Урало-Монгольский геосинклинальный пояс

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ТОМСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
В.М.Подобина, С.А.Родыгин
ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ
Учебное пособие
Томск - 2000
1
ПРЕДИСЛОВИЕ
Историческая геология - один из фундаментальных предметов программы подготовки специалистов по направлению "Геология". Для эффективного усвоения материала требуется обеспечение студентов достаточным количеством учебно-методической литературы. За последние полтора
десятилетия ведущими коллективами страны выпущены три известных учебника, широко используемых в большинстве вузов. Это учебник коллектива кафедры исторической и динамической геологии Санкт-Петербургского государственного горного института (ныне СПГГУ) "Историческая
геология с основами палеонтологии" 1985 года выпуска. Авторы - Е.В. Владимирская, А.Х. Кагарманов, Н.Я. Спасский и др. В 1986 году опубликован учебник "Историческая геология"
Г.И.Немкова, Е.С. Левицкого, И.А. Гречишниковой- и др., подготовленный на кафедре региональной геологии и палеонтологии Московского геологоразведочного института (ныне МГГА). Учеными МГУ в 1997 г. выпущен учебник "Историческая геология"; авторы - В.Е. Хаин, Н.В.
Короновский и Н.А. Ясаманов. Все эти учебники использованы при подготовке данного пособия по
исторической геологии. Упомянем также вышедшую в 1998 г. "Историческую геологию с основами
палеонтологии" (автор - М.Д. Парфенова). Пособие подготовлено на кафедре общей и
исторической геологии Томского политехнического университета. Однако дефицит учебных
пособий по этому курсу не ликвидирован, поскольку первые два учебника выпущены довольно
давно, а два последних имеют небольшой тираж и уже стали библиографической редкостью.
Возникла необходимость подготовить новое учебное пособие, доступное для наших студентов и
учитывающее сибирский оригинальный материал.
Нужно подчеркнуть также следующее обстоятельство. В известных учебниках по исторической геологии по-разному трактуется развитие Земли и уделяется неодинаковое внимание вопросам новой глобальной тектоники. Если в учебниках Е.В.Владимирской и др. (1985), Г.И.Немкова и
др. (1986) вопросы тектоники литосферных плит почти не рассматриваются или занимают весьма
скромное место, то последний учебник В.Е.Хаина, Н.В.Короновского и Н.А.Ясаманова (1997) целиком базируется на этой концепции.
На взгляд авторов, нужно критически относится к гипотезе мобилизма, так как многие фактические данные невозможно вместить в рамки только плитной тектоники. Особенные затруднения испытывает концепция литосферных плит применительно к палеозойскому и докембрийскому этапам земной истории. Основным противоречием являются глубокие корни континентов, не
позволяющие им свободно перемещаться по астеносферному слою, а также присутствие кольцевых структур и отсутствие больших скоплений осадочного материала в зонах субдукции. На наш
взгляд, оправданным является применение пульсационной гипотезы, в основе которой лежат чередования эпох сжатия и расширения Земли, обусловленных космическими причинами. По-видимому, с эпохами расширения связано появление рифтовых зон и расхождение континентов. После
работ В.А.Обручева и М.А.Усова эти идеи в последние годы особенно активно развиваются
Е.Е.Милановским и его сторонниками; этим идеям отдается предпочтение в данном учебном пособии. Концепция новой исторической геологии, по-видимому, должна учитывать лишь ограниченный спрединг при пульсационном развитии Земли, цикличность и эволюцию всех геологических процессов, в том числе и наблюдаемую на палеонтологическом материале эволюцию органического мира.
2
Предлагаемое учебное пособие имеет сопоставимый с упомянутыми выше учебниками
объём и охватывает все разделы курса, предусмотренные программой. Одним из нововведений в
данном учебном пособии является совмещение сведений по палеогеографии разных периодов фанерозоя с наиболее характерными разрезами, на которых показано также распространение ископаемых остатков. За основу палеогеографических реконструкций взяты известные схемы Н.М.Страхова, дополненные авторами. Эти обобщенные схемы впервые даются в цветном варианте, что
должно значительно повысить восприятие излагаемого материала. Наряду с этими схемами, не
учитывающими концепцию новой глобальной тектоники, в учебном пособии помещены плейттектонические реконструкции древних континентов, заимствованные нами из книги J.Monroe &
R.Wicander, 1994. Таблицы характерных организмов различных систем составлены по примеру таковых из учебника Г.И.Немкова и др. (1986), дополнены сибирским материалом и максимально;
приближены к коллекциям, имеющимся на кафедре палеонтологии и исторической геологии Том*ского государственного университета.
Содержание учебника обсуждалось с коллегами по кафедре палеонтологии и исторической
геологии ТГУ. Авторы благодарны доценту Н.И.Савиной за помощь в редактировании учебного
пособия, профессору ТГУ А.И.Родыгину и доценту Г.М.Татьянину за ценные советы при чтении
ряда глав, а также доценту МГУ Д.И.Панову, сделавшему важные критические замечания, что позволило улучшить содержание и структуру учебного пособия. Выражаем благодарность начальнику
управления МПР России, заслуженному геологу России Л.В.Оганесяну и генеральному директору
ЗАО "Геоинформмарк" Г.М.Гейшерику за содействие в выпуске учебного пособия к 300-ле1, тию
горно-геологической службы России. Благодарим В.А.Коновалову, Т.Н.Афанасьеву и Е.С.Абдурахманову, участвовавших в компьютерном наборе текста, а также всех лиц, способствовавших
опубликованию данной работы.
3
ВВЕДЕНИЕ
Историческая геология - синтетическая дисциплина, интегрирующая данные многих других геологических наук. Предметом изучения исторической геологии является Земля, точнее, ее
верхняя твердая оболочка - земная кора. Цель исторической геологии - выявление процессов,
происходивших в земной коре в течение геологического времени, выяснение закономерностей ее
развития, воссоздание с наибольшей полнотой картин эволюции биосферы в прошлые геологические эпохи нашей планеты.
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. На этих материалах основываются 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, существовав-,
шие на земной поверхности в прошлые геологические эпохи.
Историческая геология решает следующие основные задачи:
1. Изучение залегания слоев горных пород, восстановление хронологической последователь£ости их образования, определение относительного возраста. Породы, слагающие земную кору,
сформировались не сразу, а в какой-то последовательности; причем в один и тот же отрезок вре
мени на разных участках земной поверхности возникали различные по составу и происхождению
породы. Эту задачу - изучение состава, места и времени образования пластов горных пород, а
также выявление их взаимоотношений и сопоставление (корреляцию) между собой - решает герлогическая дисциплина стратиграфия (от латинского stratum - слой и греческого grapho - пишу).
При этом стратиграфия в значительной степени использует данные литологии, палеонтолог ии,
структурной геологии, относительной и абсолютной геохронологии.
2. Анализ становления и развития жизни на Земле - прерогатива палеонтологии. Разделы па
леонтологии: палеофаунистика и палеофлористика изучают совокупность соответственно живот
ных и растений, обитавших в определённое время в разных климатических условиях, а также про
исхождение и развитие фаун и флор во времени. Раздел палеобиогеография выявляет закономерно
сти пространственного, а также временного распространения ископаемых животных и растений.
3. Восстановление физико-географических условий земной поверхности геологического про
шлого, в частности, распределение суши и моря, рельефа суши и Мирового океана, глубин, соле
ности, температур, плотности, динамики морских бассейнов, климата, биологических и геохими
ческих условий - одна из самых трудных задач в исторической геологии. Она является основной
задачей науки палеогеографии, которая в прошлом веке выделилась из исторической геологии в
самостоятельную отрасль научных знаний. Палеогеографические исследования невозможно про
водить без изучения вещественного состава, структурного и текстурного строения осадочных гор
ных пород.
4. Восстановление истории тектонических движений. Разновозрастные и разномасштабные
следы тектонических движений в виде нарушений первичного залегания слоев горных пород и
геологических тел наблюдаются повсеместно на земной поверхности. Определением времени
4
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.
5. Восстановление и объяснение истории вулканизма, плутонизма и метаморфизма. В основе
исследований лежит определение относительного и абсолютного возраста вулканогенно-осадоч- ных, магматических и метаморфических пород, а также установление первичной природы после
дних. После этого выделяют области вулканической активности, выявляют и реконструируют ус
ловия вулканизма и плутонизма, определяют геохимическую особенность мантийных потоков.
Это задачи геохимии и петрологии.
6. Выявление закономерностей размещения в земной коре полезных ископаемых - эту задачу
помогает решать раздел геологии учение о полезных ископаемых.
7. 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 региональ
ная геология, региональная и историческая геотектоника, геохимия, космическая геология, геофи
зика, петрология и другие науки.
Историческая геология на основе обобщения, анализа разнообразных фактов, на документальном материале воссоздает фрагменты эволюции земной коры и картины геологического прошлого. Это, собственно, и есть ее главная задача.
Историческая геология использует главным образом данные по геологическому строенияг
суши, занимающей только одну треть земной поверхности. Бурное развитие морской геологии заг
последние два десятилетия дало нам новые сведения по геологии дна морей и океанов; эти материалы помогают восстановить лишь сравнительно недавнюю историю развития океанической
коры. Выявленные при этом закономерности вряд ли возможно интерполировать на более отдалённые геологические зоны и эры (докембрий, палеозой). Восстановление геологической истории
Земли во всей её полноте с использованием всей совокупности как прежних, так и новейших методов и закономерностей - задача исследователей наступающего XXI века.
Знание исторической геологии необходимо при изучении региональной геологии, рассматривающей геологическое строение отдельных регионов Земли как результат их геологической истории. В то же время обобщение и анализ данных региональной геологии позволяют восстановить'
историю Земли в целом и выявить закономерности ее развития в прошлые геологические эпохи.
Историческая геология как наука возникла на рубеже XVIII и XIX веков. Однако человечество давно интересовали вопросы происхождения горных пород и содержащихся в них окаменелостей, пути преобразования земной поверхности. В трудах ученых Древнего Египта, Греции,
Рима, Индии и Китая по этим проблемам есть немало интересных геологических наблюдений и
идей, но им не придавалось особого значения вплоть до эпохи Возрождения.
В 1669 г. датский естествоиспытатель Нильс Стенсен (1638-1686), работавший в Италии и известный в научных кругах под именем Николая Стенона, сформулировал шесть основных правил
(постулатов) 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 пере
крывает.
4. Слой, содержащий морские раковины или морскую соль, образовался в море; если он со
держит растения, то произошел от речного паводка.
5. Слой должен иметь неопределенную протяженность и его можно прослеживать поперек
какой-либо долины.
5
6. Слой отлагался вначале горизонтально; если он наклонен, то он испытал какой-либо изгиб.
Если другой слой залегает на наклонных слоях, то их изгиб произошел ранее отложения этого второго слоя.
В этих основных положениях Стенона мы видим прежде всего начало таких наук, как стратиграфия и тектоника,
В середине XVIII в. появились работы Ж.Бюффона и И.Канта, в которых на основании космогонических представлений высказывались идеи об изменчивости и развитии MHpo3flaHHЈj о
длительности истории Земли.
Наиболее правильное объяснение геологических явлений было дано в трудах гениального
русского ученого М.В.Ломоносова (1711-1765). Он разделял геологические процессы на внутренние и внешние и отводил ведущую роль внутренним причинам в образовании гор и впадин.
М.В.Ломоносов фактически впервые применил принцип актуализма. Он ясно указывал, что изучение современных геологических процессов позволяет понять прошлое Земли. Касаясь условий
образования осадочных пород, в своем труде «О слоях земных» (1763) он писал: "...сии одна на
другой лежащие разного рода материи (кои флецами называют) показывают, что произошли не в
одно время; однако ж и вместе претерпели ... перемены общие и особливые. Песчаные слои были
прежде дно морское или реки великой".
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.
К концу XVIII в. накопилось много геологических сведений, но пока не был найден надежный метод определения синхронности, одновозрастности отложений и, следовательно, вызвавших
их процессов. Поэтому была невозможна историческая систематизация собранных сведений. Таким ключом явился палеонтологический (биостратиграфический) метод, основателем которого
был английский инженер В.Смит (1769-1839). Правда, его предшественник французский аббат
Жиро Сулави еще в 1779 г. установил последовательную смену комплексов ископаемых организмов в разрезе осадочных толщ Южной Франции и пришел к выводу, что хронологическая очередность эпох господства различных комплексов морских животных соответствует последовательности залегания и относительному возрасту вмещающих эту фауну слоев горных пород. Однако
практическое значение ископаемых организмов для расчленения и корреляции осадочных толщ
было показано В.Смитом, составившим на основе биостратиграфического метода первую шкалу
вертикальной последовательности осадочных пород Англии.
Основателями палеонтологического метода наряду со В.Смитом являются 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, что дало
возможность составить первые стратиграфические колонки, разрезы и геологические карты ряда
районов Англии и Франции. На основе палеонтологического метода в XIX столетии было выделено большинство известных ныне геологических систем и составлены геологические карты. Открытие нового метода способствовало быстрому становлению исторической геологии и знаменовало собой начало "стратиграфического" этапа развития этой науки. В течение 20 лет XIX в.
(:1822-1841 гг.), названных Б.С.Соколовым "героической эпохой" в развитии геологии, были установлены почти все основные подразделения общей стратиграфической шкалы, что позволило систематизировать обширный геологический материал в хронологической последовательности. Однако эти достижения прошли под знаком господства идей катастрофизма, божественных актов
Творения, которыми объяснялась смена комплексов животных и растений в вертикальном разрезе.
6
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'Орбиньи (1802-1857), Л.Эли де Бомон (1798-1874) и другие
стали объяснять катастрофами не только вымирание организмов, но и многие другие события на
земной поверхности. 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 предлагал начинать с изучения современных геологических процессов, считая, что они являются "ключом к познанию геологических процессов прошлого". Это положение
Чарльза Лайеля получило впоследствии название "принципа актуализма".
Сокрушительный удар катастрофизму был нанесен появлением труда Чарльза Дарвина "Происхождение видов путем естественного отбора" (1859). Его выводы о значении естественного отбора в эволюции органического мира укрепили роль ископаемых органических остатков как документов истории жизни и как основы хронологического расчленения слоев горных пород. Большое
значение в развитии исторической геологии имели также идеи Ч.Дарвина о неполноте геологической и палеонтологической летописи. Появление трудов Ч.Дарвина оказало большую поддержку
учению эволюционистов, так как в них доказывалось, что органический мир преобразуется путем
медленных эволюционных изменений.
По мнению В.М.Подобиной и Г.М.Татьянина (Эволюция.., 1997), в истории Земли под воздействием преимущественно космического и тектонического факторов наблюдается постепенное усложнение биоты с периодическим нарушением ее равновесия и равномерного развития. Со времен
Ж.Кювье исследователи неоднократно отмечали, как одни организмы через определенные промежутки времени уступали место в экосистемах другим, более прогрессивным формам. Однако развитие подобных представлений на научной основе стало возможным только в XX в., с накоплением
информации об органическом мире прошлых геологических эпох. Геохронологический фактор (геологическое время) в данном случае становится одним из ведущих. Прерывистый характер непрерывного развития биоты есть неотъемлемая составная часть глобального процесса эволюции организмов и определяется, как показали исследования многих ученых, обращением Земли вместе с
Солнечной системой вокруг центра Галактики, прохождением различных секторов галактической
орбиты и другими "космическими" причинами, их взаимодействием с внутренней энергией Земли.
У сложно организованных форм с половой дифференциацией наблюдается цикличность в
развитии (становление, развитие и угасание), и такие организмы более подвержены вымиранию
во время природных катастроф. Прогрессивная (магистральная) эволюция, на взгляд В.М.Подобиной и Г.М.Татьянина (1997), по-видимому, обусловлена, кроме естественного отбора по Ч.Дарвину, влиянием так называемых "катализаторов" (активные зоны, рифты и т.д.), способствовавших
ускоренному мутационному процессу и быстрому развитию организмов, попадавших во время
миграции в указанные зоны.
Исследуя фораминиферы фанерозоя, а также учитывая развитие других организмов по опубликованным работам, В.М.Подобина и Г.М.Татьянин предполагают, что на эволюцию биоты оказали влияние следующие основные факторы:
7
1. Космический (обращение Земли вместе с Солнечной системой вокруг центра Галактики,
изменение величины солнечной радиации, падение астероидов, метеоритов, изменение эксцентри
ситета земной орбиты, оси вращения Земли и др.).
2. Тектонический (орогенез, рифтогенез, образование глубоководных желобов, опусканий,
поднятий и др.).
3. Геохронологический (геологическое время).
С первыми двумя факторами взаимосвязаны следующие два фактора:
4. Палеогеографический (экосистемные перестройки: абиотические и биотические измене
ния, взаимосвязь организмов).
5. Температурный (климатическая и вертикальная зональность: уменьшение температуры к
полюсам и с глубиной, повышение в отдельных местах температуры, связанной с эндогенными
процессами).
6. Миграционный фактор (имеет большое значение в мезозое и, особенно, кайнозое).
В течение геологического времени влияние перечисленных факторов на эволюцию организмов было неравнозначным. Как указывалось, действие первого и, как следствие, второго факторов
преобладало на первых и последующих этапах развития биоты, затем началось влияние геохронологического и других факторов. Шестой фактор стал особенно ощущаться при появлении активно
или пассивно перемещающихся нектонных, планктонных и некоторых бентосных организмов в
результате возникновения более разнообразных климатических и других обстановок, что привело
к ускоренной эволюции отдельных групп этих организмов.
Скорость эволюции представителей биоты поэтому не оставалась постоянной. На основании
исследования некоторых отрядов фораминифер по скорости эволюции выделены три основные ,
группы, которые могут быть прослежены и среди других органических форм:
1) ускоренной эволюции (планктон, нектон и частично подвижный бентос); 2) умерентшй
эволюции (подвижный бентос); 3) замедленной эволюции (медленно передвигающийся и сидячий
бентос). В пределах каждой группы, в свою очередь, по скорости эволюции могут быть выделены
соподчиненные подгруппы, отличающиеся некоторыми особенностями.
Одно из катастрофических вымираний организмов на границе мела и палеогена коснулось,
как известно, наиболее специализированных форм, находящихся в большой степени на третьей
стадии развития (угасание). Это преимущественно глоботрунканы (фораминиферы), аммониты,
белемниты, динозавры и др. По скорости эволюции они относятся к первой группе. Большинство
организмов второй и, в основном, третьей групп прошли этот рубеж без заметных изменений.
Одновременно с развитием исторической геологии еще в конце XVIII в. сложилось представление о существовании более разнообразной 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 верхнего осадочного
слоя земной коры, причем его 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 отдельных геологических эпох как для крупных участков суши (Г.А.Траутшольд, Дж. Дэна,
В.О.Ковалевский), так и для всего земного шара (Ж.Марку). Эти работы знаменовали собой "па-
8
леогеографический" этап развития исторической геологии. Большое значение для становления палеогеографии имело введение в 1838 г. А.Грессли (1814-1865) понятия о фациях, сущность которого заключается в том, что породы одного и того же возраста могут иметь разный состав, струк-»
туру и текстуру, отражающие условия их образования.
В 1859 г. в Северной Америке зарождается представление о геосинклиналях (Дж.Холл)г, а' ■
конце XIX в. выдающийся русский геолог А.П.Карпинский в своих трудах, вскрывающих закономерности геологического развития европейской части России, закладывает основы учения о платформах. Представление о геосинклиналях и платформах как главнейших элементах структуры
земной коры оформилось в виде стройной теории в труде французского ученого Э.Ога "Геосинк-»
линали и континентальные площади" (1900) и стало важнейшим обобщением геологической истории земной коры.
Широким распространением и развитием этих идей отечественная геологическая наука обязана А.А.Борисяку, который вслед за Э.Огом стал рассматривать историческую геологию как историю развития геосинклиналей и платформ. Идеи А.А.Борисяка лежат в основе многих направлений современной исторической геологии. В 20-х годах ученик А.А.Борисяка Д.В.Наливкин закладывает основы учения о фациях; несколько позднее в трудах Р.Ф.Геккера, Б.П.Марковского и
других исследователей начинает оформляться "палеоэкологическое" направление в изучении вза-,
имоотношений между организмами и средой обитания в прошлом.
Вскоре после работ Э.Ога немецкий геофизик А.Вегенер формулирует в наиболее полном
виде гипотезу дрейфа континентов (гипотезу мобилизма). После некоторого периода забвения, начиная с 60-х годов XX в., эта идея возродилась на новой фактической основе уже как гипотеза
неомобилизма (новая глобальная тектоника, или тектоника литосферных плит). Большой вклад в
развитие этой концепции внесли А.Холмс, Г.Хесс, Р.Дитц, Ф.Вэйн, Д.Мэтьюз, Д.Вилсон, З.Ле Пи+
шон и многие другие исследователи.
20-40-е годы явились временем широкого развития региональных геологических исследова*ний, на базе которых созданы крупные обобщающие сводки по территории Европы (С.Н.Бубнов),
Сибири (В.А.Обручев), СССР (А.Д.Архангельский). Выполнению этих работ способствовали
представления о фазах складчатости, выдвинутые выдающимся немецким тектонистом Г.Штилле.
На базе обобщения громадного фактического материала по стратиграфии, палеогеографии, магматизму и тектонике формулируются основные закономерности геологического развития Земли в
трудах зарубежных (Л.Кобер, Г.Штилле) и отечественных (А.Д.Архангельский, Д.В.Наливкищ
Н.М.Страхов, Н.С.Шатский и др.) ученых.
Если конец XIX - 60-е годы XX в. могут быть выделены в "тектонический" этап развития
исторической геологии, то для современного этапа характерны синтез уточненных данных по геологии континентов, анализ постоянно увеличивающегося потока сведений по геологии дна океач
нов, работы по созданию цельной картины геологической истории Земли, по выявлению закономерностей этой истории и объяснению их причинной зависимости. При этом наука опирается не
только на старые, постоянно совершенствующиеся методы исследования, но и на новые методы:
абсолютной геохронологии, геохимические, геофизические, палеомагнитные, глубокого и сверхглубокого бурения.
Наряду с научными исследованиями, уже в начале XX в. ведущие профессора начали читать
курс исторической геологии в высших учебных заведениях - первоначально в Санкт-Петербурге^
затем в других городах России.
На первом этапе преподавания использовались переводные учебники, например двухтомник
М.Неймайра "История Земли" (1897-1898) под редакцией А.А.Иностранцева. Позднее появились
учебники, написанные русскими учёными. В Императорском Санкт-Петербургском университете
профессором А.А.Иностранцевым (1903, том II) впервые читался курс лекций по исторической
геологии. Наряду с описанием геологических разрезов других стран мира, А.А. Иностранцевым
9
приводится геологическая характеристика отдельных регионов России. Особенно подробные сведения даются им по четвертичной системе, изучению которой до этого времени уделялось недостаточно внимания.
В 1910-1911 гг. в Санкт-Петербургском горном институте Ф.Н.Чернышев читал курс лекций
по исторической геологии, в котором были учтены его многолетние исследования по отдельным
регионам России.
Как уже указывалось, идеи А.А.Борисяка лежат в основе палеогеографических реконструкций и связанной с ними последовательной смене физико-географических обстановок. В дальнейшем учение о фациях, разработанное Д.В.Наливкиным, также способствовало развитию историко-геологических исследований и обогащению вузовского курса исторической геологии. Д.В.Наливкин, кроме того, ввел в 1932 г. в курс исторической геологии сведения о магматизме и полезных ископаемых. В 40-х годах Б.С.Соколов читал этот курс лекций в ЛГУ, дополняя характеристику периодов палеогеографическими особенностями континентов. В это же время выходят учебники по исторической геологии Г.Ф.Мирчинка, А.Н.Мазаровича, М.К.Коровина и др. Двухтомное
издание "Основы исторической геологии" Н.М.Страхова (1948) около тридцати лет было основным учебником по данному курсу, а его палеогеографические схемы не потеряли своего значения
до настоящего времени.
"Основы истории Земли, или введение в историческую геологию" американского исследователя У.Стокса (W.Stokes, 1960) дает представление о единой истории земной коры и ее органического мира на основании интеграции локальных событий как в пространстве, так и во времени.
Одним из основополагающих является учебник Г.П.Леонова (1980), в котором историческая
геология рассматривается как отрасль науки, освещающая закономерности развития земной коры
и Земли в целом.
Большим событием в исследованиях по исторической геологии явилась Международная научно-методическая конференция, организованная кафедрой исторической и динамической геологии (зав. кафедрой профессор А.Х.Кагарманов) в Санкт-Петербургском горном институте (Технический университет) (20-21 апреля 1999 г.) и посвященная 110-летию со дня рождения выдающегося ученого академика Д.В.Наливкина. Эта конференция способствовала выработке концепции
настоящего учебного пособия, дала возможность по-новому осмыслить накопившийся новый теоретический материал и значительно улучшить его демонстрационную часть.
В последние годы основными по курсу исторической геологии являются учебники под редакцией
профессора А.Х.Кагарманова (1985), профессора Г.И.Немкова (1986) и академика В.Е.Хаина (1997).
Перспективы развития исторической геологии связаны с созданием стройной теории развития земной коры, обобщающей все новейшие сведения, получаемые в последнее время геофизикой, геохимией, петрологией, палеонтологией и другими науками. Необходимо верно отразить сеотношение вертикальных и горизонтальных движений земной коры. Основой для этих обобщений
может быть уже не мобилизм, который не в состоянии объяснить накопившиеся противоречащие
ему факты, а, например, пульсационная концепция, основывающаяся на идеях цикличности и направленности геологических процессов, развиваемая в настоящее время академиком Е.Е.Милановским и другими исследователями.
Одна из важнейших задач исторической геологии - выявление закономерностей размещения
полезных ископаемых - осложняется полигенностью и полихронностью минерагенеза. Большой
интерес представляют появившиеся в последнее время данные плюм-тектоники (суперплюмы и
т.д.) и открывшиеся перспективы построения на новой основе концепции рудообразования, нефте- и газообразования.
Поиски новых следов жизни в докембрии и позднем протерозое могут дать интересные результаты и дополнить наши представления о самых ранних этапах развития биосферы и земной
коры.
10
ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И МЕТОДЫ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ
Для успешного решения поставленных задач историческая геология должна обладать набором методов. Исходя из комплексной, синтетической природы исторической геологии она ставит
себе на службу методы всех перечисленных во введении геологических наук, а также методы биологии, физики, химии, астрономии, математики, информатики и т.д.
Рассмотрим методы исторической геологии.
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЙ МЕТОД
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 последователь»
ные операции:
^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 стратиграфическую корреляцию выделенных в разных разрезах слоев,
пачек, горизонтов, т.е. установление их геологической одновозрастности по латерали.
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.
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 (Геологический словарь, 1973). По определению Д.Л.Степанова и М.С.Месежникова (1979), стратиграфия занимается изучением слоистых, пластующихся или стратифицированных образований, прежде всего осадочных пород, устанавливает их временные и пространственные соотношения. К ней лучше всего подходит термин, которым пользовался наш великий
соотечественник М.В.Ломоносов (1711-1765), предваряя нынешнее понимание геологии, - "наука
о слоях земных". Этот метод является одним из главных в исторической геологии, поскольку
большую часть информации для восстановления истории земной коры нам дают осадочные породы. Стратиграфия устанавливает последовательность напластования слоев (стратонов) разного
ранга, разрабатывает геохронологическую шкалу для датировки геологических событий.
Стратиграфия играет важнейшую роль при геологических исследованиях. Без нее немыслимо проводить геологическое картирование, решать проблемы геологического развития отдельных
регионов и Земли в целом, реконструировать палеогеографические обстановки и установить эта-
11
пы эволюции органического мира. Без детальных стратиграфических исследований невозможно
раскрывать сложное строение структур земной коры, проводить поиски и разведку полезных ископаемых.
Стратиграфия решает три соподчиненных задачи: 1) Расчленение конкретных разрезов и составление местной стратиграфической схемы. 2) Корреляция (сопоставление) отдельных слоев и
толщ удаленных друг от друга разрезов. Создание сводной (региональной) стратиграфической
схемы. 3) Проведение межрегиональной и глобальной корреляции. Создание общей (планетарной) стратиграфической шкалы.
Стратиграфия руководствуется в своей деятельности определенными принципами. С.В.Мейен (1989) считал универсальными три таких принципа.
Первый из них - принцип последовательности напластования, который сформулировал в
1669 г. Н.Стеной: "При ненарушенном залегании каждый нижележащий слой древнее покрывающего слоя". Этот так называемый принцип суперпозиции позволяет установить простые временные соотношения типа "раньше - позже".
Второй принцип - гомотаксиса (гомотаксальности) или идентичности (принцип Гексли). Гомотаксальность - это соответствие слоев в разных разрезах по признакам, одинаково упорядоченным в каждом разрезе (Мейен, 1989). Этот принцип дает возможность корреляции разрезов. На
основании одного и того же порядка (гомотаксиса) комплексов фауны и флоры в разных разрезах
производится сопоставление соответствующих друг другу по положению (гомотаксальных) комплексов. Возможно применение понятия гомотаксальности при сопоставлении разрезов по любым
признакам.
Третий принцип - хронологической взаимозаменяемости признаков. Этот принцип позволяет
подменять так называемые несамостоятельные признаки (редкие, устанавливаемые от случая к
случаю, - например, находки ископаемой фауны, которые могут быть лишь в отдельных точках
слоя) самостоятельными (например, литологическими). Можно прослеживать слой по латерали,
руководствуясь самостоятельными (литологическими) признаками и лишь учитывать редкие несамостоятельные (палеонтологические). Нужно отметить, что несамостоятельные признаки более
важны, чем самостоятельные, но заменяются последними для прослеживания пород определенного стратиграфического уровня.
Существуют и другие важные положения стратиграфической корреляции. Например, правило, сформулированное Н.А.Головкинским в 1868 г. Согласно правилу Головкинского, в непрерывном разрезе осадочных толщ друг над другом отлагаются осадки, которые могут образоваться рядом (по латерали) на поверхности суши или на дне бассейна седиментации. Поэтому при трансгрессии или регрессии моря смена осадков по вертикали соответствует их горизонтальной зональности. Таким образом, в каждой осадочной толще уверенно можно считать одновозрастными
лишь те осадки, которые простирались параллельно береговой линии древнего бассейна.Биостратиграфическое расчленение и корреляция разрезов основаны на правиле В.Смита, согласно которому одновозрастные осадки содержат одни и те же или близкие остатки ископаемых
организмов. С этим правилом связан дополняющий его и упомянутый выше принцип Гексли - ископаемые фауны и флоры сменяют друг друга в определённом порядке. Наряду с перечисленными
при относительной геохронологии используются ещё два правила, сформулированные в XVIII
столетии Дж. Хаттоном (Геттоном). Одно из них - "закон пересечений": секущая магматическая
порода всегда моложе той породы, которую она рассекает, и другой - "закон включений": включение всегда старше вмещающей породы.
Стратиграфические подразделения, как всякие материальные объекты, реальны и неповторимы в геологической истории земной коры.
Одна из важнейших задач стратиграфии - определение возраста стратонов (т.е. подразделений разного уровня - слоев, пачек, толщ и т.п.). Без реального представления о возрасте Земли,
12
продолжительности геологических событий невозможны любые историко-геологические реконструкции. Для выяснения возраста в геологии существуют два различных направления: относительное и абсолютное геологическое летосчисление (геохронология). Относительное летосчисление
определяет возраст геологических объектов и последовательность их образования стратиграфическими методами. Абсолютное - устанавливает время возникновения горных пород, проявления
геологических процессов, их продолжительность в астрономических единицах (годах) радиологическими методами.
ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Относительная геохронология (летоисчисление) разрабатывается при помощи палеонтологических (биостратиграфических) и непалеонтологических методов стратиграфии. Для позднего докембрия и фанерозоя ведущими, безусловно, являются палеонтологические методы. Одной из задач стратиграфии является расчленение осадочных и вулканогенных толщ в обнажении или в разрезе скважины на отдельные стратоны, что осуществляется различными способами и по различным признакам. При этом стремятся выделить эти стратоны в разрезе таким образом, чтобы они узнавались и другими исследователями. Выделенные в обнажении (скважине) слои объединяются в пачки,
толщи. В дальнейшем слои, пачки, толщи одного обнажения (скважины) сравнивают с подобными
подразделениями другого обнажения (скважины) и устанавливают корреляционные уровни.
Палеонтологические методы (биостратиграфия)
Существует целая группа палеонтологических методов (методов биостратиграфии) для расчленения и определения относительного возраста горных пород (по принципу Н.Стенона "старше" - "моложе").
Органический мир Земли непрерывно и необратимо изменялся, поэтому каждому отрезку
геологического времени отвечают характерные только для него растения и животные. Значит, одновозрастные отложения близкого происхождения содержат сходные комплексы органических остатков. Следовательно, слои можно сравнивать по их палеонтологической характеристике. В основе палеонтологических методов лежит закон Л.Долло о необратимости эволюции органического
мира. Организм никогда не сможет вернуться к предковому состоянию, даже если он окажется в
обстановке, близкой к условиям обитания предков. Другими словами, в истории развития организмов не может быть повторения одинаковых растений и животных. Вид или другой таксон существует во времени непрерывно и, раз исчезнув, не может появиться вновь (Ч.Дарвин). Одинаковые
условия обитания могут привести к внешнему, морфологическому сходству представителей разных типов или классов (рыбы - ихтиозавры - дельфины, кораллы - рудисты и др.). Такое явление
называется конвергенцией.
Значение различных групп фауны для биостратиграфии неодинаково (рис. 1). Есть группы,
позволяющие проводить планетарные корреляции. Например, раннекембрийские археоциаты, ордовикские и силурийские граптолиты, мезозойские аммониты. Эти группы называют архистратиграфическими или руководящими формами. Это преимущественно планктонные и нектонные формы, быстро расселявшиеся по всему свету. Другие группы, главным образом бентосные или донные организмы, распространявшиеся более широко в личиночной стадии, менее пригодны для широкой корреляции, но они играют ведущую роль в региональной биостратиграфии. Для исследования закрытых районов, изучаемых при помощи буровых скважин, огромное значение приобретают
микроскопические органические остатки (микрофоссилии) животного, растительного происхождения и даже неясного систематического положения. К микрофоссилиям относятся раковины и скелеты мелких животных (фораминиферы, радиолярии, остракоды), некоторые одноклеточные водоросли (кокколитофориды, диатомовые и др.), споры и пыльца растений, мелкие фрагменты скелета
(конодонты, сколекодонты, чешуйки рыб), спороморфные и другие биогенные образования.
13
I --- Г—I ---- 1--- 1 --- 5 --4 -----1 --- 1 --- 1 - 1
; ; ; ; : : :;;;Ь--
Диатомовые и силикофлагелляты
__ I ___ I . .1 ________ 1 . . I,
Рис. 1. Стратиграфическое значение главных групп морских беспозвоночных
в фанерозое (П.Рич и др., 1997)
Научно-технический прогресс XX в. оказал заметное влияние и на развитие палеонтологии.
Новые приборы и аппаратура позволили усовершенствовать способы извлечения органических
остатков из горных пород и методы их изучения. Все больше групп организмов привлекается на
службу биостратиграфии. Для определения геологического возраста биостратиграфия использует
следующие методы: руководящих ископаемых, комплексного анализа, количественный (процентно-статистический), филогенетический, палеоэкологический.
Метод руководящих ископаемых состоит в том, что одновозрастными считаются отложения с одинаковыми руководящими формами. Длительное время этот метод был основным. Он
сыграл выдающуюся роль в установлении большинства систем, отделов, а впоследствии ярусов
на всех материках, в значительном удалении от стратотипических районов и. зачастую при невысокой в то время геологической изученности.
14
Под руководящими ископаемыми подразумевают органические остатки, принадлежащие группам, которые существовали короткий промежуток времени, но успели за небольшой срок расселиться на значительной территории и в большом количестве. Следовательно, руководящие ископаемые должны иметь широкое горизонтальное и узкое вертикальное распространение, встречаться
часто и в большом числе экземпляров, а также легко распознаваться. Многие виды вымерших
организмов удовлетворяют этим требованиям. Например, брахиоподы Obolus apollinis E i с h w a 1 d
характерны для тремадокского яруса ордовика, брахиоподы Choristites mosquensis F i s c h e r для московского яруса карбона, аммонит Cadoceras elatmae N i k i t i n характерен для келловейского яруса юрской системы. Руководящими могут быть роды и даже некоторые более крупные систематические группы (семейства, отряды, классы). Так, археоциаты жили только в раннем
кембрии, швагерины (фораминиферы) - в ранней перми, цератиты (аммоноидеи) - только в конце
перми и в триасе.
В настоящее время, применяя метод руководящих ископаемых, учитывают образ жизни организмов, зависящий от среды обитания, ограничивающий их пространственное распространение.
Например, среднекембрийские трилобиты рода Paradoxides найдены во многих регионах - в Европе, Сибири, Средней Азии, Монголии, Китае, Австралии, Антарктиде только в морских отложениях. Брахиоподы Conchidium knighti S о w e r b у встречаются в лудлове (верхний силур) Северной Америки, Британских островов, Прибалтики, Приднестровья, Урала, Новой Земли, Средней Азии, Западного Саяна, Алтая и Северо-Востока России. Однако везде раковины этого вида
обнаружены в определенном типе карбонатных отложений. Когда под действием трансгрессий и
регрессий колеблется положение береговой линии, перемещаются и фации, с которыми переселяются организмы. При восстановлении прежней обстановки обитания они могут возвратиться, тогда в разрезе встречаются очень сходные руководящие ископаемые. Такое явление называется
рекурренцией, фауны - рекуррентными, и процесс этот может
быть неоднократным (рис. 2).
Рис. 2. Схема, показывающая появление рекуррентных комплексов фауны в
разновозрастных, но одинаковых по литологическим признакам осадках. По
Р.Муру (1948): а - комплекс фауны в черных сланцах, характерный для слоя I,
повторяется без существенных изменений выше по разрезу (слои 2 и 3); бнепрерывность накопления черных сланцев в условиях многократного
перемещения зоны седиментации
Наряду с широко распространенными (космополитными)
видами существовали виды, обитавшие на ограниченной площади (эндемичные). Так, в силуре
юга Сибири и Монголии многочисленны находки брахиопод тувелл (Tuvaella). На этой
территории тувеллы являются руководящими, занимая определенный интервал разреза, но
провести по ним корреляцию с разрезами силура других регионов невозможно, так как из-за
своего локального распространения они нигде больше не встречены.
Метод комплексного анализа органических остатков заключается в выяснении распределения всех окаменелостей в разрезах, установлении смены комплексов и прослеживании выделенных комплексов от разреза к разрезу. Метод хорошо иллюстрируется на графиках. Названия органических остатков располагают в общем списке окаменелостей в порядке их появления в разрезе,
отмечая линиями интервал, на котором встречается каждая форма. На получившемся графике "лесенке" ступени показывают смену комплексов во времени. ,.
Так, на графике (рис. 3,а) видно, что в однообразной по литологии толще пород сменяются
пять палеонтологических комплексов. В них присутствуют формы, не выходящие за пределы ин-
15
Рис. 3. Выделение разновозрастных палеонтологических комплексов
(заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
тервала, доживающие, исчезающие в его конце, появляющиеся и проходящие. Устойчивость выделенных комплексов проверяется в нескольких разрезах. Комплекс называется по типичному виду
(вид-индекс). Этот метод позволяет установить естественные рубежи смены фауны и флоры. При
его применении также необходимо анализировать фациальные особенности разреза. На рис. 3,6
все семь пачек слоев имеют собственный набор окаменелостей, однако легко заметить их повторение в пачках 1 и 3; 2 и 4; 5 и 7, что связано с близостью фаций. Таким образом, в разрезе присутствуют уже не семь палеонтологических комплексов, а только два (пачки 1-4; 5-7).
При комплексном анализе учитывается и количественная характеристика фауны. Увеличение
численности показывается на графике утолщением соответствующих линий. В рассмотренном
примере по этому признаку выделяется пачка 2 - своеобразный маркирующий уровень. Графики
распространения форм в разрезе чаще составляются отдельно для каждой широко распространенной группы организмов и затем сравниваются.
Количественные методы корреляции заключаются в использовании математического аппарата для анализа палеонтологических комплексов. В наипростейшей форме метод состоит в сравнении изучаемого слоя со слоями опорного разреза по содержанию общих окаменелостей. Например, в каком-либо исследуемом слое присутствует 5% видов слоя А; 15% - слоя Б; 50% - слоя В;
18% - слоя Г; 12% - слоя Д. По наибольшему содержанию общих видов изучаемый слой сопоставляют со слоем В. Сравнивают слои и пачки по специально разработанным коэффициентам сходства. Эти методы носят формальный характер; они применяются в комплексе с другими методами,
так как одновозрастные, но разнофациальные комплексы могут иметь мало общих форм.
16
Филогенетический метод заключается в выяснении смены родственных организмов во времени, он основывается на принципах эволюционного развития. Полагают, что потомки устроены
более прогрессивно, чем предки, и их остатки будут встречаться в более молодых отложениях.
Так, хорошо известна история развития аммоноидей от палеозойских гониатитов с простой перегородочной линией до мезозойских аммонитов с очень сложной линией. Чтобы применить филогенетический метод, надо выяснить филогенез конкретной родственной группы, т.е. установить,
когда появились данные организмы, сколько времени они существовали, кто и какие были их
предки, кто стали потомками и как они в свою очередь развивались.
Выявленные родственные связи можно изобразить в виде схемы филогенетических взаимоотношений (рис. 4). При расчленении разрезов особое внимание следует обратить на момент появления новых видов, что позволяет определять границы выделяемых стратиграфических подразделений. Применение филогенетического метода требует максимальной тщательности исследований
и высокой квалификации палеонтолога.
Рис. 4. Схема филогенетических взаимоотношений видов нуммулитов
(подрод Nummulites). По Г.И.Немкову, с упрощением
Палеоэкологический метод разработан Р.Ф.Геккером при изучении верхнедевонских отложений Главного девонского поля. Учитывая зависимость фаунистических комплексов от
фациальных условий, этот метод изучает связи организма с окружавшей его как органической, так
и неорганической средой обитания. Фациальные изменения приводят к тому, что одновозрастные
фаунистические комплексы резко различаются, и наоборот, при сходной фациальной обстановке
создаются близкие сообщества организмов, хотя они имеют различный возраст.
Палеоэкологический метод позволяет проследить постепенную смену фациальных
фаунистических комплексов в пространстве и таким образом сопоставить разнофациальные
отложения.
Современная биостратиграфия стремится использовать все палеонтологические методы для
более детального расчленения и корреляции пород и определения их возраста.
17
Непалеонтологические методы
Непалеонтологическими методами стратиграфии являются литологические, геофизические, в т.ч.
палеомагнитный, общегеологические методы, а также ритмостратиграфия и климатостратиграфия.
Литологические методы расчленения отложений состоят в выделении интервалов разреза
(слоев или групп слоев), отличающихся от подстилающих и перекрывающих интервалов по цвету,
вещественному составу, структурным и текстурным особенностям, включениям и другим
литологическим признакам. Затем в разрезе устанавливают наиболее заметные, отличные от
других слои и пачки. Например, среди чередующихся красных и коричневых слоев песчаников и
алевролитов отмечают слой зеленовато-серых аргиллитов с карбонатными стяжениями, среди
белых мелоподобных мергелей - пачки глауконитовых известняков. Такие слои и пачки,
узнаваемые в соседних обнажениях (скважинах) и прослеживаемые иногда на значительные
расстояния, получили название маркирующих горизонтов. При их помощи сопоставляют разрезы
между собой и строят сводные разрезы, охватывающие значительную часть региона (рис. 5,1-III).
Некоторые маркирующие горизонты, например бентониты (глины, образовавшиеся из вулканического пепла, разнесенного ветром на огромные расстояния), протягиваются среди толщ разного литологического состава. Но бывает и так, что одна и та же по литологическому составу толща при прослеживании на большие расстояния может последовательно изменять с вой возраст.
Это связано с тем, что обстановка осадконакопления не остается неизменной. Так, при углублении бассейна мелководные отложения будут перемещаться вслед за береговой линией и становиться соответственно все моложе (рис. 5, IV). Изменение возраста литологических тел в связи с
миграцией (перемещением) береговой линии получило название, как уже говорилось выше, правила Н.А.Головкинского (1868). Согласно этому правилу, одновозрастны только те осадки, которые
18
отлагались вдоль существовавших в каждый данный момент зон седиментации, параллельных береговой линии.
К литологическим методам относятся и минералого-петрографические, когда слои и пачки
сравнивают по минералогическим ассоциациям, степени диагенеза и метаморфизма. Применяются они на ограниченной площади, где действовали одинаковые процессы осадконакопления.
Геофизические методы близки к литологическим и основаны на сравнении пород по их физическим свойствам. Они применяются для корреляции разрезов между собой и с опорным разрезом,
возраст отложений которого определен другими, прежде всего палеонтологическими, методами.
Широко используется анализ результатов каротажа (геофизических исследований скважин).
Наиболее распространен электрический каротаж. Разная способность горных пород поглощать
воду, нефть, промывочную жидкость отражается на
их электрических свойствах. По необсаженной
скважине непрерывно измеряют естественное
электрическое поле (потенциал собственной поляризации - ПС) и кажущееся удельное сопротивление (КС), т.е. сопротивление прохождению электрического тока поровых вод, глинистого раствора,
заполняющего скважину, и частично самой породы.
Разница в значениях ПС и КС позволяет различать
обломочные, глинистые и карбонатные породы, выделять рудные тела, пласты насыщенные нефтью и
газом (рис. 6). Например, на диаграммах ПС пески и
песчаники будут выделяться минимумами, а на
диаграммах КС, наоборот, - максимумами.
Радиоактивный каротаж состоит в измерении
как естественного излучения, так и возникающего
при искусственном облучении. Повышенной радиоактивностью обладают битуминозные породы,
калийные соли, а низкой - ангидрит, гипс, доломиты. Применяют еще акустический, термический,
механический и другие виды каротажа. Результаты
каротажа опорной скважины получают геологическое
объяснение при сравнении их с данными изучения
керна. Сопоставляя диаграммы различных видов
каротажа, можно установить литологический состав
Рис. 6. Результаты электрического каротажа одного
из интервалов разреза по скважине (Д.Л.Степанов, и последовательность пород в скважине, их
М.С.Месежников, 1979, с упрощениями): / - песча- мощность, выделить маркирующие горизонты и
ники; 2 - глинистые песчаники; 3 - нефтеносные провести корреляцию с геологическими разрезами,
песчаники; 4 - глины; 5 - мергели
вскрытыми другими скважинами.
19
Палеомагнитный метод основан на явлениях палеомагнетизма, заключающихся в том, что
магнитное поле Земли геологического прошлого зафиксировано в горных породах. При своем образовании горные породы намагничивались по направлению геомагнитного поля того времени и
места, где они возникали. Полученный при этом вектор первичной намагниченности сохраняется
в горной породе и может быть определен. "Окаменевший геомагнетизм" позволяет сопоставлять
отложения и выяснять их возраст.
В геологической истории Земли менялось положение магнитных полюсов; не оставалось постоянным и расположение крупных блоков (плит) земной коры. Вместе с тем установлено, что
одновозрастные породы в пределах таких блоков обладают одинаковым вектором первичной
намагниченности. По массовым наблюдениям, выполненным в разных блоках, удалось определить
положение магнитных полюсов. Так, в начале девона один из полюсов находился примерно
на 28° с.ш. и 159° в.д., а в конце палеозоя - на 45° с.ш. и 165° в.д.
В течение геологической истории геомагнитное поле претерпело множество инверсий (обращений полярности), в результате чего в разрезах осадочных и вулканогенных, образований чередуются зоны прямой (совпадающей с современной) и обратной намагниченности. Геомагнитные
инверсии - события глобального масштаба, поэтому
теоретически возможна хронологическая корреляция прямо
и обратно намагниченных пород по всему миру. Для этого
вначале надо знать абсолютный возраст пород, в которых
установлена
полярность
магнитного
поля.
Пока
магнитохронологическая шкала геомагнитной полярности
разработана только для позднего кайнозоя. Это сделано по
данным основных эффузивов и глубоководных океанических осадков.
Геомагнитные инверсии проявлялись во времени неравномерно. Длительные интервалы прямой или обратной
намагниченности чередовались с интервалами частых
инверсий. Этот процесс подчиняется сложной ритмичности.
При изучении полных стратиграфических разрезов
выявляются интервалы сгущений и разрежений инверсий,
а также их характерные последовательности. На этой основе
построена палеомагнитостратиграфическая шкала фанерозоя
России (рис. 7). Применение палеомагнитного метода
сдерживается его трудоемкостью, необходимостью иметь
множество опорных разрезов.
Ритмостратиграфия заключается в изучении чередования различных пород в разрезах. Определяются наборы
(ритмы) чередующихся пород и их границы. В ритмично
построенных разрезах выделяют ритмы, по характерным
особенностям которых сравнивают разрезы. Ритмичность
типична для многих толщ (угленосных, соленосных,
флишевых), поэтому анализ ритмичности широко
используется для их расчленения и корреляции. Широко
известны годичные ритмы ленточных глин четвертичного
возраста. Ленточная слоистость устанавливается и в более Рис. 7. Палеомагнитная шкала палеозоя, мезодревних отложениях. Для облегчения анализа ритмичности зоя и палеогена России (Палеомагнитология,
1982, с упрощениями). Намагниченность: 1
и корреляции Н.Б.Вассоевичем в 1948 г.
прямая; 2 - обратная
20
разработана методика построения ритмограмм (рис. 8). На них выделяются аномальные ритмы,
по которым и проводится корреляция разрезов.
Рис. 8. Построение ритмограммы (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
а - послойный разрез; б - разрез разделен на ритмы (I-IX), выделены элементы {1,2, 3) ритмов; в - элементы ритмов заменены условными знаками (произвольно); г - ритмограмма: колонки ритмов заменены
отрезками горизонтальных линий (расположены друг от друга на равных расстояниях), границы элементов ритмов соединены прямыми линиями; д - ритмограмма того же разреза в более компактном и удобном виде: уменьшен вертикальный масштаб и убраны отрезки линий, обозначающих колонки ритмов
(вертикальный масштаб ритмограмм выбирается исполнителями)
Мощность элементарных ритмов различна: от нескольких миллиметров до нескольких метров. Ритмичность бывает разных порядков. Мелкие ритмы объединяются в крупные, которые, в
свою очередь, могут являться частями еще более крупных ритмов. Сопоставление ритмов разных
порядков довольно широко используется в стратиграфии. Однако выводы об одновозрастности
крупных ритмов в разрезах удаленных друг от друга районов нуждаются в дополнительном обосновании. Правда, некоторые исследователи полагают, что наиболее крупные ритмы отражают определенные этапы развития Земли и могут быть прослежены по всей планете.
Общегеологические методы состоят в определении последовательности слоев и изучении
их взаимоотношений. В каждом конкретном разрезе (обнажении) при ненарушенном залегании
нижележащий слой древнее перекрывающего (рис. 5, V); это положение известно как принцип
21
(закон) Н. Стенопа, сформулированный им в XVII в. (1669). Он обычно применяется к осадочным
и вулканогенным породам, но может быть распространен и на магматические образования. Из
двух контактирующих тел (интрузий) моложе то, которое повлияло или оставило след на другом
(рис. 5, VI).
Существуют методы сопоставления разрезов по несогласиям и по взаимоотношениям тех или
иных пород с изверженными породами. Они позволяют в первом приближении наметить близкие
по возрасту фрагменты разрезов. Несогласия - это естественные рубежи, по которым расчленяются
разрезы. Затем сопоставляются толщи, занимающие одинаковое положение по отношению к
Поверхностям несогласия. К таким методам относится метод выделения структурных этажей.
Полагают, что образования одинаковых этажей ближе по возрасту друг к другу, так как они существовали до (или после) события, вызвавшего несогласие. На рис. 5, VII, VIII гнейсы а и амфиболиты в нижних этажей образуют древний комплекс, а песчаники б и аргиллиты г - молодой. При
использовании этого метода в сложно построенных областях развития метаморфических образований (когда выделяется несколько структурных этажей) есть опасность сопоставления толщ,
принадлежащих разным этажам. По этой же причине указанный метод не применяют для корреляции удаленных друг от друга разрезов.
Метод изучения взаимоотношений с изверженными породами позволяет определить последовательность образования горных пород. Так, в обнажении на рис. 5, IX интрузия гранитов прорывает толщу сланцев. В другом обнажении (рис. 5, X) этого района вскрывается толща конгломератов с гальками из гранитов, прорывающих сланцы. Следовательно, здесь сланцы - самые древние породы, граниты - моложе, а конгломераты - самые молодые (рис. 5, XI).
Климатостратиграфический метод разработан для четвертичных отложений. Основан он
на чередовании в четвертичном периоде резких похолоданий (стадиалов или оледенений) и потеплений (интерстадиалов или межледниковий), что определяло смену литолого-фациальных и палеонтологических комплексов.
АБСОЛЮТНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Истинную продолжительность отдельных геохронологических единиц (в тысячах и миллионах лет) можно установить радиогеохронологическими методами, называемыми также радиологическими или методами определения абсолютного возраста.
Для установления абсолютного возраста горных пород используются радиоактивные элементы с постоянной скоростью радиоактивного распада. Постоянная скорость радиоактивного распада обоснована теоретически и доказана опытным путем. Она характеризуется периодом полураспада - временем, в течение которого радиоактивное вещество уменьшается наполовину. Для установления абсолютного возраста горных пород используются радиоактивные элементы с длительными периодами полураспада, исчисляемыми миллионами, миллиардами лет. Учитывая периоды
полураспада и сравнивая их с геологическим возрастом Земли, можно считать их вполне сопоставимыми, а это значит, что радиоактивные элементы (232Th = 15,17 млрд. лет, 238U = 4,51 млрд. лет, 235U
= 0,713 млрд. лет) могут дать объективные данные возраста даже самых древних пород.
Абсолютный (изотопный) возраст определяется по минералам, имеющим в своем составе радиоактивные элементы. С момента образования таких минералов в них непрерывно происходит
накопление продуктов распада - радиогенных стабильных изотопов. По любой паре радиоактивного и радиогенного стабильного изотопа можно определить возраст, зная период полураспада радиоактивного изотопа.
В наше время применяют следующие типы самопроизвольных ядерных превращений при определении изотопного возраста:
(альфа-распад)
(электронный захват)
22
(бета-распад)
(альфа-распад)
(альфа-распад)
(бета-распад)
Для определения возраста надо знать соотношение
начального и конечного элементов, для чего аналитическим путем устанавливают содержание
радиоактивного вещества и продукта его распада в исследуемом минерале. Радиоактивные
минералы подвержены выветриванию (химическим изменениям), которые приводят к потере
радиоактивных элементов и продуктов их распада. Все это может привести к неверным
результатам, к так называемому "омоложению" возраста породы.
Свинцовый метод начал применяться впервые в 1907 г. в Канаде ученым Б.Болтвудом. В основе
этого метода лежит процесс радиоактивного распада изотопов 235U, 238U, 232Th на изотопы свинца. Для
определения возраста надо знать содержание урана или тория и изотопа свинца в радиоактивном
минерале. Обычно используют сильно радиоактивные минералы, содержащие более 1% урана или
тория: уранинит, монацит, ортит, циркон. Указанные минералы встречаются в гранитах, пегматитах и кварцевых жилах. Возраст вычисляют по 4 изотопным отношениям: 206 Pb/238U, 207Pb/235U,
207
РЬ/20бРЬ, 208Pb/232Th с использованием закона распада радиоактивных элементов. Для удобства возраст
вычисляют по заранее составленным таблицам, номограммам, графикам.
