающихся золотоносностью, меденосностью и ураноносностью.
В карбонатных отложениях много разнообразных строматолитов.
Широко распространенные красноцветные терригенные отложения
свидетельствуют о наличии в атмосфере свободного кислорода, но
достигало ли его содержание современного уровня, остается неясным.

Характерным членом разреза чехла протоплатформ являются
мощные толщи континентальных толеитовых базальтов, реже дацитов и риолитов. Типичны также крупные расслоенные интрузивные массивы типа лополитов, такие, как Сёдбери, Кодаро-Кеменский, Бушвельдский и другие, а также плутоны гранитов типа
рапакиви.

Метаморфизм протоплатформенного чехла неравномерный —
от почти неизмененных пород до амфиболитовой фации.

Грабенообразные прогибы — протоавлакогены — развиты не
очень широко и выполнены осадочно-вулканогенными толщами,
реже чисто осадочными, а вулканиты представлены базальтоидами, нередко субщелочными (Печенгско-Варзугский).

Практически на всех платформах имеются раннепротерозойские складчатые системы, возникшие на месте подвижных поясов,
заложившихся в результате деструкции позднеархейской Пангеи—
гигантского материка. Прослеживаясь на многие сотни и тысячи
километров, эти пояса образованы в низах толщами основных
вулканитов либо бимодальными (базальты — риолиты) сериями
пород, сменяющимися выше кварцитами и песчаниками аркозового
состава, т. е. образованными за счет размыва гранитно-метаморфических архейских образований. Во многих поясах развиты флишеподобные толщи, сформировавшиеся из турбидных потоков в
относительно глубоководных условиях континентального склона и
его подножия. Толщи известняков, а чаще доломитов со строма-

толитами, так же как и джеспилиты — железистые кварциты, типичны для раннепротерозойских подвижных зон, особенно их
окраин. Верхние части разрезов нередко слагаются грубообломочными толщами с кислыми вулканитами, напоминающими типичную
орогенную молассу. Комплексы, сравнимые с настоящими офиолитовыми, выявлены в ряде подвижных систем, например в Свекофеннской на Балтийском щите, Трансгудзонской (Кейп-Смит) на
Канадском щите. Присутствие офиолитов свидетельствует о полном разрыве континентальной коры, однако масштабы этого раздвига неизвестны; палеомагнитные данные (Канадский щит) свидетельствуют, что они могли быть значительными.

Среди подвижных поясов, особенно на Канадском щите, известны такие, как Пенокийский или Уопмей, в которых отчетливо
выражена зональность строения — от краевых шельфовых зон,
заложенных на древних стабильных блоках, до осевых, с океанскими толеитовыми базальтами. Впоследствии такие подвижные
пояса подвергались интенсивному сжатию, складчатости и часто
гранитизации.

В раннепротерозойское время продолжали формироваться области и зоны тектонотермальной переработки, в которых архейские образования подвергались ретроградному, метаморфизму,
т. е,- метаморфизму более низких ступеней, и гранитизации, происходившим в условиях тектонического сжатия и увеличения теплового потока, о чем свидетельствует развитие надвигов во многих
районах подобной переработки.

Наибольшей степени тектонотермальная переработка достигала
в гранулит-гнейсовых поясах. Такие пояса возникали в зонах
столкновения, коллизии древних континентальных блоков. Мощность коры в них могла достигать 60 км и более, и ее низы испытывали метаморфизм гранулитовой ступени. Структура отличается
исключительной сложностью. Наиболее древним из подобных
поясов является пояс Лимпопо в Южной Африке, разделяющий
Каапваальский блок и блок Зимбабве; он имеет возраст конца
архея — начала протерозоя. В конце раннего протерозоя закончилось формирование Лапландско-Беломорского пояса в северовосточной части Балтийского щита. Этот пояс возник при столкновении архейских Кольского и Карельского блоков. Гранулитгнейсовые пояса пронизаны разнообразными интрузиями, от ультраосиовных — основных, включая габбро-анортозиты, до кислых — различных гранитоидов.

Подводя итоги рассмотрению раннего протерозоя, можно констатировать, что кора к началу протерозоя, т.е. к рубежу 2,5 млрд
лет, по своим параметрам была уже близка к современной, т. е.
была достаточно прочной, несмотря на более высокий, чем сейчас,
тепловой поток. Сформировавшийся гигантский единый материк
Пангея 0 в начале раннего протерозоя подвергся раздроблению, в
результате которого обособились изометричные, относительно стабильные блоки земной коры — протоплатформы, а между ними —
подвижные пояса длиной во многие сотни, даже тысячи, и шириной

в первые сотни километров. Учитывая описанный выше характер
разрезов наиболее древних подвижных поясов, следует предположить, что большая их часть первоначально возникла на континентальной коре. Иными словами, начало раздробления Пангеи О
ознаменовалось, по-видимому, заложением рифтогенных структуру
которые в дальнейшем, эволюционируя, превращались в более
широкие, зонально построенные подвижные пояса. Свидетельством
раздробления архейской коры являются широко распространенные
рои даек основного состава.

«Работал» ли в это время механизм тектоники литосферных
плит, столь характерный для позднего докембрия и фанерозоя?
Присутствие местами офиолитов и наличие протяженных вулканоплутонических поясов, типа Акитканского в Сибири, Трансскандинавского в Европе, на северо-западе Канадского щита и в других
местах, может свидетельствовать в пользу проявления спрединга'
и существования палеозон Беньофа и процесса субдукции. Сильная деформированность нижнепротерозойских образований подвижных поясов с формированием надвигов и указывает на энергичное тангенциальное сжатие со стороны протоплатформенных
блоков. К сожалению, палеомагнитные данные для раннего протерозоя пока скудны и еще не дают достоверной картины перемещения блоков (плит) земной коры.

Во второй половине раннего протерозоя, примерно с рубежа в
2,0—1,9 млрд лет, подвижные пояса заканчивают свое развитие,
раздавливаясь между сходящимися протоплатформами, и коллизионные процессы приводят к образованию гранулит-гнейсовых
поясов сильной тектонотермальной переработки, включающей метаморфизм, гранитизацию и интенсивные деформации.

В конце раннего протерозоя возникла Пангея I — новый гигантский материк, практически полностью вышедший из-под уровня моря. Образование материка предполагает, что на другой половине Земли сосредоточилась водная масса, вытесненная из подвижных поясов. Таким образом, именно с этого времени мы можем
говорить не только о Пангее, но и о Панталассе — гигантском
океане как антиподе не менее гигантского материка.

Вопрос о составе раннепротерозойской атмосферы все еще остается дискуссионным. По одним данным, уже на рубеже архея
и протерозоя количество кислорода в атмосфере приблизилось к
современному, по другим — это произошло лишь к середине раннего протерозоя к рубежу в 2,0 млрд лет. Увеличению содержания
свободного кислорода должна была способствовать деятельность
фотосинтезирукмцих бактерий и синезеленых водорослей, следы
жизнедеятельности которых — разнообразные строматолиты —
широко распространены в нижнепротерозойских отложениях. Не
исключено, что выделяющийся кислород, реагируя с растворенным
в воде железом, способствовал осаждению окислов железа, в результате чего сформировались толщи полосчатых железистых
кварцитов — джеспилитов. Этот процесс мог замедлить поступление кислорода в атмосферу. Прокариотные организмы — бак-

терии — эволюционировали очень медленно. Существовали ли в
раннем протерозое эукариотические организмы, т. е. организмы,
клетки которых содержат ядро и обладают хромосомами и сложной внутренней структурой, остается пока неясным. На эволюцию
состава морской воды в раннепротерозойское время указывает
появление растворенных в ней карбонатов.

СРЕДА ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 7. ПОЗДНИЙ ПРОТЕРОЗОЙ

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ЧАСТЬ III ФАНЕРОЗОЙСКАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ

ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА

ГЛАВА 8. ВЕНДСКИЙ ПЕРИОД

В 1952 г. переходные слои между протерозоем и кембрием под
названием «венд» впервые были выделены Б. С. Соколовым на
территории Прибалтики. До этого сначала считалось, что между
докембрием и кембрием был длительный перерыв. Затем в этом
интервале стали выделять отложения под названием инфракембрия или эокембрия. Термин «венд» (от древнего племени вендов
или венедов, обитавших на западе Восточной Европы) как более
удачный в настоящее время вытеснил более ранние и получил
широкое международное признание.

Вендская система адекватна подразделениям общей стратиграфической шкалы соответствующего ранга. Она определяется
как планетарный комплекс разнофациальных отложений, заключенных между образованиями рифейской группы и древнейшими осадками кембрия и располагающихся в возрастном интервале 650±10—540±10 млн лет.

О ПОЛОЖЕНИИ ВЕНДСКОЙ СИСТЕМЫ В ОБЩЕЙ ХРОНОСТРАТИГРАФИЧЕСКОИ ШКАЛЕ

СТРАТОТИПЫ ВЕНДСКОЙ СИСТЕМЫ

Рис. 8.1.

Рис. 8,1.
154

Распространение вендских отложений. Отложения вендской
системы известны на всех континентах. Наиболее полно они представлены на Восточно-Европейской и Сибирской платформах и
более ограниченно — на других платформах. Вендские образования известны в Уральском, Байкальском, Кордильерском, Аппалачском и Аделаидском складчатых поясах, в пределах герцинид
и каледонид Западной Европы. Они присутствуют и в более молодых складчатых областях, но вследствие малой эффективности
палеонтологического метода из-за отсутствия отпечатков мягкотелых организмов выявить вендские отложения среди сильнометаморфизованных и деформированных горных пород весьма затруднительно.

Наиболее характерные разрезы представлены на рис. 8.1.

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ГЛАВА 9. КЕМБРИЙСКИЙ ПЕРИОД

По данным радиогеохронологии, кембрийский период начался
около 540 млн лет назад и закончился, по мнению английских
исследователей, 505, а французских — 500 млн лет назад. По новейшим данным, границы кембрия соответственно равны 540 и
495 млн лет. Кембрийская система впервые была выделена в
1835 г. английским исследователем А. Седжвиком и получила
название от римского наименования Уэльса — Cambria. А. Седжвик рассматривал кембрийские отложения в качестве переходных
между древней сланцевой метаморфической толщей и силурийскими отложениями. Он выделил три отдела кембрия. Нижний
кембрий, по Седжвику, состоял из хлоритовых, местами слюдистых сланцев, кварцитов с подчиненными пластами серпентинитов
и белых зернистых известняков. Органические остатки в этих слоях отсутствуют. Среднекембрийские отложения представлены
сланцами, конгломератами и порфиритами с остатками фауны, а
в верхнем кембрий преобладают известняки с обильными остатками фауны.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

Общие стратиграфические подразделения кембрийской системы

Стратотипом алданского надъяруса является разрез по р. Алдан у горы Томмот. Он выделяется в объеме двух ярусов: томмотского и атдабанского. Это в основном пестроцветные известняки, часто водорослевые, слагающие крупные биогермы.

Стратотип ленского надъяруса находится в среднем течении
р. Лены, вблизи устьев рек Синяя и Ботома. Здесь развиты органогенные битуминозные известняки и горючие сланцы, содержащие многочисленные органические остатки, среди которых преобладают трилобиты и археоциаты, реже встречаются брахиоподы. В составе ленского надъяруса выделяют ботомский и тойонский ярусы.

В Западной Европе к нижней части ленского надъяруса относится зона Protolenus, а в притихоокеанской части Северной Америки — зона Suspacephalus или часть верхнеоленеллусовой подзоны.

Нижний ярус среднего кембрия — амгинский — установлен на
Сибирской платформе со стратотипом, находящимся на р. Амге,
где его разрез представлен светло-серыми и белыми, преимущественно массивными известняками, содержащими обильные остатки трилобитов. К амгинскому ярусу относятся зоны Paradoxides
oelandicus, Ctenocephalus exsulans, Paradoxides hicski, широко
распространенные в Западной Европе.

Рис. 9.1. Сводные стратиграфические разрезы кембрийской системы (условные
обозначения см. на рис. 8.1) -*-

t6»

Стратотип майского яруса располагается в Юдомо-Майском
районе, на востоке Сибирской 'платформы. Здесь развиты зеленовато-серые и серые слоистые известняки с .прослоями мергелей,
содержащие многочисленные остатки трилобитов. Майский ярус
соответствует верхним зонам среднего кембрия Западной Европы:

Paradoxides davidis, P. forchbameri, Lejopyge laevigata.

В тихоокеанской зоогеографической провинции Америки к майскому ярусу относятся зоны: Olenoides—Orria—Marjumia, Patella—Thonisonaspis, Deissellia—Centropleura vermonten&is.