Свинцовый метод наиболее надежен и употребляется для определения возраста древних пород, но применение его ограничено, так как редко встречаются пригодные и хорошей сохранности
минералы.
Гелиевый метод был разработан на начальном этапе исследований, но основан на накоплении гелия при распаде урана и тория в разных минералах. К сожалению, гелий устойчиво сохраняется в кристаллических решетках лишь некоторых минералов, более или менее прочно он удерживается магнетитом, самородным железом и пироксенами - железисто-магнезиальными силикатами. В наше время гелиевый метод применяют редко.
Калий-аргоновый (аргоновый) метод был предложен советским ученым Э.К.Герлингом в 1949
г. и вскоре получил всеобщее признание. Естественной радиоактивностью обладает изотоп 40К,
который путем электронного захвата превращается в аргон: 40К + е —> 40Аг. Применяя этот метод, надо
знать, какая доля радиоактивного изотопа 40К превращается в аргон путем электронного захвата и
какая в кальций путем бета-распада. Установлено, что примерно 88% ядер превращается ; в 40Са, а
12% - в 40Аг. По кальцию возраст определить трудно, а по аргону методика хорошо разработана.
Вычисление возраста производится по отношению 40Аг/40К в минералах и горных породах,
содержащих калий, по формуле
где Хе - константа электронного захвата 40К; А,р - константа бета-распада 40К; / - возраст минерала.
Длительность периода полураспада калия и образования аргона, равная 1,3 млрд. лет, идеальна для определения изотопного возраста во всех интервалах геологического времени. Аргон хорошо сохраняется в кристаллической решетке минералов.
В настоящее время калий-аргоновый метод является основным, он широко применяется для
определения возраста магматических, метаморфических и осадочных пород благодаря тому, что
калиевые минералы имеются в большом количестве в любых породах. Важнейшими минералами,
пригодными для калий-аргонового метода, являются: слюды (биотит, мусковит, лепидолит), калиевые полевые шпаты, роговая обманка, пироксены, сильвин, глауконит. Возраст осадочных пород
наиболее надежно установлен по глаукониту, магматических - по биотиту, мусковиту и по калиевым полевым шпатам.
23
Кальциевый метод, основанный на превращении 40К путем бета-распада в 40Са, применяется
редко ввиду большой примеси нерадиогенного кальция в различных минералах.
Рубидий-стронциевый метод основан на распаде 87Rb и превращении его в 87Sr путем бета-1
распада. Он применяется для определения возраста докембрийских пород из-за очень большого"
периода полураспада 87Rb (47 млрд. лет). Однако в последнее время с появлением точной анали
тической аппаратуры рубидий-стронциевый метод стал применяться для определения возраста
фанерозойских пород. Самостоятельных минералов рубидий не образует, а встречается в виде
примеси в калиевых минералах. Чаще всего используют слюды, в них содержится очень мало
стронция, но его достаточно для определения возраста пород. Рубидий-стронциевый метод приме
ним к тем же минералам, которые используются в калий-аргоновом; оба метода для контроля при
меняют вместе.
' = v! ''
Самарий-неодимовый метод основан на очень медленном распаде изотопа самария l47Sm,
который встречается в смеси со стабильными изотопами |44, |48"150? 152, 154Sm с периодом полураспада 153
млрд. лет (постоянная радиоактивного распада % ~ 0,00654 млрд. лет"1). Конечным продуктом
распада является радиогенный 144Nd. Возраст минерала, содержащего самарий, рассчитывается по
формуле
Самарий-неодимовый метод считается одним из наиболее надежных (наряду с U/Pb по циркону) для определения возраста глубокометаморфизованных раннедокембрийских пород, хотя
также иногда дает заниженные значения.
Радиоуглеродный метод основан на изучении радиоактивного изотопа углерода 14С, который
образуется в атмосфере при реакции космических частиц с изотопом I4N, а затем усваивается
тканями растений. После их гибели происходит распад накопленного в них 14С с определенной
скоростью, что и позволяет определять изотопный возраст растений и слоев, в которых они захоронены. Период полураспада |4С равен 5750 лет, поэтому с помощью радиоуглеродного метода
можно установить возраст лишь таких пород, время образования которых не превышает 50-70 тысяч лет. Этот метод используют для определения возраста молодых четвертичных отложений, а
также в археологии и антропологии. Объектом исследования являются остатки различных растений, а также обугленные остатки растений и животные ткани в золе кострищ доисторического
человека.
Метод треков осколочного деления базируется на том, что во всех минералах, содержащих
уран, возникают структурные изменения, фиксирующие пробег осколков от спонтанного деления
урана. Они видны в виде треков при увеличении под микроскопом. Обычно подсчитывается плотность этих треков, т.е. их число на единицу поверхности. Чем больше возраст минерала, тем больше плотность треков при прочих равных условиях. Для определения содержания урана образец
минерала облучают нейтронами. Возникают новые треки от деления присутствующего урана,
вызванного нейтронами. При этом возраст минерала будет являться функцией отношения числа
треков от спонтанного деления урана к числу вновь появившихся треков на единицу площади или
объема. Хотя метод не очень точен, его можно рассматривать как новый перспективный способ
исследования. В последние годы трековый метод стали использовать для определения возраста
четвертичных вулканических пород.
Радиологические методы непрерывно совершенствуются, возрастает их точность, разрабатываются новые, более тонкие методики. Они имеют наибольшую ценность для определения возраста магматических и метаморфических пород, лишенных каких-либо органических остатков, широко применяются также для установления возраста фанерозойских отложений, для определения
продолжительности стратиграфических подразделений разного ранга, выделенных на основе палеонтологического метода.
24
Наиболее подходящими для радиометрического датирования, кроме радиоуглеродного метода, являются магматические породы. Меньше подходят метаморфические породы, поскольку они>
часто прошли не один, а два-три этапа метаморфизма, каждый из которых мог сопровождаться потерей радиогенных изотопов. Возраст осадочных пород обычно определяют косвенным образом,
по возрасту прорывающих их и перекрываемых ими интрузивов или по прослаивающим их
эффузивам и вулканическим туфам и пеплам. Именно так в основном была построена глобальная
геохронологическая шкала фанерозоя. Но делаются попытки и непосредственно определить
возраст песчаных пород K/Ar-методом по К-содержащему минералу глаукониту, а глинистых
пород - по слюдам или валовым анализам. Последний метод дает часто завышенные значения,
поскольку К-содержащие минералы являются обычно обломочными и более древними, чем сами
глины, если только последние не состоят в основном из аутигенных глинистых минералов.
Опыт радиометрического датирования магматических и метаморфических горных пород показал, что наибольший смысл имеет комплексное применение разных методов к одной и той же
породе и к разным составляющим ее минералам, а также к породе в целом ("по валу"). Дело в
том, что разные изотопы обладают разной способностью к улетучиванию и разные минералы - к
утрате этих изотопов при нагревании; например, амфиболы и пироксены устойчивее, чем слюды,
аргон теряется легче всего и т.д. Измеряя возраст пород разными методами, мы получаем возраст,
наиболее близкий к первичному возрасту породы или ее первому метаморфизму, а данные других
методов позволяют датировать более поздние эпохи метаморфизма. К/Аг-метод обычно дает для
интрузивных магматических пород заниженные значения возраста, поскольку изотопные отношения в них становятся стабильными лишь после остывания породы до 300°, что достигается через
несколько миллионов и даже первые десятки миллионов лет после внедрения интрузии.
МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК.
УЧЕНИЕ О ФАЦИЯХ
Одна из важных задач исторической геологии - восстановление физико-географических
обстановок, существовавших в определенный этап геологического прошлого, и их изменений с
течением времени. Решением этих задач занимается палеогеография - "древняя география".
Метод восстановления палеогеографических обстановок обычно называют фациальным
анализом. Восстановление древней географической обстановки производится по породам и
содержащимся в них окаменелостям. В связи с этим фациальный анализ слагается из двух
равнозначных частей: литологического и биономического анализов.
Предметом исследования в палеогеографии является фация, основа исследования - принцип
актуализма.
Термин "фация" получил в геологии широкое распространение. Впервые определение этому
термину {лат. fades - вид, облик) дал швейцарский исследователь А.Грессли в 1838 г.
Под фациями он понимал конкретные участки любого слоя одновозрастных пород, отличающихся от соседних участков как петрографическим составом, так и ископаемыми остатками организмов (рис. 9). В русскую геологическую литературу этот термин ввел Н.А.Головкинский в 1869 г.
Позднее в понятие "фация" вкладывалось разное содержание. Отметим два крайних взгляда на
фацию. Согласно первому, отвечающему точке зрения А.Грессли, фация - часть слоя одновозрастных пород, отличающаяся от соседних частей этого же слоя своими литологическими и палеонтологическими особенностями, которые называются фациальными признаками. Согласно второму,
фация представляет собой физико-географическую обстановку или единицу ландшафта (как отмечал акад. Д.В.Наливкин). С геологических позиций предпочтительным является первое определение фации, так как в палеогеографии ведут исследования от характера породы (как ископаемого
осадка) к особенностям осадка, затем к условиям его образования и, наконец, к физико-географи-
25
ческой обстановке в интересующее нас время в изучаемом районе. Фацию следует рассматривать
как часть слоя одновозрастных пород, их изучение позволяет расшифровывать изменения природных условий в пространстве в течение единого временного этапа.
Рис. 9. Схема соотношения фаций в пределах слоя одновозрастных пород
(заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
1-3 ~ фации (7 - представленная песчаными породами с ископаемыми остатками наземных растений и морских, главным образом бентосных беспозвоночных организмов, 2 - глинистыми породами с ископаемыми остатками морских, главным образом бентосных беспозвоночных, 3 - карбонатными породами с ископаемыми остатками морских, главным образом планктонных беспозвоночных)
В основе палеогеографических реконструкций лежит принцип актуализма, который был введен в геологию благодаря трудам немецкого исследователя К. фон Гоффа (1824) и английского
геолога Ч.Ляйеля (1833). Последний писал, что современные природные явления - ключ к познанию прошлых явлений. Принцип актуализма основан на познании прошлого через познание настоящего. Однако необходимо помнить, что физико-географические условия с течением времени
менялись и принцип актуализма к прошлым геологическим эпохам нужно применять с осторожностью. Следует учитывать необратимые явления в атмосфере, гидросфере, биосфере и т.д.
Таким образом, изучение фаций, опирающееся на принцип актуализма, является основой
фациального анализа и палеогеографических реконструкций.
Фациальный анализ представляет собой метод восстановления палеогеографической обстановки путем изучения характерных особенностей горных пород и заключенных в них
окаменелостей. Его проводят по конкретному геологическому материалу: выявляют особенности
строения слоев одновозрастных горных пород и изменения в пространстве их вещественного
состава, структурных и текстурных особенностей горных пород, их минерального состава, а также
заключенных в породе остатков ископаемых организмов и следов их жизнедеятельности
(палеоихйелогия). Фациальный анализ позволяет восстановить условия образования осадков и
обитания организмов и, в конечном счете, физико-географическую обстановку прошлого. Он
состоит из двух взаимосвязанных этапов: литологического и биономического анализов.
ЛИТОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Литологический анализ применяется при изучении горных пород, их минерального
состава и строения с целью восстановления древней географической обстановки. Одни и те же
типы осадков, давших начало осадочным горным породам, могли формироваться в разных
условиях, в различной физико-географической обстановке. Однако, несмотря на сходство
литологического состава, породы обладают целым рядом структурных, текстурных и других
признаков, по которым можно с достаточной достоверностью определить место и условия их
образования на земной поверхности.
Первое - типы пород и их структуры. Обломочные породы, классифицируемые по размерам
слагающих их зерен, а также хемогенные, биогенные и глинистые породы представляют осадочные породы, которые могли формироваться в разной обстановке: в море и на суше, из принесенного (аллохтонного) или сохранившегося на месте образования (автохтонного) материала, в среде
разной подвижности. Однако тип породы и ее структура дают лишь самые общие представления
об условиях формирования породы. Так, например, глины могли образоваться на суше в виде
26
элювия, в приледниковом озере, в морских глубоких впадинах; пески - в пустынях в виде эоловых
отложений, в реке в виде аллювия, в море на мелководье или на значительной глубине в зоне действия придонного течения. Поэтому большое значение имеет текстура породы, так как отражает
характер и состояние среды осадконакопления. Выделяются внутрислоевые текстуры, связанные
с длительной деятельностью отдельных факторов (массивные и слоистые, горизонтально-слоистые и косослоистые), а текстуры (знаки) на поверхности слоя обязаны своим происхождением
кратковременному воздействию на осадок различных факторов среды (знаки ряби, трещины
усыхания, следы жизнедеятельности организмов). Большое значение имеет окраска породы, но
этот показатель используется в сочетании с другими особенностями.
Цитологический анализ состоит в определении фаций по вещественному составу, структурным и текстурным особенностям пород.
Состав обломочного материала галечников, конгломератов, песков, песчаников позволяет
выяснить длительность и характер переноса, установить источник сноса. В процессе переноса
наиболее неустойчивые, мягкие, легко растворяющиеся минералы и горные породы разрушаются.
Наличие в изучаемой породе только устойчивых минералов свидетельствует либо о длительном
переносе обломочного материала, либо о долгом выветривании пород перед сносом, либо о переотложении ранее образовавшихся пород. Изучая распределение обломочного материала на площади по крупности обломков зёрен, можно обнаружить источник питания или сноса, так как поблизости от него располагаются наиболее крупные обломки или галька.
Состав горных пород позволяет судить о среде и климате, в которых происходило
осадконакопление (рис. 10). Так, присутствие в породах глауконита свидетельствует об отложении
осадка в море. Соли и гипс указывают на жаркий сухой климат. Минеральный состав глин также
помогает сделать заключение о климате. Глины, образовавшиеся во влажном тропическом климате
при оби-
Рис. 10. Распределение горных пород и некоторых аутигенных минералов по основным
обстановкам осадконакопления (Ф.Геккел, 1974). Прерывистой линией показано возможное их образование в данной обстановке
лии растительности и гумусовых кислот, содержат галлуазит и каолинит; глины аридного климата
- монтмориллонит, гидрослюды. Мощные карбонатные толщи формируются, как правило, в
тепловодных бассейнах.
27
Окраска пород может служить индикатором среды осадкообразования. Так, зеленый цвет
отложений иногда объясняется присутствием глауконита - минерала от светло-зеленого до темнозеленого цвета, образующегося в морских условиях. Черный и темно-серый цвет часто наблюдается у отложений, сформировавшихся в восстановительных условиях (закисное железо). Ископаемые песчаные и песчано-глинистые отложения пустынь нередко бывают красноцветные (красные,
бурые, коричневые) за счёт присутствия окисных форм железа.
*„ Структурные особенности пород. Рассмотрим их на примере анализа структур обломочных
пород, у которых исследуют как обломочный материал, так и цементирующую массу.
Q
Размер обломочного материала позволяет судить о рельефе и удаленности области питания.
Как указывалось, наиболее крупные обломки располагаются ближе к источнику сноса. Так, грубо
и крупнообломочный материал отлагается непосредственно у подножия горной страны, с удалением от которой размеры обломочных частиц уменьшаются. По крупности обломочного материала
судят о скорости движения воды в месте образования осадка. Так, при скорости течения 10 км/ч
(Гольфстрим у берегов Флориды) дно бывает выметено, а при 4-6 км/ч выпадают гальки величиной с грецкий орех. Пески отлагаются при скорости течения 0,26-0,34 м/с, а алевриты - не более
0,26 м/с.
Сортировка обломочного материала говорит о длительном переносе обломков. При изучении
сортировки учитывают состав обломочного материала, так как породы и минералы имеют разную
плотность, в разной степени подвержены разрушению. Отсутствие сортировки характерно для морен, осыпей, глубоководных брекчий, обвальных и селевых отложений.
Форма обломков определяется составом разрушающейся породы, ее трещиноватостью, сланцеватостью, слоистостью. Например, при разрушении тонкослоистых, листоватых сланцев получаются пластинчатые обломки. Округлая форма гальки характерна обычно для массивных пород.
В морских осадках преобладают уплощенные гальки, в пустынных - встречаются эоловые многогранники. Утюгообразные валуны присущи ледниковым отложениям.
Степень окатанности обломков зависит от следующих факторов: 1) от состава пород (обломки мягких пород окатываются быстрее и лучше, чем твердых; слюда при переносе крошится,
расщепляется на мельчайшие чешуйки, но не окатывается); 2) от первоначальной формы обломков; 3) от скорости и длительности переноса. По наиболее простой шкале устанавливается пять
категорий окатанности обломков: неокатанные, угловатые, полуугловатые, полуокатанные, Окатанные. Наилучшая окатанность наблюдается у морских галечников, образовавшихся в результате
перемыва принесенного в море реками материала. Плохо окатанный материал характерен для отложений конусов выноса временных потоков, верховьев рек и для делювия. Происхождение песков определяют по содержанию в них зерен разной окатанности. У речных песков преобладают
полуугловатые и полуокатанные зерна, у прибрежно-морских - полуокатанные и окатанные, у
дюнных - окатанные.
Характер поверхности обломков определяется их составом и средой, в которую они попали.
Ямчатая, бугорчатая, шероховатая поверхность обломков часто объясняется полиминеральностью
их состава. Для обломков, попавших в подвижную водную среду, характерна гладкая поверхность;
наиболее отполирована морская галька. В ледниковых отложениях на поверхности валунов и обломков могут быть борозды, шрамы, царапины. Обломки пород в пустынных отложениях покрыты "загаром пустыни", иногда они имеют шагреневую поверхность и трещиноватость.
Расположение обломочного материала позволяет установить направление и характер движения воды. Так, в русле реки удлиненные гальки разворачиваются по течению. В зоне прибоя удлиненные обломки располагаются почти параллельно береговой линии. В русловых отложениях нередко наблюдается черепитчатое наложение галек. О направлении движения воды в потоках можно судить также по косам, находящимся за крупными валунами и обломками.
28
Характеристика цементирующей массы (состав, количество, соотношение с обломочным
материалом) - необходимый элемент анализа структуры обломочных пород. Например, карбонатный цемент характерен для неподвижных галечников водных бассейнов. Конгломераты, образовавшиеся из подвижных галечников, содержат мало преимущественно кремнистого цемента, в
них резко преобладает обломочный материал. Концентрация крупнообломочного материала на отдельных участках указывает на расположение основного русла.
Слоистые текстуры. Отложения подразделяются на слоистые и массивные (неслоистые).
Отсутствие слоистости говорит об осадкообразовании в постоянных, чаще морских условиях.
Слоистость указывает на отложение осадков в среде с менявшимся режимом осадконакопления.
Выделяют два основных типа слоистости: параллельную и косую. Параллельная слоистость
состоит в чередовании слоев и слойков с параллельными друг другу поверхностями
напластования. Она формируется при выпадении осадка в спокойной водной среде. Параллельная
слоистость может быть простой линейной и прерывистой, равномерной и неравномерной,
ритмичной (рис. 11).
Рис. 11. Текстурные особенности пород (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
1 , 2 - знаки ряби (1 - несимметричные, 2 - симметричные); 3, 4 - многоугольники (трещины)
высыхания (3 - схема образования, поперечный профиль, 4 - вид сверху); 5 - отпечатки капель
дождя; 6 - глиптоморфозы по каменной соли (галиту); 7 - отпечатки следов четвероногого пресмыкающегося и трещин высыхания на нижней поверхности напластования песчаников (триас,
Германская впадина); 8-12 - типы слоистости: 8, 9 - косая (8 - разнонаправленная, 9 - однонаправленная), 10-12 - параллельная (10 - прерывистая, // - неравномерная, 12 - равномерная)
29
Косая слоистость характеризуется сериями слойков, расположенных косо по отношению к межсерийным швам или к границам подошвы и кровли пластов. Она свидетельствует о накоплении
осадка при движении воды и при ветре. Различают разнонаправленную и однонаправленную слоистость. Косая слоистость характерна для отложений, образовавшихся в руслах рек и временных
потоков, в зоне подводных течений, в прибрежной части водных бассейнов, в наземных условиях.
Текстуры поверхностей напластования. Знаки на поверхности напластования неорганического происхождения (механоглифы) и органического происхождения (биоглифы) изучает специальный раздел геологии - палеоихнология. Наиболее часто на поверхностях напластования встречаются перечисленные ниже формы (рис. 11).
Знаки ряби указывают на обстановку осадконакопления. Симметричная рябь с одинаковыми
углами наклона у валиков характерна только для водной среды. Несимметричная рябь бывает водная и ветровая (эоловая). Водная рябь образуется в реках, зонах течений, в прибрежной зоне. Водную рябь от ветровой отличают по индексу ряби (отношение ширины валика к его высоте). У водной ряби индекс ряби колеблется от 5 до 10, у ветровой - от 20 до 50/
Многоугольники высыхания (трещины высыхания) образуются в наземных условиях при сухом, жарком и реже умеренном климате.
Глиптоморфозы по кристаллам каменной соли указывают на сухой и жаркий климат, они характерны для пустынных образований.
Наблюдаются также следы струй течения, стенания; отпечатки капель дождя, града; следы
жизнедеятельности различных организмов (ползающих, зарывающихся), следы четвероногих и
птиц; нерасшифрованные знаки - гиероглифы.
БИОНОМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Биономический анализ - изучение ориктоценозов с целью восстановления условий обитания
организмов и палеогеографической обстановки. Путь исследования - воссоздание
палеобиоценозов (сокращенно палеоценозов), изучение остатков отдельных организмов,
восстановление их образа жизни и среды обитания, в конечном итоге восстановление
палеогеографии. Задача эта сложная и решение ее затруднено тем, что в ряду палеобиоценоз
(палеоценоз) - некроценоз (танатоценоз) - тафоценоз - ориктоценоз происходит существенное
изменение комплекса остатков организмов. В результате ориктоценоз может являться скоплением
небольшой части организмов, некогда входивших в различные палеобиоценозы (палеоценозы)
(рис. 12). В биономическом
анализе следует идти в
обратном
направлении
анализируя
ориктоценозы,
восстанавливать
облик
отдельных организмов и затем переходить к реконструкции древней географической
обстановки с палеоценозами.
Прежде всего изучают остатки отдельных организмов,
входивших в палеобиоценоз;
принадлежность остатков
этих организмов к той или иной Рис. 12. Схема преобразования биоценозов (А) в ориктоценоз(Б).
(Заимствовано у И.А.Михайловой и О.Б.Бондаренко, 1997)
систематической группе указывает
на определенную обстановку, так как каждая
группа организмов обитала в определенных условиях. Затем переходят к изучению экологических
групп организмов и, наконец, к палеобиоценозу (палеоценозу) в целом. Характер видового соста-
30
ва сообщества говорит о нормальной (виды разнообразны, количество особей может быть незначительным) или специфической (видов мало, но большое число особей) обстановке обитания.
Ценные сведения можно получить при изучении формы тела или его положения, особенно у сидячего бентоса, а также размеров тела, толщины створок раковины. Не менее важные сведения можно
получить, исследуя следы жизнедеятельности организмов (палеоихнология): следы ползания по дну,
зарывания в донные осадки, сверления в твердом субстрате и т.д. Все это указывает на тип среды
(водная, воздушная), на газовый режим, динамику среды и характер грунта.
Характер захоронения позволяет сделать вывод о движении воды: скопление ломаной, окатанной или целой ракуши говорит о переносе течениями или волнами; ориентировка в пространстве удлиненных раковин указывает на направление движения воды, скопление скелетов с хорошо
сохранившимися тонкими деталями - о спокойной водной среде осадконакопления.
Все эти реконструкции, как и при литологическом анализе, опираются на принцип актуализма.
Биономический анализ заключается в определении фаций на основе преимущественно изучения органических остатков и следов жизнедеятельности организмов. Для проведения такого исследования необходимо иметь представление об условиях жизни растений и животных, об основных факторах, определяющих их распространение и развитие. Этому помогает палеоэкология, выясняющая взаимоотношения когда-то существовавших организмов с окружающей их средой.
Известно, что наилучшие условия для захоронения и сохранения остатков организмов создает
водная среда. Поэтому большая часть органических остатков геологического прошлого принадлежит организмам, обитавшим в воде. Расселение организмов в воде определяют следующие основные условия: глубина, соленость, свет, температура, газовый режим, движение воды, характер
грунта.
Глубина бассейна играет самую важную роль. С ростом глубины уменьшается освещенность, возрастает давление (через каждые 10 м глубины давление увеличивается на 10 3 Па), изменяется газовый режим; температура воды на больших глубинах низкая и практически постоянная.
Для жизни растений и животных наиболее благоприятны небольшие глубины. С увеличением глубины число видов и количество биомассы значительно уменьшаются. По данным В.Г.Богорова, в
настоящее время биомасса зообентоса на абиссали (глубина 5-6 км) в центральных районах океана
составляет 1-2 мг/м2, что в 100-200 тыс. раз меньше, чем на шельфе (до глубины 200 м), где
сосредоточено 82,6% всей биомассы бентоса. По данным М.Е.Виноградова, 65% всей биомассы
планктона находится в толще воды на глубине до 500 м.
Определить глубину древних бассейнов чрезвычайно сложно, о ней можно судить только по
оставшимся на месте (неперенесенным) остаткам бентосных организмов. На небольших глубинах
обитали водные растения и разнообразные рифостроители: известьвыделяющие водоросли (строматолиты), археоциаты, строматопораты, кораллы. Массовые поселения брахиопод и двустворок
характерны для морского дна неглубокого бассейна. На мелководье располагались брахиоподовые
и пелециподовые банки, заросли морских лилий.
Относительное мелководье или шельф - зоны литорали и неритовая, сравнительное мелководье - эпиконтинентальные бассейны. Глубоководные области - континентальный склон (батиаль)
и дно океана (абиссаль).
Соленость бассейнов определяется количеством граммов соли в одном литре воды и измеряется в промилле (1%о = 1 г/л). В настоящее время соленость Мирового океана 35%о. Соленость
открытых морей приближается к этому значению. Моря внутренние, глубоко вдающиеся в континент, отличаются пониженным или повышенным содержанием соли. Так, соленость Красного
моря 43%О; Черного до 23%О; Каспийского до 17%о; Балтийского до 9%о. По солености современные
бассейны подразделяют на морские, ненормальной солености (солоноватоводные, осолоненные) и
пресноводные. Морские бассейны имеют соленость 15-45%о, среди них выделяют моря
нормальной солености (близкой к 35 %о). У пресноводных бассейнов соленость ниже 0,5 %о,
солоноватоводных 0,5-15 %о, осолоненных свыше 45 %о.
Соленость древних бассейнов и состав солей в них отличались от современных, но и тогда
существовали моря и бассейны ненормальной солености. Наиболее разнообразное и богатое насе31
ление характеризует моря нормальной солености. Изменение солености приводит к сокращению
числа видов. Так, в Средиземном море (соленость 35-38 %о) число обитающих в нем видов превышает 8000, а в Азовском море (соленость до 16 %о ) количество видов сокращается в 15-20 раз. В
бассейнах ненормальной солености условия благоприятны для немногих видов, однако при этом
может резко возрастать их продуктивность. Для таких бассейнов часто характерны бедность видами и богатство особями. Изменение солености приводит к "угнетенному" облику фауны:
уменьшаются размеры раковины (например, двустворка Cardium edule в Кильской губе имеет длину
44 мм, а в Ботническом заливе всего 18 мм), раковины становятся тоньше, упрощается их
скульптура.
По отношению к солености организмы делятся на эвригалинные и стеногалинные.
Эвригалинные организмы выдерживают заметные изменения солености, стеногалинные живут в
водах только определенной солености. К стеногалинным обитателям морей нормальной солености
относятся колониальные кораллы, иглокожие, головоногие моллюски, брахиоподы, трилобиты.
Только единичные представители перечисленных групп могли переносить изменение солености.
Пресноводными являются двустворчатые моллюски Union, Dressing, гастроподы, Viviparus,
Planorbis. Эвригалинные группы составляют двустворки, гастроподы (брюхоногие моллюски),
мшанки, ракообразные, черви, водоросли, бактерии. Наиболее выносливы последние четыре группы. Однако некоторые представители перечисленных групп не выносят изменения солености.
Так, двустворки Hippurites, Diceras жили только в морях нормальной солености. По органическим
остаткам стараются выяснить, в каком по солености бассейне обитали животные.
Свет необходим для фотосинтеза растений. Наиболее освещены верхние 10 м водной толщи.
Развитие растительности в освещенных верхних слоях воды (до глубины 50-80 м) и на мелководье
приводит к тому, что здесь существует наиболее богатый животный мир, представленный растительноядными формами, разнообразными хищниками, трупоедами и илоедами. На глубине свыше
200 м фактически царит полный мрак. Проникновение солнечного света на глубину зависит от
прозрачности воды и географической широты места. В Средиземном море белый диск, опущенный в воду, виден до глубины 60 м, в Белом - до 8-9 м, в Азовском - до 3 м, а в летнее время из-за
массового развития одноклеточных водорослей видимость снижается до 10-12 см.
Температура воды на небольших глубинах определяется географическим положением (широтой) местности, временем года, действием течений. Вода отличается большей
термостабильностью, чем воздух, у нее низкая теплопроводность. В бассейнах существует
"температурная слоистость". Так, зимой холодные воды располагаются подо льдом на более
теплых, а летом более легкие прогретые воды находятся вверху. Подобные условия благоприятны
для обитателей водной среды. В Мировом океане наивысшая температура воды 36°С (в
тропической зоне), наиболее низкая - от 0 до -2°С. Все глубинные области океанов заполнены
холодными водами.
Выделяют эвритермные и стенотермные организмы. Пример стенотермных организмов колониальные кораллы, которые живут при температуре не ниже 20°С. В теплых морях известковые раковины животных более толстые, массивные, с богатой скульптурой. "Наиболее богатая и
разнообразная в видовом отношении фауна обитает в морях тропиков. Растворимость карбоната
кальция характерна для холодной воды, поэтому осадки высоких широт бедны им и раковины
обитающих там животных небольших размеров, тонкие, с простой скульптурой.
Газовый режим, особенно содержание кислорода, углекислого газа и сероводорода, имеет
большое значение для водного населения. Кислород поступает из атмосферы и выделяется фотосинтезирующими растениями; он необходим для нормальной жизнедеятельности организмов. Углекислый газ выделяется в воду организмами и поступает сюда во время вулканической деятель-
32
ности. Он потребляется фото- и хемосинтезирующими организмами и расходуется на химические
соединения. С повышением температуры и солености нормальное содержание углекислого газа в
воде снижается. В высоких концентрациях углекислый газ ядовит, поэтому многие родники, пересыщенные углекислотой, лишены жизни. Сероводород образуется в водных бассейнах в результате жизнедеятельности бактерий. Для водных животных сероводород смертелен.
Движение воды в прибрежной зоне и на морском дне происходит по-разному. Действие
волн, приливы и отливы оказывают большое влияние на обитателей прибрежной зоны. У них вырабатываются различные приспособления: прочные постройки, толстые раковины, способность к
сверлению грунта и т.п. В зоне подводных течений на скалистом грунте обитают прирастающие
животные (например, кораллы, строматопораты). Сильное движение воды сказывается на форме
их колоний, строении скелета. Появляются плоские обтекаемые формы. Некоторые кораллы стелются по дну. В ископаемом состоянии можно встретить такое дно древнего моря - поверхность
напластования со стелющимися кораллами, следами сверления, "пеньками" морских лилий, приросшими брюшными створками брахиопод, трубочками спирорбисов.
Движение воды усиливает газовый
обмен, создает окислительную среду,
в противном случае
возникает восстановительная обстановка. В застойной среде у дна бассейна часто развивается сероводородное заражение; для таких условий характерно обогащение осадка
органическим веществом. Образовавшаяся в таких условиях порода
обладает темно-серым либо черным
цветом.
В
окислительных
обстановках, при свободном доступе
кислорода, цвет пород обычно бурый
или жёлтый.
Характер грунта определяет
расселение донных животных (бентоса). Для обитания на рыхлом
грунте вырабатываются особые приспособления. Так, у морских лилий
появляются образования, напоминающие корни; свободно лежащая широкая плоская или слабовыпуклая
раковина моллюсков (например,
Pecten) и брахиопод (например,
Gigantoproductus) не погружается в
грунт. Подобной цели служат иглы у
некоторых морских ежей, широкий
лимб у трилобитов, а также шипы,
иглы,
выросты на раковинах брахиоРис. 13. Углубляющиеся и зарывающиеся двустворки
под, двустворок, гастропод. У зары(Б.П.Марковский, 1966)
1 - мало углубляющаяся (неглубокий мантийный синус внутри ракови - вающихся полностью или частично
ны); 2-4 - глубоко зарывающиеся: 2-е зиянием на заднем конце, откуда брахиопод и двустворок изменяются
выступают не помещающиеся внутри раковины сифоны, 3 - е высформа раковины, ее скульптура и
тупающими из грунта сифонами (по вытянутому сифону поступают
питательные вещества, анальный сифон направлен вверх); 4 - е глубо- внутреннее строение (рис. 13); раковина становится длиннее (Муа,
ким мантийным синусом; 5 - зарывающиеся на разную глубину
33
Solen, Lingula). В рыхлом грунте сохраняются следы жизнедеятельности илоядных форм (например, ходы червей).
На твердом грунте живут формы, прирастающие при помощи цемента. У морской лилии
утолщается основание стебля, напоминающее усеченный конус (рис. 14). Многие двустворки и
брахиоподы образуют тесные поселения, банки, нарастая друг на друга; раковины в таких скоплениях обычно неправильной формы. Прирастающими являются также раковины некоторых низших ракообразных (Balanus). Кораллы, археоциаты, строматопораты растут на твердом грунте. В
твердый грунт всверливаются разнообразные камнеточцы. Некоторые формы обладают способностью присасываться к твердому грунту (Patella), другие подвешиваются при помощи биссуса
(Mytilus). Обитание на определенном грунте отражается в твердых скелетных элементах организмов, поэтому, изучая остатки бентосных форм, получают представление о характере грунта, на котором они обитали.
Проведение биономического анализа начинают с определения вышеуказанного характера захоронений органических остатков - ориктоценозов (греч. oryktos - ископаемое, koinas - общий).
Далее восстанавливают танатоценоз (греч. thanatos - смерть) - сообщество умерших организмов,
погибших от общей причины. Тафоценоз (греч. taphos - могила) - результат переноса; здесь органические остатки связаны друг с другом лишь общим местом захоронения, а не обитания (рис. 15).
Рис. 14. Основания стеблей морских лилий, прикрепившихся к твердому субстрату. Поверхность напластования силурийского известняка. Сибирская платформа,
р.Мойеро (зарисовка А.Я.Бергера). (Заимствовано у
Е.В.Владимирской и др., 1985)
Рис. 15. Тафоценоз. Намыв раковин разнообразных ортоцератитов, ориентированных движением воды в прибрежой
части моря. Базальные слои силура, Сибирская платформа,
р.Мойеро (зарисовка А.Я.Бергера). (Заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
Под ископаемым биоценозом (палеобиоценозом) понимают многовидовое сообщество экологически
сопряженных организмов, обитавших когда-то на определенном участке биосферы Земли (рис. 14).
Восстановление палеобиоценоза является конечной целью биономического анализа. Задача эта непростая, поскольку ориктоценоз представляет собой лишь малую часть палеобиоценоза (рис. 12).
При выяснении типа захоронений изучается сохранность окаменелостей, их сортировка, ориентировка, а также комплекс органических остатков. Сохранность органических остатков нарушается в процессе переноса: скелетные элементы разъединяются, разрушаются, обламываются, окатываются, иногда превращаются в мелкие обломки. При переносе органические остатки сортируются по размеру и весу (массе). При отсутствии переноса остаются на месте крупные (взрослые)
и мелкие (молодые) экземпляры. В результате переноса скелетные элементы принимают наиболее
устойчивое положение: вытянуты параллельно движению, раковины ориентированы выпуклой
створкой вверх и т.д. (рис. 15). На тафоценоз указывает совместное захоронение остатков животных, обитавших в разных условиях (например, раковин камнеточцев вместе с остатками морской
фауны рыхлого грунта или с наземными растениями).
34
АНАЛИЗ ОБЩЕГЕОЛОГИЧЕСКИХ ДАННЫХ Фациальный анализ требует
комплексного изучения отложений с применением" всех видов исследований. В закрытых
районах, изучаемых с помощью буровых скважин, традиционные методы фациального анализа
дополняются результатами сейсморазведки (сейсмостратиграфия, или прогнозирование
геологического разреза). Сейсморазведка дает возможность выявлять рифовые массивы высотой
100-300 м на глубине более 2 км, зоны выклинивания песчаных толщ, кли-номорфное заполнение
глубоких впадин осадками, приносимыми с бортов этих впадин, и т.п.
Основные группы фаций
Первая наиболее детальная и полная классификация морских и континентальных фаций по
четырем соподчиненным категориям (фация - сервия - нимия - формация) была предложена
Д.В.Наливкиным (1955). Сервия - это "букет" фаций, постепенно переходящих друг в друга и образующих единое географическое явление (пляж открытого моря, морской пролив и т.п.). Комплекс сервий - это нимия (например, шельф севера Евразии). Нимии объединяются в формацию
материк или формацию море (например, Северный Ледовитый океан). Однако систематизацию
фаций еще нельзя считать окончательно разработанной. Исследователи по-разному группируют
фации и устанавливают категории различных рангов. Ниже приведена краткая характеристика
трех основных групп фаций: морских, бассейнов ненормальной солености и континентальных.
Морские фации
Морские фации зависят прежде всего от глубины бассейна, поэтому они разделяются По батиметрическим
областям.
Для
современных морей и океанов
составлена
батиграфическая
кривая и
выяснены закономерности распределения глубин в Мировом
океане (рис. 16). Наибольшую
площадь (76,3%) занимают глубины свыше 3000 м; 16,5% лежит
на глубине от 200 до 3000 м; только
7,2% приходится на глубины до
200
м.
Обычно
выделяют
следующие биономические зоны:
литоральную
(прибрежную
глубиной несколько метров) с
супралиторалью
—
волноприбойной зоной; неритовую
- до глубины 200 м; батиальную от 200 до 3000 м; абиссальную свыше 3000 м, Абиссальная
зона
располагается
над
Рис. 16. Распределение жизни по биономическим зонам 1-4 ложем
океана,
а
сгущения жизни (/ - литораль и сублитораль, 2 - рифы, 3 - скопления
остальные зоны - над
водорослей типа "Саргассово море", 4 - денсаль); 5, б - пленки жизни (5 бентосная, 6 - планктонная с фитопланктоном, зоопланктоном и неподводной
окраиной
кгоном). (Заимствовано у И.А.Михайловой и О.Б.Бондареикр I99J1
материка, состоящей из
Шельф. Литоральная и неритовая зоны шельфа и материкового
склона.
Супралитораль (лат. супер - вверху; литоралис - береговой) - волноприбойная зона, куда попадают брызги и штормовые волны. Здесь возникают полосы выброса водорослей, среди которых
35
встречаются морские беспозвоночные и мальки рыб.
36
Шельф (континентальная отмель) - относительно мелководная, примыкающая к суше часть
дна. Одной границей шельфа служит береговая линия, а другой - перегиб в рельефе дна к более
крутому материковому склону, который может быть на разной глубине. Условно за нижнюю границу шельфа принята изобата 200 м. Ширина современных шельфов колеблется в значительных
пределах. Так, северный шельф Евразии простирается на многие сотни километров, а тихоокеанский шельф Южной Америки прослеживается всего на несколько километров. Средний угол наклона поверхности современных шельфов 7'. На фоне шельфовых равнин выделяются поднятия,
впадины, шельфовые желоба. Поскольку шельф обычно является затопленной частью материка
(например, шельф Северного Ледовитого океана), то на нем прослеживаются затопленные речные
долины и другие реликты наземного рельефа.
Шельфу соответствует неритовая зона, которая включает литораль, сублитораль (лат. суб под) и частично эпибатиаль (греч. эпи — над, батос — глубина). Сублитораль почти полностью совпадает с континентальной отмелью, ее нижняя граница определяется глубиной исчезновения водорослей (примерно 200 м). Эпибатиаль - внешняя область шельфа до глубины 250-500 to, где нет
растений, присутствуют только бактерии и животные - грунтоеды, падалееды, хищники.
Для неритовой зоны шельфа характерны небольшие давления, движение воды, проникновение солнечного света. Температура воды зависит от широты, на которой находится бассейн, и от
времени года. Активное перемешивание водной толщи при волнении может распространяться до
глубины 50-70 м; это приводит к обогащению воды кислородом воздуха, поэтому в верхней части
неритовой зоны возникает окислительная среда. Все это благоприятствует обитанию здесь разнообразных растений и животных. Биомасса обитателей морского дна шельфа составляет в среднем
200-250 г/м2, но может достигать 70-80 кг/м2, а число экземпляров может доходить до 1 млн. на
1м2.
Воды неритовой зоны активно заселяются. Так, в толще воды на шельфе Атлантического океана биомасса планктона составляет 0,5 г/м3, а в центральной части океана - в 10 раз меньше (количество нектона соответственно 1450 и 12 кг/км2). Наиболее заселена ее верхняя часть, куда проникает солнечный свет (рис. 17).
Живые организмы играют важную роль в геологической истории моря. В результате их жизнедеятельности и отмирания создаются горные породы. Живые организмы разрушают твердые
породы и перерабатывают рыхлые осадки, извлекают из воды взвесь, концентрируют химические
элементы и соединения, изменяют рельеф дна.
О т л о ж е н и я ш е л ь ф а представлены обломочными, органогенными, хемогенными и
вулканогенными образованиями.
Обломочные осадки шельфа сложены грубообломочным (глыбы, валуны, щебень, гальки, гравий), песчаным и пелитовым материалом. На шельфе перемещается, перерабатывается и отлагается огромное количество обломочного, или терригенного, материала. Большая часть шельфа покрыта рыхлыми осадочными образованиями. Распределение обломочного материала по размерам обломков и по зернистости зависит от многих причин: рельефа и строения прилегающей суши и
морского берега, характера береговой линии, рельефа морского дна, направления господствующих
ветров, действия течений и т.п. Поэтому только в 50% выполненных к настоящему времени наблюдений отмечается закономерное уменьшение размера зерен по мере удаления от берега. Глины могут отлагаться и у самого берега, а галечники - за полосой песка вдали от берега. Вместе с тем
установлено, что в мелководной части шельфа (до глубины 50-70 м), где волнение распространяется почти до дна, преобладают пески и алевриты. В более глубокой части шельфа обстановка сравнительно спокойная, сюда значительная часть обломочного материала поступает из взвеси, переносимой в верхней толще воды. Здесь накапливаются тонкозернистые осадки, преобладают глины.
Органогенные отложения подразделяются на карбонатные и кремнистые. Обычно органогенными называют отложения, состоящие более чем на треть из органических остатков. Кремнис-
37
тые осадки - это радиоляриевые и диатомовые илы. Карбонатные породы более многочисленны и
разнообразны. Одни из них являются результатом жизнедеятельности бактерий или водорослей
(строматолитовые и онколитовые известняки). Другие состоят из карбонатного скелета (например,
раковин, кораллитов и т.д.) или его фрагментов. К таким образованиям древних морей относят
фораминиферовые, археоциатовые, строматопоратовые, коралловые, криноидные известняки и
брахиоподовые, пелециподовые, гастроподовые ракушечники.
Хемогенные отложения включают карбонатные, кремнистые, железистые, марганцевые породы, а также глауконит и фосфориты. К хемогенным карбонатным отложениям относятся доломиты и известняки, в том числе оолитовые известняки, характерные для мелководья теплых морей. Кремнезем приносится в море реками, а также поступает в воду во время вулканических извержений, поэтому кремнистые отложения очень часто ассоциируют с вулканическими образованиями. К железистым отложениям мелководья относятся оолитовые железняки (например, керченские железные руды). Глауконит - минерал зеленого цвета, образующийся в окислительной
среде одновременно с обломочными или карбонатными отложениями. Фосфориты имеют преимущественно морское происхождение. Полагают, что глубины 50-150 м и окислительная среда наиболее благоприятны для отложения соединений фосфора. Глауконит и желваковые фосфориты нередко встречаются в зоне подводных течений.
Вулканогенные образования шельфа представлены подводными эффузивами, туфами, туфопесчаниками.
Отложения шельфа преимущественно параллельно-слоистые, в зонах движения воды косослоистые. Нередки знаки симметричной и несимметричной ряби, знаки размывов,
разнообразные биоглифы.
Примеры фаций шельфа
Поскольку ископаемые морские отложения континентов представлены преимущественно образованиями неглубоких бассейнов типа шельфовых морей, приведем примеры соответствующих
фаций.
Береговые фации. Скалистый крутой берег, обрывающийся в воду, подвергается сильным
ударам волн, поэтому для него характерны процессы разрушения. Только немногие прирастающие и всверливающиеся эвригалинные организмы могут выжить в таких условиях. Источенные
камнеточцами скалы и прибрежные камни с приросшими раковинами низших ракообразных балянусов позволяют установить древнюю береговую линию. Пляж сложен рыхлыми
обломочными отложениями и полого уходит под воду. Волна, набегая на такой берег, постепенно
теряет свою силу и, оставляя часть принесенного материала, формирует береговые валы. Для них
характерны отсутствие сортировки, беспорядочное расположение обломков, разная сохранность
органических остатков. Ископаемые береговые валы также помогают определить положение
береговой зоны древних морей.
Прибрежные фации. В прибрежном мелководье у пляжа располагаются зоны подвижных и
неподвижных песков и галечников. В первой зоне обломки и зерна непрерывно перемещаются.
При этом совершенствуется их окатанность, полируется поверхность, вырабатывается уплощенная форма. Попавшие сюда органические остатки разрушаются, измельчаются. Далее от берега
располагается зона накопления обломочного материала, образуются массовые скопления ракуши;
время от времени осадки здесь перемываются. Еще дальше от берега в зоне неподвижных песков
и галечников создаются благоприятные условия для обитания бентосных животных и водных растений. В отложениях этой зоны можно найти окаменелости в прижизненном положении.
Фации морского дна. Несмотря на общий выровненный рельеф шельфа, в его пределах есть
сейчас и были в прошлом замкнутые депрессии. Неподвижность придонных вод приводит здесь к
обеднению кислородом, к развитию восстановительного органического вещества. Нередко это сор
провождается сероводородным заражением, поэтому в таких впадинах бентос отсутствует. Ископаемые отложения подобных впадин представлены тонкозернистыми битуминозными глинистыми и карбонатно-глинистыми породами, горючими сланцами с остатками планктонных и нектонных организмов.
Участки морского дна с подводным течением характеризуются либо отсутствием осадков,
либо накоплением более грубого материала, часто сокращенной мощности. На твердом морском
38
дне в зоне движения воды поселяются прикрепленные формы. Такие участки морского дна
найдены в ископаемом виде (рис. 18).
Особую роль играют на морском дне органогенные постройки. Рифообразователями в
прошлом были известьвыделяющие водоросли, археоциаты строматопораты, кораллы, губки,
мшанки, иглокожие. Тело рифа, его поверхность, углубления и полости используются для
обитания
множеством
организмов,
поэтому
биоценозы
современных и ископаемых рифов очень
Рис. 18. Выходы гранита с приросшими устрицами (И.А.Пяновская,
Р.Ф.Геккер, 1966): 1 - устрицы; 2 - ракушечник (альб)
сложные. Погребенные рифы часто являются ловушками нефти и газа.
Различают два типа органогенных построек: биостромы и биогермы. Биостром - органогенная постройка из нарастающих друг на друге рифостроителей (рис. 19), не достигающая уровня
воды, караваеобразной или лепешковидной неправильной формы. В ископаемом виде биостром
Рис. 19. Разрез неогенового (сарматского) биострома на левобережье Днестра (В.С.Саянов, 1968). Видны слои с
разными типами столбчатых, куполо- и шаровидных построек, образованных прикреплявшимися
фораминиферами и известьвыделяющими водорослями; общая мощность известняков 6 м
выглядит как линза массивного известняка среди слоистых известняков. Биогерм - постройка более изометричных очертаний, резко возвышающаяся над морским дном, вершина биогерма может
достигать уровня воды. С крупными биогермами связан целый комплекс отложений. Тело рифа
39
сложено массивными известняками. По его окраинам располагаются продукты разрушения: известняковые глыбы, валуны, гальки, песчаный материал, превращающийся в дальнейшем в обломочные известняки. На кольцевых рифах - атоллах (в их центральной части) появляются мелководные лагуны, в которых из тончайшей взвеси (известковое молоко) отлагается тонкозернистый
осадок. Примером таких пород могут служить верхнеюрские литографские сланцы Центральной
Европы (близ Г.Нюрнберга). Высота рифовых массивов колеблется в значительных пределах: от
первых метров до нескольких сотен метров.
Материковый склон. Батиальная зона
Материковый склон сменяет шельф в сторону океана, опускаясь на значительную глубину*
Средний уклон его 3-5°, но известны и более крутые склоны (до 10 и даже 30°). Поверхность
материкового склона обладает различным рельефом. Наблюдаются склоны пологие, с небольшим
уклоном и ровной поверхностью; пологие, осложненные холмами и впадинами; крутые (до 2030°).
На материковых склонах идут активные геологические процессы. Из-за крутизны склонов и
сейсмичности осадки находятся в неустойчивом состоянии, часто возникают оползни, мутьевые
(суспензионные) потоки, скатывающиеся к подножию склона. В пределах материкового склона накапливаются преимущественно алевритовые и глинистые илы, реже пески и биогенные илы (диатомово-радиоляриевые, диатомовые, фораминиферовые). В осадках часто присутствует глауконит.
Батиальная зона этого батиметрического уровня отличается бедностью органического мира.
В нижней части батиальная зона по своим особенностям близка к абиссальной: высокое давление, низкая температура, отсутствие света. В целом органический мир беден по сравнению с
неритовой зоной. Это - глубоководный нектон, ило- и трупоядные животные. В верхней части
зоны обитают единичные губки, мшанки, иглокожие. Находки достоверных глубоководных
отложений в ископаемом виде очень редки. Примером таких образований могут служить
нижнепермские тонкозернистые известняки в центральной части Предуральского прогиба.
Ложе океана. Абиссальная зона
Ложе океана характеризуется значительными глубинами, а следовательно, высоким давлением, низкой постоянной температурой и вечным мраком. Высокое давление влияет на газовый режим и химический состав воды. Так, глубже 3,5-4 км карбонаты находятся только в растворе. Условия обитания для живых существ в абиссальной зоне, соответствующей ложу океана, весьма
неблагоприятны. Тем не менее на фотоснимках дна видны следы жизнедеятельности организмов.
Встречаются участки абиссали, резко отличающиеся от окружающих пространств составом,
обликом и интенсивностью жизни. Они получили названия: абиссальные оазисы жизни, рифтовые
оазисы жизни, рифтовые сгущения жизни, денсаль. Абиссальные оазисы жизни связаны не только
с подводными гидротермальными выбросами, но и с участками, где через поры отложений просачиваются в воду газообразные и жидкие выделения недр. Гидротермальные выбросы извергаются
из конусовидных образований, называемых "курильщики", наподобие дыма, отличаясь по температуре и цвету струй от морской воды. Выбросы курильщиков богаты многими элементами, максимальная температура их достигает 320-370°, быстро падая к периферии. Общее количество видов в оазисах жизни - более 200. Они принадлежат к трем царствам: бактерий, грибов и животных. Кольцами вокруг курильщиков располагаются покровы хемосинтезирующих бактерий, поселения червей - серпулид и погонофор (вестиментифер) с двустворками, гастроподами, ракообразными. Далее идут банки двустворок, актинии, губки, иглокожие. Основой питания являются
хемосинтезирующие бактерии. Характерен гигантизм организмов.
Ряд рудоносных районов сформировался в таких условиях. Подобные комплексы известны из
карбона и перми Урала, мела Дальнего Востока и других регионов.
40
Строение ложа океана или океанического дна сложное. Огромные площади занимают абиссальные котловины с плоским или холмистым (превышения 200-300 м) рельефом. Котловины разделяются срединно-океаническими и подводными хребтами. Срединно-океанические хребты имеют ширину 300-2000 км, а высота их гребней достигает 3,5-4 км, некоторые вершины даже выступают над уровнем моря в виде островов. Рельеф срединных хребтов резко расчлененный с
рифтовыми долинами и рифтовыми поднятиями. Подводные хребты имеют преимущественно
вулканогенное происхождение, так же как и многие гайоты (плосковершинные горы) на дне
Тихого океана. Некоторые гайоты - это опустившиеся вместе с океаническим дном коралловые
постройки. По окраинам абиссальных котловин на границе с островными дугами располагаются
глубоководные желоба - длинные (до 5500 км), узкие (5-18 км) и глубокие (8-10 км) прогибы с
крутыми склонами и плоским дном.
Большую часть ложа океана покрывают карбонатные илы; за ними по своему значению следуют так называемые красные глубоководные глины, кремнистые (радиоляриевые и диатомовые)
и терригенные илы. Карбонатные илы широко распространены в средних и низких широтах. Они
состоят из микроскопических раковинок планктонных фораминифер и скорлупок
известьвыделяющих одноклеточных водорослей (фитопланктон). Красная глубоководная глина
имеет красно-коричневый цвет и состоит из частиц глинистых минералов размером менее 0.005
мм. С красной глиной обычно связаны железомарганцевые конкреции, которые местами
покрывают 70-90% поверхности дна. Красная глубоководная глина образовалась в основном за
счет осаждения приносимой с материков пыли (космической, вулканической), и скорость ее
накопления ничтожная (около 1 мм за 1000 лет). В глубоководных впадинах и рифтовых долинах
отлагаются тонкие терригенные илы с примесью биогенного, а иногда и более крупного
обломочного материала, поступающего при обвалах, мутьевых потоках и других процессах.
На некоторых участках океанического дна глубоководные осадки обогащены железом (до
14%), марганцем (до 6%), а также медью, никелем, кобальтом, цинком, что связывают с действием
гидротерм (горячих источников). Для рифтовых зон ложа океана характерно излияние базальтовых лав.
Бурение, проведенное с корабля "Гломар Челленджер", показало, что на дне современных
океанов распространены кайнозойские, меловые и местами юрские осадки. Единичность находок
ископаемых глубоководных отложений среди пород, слагающих современные континенты, объясняется в значительной мере трудностью их распознавания среди других морских отложений. Вместе с тем существует мнение, что глубоководные отложения появились в истории Земли довольно
поздно - в процессе развития океанов и закономерного расчленения рельефа поверхности нашей
планеты.
В пределах каждой батиметрической области моря существуют свои парагенетические комплексы фаций: например, фации краевых морей, береговой зоны шельфа, прибрежного мелководья, глубокой части шельфа, верхней части материкового склона, подводных каньонов, подножия
материкового склона, коралловых и вулканических островов, различных типов абиссальных равнин, подводных хребтов, глубоководных желобов. Каждый комплекс состоит из нескольких групп
фаций. Так, в комплексе фаций береговой зоны шельфа выделяются фации берегов с интенсивной
(или ослабленной) динамикой и берегов, защищенных от волн. Первая группа может состоять из
фаций скал, камней, валунно-галечниковых и галечниковых пляжей.
Фации бассейнов ненормальной солености
Осолоненные и солоноватоводные (опресненные) бассейны часто возникают на окраинах
континентов, где утрачивается либо затрудняется связь с океаном или происходит смешивание
пресных вод с морскими. Это - разнообразные дельты рек, заливы, лагуны, эстуарии (губы), прибрежные озера. Кроме того, бассейны ненормальной солености могут существовать внутри континентов; это различные по величине озера и внутриконтинентальные моря.
41
Фации дельт
Наиболее сложный комплекс фаций развит в дельтах и вызван сложным сочетанием речных
прибрежно-морских фациальных условий (рис. 20).
Рис. 20. Реконструкция дельты (а) и профиль (б) прибрежно-морских отложений каменноугольного
возраста на юго-востоке Северной Америки (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985) /дельтовая равнина; //- подводный склон дельты; ///- донный участок дельты; IV- активно нарастающая дельта; V - брошенная дельта; / - песчаники; 2 - алевролиты и аргиллиты; 3 - ископаемые почвы; 4 - известняки
Осадки аллювиально-морские формируются под влиянием речного стока и могут далеко проникать в морской бассейн - на расстояние до нескольких сотен километров. Эти осадки характеризуются пестротой фаций и быстрой их сменой по простиранию и в разрезе.
Осадки эстуариев близки к осадкам подводной части дельты.
Органические остатки в осадках дельт и эстуариев представлены смесью пресноводных, солоноватоводных и морских организмов; многочисленны остатки наземных растений. В отложениях дельтовой равнины преобладают остатки пресноводных и наземных организмов; при продвижении в глубь моря начинают преобладать солоноватоводные формы. На данном участке дельты
основную роль играют морские организмы, однако среди них не встречаются чутко реагирующие
на изменение солености кораллы, иглокожие, головоногие моллюски.
:
Фации заливов, лагун и внутриконтинентальных бассейнов
Эти фации во многом определяются физико-географическими условиями (климат, наличие
впадающих рек, степень изоляции от моря). Наиболее важными особенностями таких бассейнов
являются их мелководность и ненормальная соленость. Во влажном климате и при поступлении
речной воды эти бассейны становятся солоноватоводными; в засушливом климате, когда количество атмосферных осадков не восполняет испаряющуюся воду, развивается осолонение. Кроме
того, степень солености может меняться от сезона к сезону.
42
Для рассматриваемых бассейнов характерны мелкозернистость и горизонтальная слоистость
отложений, а также однообразный состав органических остатков. Из терригенных осадков распространены пески, алевриты, глины, хотя в прибрежных частях бассейнов могут встречаться
также гравий и галечник. Хемогенные эвапоритовые осадки широко развиты в осолоненных бассейнах, это разнообразные соли (сильвин, галит, мирабилит и др.), гипс, ангидрит. В некоторых
бассейнах отлагаются карбонатные илы. При определенных условиях могут накапливаться железистые, бокситовые и марганцевые осадки. Органогенные отложения состоят из остатков
эвригалинных организмов (пелеципод, гастропод, мшанок и др.) и разнообразных водорослей, в
том числе кремнистых и известьвыделяющих. При заболачивании лагун и озер появляются
торфяники. В застойных участках бассейнов развиваются восстановительные условия, здесь могут
образоваться сапропелита.
Континентальные фации
Континентальные фации генетически очень разнообразны и в большой степени зависят от
рельефа местности, тектонических движений, многих химических факторов и т.д. Особую роль
играют климатические условия, так как при одинаковом рельефе (долина реки, подножие склона
и др.) возникают разные фации в условиях разного (аридного, субарктического и т.п.) климата. Из
древних континентальных фаций легче восстанавливаются фации областей аккумуляции, занимавшие пониженные части рельефа. Однако значительная территория континентов является областью размыва и выветривания. Восстановление фаций таких областей проводится главным образом по результатам изучения прилегающих к ним территорий, на которых отлагались продукты
разрушения, а также на основе исследований кор выветривания. Определение синхронности континентальных фаций затрудняется частыми размывами и переотложениями осадков, а также бедностью и однообразием органических остатков. Большую роль в стратиграфии континентальных
отложений играют споры и пыльца наземных растений.
Каждая крупная физико-географическая обстановка (речная долина, область пустынь,
приледниковая равнина и т.д.) может быть охарактеризована определенным набором фаций - их
парагенетическим рядом. На площади этих многочисленных фаций формируются определенные
отложения - генетические типы: лимнические, делювиальные, аллювиальные, гляциальные,
флювиогляциальные, эоловые и т.д.
Они включают группы фаций водных потоков, озер, болот, источников.
Фации водных потоков (временных или постоянно действующих - речных). Для них характерны терригенные осадки с косой слоистостью, поверхностями размыва, значительной изменчивостью, с редкими остатками растений и пресноводных организмов, а также костей наземных
животных. При благоприятных условиях эти накопления могут достигать большой мощности и
занимать значительную площадь.
Наиболее типичными образованиями временных потоков являются конусы выносов предгорий. Грубообломочный плохо окатанный материал (пролювий), сносимый временными потоками
к подножию горной страны, формирует предгорную равнину.
Отложения речных фаций широко распространены среди континентальных осадков. Реки
являются главнейшими агентами переноса продуктов разрушения суши в водные бассейны. При
транспортировке часть осадков остается в речной долине. Речные отложения представлены разными генетическими типами, замещающими друг друга во времени и пространстве. Выделяют
группы отложений русловых, береговых, паводковых площадей.
Отложения паводковых площадей образуются на самых низких участках пойм,
выполняющих роль отстойных бассейнов, в которых откладываются взвешенные тонкозернистые
осадки (алевриты и глины). Осадки образуют серии, внутри которых наблюдается уменьшение
зерен сни-
43
зу вверх. Встречаются остатки пресноводных моллюсков и костей позвоночных животных. На поверхностях пластов часты трещины усыхания.
Озерные (лимнические) фации довольно разнообразны и зависят от происхождения озера,
климата и рельефа района, а также от количества поступающих осадков. Общими признаками
озерных отложений являются замкнутость контура их распространения и зональное распределение осадков. В зоне прибоя у берега откладывается наиболее крупнозернистый материал, глубже
—мелкозернистый, в зоне ниже волнового базиса- самый тонкозернистый.
Наиболее распространены обломочные и в меньшей степени хемогенные и органогенные
отложения. Из терригенных осадков преобладают пески, алевриты, пелиты. Хемогенные осадки
могут быть представлены известняками, железистыми и марганцевыми соединениями,
бокситами. Среди органогенных озерных отложений в застойных частях озер может
образовываться сапропель, а при зарастании озера часто появляется торф.
Болотные фации возникают на влажных плохо дренируемых равнинах и на месте зарастающих озер. Наиболее типичным болотным образованием является торф; обычно он Чередуется с
маломощными глинистыми прослоями. В осадках встречаются стяжения и прослои железистых
соединений. Известны месторождения озерно-болотных железных руд.
Фации, связанные с деятельностью ледников
Наиболее мощные ледниковые отложения обычно возникают при отступании или временной
остановке ледника. Транспортируемый ледником материал сгружается в виде конечной морены;
затем осадки подвергаются воздействию вод, появляющихся в большом количестве при таянии
ледника. Оставшиеся после отступания ледника отложения могут быть существенно переработаны водными потоками.
Ледниковые отложения разделяются на два основных типа.
1. Не переработанные водой - гляциальные - отложения образуют морены. Они отлагаются
непосредственно ледником и представлены валунными глинами и суглинками (тиллями);
литифицированные их разности называются тиллитами. Тилли и тиллиты состоят из
неотсортированных
обломков, размер которых колеблется от валунов или крупных блоков до песчинок. Слоистость не
развита; сортировка и ориентировка обломков отсутствуют. Состав обломков разнообразней; их
поверхность часто несет следы притертости и штриховки; характерны обломки утюгообразной
формы. Органические остатки не характерны.
2. Переработанные водой - флювиогляциальные - отложения широко развиты за пределами
ледника и морен. Сортированность этих отложений гораздо лучше; характерна горизонтальная и
косая слоистость; материал представлен преимущественно песчаными и глинистыми разностями.
В прилегающих к леднику областях (в отложениях озов, камов и т.д.) среди слоистых пачек пород
присутствуют линзообразные прослои неслоистых осадков. В более удаленных от ледника областях при континентальном оледенении формируются ледниковые зандровые равнины. Породы
здесь характеризуются косой слоистостью, грубой зернистостью и относительно плохой
сортировкой. Важным спутником ледниковых отложений являются ленточные глины,
образованные в
спокойных пресноводных озерах, развивающихся на зандровых равнинах. Материал имеет лен
точную слоистость, вызванную сезонными изменениями условий.
Фации пустынь
Пустыни бывают каменистые, песчаные и глинистые. Отложения пустынь формируются в
специфических условиях бессточных областей, где испаряется влаги больше, чем выпадает осадков; резко преобладает физическое выветривание, а вода активизирует микрохимические процессы. Ветер в пустынях является важнейшим геологическим агентом. Мелкозернистый материал
(алевритовый, глинистый) под действием ветра легко удаляется из осадка и переносится на значи44
тельные расстояния. Пустыни наиболее широко распространены в тропических и субтропических
областях, но встречаются полярные и горные пустыни. Выделяются многочисленные пустынные
группы фаций (преимущественно песчаные). Осадки пустынь развиты на значительной площади,
но имеют небольшую мощность.
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ КАРТЫ
Палеогеографические реконструкции широко используются не только в обобщающих геологических трудах и учебниках, но и при детальных, в том числе поисковых, работах.
Палеогеографические карты отличаются от географических прежде всего тем, что географическая карта составлена на конкретный момент, а на палеогеографических картах отражена в
обобщенном виде география земной поверхности, существовавшая на протяжении нескольких
миллионов лет. За это время неоднократно сменялись и перемещались не только фации, но и комплексы фаций. При построении палеогеографических карт одной из главных задач является как
можно более точная синхронизация отложений различного генезиса, поэтому карты составляются
на детальной стратиграфической основе. Для создания карт требуется сеть хорошо изученных
разрезов, по которым проведен комплексный фациальный анализ.
Палеогеографические карты строят на современной топооснове, используя все геологические
и палеонтологические данные, которые можно нанести на карту. Ввиду малочисленности фактов
палеогеографические карты весьма гипотетичны. Палеогеографические карты делают более мелкого масштаба, чем у исходных геологических карт, и используют их на практике как основу для
прогнозирования поисков полезных ископаемых.
Палеогеографические карты составляют в определенной последовательности. Прежде всего,
в разрезах естественных обнажений и в скважинах устанавливают и выделяют на изучаемой площади стратиграфическую единицу, соответствующую выбранному этапу геологической истории.
Отмечают площади отсутствия пород данного возраста. Затем выделяют фации и указывают их
литологические и палеонтологические особенности. Результатом этого этапа работ является карта
фаций. В дальнейшем, проведя фациальный анализ, от фаций переходят к палеогеографии: воссоздают физико-географическую обстановку прошлого не только в области накопления осадков,
но и обязательно в области размыва. Часто, как конечный результат палеогеографических исследований, составляют совмещенные карты фаций и палеогеографии, называя их литологопалеогеографическими картами. На них прежде всего выделяют области суши и моря.
Реконструкцию древних морей начинают с восстановления береговой линии - ее положения,
конфигурации, а если возможно, определяют переходную зону от суши к морю, в пределах
которой в течение рассматриваемого этапа находилась береговая линия. Затем устанавливают
глубину палеобассейна и рельеф дна, обычно выделяя геоморфологические элементы (шельф,
континентальный
склон)
или
биономические
области
(литораль,
сублитораль),
восстанавливают соленость и температуру воды, газовый режим бассейна и, наконец, характер
движения воды (зоны волнения, морские течения, в том числе приливно-отливные и т.п.).
Реконструкция древней суши складывается из установления области размыва и аккумуляции
осадков. Указывают общее направление сноса обломочного материала из зон размыва в зону
аккумуляции (рис. 21).
На литолого-палеогеографических картах обычно показывают мощности пород, сформированных в рассматриваемый этап геологической истории, которые указывают либо в отдельной
точке, либо линиями равных мощностей (изопахитами). Анализ мощностей позволяет восстановить характер вертикальных (колебательных) движений литосферы.
Литолого-палеогеографические карты несут богатую информацию. Соответствующими значками на них отражают литологический состав первичных осадков, а также дополнительные признаки, указывающие на условия осадкообразования (угленосность, красноцветность, присутствие
глауконита и других минералов, наличие органических остатков). Часто отмечают значками полез-
45
ные ископаемые, приуроченные к этому интервалу разреза. Палеогеографию прошлого показывают цветом, причем в тех же красках, какие приняты на обычных физико-географических картах.
Достаточно даже беглого взгляда, чтобы увидеть отличие палеогеографической карты от географической, особенно в изображении суши, так как определение характера древней суши - задача чрезвычайно сложная. При выяснении рельефа обычно учитывают характер продуктов разрушения, накапливавшихся на соседних территориях, тектонический режим, положение рассматриваемого района. Существование высоких гор доказывается, в частности, наличием
грубообломочных образований подножий. Строение древних равнин и низменностей
восстанавливают по на-
Рис. 21. Палеогеографическая карта центральных районов Русской плиты в раннем карбоне (А.И.Осипова,
Р.Ф.Геккер, Т.Н.Вельская, 1971, с изменениями. Заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985) / области размыва; 2 - суша с накоплением осадков; зоны: 3 - прибрежно-континентальная, 4 - чередующихся
континентальных и морских фаций, 5 - прибрежное мелководье, 6 - мелководье с накоплением карбонатных
илов, 7 - открытого моря, 8 - скопления кораллов, криноидей; 9 - границы зон; фауна (эврифациальные формы
показаны черными значками): 10 - одиночные ругозы, // - колониальные ругозы, 12 - лингулы, 13 - другие
эврифациальные брахиоподы, 14 - гигантопродуктусы, стриатиферы, 15 - наутилоидеи, 16 - остракоды
46
земным равнинно-озерным, болотным и аллювиальным отложениям. Иногда удается показать
древние речные долины и дельты, а по находкам тиллитов - ледники. Отмечают также области
вулканической деятельности, отдельные вулканы и их пояса.
В пределах морских бассейнов различными оттенками синего цвета показывают обстановки,
отвечающие верхней части шельфа, глубокой части шельфа, а также глубоководным областям. Отмечают районы подводного магматизма, наносят крупные рифовые массивы и зоны развития рифов. Бассейны повышенной солености устанавливаются по присутствию каменной и калийной
солей, гипса, ангидрита, а также угнетенной эвригалинной фауны. Бассейны пониженной солености выделяются по характерной фауне и растительным остаткам.
Хорошая изученность палеогеографии некоторых районов позволяет построить для них более
детальные карты, на которых удается показать палеоэкологические комплексы. Такие карты составлены, например, по центральной части европейской территории России для раннекаменноугольной эпохи (фрагмент карты в черно-белом изображении приведен на рис. 21). Разновидностью
литолого-палеогеографических карт являются карты физико-географических условий накопления
полезных ископаемых, на которых отражено размещение нефти и горючего газа, угля, горючих сланцев, солей, фосфоритов, бокситов, марганца и других полезных ископаемых в пределах бассейнов или
рудных районов. Палеогеографические карты дополняются обычно литолого-фациальными профилями, на которых можно проследить смену фаций во времени и пространстве (рис. 22).
Рис. 22. Смена осадков и связанных с ними комплексов фауны в раннекаменноугольном бассейне Московской синеклизы (А.И.Осипова, Р.Ф.Геккер, Т.Н.Вельская, 1977, с упрощениями)
■t- суша; //- краевая зона моря (бухты, заливы); III- прибрежное мелководье; IV - мелководье, удаленное
от суши; V - открытое море. Фауна (черным обозначены наиболее эврифациальные формы, размер значка
отражает количество фауны данного вида): / - фораминиферы, 2 - губки, 3 - хететиды, 4 - сирингопоры,
5-8 - кораллы-ругозы, 9 - двустворки, 10 - лингулы, 11-24 - брахиоподы (среди них: 14 - стриатиферы, 16 гигантопродуктусы), 25 - мшанки, 26 - остракоды, 27 - следы зарывающихся форм; 28 - пески и алевриты;
29 - глины с углистым веществом; 30 - бескарбонатные глины; 31 - известковые глины; 32 - тонкозернистые карбонатные осадки с примесью органического вещества; 33 - детритово-фораминиферовые известковые илы; 34 - ракушечники; 35 - хемогенные известковые осадки с корнями плауновых; 36 - растительность мангрового типа
МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ ПРОШЛОГО
Тектонические движения являются одним из важнейших факторов в развитии геологических
процессов, изменяющих лик Земли. Они приводят к преобразованию земной коры, изменяют формы рельефа поверхности, очертания суши и моря, воздействуя тем самым на климат. Тектонические движения влияют на вулканизм, на процессы осадконакопления и определяют размещение полезных ископаемых в земной коре.
Тектонические движения выражаются в виде медленных поднятий и опусканий, приводящих
к трансгрессиям и регрессиям моря в виде общего смятия земной коры с образованием высоких
47
горных массивов и глубоких впадин, образованием складок, а также в форме разрушительных
землетрясений, которые сопровождаются возникновением трещин со значительным смещением
блоков коры по вертикали и горизонтали.
В зависимости от направления напряжения тектонические движения подразделяют на вертикальные (радиальные) и горизонтальные (тангенциальные). При анализе вертикальных движений
различают восходящие (положительные) и нисходящие (отрицательные) движения. Этим движениям чаще соответствуют медленные, плавные поднятия или опускания, охватывающие территории континентов и океанических впадин или их частей. Это эпейрогенические движения (греч.
"эпейрос" - материк).
Движения тангенциальные (по касательной к поверхности земной коры) связаны с определенными зонами и приводят к существенным деформациям земной коры. Это орогенические движения (греч. "орос" - гора).
Тектонические движения и возникающие при этом структуры земной коры изучают геотектоника и структурная геология.
Для восстановления тектонических движений прошедших эпох используют специальные методы, позволяющие воссоздать общую картину тектонических движений для определенной эпохи.
О характере современных тектонических движений мы судим, наблюдая современные процессы, которые наглядно проявляются в областях активных землетрясений и вулканизма: 1) современные вертикальные тектонические движения фиксируются путем повторного нивелирования;
2) новейшие движения, т.е. происходившие в неоген-четвертичное время, изучают с помощью геоморфологических методов, анализируя рельеф поверхности Земли, морфологию речных долин,
расположение морских террас, мощность четвертичных отложений.
я ,'. Значительно труднее изучать тектонические движения прошлых геологических эпох. Методами изучения этих движений являются: 1) анализ стратиграфического разреза; 2) анализ литологопалеогеографических карт; 3) анализ мощностей; 4) анализ перерывов и несогласий; 5) структурцый анализ; 6) палеомагнитный анализ; 7) формационный анализ.
1) Анализ стратиграфического разреза позволяет проследить тектонические движения не
большого участка земной коры в течение длительного времени. Исходным материалом
для анализа
является стратиграфический разрез (колонка), который необходимо исследовать с
позиций измене
ния обстановки накопления пород в их стратиграфической последовательности.
Изучая вещественный состав, структурные и текстурные особенности пород,
заключенные в них окаменелости, удается выделить типы отложений, которые
накапливаются на различных гипсометрических
уровнях относительно уреза воды морского бассейна и соответственно
охарактеризовать обстановку осадконакопления. Отрицательные тектонические
движения в условиях стабильного выноса обломочного материала в бассейн приводят к
углублению его дна и смене вверх по разрезу мелководных отложений более
глубоководными. Наоборот, положительные тектонические движения приводят к
обмелению бассейна и смене по разрезу глубоководных отложений мелководными,
наземными и далее размывом ранее накопившихся отложений. Отрицательные
тектонические движения способствуют развитию морских трансгрессий, а
положительные вызывают регрессию.
2) Литолого-палеогеографический анализ. Анализ литолого-палеогеографических карт
позволяет судить о направленности движений и распределении прогибов и поднятий на площади.
Обычно
области аккумуляции отложений соответствует отрицательная структура, области денудации - положи
тельная. В связи с дифференцированностью движений на фоне крупной отрицательной структуры
могут выделяться участки относительных поднятий с морскими мелководными отложениями среди
более глубоководных. Такой участок представляет собой подводное поднятие - отмель и может
48
соответствовать растущей антиклинальной структуре. Участок распространения относительно
глубоководных
отложений среди мелководных должен отвечать впадине на дне бассейна.
49
Обычно характер тектонических движений более отчетливо выявляется при анализе
литолого-палеогеографических карт, составленных для нескольких последовательных
отрезков времени.
3) Анализ мощностей. На участках ускоренного прогибания накапливаются осадки большей
мощности, на участках замедленного прогибания - меньшей мощности, в областях воздымания мощности равны нулю.
Данные о мощностях одновозрастных отложений наносят на карты; точки равных мощностей
соединяют линиями - изопахитами (рис. 23). По картам с изопахитами можно судить о распределении участков относительных прогибов и поднятий. Однако
анализ мощностей необходимо совмещать с анализом фациальРис. 23. Карта равных мощностей одновозрастной песчано-глинистой толщи
(изолинии мощностей намечают положение прогиба, формировавшегося во
время осадконакопления): / - точка замера и мощность (в м); 2 - изолинии
мощностей (изопахиты). (Заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
ной обстановки накопления осадка, т.к. он применим только для
определенных условий осадконакопления, когда скорость прогибания ложа компенсируется скоростью накопления на нем
осадков. В случае декомпенсированного разреза в течение огромных промежутков времени может
накопиться незначительный по мощности слой осадка.
4) Анализ перерывов и несогласий. Положительные тектонические движения в стратиграфическом разрезе выражаются сменой относительно глубоководных отложений мелководными,
мелководных — прибрежными и континентальными. В таком случае, если эти движения привели к
подъему накопившихся осадков выше уровня моря, начинается их размыв. При последующем погружении новая серия осадков ложится на размытую поверхность, которая называется поверхностью перерыва или поверхностью несогласия. Эти поверхности фиксируются выпадением из нормальной последовательности тех или иных стратиграфических подразделений, присутствующих
там, где положительные движения не проявлялись. Если отложения выше и ниже поверхности,
фиксирующей перерыв в осадконакоплении, залегают с одинаковыми углами наклона
(стратиграфическое несогласие), можно говорить о медленных положительных движениях,
охвативших
большие площади. Если наблюдаются резко отличные углы наклона (угловое несогласие), то
ранее накопившиеся осадки к моменту нового погружения и осадконакопления испытали
складкообразование, могли быть нарушены
разрывами (рис. 24). Глубина размыва
подстилающей толщи и
продолжительность перерыва в
осадконакоплении свидетельствуют об
амплитудах
тектонических движений, приведших к несогласию между толщами пород. Толщи пород,
отделенные от подстилающих и покрывающих отложений поверхностями угловых несогласий,
называются структурными этажами. Каждый
Рис. 24. Стратиграфическое (а) и угловое (б) несогласия
структурный этаж отвечает естественному Последовательность событий: а - накопление осадков нижней
историко-тектоническому этапу развития пачки, поднятие, размыв кровли нижней пачки, погружение,
территории, который начался трансгрессией накопление осадков верхней пачки; б - накопление осадков
и
осадконакоплением
во
время нижних пачек, поднятие, складкообразование и перемещение
блоков по разлому, размыв, накопление осадков вевхней пачки
отрицательных движений и завершился (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
подъемом территории и складчатостью.
Каждый структурный этаж характеризуется специфичными формами залегания слоев.
5) Структурный анализ имеет важное значение при изучении горизонтальных движений,
так как позволяет качественно и количественно оценить величину горизонтальных движений во
50
51
время деформации слоев. Если мысленно распрямить слой, смятый в складки, образовавшиеся
при боковом сжатии, протяженность такого выпрямленного слоя будет соответствовать первоначальной ширине прогиба до момента деформации
слоя. Разность между суммой длины крыльев складок
и суммой ширины тех же складок составит величину
горизонтального сжатия слоя (рис. 25). Пользуясь
графическим способом или геометрическими
формулами,
можно
оценить
амплитуду
горизонтальных движений, приведших к образованию
складок. Например, по рис. 25 можно представить,
Рис. 25. Слой, смятый при боковом сжатии д что, если средние углы складок равны 60°, длина крыла складки, ш - ширина складки, а -угол
горизонтальное сокращение поверхности было складки (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
двукратным.
6) Палеомагнитный анализ. Способность горных пород намагничиваться во время своего
образования в соответствии с направлением геомагнитного поля и сохранять эту намагниченность
позволяет не только создать палеомагнитную геохронологическую шкалу, но и использовать данные палеомагнитного анализа для выявления горизонтальных тектонических движений.
Определив среднее направление намагниченности пород определенного возраста, взятых из
какого-либо
пункта на поверхности Земли, можно рассчитать положение магнитного полюса того времени в
координатах. Исследуя породы в их стратиграфической
последовательности, по координатам вычерчивается траектория относительного перемещения полюса за время, соответствующее изученному интервалу стратиграфического
разреза. Проделав такое же исследование по образцам, взятым
из другого пункта, вычерчивается траектория перемещения
полюса относительно пункта за тот же период времени.
Если обе траектории совпадают по форме, то обе точки
сохранили постоянное положение относительно полюсов.
Если траектории не совпадают, то обе точки по-разному
изменили свое положение относительно полюса. Так,
например, траектории движения Северного полюса, расРис. 26. Траектория движения Северного считанные для территории Северной Америки и для Европы
полюса относительно Европы и Северной
за последние 400 млн. лет, существенно отличны (рис.
Америки за последние 400 млн. лет (заим26). Это позволяет сделать вывод о горизонтальных
ствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
перемещениях континентов в указанное время.
7) Формационный анализ является методом исследования строения и истории развития
земной коры на основе изучения пространственных взаимоотношений ассоциаций горных пород геологических формаций.
Геологическая формация представляет вещественную категорию, занимающую определенное
положение в иерархии вещества земной коры: химический элемент - минерал - горная порода геологическая формация - формационный комплекс - оболочка земной коры, -к Под формациями
понимается совокупность фаций, которые образовались на более или менее значительном участке
земной поверхности при определенных тектонических и климатических условиях и отличаются от
других особенностями состава и строения. Отдельные фации могут быть образованы на различных
участках земной поверхности. Однако их устойчивые и длительные сочетания, которые позволяют
сгруппировать их в формации, возникают только в строго определенных тектонических и
климатических условиях. По другому определению, геологической формацией можно называть
закономерные ассоциации горных пород, связанные единством вещественного состава и строения,
обусловленные общностью их происхождения (или сонахождения).
Термин "формация" был введен известным немецким геологом А.Г.Вернером еще в XVIII в.
52
Долгое время до начала XX в. его употребляли в качестве стратиграфической категории, как и
предложил автор. До сих пор в США для обозначения стратиграфических единиц употребляется
термин "формация". В нашей стране формационный анализ нашел широкое применение в связи с
тектоническим районированием и прогнозом полезных ископаемых. Заслуга в его развитии принадлежит многим русским ученым, в частности Н.С.Шатскому, Н.П.Хераскову, В.Е.Хаину,
В.И.Попову, Н.Б.Вассоевичу, Л.Б.Рухину и другим исследователям.
Различают три типа формаций: осадочные, магматические и метаморфические. При изучения
формаций выделяют главные (обязательные) и второстепенные (необязательные) члены ассоциации. Главные члены ассоциации характеризуют определенную формацию, т.е. устойчивую ассоциацию, повторяющуюся в пространстве и во времени. По названию главных членов ассоциации дается название формации. Набор второстепенных членов подвержен существенным изменениям. В
зависимости от вещественного состава типы формаций делятся на группы. Например, среди осадочных формаций можно выделить группы глинисто-сланцевых, известняковых, сульфатно-галогенных, кремнистых, мелкообломочно-кварцевых, мелкообломочных полимиктовых и др.; среди
вулканогенных - группы базальтово-диабазовых (трапповых), липарито-дацитовых, андезитовых
формаций и др.
Главными факторами, определяющими формирование устойчивых ассоциаций осадочных
горных пород, являются тектонический режим и климат, а магматических и метаморфических пород - тектонический режим и термодинамическая обстановка.
Основными признаками осадочных формаций являются: 1) набор слагающих их ассоциаций
главных горных пород, которые совместно отвечают фациям или генетическим типам; 2) характер
переслаивания этих пород в вертикальном разрезе; ритмичное строение; 3) форма тела формации
и его мощность; 4) наличие в ней каких-то характерных аутигенных минералов, своеобразных
горных пород или руд; 5) преобладающая окраска, в той или иной степени несущая генетическую
информацию; 6) степень диагенетических или метаморфических изменений.
Названия осадочным и осадочно-вулканогенным формациям обычно даются по преобладающим
литологическим компонентам (песчано-глинистая, известняковая, доломитовая, эвапоритовая) с одновременным указанием физико-географической обстановки образования (морская, континентальная,
лимническая), нередко за многими формациями закрепились названия по присутствию акцессорных
минералов (глауконитовая) или полезных ископаемых (угленосная, бокситоносная).
Главными факторами, определяющими облик осадочных формаций, являются следующие:
1) характер тектонического режима в областях размыва и накопления; 2) климатические условия;
3) интенсивность вулканизма. От многократного сочетания перечисленных условий и быстрой изменчивости в пространстве и во времени создается чередование генетических типов пород, входящих в состав формаций. От этих же факторов зависит и общее распределение формаций на земной поверхности.
В зависимости от тектонического режима выделяются три класса формаций:
платформенный, геосинклинальный, орогенный. Большинство осадочных формаций могут
служить
надежны
ми индикаторами тектонического режима. Например, формации мергелисто-меловые, каолиновых
глин, кварцевых песчаников, глинисто-опоковая свидетельствуют о платформенном режиме осадконакопления, а осадочные флишевые, кремнисто-карбонатные, кремнисто-сланцевые, яшмовые
формации являются индикаторами геосинклинального режима. Широкое развитие осадочных грубообломочных формаций указывает на орогенный режим.
Еще более определенное заключение о тектонических режимах можно сделать на основе анализа магматических формаций, если иметь в виду, что ряд пород: основные - средние - кислые ~
53
щелочные соответствуют последовательности развития магматических извержений при смене геосинклинального режима орогенным и далее платформенным.
Площади распространения определенных формаций контролируются тектоническими структурами, развитием которых обусловлено пространственное ограничение формаций. Поэтому, изучая закономерности распространения формаций в пространстве, мы тем самым устанавливаем
размещение тектонических структур во время образования формаций. Эволюция тектонического
режима приводит к последовательной смене в разрезе геологических формаций. Располагая данными об условиях формирования комплексов горных пород, сменяющихся по вертикали, можно
сделать вывод об изменении тектонического режима.
Так, например, если мощная толща флишевых формаций с характерными тонкими, закономерно ритмично переслаивающимися пластами песчаников, алевролитов и аргиллитов, перекрыта
толщей грубообломочных морских и континентальных отложений - молассами, делается вывод,
что геосинклинальные условия сменились орогенными. Этот вывод основан на существующих
представлениях о тектонических условиях накопления флишевых и молассовых формаций.
Анализ формаций дает возможность классифицировать тектонические структуры, выделяя ,
их особые типы, например, типы прогибов. Повторяемость типичных формаций в пространственно
разобщенных структурах позволяет наметить общую этапность в истории тектонического развития
структур, сравнить наборы формаций близких по типу структур разного возраста и т.д.
Особое направление в изучении и классификации осадочных формаций составило направление, основанное на учете содержания в них промышленных концентраций определенных видов
полезных ископаемых. На этом основании выделяются угленосные, соленосные, фосфоритоносные, бокситоносные, железорудные, латеритные, нефтеносные и целый ряд других формаций.
Последовательность при изучении и выделении формаций следующая. Вначале в разрезе
производится выделение толщ пород, отличающихся по литологическому составу, разделенных
четко выраженными поверхностями напластования, границами перерывов или размывов (стратиграфический перерыв и несогласия). Затем проводится изучение группы пород (ассоциации), входящих в состав выделенного естественного комплекса, т.е. парагенетический анализ. Одновременно определяются и изучаются цикличность строения формации или иные структурно-текстурные признаки. Далее выясняются фациальная природа каждого входящего в состав формации
типа пород и их сочетание в разрезе, т.е. осуществляется фациальный анализ. На этом основании
определяется генетический тип отложений, устанавливается физико-географическая (ландшафтная) обстановка формирования формации. В заключительной фазе формационного анализа определяются климатический и тектонический режимы времени и места формирования формаций. Таким образом проводятся палеоклиматический и формационно-тектонический анализы.
Теоретическое значение изучения осадочных и осадочно-вулканогенных формаций состоит в
возможности восстановления по ним древней тектонической, климатической и ландшафтной зональности. Практическое значение формационного анализа обусловливается приуроченностью к
определенным формациям соответствующих видов полезных ископаемых.
54
Глава 2
ГЕОХРОНОЛОГИЯ. ШКАЛА ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ВРЕМЕНИ
Геохронология преследует цель восстановления строгой временной последовательности 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, 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.
ТИПЫ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ПОДРАЗДЕЛЕНИЙ И КРИТЕРИИ ИХ ВЫДЕЛЕНИЯ
Критерии расчленения и определения ранга стратиграфических подразделений основываются на особенностях эволюции земной коры и органического мира, населявшего Землю. Эволюция
земной коры и ее поверхности выражалась в периодичности усиления и ослабления тектонических движений разного ранга, развитии трансгрессий и регрессий Мирового океана, других изменениях физико-географических условий. Факторы, изменяющие состав органического мира и определяющие этапность его развития, тесно связаны как с собственно биологическими процессами, так и с особенностями расселения и вымирания групп организмов под влиянием условий окружающей среды.
Для определения рубежей стратиграфических единиц главное значение должны иметь факторы, обусловливающие эволюцию земной коры. Однако при расчленении разрезов или периодизации событий чаще всего используются более ярко и наглядно выраженные, быстро протекающие
и к тому же необратимые проявления эволюции органического мира. Поэтому именно эволюция
органического мира составляет основу геологической периодизации. Это связано с тем, что палеонтологические данные многочисленны и разнообразны. Они отражают этапы развития органического мира для строго определенного времени и конкретного места и одновременно показывают
необратимость эволюционного развития организмов. В связи с этим палеонтологические данные
- не только главная, но и, что самое важное, доступная основа для относительной геохронологии
и стратиграфической корреляции.
Таким образом, любое стратиграфическое подразделение - от самого крупного, глобального
до местного - должно отвечать определенному этапу развития Земли или отдельного ее региона.
Стратиграфические единицы (стратоны) являются реальными геологическими телами, состоящими из комплекса горных пород, обладающих характерным вещественным составом и сформировавшихся в определенный этап развития земной коры. Между собой эти этапы могут различаться
по характеру и продолжительности геологических событий.
55
Стратиграфия и относительная геохронология неразрывно связаны между собой, и поэтому
стратиграфическую классификацию нельзя рассматривать в отрыве от классификации геохронологической. Обе они отражают один и тот же исторический процесс развития Земли. Тем не менее
вследствие неполноты геологической летописи и недостаточного знания всех геологических событий, а также неоднозначности их расшифровки на практике существуют две самостоятельные
шкалы: стратиграфическая и геохронологическая.
Стратиграфическая шкала отражает последовательность отложений, расчленение их на отдельные стратиграфические единицы, выражает их временной объем и соподчиненность. Геохронологическая шкала показывает длительность и последовательность основных этапов развития
земной коры и Земли. Обе эти шкалы свидетельствуют об общем ходе и результатах единого закономерного процесса формирования земной коры. Каждому стратиграфическому подразделению
соответствует геохронологическое, и, в свою очередь» любое стратиграфическое подразделение
должно быть хроностратиграфическим.
" Стратиграфическая шкала базируется на реально наблюдаемой в природе последовательнос ти горных пород в конкретных разрезах, на вещественном составе слоев и напластований, на соотношениях между собой групп слоев и на их пространственных изменениях, на составе и особенностях заключенных в них остатков животных и растений. Основываясь на вещественном составе горных пород, на их структурно-текстурных особенностях, на морфоанатомическом строении ископаемых органических остатков, условиях их нахождения и степени сохранности, геологи
от реально наблюдаемых фактов переходят к более широким обобщениям о характере тех или
иных явлений и событий, особенностях осадконакопления, среде обитания организмов и условиях
их захоронения. Разумеется, геологи не могут напрямую наблюдать особенности древних областей осадконакопления, в частности непосредственно измерять глубину и соленость морского бассейна, температуру и влажность воздуха прошлых геологических эпох, но могут делать достаточно надежные выводы об этих и других параметрах древней геологической среды на основе тщательного анализа геологического разреза с применением различных современных физических методов исследования горных пород и ископаемых организмов. Отсюда следует, что стратиграфическая шкала базируется, с одной стороны, на исследовании реально наблюдаемых объектов и на
их особенностях, т.е. на основе реально существующих фактов, а с другой - на выводах и обобщениях, построенных в результате строгого анализа этих фактов.
,,, Вся история Земли представляется как смена эволюционных и революционных этапов. Эта
особенность отражается и в периодичности геологических процессов, и в эволюции органического мира. Крупным этапам развития Земли соответствуют этапы развития органического мира. Исходя из этого, границы различных по рангу историко-геологических этапов принимают за естественные рубежи, по которым проводят границы выделяемых стратиграфических единиц. Сами
эти единицы следуют друг за другом в хронологическом порядке, отражая объективный ход исторического процесса развития Земли и ее органического мира.
Основой для выделения геохронологических и стратиграфических единиц служат следующие критерии, тесно связанные между собой:
1) этапность в ходе эволюции органического мира;
2) периодическая изменчивость процессов осадконакопления и денудации;
3) палеогеографические критерии (изменение распределения морских бассейнов и особенно
сти рельефа суши и дна моря, климата, смена ландшафтных обстановок и т.д.);
4) степень активности, характер проявления магматической деятельности и процессов метаморфизма;
5) проявление крупных тектонических движений и деформации.
Перечисленные явления взаимосвязаны и отражают единый процесс развития Земли. Но, как
указывалось выше, из всех геологических процессов развитие органического мира наиболее ярко
и наглядно отражает необратимость развития Земли. Поэтому в позднем протерозое и фанерозое
56
эволюция органического мира выступает в качестве основного и объективного критерия при выделении стратиграфических единиц, корреляции разрезов и определении таксономического ранга
стратиграфических подразделений.
МЕЖДУНАРОДНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА
Основные подразделения международной стратиграфической шкалы, на базе которой в дальнейшем была создана геохронологическая шкала, были выделены в Западной Европе к середине
XIX в. Все они вначале устанавливались как региональные стратиграфические подразделения и,
следовательно, отвечали естественным этапам развития конкретной территории. Первоначально
существовало ошибочное мнение, что каждый выделенный этап имеет планетарное значение,.
Впоследствии было выяснено, что каждому региону свойствен свой, присущий только ему ход
геологического развития, в общем отражающий глобальное развитие.
В своей основе современная международная геохронологическая шкала (табл. 1, см. цветную
вклейку - далее цв. вкл.) в качестве "общей стратиграфической классификации" была принята в
1881 г. на II сессии Международного геологического конгресса (МГК) в Болонье (Италия). По
праву приоритета стратиграфическая шкала Западной Европы была признана международным
стандартом, по отношению к которому стали проводить корреляцию стратиграфических подразделений различных регионов мира.
Созданию стратиграфической шкалы предшествовала довольно длительная история. Первая
схема этапности геологического развития была предложена Д.Ардуино в 1759 г. Проводя исследования в Северной Италии, этот ученый выделил три этапа времени формирования горных пород:
первичный, вторичный и третичный. Такое деление было прообразом выделения в более позднее
время палеозойских, мезозойских и кайнозойских отложений. С появлением палеонтологического
метода на рубеже XVIII и XIX веков началось расчленение отложений, распространенных в Англии, Франции, Германии и России на системы и отчасти отделы, а к середине XIX в. осадочные
фанерозойские толщи Европы были полностью расчленены на группы и системы, а в дальней шем стали выделять более дробные стратиграфические подразделения - отделы, ярусы и зоны.
На II сессии МГК была утверждена иерархия стратиграфических подразделений: группа, система, отдел и ярус, и для них введены единые для всех стран названия. На VIII сессии МГК в
1900 г. (Париж) к ним была добавлена самая мелкая стратиграфическая единица международной
шкалы - зона. Указанным стратиграфическим подразделениям соответствовали геохронологические эквиваленты: эра, период, эпоха, век и время (или фаза) (табл. 1, цв. вкл.).
Горные породы, входящие в каждое стратиграфическое подразделение, формировались в течение определенного этапа геологической истории Земли, и поэтому оно отражает эволюцию земной коры и органического мира за конкретный отрезок времени. Стратиграфические единицы
применяются для обозначения комплексов горных пород, а соответствующие геохронологические
единицы - для обозначения времени, в течение которого эти комплексы пород формировались.
Достаточно очевидно, что геохронологические подразделения или единицы времени имеют повсеместное значение, в то время как толщи горных пород в эти отрезки времени формировались не
повсеместно. В одном месте они отлагались, а в другом происходил размыв, на одних участках существовали морские условия, а на других - континентальные. Эти условия не везде были одинаковыми, и соответственно отлагались осадки разного состава или происходила их эрозия и денудация.
По мере расширения геологических исследований стало все труднее применять стратиграфические названия, имеющие европейское происхождение, для других континентов. Если наиболее
крупные стратиграфические подразделения, эратемы (группы) и системы удавалось выделить
практически повсеместно, то ярусы в разных регионах подчас было невозможно установить. Поэтому стали выделять местные стратиграфические единицы на основании совокупности литоло-
57
гических и палеонтологических данных. Эти региональные стратиграфические подразделения
стали основой при составлении региональных геологических карт.
В нашей стране на протяжении долгого времени использовались два типа стратиграфических
подразделений: единицы международной геологической шкалы и местные стратиграфические подразделения, утверждаемые Межведомственным стратиграфическим комитетом (МСК). С течением
времени появилась недостаточность этих шкал, т.е. необходимость наведения порядка в установлении региональных и местных стратиграфических подразделений. В связи с этим был создан первый
Стратиграфический кодекс СССР, утвержденный и опубликованный МСК в 1977 г. В последующие
годы он был значительно переработан и усовершенствован. Ныне действует его второе издание Стратиграфический кодекс России, утверждённый МСК в 1991 г. и опубликованный в 1992 г.
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ
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 (1992) предложена новая структура стратиграфической
классификации (табл. 2). Вместо применявшихся ранее местных подразделений и единой
стратиграфической шкалы кодексом предусмотрено существование двух равноправных
самостоятельных
шкал. Кроме того, в кодексе предусматривается использование двух групп стратиграфических
подразделений: основных и специальных.
Таблица 2
Структура стратиграфической классификации, принятая в кодексе МСК (1992)
Стратиграфические исследования проводят на конкретных разрезах осадочных, вулканогенно-осадочных и вулканогенных пород.
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.
"Раздел, звено и ступень используются для отложений четвертичной системы; возможно их применение для неогеновых отложений
58
ОСНОВНЫЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ
Общие стратиграфические подразделения представляют собой совокупности горных пород, естественные геологические тела, время формирования которых соответствовало определенным этапам геологической истории Земли. Общие подразделения устанавливаются с помощью
различных
методов.
Для
докембрийских
образований
в
основном
используют
радиогеохронологические, а для фанерозоя - палеонтологические методы.
Общим стратиграфическим подразделениям (слева) соответствуют геохронологические эквиваленты (справа):
акротема
-акрон,
эонотема
-эон,
эратема (группа) -эра*
система
- период,
отдел
- эпоха,
ярус
- век,
зона раздел
- фаза,
звено
- пора
ступень
-термохрон (криохрон)
Практически все стратиграфические подразделения крупнее яруса имеют единые международные наименования.
Акротема - наиболее крупное подразделение, соответствующее акрону и появившееся лишь в
последнем (1992) издании российского Стратиграфического кодекса. Их введение было вызвано необходимостью по-новому ранжировать архей и протерозой, имеющие чересчур большую продолжительность по сравнению с фанерозойскими эрами - палеозойской, мезозойской и кайнозойской. Поэтому для архея и протерозоя и потребовалось создание более крупных стратонов и геохронов. Архейскую и протерозойскую акротемы иногда 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.
Эонотема - это отложения, образовавшиеся в течение крупной геохронологической единицы
- зона, длительностью многие сотни миллионов лет. Выделяют по две эонотемы в составе
архейской и протерозойской акротем; ранг эонотемы имеет также фанерозой (табл. 1, цв. вкл.). •
Эратема, 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 (эры): палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Названия их отражают этапы развития органического мира: эра древней жизни, эра средней жизни, эра новой жизни.
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, пермская, триасовая, юрская,
меловая, палеогеновая, неогеновая и четвертичная (антропогеновая). Названия систем происходят
от географических названий тех местностей, где они были впервые установлены, от названия характерных пород или по другим критериям. Для каждой системы на геологических картах приняты
определенный цвет, являющийся международным, и индекс, образованный начальной буквой
латинского названия системы (табл. 1, цв. вкл.).
59
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, в неогеновой - миоцен и плиоцен.
Ярус - часть отдела. Ему отвечают отложения, образовавшиеся в течение века продолжительностью в несколько миллионов лет. Ярус, согласно Стратиграфическому кодексу (1992, стр. 27),
это таксономическая единица общей стратиграфической шкалы, устанавливаемая "по биостратиг
рафическим данным, отражающим эволюционные изменения и этапность развития органического
мира". Ярус устанавливается в каком-либо типовом (стратотипическом) разрезе. Для яруса
характерен определенный комплекс ископаемых организмов с типичными родами и видами.
Названия
ярусов обычно происходят от названия 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; K|V - валанжинский ярус, К2с - коньякский ярус, Pja - артинский ярус. В том случае, если от
дел имеет ярусы, начинающиеся с одной и той же буквы, к первой букве добавляется следующая
согласная буква: Карпатский ярус, К,а1 - альбский, К2ст - сеноманский, К2ср - кампанский
ярус
Объем стратиграфических подразделений по рангу выше яруса складывается из стратиграфических объемов более низких подразделений (ярус и др.). Поэтому такие стратиграфические подразделения не имеют самостоятельных стратотипов. В докембрийских образованиях стратотипы
выбираются и для более высоких по рангу общих подразделений из-за ограниченных возможностей межрегиональных корреляций.
Зона (хронозона) является частью яруса и охватывает отложения, образовавшиеся в течение
одной фазы порядка 1-3 млн. лет. Зона подчинена ярусу и также устанавливается по биостратиграфическим данным и отражает стадию развития какой-либо важной группы фауны или флоры. Ее
границы устанавливаются по зональному комплексу видов ископаемых организмов, существовавших в это определенное время (фазу), который содержит формы, имеющие широкое
географическое распространение и быстро эволюционировавшие. Название зоны дается по
наиболее характерному виду-индексу зонального комплекса. Зона и фаза имеют название одного и
того
же
видаиндекса. Например, зона или фаза Amaltheus margaritatus, зона или фаза Deshayesites deshayesi.
Зона, также как и ярус, должна иметь стратотип.
Для четвертичной системы ниже зоны имеются свои подразделения, при установлении которых используется климатостратиграфический метод (табл. 3 и 4).
Раздел - таксономическая единица общей стратиграфической шкалы, используемая в качестве
наиболее крупного подразделения четвертичной системы (Стратиграфический кодекс, 1992). Раздел имеет одновременно индивидуальную биостратиграфическую и климатостратиграфическую
характеристики. Он соответствует относительно длинному и сложному этапу развития климата.
Постановлением МСК 1998 г. в шкалу квартера между системой и разделом введен надраздел. В
звено объединяют горные породы, сформированные во время нескольких климатических ритмов похолоданий (ледниковье, плювиал, стадиал) и потеплений (межледниковье, арид, интер-стадиал).
Звено должно иметь климатостратиграфическое и биостратиграфическое обоснование.
Ступень подчинена звену и выделяется на основании климатостратиграфических критериев.
Ступень объединяет комплексы пород, сформировавшиеся во время глобального (субглобального),
похолодания или потепления климата. Ступень должна иметь стратотип.
60
Таблица3
Общая стратиграфическая шкала
четвертичной системы
МСК,02.02.1995; 1998
Таблица
4
Глобальная шкала
четвертичной системы
МКС, 1996
Региональные стратиграфические подразделения. В их состав входят горизонт, лона и
слои с географическим названием. Горизонт - основное региональное подразделение, выполняющее корреляционную функцию в пределах своего географического распространения. Он прослеживается на всей площади региона и характеризуется определенным комплексом литологических
и палеонтологических признаков. Горизонты в докембрийских образованиях, а также в вулканогенных и других "немых" толщах устанавливаются преимущественно на основе литологофациальных или петрографических особенностей пород. Горизонты фанерозоя устанавливаются,
как правило, на биостратиграфической основе, кроме четвертичной системы, где они
выделяются, обычно на климате стратиграфической основе. Горизонту присваивается название
места, где располагается его стратотип. Геохронологическим эквивалентом служит время.
Например, мячковский горизонт в среднем карбоне, мячковское время.
61
Лона является частью горизонта и представляет собой провинциальную биостратиграфическую зону. Она устанавливается по комплексу фауны и флоры, характерному для данного региона,
и отражает определенный этап развития населявшего его органического мира. Границы лоны устанавливаются по характерным видам зонального комплекса. Лона должна иметь стратотип, содержащий зональный комплекс, и ее название происходит от вида-индекса. Геохронологическим
эквивалентом лоны является время.
Слои с географическим названием - таксономическая единица, подчиненная горизонту или
водгоризонту. Выделяются по особенностям литологического состава и (или) на
биостратиграфической основе. Слои имеют стратотип, который может выбираться в
стратотипическом разряде горизонта или быть самостоятельным.
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 сильно метаморфизованных и дислоцированных толщ докембрийских пород. Комплекс имеет очень большую мощность, сложный состав горных пород, сформированных в
течение какого-то крупного этапа развития. На границе комплексов часто наблюдаются крупные
несогласия, скачки метаморфизма горных пород. Комплексу присваивается географическое
назвайие 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 - основная таксономическая единица местных стратиграфических подразделений, основная картируемая единица при геологической съемке. Свита представляет собой толщу пород, отличающихся общностью литологического состава и палеонтологической характеристики, 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: D3d -дудинская свита, Git - тасеевская свита. В случае необходимости выделяют
подсвиты и пачки.
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 подразделениями.
СПЕЦИАЛЬНЫЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ
Этот раздел включает биостратиграфические, литостратиграфические и другие подразделения.
Они имеют локальное распространение, и их выделение обосновывается специальными методами.
Биостратиграфические подразделения представляют собой толщи горных пород, охаракте ризованные комплексами органических остатков. Границы между биостратиграфическими подразделениями определяются как эволюционными изменениями отдельных таксонов или комплексов фауны и флоры, так и сменой экологических ассоциаций.
62
Основной единицей специальных биостратиграфических подразделений является биостратиграфическая зона - это совокупность слоев, которая характеризуется определенным таксоном
или комплексом древних организмов (зональный комплекс), отличающимися от таковых в подстилающих и перекрывающих слоях, и имеет нижнюю и верхнюю границы, установленные биостратиграфическим методом.
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 конрдонтам.
Биостратиграфические зоны бывают нескольких видов (рис. 27):
1) зона распространения таксона (биозона) - совокупность слоев, охватывающих полный
стратиграфический интервал какого-либо палеонтологического таксона;
2) зона совместного распространения - слои, отвечающие совпадающим частям интервалов
стратиграфического распространения двух выбранных таксонов;
3) филозона - слои, в которых распространен таксон, представляющий собой отрезок
конкретной филогенетической линии;
4) интервал-зона - слои, заключенные между первым появлением какого-либо характерного таксона (обычно вида-индекса) данной зоны и первым появлением вида-индекса
вышележащей зоны в пределах непрерывной последовательности (или слои между
уровнями исчезновения соседних видов-индексов);
5) акмезона (эпибола) - слои, в которых какой-либо таксон достигает максимума частоты
встречаемости;
6) комплексная зона - совокупность слоев, охарактеризованных комплексом древних
организмов, отличным от комплексов подстилающих и перекрывающих слоев.
Рис. 27. Биостратиграфические зоны / - зона распространения
таксона (биозона); 2 - зона совместного распространения; 3 -филозона; 4, б - интервал-зона; 5 акмезона (эпибола); 7 - комплексная зона (Стратиграфический кодекс, 1992)
63
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". Например: зона Spiroplectammina kasanzevi, время
Spiroplectammina каяапгещ
К вспомогательным биостратиграфическим подразделениям относятся слои с фауной (флорой).
Их название 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 слоя; время образования слоев с...
В качестве литостратиграфических подразделений применяют следующие: толща, пачка,
слой, маркирующий горизонт, органогенные постройки 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.
Климато-, магнито- и сейсмостратиграфические подразделения выделяются в специальных
случаях и здесь не рассматриваются.
ГАЛАКТИЧЕСКАЯ ХРОНОМЕТРИЧЕСКАЯ ШКАЛА
В основе хронометрической шкалы, в отличие от хроностратиграфической (геохронологической), лежит разделение времени на равные интервалы, в идеале кратные некоторым круглым значениям, например, 100 млн. лет и т.п. Однако такая шкала слишком абстрактна и, как говорилось
ранее, не может быть принята. Естественнее выглядит шкала, в основу которой положены циклические события галактического масштаба, такие, как галактический год, то есть время одного оборота нашей Галактики вокруг своей оси. Такие галактические хронометрические шкалы разрабатывались как зарубежными (K.Plumb и др.), так и отечественными учеными (М.А.Семихатов,
К.А.Шуркин, Н.А.Ясаманов, Ю.А.Заколдаев и др.). Российский астроном П.П.Паренаго в 50-х годах вычислил параметры галактической орбиты Солнца и установил период обращения Солнечной системы вокруг центра Галактики, то есть галактический год, равный 212 млн. лет. Ю.А.Заколдаев оценивал галактический год в 217 млн. лет, Н.А.Ясаманов - в 215 млн. лет.
По мере продвижения по орбите при вращении вокруг центра Галактики Солнечная система
пересекает участки, в разной степени насыщенные космической пылью, межзвёздным газом и
тому подобным космическим веществом. От этого зависит сила притяжения, которая меняется и
создает гравитационные пульсации. По мнению Н.А.Ясаманова, Солнечная система время от времени попадает в области, весьма насыщенные газопылевым веществом, кометами, астероидами и
т.д. - своеобразными струйными потоками. Эти потоки являются главными возбудителями тектонических процессов, происходящих в недрах Земли и находящих отражение в ее верхней оболочке - земной коре.
Усиление тектонической активности в той или иной степени влияет на земную поверхность и
идущие на ней процессы - как биогенные, так и абиогенные. Н.А.Ясаманов в 1993 г. на основании
анализа хода тектонических и биотических событий, изменений физико-химических характеристик атмосферы, гидросферы и других параметров предложил выделять в каждом галактическом
году четыре периода продолжительностью 30, 50, 85 и 50 млн. лет, названные по временам обычного года соответственно "зима" (перигалактий), "весна" (постперигалактий), "лето"
(апогалактий) и "осень" (постапогалактий).