Ярусное деление верхнего кембрия разработано на материале
Казахстана. Стратотипы ярусов находятся по р. Кыршабакты на
хр. Малый Каратау. Здесь наблюдается непрерывный разрез от
среднего кембрия до ордовика включительно. Сложен он преимущественно плитчатыми известняками, содержащими богатую фауну 'миомерных и полимерных трилобитов. Имеется много общих
форм со Скандинавией, Северной Америкой, Австралией и Китаем, что облегчает межрегиональные сопоставления.

Нижний аюсокканский ярус назван по имени урочища Аюсоккан. Для яруса характерно массовое развитие DameseMinae, Prepanurinae и Aul^codigmatiidae. Встречаются брахиоподы, конодонты. Мощность яруса в стратотипе составляет 31 м.

Сакский ярус получил свое название от имени азиатских скифов, в древности населявших значительную часть Казахстана. Он
характеризуется появлением новых родов и видов трилобитов.
Мощность составляет 130 м.

Аксайский ярус назван по долине Аксай, где в толще плитчатых известняков присутствуют семейства трилобитов Sakkiidae,
Ptychaspidae, Loganopeitinae. Мощность яруса достигает 200 м.

В Северной Америке разработано иное ярусное деление верхнего кембрия. В его составе здесь также выделяют три яруса:

дресбахский, франконский и тремшеалейский. Однако ни деление
советских, ни американских геологов верхнего кембрия не получило международного признания.

Характерные разрезы кембрийской системы представлены на
рис. 9.1.

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 10. ОРДОВИКСКИЙ ПЕРИОД

Впервые название «ордовикская система» появилось в 1879 г..
в работе Ч. Лэпворта, посвященной расчленению нижнего палеозоя. Свое название система получила от племени ордовиков, населявших в древности Уэльс. До работы Ч. Лэпворта ордовикские
отложения включались в состав силурийской системы, установленной Р. Мурчисоном ' в 1835 г., и считались ее нижним отделом,
Долгое время геологи делили силур на два отдела: нижний (ордовик) и верхний (готландий — по названию о. Готланд в Балтийском море).

' Правильная транскрипция «Мерчисон».

185.

Установление Ч. Лэпвортом ордовикской системы окончательно разрешило конфликт, связанный с тем, что, согласно представлениям Р. Мурчисона и А. Седжвика, кембрийская система непосредственно перекрывается силурийской. Типовой разрез ордовикской системы располагается в Уэльсе. Граница между кембри^ем и ордовиком вызывает споры, и ряд геологов нижний ярус ордовика — тремадокский — предпочитают относить к кембрию.

Советские ученые А. ф. Лесникова и Д. В. Наливкин в 30-е го,ды выступали за самостоятельность ордовикской и силурийской
«систем. В 1951 г. ордовикская система была официально выделеяа на геологических картах СССР, и лишь в 1960 г. на XXI Международном геологическом конгрессе в Копенгагене был окончательно решен вопрос о самостоятельности ордовикской системы.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

IW

ходится в Аренигских горах
Северного Уэльса. Он также
установлен А. Седжвиком.
Стратотип неполный и плохо
охарактеризован фауной.

Лланвирнский ярус описан в
Пембрукшире в Западном
Уэльсе. Здесь распространены
сланцы с многочисленными
граптолитами. Среди них Didymograptus. Лландейлский
ярус среднего ордовика в Кармартеншире в Уэльсе слагается плитчатыми известняками с
Glyptograptus и Nemagraptus.

В Западной Англии в
Шропшире находится стратотип карадокского яруса. Здесь
развиты кварцевые песчаники
и кварциты, содержащие Dicranagraptus, Climacograptus.

Ашгильский ярус свое название получил от ручья Аш Гилл в Ланкашире в Северной Англии.
Здесь обнажается толща сланцев с Dicellagraptus.

Характерные разрезы ордовика и силура показаны на рис. 19.1.

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 11. СИЛУРИЙСКИЙ ПЕРИОД

Силурийская система была установлена в 1835 г. английским
геологом Р. Мурчисоном, как и кембрий и ордовик, в Уэльсе. Ее
название происходит от наименования древнего кельтского племени силуров. Объем силурийской системы с течением времени менялся. Первоначально ее выделяли в составе отложений от подошвы тремадокского яруса до подошвы девонского «древнего красного песчаника», т. е. она включала почти весь ордовик. В 1960г.
силурийская система была утверждена в ее современном объеме.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

На Британских островах силурийская система представлена
морскими мелководными и глубоководными (граптолитовыми)
фациями. Стратиграфические разрезы этих фаций слабо увязаны
друг с другом. Межведомственным стратиграфическим комитетом СССР было рекомендовано нижнюю границу силура проводить по подошве граптолитовой зоны, расположенной в основании
лландоверийского яруса. При этом силур принято делить на два
отдела (табл. 11.1).

Таблица 11.1

Общие стратиграфические подразделения силурийской системы

Продолжительность силурийского периода по сравнению с
другими периодами довольно короткая — всего около 30 млн лет.
По принятой в России геохронологической шкале силур начался
'около 435 млн лет назад и закончился 405 млн лет назад. Близкие параметры предполагают английские (начало 438 и конец,
408 млн лет назад) и французские (начало 435 и конец 410 млн
лет назад) исследователи.

Названия «ллаидоверийский», «венлокскин» и «лудловский»
ярусы впервые были предложены Р. Мурчисоном для карбонатнотерригенных отложений Британии, содержащих разнообразный
комплекс органических остатков, имеющих широкое распространение. Эти подразделения являются общепринятыми, несмотря на то
что в ряде стран существуют другие их наименования.

Лландоверийский ярус был установлен в Уэльсе в 1859 г. и назван по местности Лландовери. В стратотипе он представлен чередованием ракушняков и граптолитовых сланцев общей мощностьюдо 1000 м. Наряду с граптолитами в них встречаются табуляты,
брахиоподы,трилобиты.

Венлокский ярус был установлен также Р. Мурчисоном в Англии в 1829 г. и название получил по местности Венлок. В стратотипическом разрезе отложения венлока продолжают лландоверийские и состоят из чередования ракушняков и граптолитовых сланцев, мощностью около 600 м. Кроме граптолитов в них встречаются в большом количестве кораллы, брахиоподы, по которым
устанавливается зональное деление.

Лудловский ярус установлен Р. Мурчисоном в 1833 г. и назван по местности Лудлов в Шропшире (Англия). Представлен
преимущественно ракушняками и реже граптолитовыми сланцами,
мощностью около 450 м. Главнейшими органическими остатками
являются кораллы, брахиоподы и граптолиты.

В процессе исследований было обнаружено, что верхняя часть
отложений, выделенных Р. Мурчисоном под названием «лудловский ярус», не содержит ископаемых остатков в стратотипическом
районе и к тому же залегает на нижележащих с несогласием. Длительное время эти толщи носили название «нижний и верхний
лудловский ярусы».

В 1879 г. Ч. Лэпворт верхнюю часть карбонатного разреза
силура Англии, не содержащую граптолитов, предложил именовать даунтонским ярусом. Позднее к даунтонскому ярусу были
присоединены отложения, залегающие в основании девона, в которых были обнаружены остатки граптолитов. В 1950 г. Е. Вайт
выделил в составе даунтонского яруса ряд палеонтологических
зон. Вместе с тем стратиграфическое положение отложений этого
яруса до сих пор строго не определено. Исходя из этого названием «даунтонский ярус», по мнению российских и ряда зарубежных геологов, не следует пользоваться, и он не может быть выбран в качестве ярусного подразделения.

В 1960 г. О. И. Никифорова и А. М. Обут предложили за нижним лудловским ярусом, в его старом понимании, оставить назва-

ние «лудлов» со стратотипом в Англии, а верхнему лудлову, соответствующему борщевскому и чертковскому горизонтам Подолии с их стратотипами по р. Днестр, дать новое название «тиверский ярус». Отложения, соответствующие этому ярусу, в Англии из-за размыва частично отсутствуют.

Наиболее полно тиверский ярус представлен в бассейнер. Днестр. Здесь обнажается чередование карбонатно-терригенных
пород мощностью до 300 м. Они содержат многочисленные и разнообразные группы фауны, в том числе табуляты, мшанки, брахиоподы, большое количество остракод, гастропод, двустворок,
тентакулитов и наутилоидей.

Однако это предложение не нашло поддержки, и многие геологи нередко вместо даунтонского яруса предпочитают выделять
пшидольский ярус, стратотип которого находится в Чехии.

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 12. ДЕВОНСКИЙ ПЕРИОД

Девонская система была установлена в 1839 г. А. Седжвиком
и Р. Мурчисоном на территории Англии, в графстве Девоншир, по
имени которого и была названа.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

233-

ленной общим повышением уровня Мирового океана (рис. 12.4).
Снижение тектонической активности выразилось в затухании поднятий в пределах каледонских, включая акадские и синхронные с
ними, складчатых систем, что привело к их пенепленизации, затоплению морем и началу накопления осадочного чехла. Последнее наиболее четко наблюдается в Британии и Центральном Казахстане, а в юго-восточном Китае и частично в Восточной Австралии платформенный режим начал устанавливаться уже в среднем
девоне.

Однако общая тектоническая и географическая ситуация в
позднем девоне мало изменилась по сравнению со средним девоном. Главное и существенное изменение состояло в том, что удаление друг от друга трех из крупнейших континентальных глыб
Восточного полушария — Лавруссии, Сибири и Казахстании, а
также Тарима сменилось их сближением. Это привело к началу
сокращения размеров всех бассейнов Палеоазиатского океана —
Уральского, Туркестанского (Тянь-Шань), Монгольского. В них
появились или продолжали свое развитие многочисленные вулканические дуги, расположенные над соответствующими зонами субдукции океанской литосферы.

В пределах Урала расширились островные поднятия и шельфовая область. В условиях нормальной солености вод здесь отлагались известковые, реже доломитовые и песчано-глинистые осадки.
В восточной, глубоководной зоне продолжалась вулканическая
деятельность. В составе вулканитов кроме базальтов большую
роль играют андезиты. В промежутках между извержениями отлагались тонкие терригенные и кремнистые осадки. Во второй половине девона интенсивные погружения на Урале сменялись кратковременными регрессиями. Такая дифференциация движений отразилась на условиях осадконакопления. Большое распространение
в прибрежных зонах получили рифогенные фации. Протяженные
рифовые массивы отделяли от открытого моря участки, где условия осадконакопления сильно менялись. В осевой части Урала возникла протяженная островная суша. Ее размеры с течением времени увеличивались. В условиях жаркого климата на островах
формировались залежи бокситов, в пределах континентального
склона — турбидиты. В составе вулканитов преобладали андезиты. В восточной части Уральского пояса уменьшились масштабы
базальтового вулканизма и глубоководного осадконакопления. Так
же как и на западе, ведущую роль играли здесь рифогенные карбонаты. В течение второй половины девона в центральной части
Новой Земли происходили подводные излияния базальтов и осаждались терригенные и кремнистые толщи, вероятно, в глубоководной обстановке.

В раннем девоне в Центральноазиатском поясе происходило
интенсивное прогибание. Особенно сильно прогибались Обь-Зайсанская, Южно-Монгольская и Монголо-Охотская системы. На их
территориях формировались вулканиты основного состава, кремнистые и глинистые глубоководные осадки. В Южной Монголии

в северном направлении они сменялись базальтово-андезитовой
ассоциацией островодужного типа. Далее к северу располагался
тыловой бассейн, в котором накопилось почти 3 км песков и
глин.

В среднем и позднем девоне Центральноазиатский пояс вступил в зрелую стадию развития. Это выразилось в расширении
шельфовых зон и областей накопления флиша и в усилении андезитового вулканизма в Обь-Зайсанской, Южно-Монгольской и
Монголо-Охотской системах. На шельфе и континентальном склоне накапливались терригенные толщи. Вулканизм представлен
островодужными известково-щелочными ассоциациями. С течением времени постепенно исчезают глубоководные области. Только
на юге Монголии сохранился глубоководный бассейн с глинистокремнистым осадконакоплением. В районах Большого и Малого
Хингана продолжался островодужный андезит-риолитовый вулканизм. Здесь на континентальном склоне накапливались карбонатк»-терригенные осадки и формировались турбидиты.

В противоположность Палеоазиатскому океану смежная, восточная, часть Палеотетиса в позднем девоне продолжала расширяться, а в его западном сегменте, особенно между Западной Европой и Африкой, напротив, шло сближение микроконтинентов,
некогда отделившихся от Гондваны, с их «материнским» суперконтинентом (см. рис. 12.4). Приближался к своему закрытию северный бассейн Палеотетиса в Западной Европе и Аппалачах. Происходило сближение между Западной Гондваной и Лавруссией,
но к концу девона их все еще разделяло расстояние в 2500 км.

Деформации сжатия в позднем девоне имели значительно
меньшее распространение, чем в среднем. Они проявились в основном в Иннуитской системе, включая север Аляски и, вероятно,
зону подводного хребта Ломоносова. Эти деформации являлись
следствием продолжающегося столкновения Гипербореи с Лавруссией. Складчато-надвиговые деформации затронули также западную окраину Лавруссии; они получили название антлерского
ортенеза; он примерно одновременен элсмирскому орогенезу северной окраины, о котором речь шла выше. Далее к западу простиралась активная окраина, включавшая вулканическую дугу и
задуговый бассейн. На восточной, Уральской, окраине Лавруссии
в середине эпохи началось надвигание островных дуг на континент с образованием мощной флишевой толщи перед фронтом
надвига. Наконец, на южной, также активной окраине Лавруссии
импульс сжатия, предваряющий полное закрытие Среднеевропейского окраинного бассейна Палеотетиса, приходится на рубеж
девона и карбона; он извесген как бретонская фаза орогенеза. Эта
фаза открывает уже герцннскую эру тектогенеза, в то время как
акадской заканчивается каледонская эра.

Между тем восточная часть Лавруссии развивалась под знаком
господства процессов растяжения. Это выразилось в формировании двух крупных рифтовых систем, сходящихся в юго-восточном,
прикаспийском, углу континента, — субширотной Припятско-Дне"

провско-Донецкой н субмеридиональной Баренцевско-Каспийской.
Процесс рифтогенеза усилился, и на востоке Сибирского континента возникли Вилюйский рифт и рифты Верхояно-Колымской области (см. рис. 12.4). И в Восточной Европе, и в Сибири рифтогенез продолжал сопровождаться базальтовым, повышенной щелочности вулканизмом. Вместе с тем Лавруссия в начале эпохи испытала нарастающую трансгрессию моря, в особенности ее западная, североамериканская, часть. Эта трансгрессия к концу эпохи
сменилась регрессией.

Китайско-Корейский и Таримский континенты сохранили свое
положение и на большей своей площади испытывали абсолютное
поднятие, равно как и Индосинийский микроконтинент.

Гондвана, сохраняя свою монолитность, начала также подвергаться рифтогенезу: образовались рифты Саура-Угарта в Северной Африке, Карнарвон, Фицрой, Амадиес в Австралии При
этом она стала смещаться к северу, хотя значительная ее часть
оставалась в полярных широтах Южного полушария. В некотором
противоречии с глобальной тенденцией Южная Америка и Африка
испытали некоторую регрессию моря; трансгрессия проявилась
лишь в пределах ближневосточного выступа суперконтинента

Активные окраины Гондваны — южноамериканская антарктическая, австралийская — в основном продолжали развиваться в
орогенном режиме. В Австралии орогенная область расширилась
к северу и востоку и отделилась от океана краевым вулканоплутоническим поясом.

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 13. КАМЕННОУГОЛЬНЫЙ ПЕРИОД

Каменноугольная, или карбоновая, система выделена в 1822 г.
английскими геологами У. Конибиром и У. Филлипсом в Западной
Европе. Современный ее объем установлен в 1839 г. А. Седжвиком
и Р. Мурчисоном. Свое название система получила по наличию в
ее составе большого количества пластов каменного угля. Каменноугольный период начался 360 млн лет назад и завершился 286
(по схеме французских геологов — 295) млн лет назад, т. е. его
продолжительность порядка 70 млн лет.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

Таблица 13.1 Общие стратиграфические подразделения каменноугольной системы

Согласно предложению французских стратиграфов, граница
между нижним — динантским и верхним — силезским отделами
проводится между визейским и серпуховским (намюрским) ярусами, а в России между серпуховским и башкирским. Эти различия связаны с тем, что западноевропейская шкала отражает распространение в нижнем карбоне, в динанте, карбонатных фаций,
которые протягиваются от Британии через Францию и Бельгию в
Германию, и развитие в верхнем карбоне, в силезском отделе, в
частности в Силезии, обломочных образований с возрастающей
степенью угленосности. Широкое распространение морских отложений и обилие фауны в России обусловили построение детальной
биостратиграфической шкалы карбона с выделением не двух, а
трех отделов. На состояние американской схемы деления карбона
повлияло резкое отличие между морским, в основном карбонатным, миссисипием и паралическим угленосным пенсильванием.
Эта граница совпадает с границей нижнего и среднего карбона в
России.

?41

Турнейский ярус получил название от г. Турне в Бельгии. Он
был выделен К. Конинком в 1842 г. Ярус слагается известняками,
содержащими большое число гониатитов, присутствует масса фораминифер.

Визейский ярус назван по г. Визе в Бельгии. Выделен К. Дюроком в 1882 г. Визе является верхним ярусом динантского отдела Западной Европы или средним ярусом нижнего карбона России. В стратотипическом разрезе выражен известняками, в которых обильно представлены гониатиты, фораминиферы и конодонты.

Стратотипической местностью серпуховского яруса является
центральная часть Восточно-Европейской платформы. Свое название ярус получил в 1890 г. от г. Серпухова по предложению
С. Н. Никитина как эквивалент нижнего намюра (см. ниже). Длительное время геологи пользовались западноевропейской шкалой
и лишь в 1974 г. самостоятельный серпуховский ярус был восстановлен в стратиграфической шкале. В стратотипическом районе
он включает тарусский, сташевский и протвинский горизонты,
представленные карбонатно-терригенными породами с остатками
фораминифер, брахиопод, конодонтов, по которым проводится зональное деление.

Башкирский ярус был установлен С. В. Семихатовой в 1934 г.
в Горной Башкирии, где в нем имеются обильные остатки аммоноидей. В состав башкирского яруса входят краснополянский, северокельтменский, прикамский, черемшанский и мелекесский горизонты. В известняках, мергелях и известковистых песчаниках
наряду с аммоноидеями встречаются брахиоподы, кораллы и фораминиферы.

Московский ярус был установлен в 1890 г. С. Н. Никитиным в
Подмосковье. Справедливости ради надо отметить, что впервые
это название было предложено еще Р. Мурчисоном для известняков с остатком брахиопод карбона, широко распространенных в
Подмосковье.

На основании обильной и разнообразной фауны проведено детальное расчленение московского яруса. В качестве синонима этого яруса в Западной Европе в 1893 г. предложен вестфа-тьский
ярус, содержащий обильные остатки флоры. Долгое время название «московский ярус» относилось ко всему среднему отделу
карбона. Ярус слагается известняками и на основании фаунистических комплексов разделяется на 4 горизонта: верейский, каширский, подольский и мячковский. Наряду с брахиоподами встречается большое количество аммоноидей, фораминифер и конодонтов.

Касимовский ярус является синонимом тегулиферового горизонта. В качестве самостоятельного горизонта он был установлен
В. М. Даньшиным в 1947 г. В том же году Г. И. Теодорович предложил перевести его в ранг яруса, что и было сделано решением
Межведомственного стратиграфического комитета в 1985 г. В
стратотипической местности в Подмосковье касимовский ярус раз-

Рис. 13.1. Сводные стратиграфические разрезы каменноугольных отложений. Условные обозначения см. на рис. 8.1

16*

Рис. 13.1
244

Рис. 13.1

деляется на кревякинский, хамовнический, дорогомиловский и
яузский горизонты. Все они слагаются известняками, мергелями и
известковистыми песчаниками, содержащими обильные комплексы
фораминифер.

В конце XIX в. С. Н. Никитин в качестве самостоятельного
выделил и гжельский ярус (от г. Гжель в Подмосковье). В известняках присутствуют аммоноидеи, фузулиниды и брахиоподы.

В западноевропейской шкале в составе верхнего карбона выделяют намюрский, вестфальский и стефанский ярусы. Намюрский ярус отвечает серпуховскому и трем нижним горизонтам
башкирского яруса. Вестфальский соответствует верхней половине
башкирского и московскому ярусам, а стефанский ярус — касимовскому и гжельскому. Для морских отложений среднего и верхнего карбона повсеместно в мире применяется деление, разработанное в России.

Некоторые разрезы каменноугольных отложений представлены
на рис. 13.1.

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

25.?

восточной ropHOi: части Казахстанского континента изливались
лавы кислого и основного состава.

Во второй половине карбона сравнительно глубоководные условия сохранились только на Новой Земле, где распространены
карбонатяо-терригеинь^е комплексы глубокого шельфа и глубоководные пелитовые осадки. Практически вся территория Урала
интенсивно воздымалась. Возникли возвышенности, а межгорные
впадины, покинутые морями, стали ареной накопления грубообломочных образований.

Завершается развитие Центральноазиатского пояса. В югозападной части Обь-Зайсанской системы и в Монголо-Амурской
области формировались глубоководные кремнистые толщи и происходил базальчовый вулканизм. В конце карбона здесь уже преобладал островодужный вулканизм среднего состава и осаждались граувакки.

Излияния базальтов происходили в Амуро-Охотской системе.
Область вулканической активности в карбоне расширилась и охватила восточные районы Буреинского массива.

В Джунгаро-Балхашском регионе и ряде других районов Средней Азии происходил активный наземный вулканизм. Сильные
поднятия характерны для Куньлуня, юга Таримского массива и
Циньлинской системы. Поднятия сопровождались активным вулканизмом, сильным метаморфизмом и тектоническими деформациями. Межгорные прогибы были заняты сообщающимися между
собой морями.

Лавруссия подвергается раскалыванию вдоль той же арктическо-североатлантической полосы каледонид с образованием целой системы рифтовых грабенов. Эти процессы растяжения распространяются и на Иннуитскую складчатую систему, где благодаря им образуется наложенный Свердрупский бассейн, просуществовавший затем до мелового периода включительно. Рифтогенез затронул южную часть американской половины Лавруссии,
где возникла сложная субширотная горстово-грабеновая система
Уаэито—Древних Скалистых гор. На западной, кордильерской,
периферии Лавруссии происходило нивелирование антлерской
складчатой системы, а далее к западу сохранялась обстановка
типичной активной окраины с окраинными морями и вулканическими дугами.

В среднем и позднем карбоне началось погружение обширного
Свердрупского бассейна (Канадский Арктический архипелаг),
центральная часть которого заполнялась карбонатно-терригенным
материалом и соленосными отложениями. В прибрежной части
отлагались песчаные осадки. На севере бассейна известны платобазальты. Произошла крупная регрессия в Западно-Канадском
бассейне, от которого сохранилось реликтовое море во впадине
Виллистон.

Море занимало большую часть территории Мидконтинента от
Кордильер до Аппалачей. Наряду с карбонатными и песчаноглинистыми отложениями здесь развиты красноцветные конти-

нентальные песчаники, а на востоке — угленосные комплексы. На
западе располагался небольшой по размерам засоленный бассейн,
в котором наряду с карбонатно-терригенными осадками осаждались соли.

В Восточно-Гренландском и Аппалачском орогенах продолжали
рас ги поднятия. Снесенный с горных массивов обломочный материал отлагался в межгорных впадинах. Мощность моласс колеблется от 2,5 до 5 км. Наряду с грубообломочными отложениями
присутствуют угленосные. Особенно велика роль угленосных фаций в южной части Аппалачей.

В пределах Кордильерского орогенного пояса возникли протяженные участки суши, разделенные глубокими прогибами. В последних осаждались карбонатные и терригенные осадки. Особенно энергичные погружения происходили в бассейне, расположенном в центральной части штата Колорадо,, где мощность пенсильванских отложений превышает 5 км.

В ряде других районов на окраинах Лавруссии продолжали
существовать глубоководные бассейны. В их пределах происходили
подводные излияния лав основного состава, а в промежутках между излияниями осаждались глинистые и кремнистые осадки.
Мелководные известково-глинистые и известковистые осадки распространены в центральной и южной частях Аляски, где их
мощность не превышает 2 км. Интенсивные вулканические извержения в течение среднего и позднего карбона происходили на
островных дугах Кламат и Александра.

В среднем и позднем карбоне на Восточно-Европейской платформе сохранился крупный морской бассейн, в котором продолжали осаждаться карбонатные осадки. В прибрежных зонах накапливались и терригенные осадки.

В позднем карбоне в Среднем Поволжье и Западном Притиманье широкое распространение получили гипсы и ангидриты.
Весьма своеобразные условия существовали в Днепровско-Донецкой впадине, где формировался терригенный комплекс. Накопление прибрежных осадков многократно сменялось накоплением
дельтовых и пойменных. Осадки сильно обогащены органическим
углеродом и среди пачек слоев алеврито-песчано-глинпстого состава имеются многочисленные угольные пласты. Мощность угленосной толщи составляет в Донбассе около 4 км.