В.В.Куликова и В.С.Куликов (1997) предложили принять 215 млн. лет за галактический год и
64
разработали на этой основе хронометрическую шкалу, разбитую на 22 галактических года с началом отсчета 4655 млн. лет, что весьма близко к принятому на сегодняшний день возрасту Земли
4,6 млрд. лет. Начало каждого галактического года по возможности сближено с общепризнанными
рубежами эонов и эр. Граница палеоархея и мезоархея проводится на рубеже 3200 млн. лет, архея
и протерозоя 2500 млн. лет, палеопротерозоя и мезопротерозоя 1600 млн. лет, мезопротерозоя и
неопротерозоя 1000 млн. лет, докембрия и фанерозоя 570 млн. лет. В хронометрической шкале,
вслед за У.Б.Харлендом и др. (1985), выделены четыре зона: приской, архей, протерозой и
фанерозой, разделенные на ряд эр. По продолжительности галактический год занимает
промежуточное Положение между эрой и периодом и может подразделяться либо на периоды,
либо на сезоны.
Названия галактических лет образованы от греческих слов, отражающих на соответствующем этапе планетарные события. В.В.Куликова и В.С.Куликов использовали существующие названия и разработали новые. Согласно схеме этих авторов, галактический год состоит из четырех периодов: 85, 50, 30, 50 млн. лет. Первый период ("лето" = афелий = апогалактий) рассматривается
как этап прохождения Солнечной системы в струйных (?) потоках космического вещества, идущих из центра Галактики и инициирующих своим гравитационным полем планетарные геологические процессы. Второй и третий периоды - время релаксации системы, причём "зима" - перигалактий - характеризуется признаками планетарного оледенения, а четвертый период, или "весна"
(50 млн. лет), завершает галактический год, отражая совпадение двух тенденций - планетарного
оледенения и нового оживления тектогенеза, предшествующего крупным катастрофическим явлениям следующего афелия, или "лета".
Горные породы, сформировавшиеся в течение галагода (галактического года) предлагается
именовать галактонами, в отличие от стратонов.
Предгеологическое время, согласно схеме В.В. и B.C. Куликовых, начинается с галактического года - иллия (5085-4870 млн. лет). Второй предгеологический галактический год (4870-4655
млн. лет) называется метеоритий, поскольку это было время формирования вещества Земли, о
котором мы можем судить по составу метеоритов.
Первый галактический год прискойского зона - аккреции (4655-4440 млн. лет) - время
аккреции, "слипания" планетезималей. Селений (4440-4225 млн. лет) - лунная стадия развития
Земли, реголитий (4225-4010 млн. лет) отмечается следами крупной бомбардировки Земли и
других планет в апогалактий ("летом"), излиянием "морских" базальтов на Луне в перигелии,
формированием фрагментов "кислой" лунной коры, состоящей из реголита, "осенью";
бомбардий (4010-3795 млн. лет) - время интенсивной метеоритной бомбардировки Земли.
Следствием катастрофических событий явилось дробление тонкой новообразованной
гетерогенной коры и образование будущих зеленокаменных поясов.
Начало архея (граница между прискоем и археем) устанавливается на рубеже 3795 млн. лет.
Архей делится на три эры, подобно протерозою и фанерозою, и включает шесть галагодов (ГГ). В
собственных названиях архейских галагодов отражены: 1) древнейшие камни (литозий, 37953589 млн. лет); 2) первые мощные проявления высокомагнезиальных пород (магнезии, 35803365 млн. лет); 3) интенсивное развитие гнейсовых комплексов, в том числе серогнейсовых (гнейGUU, 3365-3150 млн. лет); 4) образование на всех континентах зеленокаменных поясов
(хлоропетрий, 3150-2935 млн. лет); 5) первые обширные осадочные бассейны (хабузий, 2935-2720
млн. лет); 6) кратонизация архейской коры (кратоний, 2720-2505 млн. лет).
Граница между археем и протерозоем проводится на уровне 2505 млн. лет. Протерозойский
эон включает девять ГГ, названия которых были предложены ранее Международной подкомиссией по стратиграфии докембрия.
65
1. Сйдерий (2505-2290 млн. лёт) - характеризуется, по Е.Е.Милановскому, заложением в
апогалактии палеорифтовых зон в коре гетерогенных протоплатформ в виде линейных
грабенообразных прогибов.
2. Рясий (2290-2075 млн. лет) - время широкого развития эвапоритизации и доломитообразования. Он характеризуется формированием карбонатных платформ (экспансия
строматолитообразователей) на планете. Это переходный период, когда строматолиты - главная
группа биоты до
кембрия - характеризуют минимум свободной энергии, т.е. наиболее стабильные тектонические
условия формирования или состояния бассейнов.
3. Орозирий (2075-1860 млн. лет). Толеитовый магматизм сопровождается активным газовым
делением и рудообразованием (древнейшие "чёрные курильщики"). Рубеж 1950 млн. лет
характеризуется становлением глобальной системы коллизионных орогенов и образованием
раннепротерозойского суперконтинента Пангеи-1.
4. Статерий (1860-1645 млн. лет) - в апогалактии характеризуется мощными тектономагматическими событиями с образованием континентальных рифтов, внедрением расплавов
различного состава и метаморфизмом.
5. Калиммий (1645-1430 млн. лет) - это эпоха глобального расширения земной коры с
формированием огромных геосинклинальных поясов - Циркум-Тихоокеанский и др., а в плане
магматизма - время внедрения на ряде континентов габброанортозитовых массивов.
6. Эктазий (1430-1215 млн. лет). Главный импульс магматизма приходится на апогалактии.
Тогда же на Урале формируется вулканогенно-осадочная толща мощностью 2-2,5 км, залегающая
в основании стратотипа рифея.
7. Стений (1215-1000 млн. лет) - характеризуется байкальской складчатостью.
8. Тоний (1000-785 млн. лет) - в апогалактии определяется раскрытием Палеоазиатского
океана и Палеопацифики (соответственно 923±72 млн. лет и 800-750 млн. лет).
9. Криогений (785-570 млн. лет). В венде в пределах Палеоазиатского океана, который
существовал на месте Центрально-Азиатского складчатого пояса, господствовал пассивный
режим.
В фанерозое выделяются три галактических года.
1. Фосфапгий (570-355 млн. лет) - название связано с широким накоплением фосфатов,
обусловивших появление скелетных животных, или с так называемой "скелетной революцией".
Сезоны фосфатия по продолжительности сопоставимы с границами периодов (кембрия, ордовика,
силура и девона).
2. Фитпоний (355-140 млн. лет) (карбон, пермь, триас, юра) - получил название по бурному
расцвету растительного мира ("растительная революция").
3. Ноэтпий (140 млн. лет - настоящее время) - последний, 22-й, галактический год. Названием
Он обязан появлению цепочки в биосфере: приматы - мозг - ноосфера - сфера информации (?).
В хронометрических шкалах главные рубежи приурочиваются к круглым цифрам геологичеекого времени, обычно кратным 100 или 50. В галактических шкалах как разновидностях хронометрической шкалы рубежи определяются продолжительностью галактического года.
ПЕРИОДИЧЕСКИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ И ИХ ВЛИЯНИЕ
НА ВЫМИРАНИЕ И ПОЯВЛЕНИЕ ОРГАНИЗМОВ
Земля - динамично, но отнюдь не хаотично развивающийся объект. Ученые заметили, что
многие геологические процессы протекают с определенной периодичностью. По мнению
Е.Е.Милановского (1995), существует "многоуровневая иерархическая система пульсационных
циклов разных рангов и длительности". Так, цикличность кимберлитового и траппового плитного
магматизма исчисляют по-разному: Б.А.Мальков обосновывает периодичность этих
процессов в 215 млн. лет колебаниями системы Земля - Луна; В.Ф.Кривонос считает периоды
кимберлитооб66
разования короче (40-45 млн. лет) и делит их на 20 циклов; В.А.Милашев выделяет 17 эпох этого
процесса, связывая их с пересечением Солнечной системой магнитных и радиационных поясов,
что возбуждает электромагнитные потоки в земных недрах. Н.Л.Добрецов (1993) считает, что в
геологической истории доминирует периодичность 30-35 млн. лет, связанная с глубинной геодинамикой (периодические мантийные суперплюмы на границе ядро - мантия).
Периодический характер имело также возрастание радиоактивности, влиявшее на ход биологических процессов. По мнению С.Г.Неручева (1999), радиоактивность как сильный мутагенный
фактор, была главной причиной проявления крупных биологических событий в истории Земли;
Многие черносланцевые породы накапливались в морских или озерных бассейнах, концентрация
водорастворенного урана в которых превышала нормальную для современного океана, по крайней
мере, в десятки - сотни раз. На континентах в то же самое время накапливались обогащенные
органическим веществом радиоактивные речные осадки, концентрация урана в которых превышает кларковую в тысячи - десятки тысяч раз. Высокая радиоактивность среды в эти кратковременные
эпохи (1-3 млн. лет) была, по мнению С.Г.Неручева, причиной интенсивного вымирания существовавших и быстрого возникновения новых видов фауны и флоры. Особенно интенсивно мутационный процесс шел, по мнению В.М.Подобиной и Г.М.Татьянина (Эволюция.., 1997), в активных зонах Земли (рифты, глубинные разломы и т.п.).
Наиболее обоснованное детальное представление о палеобиологических событиях дают в
последние годы работы Дж. Сепкоски (1984-1990). Однако их недостатком является освещение
только одной стороны мутационного процесса - вымирания фауны, хотя не менее важной является оценка и другой его стороны - возникновения новых видов фауны и флоры. Именно поэтому,
например, Дж. Сепкоски не выделил очень крупное биологическое событие на границе венда кембрия, которое характеризуется не вымиранием, а внезапным 'появлением первой в истории
Земли скелетной фауны во время накопления радиоактивных черных сланцев и иридия.
Некоторые исследователи отмечают большую роль космических факторов в изменении биосферы. В 1980 г. появилась гипотеза Л.В.Альвареса с сотрудниками о внезапном
ультракатастрофическом вымирании фауны на границе мела и палеогена в результате удара о
Землю и взрыва крупного космического тела. Она была высказана на основании того, что
источником повышенной концентрации 1г в пограничном слое могло быть якобы только
внеземное, космическое вещество взорвавшегося астероида. Однако уже через три года было
установлено, что из вулкана Килауэа без какого-либо участия космоса, вместе с газами поступают
иридий и другие элементы, характерные для пограничного слоя. Стало быть, мантия Земли во
время интенсивного базальтового вулканизма, который имел место в конце мела, могла быть не
менее вероятным, чем космос, источником поступления иридия на поверхность Земли.
Палеонтологические данные не подтверждают мгновенного вымирания фауны. В конце мела
вымирание (рудистов, иноцерамов, аммонитов и др.) не было мгновенным, а происходило в течение 1-2 млн. лет до отложения пограничного слоя с иридием. Вымирание динозавров также было
весьма длительным и завершилось не позднее чем за 200-150 тыс. лет до предполагаемого взрыва
астероида. С пограничным слоем и Ir-аномалией, по детально изученным разрезам, совпадало вымирание только некоторых видов меловых планктонных фораминифер, что было лишь последним
незначительным эпизодом в общем событии позднемелового вымирания фауны. Но и этот факт
вписывается в общую картину из-за наличия скрытого перерыва в изученных глубоководных разрезах осадков на границе мела - палеогена.
Р.Мак-Картни с соавторами (1990) обосновали гипотезу эндогенных причин происходивших
массовых вымираний. К этой точке зрения их привело совпадение во времени между установленными массовыми вымираниями и массированными базальтовыми излияниями, происходившими в
мезокайнозое. Активное поступление мантийного материала к земной поверхности вызывало, по
их мнению, усиление тектогенеза, изменение уровня моря и климата. С базальтовыми излияниями
67
связан вынос в тропосферу и нижнюю часть стратосферы больших объемов серы, углерода, галогенов и пеплового материала. В результате образования сернистых аэрозолей проявлялось глобальное похолодание. Большие количества поступавшего СО2 при взаимодействии с водой способствовали возникновению кислотных свойств воды, проявлению карбонатного кризиса. Совместно с действием галогенов и серными кислотными дождями это могло производить драматические изменения в химии океана и вызывать экологический стресс у морских организмов с
кальцитовым скелетом, особенно у живущих в поверхностных водах.
По мнению многих авторов, Ir-аномалия и другие химические изменения на границе мела палеогена лучше объясняются земным механизмом, чем ударом о Землю космического тела.
Как указывалось выше, С.Г.Неручев (1999) дает несколько другое объяснение периодичности
в развитии биоты. Он обращает внимание на произошедшие в фанерозое 17 крупных событий,
связанных с повышением радиоактивности среды, оживлением рифтогенеза и магматических процессов, в частности, базальтового вулканизма. В эти периоды шло формирование урановых месторождений и накопление морских ураноносных черных сланцев. Следствиями этих процессов явились массовые вымирания, а также появление (под влиянием радиогенных мутаций) новых таксонов фауны и флоры. Периодичность этих событий С.Г.Неручев тоже отождествляет с длительностью галактического года примерно в 216-217 млн. лет (вслед за П.П.Паренаго и другими учеными,
см. выше). В течение ГГ С.Г.Неручевым выделяются более мелкие периоды продолжительностью
около 30 млн. лет. Для фанерозоя предлагается периодическая система, состоящая из трех крупных периодов (галактических лет) и семи рядов геобиособытий, повлиявших на периодичность в
развитии органического мира.
Первое событие фиксируется на границе венда и кембрия и связано с появлением первой в
истории Земли скелетной фауны в подошве свиты радиоактивных фосфоритов и черных сланцев
(Казахстан, Сибирь и др.). Далее С.Г.Неручев фиксирует не только события, связанные С вымиранием, но и с появлением новых групп фауны, приуроченные к горизонтам радиоактивных черных
сланцев, фосфоритов и других пород. Нередко в этих горизонтах наблюдаются Ir-аномалии. Последнее, 17-е геобиособытие, проявилось в среднем миоцене небольшим пиком интенсивности вымирания морской фауны.
Начиная с позднепермского события, почти все они характеризуются проявлением интенсивных базальтовых излияний на континентах.
Какой бы концепции ни придерживались разные исследователи - космических гипотез, астероидных ударов или доминирования земных причин, — важно одно — в разные годы, в разных
странах различные исследователи объективно и независимо пришли к выделению в
фанерозойской истории одних и тех же кризисных геобиособытий.
Если считать, что за 570 млн. лет (с начала кембрия до среднего миоцена) проявилось 17 кризисных геобиособытий, то их средняя периодичность составляет 33,5 млн. лет, а если 18 (есть и
такая точка зрения), то 31,6 млн. лет. Периодичность континентальных базальтовых излияний для
времени 0-250 млн. лет определена в 32 ± 1 млн. лет; периодичность проявления карбонатитовых
интрузий - в 34 ± 2 млн. лет; кимберлитовых интрузий - в 35 ± 1 млн. лет; периодичность спрединга - в 34 ± 2 млн. лет; падение уровня моря — 33 ± 1 млн. лет; проявление тектонических максимумов - в 33 ± 3 млн. лет; появление импактных кратеров - в 32 ± 2 млн. лет; проявление массовых вымираний - в 24-33 млн. лет.
Таким образом, средняя периодичность различных геологических, биологических и даже
космических событий (падение космических тел и образование импактных кратеров), по данным
разных авторов, составляет около 30 млн. лет.
В первом фанерозойском галактическом году (кембрий-девон, 216 млн. лет) проявилось семь
кратковременных эпох накопления морских радиоактивных ураноносных сланцев, совпадающих
с эпохами трансгрессий. С позиций тектоники плит подъем уровня моря во время трансгрессии
68
определяется возрастанием скорости спрединга, интенсивным поступлением мантийного материала и формированием протяженных поднимающихся срединно-океанических хребтов. Это уменьшает емкость океана, определяет повышение уровня моря и трансгрессию на сушу. С этих пози -,
ций формирование радиоактивных черных сланцев происходило в эпохи усиления рифтогенеза,
возрастания скоростей спрединга и поступления в океаны по разломам значительных объемов
мантийных базальтов. В соответствии с пульсационной гипотезой подобные события происходили
в эпохи расширения Земли.
Второй галактический год (начало карбона - конец юры, 216 млн. лет), как и первый, характеризуется проявлением семи кратковременных эпох накопления морских радиоактивных черных
сланцев, семи трансгрессий и семи крупных биологических событий, которые отличаются ано -.
мально высокой биопродукцией фитопланктона, интенсивным вымиранием существовавших и
возникновением новых видов организмов. Почти во все эти эпохи накапливались не только черные сланцы, но и иридий; интенсивно формировались промышленные месторождения урана.
Третий галактический год начался с конца юры - начала мела и продолжается до настоящего
„времени. В этом пока не завершенном году проявилось пять основных эпох накопления черных радиоактивных сланцев, характеризующихся также повышенной концентрацией иридия и проявле 1
. нием интенсивных базальтовых излияний на континентах. В соответствии с построениями
Дж.Сепкоски, всем этим пяти крупным событиям соответствуют максимумы вымирания морской
фауны (на границе юры и мела, сеномана-турона, мела и палеогена, в эоцене-олигоцене и среднемверхнем миоцене). Правильнее все же, по мнению Э.Д.Кауфмана (1986) и С.Г.Неручева (1999), говорить не о событиях вымирания, а о событиях возрастания интенсивности мутационного процеСт
са в условиях повышенной радиоактивности среды, поскольку эти эпохи характеризуются и
всплеском таксонообразования. Типичным для этих событий было также глобальное "цветение"
фитопланктона, в основном цианобактерий, накапливавших уран и постепенно за счет отмирания
выводивших его избыток в осадки.
Таким образом, периодическая система кризисных геобиособытий, по С.Г.Неручеву, включает в себя большие периоды (галактические годы) с продолжительностью в 216-217 млн. лет и соподчиненные им более мелкие события с периодичностью проявления около 33 млн. лет; каждое
.геобиособытие следующего галактического года происходит через 216-217 млн. лет после проявления его аналога в предшествовавшем галактическом году, т.е. ровно через галактический год.
Земля и ее биосфера существуют и развиваются, подчиняясь строгой ритмичности, как очень
сложная саморегулирующаяся космическая система. Как земной год определяется временем обращения Земли вокруг Солнца, так и галактический год Солнечной системы определяется временем
ее обращения по эллиптической орбите вокруг центра Галактики и составляет, по астрономическим расчетам П.П.Паренаго (1950, 1952), 212 млн. лет, а по абсолютной геохронологии периодических земных событий - 216-217 млн. лет.
С.Г.Неручев и другие ученые считают, что разные по продолжительности времена галактического года связаны с изменением скорости движения Солнца и Солнечной системы по галактической орбите. В апогалактии ("летом") Солнце движется со скоростью 800 км/с, в перигалактии
("зимой") - 400 км/с. Вследствие изменения масс и пульсации тел Солнечной системы, Солнце
должно разогреваться в апогалактии и охлаждаться в перигалактии. Это вызывает активизацию
геологических процессов "летом" и гляциальные события "зимой".
Преобладающая часть земных гляциальных событий действительно приходится на "осеннезимний" период при снижении абсолютной скорости Солнца (оледенения конца ордовика - начала силура, конца перми - начала триаса, раннеюрское гляциальное событие, палеогеновые и неогеновые гляциальные события) (рис. 28). В противоположность этому "весенне-летний" период
характеризуется проявлением активного углеобразования и угленакопления, формированием во
втором и третьем галактических годах более 70% мировых запасов углей.
69
Таким образом, между апогалактием ("лето") и
перигалактием ("зима"), т.е. во время большей части
галактического года происходит спокойная эволюция
земной коры и биосферы, нарушаемая каждые 30
млн. лет проявлением кризисов, скачков в развитии
подчиненного
значения.
Закономерная
периодичность проявления кризисов в развитии
Земли и ее биосферы, как и продолжительность
галактического года, несомненно обусловлены
влиянием космоса. В указанную периодичность
вписываются и импактные события, т.е. образование
кратеров вследствие ударов о Землю космических
тел.
Таким образом, наиболее вероятная космическая причина кризисных событий усматривается в
регулярных пересечениях Солнечной системой
галактической плоскости со сгущениями материи,
Рис. 28. Проявление геобиособытий на орбите Солнечпроисходящих каждые 33 ± 3 млн. лет вследствие
ной системы вокруг центра Галактики: / - галактиче^
вертикальной осцилляции Солнца при движении по кие годы; 2 - кризисные геобиособытия; 3 - гляциальорбите вокруг центра Галактики.
ные события (по С.Г.Неручеву, 1999)
Изучение этих и других периодических процессов в литосфере и биосфере нашей планеты продолжается и, возможно, приведет в дальнейшем, при накоплении достаточного количества данных, к пересмотру принципов построения глобальной геохронологической шкалы.
70
Г л а в а 3 ПРОИСХОЖДЕНИЕ
СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ И ПЛАНЕТЫ ЗЕМЛЯ
ГИПОТЕЗЫ О ПРОИСХОЖДЕНИИ ЗЕМЛИ
Земля - небольшая планета Солнечной системы (средний радиус 6371 км), третья от Солнца,
одна из девяти планет, входящих в эту систему.
История Земли тесно связана с происхождением и развитием Солнечной системы - одной из
наиболее сложных научных проблем.
Солнечная система входит в крупную галактику Млечный Путь, располагаясь примерно в 2/3
от ее центра. Наша Галактика вместе со спутниковыми Большим и Малым Магеллановыми облаками, соседней галактикой Туманность Андромеды и рядом других образует местную группу галактик, которых во Вселенной насчитывается до 10 млрд.
Установлено, что галактики "разбегаются" друг от друга и в то же время в разные стороны от
некоего центра. В связи с этим одной из самых вероятных сейчас считается гипотеза Большого
взрыва, случившегося примерно 20 млрд. лет тому назад. В результате Вселенная начала центробежное движение, в ходе которого сформировалось вещество, находившееся первоначально в
сверхплотном состоянии. Затем пошел ядерный синтез гелия, дейтерия и т.д. 18-19 млрд. лет назад началось образование галактик, 15-16 млрд. лет назад образовались первые звезды как результат сжатия гигантских скоплений водорода и гелия, их разогревания и начавшегося термоядерного
процесса.
Образование Солнечной системы, как и самого Солнца, произошло значительно позже, около
4,6 млрд. лет назад. Такой возраст имеют самые старые каменные метеориты, а также лунные породы. Нет однозначного мнения о том, возникли ли Солнце и околосолнечная туманность одновременно, хотя большинство исследователей считает, что это именно так. Существуют гипотезы,
предполагавшие отрыв вещества будущих планет от уже сформировавшегося Солнца благодаря
воздействию постороннего объекта. Такая гипотеза впервые была выдвинута еще Ж.Бюффоном в
1749 г. Он считал возможным столкновение Солнца с кометой (приливная гипотеза). Эту гипотезу
развили уже в XX в. Д.Джине и Г.Джефрис, полагавшие, что проходившая вблизи Солнца звезда
вырвала своим гравитационным воздействием часть солнечного вещества, из которого и сформировалась туманность, породившая впоследствии планеты. Однако из-за малой вероятности такого катастрофического события и некоторых теоретических трудностей эта гипотеза была отвергнута.
Со времен немецкого философа И.Канта (1775) доминирующим является мнение о существовании первично холодной газово-пылевой туманности. Под воздействием гравитационных сил,
когда более крупные частицы стали притягивать менее крупные, система пришла в движение, образовались сгустки, постепенно превратившиеся в Солнце и планеты.
Французский математик и астроном П.Лаплас (1797) развил и дополнил эту гипотезу, дал ей
математическое обоснование. Известно, что все планеты Солнечной системы движутся вокруг
Солнца почти в одной плоскости, в одном направлении, по орбитам, близким к круговым. Вокруг
оси они также вращаются в одном направлении с Солнцем, за редким исключением (Венера,
Уран, некоторые спутники планет-гигантов). П.Лаплас объяснял образование планет постепенным
71
сжатием раскаленной газово-пылевой туманности, в результате которого скорость ее вращения
увеличивалась и под действием самогравитации центробежные силы приводили к выбросу колец
вещества в экваториальной плоскости. Эти концентрические кольца продолжали вращаться, а
вследствие неравномерного распределения материи в них возникали сгущения - зародыши планет. Окончательное формирование планет происходило при остывании газовых сгустков. Гипотеза
Канта - Лапласа получила широкое признание, потому что впервые объяснила происхождение
Солнечной системы эволюционным путем с научных, строго математических позиций, используя
закон всемирного тяготения И.Ньютона.
Современное представление об образовании Солнечной системы, хотя и базируется на основном постулате гипотезы Канта - Лапласа о первоначальной газово-пылевой туманности, коренным образом видоизменилось. Вклад в его формирование внесли многие ученые, в том числе
наши соотечественники О.Ю.Шмидт, В.А.Амбарцумян, В.Г.Фесенков и др. Медленно вращающееся газовое облако существовало в относительном равновесии с окружающей средой десятки миллионов лет. Скорее всего, взрыв близкой сверхновой звезды своей ударной волной мог вызвать
коллапс этого облака. Началось более быстрое вращение и сжатие облака, уплотнение центрального ядра - будущего Солнца. Возникшие при этом электромагнитные поля своими закрученными
магнитными силовыми линиями заставили периферические части уже уплощенного облака вращаться гораздо быстрее, чем центральное ядро. Вероятно, этим объясняется распределение момента количества движения, обратно пропорциональное массе Солнца с одной стороны и всех остальных тел Солнечной системы - с другой (для планет - 1/700 массы Солнца и 98% момента количества движения).
Плотное центральное непрозрачное ядро постепенно разогревалось, становилось светящимся
объектом. В околосолнечной туманности, поддерживаемой вращением, происходила конденсация
вещества. Все больше пылевых частиц накапливались в плоскости эклиптики, соединяясь путем
неупругого соударения (аккреции) в гравитационно-связанные комки - планетезимали, зародыши
планет (рис. 29, цв. вкл.). Многочисленные кратеры, следы заключительной фазы формирования
планет - метеоритной бомбардировки - видны на Луне, Меркурии и других планетах, лишенных
атмосферы. Межпланетное пространство почти очистилось от мелких частиц.
Поблизости от молодого Солнца из-за высокой температуры происходило испарение легких
веществ, оттеснявшихся к периферии. Сохранялись только жаропрочные металлические и каменистые частицы, образовавшие плотные и мелкие внутренние планеты - Меркурий, Венеру, Землю и Марс. Во внешних областях Солнечной системы с относительно низкими температурами
концентрировались громадные массы легких веществ - водорода, гелия, аммиака, метана и др.
Здесь сформировались планеты-гиганты - Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун. Плутон, самая маленькая планета с сильно вытянутой и наклоненной орбитой, первоначально был, скорее всего,
спутником Нептуна, отделившимся в результате катаклизма.
Подобные процессы формирования планетных тел из планетезималей повторились при обра
зовании спутников планет.
v.
Астероиды и кометы представляют собой оставшиеся первичные частицы, не вошедшие в состав планет (как и кольца Сатурна).
Описанные выше процессы произошли сравнительно быстро, примерно за 100 млн. лет, то
есть 4,7-4,6 млрд. лет тому назад.
ЛУННАЯ СТАДИЯ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ
Планетезимали, образовавшие Землю, под влиянием столкновений друг с другом и гравитационных сил расплавлялись, сформировав горячее ядро. Температура в нем поддерживалась и
возрастала благодаря радиоактивному распаду тяжелых изотопов, многие из которых сейчас уже
72
прекратили свое существование. На ранних стадиях, скорее всего, наблюдалось полное расплавление Протоземли, благодаря которому произошла гравитационная дифференциация вещества. Тяжелые элементы, преимущественно железо, никель и другие, стягивались к центру, образовав массивное ядро, до сих пор пребывающее в жидком состоянии при температуре примерно 4000°
Кальций, кремний, магний и другие более легкие элементы сформировали мантию, самая верхняя
часть которой - "шлаковая корочка" - составляет земную кору. Мощность ее настолько мала относительно других геосфер, что сравнима с толщиной почтовой марки, наклеенной на футбольный
мяч.
Существует также гипотеза гетерогенной аккреции (Э.В.Соботович, А.П.Виноградов, А.Рингвуд и др.), согласно которой дифференциация вещества шла параллельно с аккрецией планетезималей, то есть образующиеся в результате конденсации газово-пылевой туманности при понижении температуры железные планетезимали сразу формировали ядро Земли, а позже за ними следовали каменные частицы алюмосиликатного состава, формировавшие мантию.
В расплавленном ядре, как и в мантии, где тоже имеются обширные участки находящегося в
жидкой среде вещества, постоянно возникают конвективные потоки, связанные с перераспределением плотности. Подобные токи во внешней мантии сказываются и на тонкой корочке земной
коры, растрескивая ее, проплавляя, растаскивая осколки в разные стороны.
Первые примерно полмиллиарда лет, прошедшие со времени формирования Земли до образования первичных горных пород (-4,5-4,0 млрд. лет), иногда называют лунной стадией. Представления о ней могут основываться, пожалуй, только на сравнении с Луной, где благодаря отсутствию атмосферы сохранились следы этой самой ранней стадии развития, общей для обеих планет. В это время во внешних оболочках Земли должно было накопиться достаточно большое количество радиоактивных элементов, что привело к разогреванию протокоры. Продолжающиеся интенсивные столкновения с более мелкими планетезималями - "метеоритная бомбардировка" могли привести к взламыванию тонкой внешней оболочки и появлению обширных "озер" и даже
"морей" расплавленной магмы (скорее всего базальтового состава), в особенности на ранних этапах лунной стадии. Покрытая кратерами разных размеров поверхность Земли сильно напоминала
современную поверхность Луны, тем более что атмосфера еще не была окончательно сформирована.
На тепловой режим Земли влияли такие процессы, как радиоактивный распад, продолжающаяся гравитационная дифференциация, а также приливно-отливные взаимодействия в системе
Земля - Луна.
Освобождающиеся путем дегазации мантии в ходе магматических процессов летучие элементы - газы и водяной пар - образовали атмосферу Земли. Первоначальная атмосфера была весьма
горячая (несколько сотен градусов), плотная и насыщенная водяным паром, углекислым газом»
аммиаком, метаном; в ней практически отсутствовал свободный кислород. Очень похожа на прежнюю атмосферу Земли современная атмосфера Венеры. Вода в такой атмосфере могла существовать лишь в газообразной фазе, а жидкая начала образовываться только при достаточном для
этого остывании атмосферы и земной поверхности ниже 100°С. Началось сгущение водяных паров, и этот первичный ливень длился многие тысячи лет. В результате сформировалась гидросфера, началось разрушение горных пород под действием воды, стали образовываться осадочные породы. Эти события и завершили догеологический этап, этап формирования Земли как планеты. С
этого времени стало возможным расшифровывать историю Земли, опираясь на геологические документы. Начался архейский акрон (примерно 4,0 млрд. лет назад), сменившийся протерозойским
акроном (2,5-2,6 млрд. лет) в развитии земной коры (см. далее).
73
Глава 4
ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Земная кора по латерали подразделяется на континентальную и океаническую; в зонах перехода от континента к океану существует кора переходного (промежуточного) типа. Оба главных
типа коры имеют принципиально различное строение (рис. 30)
В разрезе континентальной коры различаются три геофизических "слоя" (сверху вниз): 1.
"Осадочный" - неконсолидированная толща, горизонтально или полого залегающие неметаморфизованные осадочные и вулканогенные породы, в основном фанерозойского, а местами и
позднепротерозойского возраста. Скорости прохождения продольных сейсмических волн от 2 до
5 км/с. Плотность пород 2,23-2,65 г/см3. Мощность слоя от 0 до 5-10 км, местами до 15-25 км. На
40% рассматриваемой территории (континентальной коры) этот слой отсутствует.
Рис. 30. Строение земной коры материков и океанов / - вода; 2 - осадочные
породы; 3 - гранитно-метаморфический слой; 4 - базальтовый слой; 5 - мантия Земли (М - поверхность
Мохоровичича); 6 - участки мантии, сложенные породами повышенной плотности; 7 - участки мантии,
сложенные породами пониженной плотности; 8 - глубинные разломы; 9 - вулканический конус и магматический
канал (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
2. "Гранитный" или гранитно-метаморфический слой (в некоторых работах прежних лет его
еще называют "сиалическим" по главным составляющим химическим элементам: Si, A1). Название "гранитный" слой достаточно условное, поскольку он состоит не целиком из гранита, а из различных кислых и средних магматических, а также метаморфических пород разного состава. Но
все-таки наиболее характерные породы здесь - гранитоиды. Скорость сейсмических волн в этом
слое составляет 5,6-6,3 км/с, плотность пород 2,65-2,75 г/см3. Толщина гранитного слоя меняется,
подчиняясь определенным закономерностям строения тех или иных структурных элементов. Наибольшей толщины гранитный слой достигает под современными горными сооружениями, возникшими на месте существовавших в прежние геологические периоды бассейнов осадконакопления,
заполненных мощными толщами осадков, а затем испытавших пликативные и дизъюнктивные
дислокации и общее поднятие. Это складчатые, или орогенные, зоны, являющиеся результатом
заключительных этапов развития геосинклиналей, понятие о которых будет дано ниже. Примерами
таких зон могут служить наиболее высокие горные хребты современности: Гималаи, Анды, Кав-
74
каз и др. Таким образом, под складчатыми сооружениями наблюдается наибольшее утолщение
земной коры, в основном за счет гранитного слоя, образуя своеобразные "корни". В составе океанической коры гранитный слой отсутствует.
3. "Базальтовый" слой расположен ниже гранитного и, в отличие от него, является сплошным,
то есть присутствует и под континентами, и под океанами. Базальтовый слой назван так по преобладающей породе - базальту (синонимом является устаревший термин "симатическая", или "симическая", оболочка, по преобладанию элементов Si и Mg). Базальт здесь тоже не единственная порода; самые нижние участки по составу соответствуют базито-гранулитам, эклогитам. Скорость распространения сейсмических волн в этом слое возрастает с глубиной от 6,6 до 7,2 км/с, плотность
пород 2,90-2,95 г/см3. Мощность базальтового слоя под океанами в среднем 10 км. Ниже этого
слоя как под континентами, так и под океанами, за разделом Мохоровичича, начинается мантия.
Средняя мощность континентальной коры 35 км, максимальная под горными сооружениями
- до 70-75 км. Мощность океанической коры составляет 5-15 км.
ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ
Орогенные области (складчатые пояса) и платформы представляют главнейшие элементы современной структуры континентов. Они сформировались в результате длительного геологического
развития соответствующих участков земной коры, начавшегося с заложения геосинклинальных поясов. Для складчатых поясов характерны линейность их контуров, громадная мощность накопившихся отложений (до 15-25 км), выдержанность состава и мощности этих отложений по простиранию складчатой области, наличие своеобразных формаций: флишевой, молассовой и др.; интенсивный эффузивный и интрузивный магматизм (особенно - гранитные интрузии в форме батолитов); интенсивная складчатость, обилие разломов, в том числе надвигов, указывающих на господство процессов сжатия; для докембрийских складчатых областей - сильный региональный метаморфизм. Складчатые пояса возникли на месте тектонически активных геосинклинальных поясов,
ПОНЯТИЕ О ГЕОСИНКЛИНАЛЯХ
Геосинклиналь является важнейшим понятием геотектоники. Представления, составившие
основу учения о геосинклиналях, были высказаны в 1857-1859 гг. американским геологом
Дж.Холлом, а сам этот термин был введён в науку американским ученым Дж.Дэна в 1873 году. В
первоначальном понимании, геосинклинали - это сравнительно узкие, протяженные, подвижные
участки земной коры, вытянутые по краям платформ или между платформами и характеризующиеся на первом этапе значительным растяжением, погружением земной коры и мощным осадконакоплением; на втором этапе (гораздо более кратковременном) - преобладанием сжатия, складчатостью, разнообразной магматической деятельностью и поднятием вначале срединных участков, а
затем и всей области с образованием горной страны. Эти процессы сопровождаются складчатыми
и разрывными деформациями, а также метаморфизмом пород. В.Е.Хаин (1973) дает такое определение геосинклинали: "геосинклинали (геосинклинальные пояса) это зоны высокой подвижности,
значительной расчлененности и повышенной проницаемости земной коры, характеризующиеся
на ранних этапах своего развития преобладанием интенсивных погружений, а на заключительных - интенсивных поднятий, сопровождаемых складчато-надвиговыми деформациями ". По
Д.В.Наливкину, "геосинклиналь - это область накопления осадков, впоследствии превращающихся в складчатые горы".
Крупнейшие, глобальной протяженности участки земной коры геосинклинального строения
называются геосинклинальными (подвижными) поясами; соподчиненные крупные подразделения
- геосинклинальными областями, а входящие в их состав более мелкие участки, отличающиеся
некоторыми особенностями своего строения и развития, представляют собственно геосинклинали.
По В.Е.Хаину, геосинклинальный пояс - подвижный и проницаемый тектонический элемент литосферы, для которого характерны наборы определенных литологических формаций, зако-
75
номерная направленность магматических явлений, интенсивная дислоцированность и часто глубокий метаморфизм осадков и вулканитов. В современном понимании "геосинклинальный пояс
- это один из типов подвижных поясов Земли, возникающий на границах крупных литосферных
плит (океанических и континентальных) или в результате рифтообразования и расщепления континентальных плит; развивается соответственно на океанической и (или) утоненной и переработанной континентальной коре; длительно служит местом интенсивного накопления осадочных и
вулканических толщ в морских, часто глубоководных, затем островодужных и мелководных условиях. В конечном счете, геосинклинальный пояс испытывает интенсивные тектонические деформации, региональный метаморфизм и гранитизацию с превращением в складчато-надвиговые горные сооружения с мощной континентальной корой, разделенные межгорными и окаймленные
предгорными (краевыми, передовыми) прогибами" (Горная энциклопедия, том 1, 1984, с. 555).
Процессы поднятия земной коры, внедрения крупных масс кислых интрузий наиболее интенсивно проявляются в центральной части геосинклинали, которую Г.Штилле назвал эвгеосинклиналью. По краям геосинклинальной области расположены миогеосинклинали, содержагцие гораздо
меньше эффузивных толщ, а также интрузивных массивов и сложенные в целом более молодыми
породами.
Геосинклиналь переживает в своем развитии несколько стадий (рис. 31). По Э.Краусу,
В.В.Белоусову и В.Е.Хаину, различаются два этапа развития геосинклинали: собственно геосинклинальный и орогенный. В первом, собственно геосинклинальном, этапе две стадии: 1) начального
погружения и 2) предорогенная. Во втором этапе также две стадии: 3) раннеорогенная и 4) собственно орогенная.
Первый этап, согласно взглядам В.В.Белоусова (1962), начинается с заложения на континентальной или океанической коре ряда обширных частных прогибов, которые вскоре расчлененяются на несколько более узких интрагеосинклиналей и интрагеоантиклиналей (лат. "интра" - внутри) - волновых прогибов, сохраняющихся в течение всего цикла развития геосинклинали. В течение первого этапа преобладают опускания. Это выражается в том, что интрагеосинклинали постепенно и неравномерно расширяются за счет разделяющих их интрагеоантиклиналей, а на периферии геосинклинали - за счет края соседней платформы.
Первая стадия - растяжения земной коры и начального погружения. Геосинклинальная
(интрагеосинклинальная) область погружается по ступенеобразным разломам на глубину до десяти или более километров. Погружение сопровождается формированием нижней терригенной
формации', эффузивным магматизмом (офиолитовая, спилито-кератофировая и диабазовая формации), который представляет из себя проявление начального вулканизма в эвгеосинклиналях. Часто спилито-кератофировая формация сопровождается кремнистыми породами яшмовой формации (радиоляриты, диатомиты и др.). В миогеосинклиналях в это время происходит накопление
мощных толщ морских песчано-глинистых осадков (сланцево-граувакковая и аспидная формации). На окраине прилегающей платформенной суши аспидная формация нередко замещается паралической угленосной формацией.
Снос материала осуществляется с окружающих возвышенных участков. Мощность осадочных пород может достигать 5-10 и более километров. Таким образом, процессы прогибания и накопления осадков уравновешиваются.
Вторая стадия - предорогенная. При переходе от первой стадии ко второй происходит перераспределение зон поднятия и опускания. Центрами такого перераспределения являются интрагеосинклинали. В них образуются новые, как бы вторичные поднятия, которые В.В.Белоусов назвал
центральными поднятиями. Каждое такое центральное поднятие разделяет интрагеосинклиналь
* Формация, по В.Е.Хаину, - закономерное и естественное сочетание горных пород - магматических, осадочных, метаморфических, связанных общностью условий своего образования, т.е. возникших в сходной физико-географической и тектонической (геодинамической) обстановке.
76
Рис. 31. Принципиальная схема развития геосинклинальной системы (по В.Е.Хаину, 1973)
1 - фундамент; 2 - конгломераты; 3 - песчаники и алевролиты; 4 - глины; 5 - известняки; б - флиш; 7 - разрывные
нарушения; 8 - излияния и пластовые интрузии основных пород спилито-кератофировой формации; 9 - граниты и плагиограниты; 10 - вулканические образования порфировой формации. Стрелки показывают направление и относительную интенсивность сноса. I-IV - стадии развития геосинклинали: 1а,б - стадия растяжения земной коры и начального
погружения; //- предорогенная, или зрелая (/-//- геосинклинальный этап); III - раннеорогенная; IV- собственно орогенная (III-IV- орогенный этап). (Заимствовано у М.М.Судо, 1981)
на два меньших прогиба (краевые прогибы). В дальнейшем наблюдается постепенный рост и расширение центрального поднятия, и одновременно с этим происходит смещение наружу краевых
прогибов, которые, раздвигаясь, как бы накатываются на соседние интрагеоантиклинали, постепенно с краев втягивая их в опускание. Происходит частная инверсия, или частное обращение, превращение частного прогиба (интрагеосинклинали) в складчатое центральное поднятие. На месте бывших интрагеоантиклиналей располагаются новые прогибы, являющиеся результатом смещения наружу краевых прогибов: два краевых прогиба, двигавшиеся на одну и ту же интрагеоантиклиналь с двух сторон, встречаются, сливаются и превращаются в единый межгорный прогиб.
На периферии геосинклинали краевой прогиб "накатывается" на край платформы и превращается
в так называемый передовой прогиб.
В рельефе центральные поднятия выражены архипелагами островов, островными дугами,
разделенными более или менее глубокими морями-проливами. Море, частично вытесненное из
77
геосинклинали, трансгрессирует на платформу, прежде всего ее перикратонные прогибы, и срединные массивы. Появляются пликативные дислокации, внедряются первые интрузии. Среди
осадков типичны тонкоритмичные терригенно-карбонатные отложения флишевой формации. Отличительную особенность этой формации составляет тонкая и правильная ритмичность ее сложения с преобладанием пелитовых пород (глины, аргиллиты, мергели, пелитоморфные известняки)
и обязательным присутствием алевролитов или песчаников, а иногда и более грубообломочных
пород. Флишевая формация может встречаться как в мио-, так и в эвгеосинклиналях, однако в
последних она появляется значительно раньше. Среди магматических формаций на смену спилито-кератофировой приходят породы порфиритовой (андезитовой) формации. Трещинный вулканизм в значительной степени замещается центральным. Преобладают по-прежнему подводные излияния, но временами вулканические постройки поднимаются над уровнем моря, образуя острова
и островные дуги. Трансгрессия моря приводит к отдалению берегов материковой суши от геосинклинального бассейна и резкому уменьшению количества обломочного материала. Следствием
этого является широкое распространение карбонатных пород известняковой формации, развитой
в краевых (миогеосинклинальных) частях. Разновидностью ее является рифогенная субформация.
В завершение этой стадии происходит широкомасштабное внедрение гранитоидных батолитов
(гранитоидная формация) в среднюю часть геосинклинали, сопровождающееся общим ее воздыманием или общей инверсией.
Второй - орогенный - этап характеризуется преобладанием горизонтальных и импульсивных
восходящих вертикальных движений, приводящих к формированию горноскладчатых (орогенных) зон. В составе этапа выделяют раннеорогенную и собственно орогенную стадии.
Третья стадия - раннеорогенная - отличается сокращением областей аккумуляции осадков
в геосинклинали за счет разрастания поднятий. Воздымание продолжается, но осадки во впадинах
исключительно терригенные (нижняя молассовая формация) - глины, алевролиты, песчаники.
Наряду с морской нижней молассой, отлагавшейся в наиболее погруженных участках раннеорогенных прогибов, на других их участках (эвгеосинклинальных), вследствие нарастания поднятий,
утрачивающих связь с открытым морем, происходит образование лагунных нижних моласс. В зависимости от климатических условий лагунные молассы бывают двух разновидностей: в гумидных зонах угленосные (как паралические, так и лимнические), в аридных - соленосные. Морской
нижней молассе нередко подчинены крупные залежи нефти и газа (Предкавказье). Происходят интенсивные пликативные дислокации. Эффузивный вулканизм ослабевает и выражен локальными
наземными излияниями щелочного состава; продолжается образование гранитоидных интрузий.
Поднятие с внутренних частей разрастается к периферии. Возникают межгорные прогибы, море
мелеет и также оттесняется к краям.
Четвертая стадия — собственно орогенная — скорость восходящих движений превышает
скорость денудации, формируется настоящий горный рельеф. В межгорных прогибах образуется
верхняя молассовая формация, существенно континентальная (в отличие от нижней молассовой
формации), с преобладанием мощных толщ конгломератов, которые могут чередоваться с песчаниками, песчанистыми глинами. Эти песчаники являются прекрасными коллекторами нефти и
газа. Воздымание горного сооружения сопровождается раскалыванием его сводовой части и интенсивным проявлением конечного вулканизма порфировой формации, отличающейся значительным разнообразием состава - от базальтов и андезибазальтов через андезиты, дациты до риолитов
и трахитов. В эвгеосинклиналях наблюдается оживление интрузивной деятельности (формация
кислых и щелочных гранитоидов). Происходит общее сводовое поднятие всей области, горообразование. По краям поднятий формируются предгорные прогибы, в которые может проникать мелкое море. На поднятых участках образуются высокогорные сводообразные плато (Тибет, восточный Памир). Геосинклиналь переходит в складчатую зону. Слои осадочных пород интенсивно
дислоцированы, магматическая деятельность проявляется во всех формах. Рельеф контрастен (Ги-
78
малаи, Анды, Альпы, Кавказ и т.п.). Мощность слагающих пород достигает нескольких километров (в Альпах мезозойские отложения имеют мощность около 8 км, на Кавказе юрские отложения
достигают 10 км); преобладают морские фации.
Итак, в результате последовательной смены различных стадий на месте геосинклинали возникают горноскладчатые сооружения, выраженные в рельефе горными хребтами, разделенными
межгорными впадинами. Такова идеальная схема развития геосинклинали - в соответствие с ней
происходило развитие Центрального Казахстана, Урала, Кавказа, Альп, Копет-Дага, Памира и т.д.
Конечным итогом геосинклинального этапа является формирование континентальной коры с
базальтовым, гранитным и осадочным слоями.
СКЛАДЧАТЫЕ ОБЛАСТИ (ОРОГЕНЫ)
В первоначальном понимании ороген - это геосинклиналь на завершающем этапе своего развития. В последние годы понимание этого термина расширилось. К орогенам стали относить любые горные области как на континентах, так и на дне океанов. Это требует выделения орогенов в
самостоятельный класс структур литосферы (рис. 32).
Рис. 32. Структурные элементы орогенной области
А - горное поднятие (мегантиклинорий); Б - межгорная впадина; В - краевой прогиб, 1 ~ молассы; 2 - вулканические покровы; 3 - складчатый геосинклинальный комплекс; 4-5 ~ срединный массив (4 - чехол, 5 - фундамент); 6-7 ' - платформа (6 - чехол, 7 - фундамент); 8 - разломы (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
Геологическая природа орогенов различна, но общими являются относительно высокая тектоническая подвижность и расчлененный высокогорный рельеф.
Отрицательными формами орогенных областей являются межгорные и предгорные впадины,
представленные двумя разновидностями: крупными изометричными, часто овальными впадинами
- наложенными мульдами - и узкими унаследованными синклинориями, заполненными молассой.
Впадины орогенных областей, расположенные перед фронтом горно-складчатых сооруженй вдоль
границы со смежной платформой, называют предгорными прогибами. В роли положительных
структур орогенных областей выступают горные поднятия, разделяющие молассовые межгорные
впадины. Внутренняя структура горных поднятий соответствует понятию мегантиклинория, или
горст-мегантиклинория. Мегантиклинорий состоит из нескольких антиклинориев, которые имеют в целом антиклинальное строение и осложнены складками многих порядков. В ядре залегают
более древние породы, чем на крыльях. В пределах мегантиклинориев нередко выделяются многочисленные мелкие грабены, отдельные горсты, а также пологие вулканоплутонические просадочные прогибы. Покровы лав образуют своеобразные вулканические "щиты ", сплошным панцирем перекрывающие горные поднятия. В отличие от антиклинориев в синклинориях выражена в
целом синклинальная структура и в ядре залегают более молодые породы, чем на крыльях. Совокуцнасть синклинориев называется мегасинклинорием.
79
В орогенных областях важная роль принадлежит глубинным разломам - крупным разрывным
нарушениям, нередко достигающим верхней мантии.
Особый тип структур составляют зоны офиолитового меланжа, рассматриваемые в качестве
"рубцов", возникших на месте замкнувшихся крупных прогибов с океанической корой, а также
вдоль границ интрагеосинклиналей и интрагеоантиклиналей. Формируются в срединно-океанических хребтах, незрелых островных дугах, задуговых бассейнах. Реликты древней океанической
коры в офиолитовых зонах выведены на поверхность в виде "пестрой смеси" пород мантии, базальтового слоя и глубоководных океанических осадков. Офиолитовая ассоциация включает ультраосновные, основные магматические, а также в меньшем количестве осадочные породы. Разрез
офиолитов снизу вверх представляется следующим (Борукаев, 1999): 1) гарцбургиты, лерцолиты,
дуниты, выше пироксеновые габбро и амфиболиты; 2) пироксениты, полосчатые габбро; 3) диабазовые параллельные дайки, выше толеитовые базальтовые пиллоу-лавы; 4) кремнистые (в меньшем количестве карбонатные) осадки.
Многие палеозойские и более древние складчатые области в течение мезозоя испытали глубокую денудацию и были пенепленизированы. Однако на неотектоническом этапе, начавшемся в
неогене, они вновь претерпели тектоническую активизацию, проявившуюся в сводово-глыбовых
поднятиях и создании современного горного рельефа. Такая вторичная тектоническая активизация
называется дейтероорогенезом (вторичным орогенезом). Примерами являются Тянь-Шань, Алтае-Саянская складчатая область и др.
К океаническим орогенам относятся срединно-океанические хребты (см. ниже).
ПЛАТФОРМЫ
Горноскладчатые области испытывают воздействие эрозии и денудации, что приводит к нивелировке рельефа и формированию полого-всхолмленной равнины - пенеплена. Возникшая континентальная кора приобретает жесткость в результате глубокого метаморфизма и гранитизации.
Проявляются вертикальные движения, которые фиксируются плавными пликативными дислокациями осадочных пород. С этого момента литосфера вступает в новый этап своего развития платформенный. Платформа (по В.Е.Хаину) - это относительно устойчивый, консолидированный складчатостью, метаморфизмом и интрузиями крупный участок литосферы изометрических
очертаний.
Для платформ характерны изометричность границ, как правило, небольшая амплитуда вертикальных движений, относительно выровненный рельеф, сравнительно небольшая мощность осадков
(2-3 км), мелководные (неритовые) фации, редкое проявление магматизма - траппового и щелочного,
отсутствие или слабое проявление метаморфизма (например, глины преобразуются в аргиллиты), на
большом протяжении горизонтальное или слабо наклонное залегание осадочных пород. Выделяют 2
типа платформ: 1) Континентальные платформы или кратоны. Кора этих платформ соответствует
стандарту континентальной коры и характеризуется слабым изменением мощности от 35 до 55 км, в
среднем 40 км. 2) Океанические платформы или талассократоны (см. ниже).
Платформы имеют двухъярусное строение. Нижний структурный ярус (этаж) образован в
геосинклинальную и орогенную предысторию и получил название фундамента. Фундамент представлен как интрузивными породами - гранитами и др., - так и сложноскладчатыми, метаморфизованными породами - гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами и т.д. На древних
платформах складчатый фундамент соответствует гранито-гнейсовому слою земной коры и называется кристаллическим. Молодые платформы имеют складчатый фундамент.
Фундамент несогласно перекрывается горизонтально или полого залегающими осадоч ными толщами, образующими платформенный (осадочный) чехол. Формирование его происходило на платформенном этапе развития. Чехол - обычно осадочные породы, реже с прослоями эффузивных образований. Породы практически не метаморфизованы и относительно ела -
80
бо дислоцированы. Платформенный чехол отделен от фундамента угловым и стратиграфическим несогласиями (рис. 33).
В строении платформ принимают участие разнообразные соподчиненные структурные элементы, отличающиеся формой, размерами, режимом тектонических движений. Охарактеризуем основные/
Щиты - приподнятые
блоки земной коры, в пределах
которых на дневную поверхность выходят породы кристаллического фундамента, осаРис. 33. Схема строения платформы: 1 - складчатый фундамент; 2 - платфордочный чехол отсутствует. На
менный чехол; 3 - разломы (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
платформенном этапе щиты
испытали преобладающие восходящие вертикальные движения. Они никогда не перекрывались
значительным платформенным чехлом!
Особое местое среди крупных отрицательных структур занимают авлакогены (греч. avlac борозда, genesis - происходить). На древних платформах это крупные грабенообразные прогибы в
фундаменте, заполненные отложениями, напоминающими молассы орогенных областей. Отложения, выполняющие авлакогены, иногда дислоцированы, особенно вблизи бортов у разломов. Нередко среди пород, заполняющих авлакогены, выделяются магматические комплексы основного
состава и небольшие кислые интрузии.
Плиты - области платформ, характеризующиеся широким развитием осадочного чехла, что
свидетельствует о длительном и устойчивом их погружении.
В пределах плит выделяются крупные участки с относительно опущенными и приподнятыми
участками поверхности фундамента и соответственно с различной мощностью платформенного
чехла. Это очень пологие отрицательные и положительные структурные формы. Обычно в пределах
отрицательных форм - синеклиз - глубина залегания фундамента более 1,5-2 км и разрез чехла
характеризуется большой полнотой. В некоторых синеклизах мощность чехла достигает 5-10 км и
даже 20-25 км. В положительных структурах - антеклизах - глубина залегания фундамента
меньше, на небольших участках он может быть вскрыт эрозией; разрез чехла неполный, мощности
систем, отделов сокращены. Наклон слоев на крыльях синеклиз и антеклиз измеряется первы-. ми
градусами, иногда минутами.
Прогибы (впадины) и своды (выступы) - платформенные структуры второго порядка, осложняющие антеклизы и синеклизы; могут быть самостоятельными.
Валы - значительные по размерам вытянутые платформенные структуры, объединяющие несколько структур более мелкого порядка. В зависимости от размеров и особенностей строения
различают крупные валы (мегавалы), сложные валы и просто валы - вытянутые поднятия, охватывающие несколько брахиантиклиналей.
Моноклинали - крупные структуры, состоящие из слоев, наклоненных в одну сторону. Соляные
купола широко распространены на некоторых участках платформ. В зонах развития
солянокупольных структур характер деформаций платформенного чехла резко отличается выше и
ниже соленосной толщи, с которой связаны соляные купола.
На платформах в чехле развиты флексуры, отражающие блоковое строение фундамента платформ.