Узкий морской пролив, соединявший цепочку активно погружавшихся впадин, которые заполнялись паралическими и лимническими угленосными толщами, протягивался от Днепровско-Донецкой впадины до Британских островов. Здесь образовалась цепочка крупных угленосных бассейнов в передовых прогибах герцпнид—Силезский, Рурский, Франко-Бельгийский, Кентск^й.

Сибирский и Китайско-Корейский континенты испытывали
частью слабые поднятия, частью 'слабые же относительные погружения с накоплением угленосных осадков. На Таримг преобладали поднятия; как и Синокорея, он нахтился еще на значительном удалении соответственно от Казахстании и Сибири,

хотя и стал к ним приближаться, Южно-Китайский континент
был покрыт мелким морем.

В среднем и позднем карбоне размеры Сибирского континента
увеличились за счет присоединения к нему завершившего орогенное развитие Алтае-Саянского региона. За исключением Таймыра, где располагался морской бассейн, вся западная и югозападная части Сибирской платформы представляли собой озерно-аллювиальную низменность, в которую неоднократно вторгалось море. На приморской низменности отлагались разнообразные
по фациям песчано-глинистые осадки, обогащенные органическим
веществом. В наиболее заболоченных участках формировались
мощные угленосные толщи (Кузнецкий и Тунгусский бассейны).

В 'осевой части Верхояно-Колымской области в среднем и
позднем карбоне находился глубоководный прогиб, в котором накапливались глинистые толщи, а на его западном склоне и шельфе, примыкавшем к Сибирской платформе, формировались песчано-глинистые толщи. На Колымо-Омолонском массиве в наземных
условиях продолжались излияния базальтов.

Палеотетис, испытавший полное замыкание в Западном Средиземноморье, все шире раскрывался на востоке, но его северное обрамление, включавшее Динариды, Карпаты, Балканиды,
Крым, Большой Кавказ, Гиндукуш, Северный Памир, Куньлунь и
Циньлин, в полной мере были охвачены герцинским орогенезом
со всеми сопутствующими явлениями — региональным метаморфизмом, орогенным интрузивным и эффузивным магматизмом,
надвигами и шарьяжами. В основном это было следствием столкновения с южной окраиной Восточной Европы, Тарима и Синокореи приплывших с юга микроконтинентов — отторженцев Гондваны — Адриатического, Родопского, Закавказского, Центральноиранского, Центральноафганского и др. В их тылу, т. е. еще южнее, начал раскрываться новый океанский бассейн—мезозойский
Тетис — Мезотетис.

Гондванский суперконтинент в общем еще сохранял свое единство, на северо-западе сомкнувшись с Лавруссией и тем самым
положив начало становлению Пангеи II. Но в' конце карбона в
южной половине Африки и в Индостане началось его раскалывание с образованием системы грабенов, в которых накапливались
продукты ледового разноса — базальные слои комплекса Карру
(Африка) или гондванского комплекса (Индостан). В Австралии
продолжал развиваться рифтовый грабен Фицрой. Покровноледниковые отложения известны также на юге Аравии, в' Антарктиде и Южной Америке, свидетельствуя об огромных масштабах
этого оледенения, начавшегося на востоке Австралии еще в конце
раннего карбона. Это оледенение должно было вызвать значительное эвстатическое понижение уровня океана, но оно ощущается
далеко не везде. В Южной Америке накоплению ледниковых образований предшествовало довольно широкое отложение мелководно-морских и лагунных осадков во всех основных впадинах, причем
погружения эти захватили и Андский пояс.

В Северной Америке паралическое осадконакопление распространилось на всю южную половину платформы. Но в Северной
Африке нарастает регрессия, площадь осадконакопления сокращается, морские осадки сменяются континентальными, авлакоген
Угарты испытывает складчатость и инверсию, происходит тектоническая дифференциация на крупные поднятия и впадины и все
это под явным воздействием герцинских деформаций на севере,
в Средиземноморском поясе.

Австралия и Антарктида также характеризуются преобладанием поднятий, хотя их интенсивность в Лахланском орогенном
поясе значительно снижается, зато сам пояс расширяется к востоку.

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 14. ПЕРМСКИЙ ПЕРИОД

Пермская система была выделена в 1841 г. Р. Мурчисоном в
Западном Приуралье и свое название получила от Пермской губернии. Ранее отложения этой системы, широко распространенные
и содержавшие залежи солей и медных руд в европейской части
России, были известны под разными названиями. Еще в 1831 г.
Д. И. Соколов доказал синхронность этих отложений толщам
красного песчаника Германии, а в 1839 г. даже выделил их в самостоятельную систему. В 1841 г. русский геолог Г. П. Гельмерсен
отразил распространение пермских отложений на геологической
карте европейской части России.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРА

Мезозойская эра подразделяется на три периода: триасовый,
юрский и меловой. Общая продолжительность эры составляет
около 180 млн лет.

ГЛАВА 15. ТРИАСОВЫЙ ПЕРИОД

Триасовая система была выделена в 1831 г. под названием
«кейперские отложения» бельгийским ученым Ж. Омалиусом
Д'Аллуа. Под этим названием им были объединены развитые на
севере Западной Европы, в Германском бассейне, отложения пестрого песчаника, раковинного известняка и радужных мергелей.
В 1834 г. немецкий геолог Ф. Альберти предложил объединить
эти три толщи под названием «триас» в отличие от пермских, которые в Западной Европе в то время называли диасом, вследствие
их двучленного деления.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 16. ЮРСКИЙ ПЕРИОД

Юрский период начался 208 (205) млн лет назад и закончился
145 (по мнению французских геологов — 135) млн лет назад и
продолжался, таким образом, около 60 млн лет. В современном
объеме юрская система была установлена в 1822 г. немецким
естествоиспытателем А. Гумбольдтом, который отнес к «формации
юры» известняки, развитые в Юрских горах Швейцарии и Франции. В 1829 г. французский геолог А. Броньяр выделил их в самостоятельную систему. Однако долгое время нижнюю часть юрской
системы выделяли в качестве самостоятельной системы, называемой
лейасовой. Только на III сессии МГК. в 1885 г. в Берлине было
рекомендовано включить лейас в юрскую систему.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 17. МЕЛОВОЙ ПЕРИОД

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

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

-346

леитовыми 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 вулкани349

ческой 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.

На северо-западе Западно-Сибирского бассейна, который соединялся с морем Восточно-Европейской платформы через Уральский пролив, глубина моря была значительной. В Тургайском про-

.диве, соединявшем Западно-Сибирское море с южными бассейнами, отлагались терригенные осадки. В прибрежной зоне присутствуют залежи оолитовых железных руд, а на приморских низменностях — бокситоносные породы. Область развития континентальных и прибрежно-морских осадков продолжается в Северное
Приаралье и, огибая с запада Казахстанскую сушу, протягивается в Ферганскую впадину. В обширном морском .мелководном бассейне Туранской плиты отлагались карбонатно-терригенные осадки с фосфоритами. С юго-запада в пределы Казахстано-Среднеазиатской суши вдавался крупный залив,в котором накапливались
лагунные гипсоносные, а временами и сугубо континентальные
карбонатные красноцветные песчано-глинистые осадки.

На южной и юго-западной окраинах Сибирской платформы на
выровненных поверхностях формировались коры выветривания.
На востоке Хатангского прогиба, в Вилюйской впадине и Приенисейском регионе в условиях озерно-аллювиальной низменности
формировались песчаные толщи. В обособленных впадинах Прибайкалья и Забайкалья, занятых озерами и соединявшихся реками, отлагались угленосные толщи. Северо-восточная часть континента представляла собой горную область. В самом конце раннего мела и в начале позднего .мела в межгорных впадинах накапливались молассы, происходили излияния андезитов и формировались туфы кислого и среднего состава. В сеноне после поднятий стала накапливаться вторая морская моласса.

Во второй половине позднего мела Корякско-Западнокамчатс-кая зона превращается в задуговой флишевый бассейн, а Олюторско-Восточнокамчатская зона, которая ранее являлась областью глубоководного осадконакопления, стала островодужной
•системой. Активные движения продолжались в пределах орогена
Центральной и Юго-Восточной Азии. В многочисленных крупных
впадинах отлагались озерно-аллювиальные пески, глины, карбонаты и даже эвапориты. В вулканоплутоническом поясе, располагавшемся на востоке континента (Сихотэ-Алинь, Катазия), извергались кислые вулканиты и формировались туфы.

Часть флишевых прогибов Средиземноморского пояса развивалась унаследование. К их числу относятся Бетско-Рифский, Бискайско-Пиренейский, Австро-Альпийский, Карпато-Балканский,
Большекавказский. Возникли новые флишевые бассейны — Сицилийско-Калабрийский и Лигурийский. В ряде мест наряду с флишем отлагались глубоководные известняки, мергели и формировались подводно-обвальные образования (олистостромы). В пределах Южных Альп и во внутренних массивах Карпато-Балканской области накапливались мелководные, частично угленосные
осадки фации Гозау. Начиная от Странджи и до Пакистана располагалась система вулканических и рифовых прогибов с щелочными и офиолитовыми комплексами. Базальты, андезиты, риолиты, туфы, глины, пески, конгломераты, известняки, радиоляриты,
мергели, марганцевоносные .породы в разных сочетаниях слагают

серии, которые свидетельствуют о существовании то мелководных,
то глубоководных условий.

В Закавказье, Анатолидах, Тавридах, в Афганистане и на
Аравийском полуострове в условиях глубокого шельфа отлагались
карбонаты, а в Анатолидах и Тавридах кроме них и черяые битуминозные глины. На южной окраине Тибета произошла регрессия. В мелководных бассейнах отлагались карбонатные и карбонатно-терригенные, а временами и континентальные терригенные
толщи, напоминающие молассы. На южной окраине существовала
вулканическая дуга, которая являлась продолжением Афгано-Пакистанской. Мощность андезитов и терригенно-'карбонатных толщ
в пределах дуги достигала 1,5 км.

В западной части Мьянмы и на Андаманских островах в составе офиолитов присутствуют пачки известняков, накопившихся в
глубоководных условиях. Вместе с ними известны радиоляриты,
яшмы и базальты. Область краевого моря в восточном направлении сменяется мелководьем, в пределах которого отлагались терригенно-карбонатные толщи. Постепенно сокращается площадь
суши на Индостанской платформе. В ее западной части начали
извергаться толеитовые базальты Декана. На узком шельфе северной окраины отлагались карбонатные и глинистые осадки. В
зоне .Инда-Брахмапутры продолжалось накопление карбонатнотерригенного флиша и извергались основные вулканиты.

Крупная трансгрессия охватила Южно-Американский континент. Рельеф подвергался выравниванию, а площадь седиментационных бассейнов непрерывно расширялась. В ПеруанскоЧилийско-Аргентинском секторе Анд начиная с раннего сантона
возникают горные сооружения. На атлантической окраине растет
глубина моря и увеличивается площадь краевых бассейнов. Усиливается карбонатонакопление, резко снижается вулканическая
активность. Локальные излияния щелочных базальтов известны
на Бразильском щите, на атлантической окраине и в Субандийской зоне. На северо-восточной окраине Бразилии активное формирование внешнего шельфа и континентального склона началось
в середине сантона, а на юго-востоке — в кампане и маастрихте.
Наиболее крупные поднятия охватили Центральные Анды. В зоне
Береговой Кордильеры Чили и в Кордильере Перу накапливались
наземные вулканиты 'и красноцветы. В конце позднего мела в Субандийскую зону вторгается море и толщи красноцветов озерноаллювиального генезиса перекрываются морскими и лагунными
терригенными осадками.

В Северных Андах вдоль окраины краевого моря в первой
половине позднего мела накапливались карбонатно-глинистые и
глинистые толщи, обогащенные органикой, а во второй половине
позднего мела, когда газовый режим стал нормальным, органика
исчезла. Внедрение батолитов и повышенная интенсивность магматизма характерна для центрального и южного сегментов Анд.
Во второй половине эпохи внедрились батолиты Северных Анд.

23—1164 353

В течение позднемеловой эпохи Африканская платформа испытывала погружения. Активизация апвеллинга на северо-западе
континента сопровождалась усилением кремне- и фосфатонакопления. На шельфе и континентальном склоне накапливались карбонатные, карбонатно-терригенные осадки. На севере, кроме того,
известны песчано-глинистые и существенно глинистые толщи
(черные битуминозные глины). Постепенно расширяется площадь
эпиконтинентального бассейна, расположенного на севере континента. В его пределах накапливались карбонатные осадки. В южном направлении они замещались терригенно-карбонатными мелководными и лагунными гипсоносными толщами, которые в свою
очередь переходили в терригенные прибрежные и озерно-дельтовые осадки с лигнитами. Погружение северного и западного склонов Аравийского щита сопровождалось щелочно-базальтовым вулканизмом.

В рифтовой системе, которая возникла в конце раннего мела

и простиралась от Сахары до прогиба Бенуэ, в периоды наивысших .трансгрессий образовался широкий Транссахарский пролив. В нем отлагались преимущественно известняки, мергели и
глины, мощностью около 400 м. В прогибе Бенуэ мощность терригенно-карбонатных прибрежных и дельтовых лигнитоносных отложений составляет 4 км.

К югу от Нигерии преобладало накопление терригенно-карбонатных осадков, а на шельфе Анголы и Намибии формировались
известняки. На восточной окраине, за исключением Африканского
Рога, где преобладало накопление известковых и известковоглинистых осадков, отлагались глины с прослоями известняков
мощностью до 4 км. В краевой зоне Мадагаскара накопление известковых осадков сопровождалось излияниями толеитовых базальтов.

В отличие от всех остальных материков Австралию в позднем

мелу охватывает регрессия. Сильно уменьшается площадь Большого Артезианского бассейна, в котором продолжали накапливаться угленосные толщи. Сокращается площадь морских бассейнов на окраинах материка, но углубляются бассейны на западной
и северо-западной окраинах. В их пределах накапливался известково-глинистый материал. Широко развиты глинистые толщи на
севере платформы. В западном и восточном направлениях они замещаются терригенно-карбонатными и карбонатными осадками.
Восточная окраина материка находилась под влиянием рифтогенеза. В конце мела начинает формироваться Тасманово море, в котором стали накапливаться глины. Севернее и северо-восточнее,
в области активной окраины, широко развита офиолитовая ассоциация. Еще восточное, в зоне островных дуг Меланезии, на
океанской коре отлагались глинисто-карбонатные глубоководные

осадки мощностью около 500 м.

В орогене на восточной окраине Австралии, а также в Новой
Каледонии и на о. Южный Новой Зеландии накопление угленосных моласс происходило одновременно с формированием мощ-

ных терригенно-кремнисто-карбонатных толщ с участием базальтов. Эти образования возникли в глубоководном прогибе. Южная
окраина континента характеризуется интенсивным размывом возвышенностей и накоплением песчано-глинистых паралических отложений в бассейне Юкла и угленосных отложений в бассейне
Бассова пролива.

В течение позднемеловой эпохи Антарктическая платформа оставалась низменностью. Краевые зоны на севере и востоке ее
представляли собой пассивные континентальные окраины с терригенным осадконакоплением. Западная активная окраина вступает в орогенный этап. С крупных поднятий в пределах Антарктического полуострова приносился обломочный материал, послуживший основой для формирования вначале морской, а затем и
континентальной молассы. Вулканическая деятельность продола
жалась на Антарктическом полуострове. Интрузии внедрялись в
полосе от Южно-Шетландских островов до Берега Руперта.

В позднемеловую эпоху Центральная Атлантика вступила в
зрелую стадию развития. В это же время начинается образование
Северной Атлантики. В океанских котловинах накапливаются гемипелагические глины и турбидиты, а также красные цеолитовые у,
битуминозные глины. На срединных хребтах и их склонах отлагались карбонаты — разнообразные нанопланктонные илы, мел-и
мелоподобные образования.

Продолжает расширяться Индийский океан. В пределах Сомалийской, Мадагаскарской, Центральноиндийокой, Австрало-Антарктической глубоководных впадин накапливались преимущественно серые гемипелагические глины и турбидиты различной мощности. На срединных хребтах и их склонах отлагались известковые илы и красные цеолитовые глины. Имеются участки развитии
мелководных известняков. Такими, в частности, были район Западно-Австралийского хребта и Сейшельский микроконтинент. На
некоторых участках Восточно-Индийского хребта в Начале позднего мела существовали атоллы. В ограниченных ими лагунах накапливались в зависимости от солености вод эвапоритовые или
угленосные отложения.

Сильно .меняется в позднем мелу вулканотектонический • рельеф Тихого океана. Господствующее положение занимают Хребты
меридионального простирания. Глубина абиссальных котловин достигает 5 км, а глубина океана над поднятиями—3,5 км. На'склонах срединного хребта и на внутриплитных поднятиях отлагались
нанопланктонные илы. Они ассоциируются с радиоляритами и
кремнями, красными цеолитовыми глинами и туфами.

" В Северном океане в середине позднего мела образовались
глубоководные котловины Макарова и Толля, располагавшиеся
между хребтами Ломоносова и Менделеева. В остальных частях
происходило формирование мелководных песчано-глинистых отложений.

23* 355

ЭВОЛЮЦИЯ И ВЫМИРАНИЕ ФАУНЫ В МЕЛОВОМ ПЕРИОДЕ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭРА

ГЛАВА 18. ПАЛЕОГЕНОВЫЙ ПЕРИОД 18.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

Палеогеновый период начался 65 млн лет назад и закончился
23,5 млн лет назад, т. е. продолжался 41,5 млн лет. Как самостоятельное подразделение палеоген был выделен в 1866 г. К. Науманном. Ранее он входил в состав третичной системы, наименование
которой было предложено в 1833 г. Ч. Ляйелем. Он подразделял

третичную систему на три отдела: эоцен, миоцен и плиоцен.
Позднее были выделены еще два отдела — палеоцен и олигоцен.
Палеоцен был обоснован М. Шимпером в 1874 г., а олигоцен
К. Бейрцхом в 1854 г. В дальнейшем палеоцен, эоцен и олигоцен
были объединены под общим названием «палеоген».

Деление палеогена на три отдела общепринято, но при выделенпи ярусов возникают сложности, связанные с большим разнообразием фаций и органических остатков. Обычно используют в
разных вариантах шкалу, разработанную на основе корреляции
отложений Парижского, Бельгийского и Лондонского бассейнов
(табл. 18.1). Однако согласованной шкалы ярусного деления палеогена в Западной Европе нет и до сих пор. То, что обычно именуется шкалой ярусного деления палеогена Западной Европы,
является гибридом трех региональных стратиграфических шкал
Лондонско-Гемпширского, Парижского и Бельгийского бассейнов.
В этом смысле явное преимущество имеет почти непрерывный разрез Первой гряды Крымских гор, на основе которого российскими
и украинскими геологами (Г. И. Немков, Н. Н. Бархатова,
В. В. Меннер, М. Е. Зубкович, Л. П. Горбач, Р. Л. Мерклин,
В. К. Василенко и др.) была разработана оригинальная шкала
ярусного деления палеоцена и эоцена, приведенная в табл. 18.1.

В течение длительного времени дискутируется вопрос о стратиграфическом положении датского яруса. Традиционно его относили к меловой системе, хотя по ряду признаков, в том числе и по
особенностям органического мира, он стоит ближе к палеогену.
По этим мотивам граница между мелом и палеогеном проводится
в кровле маастрихтского яруса.

Датский ярус был установлен французским геологом Э. Дезором, который предложил выделять его в качестве самостоятельного яруса меловой системы в 1846 г. Им были описаны известняки в окрестностях г. Копенгагена, залегающие на «рыбных глинах» маастрихтского возраста, известные под названием известняков Факсе. Их Э. Дезор предложил рассматривать как самые
молодые отложения меловой системы и называть датским ярусом.
Позднее оказалось, что ни в одном районе Дании и Швеции не
известны полные разрезы датского яруса. Последовательиость
слагающих его пластов удавалось установить только путем сложения и сопоставления отдельных обнажений. Таким образом, приходится говорить не о конкретном стратотипическом разрезе, а о
стратотипической местности.

Палеоценовый («палеос» — древний, «кэнос» — новый) отдел
в Западной Европе подразделяется также на монтский и танетский ярусы. Первый был установлен в 1868 г. Ж. Девальком. Его
стратотипом являются отложения в районе городов Монс и Обург
на юго-западе Бельгии, где на туфах Сен-Симфорьен верхнего
Маастрихта с размывом залегают толщи известняков мощностью
около 60 м, перекрываемые континентальными образованиями. В
Западной Европе монтский ярус теперь обычно рассматривается
как эквивалент датского, и последнему названию отдается пред-

Зв5

Таблица 18.1

Общие стратиграфические подразделения палеогеновой системы

почтение. В Восточной Европе стратиграфическим аналогом монтского яруса является инкерманский ярус Крыма.

Нижняя граница инкерманского яруса проводится по смене
мшанковых и криноидных известняков датского яруса грубослоистыми фораминиферовыми известняками. Наиболее полные разрезы наблюдаются в долинах рек Бельбек и Кача и в районе г. Инкерман. В известняках встречается разнообразная фауна двустворчатых и брюхоногих моллюсков, мшанок, морских ежей,
фораминифер, остракод и др.

Полный объем танетского яруса также нельзя считать точно
установленным. Этот ярус был обоснован Э. Реневье в 1873 г.
Стратотипом являются фаунистически охарактеризованные пески
Танет в восточном Кенте в Англии. Нижняя часть танетских отложений в Англо-Парижском бассейне морского происхождения, но
на различных уровнях появляются лагунные и пресноводные отложения.

Выделенный в верхнем палеоцене в Крыму качинский яруспредставлен морскими фациями и охарактеризован специфическим.
комплексом моллюсков, к тому же содержавшим много общих
видов с нижней частью танетского яруса Англо-Парижского бассейна Стратотипом качинского яруса является разрез по р. Кача
в Крыму В основании залегает слой карбонатно-глинистой породы с большим количеством зерен глауконита. Лежащие выше
мергели в нижней части глауконитовые, а в верхней содержат
кремнистые конкреции. Разрез венчают мергели с прослоями глинистых известняков.

Эоцен («эос» — заря, «кенос» — новый) в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения был выделен в
1833 г. Ч. Ляйелем. Он подразделяется на три подотдела: нижний
ипрский (бахчисарайский), средний — лютетский (симферопольский), а в верхнем подотделе выделяют два яруса: бартонский
(бодракский) и приабонский (альминский).

Ипрский ярус был установлен в 1849 г. А. Дюмоном. Его
Стратотипом являются фландрские глины, обнажающиеся на
р. Ипр в Бельгии. В основании бахчисарайского яруса в окрестностях одноименного города залегает пласт глауконитового известняка, который перекрывается слоями глауконитовых глин,
переходящих в карбонатные глины с прослоями мергелей. В слоях
бахчисарайского яруса присутствуют двустворчатые моллюски,
брахиоподы, нуммулиты и дискоциклины, разнообразные мелкие
бентосные и планктонные фораминиферы, остракоды и богатый
спорово-пыльцевой комплекс.

Лютетский ярус был установлен в 1883 г. А. Лаппараном.
Стратотипом являются грубые известняки окрестностей Парижа
(римская Лютеция). Нижняя и верхняя границы яруса ограничиваются ипрскими глинами Лаон и бартонскими породами МонСен-Мартен. Многие исследователи предполагают, что симферопольский ярус соответствует нижней и средней частям грубых
известняков лютетского яруса Парижского бассейна.

Нижняя граница симферопольского яруса проводится по смене
глинисто-мергельской пачки бахчисарайского яруса мергелями, в
которых появляются прослои нуммулитовых известняков. Верхняя
часть симферопольского яруса слагается массивными нуммулитовыми известняками.

В Парижском бассейне верхнеэоценовые отложения объединены
под названием бартонского яруса. В нижней его части залегают
пески, а в верхней—мергели, иногда с прослоями гипса. Отмечается большое фаунистическое сходство бодракского яруса с бартонским, в то время как альминский ярус трудно сопоставим с
каким-либо западноевропейским и условно считается аналогом

приабонского.

Нижняя граница бодракского яруса проводится по смене массивных известняков симферопольского яруса более рыхлыми мелоподобными известняками с прослоями глинистых известняков.
Верхняя часть яруса слагается тонколистоватыми мергелями с

Г

прослоями карбонатных глин. Альминский ярус выделяется по
смене этих мергелей светлыми толстослоистыми известняками. В
отложениях верхнего эоцена Восточной Европы содержится много
двустворчатых моллюсков и мелких фораминифер.

Граница между эоценовыми и олигоценовыми отложениями
проводится по кровле альминского яруса. В состав олигоцена
входят рюпельский ярус (по названию реки в Бельгии) и хаттский
ярус (по имени племени хаттов, или хэттов, населявших Западную
Европу). Олигоцен в стратотипической области начинается устричными мергелями, которые вверх по разрезу сменяются ракушняками. К хаттскому ярусу относятся слои песков и известняков с
фауной двустворчатых моллюсков.

Сводные разрезы палеогена показаны на рис. 18.1.