Классификация континентальных платформ производится обычно по времени образования
их фундамента. Различают древние (эпикарельские) платформы, сложившиеся в первой половине
протерозоя и молодые платформы, возникшие позже (эпибайкальские, эпигерцинские и др.);
Ш
-
■
-
:
-
-
-
■
-
:
■
.
.
:
■
■
■
:
,
.
-
.
.
-
■
■
■
■
■
.
■
"
-
■
.
.
■
-
■
-
■
■
■
:
-
-
;
-
-
■
-
-
81
Тектонические структуры раннего докембрия, наблюдаемые в фундаменте древних платформ, должны рассматриваться особо. Среди положительных (антиклинорных) тектонических
структур в фундаменте древних платформ широко распространены гранито-гнейсовые купола и
овалы. Купола разделены синклинальными структурами - зеленокаменными поясами. Подобные
структуры могли сформироваться в условиях высокой пластичности и сильного прогрева земной
коры, что было обычным в раннем докембрии. Для структур раннего докембрия (архей - ранний
протерозой) используются приставки "прото" и "палео" (протоплатформы, протогеосинклинали,
палеоавлакогены).
ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Длительное время считалось, что океаническая кора принципиально не отличается по строению от континентальной: океаны (кроме Тихого) представляют собой временно опущенные по
разломам блоки, где идет накопление морских осадков, после чего они вновь могут подняться и
стать континентами; континентальные же блоки могут опуститься и на них начнется морское
Новые методы изучения дна океанов (глубоководное бурение, геофизические исследования, в
том числе использование лазеров) позволили выявить многие детали строения, отличающие океаническую кору от континентальной.
Кора океанического типа состоит из трех слоев (сверху вниз):
Первый слой - осадочная толща мощностью от 0 до 0,5-1 км (в среднем 0,2-0,5 км). Скорость
осадконакопления 1-5 мм/тыс, лет. На большей части глубоководного ложа имеет меловой и кайнозойский возраст.
Второй слой - лавы, в том числе подушечные, дайки базальтов (в нижней части слоя).. Мощность 1,5-2 км. Возраст пород средняя юра - кайнозой.
Третий слой - бурением не вскрыт, но драгированием в зонах разломов получены образцы
основного (габброиды) и отчасти ультраосновного составов. Средняя мощность 3-4 км-. Третий
слой подстилается верхней мантией, сложенной перидотитами. Таким образом, второй и третий
слои принадлежат "базальтовому" геофизическому слою.
В пределах Мирового океана выделяются три типа областей: материковые, океанические окраины и ложе океана (Цейслер, 1979).
Материковые окраины. Граница между континентальной и океанической корой не совпадает с географической границей суши и моря. Геологи проводят такую границу в месте сопряжения
континентальных и океанических блоков. Периферическим частям материков ниже уровня океана
соответствуют шельф и материковый склон. Области шельфа - окраины материков, залитые неглубоким морем (до 250-300 м), сложены корой континентального типа. Ширина шельфа меняется от десятков до более чем 1500 километров (Северный Ледовитый океан). На шельфах продолжает накапливаться осадочный чехол. Поверхность земной коры в области шельфа полого (1-1,5")
наклонена в сторону океана. На глубинах 100-200 м обычно располагается бровка шельфа, ниже
которой начинается материковый склон. Поверхность последнего наклонена круче (более 3°) и
имеет общее ступенчатое строение.
Материковый или континентальный склон - гигантская флексурообразная структура, осложненная системой глобальных разломов. К подножию материкового склона через систему каньонов, часто продолжающих под водой русла крупных рек, мутьевыми потоками и гигантскими
оползнями сносятся огромные массы осадков, образующие крупные конусы выноса. Поверхность
дна подножия материкового склона обычно обладает чертами аккумулятивной равнины с крупными холмами, которые образованы отдельными конусами выноса или гигантскими оползневыми
массивами осадочных пород. Граница континентальной и океанической коры проводится между
материковым или континентальным склоном и континентальным подножием.
82
Океанические окраины. Структурные формы океанических окраин наиболее полно представлены в Тихом океане, где они включают глубоководные окраинные котловинные моря, островные дуги и глубоководные желоба.
Окраинным котловинным морям (Японское, Охотское, Берингово и др.) соответствуют крупные брахиформные депрессии глубиной до 3-5 км. Земная кора окраинных морей местами подобна
океанической, однако она нередко обладает увеличенной мощностью осадочного слоя. Поверхность дна окраинных котловинных морей имеет черты аккумулятивной равнины, однако там, где
осадков мало, дно обнаруживает высокую степень раздробленности. Строение дна некоторых данных морей осложнено подводными поднятиями (поднятие Ширшова в Беринговоморской котловине, Ямато - в Япономорской и др.), которые возвышаются над дном котловин на 1,5-3 км и имеют блоковое строение.
Островные дуги (Алеутские, Курильские, Японские острова и т.п.) образуют протяженные
(1000-3000 км) горные сооружения, которые вместе с сопряженными с ними глубоководными желобами отделяют окраинные котловинные моря от области океанического ложа. Среди островных
дуг выделяются два типа: одинарные и двойные. Одинарные дуги образованы узкой (50-70 км) цепочкой вулканических сооружений, покоящихся на низком и широком (до 200 км) сводовом поднятии (Идзу-Бонинская, Марианская и др.), или же широким (70-120 км) и высоким (2-3 км) хребтом, увенчанным цепочкой вулканических аппаратов, смещенных к приматериковому склону дуги
(большая часть Алеутской, среднее звено Курило-Камчатской дуги и др.). Вулканизм преобладает
базальтовый и андезитовый. Двойные дуги образованы двумя грядами хребтов с одним цоколем.
На внешнем хребте вулканизм почти не проявлен; склоны внешнего хребта имеют ступенчатосбросовое строение.
Островные дуги рассматриваются в качестве геоантиклинальных поднятий современных геосинклинальных областей. Двойные дуги обладают "зрелой" корой материкового типа; в одинарных дугах гранито-гнейсовый слой маломощный.
Глубоководные желоба расположены у подножий мегантиклинориев кайнозойских складчатых систем или на внешних окраинах островных дуг со стороны океана. Глубоководные желоба
представляют собой протяженные (1500-4000 км) депрессии глубиной 5-10 км и шириной по дну
5-20 км. Поперечный профиль желобов асимметричный, склоны неравновеликие, ступенчатые,
средняя крутизна склонов 5°. Обычно склоны желобов лишены осадочного покрова; последний
развит в наиболее глубокой части желобов, куда осадки выносятся мутьевыми потоками. Днища
желобов с осадочным выполнением уплощенные.
Глубоководные желоба образуют протяженные системы и главным образом опоясывают центральную часть Тихого океана. Со стороны океанических котловин с желобами граничит такая же
протяженная система невысоких пологих краевых валов, являющихся структурными элементами
океанского ложа. К склонам желобов и прилегающим островным дугам приурочены зоны повышенной сейсмической активности, которые объясняются выходом на поверхность гигантских поверхностей скола, с которыми связаны как мелко-, так и глубокофокусные землетрясения (зоны
Заварицкого-Беньофа). Над глубоководными желобами отмечаются зоны пониженных значений
теплового поля.
В представлениях "новой глобальной тектоники" глубоководным желобам отводится важная
роль, так как по ним проводятся границы литосферных плит разного типа. Местоположение желоба фиксирует линию'поддвигания океанической плиты под материковую (процесс субдукции).
Ложе океана. Внутриокеанические структурные формы резко различаются степенью подвижности. Среди них выделяются сейсмически активные области (океанические подвижные пояса) и асейсмичные области (океанические платформы или талассократоны). Первая категория
структур - глобальная система срединно-океанических хребтов, вторая включает океанические
83
котловины (плиты), а также различные типы внутриокеанических сводовых и глыбовых поднятий и краевых валов.
Срединно-океанические хребты - протяженная (около 20000 км) и широкая (до 1000 км) система горных сооружений, поднимающихся до 2-3 км над дном океана. Это самые крупные горные
системы на поверхности земного шара. Особенно хорошо выражены они в Атлантическом и Индийском океанах. Отдельным вершинам хребтов соответствуют острова вулканического происхождения (о-ва Пасхи, Св.Елены, Св.Павла, Тристан-да-Кунья и др.). Нижние части склонов хребтов обычно пологие, в приосевой части склоны изборождены глубокими продольными желобами
и возвышающимися над ними гребнями. Вдоль осевой части хребтов располагается система рифтов.
Рифты представляют собой грабенообразные структуры, в которых центральные блоки ограничены глубинными разломами, доходящими обычно до мантии. Осадочный покров на склонах
хребтов крайне маломощен, утонен также и "базальтовый слой". Рифтовые системы отличаются
высокой тектонической и вулканической активностью, повышенными значениями теплового поля
(в 5-7 раз выше среднего). Мантия в этих зонах ближе подходит к поверхности, а мантийные конвекционные потоки под хребтами направлены снизу вверх. К хребтам приурочены системы полосовых магнитных аномалий. По мнению сторонников гипотезы разрастания океанического дна, в
зоне срединно-океанических хребтов происходит формирование новой земной коры за счет выплавки базальтов и раздвижения соседних литосферных плит по горизонтали (спрединг).
Рифтовые системы наблюдаются не только в океанах, они прослеживаются и на континентах.
Таковы, например, Восточно-Африканская, Калифорнийская, Байкальская и другие рифтовые области.
Отдельные отрезки подводных хребтов ступенчато смещены в плане по поперечным, так называемым трансформным разломам. На поверхности они выражены уступами дна или узкими
глубокими каньонами.
Огромные площади за пределами срединно-океанических хребтов заняты океаническими
котловинами с глубинами 4-6 км. Их называют еще океаническими платформами, или талассократонами. Поверхность дна этих депрессий слабо холмистая, с отдельными вулканическими конусами. Многочисленные разломы обусловливают ступенчатый рельеф дна многих котловин.
Мощность осадочного покрова в океанических котловинах небольшая, менее 1000 м. Возраст
осадков различен. Их геофизическая характеристика подобна характеристикам котловин окраинных морей.
Среди асейсмичных поднятий, разделяющих океанические котловины и осложняющих их
строение, выделяется несколько типов: сводовые валообразные поднятия (Гавайский вал, вал
Шатского и др.) и глыбовые хребты (Восточно-Индийский и др.). Склоны и сводовые части поднятий увенчаны вулканическими конусами.
В западной части Тихого океана особенно многочисленны подводные горы с плоскими вершинами, погруженными, либо выходящими на поверхность в виде островов. Такие подводные
горы образуют целые системы и получили название гайоты.
В океанических структурах развиты лавы основного и ультраосновного состава, причем наиболее широко распространены щелочные базальты.
Дальнейшее изучение структурных форм океанов, их сравнение со структурами континентов,
выяснение места океанических структур в общем эволюционном ряду структурных форм земной
коры является первостепенной задачей, от решения которой зависит разработка современных геотектонических концепций.
84
Глава 5
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЖИЗНИ. ПЕРВЫЕ ЭТАПЫ
РАЗВИТИЯ ОРГАНИЧЕСКОГО МИРА
Вопрос о происхождении жизни относится к главной проблеме, интересующей людей на протяжении последних столетий. Исследователи, стоящие на научных позициях, должны, прежде всего, решить вопрос: возможно ли зарождение жизни на Земле естественным путем, или жизнь за-,
несена на Землю из космоса.
Живое вещество состоит из органических молекул, весьма разнообразных и сложных, благодаря способности углерода образовывать крупные полимерные цепочки, кольца, присоединяя атомы других элементов, главные из которых водород, кислород, азот, фосфор. Органические молекулы составляют нуклеиновые кислоты, белки, жиры, углеводы и другие соединения, из которых
построены живые организмы. Все они являются звеньями пищевой цепочки, другими словами,
каждый организм пригоден для пищи какому-либо другому. Это свидетельство в пользу общности
происхождения всех разнообразных проявлений жизни.
По мнению академика А.И.Опарина, важнейшим свойством живых организмов является упорядоченный обмен веществ. Кроме этого, живые существа должны обладать механизмом передачи наследственных признаков и воспроизведения себе подобных.
Особенностью живого вещества является его дискретность, выражающаяся на разных уровнях в виде организма, популяции, вида и т.д. Надорганизменные образования гораздо устойчивее,
чем отдельные организмы, хотя количество организмов, их обновление прямым образом влияет
на эту устойчивость. Размножение организмов должно обеспечиваться сохранением информации
ее передачей из поколения в поколение.
Учитывая весьма небольшой набор элементов, из которых состоят органические ..молекулы,
можно с уверенностью заключить, что строительного материала в первичной атмосфере и гидросфере было вполне достаточно. Это водяные пары, СО2, СО, H2S, NH3, CH4, карбиды и другие распространенные соединения. В процессе экспериментов по моделированию процессов биогенеза
("биопоэза" по Дж.Берналу) было сделано открытие, заключающееся в том, что хаотические соединения элементов вполне могли привести к синтезу органических молекул, но лишь при условии Воздействия жесткого ультрафиолетового космического излучения в качестве источника энергии.. Это может вызвать недоумение, ведь известно, что ультрафиолетовые лучи губительны для
всего живого. Но на стадии, когда живое вещество только создавалось, энергия ультрафиолета
была непременным условием этого процесса. Первые настоящие живые организмы вынуждены
были спрятаться в воде от жестких ультрафиолетовых лучей, свободно достигавших земной поверхности в условиях бескислородной атмосферы.
Многочисленные эксперименты, моделирующие процесс образования "органических" молекул в результате неорганических процессов в условиях первичной бескислородной атмосферы,
показали, что это не только возможно, но осуществимо многими способами. Такие процессы были
не единичными и случайными, но весьма типичными в тех условиях, подобно образованию капель
дождя, кристаллов солей и т.п. Эксперименты показали также (Руттен, 1973, и др.), что вполне возможным без участия организмов был и последующий процесс - формирование из этих первичных
"органических" молекул различных полимеров: полипептидов, нуклеиновых кислот и далее белков, i
Следующий шаг - объединение первичных молекул в более крупные частицы и их обособление - коацерватные капли. Этот процесс был назван коацервацией (Бунгенберг де Ионг). Коацерва-
85
ция, по-видимому, происходила при вспенивании с участием поляризованных молекул. Коацерват-ные
капли обязательно должны были обособиться с помощью мембран, позволяющих сохранять '
отличные от окружающей среды состав и энергетический уровень. Мембраны были полупроница- "
емыми, обеспечивая обмен веществ с окружающей средой —метаболизм. Поглощение пищи и дыхание
обеспечивали организм необходимыми материалами и энергией. Наконец, для продолжения жизни
требуется воспроизведение себе подобных с передачей им наследственной информации.
Воспроизведение (редупликация) осуществляется по "инструкции", заложенной в полимерных цепочках нуклеиновых кислот, хотя происходили и мутации, позволившие приобретать новые свойства
и приведшие к поразительному разнообразию жизненных форм. По мере приобретения всех этих
свойств из коацерватных капель, взвешенных в "первичном бульоне", возникли живые орга- . низмы.
После накопления достаточного количества кислорода смог возникнуть процесс дыхания и кроме
бескислородных (анаэробных) появились кислородные (аэробные) формы жизни.
Переход от бескислородной к кислородной атмосфере начался около 1,8 млрд. лет назад, но
только к концу силура (~420 млн. лет назад) кислорода в атмосфере стало достаточно много, чтобы
надежно защищать поверхность Земли от губительного для жизни ультрафиолетового излучения.
Первоначально живые клетки не имели ядра (прокариоты); позднее от них произошли клетки с более сложной организацией, имеющие ядро (эукариоты).
Первые организмы были гетеротрофными, то есть могли использовать для питания только
органические вещества. Автотрофные организмы, которые могли потреблять неорганические вещества, сформировались позднее, с появлением такого энергетически выгодного процесса, как
фотосинтез. Среди микроорганизмов выделяются фототрофные, использующие солнечную энер-рию,
и хемотрофные, пользующиеся энергией химических реакций.
Лишь с появлением настоящих живых организмов начался этап развития жизни, который
можно зафиксировать находками фоссилий, то есть с использованием палеонтологического метода. {
Искать следы древней жизни надежнее на территории щитов. Породы докембрия обычно глубоко
метаморфизованы, что почти не оставляет шансов на успех. Однако на некоторых фрагментах щитов
породы удивительным образом избежали сильного метаморфизма. Например, надсерия Свазиленд
(возраст 3,2 млрд. лет) на юге Африки, некоторые районы Канадского щита (2,7 млрд. лет) и др. j
Древнейшие свидетельства жизни - это молекулярные ископаемые, то есть фрагменты крупных
органических молекул, входивших когда-то в состав организма. Конечно, невозможно определить
их принадлежность, они отражают сам факт наличия
жизни. К таким ископаемым могут, в частности, принадлежать углистые микроструктуры.
| Древнейшими организмами, очевидно, были представители прокариот - бактерии, а также цианобионты, или,
как их иногда продолжают называть по старинке, сине-зеленые водоросли, хотя это не водоросли и вообще не растения
(рис. 34). С растениями цианобионтов сближает наличие
хлорофилла. Именно эти организмы впервые начали выделять кислород в процессе фотосинтеза. Бактерии и цианобионты - важнейшие организмы докембрия, имеющие значение для анализа первых этапов развития органического
мира. С их жизнедеятельностью связаны формирование
кислородной атмосферы, общий круговорот углерода, накопление карбонатных и железорудных формаций (джеспиРис. 34. Древнейшие прокариоты - цианолитов), пирита, серы, фосфоритов и др. Фоссилизирован-ные бионты (сине-зеленые водоросли) - в виде
остатки бактерий обнаружены в кремнистых породах шариков и нитей (увеличено). (По Б.А.Келвозраста 3,5 млрд. лет, проблематичные находки имеют воз- леру, 1948)
86
раст Около 3,8 млрд. лет. Примерно такими же возрастными отметками датируются находки цианобионтов.
Слизистые нити цианобионтов не могли сохраниться в ископаемом состоянии, однако находят карбонатные пластинки - следы их жизнедеятельности, - которые называются строматолитами. Они бывают пластовой, желваковидной, столбчатой формы. Другая разновидность - отолиты - представлена небольшими сферическими концентрически-скорлуповатыми образованиями, возникшими, к примеру, путем обрастания песчинки или небольшого камешка, тогда как строматолиты сплошь покрывали какую-либо поверхность. Корочки строматолитов, нарастая друг на
друга, формировали карбонатные толщи мощностью сотни метров. Кроме этих двух форм встречаются катаграфии - неслоистые узорчатые образования, состоящие из слипшихся комочков.
Первые древнейшие настоящие ископаемые были найдены в формации Ганфлинт на Канадском щите (Онтарио) возраста около 2 млрд. лет. Там были встречены микроостатки разнообразной
формы - нитчатые, округлые, с внутренними перегородками. Это свидетельство уже довольно высокой организации жизни.
Остатки микроорганизмов, состоящих из преобразованного фоссилизацией органического кислотоустойчивого вещества, округлой формы, сплющенные либо объемные, размером 3-30 мкм - это микрофитофоссилии, которые еще называют акритархами. Они являются, скорее всего, остаткам^ одноклеточных водорослей. Особенно много их в отложениях позднего докембрия, начиная со среднего рифея (1400 млн. лет). Примерно в это же время появились многоклеточные водоросли и грибы. Приблизительно на рубеже среднего и позднего рифея (1 млрд. лет) - первые многоклеточные
животные (рис. 35). Возможно, одновременно с ними появились известковые водоросли.
Рис. 35. Общая стратиграфическая шкала докембрия России и развитие органического мира. Границы геохронологических подразделений даны по датировкам региональных подразделений докембрия России (по Б.С.Соколову,
1977, с изменениями авторов)
Есть все основания полагать, что к венду (~670-680 млн. лет назад) жизнь в море существовала в достаточно высокоорганизованных формах и была распространена повсеместно. Находки
вендских ископаемых чрезвычайно редки, но не потому, что их было мало, а из-за отсутствия у
них скелета или панциря. Ископаемые беспозвоночные вендского возраста впервые были найдены
в Южной Австралии, в хр.Флиндерс близ Эдиакары, бассейн Аделаида (рис. 36). Затем подобные
87
находки были сделаны и на других платформах, в том числе и в России, на берегу Белого моря.
Эти удивительные ископаемые были изучены и реконструированы русскими учеными Б.С.Соколовым и М.А.Федонкиным. Большая часть организмов представлена кишечнополостными, а также кольчатыми червями и членистоногими; присутствуют также формы неясного систематического положения, в частности петалонамы и др. Многие из них имеют весьма крупные размеры. Растения, по-видимому, представлены низшими формами - водорослями, фитопланктоном. Даже подобные редкие находки свидетельствуют о существовании значительно развитой, разнообразной
вендской биоты, которая была бесскелетной и поэтому плохо сохранилась.
Лишь в начале кембрия многие группы животных приобрели способность выделять твердые
раковины, панцири, скелеты и т.д., которые сохранялись в ископаемом состоянии гораздо лучше,
чем мягкие ткани животных. Причины этого явления не понятны до конца; возможно, такая способность была связана с временным снижением содержания углекислого газа в атмосфере.
Рис. 36. Реконструкция фауны Эдиакары (венд, Южная Австралия),
сделанная М. Глесснером и М. Уэйдом (Glaessner, Wade, 1966)
Кишечнополостные: / - Ediacaria flindersi, 2 - Beltanella gilesi, 3 - Medusinites asteroides, 4 - Mawsonites
spriggi, 5 - Cyclomedusa davidi, 6 - C. plana, 7 - Conomedusites lobatus, 8 - Rangea longa, 9 - Arborea
arborea, 10 - Pteridinium simplex, кольчатые черви: 11 - Spriggina flounderi, 12 - Dickinsonia costata, 13 D. elongata, 14 - D. tenuis, членистоногие: 15 - Parvancorina minchami, 16 - Praecambridium sigillum,
другие организмы: 17 - Tribrachidium heraldicum, 18 - шарообразные студенистые тела
В свете всего изложенного выше об особенностях развития жизни на Земле становится понятным смысл используемого иногда термина криптозой (греч. криптос - скрытый, тайный; зоэ
- жизнь) - "время скрытой жизни", - который был предложен А.Чедвиком в 1950 г. как синоним
докембрия в противовес его же термину (1930) фанерозой (греч. фанерос - явный, зоэ - жизнь),
т.е. "время явной жизни". Фанерозойский эон объединяет палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры (греч. палеос - древний, мезос - средний, кайнос - новый, зоэ - жизнь). В последние
годы криптозойский эон заменили двумя акронами: архейским или археозойским (греч. архэос
древний, зоэ - жизнь) и протерозойским (греч. протерос - первичный, зоэ - жизнь). Видно, что в
основу названий всех крупнейших геохронологических подразделений положен единый принцип,
основанный на оценке эволюции органического мира.
88
Глава 6
ДОКЕМБРИЙ. АРХЕЙСКИЙ И ПРОТЕРОЗОЙСКИЙ АКРОНЫ
(АКРОТЕМЫ) - AR + PR
ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ В ДОКЕМБРИИ
Термин "докембрий" очень удобен тем, что охватывает весь период геологической истории
Земли с тех пор, когда на ней начали происходить геологические процессы, и до начала кембрия.
Этот отрезок времени в разных источниках оценивается по-разному, но расхождения небольшие.
Начало докембрия - примерно 4,0 млрд. лет, окончание - 570 млн. лет. Иногда докембрий называли азоем ("безжизненный"), криптозоем ("скрытая жизнь"), подчеркивая этими названиями отсутствие жизни или развитие лишь простейших форм организмов в докембрийские эры. В настоящее
время установлено, что оба эти названия оказываются неверными, поскольку низшие биологические формы появились практически одновременно с древнейшими проявлениями осадконакопления, а в позднем докембрии кроме низших существовали сравнительно высокоорганизованные
формы. К рифейским и вендским отложениям в принципе можно применить биостратиграфический метод (при более совершенной его разработке). Этому способствовали многочисленные находки строматолитов в рифейских отложениях и бесскелетной фауны эдиакарского типа в венде.
Таким образом, поздний протерозой нельзя уже относить и к криптозою, поскольку жизнь там существовала в явной, а не скрытой, микроскопической, форме.
Докембрийский промежуток времени составляет 7/8 истории Земли. В это время зародилась
жизнь, радикально преобразовалась земная кора и заложились ее главные структуры, образовалась большая часть (свыше 60%) минеральных ресурсов. Однако изучен докембрий относительно
слабо и тому есть объективные причины. Дело прежде всего в сильной дислоцированности докембрийских пород и высокой степени их метаморфизма.
Главный вид метаморфизма в докембрии - региональный, происходящий при высоких температурах и давлении. В большинстве случаев соблюдается следующая закономерность: чем старше
породы, тем сильнее они метаморфизованы. Древнейшие породы настолько сильно метаморфизованы, что бывает весьма трудно, а порой и невозможно определить, за счет каких пород - осадочных или изверженных - они возникли. Широко распространенные в докембрийских образованиях
процессы метасоматоза, гранитизации привели к формированию мигматитов - своеобразных пород полосчатой текстуры, а то и к полной метасоматической переработке исходных пород и превращению их в граниты. Эти процессы шли, как правило, с интенсивным привносом и выносом
элементов и соединений горячими паро-водными растворами. Мигматиты и граниты слагают обширные гранитогнейсовые поля.
Другая отличительная особенность докембрийских пород - сильная их дислоцированность,
наличие сложных складок многих порядков. Среди докембрийских образований по характеру тектоники можно выделить ряд структурных этажей, свидетельствующих о проявлении в докембрии
целого ряда эпох складчатости. Исследователям приходится мириться с приблизительностью и
неточностью расчленения и корреляции докембрийских образований по степени метаморфизма,
глубине магматической и тектонической переработки, петрографическим особенностям пород,
поскольку к докембрию невозможно в полной мере применить биостратиграфический метод. Ра-
89
диалогические методы также имеют большие ограничения, связанные с сильным искажением датировок под влиянием упомянутых выше вторичных изменений, "омолаживающих" древнейшие
породы. Наиболее подходящим для расчленения докембрия является геоисторический метод, при-'
меняемый совместно с радиогеохронологическим.
Своеобразие условий в докембрии привело к формированию пород, характерных только для
этого времени. Примером могут служить джеспилиты - железистые кварциты, состоящие из полосок, сложенных преимущественно кварцитом и гематитом (либо магнетитом). Джеспилиты в основном приурочены к протерозойским толщам; образовались они при участии микроорганизмов.
Докембрий расчленен на крупные стратиграфические единицы, границы между которыми совпадают с проявлениями диастрофизма. Наиболее общее подразделение докембрия было осуще- .
ствлено в конце XIX в. Американский геолог Дж.Дэна назвал в 1872 г. самые древние образования
архейскими (греч. архэос - древний). Но с находками остатков бактерий и цианобионтов ар-хей
можно называть также археозой (греч. архэос - древний, зоэ - жизнь). Последний термин тоже
принадлежит Дж.Дэну. Э.Эммонс и Д.Уолкотт в 1888 г. выделили верхнюю часть этих древнейших
толщ, содержавшую остатки: жизнедеятельности организмов, под именем протерозойских (греч.
протерос - первичный, зоэ - жизнь).
Эти подразделения долгое время существовали в ранге эр (групп), но после того, как выявилась их значительно большая продолжительность (около 2 млрд. лет каждое) по сравнению с эрами фанерозоя, потребовалось ввести новые, более крупные геохроны (стратоны). В ныне действующем стратиграфическом кодексе (1992) архей и протерозой имеют ранг акронов (акротем), делящихся каждый на два зона - ранний и поздний, которые в стратиграфической шкале соответствуют эонотемам - нижней и верхней (табл. 1, цв. вкл.). Нижне- и верхнеархейская эонотемы не имеют более дробных подразделений в международной стратиграфической шкале, а нижний протерозой делится на две эратемы - нижнюю и верхнюю. В России их называют нижний карелий и верхний карелий, поскольку наиболее представительные и хорошо изученные разрезы протерозоя находятся в Карелии. Верхний протерозой подразделяется на рифей и венд. Ранг рифея не совсем
ясен, а венд - это период (система). Рифей делится на три эратемы (эры): нижнерифейскую, среднерифейскую и верхнерифейскую (табл. 1, цв. вкл.).
Жизнь зародилась в раннем архее и была первоначально представлена прокариотами - одноклеточными организмами, не имеющими ядра. К ним относятся бактерии и цианобионты (синезеленые водоросли). Последние сыграли решающую роль в формировании кислородной атмосферы. Как указывает М.Руттен (1973), содержание кислорода, продуцируемого неорганическим путем, не может подняться-выше 0,001 епГсовременного содержания в атмосфере. Это так называемый "уровень Юри". Фотосинтез содержащих хлорофилл цианобионтов примерно 3 млрд. лет назад стал настолько распространенным, что содержание кислорода в атмосфере росло быстрее, чем
его потери при окислении минералов земной коры. Таким образом уровень Юри был преодолен.
Но такая атмосфера считается еще бескислородной. Кислородная атмосфера должна содержать не
менее 0,01 от современного уровня кислорода, принятого за 1 (или не менее 1%). Это - "уровень
Пастера". Этот уровень был превзойден тогда, когда интенсивность органического фотосинтеза
увеличилась до такой степени, что производство кислорода превысило его затраты не только на
окисление минералов, но и на дыхание тгрг анйзмов: Такой переход от первичной бескислородной
к современной'^и^лороднбй атмосфере произошел--1,8-1,4 млрд. лет назад. Приблизительно в это
время (начало рифея) массовое развитие приобретают структурные биолиты (строматолиты), акритархи, фитопланктон. К среднему рифею (1,3 млрд. лет назад) возникают первые грибы и водоросли (рис. 35). В начале позднего рифея (около 1 млрд. лет назад) появляются в весьма заметном1
количестве эукариоты - одно- и многоклеточные организмы, клетки которых содержат ядро. Вендский период - это время массового появления бесскелетных животных - своеобразной фауны
эдиакарского типа (рис. 36).
90
В продолжение архейского акрона земная кора была повсеместно весьма подвижной и проницаемой. Дифференциация на платформы и геосинклинали отсутствовала. Лишь в конце раннего
архея режим приблизился к геосинклинальному. Для пород архея с возрастом древнее 2,8 млрд.
лет характерны основной и ультраосновной вулканизм и гранитизация. В это время земная кора
повсеместно находилась в эвгеосинклинальных условиях (пангеосинклинальная стадия, по
В.В.Белоусову). Архейские толщи часто образуют гранитогнейсовые купола - округлые или удлиненные в плане структуры, сложенные в ядре гранитами, а по периферии гранитогнейсами, мигматитами и кристаллическими сланцами. Формирование таких структур связывается с пластическим течением вещества.
В докембрии выделяется несколько крупных этапов геологического развития, разделенных
глобальными диастрофическими циклами (эпохами складчатости, тектогенеза) первого порядка,
которые имели место 3750-3500 (саамский), 2800-2600 (кеноранский, или беломорский), 20001900 (карельский), -1000 (гренвиллский) и 680-650 (катангский, или байкальский) млн. лет тому
назад. Кроме того,, выделяются диастрофические циклы второго и более низких порядков, о которых будет сказано ниже.
В результате саамского тектогенеза сформировались обширные складчатые овалы, сложенные
комплексами "серых гнейсов", т.е. в большинстве своем плагиогнейсов тоналитового, трондьемитового и гранодиоритового состава, подстилающих породы зеленокаменных архейских поясов.
Кеноранская складчатость, проявившаяся 2,8 млрд. лет назад в Южной Африке, привела к
образованию здесь самого древнего на планете относительно жесткого участка - протоплатформы. Беломорская складчатость, проявившаяся примерно в это же время, также обусловила отмирание протогеосинклинального режима на отдельных участках и превращение их в протоплатформы (Анабарский массив, Алданский щит и др.). Более поздние эпохи тектогенеза привели к увеличению площади протоплатформ. Таким образом, начиная с конца архея (2,8 млрд. лет назад) можно говорить о протоплатформенной стадии развития земной коры. Между протоплатформами существовали протогеосинклинали (предшествующие геосинклиналям), где господствовали хе же
условия, что и в пангеосинклиналях.
Карельская складчатость в конце раннего протерозоя завершила новый цикл геосинклинального осадконакопления. Одним из ее следствий явилось отмирание геосинклинального режима на
обширных площадях, образование первых крупных стабильных блоков - эпикарельских платформ, которые получились при слиянии протоплатформ после консолидации находившихся между
ними протогеосинклиналей. В пределах этих территорий началось формирование типичного
ллатформенного чехла.
Таким образом, к концу раннего протерозоя (завершение карельской складчатости) на значительной части Восточной и Северной Европы образовалась Восточно-Европейская платформа, на
большей части Средней Сибири - Сибирская платформа, на севере Китая и Корейском полуострове - Китайско-Корейская и Таримская платформы, на юге Китая - Южно-Китайская платформа,
на большей части полуострова Индостан - Индийская платформа, в центральной и западной частях Австралии - Австралийская платформа (рис. 37). В Африке и на Аравийском полуострове выделяются Северо-Африканская, Южно-Африканская и Аравийская платформы, на большей части
Северной Америки - Северо-Американская платформа. Две платформы намечаются на большей
части Южной Америки. Почти всю Антарктиду, за исключением ее западной части, занимает Антарктическая платформа. Наряду с платформами существовали геосинклинали и геосинклинальные пояса, отделявшие эпикарельские платформы друг от друга и отличавшиеся от протогеосинклиналей линейными структурами.
Произошедшая в конце рифея и в венде байкальская складчатость привела к окончательной
консолидации древних платформ. С докембрия существуют Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайская, Южно-Американская, Африкано-Аравийская, Индийская, Австралийская, Антарктическая платформы. Предполагают, что последние пять южных платформ в
палеозое составляли суперплатформу Гондвана.
91
Докембрий района оз. Верхнее (Северная Америка), по
Ч.Стоквеллу и Ф.Кингу: 1 - архей; 2 - надсерия Гурон; 3 -
Взаимоотношение толщ архея и протерозоя в районе Сегозера, Карелия (М.В.Муратов, 1974): 1 , 2 ятулий (серии: 1 - средняя, 2 - нижняя); 3 - тунгудско-надвоицкая серия; 4 - породы архея
Разрез протоплатформенного чехла в Трансваале (заимствовано у Г.И.Немкова и др.,
1986): 1 - древние граниты; 2 - кварциты и сланцы серий Доминион-Риф и Витватерсранд
(нижний протерозой); 3 - кислые лавы серии Вентерсдорп; 4-7 - серия Трансвааль (4 кварциты, 5 - доломиты, б - железистые кварциты, 7 - сланцы); 8-9 - серия Ватерберг
(верхний протерозой): 8 - кварциты, 9 - песчаники; 10 - разлом (поверхность надвига)
граниты;
4 - серия
Кивино;
5
-
ультраосновная интрузия
Рис. 37. Схема эпикарельских платформ и геосинклиналей. Области складчатостей: а - позднекарельской и более древних; б - позднепротерозойских, в том числе байкальской; в - геосинклинали и геосинклинальные пояса. 1-ХШ - платформы: / - Восточно-Европейская, // - Сибирская, /// - Китайско-Корейская, IV - Таримская, V - Южно-Китайская,
VI - Северо-Американская, VII - Южно-Американская, VIII - Северо-Африканская, IX - Южно-Африканская, X Аравийская, XI- Индийская, XII- Австралийская, XIII- Антарктическая; 1-7 - геосинклинальные пояса и геосинклинали: / - Урало-Монгольский, 2 - Грампианская, 3 - Аппалачская, 4 - Иннуитская, 5, 6 - Тихоокеанский, 7 - Средиземноморский (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
92
Все время после байкальской складчатости можно назвать временем платформ и геосинклиналей. Геосинклинальные условия господствовали в пределах следующих участков. Между Восточно-Европейской, Сибирской и Китайской платформами располагался Урало-Монгольский подвижный (геосинклинальный) пояс. Между Северо-Американской и Восточно-Европейской платформами прослеживается Грампианская геосинклинальная область Северо-Атлантического подвижного пояса, Северо-Американскую платформу окаймляли с севера Иннуитская геосинклинальная область, с юго-востока Аппалачская геосинклиналь этого же пояса. Вокруг всей береговой части Тихого океана располагался громадный Тихоокеанский подвижный пояс с двумя ветвями - Западно- и Восточно-Тихоокеанской геосинклинальными областями. Между Гондваной и платформами Северного полушария располагался субширотный Средиземноморский подвижный пояс.
Среди докембрийских образований выделяются литолого-стратиграфические комплексы ассоциации горных пород, отличающиеся литологическим своеобразием, отвечающие крупному
этапу геологического развития территории и занимающие определенное стратиграфическое положение, отделяясь от смежных по разрезу комплексов структурным или значительным стратиграфическим несогласием. Комплекс - наиболее крупная единица местной стратиграфической шкалы; он объединяет ряд серий или свит и имеет собственное название, образованное от названия
стратотипической местности, либо наиболее типичной серии, входящей в его состав. С помощью
комплексов крупные стратиграфические подразделения докембрия в ранге эонотем и эратем получают более дробное расчленение.
В нижнем архее, согласно данным Л.И.Салопа (1982), выделяются следующие литолого -стратиграфические комплексы (снизу вверх): иенгрский, унгринский, федоровский, сутамский,
слюдянский, исуанский (серия Исуа). В верхнем архее различают комплексы: коматиитовый, киватинский, тимискамингский, Модис.
В составе нижнекарельской эратемы выделяются шесть литостратиграфических комплексов
(снизу вверх): доминион-рифский (тунгудско-надвоицкий), Витватерсранд, нижнеятулийский, верхнеятулийский (анимикийский), ладожский (трансваальский), вепский. В верхнекарельской эратеме, как и в более молодых образованиях, литостратиграфические комплексы не выделяются.
Докембрийские образования чрезвычайно богаты полезными ископаемыми. В докембрии со-*,
средоточено свыше 70 % запасов железа и хрома; 70 % золота, урана, никеля; свыше 60 % меди и
марганца; 100 % добычи мусковита и флогопита. Это обстоятельство определяет важное практическое значение изучения докембрия.
АРХЕЙСКИЙ АКРОН (АРХЕЙСКАЯ АКРОТЁМА) - AR
Архейский акрон продолжался свыше 1,5 млрд. лет, хотя точно длительность его неизвестна
и нижняя граница не установлена. Она определяется условно возрастом наиболее древних пород и
может понизиться по мере получения новых данных, хотя вряд ли этот возраст, приближающийся
сейчас к 4,2 млрд. лет, значительно изменится. Породы архея прослежены на щитах древних платформ. Возраст пород серии Исуа в Гренландии оценивается в 3.760-4.000 млн. лет (магнетитовые
кварциты, тоналиты). Гранулито-гнейсы и чарнокиты канского комплекса Южно-Енисейского
поднятия Сибирской платформы имеют возраст 4.100 млн. лет. По сообщению австралийских
геологов на Международном геологическом конгрессе в Москве в 1984 г., гнейсы щита Йилгарн.
Австралийской платформы имеют возраст 4.100-4.200 млрд. лет. Верхняя возрастная граница архейского акрона проводится на уровне 2.500-2.600 млн. лет.
По принятой в России стратиграфической шкале докембрия (табл. 1, цв. вкл.) архей делите»
на две части в ранге эонотем - нижний и верхний архей, которым соответствуют ранне- и позднеархейские зоны.
93
РАННЕАРХЕЙСКИЙ ЭОН (НИЖНЕАРХЕЙСКАЯ ЭОНОТЕМА) - AR,
Общая характеристика
Возрастная граница между ранне- и позднеархейским зонами проводится на уровне
3.150 млн. лет. Самые древние образования иногда называют "катархей" (от греч. ката - внизу,
термин Я.Седерхольма, 1893), хотя объем этого стратона не определен и понимается по-разному.
Нижнеархейские образования, слагающие значительные участки фундамента древних платформ, являются зачатками континентальной коры (рис. 38, цв. вкл.) и представлены разнообразными глубоко метаморфизованными пара- и ортопородами. Наиболее древними из них являются
так называемые "серые гнейсы". Это преимущественно гнейсы андезидацитового состава, а также амфиболиты, железистые кварциты и другие продукты метаморфизма как осадочных, так и
магматических пород. Фации метаморфизма - гранулитовая, амфиболитовая.
Эти наиболее древние образования с возрастом, как правило, превышающим 3,5 млрд. лет,
развиты на всех континентах. В Европе это Кольская серия Кольского п-ова, беломорская серия
Карелии и др.; в Азии - алданская серия Алданского щита, анабарская серия Анабарского массива, канский комплекс Канского выступа, зерендинская серия Казахстана, индостанскип комплекс
Индии и др.; в Африке - "древние гнейсы" Свазиленда, гнейсо-гранулитовый комплекс Зимбабве
и др.; в Северной Америке - гнейсо-гранулитовые комплексы Канадского щита; в Южной Америке, Австралии, Антарктиде - древнейшие комплексы щитов.
Органический мир
О зарождении жизни и самых ранних этапах ее развития подробно говорилось в главе 5. По».видимому, уже ранее 3.500 млн. лет, в раннем архее, появились настоящие живые организмы прокариоты (бактерии и цианобионты) (рис. 39, цв. вкл.). Идентификация органических остатков
в наиболее древних породах очень затруднена. В кремнистых сланцах группы Онвервахт надсерии
Свазиленд (Южная Африка) и перекрывающей ее серии Фиг-Три с возрастом 3.500-3.100 млн. лет
найдены микроорганизмы Eobacterium isolatum.
В породах серии Исуа в юго-западной Гренландии с возрастом около 3.800 млн. лет обнаружены изолированные палочки длиной 0,45-0,7 мкм и диаметром 0,18-0,32 мкм с двухслойными
оболочками, нитеподобные образования, микроскопические шаровидные, дисковидные и многоугольные оболочки одноклеточных прокариот (цианобионтов) (рис. 34). Это наиболее древние палеонтологические остатки. В первой половине архея прокариоты прошли сложный путь развития,
так как уже в середине архея существовали два самостоятельных царства органического мира бактерии и цианобионты (сине-зеленые водоросли). Эти первые обитатели Земли жили практически в бескислородной среде, населяя мелководные водоемы на глубинах, скорее всего, от 10 до
50-60 м, поскольку для защиты от губительного ультрафиолетового излучения Солнца требовался
-слой воды толщиной не менее 10 м.
Структуры земной коры и породообразование
Согласно схеме Л.И.Салопа (1982), в архейском акроне выделяются шесть диастрофизмов:
готхобский второго порядка (-4000 млн. лет), саамский первого порядка (3750-3500 млн. лет), белингвийский, свазилендский, барбертонский второго-третьего порядков (в позднем архее) и кеноранский (беломорский) первого порядка (2800-2600 млн. лет). Все эти циклы диастрофизма включали складчатые деформации, интенсивный и разнообразный магматизм, мигматизацию, гранитизацию и другие процессы.
По характеру тектонического режима Л.И.Салоп предложил называть ранний архей пермобильным эоном (лат. per - сплошь, mobilis - подвижность). По другим авторам, это нуклеарная
или пангеосинклинальная стадия в истории Земли.
Наиболее характерными элементами структуры раннего архея являются обширные "складчатые овалы" размером до 600-800 км в поперечнике и расположенные между ними "межовальные
поля" - сочетание куполов и мульд. В создании этих структурных форм основное значение имели
вертикальные движения. К центральным частям овалов приурочены обширные поля гранитоидов.
94
Характерна центростремительная вергенция складок на крыльях овалов. Последние расположены не упорядоченно, что свидетельствует об отсутствии направляющей рамы - кратонных блоков,
платформ. Не меньшие по размерам структурные формы - гранитогнейсовые купола.
Тектонический режим раннего архея характеризуется следующими чертами:
- отсутствием дифференциации земной коры на платформы и геосинклинали;
,- отсутствием контрастного рельефа и грубообломочных отложений;
- однообразием супракрустальных пород (лат. supra - сверху, вверху, crusta - кора) на всех
континентах - признак "Панталассы", общепланетарного океана;
- широкоим распространением анортозитов - признак спокойной тектонической обстановки;
только в конце раннего архея режим несколько приблизился к геосинклинальному;
- тонкой и достаточно пластичной первичной корой, из-за чего не могли возникать сводовые
поднятия и глубинные разломы;
- внедрением огромных масс гранитоидов в результате саамского диастрофизма, которое при
вело к утолщению земной коры до 25-30 км (Салоп, 1982).
Наиболее распространенные супракрустальные породы - меланократовые амфиболовые, амфибол-пироксеновые и пироксеновые плагиогнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты. Это
- сильно метаморфизованные основные либо ультраосновные лавы, возможно, туфы. В Западной
Гренландии, на Кольском п-ове, на Алданском щите, в Южной Африке установлены коматииты высокомагнезиальные вулканические ультрамафит-мафитовые породы. Метабазиты нередко гранитизированы, превращены в плагиогнейсы (мигматиты), эндербиты (натриевые чарнокиты), чарнокиты. С метавулканитами ассоциируют биотитовые, гранат-биотитовые, силлиманит- и кордиеритсодержащие гнейсы.
Несомненно осадочными считаются мраморы кальцитового и доломитового состава, графитсодержащие гнейсы и кристаллические сланцы. Характерно преобразование пород в условиях
гранулитовой и амфиболитовой фаций. Гранулитовая фация регионального метаморфизма является исключительной особенностью нижнего архея.
Лучше всего изучены нижнеархейские образования на Алданском щите. Супракрустальный
комплекс щита - алданская серия - представлен наиболее полно из всех известных подразделений
нижнего архея. Возраст серии - 3.800-4.000 млн. лет. Породы алданской серии представлены
кварцитами, пироксеновыми и амфиболовыми кристаллическими сланцами, амфиболитами, гнейсами иенгрской подсерии мощностью более 3 км. Выше залегает тимптонская подсерия - гнейсы,
амфиболиты с пачками мраморов и известково-силикатных пород. Мощность около 8 км. Еще
выше - джелтулинская подсерия, сложенная гранат-биотитовыми, пироксеновыми гнейсами, гранулитами и мраморами. Мощность более 4 км. Общая мощность алданской серии порядка 15 км.
Среди докембрийских отложений выделяют различные литостратиграфические комплексы, сложенные ассоциациями пород, отражающими специфику среды их образования. В нижнеархейских образованиях выделяется шесть литостратиграфических комплексов (Салоп, 1982):
1. Иенгрский метабазит-кварцитовый: основные кристаллические сланцы, амфиболиты
(метабазиты), горизонты кварцитов и высокоглиноземистых гнейсов (зверевская толща Станового
хребта, далдынская серия Анабарского поднятия, серия Раномена Мадагаскара).
2. Унгринский метабазитовый: меланократовые двупироксеновые и амфиболовые кристал
лические сланцы, амфиболиты по основным и ультраосновным вулканитам, прослои гнейсов и
силикатно-магнетитовых пород (унгринская свита Алданского щита, верхнеанабарская подсерия
Анабарского массива, канская серия Енисейского поднятия, в Северной Америке - нижняя часть
95
гренвиллского комплекса; нижняя часть нижнеархейских комплексов Экваториальной, Западной и
Северо-Западной Африки; в Австралии - нижние части гнейсо-гранулитовых комплексов).
3. Федоровский метабазит-карбонатный: основные пироксеновые кристаллические сланцы,
амфиболиты (метабазиты) с подчиненными прослоями карбонатных пород (мраморов, известково-силикатных сланцев). Прослои гнейсов, кварцитов, магнетитовых пород. К этому комплексу
приурочены древнейшие в истории Земли эвапориты (ангидритсодержащие мраморы, известковистые кристаллические сланцы Алданского щита, Канады, Бразилии), а также богатые фосфором
породы. Распространен на Анабарском массиве, в Енисейском кряже, в Присаянье (верхняя часть
шарыжалгайской серии), на Украинском щите (тетерево-бугская серия, белоцерковская свита), в
Северной Америке (верхняя часть гренвиллского комплекса), в Африке и др.
4. Сутамский комплекс: тонкослоистые гранат-биотитовые гнейсы, грубослоистые или мас
сивные лейкократовые гранатовые гранулиты, прослои различных гнейсов, метабазитов, мрамо
ров, высокоглиноземистых гнейсов. Известен на Анабарском массиве, в Восточном Саяне, Стано
вом хребте, Кольском п-ове, в Африке.
5. Слюдянский комплекс: карбонатные и силикатно-карбонатные породы и различные крис
таллические парасланцы (гранат-биотитовые, силлиманит-кордиеритовые и др.). Карбонатов
здесь не менее 30%, а метабазиты имеют подчиненное значение. Слюдянская серия Южного При
байкалья, бирюсинская и дербинская серии Восточного Саяна, ваханская серия Памира и др. По
мраморам из бирюсинской серии получен возраст 3,7 млрд. лет.
6. Серия Исуа: амфиболиты, пара- и ортосланцы, джеспилиты, кислые метавулканиты, метаконгломераты. Мощность серии 2 км. В Гренландии породы серии залегают в виде дугообразной
полосы среди обширного поля гнейсов Амитсок - тоналитовых очковых пород с темноцветными
минералами гранулитовой и амфиболитовой фаций. Породы серии Исуа датируются 3.760 млн.
лет; гнейсы Амитсок - 3.980 млн. лет, гранито-гнейсы Готхоб - 4.065 млн. лет.
Серия Исуа, вероятно, сформировалась между двумя периодами тектоно-магматической активизации. Перед отложением этой серии имел место готхобский диастрофизм (фаза складчатости)
II порядка (4 млрд. лет), с которым связано формирование гнейсов Амитсок (гранулитовая фация).
В конце формирования серии Исуа произошел саамский диастрофизм I порядка (3.750-3.500 млн.
лет), завершивший саамскую эпоху тектогенеза.
Выдержанность состава супракрустальных толщ нижнего архея на огромных площадях заставляет предположить единообразные условия их образования.
Отсутствие каких-либо признаков областей размыва свидетельствует об отложении осадков и
излиянии лав в огромном мелководном океане - "Панталасса". Отсутствие грубообломочных пород указывает на отсутствие расчлененного рельефа.
В федоровском комплексе впервые появляются карбонатные породы, что знаменует важный стратиграфический рубеж, связанный с уменьшением в составе атмосферы и гидросферы содержания СО2
и сильных кислот. После отложения четвертого - сутамского - комплекса содержание СО2 упало
еще больше, так что пятый - слюдянский - комплекс оказался существенно карбонатным.
Железорудные толщи могли произойти за счет выноса железа при вулканических извержениях,
а кремнезем (SiO2) находился в избытке в растворе. Графитистые породы нижнего архея (федоровский, слюдянский комплексы и др.) имеют, скорее всего, абиогенное происхождение, поскольку в то время еще не было достаточного количества биомассы для формирования столь большого количества графитосодержащих пород. Это же соображение относится и к фосфатоносным .
породам.
Значительная часть нижнеархейских супракрустальных толщ сложена глубоко метаморфизованными вулканитами основного и отчасти ультраосновного состава. Наличие кислых лав не доказано. Метабазиты иенгрского и унгринского * комплексов отвечают толеитовым базальтам, федоровского комплекса - щелочным базальтам, а более молодых частей алданской серии - вулкани-
96
там толеитового и щелочно-базальтового рядов, с участием базальтов, нефелинитов. Таким образом, со временем наблюдается возрастание щелочности пород.
Метабазиты слюдянского комплекса близки к андезибазальтовой формации островных дуг и
отчасти базальтам геосинклинальных формаций.
Для некоторых нижнеархейских комплексов характерно присутствие глубоко метаморфизованных ультраосновных высокоглиноземистых пород - коматиитов (более широко развитых в верхнем архее).
Плутонические образования наиболее развиты в саамском цикле тектогенеза в интервале
3.750-3.500 млн. лет.
Возможность применения актуалистического метода при геологической интерпретации пород нижнего архея сильно ограничена, так как генезис многих пород неясен. Например, в нижнем
архее отсутствуют псефиты (кроме верхов серии Исуа). Кварциты ассоциируют с базитами и ультрабазитами, что в фанерозое не наблюдается. Своеобразные тектонические структурь» -гнейсовые
овалы не имеют аналогов в более молодых толщах.
Физико-географические условия
Особенности метаосадочных пород нижнего архея указывают на существование горячей гидросферы. Изучение изотопного состава кремнистых пород, в частности отношений дейтерия к водороду и изотопов 18О/16О, зависящих от температуры, показало следующее распределение среднегодовой температуры (Салоп, 1982):
В раннем архее температура поверхности Земли была, вероятно, выше 70°С или даже выше
100°С. Такая температура поверхности могла быть обусловлена только парниковым эффектом, созданным мощной атмосферой. Напрашивается аналогия с современной атмосферой Венеры, температура поверхности которой 480°С, давление углекислой атмосферы около 90 бар.
Атмосфера и гидросфера являются в основном продуктами дегазации и отделения жидких и
газообразных составляющих из мантии. Формирование первичной земной коры сопровождалось
образованием первичной, существенно водородной, атмосферы, позднее рассеявшейся в космическом пространстве. Вторичная примитивная (первичная в геологическом смысле) атмосфера
возникла только после снижения температуры, когда газы уже не могли преодолеть силу притяжения. В дальнейшем атмосфера менялась в зависимости от процессов вулканизма, седиментации, а
затем и от фотосинтеза растений.
Состав примитивной атмосферы соответствовал составу газовых продуктов вулканических
извержений (водяной пар, углекислота, азот, "кислые дымы" - НС1, HF, H2S, аммиак, метан).
Содержание воды в мантии Земли в три раза больше массы воды современных океанов. Источником этой воды явился процесс образования лав базальтового и андезитового состава. Углекислоты за геологическую историю отложилось в карбонатах в 10 тыс. раз больше, чем теперь содержится ее в атмосфере (а усвоенной растениями и погребенной в 1000 раз больше, чем в атмосфере).
Первичная атмосфера содержала около 99% СО2 (без учета воды). Давление должно было составлять около 70 бар, а с учетом растворения СО2 в гидросфере 50-60 бар. При таком давлении
температура кипения воды должна быть 260-285°С.
97
Свободный кислород во вторичной (примитивной) атмосфере практически отсутствовал. Основной его источник - биогенный фотосинтез. Кислород, как указывает Л.И.Салоп, отсутствовал
в этой атмосфере, судя по изотопному составу серы в осадочных породах, до рубежа примерно
2,3-2,4 млрд. лет (PR|). По данным М.Руттена (1973), около 3 млрд. лет назад была превышена
точка Юри, когда содержание кислорода составляло 0,001 от современного, а к концу архея
(2,5 млрд. лет) была достигнута точка Пастера, в которой содержание кислорода составляет 0,01
от современного. До этого уровня атмосфера еще считается бескислородной. Анализ газовых
включений в хемогенных кварцитах иенгрской серии дал такие результаты: СО2 - 60%, H2S, SO,,
NH3, HCI, HF около 35%, N2 + редкие газы 1-8%. В более молодых хемогенных кремнистых осадках содержание кислорода закономерно увеличивается: AR2- 5,5%, PR-PZ, - 12%, PZ2-KZ - 18%.
Одновременно происходит снижение содержания СО2 от 42% в AR2 до современного в кайнозое.
Таким образом, атмосфера раннего архея была очень плотной, бескислородной, горячей и состояла в основном из паров воды, углекислоты и ряда других компонентов (характерна "кислые
дымы"). Такая атмосфера обусловливала сильный парниковый эффект.
Гидросфера в раннем архее была резко углекислой, содержащей сильные кислоты, т.е. была
агрессивной, заметно минерализованной и соленой. Об этом свидетельствуют и древние эвапориты (федоровский комплекс на Сибирской платформе, в Канаде, Бразилии). В результате взаимодействия с большим количеством щелочей и щелочных земель состав воды приблизился к нейтральному (рН около 7).
ПОЗДНЕАРХЕЙСКИЙ ЭОН (ВЕРХНЕАРХЕЙСКАЯ ЭОНОТЕМА) - AR,
Общая характеристика
Позднеархейский эон охватывает время 3.150-2.600 (по другим данным 2500) млн. лет. Образования верхнеархейской эонотемы резко отличаются от нижнеархейской, знаменуя собой начало нового
крупного этапа истории Земли - платформенно-геосинклинального. Стратотип верхнего архея - надсерия Свазиленд (ЮАР, Свазиленд). Для супракрустального комплекса характерны осадочно-вулканогенные толщи, близкие к эвгёосинклинальному типу. Миогеосинклинальные и платформенные формации
распространены пока незначительно. Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой и зеленосланцевой фаций, поэтому первичная природа распознается достаточно хорошо. Нередко встречаются
конгломераты, характерны джеспилиты, локально развита гранитизация.
Верхнеархейские супракрустальные породы и прорывающие их интрузивы распространены
широко на всех континентах. Это, например, лопский комплекс Карелии, лептитовая формация
Швеции, тетеревская, конкско-верховцевская серии Украины, надсерия Свазиленд ЮАР, формация Шерри-крик США, комплекс Пилбара Австралии и др.
Органический мир
К позднему архею создались условия, более благоприятные для существования и размножения организмов: снизилась температура воды, уменьшилась ее кислотность и химическая агрессивность. В верхнеархейских породах обнаружены первые определимые органические остатки:
фитолиты (строматолиты, онколиты) и микрофоссилии. Строматолиты представлены мелкими
фестончатыми и куполовидными формами и пластовыми образованиями. Это, как уже указывалось выше, продукты жизнедеятельности цианобионтов. Микрофоссилии - это также цианобионты и бактерии. В кремнистых породах серии Фиг-Три (Южная Африка) встречены микроскопические образования, напоминающие одноклеточные водоросли и бактерии. Количество биомассы
в сравнении с ранним археем значительно возросло, но она была представлена исключительно
прокариотами, так как эукариоты еще не возникли. От более молодых аналогичных ископаемых
позднеархейские прокариоты отличаются меньшим размером клеток.
98
Деятельность цианобионтов постепенно привела к увеличению количества кислорода в атмосфере и гидросфере. Около 3 млрд. лет назад была превышена точка Юри, т.е. содержание кислорода в атмосфере поднялось выше 0,001 от современного. С этим впоследствии будут связаны
активизация развития и усложнение других групп организмов, а также изменение процессов осадконакопления.
Структуры земной коры и породообразование
Во всех районах зеленокаменные породы верхнего архея развиты в виде узких, часто неправильных по форме участков, представляющих структуры геосинклинального типа, разделенные
обширными полями глубоко метаморфизованных пород нижнего архея. Между верхнеархейскими
и нижнепротерозойскими толщами почти повсеместно наблюдается резко выраженное несогласие.
Для верхнего архея характерны различные вулканиты с преобладанием основных: толеитовые базальты, коматииты, диабазы, андезибазальты. Часто встречается шаровая отдельность. Из
обломочных пород преобладают граувакки, аркозы, алевролиты, пелиты и конгломераты.
Самые распространенные тектонические структуры - гнейсовые и гранито-гнейсовые купола, диаметром 10-40 (не более 100) км. Купола окаймляются зеленосланцевыми породами и образуют целые группы, слагающие протяженные "гранит-зеленокаменные пояса", располагающиеся между относительно стабильными массивами - протоплатформами.
Зеленокаменные пояса представляют собой, наиболее вероятно, обширные прогибы, осложненные разломами и возникшие в результате глобального растяжения земной коры. По мнению
Л.И.Салопа, системы прогибов и разделяющих их поднятий следует рассматривать как древнейшие геосинклинальные области - протогеосинклинали.
Зеленокаменные пояса распределены неравномерно. Области развития нижнеархейских
толщ, лишенные зеленокаменных поясов, вероятно, являются древнейшими более стабильными
элементами земной коры, которые могут быть названы протоплатформами.
Наиболее полные и лучше всего изученные разрезы верхнего архея находятся в Южной Африке, Канаде и Западной Австралии.
Поле развития надсерии Свазиленд (ЮАР, Свазиленд) - стратотипа верхнего архея - находится в горном районе Барбертон и представляет собой в структурном отношении Свазилендский
синклинорий.
По данным Д.Хантера, нижняя часть разреза представлена древним гнейсовидным комплексом, состоящим из пород амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма. Они сформированы задолго до накопления надсерии Свазиленд и встречаются в этой последней в виде галек
конгломератов.
Породы надсерии Свазиленд характеризуются, в отличие от пород основания, низкими ступенями метаморфизма (зеленосланцевая фация) с хорошо различимыми первичными структурами.
Снизу вверх в этой"надсерии выделяются три серии: Онвервахт, Фиг-Три иМодис.
Серия Онвервахт подразделяется на три формации:
Нижний Онвервахт: основные подушечные лавы и линзы ультрабазитов, тонкие прослои
черных кремнистых пород, кислые туфы. Ультраосновные и основные породы богаты Mg и бедны
А1 и К и выделены в особую группу коматиитов мощностью более 2 км
Средний Онвервахт (формация реки Комати): подушечные базальты и ультраосновные лавы,
полевошпат-порфировые интрузивы (3-4 км).
Верхний Онвервахт - циклическое повторение подушечных базальтов или андезитов, кислых
лав и кремнистых пород (5 км).
Серия Фиг-Три (фиговое дерево) включает (снизу вверх):
- хемогенные осадки (полосчатые кремнистые, тальк-карбонатные, кварц-серицитовые породы);
- граувакки, глинистые сланцы, полосчатые кремнистые породы;
- граувакки, глинистые сланцы, железистые кварциты, туфы.
Общая мощность серии Фиг-Три более 2 км.
99
Серия Модис лежит с несогласием и представлена полимиктовыми конгломератами, полевошпатовыми песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами (мощность 3,1 км).
Общая мощность надсерии Свазиленд до 16 км.
После отложения пород серии Модис все толщи надсерии Свазиленд были смяты в складки, разбиты крутыми надвигами на чешуйчато и веерообразно расположенные пластины и интрудированы
многочисленными телами гранитоидов, древнейшие из которых имеют возраст 3-3,4 млрд. лет.
Надсерия Свазиленд относится к древнейшим образованиям зеленокаменных синклинориев.
На Канадском щите в качестве парастратотипа верхнего архея рассматриваются осадочновулканогенные толщи провинции Сьюпериор (оз. Верхнее).
Они слагают зеленокаменные пояса - удлиненные изолированные участки синклинорного
строения, в которых линейные, часто изоклинальные складки чередуются с куполовидными
структурами. Зеленокаменные пояса разделены полями гранитоидов, гранито-гнейсов и гнейсов.
Зеленокаменные толщи обычно имеют трехчленное строение: внизу и вверху - обломочные
породы, иногда вулканиты, в средней части преобладают вулканиты.
Все зеленокаменные толщи прорваны крупными массивами биотитовых и амфиболовых гранитов и гранодиоритов с возрастом 2.600-2.800 млн. лет. Эти интрузии связаны с беломорским
(кеноранским) диастрофизмом.
На Балтийском щите образования верхнего архея лучше всего изучены в Карелии, на Кольском п-ове и на востоке Финляндии. В качестве регионального стратотипа принимается гимольская серия развитая в Карелии вблизи границы с Финляндией (в Финляндии это серия Иломанти).
Для этой серии характерно двучленное строение: внизу основные эффузивы, выше осадочные породы и кислые вулканиты.
Все верхнеархейские толщи Балтийского щита залегают трансгрессивно, иногда с конгломе
ратами в основании, на породах нижнего архея, главным образом на серых гнейсах, и перекрыва
т
ются с резким несогласием породами нижнего протерозоя.
Толщи верхнего архея прорваны большим количеством гранодиоритовых и микроклин-плагиоклазовых гранитных массивов с возрастом 2.600-2.800 млн. лет.
Корреляция верхнего архея Балтийского щита со стратотипом (ЮАР, Свазиленд): коматииты
Финляндии отвечают нижней части серии Онвервахт. Нижние вулканогенные толщи сопоставляются с верхней частью серии Онвервахт. Верхние вулканогенно-терригенные толщи отвечают серии Фиг-Три. Самые верхние свиты гимольской серии (окуневская, кейвская) примерно соответствуют серии Модис.
Общая мощность верхнего архея Балтийского щита 4-8 км (в 2-4 раза меньше, чем в стратотипе - в Южной Африке).
На Украинском щите верхний архей наиболее полно представлен в бассейне среднего течения Днепра, где развита конкско-верховцевская серия, залегающая несогласно на гнейсах нижнего
архея. В основании серии присутствуют высокоглиноземистые или чистые кварциты. Выше залегают метабазиты, средние и кислые вулканиты, реже метаосадочные породы (мощность до 5 км).
В средней части серии встречаются джеспилиты.
Породы серии залегают в узких, изогнутых в плане синклиналях, расположенных между куполами гнейсо-гранитов нижнего архея. Возраст гранитоидов, прорывающих зеленокаменные породы - 2.600-2.800 млн. лет.
Верхняя часть конкско-верховцевской серии приблизительно соответствует серии Фиг-Три.
Отложения верхнего архея по своему составу в различных районах мира очень похожи друг
на друга. Среди них, по данным Л.И.Салопа, выделяется четыре глобально выраженных литостратиграфических комплекса:
- коматиитовый (3.550-3.400 млн. лет);
- киватинский (3.400-3.200 млн. лет);
- тимискамингский (3.200-3.000 млн. лет);
- Модис (3.000-2.800 млн. лет).
100
I .Коматиитовый комплекс. Назван по типичной для него толще ультраосновных и базальтовых вулканитов, сформировавшихся на относительно небольших глубинах. Они известны в Южной Африке (стратотип), Северной Америке, Австралии, Индии, на Балтийском и Украинском щитах. С ними связаны месторождения хрома, никеля, асбеста.
Кроме коматиитов в состав комплекса входят обломочные породы (граувакки, конгломераты,
сланцы). Эти породы метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации. В прослоях кремнистых пород встречены первые, очень редкие микроскопические остатки прокариот. Мощность
комплекса первые километры (в стратотипе).
2. Киватинский комплекс. Стратотип - серия Киватин Канады; подсерия Телук Южной Аф
рики и другие подразделения на всех континентах. Внизу преобладают основные вулканиты (толеитовые базальты, диабазы, спилиты). Встречаются кремнисто-карбонатные породы крайне мелко
водного генезиса. Вверху - кислые и основные вулканиты и их туфы; подчиненно туффиты, обло
мочные и кремнистые породы, джеспилиты. Мощность до 9-10 км. Формирование комплекса за
вершилось довольно слабой свазилендской складчатостью, которая сопровождалась небольшими
интрузиями гранитов и гранодиоритов.
3. Тимискамингскип комплекс. Стратотип - серия Фиг-Три Южной Африки или серия Тимискаминг Канады. На киватинском комплексе залегает со стратиграфическим перерывом или сла
бым угловым несогласием. Состав - терригенные породы (главным образом граувакки) с подчи
ненными вулканитами и туфами, кремнистые породы, конгломераты, джеспилиты. Наблюдается
угасание вулканической активности, усиление колебательных движений. Осадконакопление про-"
исходило в мелководных бассейнах. Для осадочных пород часто характерна ритмичность.
4. Комплекс Модис. Стратотип - подсерия Модис в Южной Африке. Состав - главным обра
зом осадочные породы, сформированные в дельтовых условиях и прибрежной зоне: конгломера
ты, граувакки, кварциты, джеспилиты. Комплекс распространен не повсеместно.
Верхняя граница комплекса определяется проявлением беломорской (кеноранской) складчатости I порядка (2.600 млн. лет). Значительны в составе комплекса интрузии гранитоидов. На заключительном этапе внедрялись тела основных и ультраосновных пород, например, Великая Дайка Зимбабве.
В целом четыре комплекса слагают единый ряд - полный тектонический цикл:
1) коматиитовый - заложение подвижных зон, раздробление фундамента;
2) начало киватинского комплекса - возникновение тектонических поднятий; далее - вулка
низм толеит-риолитового типа. Геосинклинальные погружения;
3) тимискамингский комплекс - общая инверсия тектонического режима - свазилендский диастрофизм;
4) комплекс Модис - молассоподобные образования.
В позднем архее произошло утолщение коры и уменьшение суммарного количества радиогенного тепла, поэтому геотермический градиент снизился по сравнению с ранним археем. Глубинный магматизм был несколько слабее, чем в раннем архее, но по масштабам оставался значительным.
Образовывались крупные посторогенные интрузии основных и ультраосновных пород. Например, Великая Дайка Зимбабве (длина около 500 км, ширина ~ 6 км), пластовая расслоенная интрузия Стиллуотер (США) и др. Формирование крупных дайкоподобных тел указывает на то, что
в результате кеноранской (беломорской) складчатости земная кора стала настолько жесткой, что в
щей могли возникать глубокие гигантские трещины - разломы, достигавшие верхней мантии.
Физико-географические условия
По изотопному составу кислорода и отношению дейтерия к водороду в гидроксиле кремния различных пород верхнего архея температура воды составляла примерно от 90 до 65°С в конце зона.
Атмосферное давление было ниже^ чем в раннем архее, поскольку в конце раннего архея по-
101
явились карбонатные осадки, указывающие на то, что значительная часть углекислоты была изъята из атмосферы. Атмосферное давление в позднем архее оценивается примерно в 10-20 атм.
В первой половине позднего архея содержание СО2 в атмосфере все же оставалось значительным. Об этом свидетельствуют:
- высокая температура поверхности (парниковый эффект);
- интенсивный вулканизм;
- малое количество карбонатных пород.
В атмосфере было много паров воды, но отсутствовал свободный кислород. О восстановительном характере атмосферы свидетельствует также,отсутствие в разрезе верхнего архея красноцветных пород.
ПРОТЕРОЗОЙСКИЙ АКРОН (АКРОТЕМА) - PR
Термин "протерозойская группа" (греч. протерос - первичный, зоэ - жизнь) был предложен
английским ученым А.Седжвиком в 1887 г. для обозначения всех докембрийских образований, но
уже в 1888 г. Э.Эммонс и Д.Уолкотт придали ему такой смысл, который принят и сейчас, т.е. для
обозначения совокупности пород позднего докембрия, расположенных в разрезе между архейскими и фанерозойскими образованиями. В Стратиграфическом кодексе России (1992) протерозой,
как и архей, имеет ранг акрона (акротемы) и охватывает промежуток времени между 2600 и
570 млн. лет. Протерозойский акрон подразделяется на два зона - раннепротерозойский и по-;
зднепротерозойский.
РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИЙ ЭОН (НИЖНЕПРОТЕРОЗОЙСКАЯ ЭОНОТЕМА) - PR,
Общая характеристика
Раннепротерозойский зон охватывает события от конца кеноранского (беломорскогоJ диастрофизма (2600 млн. лет) до конца позднекарельского (выборгского) диастрофизма (1600-1650 млн.
лет). Этот отрезок геологической истории называют ещё карельским эоном, поскольку наиболее
характерные разрезы находятся в Карелии. Событием карельской складчатости (диастрофизма)
I порядка (1900 млн. лет) этот эон делится на ранний и поздний карелий (подразделения в ранге эр).
В Канаде ранний протерозой называют афебием. В Международной стратиграфической шкале
раннепротерозойскому зону соответствует палеопротерозойская эра.
Органический мир
В метаосадочных нижнепротерозойских образованиях часто встречаются микроскопические
прокариоты и продукты их жизнедеятельности (микрофитолиты). Особенно много фитолитов в
средней и верхней частях разреза. Кроме прокариот, по некоторым данным, появляются первые
эукариоты, клетки которых содержат ядро. В доломитах верхнего ятулия встречаются строматолитовые биогермы. В кремнистых породах среди джеспилитов - ископаемые остатки прокариот и,
возможно, эукариот.
Р АННЕК АРЕ Л ЬСК АЯ ЭРА (НИЖНЕКАРЕЛЬСКАЯ ЭРАТЕМА) -PR,1
Структуры земной коры и породообразование
На протяжении раннекарельской эры выделяются три тектонических цикла (диастрофизма),
связываемые с тремя интервалами подъема термального фронта, происходившими примерно через 200 млн. лет. Два ранних диастрофизма (селецкий и ладожский) были слабыми (III порядка), а
третий (карельский) исключительно интенсивным. Он проявился главным образом в протогеосинклиналях.
102
На протоплатформенных массивах, сложенных архейскими комплексами, метаморфизм не
превышает зеленосланцевой фации. В протогеосинклинальных областях он достигает амфиболитовой фации. С карельским тектогенезом связаны различные по составу интрузии (от ультраосновных до кислых). С гранитами ассоциируют разнообразные пегматиты.
На протоплатформенных массивах в конце эры сформировались дифференцированные металлоносные (Ni, Co, Cr, Ti, Pt и др.) интрузивы габбро-норитового состава - Садбери на Канадском щите, Бушвельдский в Южной Африке. Оба они имеют лополитообразную форму.
В раннекарельскую эру выделяются различные формационные типы отложений: эвгеосинклинальные, миогеосинклинальные, платформенные, а также отложения различных палеогеогра
::
фических обстановок: морские, дельтовые, континентальные, ледниковые и др.
Раннекарельские кратоны в отношении тектонического режима занимают промежуточное положение между протоплатформами позднего архея и настоящими платформами позднего докембрия и фанерозоя. Сформировавшиеся к этому времени кратоны (свыше 30) обладают автономной
тектонической структурой, независимой от структур складчатого обрамления, угловатыми очертаниями. Кратоны разделяются раннепротерозойскими мобильными поясами, для которых характерны зеленокаменные комплексы и серии гранито-гнейсовых окаймленных куполов.
В раннекарельскую эру гнейсовые купола встречаются реже, чем в позднем архее, чаще всего
в виде изолированных структур как в геосинклинальных, так и в платформенных областях. Особенно отчетливо они выражены там, где кристаллический фундамент залегает сравнительно не-t
глубоко. Происхождение их такое же, как и более древних, но в отношении некоторых куполов
предполагается участие ударных явлений, т.е. падения метеоритов (например, купол Вредефорт в
Южной Африке диаметром 75 км или массив Садбери в Канаде размером 60 х 30 км).
В составе нижнекарельской эратемы развиты все главные формационные типы отложений эвгеосинклинальные, миогеосинклинальные и платформенные. Особенно широко представлены
два последних типа, которые до этого отсутствовали. Эвгеосинклинальные отложения обычно
представлены одной, но мощной серией, реже двумя-тремя сериями. Роль вулканитов меньше,
чем в позднем архее. По составу это толеитовые базальты, спилиты, кератофиры. Коматииты редки. Миогеосинклинальные отложения: железорудные формации и золото-ураноносные конгломераты. Платформенные отложения: кварциты с косой слоистостью, знаками ряби; конгломераты,
аркозы, граувакки, доломиты (строматолитовые), графитовые сланцы, шунгиты; эвапориты.
Во многих районах на нескольких стратиграфических уровнях установлены тиллиты, что
является свидетельством оледенений. Метаморфизм в основном зеленосланцевый, есть и амфиболитовой фации в зависимости от тектонического положения.
Возраст гранитов, рвущих нижнекарельские образования, в пределах 2000-1900 млн. лет.
Вулканиты в платформенных и миогеосинклинальных отложениях - основного и среднего
состава (диабазы, андезиты, порфириты диабаз-порфиритовой и трапповой формаций).
В качестве стратотипа нижнекарельской эратемы принята карельская надсерия (комплекс^
широко развитая в восточной части Балтийского щита.
Выделяются два основных типа отложений: субплатформенные и миогеосинклинальные.
Первые развиты в пределах Карельского массива; вторые прослеживаются в обрамлении массива,
в пределах Саво-Ладожской и Лапландско-Беломорской зон карелид.
Субплатформенные отложения характеризуются небольшой мощностью, сравнительно простой
складчатостью (часто приразломного типа), слабым метаморфизмом (зеленосланцевая фация), наличием большого числа перерывов, очень широким распространением зрелых осадочных пород.
Миогеосинклинальные отложения отличаются большей мощностью, интенсивной складчатостью, более сильным метаморфизмом (до амфиболитовой фации), наличием в верхней части надсерии ритмично-слоистой граувакко-сланцевой толщи флишоидного типа. Имеется много гранитных массивов.
103
На Балтийском щите (Карелия) в стратотипической местности распространены отложения
карельской надсерии.
Сводный разрез карельской надсерии следующий (снизу вверх, рис. 40):
Карельская надсерия разделена на шесть серий, а серии - на свиты. Две нижние серии (тунгудско-надвоицкая и сариолийская) выделяются как доятулийские образования, две средние (сегозерская и онежская)
- как ятулий, две верхние (ладожская и венская) -как
постьятулий. Перечисленные серии залегают одна на другой
со стратиграфическим перерывом, а иногда со слабым
угловым несогласием (рис. 40).
Доятулийские и постьятулийские серии развиты локально, тогда как ятулий распространён широко, почти повсеместно.
1.Доятулийские ( о б р а з о в а н и я ) с е р и и .
Тунгудско-надвоицкая серия начинается полимиктовы-ми
и кварцевыми конгломератами и кварцитами, которые выше
сменяются метаморфизованными вулканитами (лавами и
пирокластическими породами) основного, затем кислого
состава. Для лав основного состава характерна шаровая и
подушечная отдельность. Серия залегает со структурным
несогласием на различных породах архея или на коре
выветривания допротерозойского возраста. Мощность серии
2-4 км. Она прорывается основными и ультраосновными
интрузиями с возрастом 2,45 млрд. лет и перекрывается со
структурным несогласием сариолийской серией (там, где
последняя присутствует).
Сариолийская серия развита локально на Карельском
массиве, залегает резко несогласно на породах нижнего и
верхнего архея. Состав: валунно-галечные конгломераты,
гравелиты, аркозы (300-800 м); верхняя часть вулканогенная
(до 1200 м): диабазы, андезиты, туфы.
2. Я т у л и й подразделен на нижний и верхний.
Нижний ятулий (сегозерская серия): кварциты, конгломераты, аркозовые песчаники, алевролиты, филлиты,
доломиты (700-1000 м); выше - осадочно-вулканогенная
подсерия (750 м). В осадочных породах - признаки мелко- „
ВОДЬЯ.
Рис. 40. Сводная стратиграфическая колонка докембрия Карелии (схема). Условные
Верхний ятулий (онежская серия): нижняя осадочная обозначения см. в конце книги (заимствоваподсерия содержит признаки мелководья - песчаники, ноуЕ.В.Владимирскойидр., 1985)
алевролиты, аргиллиты, мергели, доломиты со строматолитами и онколитами, шунгиты
(метаморфизованные глинисто-алевритовые породы с содержанием углерода 40 % и более),
джеспилиты, фосфатоносные карбонатные породы. Мощность 800-1500 м. Верхняя подсерия
(350-500 м): туффиты, туфы, туфоконгломераты, ультраосновные и основные эффузивы (в том
числе шаровые лавы).
В основании нижнего и верхнего ятулия имеются перерывы и небольшие несогласия. Время
формирования верхнего ятулия (онежской серии) 2300 млн. лет. В целом ятулий имеет возраст
2450-2180 млн. лет.
104
3. П о с т ъ я т у л и й с к и е с е р и и . Ладожская (или калевийская) - мощная (до 4 км) серия терригенных флишоидного типа отложений. На ятулии залегает несогласно, с крупным перерывом, в нижней части - тиллитоподобные конгломераты. Породы ладожской серии сильно дислоцированы и зонально метаморфизованы, их возраст 1830-1900 млн. лет. На Кольском полуострове в нижней части - графитистые сланцы, кварциты, доломиты, выше - шаровые лавы основного и ультраосновного состава, туфы, тиллиты мощностью 50-200 м.
Венская серия мощностью до 2 км. Терригенные породы: внизу темно-серые кварц-полевошпатовые и аркозовые песчаники (каменоборская свита), выше - красные и розовые песчаники, нередко с косой слоистостью, прослои алевролитов и глинистых сланцев; вверху - кварцевые конгломераты и аркозы {шокшинская свита). Возраст вепских отдложений (бывший иотний) 1990 млн. лет.
На Украинском щите в связи с крупными железорудными месторождениями нижнекарельская эратема изучена более детально. Она представлена криворожской надсерией, слагающей широкую меридиональную полосу в средней части Украинского щита, ограниченную с востока и запада массивами верхнего архея. В составе надсерии выделяются две - три серии. Наибольший интерес представляет саксаланская серия (мощностью до 2 км), подразделенная на три "отдела":
нижний (зеленокаменные эффузивы, аркозовые песчаники, кварциты, филлиты), средний - "железорудная формация" - мощная толща сланцев (тальковых, биотитовых, хлорит-серицитовых и
др.), железистых кварцитов (джеспилитов); выделяется до шести - семи горизонтов джеспилитов;
породы сильно дислоцированы, но нигде не прорваны гранитными интрузиями; верхний "отдел*
(сопоставляется с ладожской серией Балтийского щита) - кварциты, углисто-глинистые, хлоритовые сланцы, железистые кварциты, карбонатные породы, конгломераты, напоминающие тиллиты.
Овручская толща - аналог вепской серии: песчаники, кварциты, пирофиллитовые сланцы.
Толща залегает почти горизонтально.
В Воронежской антеклизе докембрийские образования делятся на три серии: обоянскую
(AR|), Михайловскую (AR2), курскую (PR]). Последняя {курская) серия состоит из трех свит, из которых средняя - железорудная: два - пять пластов железистых кварцитов мощностью до 500 м
(Курская магнитная аномалия).
Восточная Сибирь. Наиболее полные разрезы нижнего Карелия находятся в Олёкмо-Витимской горной области - в западном обрамлении Алданского щита, который представлял в раннем
протерозое платформенную структуру. Отложения нижнего Карелия образуют удоканскую надсерию, в составе которой выделяются три серии (снизу вверх): кодарская, чинейская и кеменская.
Кодарская серия мощностью 5 км подразделяется на пять свит, сложена метапесчаниками с
прослоями биотитовых и андалузитовых сланцев, амфиболитов, мраморов, биотитовыми сланцами, филлитами, кварцитами. На ней с несогласием лежит чинейская серия мощностью 2-3 км, сложенная песчаниками со знаками ряби, розовыми кварцитами, тонкослоистыми магнетитовыми породами, доломитами, медистыми алевролитами со знаками ряби, трещинами усыхания, лилово-серыми алевролитами с глиптоморфозами по галиту, гипсу, доломиты со строматолитами. Выше кеменская серия мощностью 4,5 км, состоящая из аркозовых песчаников, конгломератов (тиллитов?), медистых песчаников с косой слоистостью, знаками ряби.
Удоканская надсерия смята в брахиформные складки, огибающие выступ Чарской глыбы на
западе Алданского щита. Метаморфизм от зеленосланцевой до амфиболитовой фаций (возрастает
по мере удаления от Алданского щита). Породы надсерии прорваны гранитами с возрастом 1900
млн. лет. Чинейская серия приблизительно сопоставляется с ятулием, а кеменская серия - с вепсием.
В Южной Африке находятся прекрасные разрезы нижнего протерозоя, которые могут служить стратотипом для всей Африки и парастратотипом для эонотемы в целом. Эти разрезы в пре-
105
делах Трансваальского блока Родезийско-Трансваальского щита включают пять последовательно
залегающих одна на другой "систем", или серий: Доминион Риф, Витватерсранд, Вентерсдорп,
Трансвааль и Матсап. Первые три тесно связаны между собой и, объединяются иногда под названием Витватерсрандской триады (надсерии) (рис. 37).
Перечисленные серии выполняют прогиб типа синеклизы субширотного простирания
(650 х 350 км). В центре прогиба размещается огромный Бушвельдский плутон (лополит) сложного строения и многофазного развития (габбро, нориты и др.).
Сводный разрез нижнего протерозоя Южной Африки следуювдга^сннзу вверх):
1. На кристаллическом фундаменте с несогласием залегает серия Доминион-Риф, развитая не
повсеместно. Сложена серия кварцитами, аркозами, гравелитами, конгломератами (в том числе зо
лото-урановыми), вулканогенными породами. Мощность ее до 1500 м.
2. Серия Витватерсранд. Кварциты косослоистые, прослои глинистых сланцев, гравелитов,
конгломератов, средние лавы, железистые кварциты, тиллиты, горизонты ("рифы") конгломератов
и кварцитов с золотом и ураном. Дельтовые веера указывают на перенос материала с севера реч
ными потоками. Мощность серии до 7 км.
3. Серия Вентерсдорп залегает согласно на предыдущей и сложена андезитовыми лавами, ту
фами, туффитами, конгломератами, песчаниками, сланцами, известняками, кварцевыми порфира
ми, андезитами, кремнистыми сланцами. Встречаются горизонты строматолитов. Мощность око
ло 4,5 км.
4. Серия Трансвааль. Залегает трансгрессивно. Состав: кварциты, тонкие прослои золотонос
ных конгломератов, доломиты, строматолитовые известняки, джеспилиты (промышленное значе
ние), псефиты, глинистые сланцы со знаками ряби и трещинами усыхания, сланцы с горизонтами
тиллитов, андезитовые лавы, силлы диабазов. Мощность 6 км.
5. Серия Матсап - толща красных косослоистых песчаников, кварцитов, гравелитов, конгло
мератов, андезитовые лавы. Залегает несогласно на предыдущей серии. Мощность до 4 км.
Возраст Витватерсрандской триады (надсерии): нижняя граница - залегание на гранитах,
рвущих надсерию Свазиленд; возраст их 2800 млн. лет. Верхняя граница определяется временем
внедрения Бушвельдского плутона (2050 млн. лет).
На Канадско-Гренландском щите отложения нижнего протерозоя - нижнекарельской эратемы (PR/) развиты широко (рис. 37). Они представлены платформенной надсерией Гурон и геосинклинальной надсерией Анимики.
1. Надсерия Гурон (афебий) разделяется на четыре серии, залегающие между собой с пере
рывом, но без углового несогласия. Серия Эллиот-Лепк: аркозы, конгломераты с золото-урановым
оруденением, основные и кислые вулканиты, песчаники, аргиллиты. Выше - серия Хуг-Лейк: кон
гломераты, тиллиты, аргиллиты, алевролиты; мощность до 3 км. Далее серия Квирк-Лейк: тиллитоподобные конгломераты, граувакки, известняки, доломиты. Серия Кобальт: тиллиты, пачки
ленточных алевролитов, кварциты, иногда высокоглиноземистые, алевролиты с глиптоморфозами
каменной соли и гипса, красные алевролиты, гематитовые кварциты.
Гуронские отложения сформировались в прибрежно-морских и континентальных условиях.
Ткплиты свидетельствуют о существовании оледенения. Гуронские тиллиты имеют мощность 300 м
при площади свыше 50000 км 2. В верхней части - признаки засолонения. Породы слабо изменены, образуют крупные пологие складки.
Возраст: трансгрессивно залегают на нижнем архее и гранитоидах с возрастом 2 8002600 млн. лет, а сами прорываются дайками диабазов, плутоном габбро-норитов Садбери (возраст
3050-2200 млн. лет).
2. Надсерия Анимики вмещает крупные железорудные месторождения. Наиболее полный
разрез в штате Мичиган, где она делится на четыре серии и большое число свит. Состав: тиллиты,
106
кварциты, сланцы, доломиты (строматолитовые), кремнистые породы, конгломераты, известняки,
джеспилиты, графитистые сланцы, сидеритовые руды. Общая мощность до 12 км.
Во всем мире в составе нижнекарельской эратемы выделяются шесть литостратиграфических комплексов. В стратотипическом разрезе Карелии и Кольского п-ова присутствуют все
шесть комплексов, но некоторые из них лучше представлены в других регионах. Снизу вверх выделяются следующие комплексы:
1. Доминион-рифский (тунгудско-надвоицкий) комплекс (2800-2750 млн. лет) развит локаль
но. Основные, реже кислые вулканиты, чередуются с терригенными породами. Данный комплекс
залегает резко несогласно на верхнем архее. В ЮАР серия Доминион-Риф перекрывает граниты с
возрастом 2850 млн. лет (купол Вредефорт). Аналоги: новокриворожская серия Украины, нижняя
часть удоканской серии, нижняя часть серии Эллиот-Лейк и др.
2. Витватерсранд (2750-2450 млн. лет). Терригенные отложения, заключающие до трех го
ризонтов тиллитов. В нижней части комплекса - золото-урановые конгломераты, имеющие боль
шое практическое значение. В верхней части - вулканиты. После формирования комплекса имел
место селецкий диастрофический эпизод III порядка. Аналоги: сариолийская серия Карелии, ахмалахтинская серия Кольского п-ова, верхняя часть кодарской надсерии удоканской серии Восточ
ной Сибири, верхняя часть серии Эллиот-Лейк, серии Хуг-Лейк, Квирк-Лейк и нижняя часть серии
Кобальт гуронской надсерии Канады.
3. Нижнеятулийский комплекс (2450-2350 млн. лет). Стратотипом является сегозерская серия
Карелии. Терригенные, отчасти терригенно-карбонатные отложения с большим количеством квар
цитов. В нижних горизонтах кварцитов иногда присутствуют кварцевые конгломераты с небога
тым золото-урановым оруденением. В карбонатных породах содержатся строматолиты, иногда
слагающие крупные биогермы. В сланцево-карбонатных толщах - пластовые тела джеспилитов,
образующие крупные месторождения (Кривой Рог, Курская магнитная аномалия, Бразилия и др.).
Аналогом является также нижняя часть чинейской серии удоканской надсерии Восточной Сибири,
верхняя часть серии Кобальт Канады.
4. Верхнеятулийский (анимикийский) комплекс (2350-2200 млн. лет). В основании - конгломе
раты, мелководные песчаники. Кварцито-сланцевые и доломитовые толщи, иногда вмещающие
мощные горизонты джеспилитов. К этому комплексу приурочены гигантские месторождения же
лезных руд района оз. Верхнего в США, Лабрадора в Канаде, басе. Хамерсли в Австралии. В до
ломитах часты строматолитовые биогермы. В конце - слабая складчатость ладожского диастрофического эпизода III порядка (2200-2160 млн. лет).
5. Ладожский (трансваалъекий) комплекс (2200-2000 млн. лет). Залегает несогласно. Флишоидные терригенные или терригенно-карбонатные отложения. В нижней части - тиллиты (самый
верхний уровень ледниковых отложений в нижнем протерозое). В верхней части - разнообразные
вулканиты (от ультраосновных до кислых и щелочных). Среди флишоидных отложений часто
встречаются черные углеродистые сланцы и алевролиты, обогащенные сульфидами (черносланцевая формация). На Кольском п-ове и в Финляндии к таким толщам приурочены интрузивные и эк
струзивные тела гипербазитов, несущие медно-никелевое (или медное) оруденение. Распростра
нены джеспилиты.
6. Венский комплекс (~2000 млн. лет). Терригенные, иногда красноцветные, молассоподобные
отложения. Залегают часто с перерывом на более древних. Кварцевые и аркозовые песчаники, гра
велиты. Наблюдаются признаки мелководья. В Восточной Сибири к этому комплексу приурочены
месторождения медистых песчаников (кеменская серия удоканской надсерии). Раннекарельская
эра завершается карельским диастрофизмом I порядка (2000-1900 млн. лет). Вепский комплекс
представляет собой раннюю молассу.
107
ПОЗДНЕКАРЕЛЬСКАЯ ЭРА (ВЕРХНЕКАРЕЛЬСКАЯ ЭРАТЕМА) - PR,2
Структуры земной коры и породообразование
Время формирования верхнекарельской эратемы - 1900-1650 млн. лет.
Отрезок геологической истории с 1900 до 1600-1650 млн. лет, согласно действующей геохронологической шкале (табл. 1, цв. вкл.), называется верхней частью позднего протерозоя, или поздним карелием. Л.И.Салоп предлагает именовать его акитканием по стратотипу в Байкальской
складчатой области.
Стратотип верхнекарельской эратемы - акитканстя серия хр. Акиткан, прослеженная в виде
субмеридионального пояса шириной до 50 и длиной свыше 500 км, примерно вдоль границы Байкальской складчатой области и Сибирской платформы. В большинстве мест акитканская серия соприкасается с древними образованиями по разломам, но в некоторых участках наблюдаются ненарушенные взаимоотношения с зеленокаменными толщами муйской серии и плагиогранитами архея, а также с заминской серией нижнего протерозоя. Всюду между ними фиксируются угловые
несогласия или трансгрессивное залегание. На западе и юге прогиба акитканская серия и рвущие
ее граниты перекрываются осадочными отложениями байкальской серии среднего рифея и мотской свиты венда-нижнего кембрия.
Акитканская серия подразделяется на ряд свит. Это снизу вверх: малокосинская, хибеленская
и чайская. Малокосинская свита - зеленовато-серые и красноцветные песчаники с косой слоистостью и трещинами усыхания, конгломераты, туфы; мощность 0,6-1,5 км. Хибеленская свита - серые, лиловые порфиры, туфы, игнимбриты, прослои осадочных пород. Мощность до 4,5 км. Чайская свита - лиловые, розовые аркозовые песчаники, прослои конгломератов, гравелитов, алевролитов, сменяющихся выше хорошо сортированными светло-серыми и розовыми кварцито-песчаниками, кварцевыми гравелитами и мелкогалечными конгломератами, содержащими тонкие прослойки известняков со строматолитами, а также силлы диабазов и габбро-диабазов. Мощность
чайской свиты 3-3,9 км. Залегание свит согласное. Условия накопления пород - континентальные,
дельтовые, кроме чайской свиты, которая сформировалась в прибрежно-морской обстановке.
Аналогами акитканской серии в других регионах мира являются: анапская и тепторгинская
серии Байкальской горной области, майтюбинская серия Казахстана, серии Дели и Дхандщори
Индостана, субиотнийская серия Швеции, серии Летития-Лейк, Нижний Дубонт Северной Америки, серия Ватерберг Южной Африки и ряд других.
Верхнекарельская эратема сложена супракрустальными и плутоническими породами, сформированными после окончания карельского цикла диастрофизма и до окончания выборгского диастрофизма (1900-1600 млн. лет). Осадочно-вулканогенные отложения эратемы принадлежат особым - тафрогенным (греч. тафрос - ров) формациям, которые возникли в тектонических депрессиях на древних
платформах и на стабилизированных карельской складчатостью участках древвих геосинклинальных
областей. Отложения этой эратемы образуют самостоятельный крупный структурный этаж, отличающийся как от нижних карелид, так и от образований позднего протерозоя (рифея). АИЛ для позднего
Карелия характерны континентальные осадочно-вулканогенные толщи, иногда фациально
замещаемые или перекрываемые континентальными и прибрежно-морскими осадочными
толщами с подчиненным количеством вулканитов. Эти толщи однообразны на всех континентах и
представляют собой чередование вулканитов, преимущественно кислого состава, туфов, туффитов
и обломочных терригенных пород. Мощности могут быть значительными, до 10 км.
Все эти толщи лежат резко несогласно на различных более древних породах и перекрываются также несогласно рифеем. Существенно, что отложения верхнего Карелия во многих случаях
залегают на глубоко эродированных, сильно складчатых метаморфических толщах нижнего Карелия или на рвущих последние абиссальных гранитах карельского цикла. При этом сами они часто
мало изменены и слабо дислоцированы.
В ряде районов верхнекарельская эратема состоит из двух, изредка большего числа серий,
разделенных перерывами, иногда и угловыми несогласиями, ко времени формирования которых
были приурочены интрузии субвулканических гранитов. Нижние свиты эратемы обычно вулкано108
генные, верхние осадочные.
Среди вулканитов доминируют кварцевые порфиры, ортофиры, монцонит-порфиры, туфолавы, туфы, игнимбриты; в подчиненном количестве основные эффузивы.
Осадочные породы представлены преимущественно грубозернистыми разностями: конгломератами, гравелитами, полимиктовыми и кварцевыми песчаниками. Широко развиты также алевролиты, аргиллиты, глинистые сланцы. Песчаники красноцветные, часто с косой слоистостью, знаками ряби, трещинами усыхания. Терригенные породы иногда содержат прослои железных руд;
вместе с тем джеспилиты отсутствуют.
Для позднекарельского цикла характерен колоссальный по масштабам кислый вулканизм и
комагматичные гранитоиды. Субвулканические гранитоиды связаны с вулканитами (калиевые,
микроклиновые граниты). Более крупные интрузивы мезоабиссальных гранитов приурочены к зонам разломов. Распространены также анортозиты, габброиды. Исключительно характерны граниты рапакиви. Возраст последних 1500-1800 млн. лет.
Для данной эратемы характерны низкие и средние ступени зелено сланцевой фации метаморфизма.
Осадочно-вулканогенные и интрузивные породы приурочены обычно к грабенам, рифтам,
приразломным впадинам, авлакогенам, краевым прогибам и другим подобным структурам.
В составе верхнего Карелия выделяются два структурных подъяруса, разделенные перерывом: нижний сложен главным образом кислыми эффузивами, верхний - существенно осадочный.
Это соответственно хибеленский и чайский литостратиграфические комплексы, мощностью 5-6 км
каждый. Оба комплекса прорваны гранитами рапакиви, габброидами и анортозитами.
Хибеленский литостратиграфический комплекс сложен континентальными толщами двух литогенетических типов. К одному из них, главному, относятся существенно вулканогенные толщи
кислых пород и их туфов с подчиненным количеством обломочных пород. Другой тип отложений
представлен терригенными, часто красноцветными породами.
Чайский литостратиграфический комплекс, залегающий в основном несогласно на предыдущем, образован континентальными терригенными, часто красноцветными породами с покровами
основных и кислых лав. В верхней части им на смену приходят мелководно-морские, отчасти дельтовые песчано-сланцевые отложения, иногда заключающие пачки известняков со строматолитами.
Деформации толщ верхнего Карелия произошли во время позднекарельского (выборгского)
диастрофизма II порядка.
Физико-географические условия раннего протерозоя
Соотношение изотопов кислорода в кремнистых породах Австралии указывает на среднюю
температуру мелководного моря в середине раннего протерозоя порядка 60°С. Широкое развитие
карбонатных пород свидетельствует о снижении содержания углекислого газа в атмосфере и, как
следствие, о снижении парникового эффекта. Среди карбонатных пород преобладают доломиты,
легче выпадавшие в осадок по сравнению с кальцитом при сравнительно высоком содержании углекислого газа в атмосфере и воде.
В раннем Карелии имели место четыре глобальных оледенения. Похолодания были резкими и
кратковременными, т.е. вызывались скорее всего космическими причинами.
Для древнейших образований нижнекарельской эратемы (комплекс Доминион-Риф) характерны, с одной стороны, очень зрелые породы (кварциты), с другой - граувакки, полимиктовые
конгломераты. Это указывает на сочетание равнинных и относительно пересеченных участкод
Основные лавы верхней части комплекса изливались в мелководных условиях, кислые - на суше.
109
Формирование золото-урановых конгломератов (комплекс Витватерсранд, Южная Африка)
было возможно при относительно стабильном платформенном или субплатформенном режиме,
наличии обширных областей пенепленизированной суши и мелководных бассейнов и, кроме того,
только в бескислородной среде или при очень малом содержании кислорода в атмосфере. Однако
, уже в середине раннепротерозойского зона впервые появляются красноцветные и окисленные железорудные породы. Массовое распространение получают микроскопические остатки цианобионтов, обладавших фотосинтезом, что и привело к появлению кислородной атмосферы. Поэтому в
середине зона произошло важное изменение состава атмосферы: из бескислородной она стала
кислородсодержащей, хотя количество кислорода, вероятно, не превышало первых единиц процентов от современного содержания. По мнению Л.И.Салопа, содержание кислорода, равное 1 %
от современного (уровень Пастера), было достигнуто только во второй половине раннепротерозойской эры, когда появились первые эукариоты.
Наличие эвапоритов (галит, гипс) в некоторых сланцево-карбонатных отложениях (например,
в удоканской надсерии) указывает на то, что имелись бассейны с повышенной минерализацией
воды.
Источниками железа и кремнезема для образования полосчатых железисто-кремнистых пород могли быть коры выветривания и подводные вулканические излияния. Широкая миграция железа возможна только при отсутствии или дефиците свободного кислорода, поскольку беспрепятственно могут переноситься в воде только его двухвалентные соединения. Зоны осаждения железа
- прибрежные участки морей - являлись также зонами широкого развития цианобионтов, продуцирующих кислород.
Обогащенные фосфором песчано-карбонатные породы - признак биогенных процессов. Углеродистые сланцы с вкрапленностью сульфидов (черносланцевая формация) - следствие сероват
дородного заражения бассейнов.
110
Гл ав а 7
ПОЗДНЕПРОТЕРОЗОЙСКИЙ ЭОН
(ВЕРХНЕПРОТЕРОЗОЙСКАЯ ЭОНОТЕМА) - PR,
РИФЕЙ-R
Общая характеристика
Позднепротерозойский эон продолжался с 1650 до 570 млн. лет. Большую его часть составляет рифей, ранг которого не совсем ясен, последние 80-100 млн. лет - венд, продолжительность которого соответствует интервалу периода. Отложения верхнего протерозоя гораздо слабее, чем
предшествующие, затронуты метаморфизмом (геосинклинальные породы только в зеленосланцевой фации), часто вообще неметаморфизованы. Для расчленения верхнепротерозойских отложений, как уже говорилось выше, в принципе возможно применение биостратиграфического метода.
По этим соображениям авторы сочли возможным выделить поздний протерозой в отдельную главу. Верхнепротерозойская эонотема развита весьма широко во всех регионах мира.
"Рифейская группа" была выделена в 1945 г. Н.С.Шатским (Рифей - древнее название Трала")
в Башкирском антиклинории. Под этим названием объединялись верхнепротерозойские толщи от
бурзянской серии внизу до каратавской серии вверху. Согласно действующей стратиграфической
схеме докембрия России (табл. 1, цв. вкл.), рифей, как и поздний протерозой, большей частью которого он является, имеет ранг зона.
Рифей подразделяется на три эры: раннерифейскую - R, (-1600-1350), среднерифейскую - R2
(1350-1000) и позднерифейскую - R3 (1000-650 млн. лет). На совещании в г.Уфе в 1990-гг^ля этих
подразделений приняты также наименования соответственно бурзяний, юрматиний и каратавий,
однако целесообразность употребления этих названий обсуждается.
В течение рифея осуществлялись пять фаз складчатости: кибарская II порядка (1400-1300),
авзянская III порядка (1250-1200), гренвильская I порядка (1100-1000), луфилианская II порядка
(780), байкальская (катангская) I порядка (680-650 млн. лет).
Органический мир
Важнейший рубеж в развитии органического мира совпадает с началом позднего протерозоя,
когда повсеместно появились достоверные эукариоты - организмы, клетки которых имели обособленные ядра. Эукариоты перешли частично к кислородному дыханию или могли чередовать
кислородное дыхание с брожением в зависимости от меняющихся условий обитания. Среди них
появились первые планктонные организмы.
Второй важнейший рубеж совпадает с началом среднего рифея, когда появились примитивные многоклеточные организмы среди растений и животных. В составе последних были уже не
только неподвижные бентосные формы, но и подвижные илоеды. Предполагают, что следами жизнедеятельности последних являются катаграфии, встреченные в отложениях с возрастом
1200 млн. лет. В среднем рифее отмечены также акритархи, которые по внешнему виду напоминают споры растений, но представляют остатки фито- и зоопланктона. Таким образом, в среднем
рифее жизнь на Земле стала более обильной и разнообразной. Особенно пышное развитие получили цианобионты (сине-зеленые водоросли), остатки жизнедеятельности которых - строматолиты - имеют важное значение для стратиграфии рифея. В России впервые была разработана ме-
111
тодика их изучения и практического применения. По строматолитам удалось выделить четыре
подразделения рифея; для каждого из них установлены свои характерные группы родов, различающиеся по морфологии построек (рис. 4.1).
Рис. 41. Строматолиты рифея Урала и некоторых других районов России. По Б.М.Келлеру (1968) /, 2, 46, 8-16 - общий вид построек; 3, 7, 17 - продольное сечение столбиков; 1-3 - Kussiella; 4-7 - Baicalia; 8-10 Tungussia; 11-13 - Minjaria; 14-17 - Gymnosolen
Этап развития органического мира, начавшийся в среднем рифее, связан с достижением точки (уровня) Пастера. В это время содержание кислорода в атмосфере превысило 0,2%, что обеспечивало защиту организмов от ультрафиолетового излучения дополнительно к метровому слою
воды. Животные полностью перешли к кислородному дыханию и смогли подниматься к водной
поверхности. Типичной эдиакарской фауны в отложениях позднего рифея с достоверностью обнаружить не удалось, однако, судя по новейшим данным М.Б.Гниловской (Притиманье, юго-восток
Синокорейского кратона), выявляются остатки древнейших аннелидоморфных организмов, известных у китайских исследователей как Protoarenicola и др. (Соколов, 1999); изотопный возраст по
глаукониту 738,5 млн.лет. В целом же для рифея характерен значительно более разнообразный
112
бактериально-фйтопланктонный биос. В мелководных эпиконтинентальных теплых морМ,' на
шельфах и в лагунах резко доминировал цианобактериальный бентос, обычно формировавший
мощные толщи строматолитов. А пелагиали были заселены разнообразным фитопланктоном. **ew
Структуры земной коры и породообразование
Вслед за позднекарельским этапом дробления земной коры, подъема термального фронта,
мощными излияниями кислых лав, в раннем рифее начался интенсивный процесс формирования
крупных платформ в границах, близких современным, а также процесс заложения новых геосинклинальных систем, многие из которых продолжали развиваться на протяжении всего позднего докембрия и фанерозоя. Этот этап тектонического развития называют байкальской эпохой складчатости.
Байкальской складчатостью Н.С.Шатский (1932) назвал складчатость конца протерозоя и
начала кембрия. Он показал, что байкальская складчатость включала события того же характера,
что и выделенные Э.Зюссом и М.Бертраном последующие каледонская, герцинская и альпийская
складчатости. В байкальскую эпоху также произошли крупные орогенические движения, в результате которых обширные геосинклинальные области превратились в крупные складчатые системы,
а затем в платформы, то есть перешли в новые геотектонические условия своего развития. В завершающую фазу байкальской эпохи тектогенеза в одних случаях произошло наращивание созданных ранее платформ, в других - слияние отдельных платформ друг с другом. На некоторых
участках земной коры, где диастрофические движения были менее сильными, впоследствии возобновилось геосинклинальное осадконакопление.
Восточно-Европейская платформа приобрела очертания, близкие современным. Она ограничивалась со всех сторон миогеосинклинальными поясами (Эокаледонским, Гиперборейско-Тиманским, Рифейским и др.). Выполненные рифейскими отложениями авлакогены образовывали
систему из двух перпендикулярных направлений (СЗ и СВ), примерно параллельных прямоугольным границам платформы и обрамляющих ее геосинклинальных поясов. К Восточно-Европейской платформе присоединились складчатые структуры Тимана, Большеземельской тундры, полуостровов Канин, Рыбачий, Варангер.
Сибирская платформа по размерам превосходила современную. Она объединяла Ангарский, Чарский, Алданский кратонные блоки и некоторые межкратонные древние складчатые пояса.
Южнее ее обрамляли Енисейско-Саянская, Байкальская и Охотская геосинклинали. На северо-востоке платформу ограничивала Колымская миогеосинклинальная область. От геосинклиналей в
сторону платформы ответвлялись узкие клиновидные авлакогены, заполнявшиеся отложениями
рифея. К Сибирской платформе присоединились байкалиды Западного Забайкалья, Патомского
нагорья, северо-востока Восточного Саяна, Енисейского и Туруханского кряжей.
Индийская платформа располагалась южнее Центрально-Азиатской геосинклинальной системы. В рифее с ней граничили Древнегималайская, Афганская и Восточно-Гатская области праТетиса.
Китайская платформа образовалась в результате слияния Китайско-Корейской, Южно-Китайской и Таримской платформ.
В Африке слились четыре крупные платформы: Западно-Африканская, Нильская, Нео-Касаи
и Трансвааль-Родезийская. Вместе с Аравийской платформой они образовали единую АфриканоАравийскую платформу.
В Австралии образовалась одна большая платформа, * востоку от которой находилась геосинклиналь Маунт-Айза.
В Северной Америке вместо небольших протоплатформ возникла огромная Северо-Американская платформа, ограниченная подвижными геосинклинальными областями: на северо-западе
и севере Иннуитской, на юго-востоке Гренвиллской, на западе Кордильерской.
113
В Южной Америке в рифее существовали большая Южно-Американская платформа и
платформа Сан-Франсиску. Эти платформы разделялись Парагвай-Арагуайской геосинклиналью. В результате байкальской складчатости возникла обширная Южно-Американская платформа.
Итак, в результате байкальской складчатости окончательно сформировались следующие
платформы: Севере-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайская, Южно-Амери
канская, Африкано-Аравийская, Индийская, Австралийская, Антарктическая. Последние пять
южных платформ имеют много общего в геологическом строении и большинством исследовате
лей объединяются в единый стабильный блок земной коры - суперплатформу Гондвана (рис. 37,
схема I - см. цв. вкл. в конце книги)?*^ «мни ^
'■'*.
Между платформами и вокруг них располагались тектонически активные пояса и отдельные
геосинклинали. Между Восточно-Европейской, Сибирской и Китайской платформами был расположен Урало-Монгольский подвижный (геосинклинальный) пояс. Между Северо-Американской и Восточно-Европейской платформами располагалась Грампианская геосинклинальная область Северо-Атлантического подвижного пояса, Северо-Американскую платформу окаймляли с
севера Иннуитская геосинклинальная область, с юго-востока Аппалачская геосинклиналь этого же
пояса. Вокруг всей береговой части Тихого океана располагался громадный Тихоокеанский подвижный пояс с двумя ветвями - Западно- и Восточно-Тихоокеанской геосинклинальными областями. Наконец, между Гондваной и платформами Северного полушария располагался субширотный Средиземноморский подвижный пояс (см. схему I, цв. вкл.).
* Большое значение имеет Тихоокеанское кольцо рифейских отложений, обрамляющих со всех
сторон океаническую впадину.
По мнению Л.И.Салопа, складчатые пояса вокруг Тихого шсеана-бьТЯй заложены вскоре после тафрогенного этапа позднего Карелия (и частично в течение него). Естественно допустить, что
в это же время возникла и впадина самого океана, конечно, в границах, отличающихся от современных. По всей видимости, в рифее расширились" и
углубились впадины, существовавшие на месте
современного Атлантического океана. *; В целом в
начале позднего рифея в ряде районов мира были
заложены
новые
геосинклинальные
пояса
и
платформы. Затем продолжались дальнейшее развитие
геосинклинальных поясов и стабилизация платформ.
Стратотипическим является рифейский комплекс
Башкирского антиклинория Южного Урала. Общая
мощность отложений 13 км, абсолютный возраст
1680-570 млн. лет (рис. 42).
Отложения стратотипа рифея формировались в
условиях миогеосинклинали и разделены на три эратемы ("протосистемы", фитемы): бурзянскую, юрматинскую и каратавскую (соответственно Rb R2, R3).