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧССКИЕ УСЛОВИЯ

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 19. НЕОГЕНОВЫЙ ПЕРИОД

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

Общие стратиграфические подразделения неогеновой системы

1841 г. отложения, которые завершали третичную систему. Название региоярусов даны по наименованию стратотипических местностей в Средиземноморье или в отделенных от Средиземного моря
бассейнах, известных под общим названием Паратетис, а конкретнее — в Венском бассейне (Западный Паратетис) и в Понто(Черноморско)-Каспийской области (Восточный Паратетис), где подразделение неогена было впервые предложено Н. И. Андрусовым
и в дальнейшем усовершенствовано.

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

Т9

чистыми турбидитами. В Карибском бассейне отлагались карбонатно- глинистые илы.

Индийский океан углубляется и расширяется. Вследствие уси-

ления циркумантарктического течения и увеличения сноса ооломочного материала с Антарктиды в Африкано-Антарктической
котловине возрастает площадь накопления глинисто-кремнистых
илов и гляциально-кремнистых осадков. Далеко в Центральную
котловину простираются подводные конусы Ганга-Брахмапутры и
Инда. Мощность дельтовых турбидитов в приустьевой области составляет около 4 км. Усиливается снос в Сомалийскую и Мадагаскарскую котловины. Возникает небольшая по размерам приэкваториальная зона повышенной кремнистой продуктивности в Центральной и Западно-Австралийской котловинах. Темп карбонатонакопления увеличивается в Чагос-Лаккадивском и Восточно-Индийском хребтах. Одновременно возрастает мощность красных абиссальных глин в Маскаренской и Западно-Австралийской котловинах. Возникают новые подводные горы в Коморском архипелаге.
На плато Кергелен и в Западно-Австралийской котловине изливаются базальты.

В Тихом океане широкое распространение получают красные
глины. В приконтинентальных частях кремнистые илы ассоциируются с разными типами осадков и получают циркумтихоокеанское
распространение. На юге океана возрастает скорость отложения
гляциально-морских турбидитов и глин. Одновременно с ними возникает большое число подводных гор вулканического происхождения.

На склонах Алеутской дуги отлагались вулканогенные турбидиты, глины, кремнистые илы и пепловые туфы. В пределах Южно-Охотской впадины и в котловине Японского моря отлагались
глинистые турбидиты с примесью .вулканогенного материала. На
склонах котловин возникли вулканические горы. Продолжалась
вулканическая деятельность в Бонин-Марианской и Кюсю-Палау
вулканических дугах. Появились новые подводные вулканические
горы в Западно- и Восточно-Филиппинском бассейнах. В пределах
дуг и в прилегающих бассейнах отлагались вулканогенные турбидиты, кремнистые и карбонатные илы и пепловые туфы.

На долю плиоцен-четвертичного времени, т. е. последних шести миллионов лет истории Земли, приходится завершение создания современного структурного плана и рельефа нашей планеты
(рис. 19.3).

В океанах в это время шли формирование гребневых зон срединво-океанских хребтов и углубление абиссальных котловин и
глубоководных желобов. При этом Атлантический, Индийский
океаны и Евразийская котловина Северного Ледовитого океана
медленно расширялись, а площадь Тихого океана сокращалась,
несмотря на быстрое расширение Восточно- и Южно-Тихоокеанских поднятий. Ось спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия
вклинилась в тело Северо-Американского континента, вызвав образование рифта Калифорнийского залива. На его северном

Рис. 19.3. Палеогеографическая реконструкция для плиоценовой эпохи (по
В. Е. Хаину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения
см. на рис. 9.3

и северо-восточном продолжениях развивались континентальные
рифты Кордильер. Каллифорнийская окраина Тихого океана
окончательно превратилась в окраину трансформного типа. Севернее широты мыса Мендосино против побережья Северной Америки сохранились ось спрединга и зона субдукции, над которой
протягивалась активная доныне вулканическая цепь Каскадных
гор. Та же обстановка наблюдается в районе Мексики и Центральной Америки с Трансмексиканским и Центральноамериканским
вулканическими поясами. Панамская вулканичесая дуга превращается в середине плиоцена в Панамский перешеек, связывающий Северную и Южную Америку и окончательно отделяющий
Карибское море от Тихого океана.

В Атлантическом океане наряду с зоной субдукции вдоль вулканической дуги Малых Антильских островов на юге развивается
аналогичная Южно-Сандвичева система дуги и желоба. На восточной окраине Тихого океана возникает еще одна глубоководная
впадина — Западно-Марианская — продукт расщепления Марианской вулканической дуги, а на юго-восточной периферии того же

океана — северная котловина моря Фиджи и узкий междуговой
прогиб Лау. Последний тоже образуется за счет расщепления
единой прежде вулканической дуги на две — западную Лау-Колвиля, с угасшей вулканической деятельностью, и сохранившую
такую активность восточную дугу Тонга-Кермадек.

Очень важным событием рассматриваемого времени является
начавшееся столкновение Зондско-Бандской дуги Юго-Восточной
Азии с продвигавшимся к северу материком Австралии — Новой
Гвинеи. Результатом этого столкновения явились отделение Индийского океана от Тихого, образование сложной структуры
о. Тимор и изгиб к северу восточного сегмента Зондско-Бандской
дуги под напором «шпоры Сулу» — островодужного «отростка»

Новой Гвинеи.

Другим событием было образование в самом начале плиоцена
Гибралтарского пролива со вторжением атлантических вод в
Средиземноморский бассейн, положившим конец «мессинскому
кризису солености». К плиоцену относится и образование Красного
моря в его современном виде, с отделением Аравийской плиты от
Африканской и смещением первой к северу по Западно-Аравийскому сдвигу.

Уже с конца миоцена стала резко возрастать скорость воздымания складчато-покровных и сдвигово-глыбовых горных сооружений как в Альпийско-Гималайском и Центральноазиатском
поясах, так и по всему периметру Тихого океана. Именно на этот
интервал времени приходится основной рост этих сооружений. На
их периферии в некоторых передовых и межгорных прогибах продолжается складко- и надвигообразование, в частности на Кавказе, во впадинах Тянь-Шаня и др.

Особо надо отметить орогенез Кайкура на Новой Зеландии и
одновозрастный ему на Новой Гвинее, окончательно сформировавший современный облик структуры и рельефа этих островов. Возросла также вулканическая активность большинства островных
дуг западной периферии Тихого океана, но несколько ослабела в
вулканических поясах Кордильер обеих Америк. В Альпийско-Гималайском поясе и в Северо-Американских Кордильерах известково-щелочной вулканизм сменяется преимущественно базальтоидным. Усиливается поднятие внутренних областей континентов,
особенно Северной и Южной Америки, Африки, Индостана, Средней Сибири. Менее интенсивным было поднятие платформенной
Европы и особенно Австралии, рельеф большей части которой остается низким.

В Западной Европе, Центральной и Восточной Азии, Южной
Америке, Африке, Восточной Австралии, Антарктиде проявляется
базальтовый, большей частью со щелочным уклоном внутриплитный вулканизм. В Восточно-Африканской рифтовой системе ареал
вулканических извержений продвигается вместе с самим процессом рифтогенеза к югу. Здесь продолжают расти такие крупные
стратовулканы, как Кения, Килиманджаро, Эльгон, а также целая
цепь щитовых вулканов. Состав вулканитов отчетливо щелочной,
с дифференциатами от базальтов до риолитов.

Регрессия, начавшаяся на континентах в миоцене, продолжала
нарастать в плиоцене (см. рис. 19.3). Усиливается снос с континентов обломочного материала. Усиливается роль гляциальных
осадков и возрастает площадь покровного оледенения.

В плиоцене ускорилось общее поднятие Северо-Американского
континента. Морские бассейны оттесняются разрастающейся и
поднимающейся сушей за пределы современных границ континента. На северо-западе Аляски суша соединялась с Чукоткой. В конце раннего плиоцена возникает Панамский перешеек. Изоляция
Тихого и Атлантического океанов приводит к усилению Гольфстрима и деятельности сильных вдольбереговых и придонных течений,
которые не только не способствуют накоплению осадочного слоя,
но и размывают ранее сформированные осадки.

На атлантической окраине материка отлагались преимущественно глинистые толщи. Продолжается миграция в южном направлении дельтовых отложений, выносимых рекой Миссисипи.

Объем терригенного материала, сносимого с Кордильер на .тихоокеанскую окраину, увеличивается. Вулканическая деятельность
в Кордильерах постепенно снижается. В Британской Колумбии
преобладали излияния щелочных базальтов, а в штатах Вашингтон и Невада — толеитовых базальтов. На п-ове Калифорния и в
Трансмексиканском вулканическом поясе извергались андезиты,
риолиты, базальты и формировались толщи туфов. В Центральной
Америке преобладали извержения игнимбритов и туфов риолитов.
В промежутках между извержениями формировались аллювиальные песчано-конгломератовые толщи. На севере континента на
шельфе стали отлагаться гляциально-морские отложения. Это свидетельствует о появлении в полярных районах Северного полушария ледниковых покровов.

В плиоцене Куба, Гаити и Пуэрто-Рико становятся островами,
На их шельфах отлагались известняки и росли рифы. Вулканическая деятельность на Больших Антильских островах ослабевает.
Изливаются андезиты, риолиты и базальты. На Гаити наряду с
субаквальными извержениями были и наземные. Активная вулканическая деятельность продолжалась на Малых Антильских островах. На шельфе и континентальном склоне дуги отлагались карбонаты, вулканические турбидиты и туфы. Продолжалось опускание окраинных бассейнов, в которых формировались карбонатные
толщи.

В плиоцене контуры Евразии становятся похожими на современные, за исключением северной ее окраины, где в пределах
современных шельфов Баренцева, Карского и Восточно-Сибирского морей располагалась суша. На Западно-Европейской платформе
положение морских бассейнов сохранилось с миоцена. Северное
море превращается в крупный залив. Море ингрессирует в долину
Роны. В Рейнском грабене формировались аллювиальные и лимнические угленосные и озерные глинистые осадки.

На юге Восточно-Европейской платформы осадконакопление
контролировалось развитием усыхающего Понто-Каспийского бассейна. В Южно-Каспийской впадине накапливались дельтовые

4в3

песчано-глинистые отложения. В Черноморском бассейне отлагались известняки-ракушнякн, пески, глины, иногда с прослоями
осадочных железных руд. Размеры Понто-Каспия неоднократно
менялись. В отдельные отрезки времени размеры Каспийского и
Черного морей становились даже меньше современных. Иногда
Каспийский бассейн расширялся настолько, что его воды ингрессировали вдоль долины р. Волги и ее притоков, занимали Терскую и Куринскую впадины, вторгались в речную систему Амударьи, проникали в Арал и южную часть Казахстана. Наряду с
бассейновыми фациями на территории Понто-Каспия распространены дельтовые и аллювиально-озерные фации. Соленость ПонтоКаспийского бассейна менялась в зависимости от притока речных

и морских вод.

На юге Западно-Сибирского региона располагалась аллювиально-озерная низменность. Обломочный материал поступал с Казахстанской и Сибирской возвышенностей и обрамляющих их горных систем.

В Средиземноморском бассейне, размеры которого' продолжали сокращаться, в условиях нормальной солености вод отлагались
карбонатные осадки. В прибрежных зонах они обогащены песчано-глинистым материалом. В глубоководных впадинах осадки представлены турбидитами и карбонатно-глинистыки илами. В Ионическом море и в море Леванто значительная роль принадлежала
сапропелевым глинистым осадкам. В прогибах, расположенных на
Апеннинском полуострове, мощность песчано-глинистых осадков
достигает 4 км. В Паннонской впадине находился крупный озерный бассейн, в котором накапливались глины, обогащенные углистым веществом. Аналогичные осадки, иногда обогащенные карбонатами, формировались в озерных впадинах, на территории Анатолид, Таврид и в Загросе. На юго-востоке Ирана распространены
озерные гипсоносные толщи. В межгорном прогибе Центрального
Афганистана накапливалась грубообломочная моласса. Мелассы
формировались в межгорных прогибах Макранском, Предгималайском и в Мьянме, а также во впадинах Центральной и Восточной Азии. В ряде мест изливались базальты.

В плиоцене Индостан становится возвышенной равниной. На
прилегающем шельфе и континентальном склоне отлагались терригенные и глинистые осадки. Наряду с морскими известны и
дельтовые толщи. На индийской окраине Юго-Восточной Азии в
районе Андаманского окраинного моря формировались глины, а в
глубоководной его части — глинистые турбидиты. Большая часть
о. Суматра превратилась в область сноса. В его центральной части продолжались вулканические извержения. Вулканизм на северо-западе был субаквальным, а в остальных районах — субаэральным. На западе острова и на прилегающем шельфе отлагались известково-терригенные осадки, а на склоне — турбидиты.
На о. Сумба располагались крупные рифовые постройки. Сильный
вулканизм характерен для центральных районов о. Ява. Вулканическая дуга в восточном направлении переходит в дугу Банда.

На тихоокеанской окраине, в том числе и в бассейнах Калимантана и Сиамского залива, формировались песчано-глинистые и
песчано-конгломератовые толщи, а на склонах — терригенные турбидиты с прослоями пепловых туфов. Продолжали существовать
вулканические дуги Сулавеси, Филиппин и Рюкю-Хонсю. Прекращается вулканизм в глубоководных Япономорской и Южно-Китайской впадинах и в сопряженных с ними участках. В пределах
ложа глубоководных впадин отлагались глинисто-кремнистые илы
и глинистые турбидиты.

В центральной зоне Камчатки возникла суша. Продолжались
вулканические извержения в Камчатско-Курильской области. Среди вулканитов преобладали базальты и андезитобазальты. На
западе Камчатки формировались песчано-конгломератовая и песчано-глинистая серии с прослоями ракушняков и диатомитов. На
востоке им соответствуют толщи конгломератов, туфопесчаников,
туфодиатомитов, лигнитов, глин и вулканитов. Последние представлены базальтами, андезитами, дацитами и туфами. На Командорах продолжали извергаться базальтовые лавы и накапливались
толщи пирокластолитов. На склонах островных дуг от севера
Хонсю до Командор отлагались диатомовые глины с пеплами и
турбидитами.

Общее поднятие Южно-Американского континента способствовалб сильной регрессии, а быстрое воздымание Анд привело к нарастанию объема грубых континентальных моласс в межгорных
впадинах. В начале плиоцена морские бассейны существовали в
виде небольших заливов, вдающихся в континент в районе оз. Маракайбо и на востоке Венесуэлы. На территориях, где ранее существовали глубоководные бассейны, в плиоцене возникли озерноаллювиальные и аллювиальные низменности. В их пределах накапливались терригенные толщи, которые в сторону океана сменяются дельтовыми осадками. Помимо глин и песков присутствуют
пласты лигнитов и бурых углей.

Вулканические извержения продолжались в Эквадоре. В Перу
возникли новые вулканические центры. Возобновляется вулканизм
в Чили. Узкие морские бассейны сохранились на юге Перу и Чили.

На территории Южно-Американского континента оформляются
близкие к современным речные системы и континентальные седиментационные бассейны. Наличие тиллитов в Аргентине свидетельствует о том, что в Патагонских Андах горное оледенение возникло 5—7 млн лет назад. Позднее, около 3—3,5 млн лет назад, ледники распространились за пределы горных систем Анд.

На Африканском континенте усиливается общее поднятие. Активизируется вулканическая деятельность в Восточно-Африканской
рифтовой системе. Формируются крупнейшие вулканические горы
в Кении — Эльгон и Килиманджаро. Морские бассейны отступают
за пределы современной береговой линии. На континенте располагались озерно-аллювиальные низменности и денудационные
равнины. В пределах грабенов Восточно-Африканского рифта изливались трахибазальты, трахиандезиты, трахиты и риолиты. В

течение плиоцена расгет вынос терригенного материала на шельф,
склоны и прилегающие океанские котловины. На северной окраине
в прибрежной зоне отлагались карбонатно-терригенные осадки. В
Тунисско-Ливийском заливе накапливались морские и континентальные пески, переходящие к северу в глинистые глубоководные
осадки Ионического моря. В устье р. Нил формировались дельтовые отложения. На шельфах Красного моря и Суэцкого залива
мощность карбонатно-терригенных отложений составляет 500 м. В
глубоководной зоне отлагались глинистые турбидиты, карбонатный
и кремнистый ил. В Аденском заливе накапливались карбонатные
и кремнистые илы, песчаные и глинистые турбидиты и пеплы. На
восточной окраине материка отлагались терригенные и карбонатно-терригенные осадки, которые в южном направлении замещаются карбонатными толщами. В сторону суши среди морских отложений появляются прослои континентальных песков и глин. На
Мадагаскаре распространены континентальные аллювиально-дельтовые толщи. На шельфе и склоне осаждались карбонатно-терригенные толщи. В центральной части острова происходили извержения базальтов. Карбонатно-терригенное осадконакопление происходило на юго-западной окраине континента.

В плиоцене Австралийский континент оставался низменным. В
его центральной части располагались пустыни и соленые озера,
в кочорых отлагались карбонаты и эвапориты. На востоке и юговостоке продолжался базальтовый вулканизм.

Усиливаются поднятия в центральной части Новой Гвинеи.
Здесь возникает горный хребет, а у его подножия в условиях заболоченной низменности накапливалась угленосная моласса. На
южной, западной и восточной окраинах Австралии продолжали
формироваться известняки. Карбонатные илы накапливались в
прилегающих глубоководных котловинах Тасманова и Кораллового морей. Только в самой глубокой части Тасманова моря отлагались красные цеолитовые глины. В дугах Меланезии продолжалась активная вулканическая деятельность. Вулканический материал поступал в соседние глубоководные бассейны и осаждался
не только на склонах, но и на дне глубоководных котловин.

Контуры Новой Зеландии приближаются к современным. В
прилегающих бассейнах отлагались песчаные мелководные и глинистые глубоководные осадки. В субаэральных условиях на севере
о. Северный изливались базальты и риолиты и накапливались
Tyd)bi.

На протяжении плиоценового времени мощность и площадь
ледникового покрова в Антарктиде возрастали. Льды не только
занимали сушу, но и располагались на шельфе. В стадию максимального оледенения ледниковые потоки через шельф моря Уэдделла направлялись с Трансантарктических гор к северной окраине Антаркгического полуострова и проливу Дрейка. Здесь происходила разгрузка льдов от обломочного материала. Поэтому в
этом регионе мощность гляцпальных и гляциально-морских отложений наибольшая. На суше отлагались тиллиты, а на прилегающих шельфах — гляциально-морские осадки.

.406

В плиоцене продолжаются расширение и погружение Атлантического, Тихого и Индийского океанов. В Атлантическом океане
сокращаются площади накопления красных глин, расширяются
зоны формирования карбонатных илов, что свидетельствует о снижении уровня карбонатной компенсации. Исчезает область кремненакопления в зоне апвеллинга у северо-западной окраины Африки. Основная область кремненакопления сохраняется только в
южных полярных широтах. В высоких широтах Северного и Южного полушарий отлагаются гляциально-морские глинистые турбидиты. Впервые они появляются в Норвежско-Гренландском бассейне и в Баффиновом море.

В Индийском океане увеличивается площадь экваториальной
зоны кремненакопления. На севере океана площадь подводных
конусов выноса Инда, Ганга и Брахмапутры увеличивается. Возрастает роль глинистых турбидитов и гляциально-морских отложений в Австралийско-Антарктической котловине.

В Тихом океане расширяются области накопления красных
абиссальных глин. Выделяются широтные зоны повышенного
кремненакопления как на экваторе, так и в высоких широтах.
Увеличивается площадь гляциально-морских турбидитов в Приантарктической области. Продолжают накапливаться вулканомиктовые турбидиты, кремнистые илы и пепловые туфы на северо-западе " океана. Продолжается формирование вулканов Гавайской цепи, Каролинского поднятия, хр. Наска и подводных гор к северозападу от хр. Хуан-де-Фука. Крупные вулканы возникли в БонинМарианской дуге. В пределах глубоководных впадин, на их склонах и на шельфах Северного Ледовитого океана отлагались гляциально-морские глинистые и глинисто-алевритовые осадки. В
конце плиоцена появились морские льды, закрывшие поверхность
океана.

В целом плиоцен-четвертичное время отличается высокой тектонической и магматической активностью, чем и объясняется большая роль событий этого времени в становлении современного лика Земли.

КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ГЛАВА 20. ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ (АНТРОПОГЕНОВЫИ) ПЕРИОД

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ

ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ

-426

В заключение необходимо отметить, что в течение четвертичного периода на Земле произошли значительные палеогеографические изменения. Установлено несколько ледниковых эпох и
эпизодов, каждый из которых был связан с развитием обширных
ледников в высоких и средних широтах Северного полушария. Эти
эпизоды вызывали резкие изменения в биогеографическом и экологическом развитии наземных и морских организмов. Понижение
уровня Мирового океана и ледниковая эрозия обусловили интенсивный вынос терригенного материала в глубоководные части
океанских бассейнов. Происходили значительные колебания биопродуктивности океана. Менялись скорости поступления биогенных осадков на дно, а также интенсивность растворения карбонатов с глубиной. Усиление ветров вызывало увеличение скорости
накопления абиогенных пелагических осадков, часть из которых
выносилась в океан из аридных и семиаридных континентальных

областей.

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

ЛИТЕРАТУРА

Адамия Ш. А. Палеотетис, Мезотетис, Неотетис — разные океаны или
этапы развития Тетиса//Труды Геол. ин-та Грузин. Вып. 99. Тбилиси, 1989.

Атлас литолого-палеогеографических карт мира: В 2 т. М., 1984; Т, 1.
1990 Т. 2.

Атлас литолого-палеогеографических карт СССР: В 4 т. М., 1967, 1968.

Борзенкова И. И. Изменение климата в кайнозое. Спб., 1992.

Борисевич Д. В. История развития рельефа материков — фрагментов
Гондваны. М., 1985.

Геология континентальных окраин: В 3 кн. М., 1979. Геология океана.
Геологическая история океана. М., 1980.

Зоненшайи Л.П,Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М., 1993.

Зоненшайн Л. П., Савостин Л. А. Введение в геодинамику. М.,
1979.

Историческая геология. Итоги и перспективы. М., 1987.

Историческая геология с основами палеонтологии. Л., 1987.

История океана Тетис. М., 1987.

Катастрофы и история Земли. М., 1986.

Климаты Земли в геологическом прошлом. М., 1987.

Кеннет Дж. П. Морская геология: В 2 кн. М., 1987.

Кравчинский А. Я. Палеомагнетизм и палеогеографическая эволюция
континентов. Новосибирск, 1979.

Me йен С. В. Основы палеоботаники. М., 1987.

Милановскнй Е. Е. Рифтогенез в истории Земли: В 2 т. М., 1983.

Т. 1; 1987, Т.2.

Монин А. С. История Земли. Л., 1977.
Неручев С. Г. Уран и жизнь в истории Земли. Л., 1982.
Новая глобальная тектоника. М., 1974.
Палеогеография СССР: В 4 кн. Л., 1974, 1975.
Палеогеография фанерозоя Сибири. Новосибирск, 1989.
Рифтогенез и нефтегазоносность. М., 1993.
Синицын В. М. Древние климаты Евразии: В 3 кн. Л., 1965—1970.
Синицын В. М. Введение в палеоклиматологию. Л., 1980.
Современная палеонтология: В 2 кн : М, 1988.
Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Глобальная эволюция Земли. М.,

1991.

УшаковС.А.,ЯсамановН.А. Дрейф материков и климаты Земли

М., 1984

Хаин В. Е., Божко Н. А., Сеславинский К. Б., Балуховский А. Н. Историческая геотектоника: В 3 кн. М., 1988—1993.
Шкала геологического времени. М., 1985.
Шопф Т. Дж. Палеоокеанология. М., 1982.
Ясаманов Н. А. Древние климаты Земли. Л., 1985.

К главе 2

К главам 5, 6 и 7

Божко Н. А. Поздний докембрий Гондваны. М., 1984.

Борукаев Ч. Б. Структура докембрия и тектоника плит. Новосибирск,
1985.

Геология докембрия. Л., 1968.

Геохронология СССР. Т. 1. Докембрий. Л., 1973.

Герман Т. И. Органический мир миллиард лет назад. Л., 1990.

Докембрий континентов: В 6 кн. Новосибирск, 1975—1977.

Кинг Ф. Докембрийская геология США. М., 1979.

Леонов Г. П. Историческая геология. Основы и методы. Докембрий.
М. 1980.

Монин А. С. Ранняя геологическая история Земли. М., 1987.

Проблемы геологии раннего докембрия Л., 1979.

Проблемы тектоники раннего докембрия. Л., 1980.

Ранняя история Земли. М., 1980,

Решение II Всесоюзного совещания «Общие вопросы расчленения докембрия
СССР». Уфа, 1990.

Салоп Л. И. Докембрий Африки. Л., 1977.

Салоп Л. И. Геологическое развитие Земли в докембрий. Л., 1982.

Семихатов М. А. Стратиграфия и геохронология протерозоя. М., 1974.

Стратиграфия верхнего протерозоя СССР (рифей и венд). Л., 1979.

Чумаков Н. М. Докембрийские тиллиты и тиллоиды. М., 1978.