Каждая из них делится на свиты и подсвиты.
Отложения эратем отличаются ритмичностью.
Ритмы начинаются базальными конгломератами и
песчаниками, выше глинистые сланцы, филлиты, еше
выше - карбонатные породы (известняки и доломиты).
Такая ритмичность является характерной чертой Рис. 42. Разрез рифейских отложений западного
разрезов рифея во многих районах мира. Строение склона Южного Урала (Башкирский антиклинорий).
(Заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
каждого ритма указывает на постепенное
114
наступление моря; затем этот процесс прерывается кратковременной регрессией, о чем свидетельствует размыв в основании следующей эратемы. В бурзянской и юрматинской эратемах иногда наблюдаются покровы эффузивов. Каждая из серий содержит своеобразные комплексы строматолитов, онколитов и катаграфий.
Эратемы или серии разделены крупными перерывами и несогласиями. Каждая из них имеет
свои особенности. Так, в бурзянской эратеме присутствуют диабазы, спилиты, туфы, а в верхней
части залегают мощные пачки кристаллического магнезита (Саткинское месторождение), а также
сидерита и бурого железняка (Бакальское месторождение). Породы этой серии прорваны Бердяушским массивом гранитов-рапакиви и связанных с ними нефелиновых сиенитов. Продолжительность эры 200-250 млн. лет.
В юрматинской эратеме встречаются пластообразные залежи бурых железняков (Катав-Ивановское месторождение). В колнце юрматиния - складчатость и внедрение интрузивов. Продолжительность эры до 300-350 млн. лет.
В каратавокой эратеме преобладают породы красновато-коричневого цвета (в предыдущих
- темно-серые). Прогиб захватил значительную часть Башкирского поднятия и зону Уралтау. Продолжительность около 500 млн. лет. Мощность 1,1-4 км. В конце каратавия - складчатость завершает байкальский мегацикл, имевший продолжительность около 1 млрд. лет.
На рифее с размывом залегает также смятая в складки толща полимиктовых песчаников, конгломератов и алевролитов мощностью до 1,5 км, выделяемая в ашинскую серию. Эта серия относится к венду и представляет собой молассовую формацию, соответствующую орогенному этапу
байкальской эпохи тектогенеза.
Рифейские осадки западного склона Урала формировались за счет продуктов разрушения
суши, располагавшейся к западу, и накапливались в мелководном морском бассейне в условиях
жаркого климата, на что указывают мощные карбонатные толщи со строматолитовыми рифами,
косая слоистость и знаки ряби на поверхности напластования пород.
В течение рифея происходит опускание отдельных платформенных участков под уровень
моря, хотя в целом на платформах резко преобладают поднятия. Исключение в этом отношении
представляют Сибирская, Китайско-Корейская и Южно-Китайская платформы, которые примерно
со второй половины рифея наполовину были заняты морем. В целом же осадконакопление происходило преимущественно в пределах линейных, ограниченных разломами впадин - авлакогенов
(рифтовых зон платформ). Это свидетельствует, что опускание платформ сопровождалось раскалыванием их фундамента. Иногда (преимущественно в раннем и среднем рифее) по разломам изливаются базальтовые магмы. Они известны на Восточно-Европейской, Северо-Американской,
Индийской и других платформах.
В целом, по подсчетам А.Б.Ронова, В.Е.Хаина и К.Б.Сеславинского, больше половины нижне- и среднерифейских отложений платформ представлено терригенными породами, реже встречаются доломиты и известняки. Во вторую половину рифея роль терригенных осадков еще больше возрастает; исключением служит Сибирская платформа, где карбонатные отложения этого возраста составляют около половины общего объема осадков.
Рифейские отложения представлены платформенными терригенно-карбонатными толщами,
слагающими чехол древних кратонов. Среди геосинклинальных отложений лучше известны миогеосинклинальные с большим количеством грубообломочных пород, с мощными карбонатными
(доломитовыми) или сланцево-карбонатными толщами. Часто встречаются ритмично-слоистые
толщи типа флиша. Для эвгеосинклинальных отложений характерны граувакко-сланцевые толщи
с кислыми вулканитами.
Широко распространены мелководные отложения, красноцветные породы, нередко с глауконитом. Часто встречаются эвапориты. Осадочные железные руды представлены в основном гематитовыми и сидеритовыми пластовыми залежами (уральского тила;).
115
Роль вулканитов, хотя и часто встречающихся, гораздо меньше, чем в более древних толщах.
Их состав: на платформах - "древние траппы", в эвгеосинклиналях - базальтоиды, андезиты, риолиты. Мощности отложений от 3-5 до 10-12 км.
Платформенные формации залегают горизонтально или слабо наклонно. Только вблизи разломов наблюдаются дислокации. Геосинклинальные толщи смяты в линейные складки.
На Восточно-Европейской платформе выходы рифея установлены по периферии Балтийского
щита, на западе и юго-западе Украинского щита и в Белоруссии. На остальной территории рифей
вскрыт скважинами под покровом более молодых отложений на глубинах до 500 м, а местами до
3-4 км.
Как правило, рифейские отложения выполняют авлакогены и лишь в позднем рифее выходят
за их пределы. Возможно, что первоначально эти отложения имели более широкое площадное
распространение, позднее они частично были размыты и сохранились лишь в наиболее прогнутых
участках платформы.
На западе и в центральных районах Восточно-Европейской платформы рифей представлен
красноцветными терригенными толщами и эффузивами, а восточнее - карбонатными и терригенно-карбонатными породами. По обрамлению Балтийского щита к нижнему и среднему рифею относится толща разнозернистых песчаников, гравелитов и конгломератов общей мощностью свыше 1 км, которая делится на две свиты: приозерскую и несогласно залегающую на ней салминскую, содержащую горизонты базальтов и их туфов. В центральной части платформы (Пачелмский
авлакоген) в основании верхнего рифея выделяется толща красноцветных песчаников с прослоями гравелитов и конгломератов мощностью 1,1 км. Выше залегают глауконитовые песчаники и
алевролиты мощностью 250 м, которые сменяются доломитами с остатками микрофитолитов, известных в верхнем рифее Урала, и толщей зеленовато-серых аргиллитов, алевролитов и песчаников мощностью свыше 500 м. Абсолютный возраст этой части разреза оценивается по глаукониту
£ 750-765 млн. лет.
В целом для верхнего рифея других регионов мира также характерны континентальные красноцветные толщи. Иногда наблюдаются прекрасная окатанность песчаных зерен И косая СЛОИСТОСТЬ эолового и потокового типов.
В Байкальской горной области аналогом рифея является патомская серия, на Енисейском кряже - сухопитстя, тунгусикская и ослянская серии, в Северном Китае - синий, на Канадском щите
- надсерия Кивино, в Северо-Американских Кордильерах - надсерия Белт, в Экваториальной Африке - надсерия Кибара.
Литостратиграфические комплексы среди рифейских отложений не выделены из-за отсутствия специфических формаций.
Условия осадконакопления
Терригенные породы: псефиты, псаммиты, глинистые породы; много красноцветов. Наблюдаются признаки мелководья. В позднем рифее - много медистых песчаников.
Карбонатные породы: мощные мелководно-морские платформенные и геосинклинальные отложения, содержащие строматолиты и микрофоссилии.
Вулканизм в рифее продолжался, но уже в меньших масштабах, чем в позднем Карелии. Вулканиты преимущественно кислого состава, основные породы имеют подчиненное распространение (толеитовые базальты).
Физико-географические условия
Судя по отношениям изотопов кислорода в породах надсерии Белт США, температура земной поверхности 1300-1200 млн. лет назад была в пределах 40-50°С (в PR, t= 60°C). Понижение
температуры скорее всего связано с уменьшением содержания СО2 и водяных паров в атмосфере
(современная средняя t~ 15°C).
116
Высокая температура воды способствовала растворению кремнезема и широкому распространению кремнистых пород (с микрофоссилиями).
Широкое распространение эвапоритов свидетельствует об аридизации климата. О развитии
кор химического выветривания можно судить по наличию высокоглиноземистых осадков*-» >*
В позднем рифее встречаются два уровня ледниковых отложений. В ряде районов мира (Восточная Европа, Африка, ЮВ Азия) позднерифейское оледенение имело покровный характер, ледники занимали огромные прощади. На Сибирской платформе ледниковые отложения прослеживаются только на Енисейском кряже.
Широкое распространение красноцветных пород указывает на заметное увеличение содержания свободного кислорода по сравнению с карелием, что связано с увеличением биомассы фотосинтезирующих водорослей. Это должно было сказаться на составе морской воды: хлоридно-карбонатные воды заменялись хлоридно-сульфатными.
Свидетельства климатической зональности отсутствуют. Красноцветные породы, эвапориты,
строматолиты встречаются на самых различных современных широтах. Такое обилие красноцветов Л.И.Салоп объясняет тем, что на докембрийской суше еще не было растительного покрова,
вследствие чего при захоронении осадков окисные соединения не восстанавливались в закисные.
ВЕНДСКИЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - V
Общая характеристика
К венду относятся различные геологические образования, которые возникли после окончания
рифея и до начала кембрийского периода (650-570 млн. лет). Отложения, относящиеся к венду,
обозначаются или как "система", или просто как "комплекс". В действующей стратиграфической
схеме (табл. 1, цв. вкл.) венд определен в ранге системы. Вендская система подразделяется на два
.отдела: нижний и верхний.
Венд как стратиграфическое подразделение предложен Б.С.Соколовым в 1952 г. для осадочных отложений платформенного чехла Восточно-Европейской платформы, подстилающих кембрий. Термин "венд" происходит от названия древнего славянского племени вендов (или венедов),
^обитавших на севере европейской части России. Возраст вендских отложений определяется по
органическим остаткам (относительная геохронология) и К-Ar датировкам (абсолютная геохронология). Вендское время, согласно постановлению Межведомственного стратиграфического комитета России, включает эпоху массового развития бесскелетных многоклеточных и эпоху оледенения, называемого лапландским.
МщшВ геоисторическом отношении венд тесно связан с кембрием (начало крупной трансгрессии,
достигшей максимума в конце раннего - начале среднего кембрия). Граница венда и кембрия не
отмечена заметными тектоническими преобразованиями. Некоторые исследователи (например,
В.Е.Хлин и др., 1998) склонны поэтому относить венд к фанерозою, считая его первым периодом
палеозойской эры. Мы придерживаемся мнения о сохранении венда в составе позднего протерозоя, лишний раз подчеркивая громадное биостратиграфическое значение границы венд - кембрий
(570 млн. лет), начиная с которой в массовом количестве появилась скелетная фауна. Кроме этого,
появление бесскелетной фауны эдиакарского типа, которая встречается редко и не охватывает всю
вендскую систему, не позволяет в полной мере применить биостратиграфический метод для расчленения последней. Продолжительность венда с 650 до 570 млн. лет.
Органический мир
В венде начался третий важнейший этап развития органического мира докембрия- этап ста,#овления основных типов животного мира, и прежде всего многоклеточныд. Вендская флора и
фауна отличались большим разнообразием и богатством форм (рис. 36).
117
Флора в венде была представлена разнообразными одноклеточными и многоклеточными водорослями - метафитами. Вендские метафиты, которые называют вендотенидами (Vendotaenides), имели слоевища, лишенные какой-либо минерализации. Это были шнуровидные, кустистоветвящиеся формы (наиболее древние) или ленты длиной до 150 мм и шириной от 0,5 до 4,5 мм.
Сообщество вендских животных состояло из кишечнополостных (медуз, полипов, морских
перьев), организмов, близких к червям и членистоногим, сабелледитид, которых считают предками своеобразных глубоководных животных современных океанов - погонофор и проблематичных
иглокожих. Отпечатки этих животных впервые найдены в Южной Австралии, в районе рудника
Эдиакара ("эдиакарская фауна"), а затем обнаружены в вендских отложениях европейской части
России, Англии, Канады, Африки и других регионов (рис. 36, 43). Вендскую фауну России изучили Б.С.Соколов и М.А.Федонкин.
Отличительной особенностью животных вендских морей было отсутствие минерального скелета, панциря или раковины. Это были исключительно мягкотелые животные. Однако покровы
их тела достигали значительного уплотнения и поэтому на мягком илистом грунте при жизни или
после захоронения оставались четкие отпечатки.
В составе животного мира венда (рис. 36, 43) преобладали кишечнополостные (стрекающие).
Они были в то время наиболее крупными животными (более 1 м в диаметре), в подавляющем
большинстве обладавшими радиальной симметрией. Все вендские радиальные делятся на три
группы.
V
Формы первой группы имеют простое строение, оформленные радиальные элементы отсутствуют (Nemiana, Nimbia, Leiosphaeridia). Некоторые из них чашевидной формы с поверхностью
без скульптуры (Cyclomedusa). К этой же группе отнесены медузовидные организмы с правильной
концентрической зональностью, отражающей этапы роста. У последних нижняя (аборальная) сторона несла много концентрических морщин (Eoporpita, Ediacaria). Все это свидетельствует о том,
что цикломедузы вели не планктонный, а бентосный образ жизни и свободно лежали на дне.
Ко второй группе относят формы, у которых сочетались два типа организации: концентрический и радиальный. Формы третьей группы с определенным порядком радиальной симметрии
встречаются реже. Это были мелкие медузы с трех-, четырех- и шестилучевой симметрией тела
(Albumares, Tribrachidium) и наиболее сложным строением.
В составе вендской фауны выделены и двусторонне-симметричные животные (Bilateria), однако, по сравнению с радиальными, они были менее разнообразны. Среди этих животных отмечены несегментированные и сегментированные формы. Несегментированные (Protechiurus) - наиболее примитивные, листовидные животные до 70 мм длины условно относятся к плоским червям. Подавляющее большинство вендских билатерий является сегментированными организмами,
например, гигантские Dickinsonia, достигавшие 1 м длины при толщине тела 3 мм. Предполагают,
что эти организмы образуют отдельный тип.
Своеобразную группу в вендской фауне составляли мелкие сегментированные животные, сочетавшие в своем строении признаки примитивных членистоногих и червей -полихет
(Pteridinium). Внешне они сходны с личинками трилобитов. Судя по характеру разнообразных органов, эти житвотные находились на крайне низком уровне развития.
В состав вендской фауны входят сабеллидитиды - представители одной из немногих групп
животного мира, которые продолжали существовать в фанерозое. Их скелеты сохранились в породе в виде одиночных тонких и длинных трубок, состоящих из хитиноподобного вещества. Среди
вендских организмов встречено значительное количество колониальных форм (петалонамы) и остатки перистовидных организмов, похожих на современных гидроидных или морские перья
(Charnia). Колониальные формы отличались крупными размерами и простым строением.
Детальное изучение вендской фауны многоклеточных выявило ее специфические особенности, главными из которых являются: отсутствие или слабое развитие скелетных элементов, боль-
118
Сводная стратиграфическая
колонка венда западной части Восточно-Европейской
платформы (заимствовано у
Е.В.Владимирской и др.,
1985)
119
шое разнообразие жизненных форм, резкое преобладание кишечнополостных, присутствие всех
основных экологических групп организмов и др. Вендская фауна по своему составу имеет мало
общего со скелетной фауной кембрия. Ни одна группа организмов венда (кроме сабеллидитид) не
дала потомков. Прямые связи вендской и кембрийской фауны не установлены; возможно, они принадлежат к независимым линиям развития.
Сходство вендских фаунистических ассоциаций в разных регионах мира, отражающее отсутствие существенных экологических барьеров, дало возможность использовать биостратиграфический метод для расчленения и корреляции отложений вендской системы.
Структуры земной коры и осадконакопление
Отложения венда известны на всех платформах, особенно на древних - Восточно-Европейской и Сибирской. Миогеосинклинальные фации выделены во многих складчатых поясах. В эвгеосинклинальных областях они также имеются, но их трудно отличить от кембрия.
Стратотипом вендского комплекса является валдайская серия Восточно-Европейской платформы. Аналоги: юдомская свита Алдана, тинновская свита Патомского нагорья, верхнебавлинская серия Приуралья, сылвинская серия Среднего Урала, ашинская серия Южного Урала, песчаники Стаппугиедде Сев. Норвегии, песчаники Нексе и кварциты Балка Швеции, свиты БеньонРендж, Стирлинг и др. Сев. Америки, серии ниж. и средн. Адуду, серия Нана в Африке, кварциты
Паунд, св. Арамлера в Австралии и др.
в Докембрийский возраст вендских отложений стратотипа доказывался положением его ниже
палеонтологически охарактеризованной балтийской серии нижнего кембрия и отсутствием представителей самой ранней из всех известных тогда в мире раннекембрийской фауны. Архаичная
фауна венда (табулярные хитиноидные Sabellidites, кремнисто-раковинные Platysolenites, редкие
археогастроподы и членистоногие) имеет больше общего с вендскими мягкотелыми многоклеточными Эдиакары, нежели со скелетной кембрийской фауной. Это подтвердилось дальнейшими находками бесскелетных многоклеточных в Подолии, Беломорье, на Урале.
Валдайская серия Восточно-Европейской платформы выделена Б.С.Соколовым в 1950-1952 гг.
как гдовские и ляминаритовые слои. Серия залегает плащеобразно несогласно на более древних
образованиях докембрия, включая рифей (рис. 43). Наиболее полный разрез - в осевой части Московской синеклизы, где выделено четыре свиты (снизу вверх):
- плетневская, мощн. 80 м, конгломераты, гравелиты, алевролиты;
- устъ-пинежская, мощн. 350 м, те же породы + туффиты; фауна эдиакарского типа; возраст
600 млн. лет;
- любимская, мощн. 490 м, песчаники, алевролиты, аргиллиты;
- решминская, мощн. 500 м, красноцветные песчаники, алевролиты.
Общая мощность 1350 м.
Характерны водоросли Laminarites.
Сводный разрез венда на Восточно-Европейской платформе показан на рис. 42. Вендские отложения распространены в северной половине этой платформы, а также по ее восточной и югозападной окраинам.
На западе платформы к нижнему венду относятся вильчанская и волынская серии. Вильчанская серия с размывом залегает на более древних отложениях и представлена тиллитами, гравелитами и песчаниками общей мощностью до 50 м. Местами эта толща отсутствует, и тогда разрез
венда сразу начинается с волынской серии.
Нижнюю часть волынской серии слагают грубозернистые песчаники и гравелиты. Континентальный генезис этих пород доказывают их красно-бурая окраска, косая слоистость, плохая сортировка и слабая окатанность обломочного материала. Выше залегают базальты, дациты, липариты
и их туфы, нередко пестроцветной окраски. Общая мощность волынской серии до 500 м.
120
К верхнему венду относятся редкинская и котлинская свиты, объединяемые в валдайскую
серию, несогласно залегающую на породах нижнего венда или на более древних образованиях.
Редкинскую свиту слагают алевролиты и аргиллиты с пачками песчаников, реже гравелитов и
конгломератов, а также пепловые туфы. Туфы образуют три маркирующих горизонта, которые
прослеживаются через всю территорию платформы от Молдавии до бассейна р. Камы. Именно к
редкинской свите приурочены практически все находки вендской фауны на платформе. Верхняя
часть редкинской свиты по данным абсолютной геохронологии имеет возраст около 600 млн. лет.
Котлинская свита залегает с размывом на подстилающих отложениях. Ее слагают аргиллиты,
алевролиты и песчаники, в нижней части свиты зеленоцветные, в верхней - красноцветные. Общая мощность валдайской серии 800-1000 м.
г Нижневендские отложения развиты в тех же районах, где и породы верхнего рифея, т.е. преимущественно в авлакогенах. Активная жизнь авлакогенов в раннем венде подтверждается и вулканизмом этого времени, происходившим по ограничивающим их разломам. Широкое площадное
распространение верхневендских отложений указывает на отмирание авлакогенов в пределах Восточно-Европейской платформы и переход к стадии развития плит.
В Предуральском прогибе и на западном склоне Южного Урала к венду относится молассоподобная ашинская серия. Возраст по глаукониту 600 млн. лет.
Платформенный венд имеется в Швеции, Норвегии. Геосинклинальный венд - в шотландских каледонидах, в Центральной Англии.
На Сибирской платформе к венду принадлежит юдомская серия на склонах Алданского щита
(юдомий) - кварцевые песчаники, аргиллиты, доломиты. Кроме того, вендские отложения известны на западной окраине Байкальской горной области (мотская свита), в Енисейском кряже, в Хантайско-Рыбнинском и Чадобецком поднятиях, на склонах Анабарского массива. Мощность от 150
до 800 м.
Орогенный венд - в Восточно-Саянском и Байкальском складчатых поясах - мощные молассового типа толщи, смятые в крупные симметричные складки, местами прорванные гранитами и
сиенитами.
В Северной Америке: на платформе - маломощные отложения; в Северо-Американских Кордильерах по составу близки к платформенным, но сравнительно интенсивно деформированы и
слегка метаморфизованы; в Аппалачской геосинклинали - миогеосинклинальные отложения.
В Африке: только платформенные терригенно-карбонатные отложения в Марокко и Намибии.
В Австралии к достоверному венду относятся кварциты Паунд и их аналоги в районе Аделаиды. Это миогеосинклинальные, мощностью до 3 км, терригенные отложения. Красноцветные
песчаники с трещинами усыхания. В верхней части косослоистых кварцито-песчаников находится
"первоисточник" эдиакарской фауны.
На Восточно-Европейской и Сибирской платформах обширные, а на Северо-Американской и Австралийской - локальные трансгрессии.
В геосинклиналях - Байкальской, Восточно-Саянской, Уральской, Красноморской, Катангской (Африка) отмечаются межгорные прогибы (верхняя моласса). В Кордильерской и Аделаидской
(Австралия) геосинклиналях, где катангский диастрофизм (фаза байкальской эпохи тектогенеза)
проявился не особенно сильно, формировались мощные субплатформенные или платформенные
терригенно-карбонатные отложения.
В обрамлении Атлантики - миогеосинклинали, переходные к тафрогеосинклиналям (рифтам): Аппалачская, Каледонская, Западно-Конголезская, Дамарская, Капская. Вывод: формирование Атлантического океана, начавшееся в рифее, продолжалось в венде и далее с кембрия.
В целом венд - это начало нового цикла, последовавшего после начала байкальского диастрофизма (складчатость, интрузии, образование крупных разломов). Области байкальской активи-
121
заций выделяются и в Африке (Нигерийско-Ливийская, Мозамбикская), и в Южной Америке
(широкий пояс вдоль бразильского атлантического побережья). Эти факты свидетельствуют об
очень древнем начале образования Атлантического океана.
э Платформенные отложения - мелководно-морские осадочные толщи. Реже континентальные.
На Восточно-Европейской, Северо-Американской, Австралийской платформах - главным образом терригенные породы, на Сибирской преобладают карбонатные, на Африканской платформе известны те и другие породы.
В миогеосинклиналях преобладают песчано-сланцевьге толщи. Часто (и на платформах, и в
миогеосинклиналях) встречаются красноцветные породы.
В складчатых областях - терригенные формации орогенного типа (конгломерато-песчаные
толщи и др.). Тиллиты тяготеют к низам нижнего венда.
Для всех отложений венда характерно трансгрессивное строение. Мощности на платформах
- десятки-сотни метров, редко 1 км. В миогеосинклиналях - до нескольких километров.
Метаморфизм на платформах отсутствует, залегание горизонтальное (кроме приразломных
дислокаций). В геосинклинальных областях метаморфизм зональный, не выше зеленосланцевой
фации.
Физико-географические условия
Рубеж рифея и венда является началом эпохи материковых оледенений, которые привели к
глобальной регрессии. Следы последующего значительного потепления также имеют планетарное
распространение.
Следы ранневендского оледенения хорошо сохранились в Скандинавии, в пределах Восточно-Европейской платформы (Белоруссия), в Тянь-Шане, Китае, Африке и Австралии. Исходя из
состава ледниковых толщ, оледенение в этих регионах имело покровный характер. Вместе с тем
значительное распространение мариногляциальных отложений свидетельствует о том, что и обширные участки морей были покрыты ледниковым панцирем.
Причиной вендского материкового оледенения могло явиться произошедшее в конце рифея и
начале венда кратковременное, но сильное снижение концентрации углекислого газа в атмосфере,
существенно уменьшившее парниковый эффект. По данным В.Е.Хаина и др. (1997), в атмосфере
позднего протерозоя содержание углекислого газа было по крайней мере на порядок выше современного и в начале венда превышало 0,4%. Необходимо учитывать не только планетарные причины, способствующие возникновению похолодания (изменения рельефа земной поверхности, соотношения площадей морских бассейнов и суши, направления и интенсивности морских течений),
но и воздействие космических факторов, в частности, изменения интенсивности солнечной радиации, гравитационного и магнитного полей.
Во второй половине вендского периода ландшафтно-климатические условия существенно изменились. Все большее развитие приобретали карбонатно-терригенные и карбонатно-эвапоритовые образования, свидетельствующие о значительном повышении температуры земной поверхности. В связи с таянием обширных ледниковых покровов уровень Мирового океана поднялся и началась обширная трансгрессия. О высокой температуре свидетельствует не только наличие эвапоритов и высокомагнезиальных карбонатов, но и широкое развитие биогермных массивов, похожих
на современные рифы. По данным палеотермометрии, температура среды обитания строматолитов составляла 35-45°С.
Повысилось содержание свободного кислорода. Согласно данным А.Б.Ронова и М.И.Будыко
(1979), 500 млн. лет назад содержание кислорода составляло 1/3 современного.
122
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ ДОКЕМБРИЯ
Распределение месторождений полезных ископаемых по времени образования весьма неравномерное. В раннем архее формируется немного месторождений полезных ископаемых. Так, с
иенгрским комплексом связаны небольшие месторождения корунда на Алданском щите, в федоровском комплексе встречаются тела полосчатых магнетитовых пород - джеспилитов - приазовского типа, контактово-метасоматические месторождения флогопита, железа, бора. Со слюдянским комплексом связаны мелкие месторождения апатита, лазурита, флогопита.
В позднем архее с коматиитовым комплексом в Северной Америке, Австралии, на Балтийском щите связаны месторождения хрома, никеля, асбеста. Киватинский комплекс содержит небольшие или средние по размерам месторождения железистых кварцитов алгомского типа
(джеспилиты ассоциируют с вулканитами) - например в Канаде, а также мелкие месторождения
марганца. Большой практический интерес представляет гидротермальная золоторудная или золото-полиметаллическая и мышьяково-сурьмяная минерализация. К доломитам приурочены месторождения магнезита (Восточная Сибирь) и барита (Австралия). В тимискамингском комплексе
имеются месторождения джеспилитов (Костомукша в Карелии), а в комплексе Модис - джеспилиты криворожского типа (ассоциируют с осадочными породами).
За рубежом 99 % добычи слюды дают Индия, Малагасийская Республика и Бразилия. В России месторождения мусковита известны в Северной Карелии и по р. Мама в Сибири; месторождения флогопита - в бассейне р. Алдана и близ оз. Байкал.
Существуют многочисленные месторождения графита в докембрии Южной Кореи, ШриЛанки и Малагасийской Республики.
Главная эпоха железообразования — ранний протерозой. Метаморфогенные месторождения
железистых кварцитов (джеспилитов) известны на Восточно-Европейской платформе (Курская
магнитная аномалия, Кривой Рог, Кременчуг и др.), Канадском щите (п-ов Лабрадор, оз. Верхнее),
в Бразилии, Индии, Австралии (бассейн Хаммерсли). Эти месторождения приурочены к отложениям нижне- и верхнеятулийского комплексов. В позднем протерозое образовались осадочные
железные руды Ангаро-Питского бассейна, Бакальское месторождение (Южный Урал) и др.
С нижнепротерозойскими конгломератами связаны месторождения золота и урана: Витватерсранд (ЮАР), Блайнд-Ривер (Канада). Эти месторождения прослежены в комплексах Доминион-Риф и
особенно Витватерсранд. К протерозою приурочены золоторудные месторождения черносланцевой
формации Енисейского кряжа (Россия). С хибеленским комплексом позднего Карелия ассоциируют
гидротермальные месторождения урана в Габоне. Чайский комплекс позднего Карелия вмещает россыпные месторождения алмазов и золота в Гайане (Юж. Америка) и Гане (Африка).
Комплексные руды меди, никеля, кобальта, платины связаны с интрузиями основного и ультраосновного состава. Месторождения этого типа известны в Канаде, ЮАР (Бушвельд) и Зимбабве
(Великая Дайка). В этих же месторождениях Южной Африки сосредоточены большие запасы хромитов.
К толщам черносланцевой формации на Кольском полуострове приурочены интрузивные и
экструзивные тела гипербазитов, несущие медно-никелевое оруденение (Печенгская и Мончегорская группы медно-никелевых месторождений). Раннепротерозойский возраст имеет уникальная
группа медно-никелевых месторождений Садбери (Канада). Раннепротерозойскими являются также медистые песчаники Удокана (Читинская область).
Три четверти запасов марганца за рубежом сосредоточено в докембрии ЮАР (Постмасбург).
Крупные месторождения разрабатываются в Гане (Нсута), Индии. С докембрием связаны месторождения алюминиевого сырья (дистен, силлиманит). В венде сформировались Боксонское месторождение бокситов в Восточном Саяне, фосфориты в Восточной и Западной Сибири, Монголии.
123
Хотя образование руд свинца и цинка не характерно для докембрия, тем не менее такие месторождения известны в протерозое Австралии (Брокен-Хилл, Маунт-Айза), Канады (Сулливан),
России (на Енисейском кряже).
Вендский возраст имеют самые древние нефтеносные горизонты Лено-Тунгусской впадины
на Сибирской платформе. На Восточно-Европейской платформе в рифейских и вендских отложениях также имеются перспективные горизонты на нефть и газ.
Для протерозоя не характерны промышленные концентрации олова, вольфрама, молибдена и
не обнаружено месторождений ртути. Среди докембрийских отложений не известны промышленные залежи солей и угля, что объясняется соответственно низкой концентрацией солей в морях
докембрия и отсутствием наземной растительности на докембрийских континентах.
124
Глава 8
ФАНЕРОЗОЙСКИЙ ЭОН (ЭОНОТЕМА) - FZ
ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА (ЭРАТЕМА) - PZ
Палеозойская эра начинает новый эон в истории Земли - фанерозой (время явной жизни),
объединяющий палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры. Название "палеозойская серия"
впервые было предложено в 1838 г. английским геологом А. Седжвиком для обозначения пород,
перекрывающих группу первичных слоистых образований. В 1840 г. его соотечественник В.Филлипс применил термин "палеозой" к "переходным" породам более высокого стратиграфического
положения, чем первичные слоистые образования, и ввел термины "мезозой" и "кайнозой".
Длительное время все три эры объединялись под общим названием "постдокембрийское время", пока в 1930 г. С. Чедвик не предложил для них название "фанерозой", а для протерозоя и архея - "криптозой" (греч. cryptos - скрытый, phanems - явный, zoe - жизнь).
Палеозойская эра (эра древней жизни) - наиболее продолжительная эра фанерозоя - 322 млн.
лет, начало 570 млн. лет, завершение эры 248 млн. лет назад. В ее состав входят шесть периодов:
кембрийский, ордовикский, силурийский, девонский, каменноугольный и пермский (табл. 1, цв. вкл.).
На геологических картах нашей страны принято трехчленное деление палеозойской эратемы. К
нижнему палеозою отнесены кембрий и ордовик; к среднему - силур, девон и нижний карбон; а к
верхнему - средний, верхний карбон и пермь. В зарубежной литературе преобладает двучленное
деление палеозоя. При этом граница проводится в основании девонской системы.
Весьма быстрое развитие сложно организованных животных с твердым скелетом является
наиболее четким отличием палеозойской эры, как и всего фанерозоя, от более раннего, криптозойского этапа развития жизни на Земле. Уже в отложениях конца кембрийского периода обнаруживаются представители всех основных типов беспозвоночных животных и даже примитивных хордовых. Изучение фанерозоя отличается широким использованием палеонтологического метода.
В то же время среди растений не произошло никаких существенных изменений на рубеже докембрия и палеозоя. В кембрии, как и на протяжении всего позднего протерозоя, были широко
представлены цианобионты. Наряду с ними с конца докембрия существовали багряные и, возможно, зелёные водоросли.
Высокий уровень организации кембрийской фауны и наличие в ее составе всех типов беспозвоночных показывает, что к началу кембрия царство животных должно было пройти значительный
путь эволюционного развития. Достаточно разнообразная эдиакарско-беломорская фауна венда,
состоящая из представителей многих типов беспозвоночных, хотя и отличается самобытностью,
но свидетельствует о том, что массовое появление в начале кембрия различных групп беспозвоночных не является внезапным. Речь идет не о "взрыве видообразования", а скорее о "взрыве ископаемых", или "взрыве скелетообразования". Именно в это время многие группы животных приобрели
способность выделять твердые раковины, панцири и скелеты, которые сохраняются в ископаемом
состоянии гораздо лучше, чем мягкие ткани животных. Вначале раковины были фосфатными, а затем появились еще более прочные известковые раковины моллюсков и плеченогих (брахиопод).
Почти одновременное появление способности секрецировать раковины у самых разных, не
связанных между собой групп животных говорит о каком-то новом факторе среды, появившемся в
125
начале кембрия. Причины этого явления могли иметь космическое происхождение либо связаны с
особенностями тектонического развития Земли. По данным М.Руттена, содержание двуокиси углерода на рубеже докембрия - кембрия, т.е. во время длительного спокойного периода между байкальским и каледонским горообразованиями, упало ниже современного уровня, что привело к возрастанию щелочности океанов и озер, а в этих условиях облегчается биохимическое образование
фосфатов и карбонатов. Раз появившись, эта способность секрецировать фосфаты и карбонаты
легко смогла закрепиться и сохраниться в изменившихся условиях, т.е. при повысившейся в результате последующего роста содержания СО2 кислотности. Современные пресноводные моллюски, обитающие в озерной воде с очень низким содержанием кальция, не только строят известковые раковины, но и защищают их от растворения толстым слоем рогового вещества.
По мнению американского ученого К.Тоува, возникновение способности к скелетообразованию в начале кембрия могло быть связано не с временным снижением содержания СО2, а с общим
повышением содержания кислорода. В присутствии молекулярного кислорода у животных происходит синтез коллагена - главного элемента плотной соединительной ткани, составляющей опорную основу мышц и органов у всех многоклеточных животных, а также основу раковин и скелетов. Вполне возможно, что на рубеже докембрия и кембрия действовали оба фактора: временное
снижение содержания углекислого газа и общее повышение содержания кислорода.
Палеозойская история континентов Земли в дальнейшем будет рассматриваться как история
развития платформ и геосинклиналей. К началу палеозоя сформировались платформы, включают
щие разновозрастные древние блоки: Восточно-Европейская, Сибирская, Китайская, Северо-Американская и огромная суперплатформа - Гондвана. Между платформами и по их окраинам располагались Грампианская, Иннуитская, Аппалачская геосинклинальные области Северо-Атлантического геосинклинального пояса, а также Средиземноморский, Тихоокеанский и Урало-Монгольский геосинклинальные пояса (кроме Урала, где палеозойская Уральская геосинклиналь начинает
развиваться на древнем основании в конце кембрия).
КЕМБРИЙСКИЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - С
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Кембрийская система впервые выделена в 1835 г. в Великобритании геологом А.Седжвиком и
получила название от древнего наименования Уэльса - Cambria. А.Седжвик рассматривал кембрийские отложения в качестве переходных между древней сланцевой метаморфической толщей и
силурийскими отложениями. Им же предложено деление системы на три отдела: нижний, средний
и верхний. В России, кроме ярусов, в нижнем отделе установлены два надъяруса (табл. 5).
Таблица 5
Общие стратиграфические подразделения кембрийской системы
Продолжительность кембрийского периода 65 млн. лет, его начало 570 млн. лет, окончание
505 млн. лет назад.
126
В настоящее время стратотипический разрез кембрия в Уэльсе принимается со значительными исправлениями по сравнению с описанием А.Седжвика. Считается, что кембрийская система
начинается с грубообломочных слоев — конгломератов и конгломератовидных кварцитов с редкими остатками ископаемой фауны. В нижних слоях обнаруживаются проблематичные следы жизнедеятельности червей. Выше залегают песчаники с остатками брахиопод и хиолитов, перекрытые песчаниками и известняками с трилобитами Callavia, Eodiscus, Strenuella, Protolenus.
Среднекембрийские отложения подразделены на две части: Сольван и Меневиан. Весь разрез
охарактеризован органическими остатками. Очень обильны трилобиты рода Paradoxides, благодаря которым средний кембрий разделен на ряд зон. Верхнекембрийские отложения наиболее полно
представлены в Северном Уэльсе, где они слагаются преимущественно сланцами и песчаниками с
остатками трилобитов (агностиды, олениды).
В настоящее время нижнюю границу кембрия повсеместно принято проводить по появлению
скелетных организмов мелких хиолитид, беззамковых брахиопод, губок, археоциат, гастропод и
трилобитов семейства Olenellidae (рис. 44 и 45, цв. вкл.).
Для кембрийских отложений России принято ярусное деление нижнего и среднего отделов,
разработанное на основе материалов по Сибирской платформе. При этом нижний отдел разделен
на два надъяруса.
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.
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.
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.
Ярусное деление верхнего кембрия разработано на материале Казахстана. Стратотипы ярусов
находятся по р.Кыршабакты 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 трилобитов. Встречаются брахиоподы, конодонты. Мощность яруса в стратотипе
составляет 31м.
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 30 м.
Аксайский ярус назван по долине Аксай, где в толще плитчатых известняков присутствуют
массовые скопления трилобитов. Мощность яруса достигает 200 м.
Верхний ярус кембрийской системы - батырбайский - залегает выше аксайского яруса. Выделен М.К. Аполлоновым и М.Н. Чугаевой (1983). Название дано по логу Батырбай в хр. Малый
Каратау, Южный Казахстан. Стратотип - интервал разреза по логу Батырбай между отметками 8 и
109 м (Аполлонов, Чугаева, 1983; Аполлонов и др., 1992).
127
Рис. 44. Характерные ископаемые остатки кембрийских организмов
Археоциаты: 1а, б - Archaeocyathus (ранний кембрий), 2 - Ajacicyathus (ранний кембрий); трилобиты:
3 - Parapoliella (ранний кембрий), 4 - Paradoxides (средний кембрий), 5 - Schmidtiellus (ранний кембрий), 6 ~ Olenus (поздний кембрий), 7- Agnostus (поздний кембрий); беззамковые брахиоподы: 8 Obolus (средний кембрий - ранний ордовик), 9 - Kutorgina (ранний и средний кембрий), 10 а, б Mickwitzia (ранний кембрий). Таблицы характерных ископаемых остатков кембрийской и последующих систем заимствованы у Г.И.Немкова и др. (1986) с изменениями и дополнениями авторов
128
В Северной Америке разработано иное ярусное деление верхнего кембрия. В его составе
здесь также выделяют три яруса: дресбахский, франконский и тремпелионский. Однако деление
верхнего кембрия как российских, так и американских геологов не получило международного
признания.
Характерные разрезы кембрийской системы представлены на схеме II, цв. вкл.
Органический мир
Растительный мир представлен многочисленными и более разнообразными, чем в протерозое, водорослями. Характерны, как и ранее, находки микрофоссилий, называемых акритархами.
В кембрии найдены остатки почти всех типов беспозвоночных животных, которые приобрели способность строить прочный хитиново-фосфатный и известковый наружный или внутренний
скелет (рис. 44).
Наиболее распространенными и многочисленными (до 60%) были трилобиты. Они быстро
эволюционировали, и стратиграфия кембрия вплоть до зональной основана на этих ископаемых.
В раннем кембрии обитал род Schmidtiellus (бывший Olenellus), в среднем - Paradoxides, в позднем - Olenus и Agnostus. Трилобиты кембрия имели хитиново-фосфатный панцирь и не обладали способностью свертываться. Головной щит у них значительно больше слаборазвитого хвостового щита. Наряду с трилобитами в кембрии были развиты представители остальных подтипов
членистоногих, среди которых следует отметить ракообразных, в частности остракод и усоногих.
Другой важной группой (до 30%) были одиночные и колониальные, одностенные и двустенные археоциаты, обитавшие в теплых мелких морях. Они часто составляли крупные поселения и
участвовали в рифообразовании вместе с водорослями. Археоциаты жили только в раннем кембрии. Из других беспозвоночных сравнительно широко были распространены брахиоподы. Большинство из них относятся к классу беззамковых - наиболее примитивных мелких форм с хитиново-фосфатной и известковой раковиной (Obolus, Kutorgina). В это же время начинают развиваться
и замковые брахиоподы.
Кембрийские моря были заселены также различными гидроидными и сцифоидными кишечнополостными (книдариями). Вместе с ними в начале кембрия появились коралловые полипы.
Активно развивались моллюски. Если в начале кембрия они были представлены моноплакофорами и гастроподами, то в среднем кембрии к ним присоединились двустворчатые, а в позднем головоногие и панцирные. На дне обитали многочисленные хиолиты - организмы, близко стоящие к моллюскам. Среди иглокожих встречаются лишь немногочисленные примитивные формы
древних классов стебельчатых - цистоидеи, текоидеи и карпоидеи, а также единичные формы голотурий. Находки в кембрии остатков позвоночных ограничиваются обломками щитков парноноздревых бесчелюстных из верхнекембрийских отложений.
Кроме перечисленных в кембрийских отложениях встречаются остатки одноклеточных животных - агглютинирующих фораминифер, радиолярий, а также губок, червей, первых граптолитов - стереостолонат.
В целом органический мир кембрия богаче и резко отличается от позднепротерозойского, но
по сравнению с другими периодами палеозоя для него характерны сравнительно примитивные
организмы (рис. 45, цв. вкл.).
Структуры земной коры и палеогеография
К началу кембрия многие районы земной коры оказались приподнятыми над уровнем моря.
Существовали древние платформы и геосинклинальные пояса. Складчатые области (байкальской
складчатости) - байкалиды занимали незначительные территории. Области байкальской складчатости окаймляют с севера Восточно-Европейскую платформу (от Варангер-фьорда до Тимана), с
запада - Сибирскую платформу (Туруханская зона, Енисейский кряж, Восточный Саян, Байкаль-
129
ская горная область). Их выделяют также в Индостане, на Аравийском п-ве и выступах фундамента альпийских структур Ближнего и Среднего Востока. В начале кембрия, по-видимому, существо*
вала впадина Тихого океана, возможно, океанические впадины имелись на месте геосинклинальных поясов: Атлантического, Средиземноморского и Урало-Монгольского.
В северном полушарии располагались Северо-Американская (Канадская), Восточно-Европейская (Русская), Сибирская, Китайская платформы; в южном полушарии - Гондвана. Продукты разрушения байкалид накапливались в пограничных с ними прогибах. В раннем кембрии началась
раннепалеозойская трансгрессия моря, широко проявившаяся на северных платформах. Гондвана
- обширный южный континент; море проникало лишь местами на окраины этого континента
(см. схему II, цв. вкл.).
Платформенный магматизм для кембрия не характерен. В кембрийских геосинклинальных
поясах продолжалось интенсивное накопление осадочных и вулканогенных образований.
В середине кембрия проявилась первая фаза - салаирская - каледонской эпохи тектогенеза.
Особенно она характерна для Казахстана, Алтае-Саянской складчатой области, Мойголии, Китая.
Складчатость сопровождалась интенсивным магматизмом.
Положение континентов в позднем кембрии согласно концепции новой глобальной тектоники
показано на схеме XV, цв. вкл.
История развития платформ
Восточно-Европейская (Русская) платформа
Наиболее полные разрезы кембрия обнажаются на южном и северном берегах Финского залива (см. схему II, цв. вкл.). Скважинами кембрийская система вскрыта в Московской и Прибалтийской синеклизах. Это терригенные отложения с остатками трилобитов (рис. 46). Максималь
ные мощности установлены в бассейне р.Сев.Двина и в Восточной Польше. В раннекембрийскую
эпоху началось прогибание платформы на западе и проявилась связанная с этим трансгрессия
Рис. 46. Схематический разрез, показывающий изменение фаций кембрия на южной окраине Балтийского
щита и расчленение кембрийских отложений с помощью трилобитов (Жинью, 1952, с дополнениями)
130
моря со стороны Грампианской и Европейской геосинклинальных областей. Восточная часть
платформы оставалась сушей. Мелководный эпиконтинентальный морской бассейн тянулся с запада до Тимано-Печорских байкалид. В депрессионных зонах накапливались терригенные осадки. В конце раннего кембрия море отступило на запад, сохраняясь на северо-западной окраине
платформы. В среднекембрийскую эпоху начинается новая трансгрессия с запада - северо-запада.
Отложения этого моря были в основном уничтожены более поздней денудацией и лишь местами
прослеживаются маломощные толщи песчаных пород. В позднекембрийскую эпоху платформа
представляла собой денудированную сушу, за исключением крайнего северо-запада (разрез кембрия близ г. Осло), где накапливались терригенные отложения.
Сибирская платформа
Прогибание Сибирской платформы было намного интенсивнее. За исключением щитов (Анабарского и Алданского) вся платформа была покрыта кембрийским морем. Наиболее широко распространены нижнекембрийские отложения. Площадь развития отложений среднего и верхнего
кембрия постепенно сокращается. Подробная характеристика кембрийских отложений Сибирской
платформы приведена при описании стратотипов ярусов нижнего и среднего отделов кембрийской системы.
Изучены кембрийские отложения Сибирской платформы как по естественным обнажениям
(некоторые из них - лучшие в мире, речные береговые обрывы, протянувшиеся на километры),
так и по многочисленным скважинам.
Цт Из сравнения всех разрезов следует, что Сибирская платформа наиболее широко была покрыта теплым тропическим морем в раннем кембрии, когда формировались археоциатовые известняг
ки, рифовые постройки. Таким же благоприятным, но не для жизни археоциат, а трилобитов и
брахиопод оно было в среднекембрийскую эпоху. В этом море отлагались карбонатные илы, местами возникали водорослевые известняки. В раннем кембрии на юге платформы существовала огромная лагунная область — первый в истории Земли, один из крупнейших в мире Лено-Вилюйский
солеродный бассейн. В позднем кембрии море на платформе сократилось и отступило на север.
Китайская платформа
Китайская платформа развивалась в сходных условиях с Сибирской. Кембрийские отложения
занимают около двух третей Китайской платформы. Здесь максимум трансгрессии, видимо, пришелся на вторую половину кембрия. В тропическом море нормальной солености накапливались в
основном карбонатные илы с различной примесью терригенного материала. В начале кембрия на
отдельных участках образовались фосфориты.
Северо-Лмериканская платформа
Отложения кембрия представлены только средним и верхним отделами. Среднекембрийские
отложения развиты на крайнем западе, а также юге и представлены песчаниками, алевролитами,
аргиллитами и известняками. Верхнекембрийские отложения развиты шире и встречаются сразу к
югу от Канадского щита. Это песчаники, известняки и доломиты, из них терригенные породы доминируют на севере, вблизи Канадского щита (мощность ~ 300 м).
В раннекембрийскую эпоху Северо-Американская платформа представляла собой сушу. В
среднем кембрии началась трансгрессия. Море проникло в западную и южную части платформы.
В позднем кембрии трансгрессия достигла максимума, море покрыло всю платформу, кроме Канадского щита.
Гондвана
Гондвана представляла собой материк, который подвергался процессам денудации. Только по
окраинам отмечаются небольшие по размерам трансгрессии.
131
Морские осадки кембрия выделяются в Южной Америке, на границе платформы с Восточно»
Тихоокеанской геосинклинальной областью. Терригенные отложения известны в бассейне р. Амазонки. На севере Африки, в Сахаре, распространены песчаники, кварциты, гравелиты и конгломераты мощностью 400-600 м. В них встречены кембрийские трилобиты и лингулы.
Интересный разрез морского нижнего кембрия известен в Соляном кряже на севере п-ова Индостан (см. схему II, цв. вкл.). Здесь основание разреза слагают мергели, гипс, ангидрит, каменная
соль. Выше встречен горизонт эффузивов мощностью 1 м; он перекрыт косослоистыми кварцевыми песчаниками пурпурного цвета. На поверхности напластования песчаников выявлены знаки
ряби, трещины усыхания, глиптоморфозы по кристаллам каменной соли. Мощность песчаников
около 150 м. Пурпурные песчаники сменяются серыми аргиллитами с отпечатками раннекембрийских трилобитов редлихий. Выше залегает 80-метровый горизонт доломитов, сменяющийся красно-фиолетовыми глинистыми породами с псевдоморфозами по кристаллам каменной соли. Разрез
с размывом перекрывается верхнепалеозойскими тиллитами. Общая мощность кембрийского раз^
реза около 500 м.
Мелководные условия осадконакопления и жаркий засушливый климат раннего кембрия в
районе Соляного кряжа четко определяются по наличию соленосных пород, по трещинам усыха
ния, цвету пород, косой слоистости песчаников, знакам ряби. Вначале здесь существовала лагуна,
затем она соединилась с открытым морем нормальной солености (появились трилобиты); вскоре
эта связь нарушилась и снова возникла лагуна.
Морские осадки кембрия известны на востоке Австралии, где по границе с Западно-Тихоокеанской геосинклинальной областью накапливались карбонатные и терригенные породы (общая
мощность до 1 км).
История развития геосинклинальных поясов
Атлантический геосинклинальный пояс
В строении Атлантического геосинклинального пояса к началу кембрия выделяются две области: 1) Северо-Атлантическая, или Грампианская, включающая восточное побережье Гренландии,
Северные Аппалачи, о-в Ньюфаундленд и часть Скандинавии, Шотландию, Англию, Ирландию
(Грампианская геосинклиналь); 2) Мексиканско-Аппалачская - Южные Аппалачи и побережье
Мексиканского залива. Ряд исследователей отождествляет Атлантический геосинклинальный пояс,
с древним океаном Япетус, прекратившим свое существование в конце силура, с завершением каледонской эпохи складчатости. Главный этап геосинклинального развития Северо-Атлантической
или Грампианской области, начавшись в позднем протерозое, завершился к концу силура. Это область проявления и завершения каледонской эпохи тектоногенеза, или складчатости. МексиканскоАппалачская область сохранила особенности геосинклинального этапа до конца палеозоя,,
В качестве примера, типичного для всего Атлантического геосинклинального пояса, рассмотрим развитие Грампианской геосинклинали (в составе Грампианской области). В ее пределах выделяются две зоны: 1) метаморфических пород на севере (Норвегия-Шотландия) и 2) зона неметаморфизованных пород (Англия, часть Ирландии).
В северной зоне кембрийская система представлена исключительно терригенными отложениями, сильно метаморфизованными, бедными органическими остатками, поэтому отграничить их
от подстилающих докембрийских и перекрывающих ордовикских пород очень трудно. Мощность
кембрия здесь составляет примерно 1 км.
Значительно интереснее строение второй зоны - разрез полуострова Уэльс, сложенного терригенными породами. Нижний и средний кембрий представлены нормальными морскими отложениями с обильной фауной трилобитов. Мощность этой части разреза 1,5 км. Верхний кембрий, по
мощности составляющий половину разреза (мощность -1,5 км), сложен преимущественно мелко-
132
водными отложениями с беззамковыми брахиоподами рода Lingula. Южнее и севернее Уэльса
мощности кембрийской системы резко сокращаются до 200-400 м, но все три отдела сохраняются
в разрезе. Появляются перерывы в отложениях, но без угловых несогласий, то есть наблюдается
переход от интрагеосинклинального (Уэльс) к интрагеоантиклинальному разрезу.
Урало-Монгольский геосинклинальный пояс
В кембрии господствовали условия морского осадконакопления. Исключение составляет
Урал, испытавший значительное поднятие после байкальской складчатости. Прогибание этой тер;
ритории наблюдается только в самом конце позднего кембрия. Развитие Урало-Монгольского пояса рассмотрим на примере Алтае-Саянской и Казахстано-Монгольской областей.
Алтае-Саянская геосинклинальная область. Отложения кембрия распространены в Восточном и Западном Саянах, Туве, Кузнецком Алатау, Горном Алтае и Салаире. Здесь располагается
один из наиболее полных разрезов кембрия. Формировались два типа разрезов: интрагеосинклинальный и интрагеоантиклинальный.
Первый представлен эффузивно-осадочными формациями: спилито-кератофировой, кремнистых и углеродистых сланцев, терригенных пород, перекрываемых интрузиями гипербазитов (офиолитовая формация) и гранитов. Мощность нижнего и среднего кембрия - 15 км. В разрезе кембт
рия ряд угловых несогласий - результат проявления салаирской складчатости. Этот тип разреза
развит в пределах Западно-Саянского и Горно-Алтайского интрагеосинклинальных прогибов.
Второй тип разрезов формировался в пределах интрагеоантиклинальных поднятий, представлявших собой либо архипелаг островов, временами затопляемый морем, либо обширные участки
суши, разделявшей прогибы. В разрезах второго типа широко развиты водорослевые, археоциате
вые рифы, эффузивно-карбонатные и эффузивно-терригенные породы. Наблюдаются многочисленные перерывы в разрезе и сокращенные мощности пород (см. схему III, цв. вкл.).
Проявление салаирского тектоногенеза на границе среднего и позднего кембрия вызвало частичную стабилизацию Алтае-Саянской области, в первую очередь геоантиклиналей, образовавших обширные участки гористой суши с резко расчлененным рельефом.
Казахстано-Монгольская геосинклинальная область. Она протягивается к востоку от Тургая,
включая Казахский мелкосопочник, горы Рудного Алтая, через Джунгарию (южнее Алтае-Саянской области) в пределы Южной и Восточной Монголии, в складчатое Забайкалье и на востоке соединяется с Тихоокеанским геосинклинальным поясом. Эта обширная территория к началу кембрия имела гетерогенное строение: байкалиды Забайкалья и Северного Китая представляли собой
обширные гористые участки суши, разделенные территорией геосинклинального развития, в свою
очередь, содержавшими архипелаги островов, подводных поднятий (интрагеоантиклинали) и глубоководные впадины (интрагеосинклинали).
Кембрийские отложения распространены широко на западе и в центральной части этой области (Казахстан, Монголия). Типичным для эвгеосинклинальной зоны является разрез кембрия
хр.Чингизтау (см. схему III, цв. вкл.). Здесь отложения кембрия представлены мощной десятикилометровой толщей спилитов (лав подводного излияния основного состава), реже кислых лав и
туфов, кремнистых пород и песчаников. Выше залегают карбонатно-терригенные толщи с подчиненными прослоями лав и туфов разного состава (мощность 4 км).
В раннем кембрии в обширном морском бассейне от Казахстана до Монголии проявилась активная вулканическая деятельность, шло накопление мощных терригенно-вулканогенных осадков.
Средиземноморский геосинклинальный пояс
Отделяет северные платформы от Гондваны. Его условно разделяют на две области: Европейскую (Западная Европа, Северная Африка) и Азиатскую (Крым, Кавказ, Малая, Средняя, Восточная Азия, Индонезия).
133
Европейская геосинклинальная область характеризуется небольшим распространением кембрийских отложений. По характеру геологического развития выделяются три территории: 1) северная Европа (северная негативная зона) - система геосинклинальных прогибов - Корнуолл, Арденны, Рейнские сланцевые и Рудные горы, Гарц, Судеты, Среднепольская возвышенность; 2) Франко-Чешский срединный массив, или Молданубская глыба (Центральный Французский массив, Вогезы, Шварцвальд, Чешский массив); 3) южная Европа (южная негативная зона) - Пиренеи, Пиренейский полуостров, горы Атласа, Альпы, Балканы.