Чумаков Н. М. Климатический парадокс позднего докембрия // Природа. 1992. № 9.

Ясаманов Н. А. Климаты рифейского и вендского времени // Вести. Моск.
ун-та. Сер. 4. Геология. 1994. № 2.

К глав? 8

К главе 9

К главе 10

К главе 11

К главе 12

К главе 13

К главе 14

К главе 15

К главе 16

К главе 17

К главе 19

К главе 20

Среда осадконакопления........................................................................ 121

6.3. Полезные ископаемые .........................„".^^^„.L........^.......^^..»........122

'Глава 7. Поздний протерозой ................^.........„^^^„„......^llllll^........^. 123

7.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы.................................... 123

7.2. Органический мир.....<.......................,...................................................... 129

7.3. Палеотектонические и Палеогеографические условия ............^...„..... 129

7.4. Климатическая зональность ...........................................'^^^„^„ 141

7.5. Полезные ископаемые ............^..„^^...y.^„„7.^".^.^.L....^^^^^".^.... 142

ЧАСТЬ III.ФАНЕРОЗОИСКАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ ................................... 145

ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА

Глава 8. Вендский период ................................................................................. 149

8.1. О положении вендской системы в общей хроностратиграфической
шкале .......................................................................................................... 149

8.2. Стратотипы вендской системы ................................................................. 150

8.3. Органический мир .....................................................л............................. 155

8.4. Палеотектонические и Палеогеографические условия........................ 156-

8.5. Климатическая зональность .........................................*..............„....... 162

Глава 9.Кембрийский период .......................................................................... 166

9.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы .................................... 166

9.2. Органический мир ......i.............................................................................. 170>

9.3. Палеотектонические и Палеогеографические условия" ........................ 173

9.4. Климатическая и биогеографическая зональность .............................. 180

9.5. Полезные ископаемые .................^............................................................ 184

Глава 10.Ордовикский период ......................................................................... 184

10.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы .................................... 186

10.2. Органический мир .................<....................................................".^.."...... 187'

10.3. Палеотектонические и Палеогеографические условия ........................ 191

10.4. Климатическая и биогеографическая зональность ........................ 201

10.5. Полезные ископаемые .............................................................................. 204

Глава 11. Силурийский период ........................................................................ 205

11.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы .................................... 205

11.2. Органический мир ........... л........................................................................ 207

11.3. Палеотектонические и Палеогеографические условия ........................ 209"

11.4. Климатическая и биогеографическая зональность .............................. 216

11.5. Полезные ископаемые .............................................................................. 219

Глава 12.Девонский период ...........................................................•——.———— 219

12.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы .................................... 219'

12.2. Органический мир ......................................................................'.................... 221

12.3. Палеотектонические и Палеогеографические условия ........................ 224

12.4. Климатическая и биогеографическая зональность ........................ 236

12.5. Полезные ископаемые ................................................—•————————• "

Глава 13.Каменноугольный период ......................................................................... 240

13.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы .............................. •iw

13.2. Органический мир ......................-................-....•...---••••••-•-••••••••- ~

133 Палеотектонические и Палеогеографические условия ....................... ^oi

13.4. Климатическая и биогеографическая зональность .............................. W

13.5. Полезные ископаемые .............................................-...--•-•••••••-••••••• ^/"

Глава 14.Пермский период .............................................................................. ⁱ"^f

14.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы.................................... ^^1и

14.2. Органический мир ................ч...........................——..——••••——————— п-ул

14.3. Палеотектонические и Палеогеографические условия ....................... ^

14.4. Климатическая и биогеографическая зональность ..............................^А00

14.5. Полезные ископаемые .........................................-•-••••-•••••••••••••-••••- ~

МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРА

Глава 15.Триасовый период ....„...^^..^................................—...............— 29&

15.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы .................................... 29&'

15.2. Органический мир ............,..................................................——.—.———• 292

15.3. Палеотектонические и Палеогеографические условия ........................ 294

15.4. Климатическая и биогеографическая зональность .............................. 303

15.5. Полезные ископаемые .............................................——..——....——— ^30&

Глава 16.Юрский период ........................................."..............•—•—••"•—"•••"••• 307

16.1. Статиграфическое расчленение и стратотипы .................................... 307

16^2. Органический мир .................*......................................................---•• ³¹²

163 Палеотектонические и Палеогеографические условия ....................... alo

16.4. Климатическая и биогеографическая зональность .............................. 325

16.5. Полезные ископаемые ..................................................................... °³¹

Глава 17.Меловой период ..„..........................„........—..........~.—<...•.—•"——— ""¹

17.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы ............................ 332

17.2. Органический мир ........................................................................….......... 335

17.3. Палеотектонические и палеогеографические условия ..........……............. 341

17.4. Эволюция и вымирание фауны в меловом периоде ........................ ………356

17.5. Климатическая и биогеографическая зональность ......................……....... 358

17.6. Полезные ископаемые ..................................................... …………............. 363

КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭРА

Глава 18.Палеогеновый период ................................................................... 364

18.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы .................................... 364

18.2. Органический мир .............................л..................................................... 368

183. Палеотектонические и палеогеографические условия ....................... 369

184. Климатическая и биогеографическая зональность .............................. 383

18.5. Полезные ископаемые .............................................................................. 388

Глава 19Неогеновый период ............................................................................. 389

19.1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы .................................... 389

19.2. Органический мир ..................................................'.................................. 391

19.3. Палеотектонические и палеогеографические условия ........................ 393

19.4. Климатическая и биогеографическая зональность .............................. 407

19.5. Полезные ископаемые .............................................……….................. 410

Глава 20. Четвертичный (антропогеновый) период ............................................. 412

20.1. Стратиграфическое расчленение ............................................................ 412

20.2. Органический мир .....*.............................................................„.............. 417

20.3. Природные условия .................................................................................... 420

20.4. Полезные ископаемые ............................................................................ 427

Заключение ............................................................................................................... 428

Литература _......................................................................................................... 438

Учебное издание

Хаин Виктор Ефимович, Короновский Николай Владимирович, Ясаманов Николай Александрович

ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ

ОГЛАВЛЕНИЕ ЭЛЕКТРОННОЕ

ПРЕДИСЛОВИЕ................................................................................................................................. 3

ВВЕДЕНИЕ......................................................................................................................................... 4

ЧАСТЬ I ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ И МЕТОДЫ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ 7

ГЛАВА 1. ПРЕДМЕТ И ЗАДАЧИ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ.............................. 7

ГЛАВА 2. СТРАТИГРАФИЯ И ГЕОХРОНОЛОГИЯ........................................................ 14

2.1. ТИПЫ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ЕДИНИЦ И КРИТЕРИИ ИХ ВЫДЕЛЕНИЯ............ 16

2.2. ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ............................................................. 18

2.3. АБСОЛЮТНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ.................................................................... 36

2.4. МЕЖДУНАРОДНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА........................... 41

2.5. ЭТАЛОНЫ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ПОДРАЗДЕЛЕНИИ............................ 42

ГЛАВА 3. ОСНОВНЫЕ МЕТОДЫ ИСТОРИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА 47

3.1. ФАЦИАЛЬНЫЙ МЕТОД.......................................................................................... 48

3.2. АНАЛИЗ ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКОГО МАТЕРИАЛА (БИОФАЦИАЛЬНЫЙ И ПАЛЕОЭКОЛОГИЧЕСКИИ АНАЛИЗЫ)................................................................................................................................................. 54

33. ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ................................................................ 57

3.4. ФОРМАЦИОННЫЙ АНАЛИЗ................................................................................. 77

3.5. ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ КАРТЫ.................................................................... 79

ЧАСТЬ II. ДРЕВНЕЙШАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ................................................................. 82

ГЛАВА 4. ВОЗНИКНОВЕНИЕ ЗЕМЛИ И ДОАРХЕЙСКАЯ ИСТОРИЯ.................. 82

4.1. ОБРАЗОВАНИЕ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ....................................................... 82

4.2. ОБРАЗОВАНИЕ ПЛАНЕТ, КОНДЕНСАЦИЯ И аккумуляция МЕЖЗВЕЗДНОГО ВЕЩЕСТВА 84

4.3. ДОАРХЕЙСКИЙ (ГАДЕЙСКИЙ) ЭТАП РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ........................ 86

ГЛАВА 5. АРХЕЙСКАЯ ИСТОРИЯ..................................................................................... 88

5.1. ОБЩЕЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ ДОКЕМБРИЯ.............................................................. 88

5.2 РАННИЙ АРХЕЙ (4,0-3,5 млрд лет)....................................................................... 90

5.3. СРЕДНИЙ И ПОЗДНИЙ АРХЕЙ (3,5-2,5 млрд лет).......................................... 98

5.4. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ В АРХЕЕ................................................. 106

5.5. ЗАРОЖДЕНИЕ ЖИЗНИ......................................................................................... 108

5.6. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ................................................................................ 109

6.2. СРЕДА ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ........................................................................ 121

6.3. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ................................................................................ 122

ГЛАВА 7. ПОЗДНИЙ ПРОТЕРОЗОЙ................................................................................ 123

7.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ..................... 123

7.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР.......................................................................................... 129

7.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ.. 129

7.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ............................................................... 141

7. 5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ............................................................................... 142

ЧАСТЬ III ФАНЕРОЗОЙСКАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ...................................................... 145

ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА............................................................................................................... 145

ГЛАВА 8. ВЕНДСКИЙ ПЕРИОД......................................................................................... 149

8.1 О ПОЛОЖЕНИИ ВЕНДСКОЙ СИСТЕМЫ В ОБЩЕЙ ХРОНОСТРАТИГРАФИЧЕСКОИ ШКАЛЕ 149

8.2. СТРАТОТИПЫ ВЕНДСКОЙ СИСТЕМЫ.......................................................... 150

8.3. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР.......................................................................................... 155

8.4. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ.. 156

8.5 КЛИМАТИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ................................................................ 162

ГЛАВА 9. КЕМБРИЙСКИЙ ПЕРИОД............................................................................... 166

9.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ..................... 166

9.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР.......................................................................................... 170

9.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ.. 173

9.4: КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ......... 180

9.5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ................................................................................ 185

ГЛАВА 10. ОРДОВИКСКИЙ ПЕРИОД.............................................................................. 185

10.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ.................. 186

10.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 187

103. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ. 191

10.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ....... 201

10.5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ............................................................................. 204

ГЛАВА 11. СИЛУРИЙСКИЙ ПЕРИОД............................................................................. 205

11.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ.................. 205

11.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 207

11.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ 209

11.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ....... 216

11.5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ............................................................................. 219

ГЛАВА 12. ДЕВОНСКИЙ ПЕРИОД................................................................................... 219

12.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ.................. 219

12.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 221

12.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ 224

12.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ....... 236

12.5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ............................................................................. 239

ГЛАВА 13. КАМЕННОУГОЛЬНЫЙ ПЕРИОД.............................................................. 240

13.3 СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ................... 240

13.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 246

13.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ....... 263

135. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ.............................................................................. 269

ГЛАВА 14. ПЕРМСКИЙ ПЕРИОД...................................................................................... 270

14.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 271

14.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ 274

14.5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ............................................................................. 289

МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРА.................................................................................................................. 290

ГЛАВА 15. ТРИАСОВЫЙ ПЕРИОД................................................................................... 290

15.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ.................. 290

15.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 292

15.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ 294

15.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ....... 303

15.5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ............................................................................. 305

ГЛАВА 16. ЮРСКИЙ ПЕРИОД........................................................................................... 307

16.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ.................. 307

16.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 312

163. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ. 315

16.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ....... 325

165. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ.............................................................................. 331

ГЛАВА 17. МЕЛОВОЙ ПЕРИОД......................................................................................... 331

17.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ.................. 332

17.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 335

17.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ 341

17.4. ЭВОЛЮЦИЯ И ВЫМИРАНИЕ ФАУНЫ В МЕЛОВОМ ПЕРИОДЕ......... 356

175. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ........ 358

17.6 ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ.............................................................................. 363

КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭРА............................................................................................................... 364

18.2 ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР......................................................................................... 368

18.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧССКИЕ УСЛОВИЯ 369

18.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ....... 383

18.5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ............................................................................. 388

ГЛАВА 19. НЕОГЕНОВЫЙ ПЕРИОД............................................................................... 389

19.1 СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ................... 389

19.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 391

19.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ 393

19.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ....... 407

19.5 ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ.............................................................................. 410

ГЛАВА 20. ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ (АНТРОПОГЕНОВЫИ) ПЕРИОД.......................... 412

20.1. СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ.................................................... 412

20.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР........................................................................................ 417

20.3. ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ..................................................................................... 420

20.4. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ............................................................................. 427

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.............................................................................................................................. 428

ЛИТЕРАТУРА................................................................................................................................ 438

ОГЛАВЛЕНИЕ ЭЛЕКТРОННОЕ............................................................................................. 449