Кембрийские отложения Молданубской глыбы наиболее полно изучены в Чехии, где они несогласно залегают, с конгломератами в основном на докембрии и представлены песчаниками, глинистыми сланцами со среднекембрийскими трилобитами и другими окаменелостями. Завершается
разрез верхнего кембрия конгломератами, песчаниками и вулканическими породами. Суммар4' ная
мощность кембрия 2 км. Молданубская глыба в кембрии значительную часть времени воздымалась
иногда как единый массив суши, иногда как архипелаг островов, в пределах которых накапливались
континентальные (пролювиальные, озерные, речные) галечники и пески. В средне-кембрийскую
эпоху на участках, покрытых мелководным морем, отлагались терригенные илы с фауной. В
позднем кембрии на Франко-Чешской суше (или Молданубской глыбе) действовали вулканы,
оставившие мощные покровы лав и туфов.
Северная и южная зоны Европы (негативные зоны) в начале кембрия представляли систему
прогибов, испытавших погружение и затопленных морем. Прогибы были разделены обширными
участками суши. В небольших морских бассейнах накапливались пески и галечники, грубый терригенный материал, сносимый с окружающей суши. В среднекембрийскую эпоху наблюдается
расширение морской трансгрессии: на значительных площадях формировались терригенные и
карбонатные морские отложения (Рудные горы, Судеты, Среднепольская возвышенность, Пиренеи, Атлас). В позднем кембрии в этих геосинклинальных прогибах происходит регрессия, проявившаяся в обмелении морских бассейнов, появлении песчаного материала. Процессы воздымания сопровождались вулканизмом. С деятельностью подводных вулканов связано появление кремнистых осадков. Мощность кембрия в геосинклинальных прогибах составляет 2 км.
В южной части геосинклинального пояса (хр. Антиатлас, Марокко) известен следующий разрез кембрия (см. схему II, цв. вкл.). На породах венда согласно залегают нижнекембрийские известняки с археоциатами, выше сменяющиеся карбонатными и глинистыми породами.
Эта часть разреза характеризуется обильными находками трилобитов. Выше залегают среднекембрийские глинистые сланцы с Paradoxides, сменяющиеся песчаниками с лингулами. Общая
мощность разреза 3,2 км.
Азиатская геосинклинальная область характеризуется двумя типами нижнепалеозойских
разрезов.
Первый представлен кварцитами, песчаниками, аргиллитами, известняками и доломитами
небольшой мощности, образующими чехол срединных массивов. Они формировались в мелководных морях или прибрежных аккумулятивных равнинах (Центральный Иран, Южный Афганистан).
Второй тип разреза отличается большими мощностями, непрерывностью и наличием метаморфизованных песчано-сланцевых пород, известняков и вулканитов основного и кислого состава. Накопление этого материала происходило в морских условиях эвгеосинклиналей (Кавказ, Памир) и миогеосинклинальных зон (Загрос, Гималаи).
Тихоокеанский геосинклинальный пояс
Выделяются две области: Восточно- и Западно-Тихоокеанская,
В Восточно-Тихоокеанской геосинклинальной области распространены два типа разрезов
кембрия: миогеосинклинальный и эвгеосинклинальный. Первый из них встречается более часто,
134
развит вдоль границы геосинклинали с платформами и представлен всеми тремя отделами кембрия.
В Северных Кордильерах нижний кембрий слагают кварциты и кварцевые песчаники, выше
сменяющиеся черными известняками. Средний кембрий - это глинистые сланцы, известняки и пестроцветные филлиты. Верхний кембрий представлен массивными известняками (они слагают характерные обрывы Скалистых гор); выше их сменяют филлиты и сланцы с богатой и разнообразной
фауной. Общая мощность кембрия здесь 8 км; на юге, в Мексике, она уменьшается до 1,6-1,8 км.
Палеонтологически охарактеризованный разрез кембрия в Андах чаще начинается с его среднего отдела, представленного конгломератами, кварцитами, песчаниками и алевролитами. Выше
залегают красноцветные косослоистые песчаники и глинистые сланцы со знаками ряби. Разрез
венчают белые кварцитовые песчаники и глинистые сланцы. Изредка в составе кембрия отмечаются вулканические породы. На севере Боливии в среднем кембрии известны эвапориты. Общая
мощность кембрия не менее 5 км.
Эвгеосинклинальный тип разреза кембрия отмечается лишь на севере Восточно-Тихоокеанской геосинклинальной области вдоль Тихого океана. В его строении участвуют кварциты, аргиллиты, красные и зеленые сланцы, доломиты, вулканогенные породы.
В Западно-Тихоокеанской геосинклинальной области кембрийские отложения развиты ограниченно. В ее краевой, западной, части наблюдается миогеосинклинальный тип разреза. На юге
— это пестроцветная толща песчаников и глинистых сланцев, иногда косослоистых. Мощность
тодщи около 2,5 км (о.Кенгуру). На территории Вьетнама и Лаоса развита карбонатная толща с
пластами фосфоритов и песчано-глинистыми пачками. На севере геосинклинальной области кемт
брийские отложения представлены терригенно-карбонатными толщами, иногда с прослоями вуЯканитов кислого состава.
Эвгеосинклинальный тип разреза наиболее ярко выражен в южной и центральной частях Западно-Тихоокеанской геосинклинальной области. Это - спилит-кератофировая формация на островах Тасмания и Новая Зеландия или песчано-сланцевые толщи с лавами и туфами основного состава на юго-востоке Китая. На севере эвгеосинклинальный комплекс кембрийского возраста как
бы оконтуривает юго-восточный выступ Сибирской платформы. Здесь, в хр. Джагды и на Шантарских островах, распространены кремнистые сланцы и эффузивы мощностью не менее 4 км.
Полезные ископаемые
Кембрийский возраст имеют нефтеносные горизонты месторождений Прибалтики и Иркутского бассейна. В основном к кембрию и ордовику приурочены продуктивные горизонты гигантского месторождения нефти Хасси-Мессауд в Алжирской Сахаре. Битуминозные квасцовые сланцы Швеции используются для получения топлива и уранового концентрата.
Рудные полезные ископаемые сравнительно редки, например, Усинское месторождение марганца в Кузнецком Алатау.
Ранний кембрий - одна из крупнейших эпох накопления фосфоритов. В это время образовались фосфоритоносные бассейны хр. Каратау (Средняя Азия), на юго-востоке Китая (провинция
Юнь-Нань) и севере Вьетнама.
С ультраосновными интрузиями кембрия связаны месторождения асбеста Тувы.
Кембрийский период - важнейший этап накопления каменных солей (сопоставимый с девонским и пермским этапами солеобразования). Наиболее крупным является Лено-Вилюйский соленосный бассейн с давно разрабатываемым месторождением Усолье-Сибирское.
135
ОРДОВИКСКИЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - О
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Ордовикская система получила свое название от племени ордовиков, населявших в древности Уэльс (Великобритания). Первоначально ордовикские отложения включались в состав ранее
выделенной силурийской системы. Долгое время ордовик рассматривался как нижний отдел силурийской системы, а ее верхним отделом был готландий (по острову Готланд в Балтийском море).
Впервые название "ордовикская система" было предложено Ч.Лэпвортом в 1879 г. В отечественной геологической литературе А.Ф.Лесникова и Д.В.Наливкин в 30-е годы выступили за самостоятельность ордовикской и силурийской систем (последняя в объеме готланда). В 1951 г. ордовикская система была официально выделена на государственных геологических картах СССР. Однако
только в 1960 г. самостоятельность и наименование ордовикской и силурийской систем были утверждены на XXI сессии Международного геологического конгресса в Копенгагене (табл. 6).
Таблица 6
Общие стратиграфические подразделения ордовикской системы
Отдел
Верхний О3
Средний О2
Нижний О 1
Ярус
Ашгиллский C^as
Карадокский Огк
Лландейлский O2ld
Лланвирнский О21
Аренигский О|а
Тремадокский O|t
Продолжительность ордовикского периода 67 млн. лет, его начало 505 млн. лет, окончание 438 млн. лет назад.
Ордовик был установлен по типичным разрезам в районе Арениг-Бала в северной части Уэльса. Первоначально границы ордовика и его подразделений были определены по изменению комплексов раковинной фауны, а значительно позднее для этих целей стали использовать быстро эволюционировавших граптолитов. Поэтому до настоящего времени существуют две стратиграфические шкалы, которые окончательно еще не увязаны друг с другом, а это затрудняет корреляцию разрезов Уэльса с разрезами других регионов, расчлененных по остаткам граптолитов (рис. 47).
В Великобритании нижнюю границу ордовика проводят по подошве аренига, так как тремадок здесь тесно связан с кембрием. В других странах Европы и в России нижним ярусом ордовика
считается тремадокский. Верхняя граница системы формально совпадает с кровлей ашгильского
яруса. Однако надо заметить, что положение как нижней, так и верхней границы ордовика дискуссионно и не получило официального международного признания.
Ярусная и зональная шкалы ордовика основываются на граптолитах, а начало деления ордовика заложено работами Ч.Лэпворта и Г.Эллеса. Ч.Лэпворт предложил трехчленное деление ордовика, но чаще пользовался двучленным. Это связано с определенными трудностями расчленения и
является предметом дискуссии. В России принято трехчленное деление ордовика, хотя границы
между отделами в ряде случаев недостаточно определенные.
Стратотип тремадокского яруса располагается в Карнарвоншире. Его объем был установлен
А. Седжвиком, относившим этот ярус к кембрию. Стратотипический разрез аренигского яруса находится 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 наиболее характерен род Didymograptus. Лландейлский ярус среднего ордовика в Карнарвоншире в Уэльсе слагается плитчатыми известняками с
Glyptograptus и Nemagraptus.
136
Рис. 47. Характерные ископаемые остатки ордовикских организмов Трилобиты: /
- Asaphus (ранний и средний ордовик), 2 - Cryptolithus (средний ордовик), 3 -Illaenus (ранний
ордовик); головоногие моллюски: 4 - Endoceras (ордовик), 5 - Lituites (средний - поздний
ордовик), 6а, б, в - Orthoceras (средний ордовик); граптолиты: 7- Phyllograptus (ранний
ордовик), 8 - Diplograptus (ордовик и ранний силур), 9 - Didymograptus (ранний и средний
ордовик), 10 - Dictyonema (ранний ордовик); иглокожие (цистоидеи): // - Echinosphaerites (средний и поздний ордовик), 12 - Echinoencrinus (ранний ордовик); брахиоподы: 13 - Orthis (ранний,
и средний ордовик); кишечнополостные: 14а, б - Favistina (средний и поздний ордовик)
137
В Западной Англии в Шропшире находится стратотип карадокского яруса. Здесь развиты
кварцевые песчаники и кварциты, содержащие Dicranagraptus, Climacograptus.
Ашгиллский 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 схеме III, цв. вкл.
Органический мир
В отличие от кембрия в ордовике жизнь была значительно разнообразнее. В растительном
мире господствовали водоросли, в том числе зеленые. Представитель зеленых водорослей (или
цианобионтов?) - род Gloeocapsomorpha играл большую роль в образовании горючих сланцев кукерситов.
Огромное значение для зональной стратиграфии ордовика имеют граптолиты, относящиеся к
типу Hemichordata (полухордовые). Граптолиты в ордовике быстро эволюционировали, обладали
значительными ареалами и поэтому являются руководящими ископаемыми. Для раннего ордовика
характерны безосные формы {Phyllograptus, Didymograptus), для среднего и позднего - осеносные
двурядные граптолиты (Diplograptus, Climacograptus) (рис. 47).
Весьма широко в ордовике распространились конодонты, которые появились еще в среднем
кембрии. Конодонты относятся к примитивным хордовым и представляют собой подобие челюстного аппарата этих животных в виде зубчиков микроскопических размеров и разнообразной формы: простые ("клыки"), стержневидные и платформенные. Конодонты обитали в самых разных
морских обстановках: от глубоководных (предпочтительно) до мелководных.
Животный мир морей представлен беспозвоночными животными, а также бесчелюстными рыбообразными организмами (телодонтами). Особенно широкое распространение имели трилобиты,
морские пузыри, брахиоподы, головоногие моллюски из подклассов эндоцератоидеи и наутилоидеи,
коралловые полипы из подклассов четырехлучевые (ругозы) и табулятоморфы (рис. 48, цв. вкл).
Трилобиты представлены в основном новыми родами. Важнейшими из них являются
Asaphus, Trinucleus, Megistaspis, Illaenus и др. Трилобиты приобрели способность к свертыванию
из-за того, что появились хищники - головоногие моллюски. Как следствие этого - развитие равновеликих и близких по очертанию головного и хвостового щитов. Брахиоподы представлены как
беззамковыми с хитиново-фосфатной, так и замковыми формами с известковой раковиной. Из беззамковых известен род Obolus (но другие виды, чем в кембрии); из замковых -Porambonites.
Из эндоцератоидеи, ортоцератоидей и других похожих прямораковинных головоногих, которые жили в морях с нормальной соленостью, для ордовика особенно характерны крупные формы
рода Endoceras, а также Orthoceras, Actinoceras и представители различных отрядов наутилоидеи.
Они вели придонный, активный образ жизни. Раковины этих хищников достигали в длину 2-3 м
{Endoceras). В ордовике началось развитие кишечнополостных - табулят (род Syringopora) и четырехлучевых кораллов (ругоз), которые совместно с гидроидными полипами - строматопоратами
(Stromatoporata) - были не только руководящими, но и породообразующими организмами. Вместе
с мшанками и кораллами они строили рифы. Из иглокожих в донных биоценозах получили развитие морские пузыри (цистоидеи), к которым со среднего ордовика присоединились морские лилии
(криноидеи).
Таковы основные группы беспозвоночных. Помимо них в морях ордовика существовали и
другие группы фауны, которые не пользовались столь широким развитием. К ним относятся фораминиферы, радиолярии, остракоды, губки, черви, двустворки, гастроподы, мшанки и др.
Структуры земной коры и палеогеография
В ордовике существовали те же платформы и геосинклинальные пояса, что и в конце кембрийского периода. В геосинклинальных прогибах продолжалось интенсивное погружение, что
138
благоприятствовало накоплению многокилометровых толщ преимущественно терригенных морских осадков и эффузивов.
В конце ордовика в ряде геосинклинальных областей началась вторая фаза каледонской эпохи тектогенеза - таконская. Она проявилась примерно в тех же участках Северного полушария,
где проходила салаирская фаза складчатости. В связи с таконской фазой складчатости некоторые
участки геосинклинальных областей превратились в высокоподнятые горные сооружения, из которых одни существовали очень долго (Северные Аппалачи, северные хребты Тянь-Шаня), а другие в начале силура вновь погрузились под уровень моря (Уэльс в Великобритании).
Регрессия морей конца кембрия с наступлением ордовика сменилась новой общей трансгрессией. Площадь эпиконтинентальных морей настолько расширилась, что ордовикская трансгрессия
на платформах оказалась наибольшей за всю историю палеозоя (талассократическая эпоха). Однако не на всех древних платформах эта трансгрессия протекала одинаково. Если ордовикская
трансгрессия на Северо-Американской платформе превышала кембрийскую во много раз и почти
охватила всю территорию, то на Сибирской и Восточно-Европейской она была слабее кембрийской. Расширение эпиконтинентальных морей произошло и на Гондване.
К концу периода, в связи с горообразованием в ряде геосинклинальных систем и особенно
граничащих с платформами, происходит сокращение как геосинклинальных, так и эпиконтинентальных морей.
Для ордовика, по данным изучения палеомагнетизма горных пород, сохраняется тот же план
расположения полюсов и соответственно климатических зон, что и в кембрии. Очевидно, широкое развитие трансгрессий в Северном полушарии смягчило здесь климатические условия. Тропическая влажная зона располагалась в полосе, протягивающейся от южной Гренландии через Новую Землю в Западную Сибирь. Характерно, что все теплые зоны в то время были смещены далеко на север по сравнению с современным положением экватора.
Положение континентов в позднем ордовике согласно концепции новой глобальной тектоники показано на схеме XVI, цв. вкл.
История развития платформ
Восточно-Европейская (Русская) платформа
Отложения ордовика распространены там же, где и кембрийские, то есть в Прибалтике, Приднестровье и Московской синеклизе, и представлены всеми тремя отделами. Залегают они со стратиграфическим несогласием на кембрии. Это горизонтально лежащие толщи морских мелководных отложений небольшой мощности (~300 м), содержат богатую морскую фауну западно-европейского типа, что свидетельствует о трансгрессии, идущей с запада (см. схему III, цв. вкл.). Начинается.разрез Эстонии в береговых обрывах и уступах оболовыми песчаниками. Огромное количество фосфатных створок рода Obolus превратило эту толщу в фосфорсодержащий горизонт, разрабатываемый в Эстонии и Ленинградской области. Выше - черные граптолитовые аргиллиты с дикционемами. Обе толщи составляют тремадокский ярус. Верхняя часть нижнего ордовика - аренигский ярус - сложена глауконитовыми песчаниками и известняками с многочисленными остатками
брахиопод и трилобитов {Asaphus, Megistaspis). Средний ордовик (мощность до 160 м) представлен известняками с богатой фауной брахиопод, трилобитов, граптолитов, остракод. Здесь имеются
толщи горючих сланцев - кукерситы. Они свидетельствуют о временных поднятиях и обмелении
теплого ордовикского моря, зарастании его сине-зелеными водорослями (цианобионтами), из которых образовались горючие сланцы - кукерситы. Верхний ордовик снова слагается известняками с
фауной. Ордовикские известняки широко применяются для разнообразных строительных целей.
Разрез Эстонии типично платформенный, сложен морскими мелководными отложениями, являющимися хорошим строительным материалом (Старая городская ратуша и другие здания г.Таллина).
139
Сибирская платформа
Ордовик занимает западную часть платформы, обнажается по окраинам Тунгусской синеклизы и на юго-западе платформы. Разрезы различаются по литологии и палеонтологической характеристике. Наблюдается господство карбонатных пород с остатками разнообразной морской фауны, особенно брахиопод. По окраинам бассейна отлагались мелководные осадки: доломитовые
илы, пестроцветные пески и глины, иногда с прослоями гипса. В разрезах отмечается региональный перерыв перед средним ордовиком. Мощность отложений несколько сотен метров.
Китайская платформа
Здесь широко распространены нижне- и среднеордовикские песчано-глинистые и карбонатные
отложения мощностью несколько сотен метров с остатками брахиопод, гастропод, наутилоидей.
Северо-Американская платформа
В начале ордовика здесь происходила наибольшая трансгрессия, во время которой накапливались карбонатные осадки. В начале среднего ордовика была кратковременная регрессия и появились острова. В позднем ордовике платформа снова стала погружаться, отлагались известняковые и доломитовые илы. На востоке в море стал поступать обломочный материал - продукты разрушений таконских поднятий в Аппалачской геосинклинали. Мощность ордовика - первые сотни
метров.
Гондвана
В южно-американской части Гондваны в ордовике господствовали поднятия. Морские обломочные отложения встречаются на крайнем западе по границе с Восточно-Тихоокеанской геосинклинальной областью. Песчано-глинистые отложения небольшой мощности известны в Амазонской впадине. Африканская часть Гондваны начала опускаться на севере в конце кембрия. В ордовике на территории Сахары отлагались морские кварцевые пески с прослоями галечников и глин.
Лежат они непосредственно на докембрийском фундаменте. Мощность толщи 500-800 м, в авлакогенах 2-2,5 км. На Аравийском полуострове ордовик представлен песчано-глинистыми образованиями значительной мощности. В австралийской части Гондваны большую площадь море занимало в ордовике. Оно заливало центральную область и распространялось в широтном направлении. Отлагались здесь пески, реже известковые илы.
История развития геосинклинальных поясов
Северо-Атлантический геосинклинальный пояс
Грампианская
г е о с и н к л и н а л ь .
геосинклинальная
область.
Г р а м п и а н с к а я
В пределах этой геосинклинали накапливались мощные толщи
осадочных и вулканогенных пород. Разрез ордовика Уэльса - стратотипический, обнажается во
многих районах этой территории (см. схему III, цв. вкл). Самый нижний, тремадокский ярус сланцеватые аргиллиты с Dictyonema и трилобитами, с отчетливым несогласием перекрываются
породами аренига. Поэтому английские геологи относят тремадок к кембрию. Аренигский ярус
сложен эффузивами с прослоями известняков с трилобитами и брахиоподами (мощность нижнего
ордовика - 1,2 км).
Лланвирн состоит из сланцев с остатками трилобитов, брахиопод, граптолитов. Иногда по
простиранию сланцы сменяются эффузивами. Лландейлский ярус - это наиболее карбонатная
часть разреза ордовика - плитчатые известняки с раковинами брахиопод и трилобитов. Карадокский ярус - карбонатно-глинистые отложения с брахиоподами и граптолитами или эффузивами
(мощность среднего ордовика - 2 км). В конце ордовика вулканическая деятельность прекратилась и ашгилл представлен полимиктовыми песчаниками, косослоистыми, со знаками ряби и глинистыми сланцами (мощность - 1 км).
Урало-Монгольский геосинклинальный пояс
Алтае-Саянская геосинклинальная область. Салаирский цикл тектогенеза, проявившийся в
140
этой области в среднем кембрии, стабилизировал ее не полностью. Геосинклинальные условия в
ордовике восстанавливаются в Западно-Саянском и Горно-Алтайском прогибах, которые разделены Горно-Шорским поднятием. Но в ордовикских прогибах накапливаются уже флишевые формации (мощность - 7-8 км).
На поднятиях другой тип разрезов: меньшая мощность, осадки - карбонатные илы, пески с
обилием мелководной фауны. В отложениях ордовика известны перерывы в осадконакоплении
(это проявления каледонских движений). Следует отметить, что в Алтае-Саянской области между
отложениями кембрия и ордовика - резкое угловое несогласие. Это результат салаирской фазы
складчатости.
В целом не вся территория Урало-Монгольского геосинклинального пояса в ордовике была
занята морем. В ere пределах располагались раннекаледонские поднятия и острова, поставлявшие
терригенный материал в депрессионные зоны. Такие поднятия были в Центральном Казахстане и
на востоке пояса - в Алтае-Саянской области и Монголии. В конце ордовикского периода на западе центрально-азиатской части Урало-Монгольского пояса активно проявилась таконская фаза каледонской складчатости. Ее следствием стало образование обширных поднятий в Казахстане, прослеживающихся от Кокчетава на юг до Тянь-Шаня и являвшихся областью сноса терригенного
материала в силуре. Каледонская складчатость в южной и восточной частях Урало-Монгольского
гёЪсинклинального пояса сопровождалась интрузивным магматизмом. С таконской фазой связано
внедрение крупных гранитоидных интрузий на обширной территории от Северного Тянь-Шаня до
Петропавловска и Омска.
Средиземноморский геосинклинальный пояс
В Европейской геосинклинальной области отложения ордовика распространены шире кембрийских. Они известны на севере Европы, где представлены морскими песчаниками, глинистыми
сланцами с прослоями известняков или горизонтов эффузивов. Франко-Чешский массив (Молданубская глыба) в ордовике представлял огромный остров, и на его восточной окраине в Чехии накапливались морские терригенные отложения с прослоями кремнистых и эффузивных пород. Разрез этих толщ стал классическим еще в XIX веке благодаря трудам И. Барранда. Разрез начинает
ся конгломератами, дикционемовыми сланцами и песчаниками, несогласно залегающими на породах кембрия (см. схему III, цв. вкл). Выше наблюдаются песчаники и сланцы с трилобитами, граптолитами и кварциты с раковинами брахиопод. В южной Европе ордовик согласно залегает на
кембрии, представлен морскими терригенными фациями типичного геосинклинального облика,
но эффузивы отсутствуют. В Азиатской области наблюдаются также геосинклинальные условия с
набором соответствующих фаций.
Тихоокеанский геосинклинальный пояс
Весь ранний палеозой представлен морскими фациями. В Верхоянской геосинклинали в ордовике существовал обширный морской бассейн с архипелагом островов, где накапливались терригенные отложения. Максимальная трансгрессия приходится на средний ордовик. В Кордильерской и Андской геосинклиналях также преобладали морские условия с накоплением терригенных
пород. Это раннегеосинклинальный этап развития этой территории.
Полезные ископаемые
В ордовике известны продуктивные горизонты Мидконтинента США (штаты Канзас и Оклахома), которые дают треть годовой добычи нефти. В Алжирской Сахаре в кембрии и ордовике от-
141
крыто крупное нефтяное месторождение. Признаки нефти имеются на Сибирской платформе. В
глинистых сланцах нижнего ордовика Швеции известен уран осадочного происхождения. К среднему ордовику относятся горючие сланцы - кукерситы Прибалтики (Эстония) и Ленинградской
области. В ордовике прослеживаются месторождения оолитовых железных руд на о.Ньюфаундленд в Канаде, а также в Аргентине и ряде стран Западной Европы. С магматизмом ордовика связаны месторождения меди и кобальта Норвегии, полиметаллы Салаирского кряжа и золота Казахстана. К тремадоку (оболовый горизонт) Прибалтики принадлежат активно разрабатывающиеся
месторождения фосфоритов.
СИЛУРИЙСКИЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - S
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Силурийская система установлена в 1835 г. английским геологом Р.Мурчисоном в. провинции
Уэльс в Великобритании и названа по кельтскому племени силуров, когда-то населявших эту территорию. Первоначально силурийская система понималась гораздо шире и включала в качестве
нижнего отдела ордовик. В 1960 г. на XXI сессии Международного геологического конгресса система утверждена в современном объеме. Силурийская система делится на два отдела (табл. 7).
Межведомственным стратиграфическим комитетом было рекомендовано нижнюю границу силура
проводить по подошве граптолитовой зоны Akidograptus acuminatus, расположенной в основании
лландоверийского яруса, а верхнюю границу - по подошве также граптолитовой зоны
Monograptus uniformis в основании лохковского яруса нижнего девона.
Таблица 7
Общие стратиграфические подразделения силурийской системы
Отдел
Верхний S2
Нижний S 1
Ярус
Пржидольский S 2р
Лудловский S 2ld
Венлокский S|\v
Лландоверийский S,l
Продолжительность силурийского периода 30 млн. лет, его начало 438 млн. лет назад, окончание 408 млн. лет назад.
Ярусы установлены в стратотипической местности, в Великобритании, кроме верхнего пржидольского яруса, который был прекрасно обоснован чешскими геологами в разрезах Баррандиена близ г. Праги.
Названия "лландоверийский", "венлокский" и "лудловский" ярусы впервые были предложены Р. Мурчисоном для карбонатно-терригенных 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 округу Лландовери. В
стратотипе он представлен чередованием ракушняков и граптолитовых сланцев общей мощностью
до 1 км. Наряду с граптолитами в них встречаются табуляты, брахиоподы, трилобиты.
Венлокский ярус был установлен также Р. Мурчисоном в Уэльсе в 1839 г. и название получил
по хребту 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.
142
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 (рис. 50, цв. вкл.).
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 Британии, 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 название "лудлов" со стратотипом в Англии, а верхнему лудлову, соответствующему борщовскому 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 бассейне р. 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 пржидольский ярус, стратотип которого находится в Чехии.
Характерные разрезы силурийской системы представлены на схеме III, цв. вкл.
Органический мир
В силурийском периоде продолжалось дальнейшее усложнение и совершенствование органического мира, особенно животного. Из растений в морях широко распространены водоросли, а прибрежные участки в позднем силуре стали заселять высшие растения - "псилофиты" (риниофиты).
В морях силура главенствовали те же группы организмов, что и в ордовикском периоде
(рис. 50, цв. вкл.). По-прежнему важная роль принадлежала граптолитам. Особенно характерны
роды Monograptus, Cyrtograptus, Rastrites и др. К концу периода почти все граптолиты вымерли.
Значительного расцвета достигли колониальные кораллы - табуляты и особенно одиночные четырехлучевые кораллы (Rugosa) - род Goniophyllum. Коралловые полипы, как и в ордовике, были
породообразующими, рифостроящими организмами. Наступил расцвет замковых брахиопод или
плеченогих. К числу наиболее распространенных плеченогих относится семейство пентамерид
(род Pentamerus), роды Atrypa, Eospirifer и др. (рис. 49).
В силурийском периоде своеобразно протекала эволюция членистоногих. Трилобиты в это
время представлены менее широко, чем в предыдущие периоды палеозоя. В это же время наступил расцвет гигантских ракоскорпионов (Eurypterus и др.) (рис. 49), а в мелководных бассейнах
обитали мельчайшие ракообразные - остракоды. Впервые на суше стали появляться членистоногие - скорпионы и многоножки.
В самом конце силура появились бактритоидеи, явившиеся предковыми формами аммоноидей. Как и в ордовике, продолжали быть грозой морей головоногие с прямой раковиной (ортоцератоидеи), продолжался расцвет наутилоидей. В силурийском периоде стали широко развиваться
143
Рис. 49. Характерные ископаемые остатки силурийских организмов
Трилобиты: 1 - Calymene (силур); брахиоподы: 2а, б - Tuvaella (силур), 3 - Conchidium (силур),
4 - Pentamerus (силур); ракоскорпионы: 5 - Eurypterus (поздний силур - ранний девон); граптолиты: 6 - Monograptus (силур и ранний девон), 7 - Rastrites (ранний силур); кишечнополостные: 8 - Streptelasma (преимущественно поздний ордовик - силур), 9а, б - Palaeofavosites (средний ордовик - силур), 10 - Halysites (средний ордовик - ранний силур); бесчелюстные: // Telodus (силур); первые наземные растения: 12 - Cooksonia (поздний силур)
144
морские лилии и морские ежи. Заметно возросла роль двустворчатых (пелеципод) и брюхоногих
(гастропод) моллюсков. Среди последних особенно характерны роды Pleurotomaria и Bellerophon.
Позвоночные в силуре представлены бесчелюстными и низшими (хрящевыми) рыбами. Конодонтов было несколько меньше, чем в ордовике, но они по-прежнему сохраняют важное стратиграфическое значение.
В конце силура произошло важнейшее событие фанерозоя: жизнь начала завоевывать сушу.
На окраинах континентов, в прибрежных областях появились мхи, грибы, а также высшие растения - риниофиты. Они уже имели поры для воздушного дыхания. Появились разнообразные обитатели пресноводных внутриконтинентальных водоемов (ракоскорпионы и др.).
Структуры земной коры и палеогеография
Силурийский период - заключительный этап каледонской эпохи тектогенеза. С середины и
до конца силура во многих геосинклинальных областях неоднократно происходили мощные
складкообразовательные процессы, являющиеся проявлением новокаледонской или позднекаледонской фазы складчатости.
В районах сильного проявления каледонская складчатость привела к ликвидации (закрытию)
геосинклинального режима и возникновению на месте геосинклиналей или их частей каледонских складчатых сооружений - каледонид.
Каледонская складчатость закрыла Грампианскую геосинклинальную область, каледониды
которой соединили Северо-Американскую и Восточно-Европейскую платформы; образовалась
большая Северо-Атлантическая платформа (Лавренция).
Каледонская складчатость создала каледониды в центрально-азиатской части Урало-Монгольского геосинклинального пояса и непосредственно к юго-западу и югу от Сибирской платформы. К ним относится Алтае-Саянская складчатая область, Северная Монголия, юго-западная
часть Забайкалья. Эти каледониды нарастили с юга Сибирскую платформу.
Другой пояс каледонид был создан на территории Казахстана и Средней Азии. На карте он
образует большую дугу, обращенную выпуклой стороной на запад и север. Д.В.Наливкин назвал
эту дугу Казахским макроперешейком. К каледонидам принадлежат Северный Тянь-Шань,
хр.Каратау, Чу-Илийские горы, запад Казахского мелкосопочника, Северный Казахстан, южная
часть Западно-Сибирской равнины, хребты Чингизтау и Тарбагатай. Казахский макроперешеек
разделил Урало-Монгольский геосинклинальный пояс на две части: Урало-Тянь-Шаньскую и Центрально-Азиатскую (Монгольскую).
В Урало-Тянь-Шаньскую часть пояса входили Новая Земля, Пай-Хой, Полярный, Северный,
Средний и Южный Урал, Мугоджары, Кызылкум, Южный Тянь-Шань, а также запад Западно-Сибирской равнины, п-ов Таймыр, Северная Земля. Центрально-Азиатская часть включала центральные и южные районы Казахского мелкосопочника, Джунгарский Алатау, Калбинский хребет, Рудный и Юго-Западный Алтай, Салаирский кряж, Кузнецкую впадину, Южную, Центральную и Восточную Монголию, хр.Большой Хинган, Буреинский хребет.
Каледонская складчатость проявилась в Западно-Тихоокеанской геосинклинальной области:
были созданы каледониды на юго-востоке Китая, по восточной окраине австралийской части Гондваны. Произошло наращивание южно-американской части Гондваны. В восточной части Средиземноморского геосинклинального пояса каледониды Центрального Китая присоединились с юга
к Китайской платформе.
В начале силурийского периода после сравнительно небольшой ордовикской регрессии снова
происходит трансгрессия моря, по своим масштабам почти равная ордовикской и почти в тех же
районах. Однако во второй половине периода в связи с завершением каледонского этапа развития
происходят обширные поднятия, как в геосинклинальных поясах, так и на платформах. В результате развившейся регрессии многие территории платформ не только осушаются, но надолго при-
145
обретают континентальный режим. Полное осушение произошло и на Восточно -Европейской
(Русской) платформе, кроме ее крайней северо-западной части.
Еще на границе ордовика и силура в целом ряде геосинклинальных областей возникли многочисленные гористые острова. В дальнейшем участки суши с горным рельефом разрастаются и к
концу силурийского периода охватывают обширные площади. В какой мере тектоническое развитие отразилось на особенностях климата, сказать трудно. Господствовавший в ордовике и частично в силуре теплый влажный климат сменился к концу силура засушливым. Образование больших
пространств суши и изменение климата привели к преобразованию органического мира: появились первые обитатели континентов. Данные палеомагнетизма позволяют предполагать сохранение того же плана климатической зональности, что и во всем раннем палеозое. :;и^ Каледонская
складчатость сопровождалась интенсивным эффузивным и интрузивным магматизмом, с которым
связано образование полезных ископаемых.
Положение континентов в позднем силуре согласно концепции новой глобальной тектоники
показано на схеме XVII, цв. вкл.
История развития платформ
Восточно-Европейская платформа
Обнажения силурийских отложений известны в Прибалтике и в Приднестровье. Это существенно карбонатные фации с разнообразной фауной, представляющие полный разрез силура,
мощности которого увеличиваются в западном направлении. Распространение силурийских отложений значительно шире его выходов на земную поверхность. Эти отложения занимают большие
площади на западе платформы - в Прибалтике и на Украине, откуда прослеживаются на территории Польши; вскрыты скважинами в Большеземельной тундре. В последние годы установлено более широкое распространение силура в центральной части платформы. На западе накапливались
карбонатные осадки, на востоке - глинистые.
Рассмотрим сводный разрез силура Эстонии, составленный по ряду обнажений (см. схему III,
цв. вкл). Силурийские отложения согласно залегают на ордовикских. Лландоверийские породы
(мощность 80-160 м) - это разнообразные известняки, в том числе органогенные. Многочисленны
остатки строматопорат, табулят, гелиолитоидей, ругоз, морских лилий, брахиопод, трилобитов и
остракод. Венлокские отложения (мощность 110-175 м), наряду с известняками, представлены доломитами и мергелями. Кроме вышеуказанных, здесь встречаются панцири эвриптерид (ракоскорпионов), костные пластинки и чешуя рыб.
Верхний силур (лудлов и пржидол, мощность до 170 м) тоже сложен карбонатными породами,
известняками, реже доломитами и мергелями. Весьма разнообразен и богат комплекс окаменелостей, характерны фрагменты стеблей морских лилий. Силурийские известняки используются '
в строительной промышленности Прибалтики. Разрез силура Эстонии типично платформенный.
Только в конце силура проявилась среднепалеозойская регрессия как следствие каледонской
складчатости в соседней Грампианской геосинклинали.
Сибирская платформа
Силурийские отложения распространены на западной половине платформы и в бассейне
р.Вилюй. Обнажаются по долинам рек на юге и северо-западе платформы. Опорный разрез силура известен по р.Мойеро. Здесь выделены все региональные горизонты платформы.
В силуре морской бассейн постепенно сокращался и отступал в северо-западном направлении, поэтому верхний силур известен лишь на крайнем северо-западе платформы. Силурийские
отложения разнообразны по литологии и палеонтологической характеристике. Нижний силур
включает всю гамму отложений: от морских граптолитовых аргиллитов через морские известняки
146
к доломитам и пестроцветным мелководным отложениям. В самой верхней части силура появляются прослои гипса и ангидрита. В силуре характерны брахиоподовые ракушечники, коралловые
и строматопоровые биостромы и биогермы, коралловые и криноидные известняки. Вверх по разрезу обедняется систематический состав фауны.
Силурийские отложения залегают с резким стратиграфическим несогласием на разных породах ордовика и согласно перекрываются пестроцветными и красноцветными отложениями нижнего девона. Мощность силура на Сибирской платформе изменяется в значительных пределах и достигает первых сотен метров.
Северо-Американская платформа
Эта платформа в начале силура испытала кратковременное поднятие в результате проявления
таконской фазы складчатости в Аппалачской геосинклинали. Регрессия сменилась трансгрессией
с широким распространением карбонатных отложений и рифогенных образований.
Силурийские Отложения представлены известняками и доломитами. В нижнесилурийских
разрезах здесь много рифовых построек, в верхнем силуре появляются галогенные породы, особенно на востоке платформы - ангидриты, гипсы и каменная соль.
В самом конце силура в Северной Америке возникли огромные солеродные бассейны. Мощность силура измеряется несколькими сотнями метров. Во впадинах она возрастает, например, в
Мичиганской впадине - до 1,5 км.
Гондвана
Южные материки в силуре по-прежнему стоят выше уровня моря, и силурийские осадки незначительны, но там, где они имеются (по периферии Гондваны), представлены терригенными образованиями.
В южно-американской части Гондваны в конце ордовика - начале силура произошла перестройка, вероятно, вызванная влиянием каледонской складчатости. В силуре площадь моря увеличилась. Возникли впадины меридионального направления. В них накапливались значительной
мощности (до 800-1200 м) обломочные осадки с подчиненными карбонатными прослоями. В Амазонской впадине (широтного направления) наблюдаются морские песчано-глинистые осадки мощностью 100 м. В позднем силуре и самом начале девона снова произошли поднятия как следствие
позднекаледонских движений.
На африканской части Гондваны песчаные толщи в конце ордовика и в силуре сменились
темными глинами с граптолитами. В северной части бассейна появились карбонатные илы. По окраинам области морского накопления отлагались прибрежные пески. Мощность силурийских пород обычно небольшая. На Аравийском полуострове силур представлен непрерывным разрезом
песчано-глинистых образований значительной мощности. В конце силура в Африке повсеместно
началась регрессия, особенно четко проявившаяся в Аравии.
Австралийская часть Гондваны в силуре представляла собой преимущественно сушу.
История развития геосинклинальных поясов
Северо-Атлантический геосинклинальный пояс
Г р а м п и а н с к а я г е о с и н к л и н а л ь н а я о б л а с т ь . Г р а м п и а н с к а я г е о с и н к л и н а л ь . Р а з рез
силура Уэльса - стратотипической местности, где была выделена силурийская система, можно
увидеть на схеме III, цв. вкл.
Силур залегает на ордовике со структурным несогласием, вызванным таконской складчатостью. В основании лландовери лежат конгломераты и песчаники, выше сменяющиеся песчано-глинистой толщей с ракушечниками; многочисленны пентамериды (мощность лландовери достигает
1,5 км). Венлок литологически разнообразен: в одних районах известково-глинистые породы и из-
147
вестняки с остатками брахиопод и кораллов (300-400 м), в других - мощная толща песчаников и
алевролитов (мощность -1,2 км). Лудловские отложения преимущественно карбонатные: известняки, известково-глинистые сланцы, известковые алевролиты. Многочисленны строматопораты,
кораллы, брахиоподы (мощность - 0,5 км). Встречаются ископаемые банки с Conchidium knighti.
В верхней части яруса присутствует пласт так называемой костеносной брекчии, состоящей из частей и обломков костного покрова панцирных рыб.
Описанный разрез трех ярусов относится к "раковинным" образованиям - мелководные отложения значительной мощности, содержащие указанную фауну.
Известен и другой тип разреза этих же ярусов - в виде маломощной толщи граптолитовых
сланцев. Глинистый материал в этом случае отлагался на глубоководных участках моря. Третий
тип разреза - смешанный. В нем присутствуют породы первого и второго типов.
Самая верхняя часть разреза силура в Англии выделяется как даунтонский ярус (мощность 0,6-0,9 км). Это красно- и пестроцветные песчано-глинистые породы с прослоями красных мергелей. В них встречаются раковинки остракод и ихтиофауны. Постепенно даунтон сменяется нижним красноцветным девоном. Все это перекрывается со структурным несогласием конгломератами среднего девона.
В Уэльсе общая мощность силура 3 км. Отложения собраны в складки и метаморфизованы.
Каледонская складчатость проявлялась неоднократно и сопровождалась магматизмом.
В скандинавской части Грампианской геосинклинали накапливались мощные обломочные
толщи, сначала типично морские, а к концу силура - континентальные.
Урало-Монгольский геосинклинальный пояс
Урало-Тянь-Шанъская геосинклинальная область протягивается от Новой Земли до южного
Тянь-Шаня.
Уральская геосинклиналь. Отложе ния силура широко развиты на Урале. На за падном склоне Урала происходило спокойное накопление толщи карбонатных и терригенных
осадков (до 2 км) в миогеосинклинальных условиях. На восточном склоне, в эвгеосинклинали, накапливаются лавы и туфы, кремнистые сланцы и известняки (мощность - 5 км). В силуре на Урале были заложены основные геотектонические структуры, которые позднее превратились в существующие антиклинории и синклинории. Силур Урала западного и восточного склонов содержит
одинаковую фауну, что свидетельствует о едином в силуре геосинклинальном уральском бассейне.
,; На территории западного склона Урала и на Новой Земле господствовали миогеосинклинальные условия, поэтому здесь накапливались карбонатные и карбонатно-глинистые отложения (5001500 м) с разнообразным комплексом органических остатков. Мелководные прибрежные песчаногалечниковые породы известны на западной окраине Северного Урала (Полюдов кряж). На западе
центральной части Урала, на Пай-Хое и местами на Новой Земле обнажаются черные глинистые
граптолитовые сланцы.
Каледонская складчатость, в противоположность другим геосинклиналям Урало-Монгольского пояса, для Урала не характерна; она не вызвала структурных несогласий, но каледонскими считают ультраосновные и основные интрузии центральной зоны.
Отложения силура широко распространены в казахстанской части Урало-Монгольского пояса. Они представлены типичными геосинклинальными образованиями значительной мощности с
остатками богатой фауны. Характерны горизонты брахиоподовых и коралловых известняков.
В разрезе хр. Чингизтау силур представлен только нижним отделом (см. схему III, цв. вкл).
Силурийские отложения (до 2,5 км) накапливались в эвгеосинклинальных морских условиях с
сильным вулканизмом. Активно проявлялась каледонская складчатость. Наиболее сильно выражена
последняя - позднекаледонская - фаза складчатости, которая привела к отступлению моря с
территории хр.Чингизтау, к завершению первой, собственно геосинклинальной, стадии его разви-
148
тия. Венчающие разрез полого залегающие нижне- и среднедевонские эффузивы и туфы кислого
состава накапливались уже в наземных условиях. Их обычно выделяют в вулканогенную молассу
орогенного этапа развития. Со складчатостью связано неоднократное внедрение крупных гранитоидных интрузий.
Алтае-Саянская складчатая область. Известны отложения силура там же, где и ордовика,
но на западе преобладают известняки и терригенные породы с богатой фауной, на востоке (Западный Саян, Тува) возрастает роль грубообломочных пород с обедненной фауной. Мощность силурийских отложений на западе 4,5 км, на востоке - до 7,5 км.
В разрезе силура Западной Тувы (см. схему III, цв. вкл.) силурийские отложения (чергакская
серия) залегают согласно на ордовикских. Они имеют большую мощность (2,5-3 км), состоят из
песчано-глинистых пород с прослоями, пачками и линзами известняков. Наибольшая карбонатность приурочена к средней части разреза. Фауна богата и разнообразна. Это строматопораты, табуляты, гелиолитиды, ругозы, криноидеи, мшанки, брахиоподы, трилобиты. Много местных (эндемичных) форм. Очевидно, в силуре здесь существовал мелководный морской бассейн с небольшими рифами, коралловыми и криноидными зарослями, с банками брахиопод. Эндемизм фауны
говорит о затрудненном сообщении с другими морями. К концу силура бассейн постепенно сократился, обмелел, изменилась его соленость, в нем выжили только эвригалинные организмы.
В ордовике, силуре и начале девона в Западной Туве образовался единый огромный (10 км)
трансгрессивно-регрессивный тувинский комплекс с морскими отложениями в средней части и
красноцветными континентальными породами в подошве и кровле. Отложения тувинского комплекса собраны в складки и прорваны небольшими основными и кислыми интрузиями. Верхняя
часть рассматриваемого разреза сложена мощными наземными эффузивами нижнего девона и
красноцветными обломочными породами среднего девона. Это континентальные отложения межгорных впадин, образованные во время регрессии, вызванной каледонской складчатостью. -' В
разрезе Западной Тувы четко выделяются резко отличающиеся друг от друга три структурных
этажа: первый - нижний кембрий; второй - ордовик, силур, низы девона; третий - верхняя часть
нижнего девона и средний девон. Этажи фиксируют разные этапы геологического развития:
первый - эвгеосинклинальный, третий - орогенный, а второй - промежуточный (переходный). На
втором этапе прогибание развивалось на уже консолидированном фундаменте, режим напоминал
миогеосинклинальный. С кислыми интрузиями связаны рудные месторождения железа и меди.
Таким образом, каледонская эпоха тектогенеза охватила районы северо-западного Казахстана, частично Горного Алтая, северного Тянь-Шаня и восточную часть Алтае-Саянской складчатой
области - Западный Саян и Туву, где возникли каледониды.
Средиземноморский геосинклинальный пояс
В европейской части этого пояса сохраняются условия, близкие к ранее описанным в ордовике.
Это по-прежнему островная суша Франко-Чешского массива (Молданубская глыба) и морские условия к северу и югу от него (Пражский синклинорий, см. схему III, цв. вкл.). В северной Европе накапливаются песчаники, черные глинистые сланцы, битуминозные известняки (мощность - 0,5 км),
появляются кремнистые сланцы, обязанные проявлениям подводной вулканической деятельности.
В южной Европе, между Франко-Чешским массивом и Атласскими горами в Африке, силур представлен однообразными фациями: черные глинистые сланцы с граптолитами, в верхах разреза
сменяющиеся известняками.
В Азиатской геосинклинальной области силур известен в Турции, на Кавказе, в горных сооружениях Ирана, Афганистана, на Памире.
Здесь в эвгеосинклинальных условиях накапливались мощные толщи терригенных пород и
вулканитов основного и кислого состава, либо небольшой мощности терригенно-карбонатные фации в миогеосинклинальных зонах (Загрос Гималаи, и др.).
149
Полезные ископаемые
Залежи каменной соли, промышленные месторождения нефти и газа известны на СевероАмериканской (Канадской) и Сибирской платформах. В силуре образовались месторождения оолитовых железных руд Клинтон (США) и ряд мелких в Африке. С каледонскими кислыми интрузиями связаны месторождения золота Северного Казахстана, Кузнецкого Алатау и Горной Шории.
В позднекаледонских интрузиях в Скандинавских горах обнаружены железо, медь, хромит:
На Урале известны никель, платина, асбест, яшмы. С пегматитами связаны месторождения редких металлов в Аппалачах и Восточной Сибири.
Известняки силура являются строительным материалом и хорошим керамическим сырьем.
ДЕВОНСКИЙ ПЕРИОД - D
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Девонская система установлена в 1839 г. известными английскими геологами А.Седжвиком и
Р.Мурчисоном в Англии в графстве Девоншир, по имени которого и была названа.
Продолжительность девонского периода 48 млн. лет, его начало 408 млн. лет, окончание
360 млн. лет назад.
' Разрезы девона Великобритании сложены континентальными фациями иве могут еяужить
стратотипами для выделения ярусов. Поэтому расчленение девонской системы было проведено в
Арденнах на территории Бельгии, Франции и в Рейнских Сланцевых горах на территории Германии. Девонская система подразделяется на три отдела (табл. 8).
Таблица 8
Общие стратиграфические подразделения девонской системы
Отдел
Верхний D3
Средний D2
Нижний D 1
Ярус
Фаменский D 3fm
Франский D 3f
Живетский D^zv
Эйфельский D2ef
Эмсский Die
Пражский Dip
Зигенский D]Z
Лохковский Djl
ЖединскийБ^
Граница между силуром и девоном, как указывалось выше, проводится в основании граптолитовой зоны Monograptus uniformis (Баррандиен, Чехия). В настоящее время эта граница являетт
ся единственной официально принятой Стратиграфической комиссией Международного геологического конгресса. Верхняя граница официально не утверждена. Ввиду того, что в начале девонского периода продолжалась обширная регрессия, начавшаяся еще в силуре, возникло множество
разнообразных фациальных обстановок с соответствующей фауной. Это сильно затрудняет расчленение и сопоставление разрезов и явилось причиной создания "сборной" шкалы, состоящей из
ярусов, установленных в различных регионах. Ярусное деление нижнего девона Баррандиена,
Рейнской области основано на морской фауне, а соответствующих по возрасту отложений Англии
- на остатках рыб, встречающихся в лагунно-континентальных отложениях.
Жединский ярус, названный А. Дюмоном в 1848 г. по р. Жедин в Арденнах, объединяет нижние слои девона Арденно-Рейнской области. Они представлены прибрежными фациями и трансгрессивно залегают на отложениях кембрия (отсюда вытекают трудности в определении точной
границы с силуром). В стратотипе нижняя часть представлена конгломератами Фепан мощностью
10-40 м, аркозами Эбб мощностью 30 м и сланцами Мондрешон с прослоями песчаников. В песчаниках и сланцах находятся богатые комплексы брахиопод. В верхней части располагаются красные и бордовые сланцы с небольшими известковыми конкрециями, появляются прослои красных
150
и зеленых песчаников и кварцитов. Они охарактеризованы остатками рыб. Общая мощность
ло 750 м.
Название "зигенский ярус" впервые употребил Э. Кайзер, обозначив им граувакки в Рейнских
Сланцевых горах. Наиболее полно зигенские граувакки представлены в области Зигерланд, где
развиты лагунные и прибрежно-морские фации с остатками рыб, двустворчатых моллюсков и брахиопод. Мощность отложений в стратотипическом разрезе составляет 4 км.
Эмсский ярус установлен К. Дорлодо в 1900 г. в местечке Эмс вблизи Кобленца в Рейнской
области. Отложения этого яруса представлены толщей песчаников, кварцитов и сланцев с прослоями вулканических пород. Мощность достигает 2 км. В слоях встречаются скопления брахиопод,
двустворчатых моллюсков и изредка кораллов (рис. 51).
Ранее зигенский и эмсский ярусы объединялись в один ярус, который назывался кобленцским. Однако согласно решению Международной стратиграфической комиссии нижний девон
ныне принимается в объеме трех ярусов.
Эйфельский ярус назван А. Дюмоном в 1848 г. по Эйфельским горам, где находится стратотипический разрез. Объем яруса видоизменен и после работ М. Дюссельдорфа в 1937 г. принят в
объеме кальцеоловых и верхнекультриюгатовых лаухских слоев со стратотипом в Веттельдорфском разрезе Эйфельских гор. Здесь обнажается толща мергелей, плитчатых известняков, известковых песчаников и кораллово-строматопоровых известняков (мощностью около 450 м). В толще в
большом количестве встречаются кораллы родов Favosites, Calceola, Damophyllum, остатки цефалопод и конодонтов.
Живетский ярус выделен в Арденнах Ж.Госселе в 1879 г. Название происходит от г.Живе,
расположенного в Северной Франции. Этот ярус объединяет отложения, охарактеризованные
стрингоцефаловыми брахиоподами, присутствием конодонтов, кораллов и реже трилобитов. Слагается ярус известняками и известковыми сланцами, органогенными и органогенно-обломочными
известняками.
Франский ярус установлен в 1879 г. Ж.Госселе в Бельгии. Название получил от дер. Фран
близ г.Кувена. В стратотипическом разрезе слагается сланцами и рифовыми кораллово-строматопоровыми известняками (мощностью около 500 м). Охарактеризован брахиоподами, конодонтами,
кораллами и двустворчатыми моллюсками.
* Фаменский ярус впервые выделен в Арденнах А. Дюмоном в 1855 г. Название получил от местности Фамен в Бельгии. Здесь развиты песчаники, сланцы с прослоями известняков. В стратотийической местности характеризуется большой изменчивостью. В морских отложениях присутствуют конодонты, кораллы и брахиоподы, а в лагунных - остатки рыб и отпечатки растений.
В 60-е годы чехословацкие исследователи предложили вместо жединского и зигенского выделять лохковский и пражский ярусы, установленные в прекрасно охарактеризованных фауной морских разрезах Баррандовой мульды в Богемском массиве недалеко от Праги. Здесь же находится
признанная граница силура и девона, проводимая между пржидольским и лохковским ярусами.
Международная подкомиссия по стратиграфии девона рекомендовала в 1985 г. лохковский и
пражский ярусы Чехии в качестве типовых для низов девона. С тех пор геологи пользуются именно этими ярусами, хотя примерно соответствующие им прежние жединский и зигенский ярусы
формально не упразднены. Этим и объясняется "двоевластие" в нижней части ярусной шкалы девонской системы.
Характерные разрезы девонской системы представлены на схемах IV и V, цв. вкл.
Органический мир
Органический мир девонского периода был богат и разнообразен. Значительного прогресса
достигла наземная растительность. Начало девонского периода характеризовалось широким распространением "псилафитов" (риниофитов), достигших в это время наибольшего расцвета
151
Рис. 51. Характерные ископаемые остатки девонских организмов
Брахиоподы: / - Euryspirifer (ранний и средний девон), 2а, 6 - Stringocephalus (средний девон), 3 Karpinskia (ранний девон,), 4 - Cyrtospirifer (преимущественно поздний девон), 5а, б - Hypothyridina (средний
и поздний девон); головоногие моллюски: 6 - Clymenia (поздний девон), 7 - Timanites (поздний девон), 8 Tornoceras (поздний девон); криноидеи: 9 - Cupressocrinites (средний девон); кораллы-ругозы: 10 - Calceola
(ранний - средний девон), // - Hexagonaria (средний - поздний девон); конодонты: 12 - Palmatolepis (поздний девон), 13 - Polygnathus (девон), 14 - Icriodus (девон); двоякодышащие рыбы: 15 - Dipterus (средний
- поздний девон); кистепёрые рыбы: 16 - Holoptychius (поздний девон); земноводные: 17 — Ichthyostega (поздний девон); риниофиты: 18 - Rhynia (ранний девон), 19, 20 - Sawdonia (ранний девон)
152
(рис. 52, цв. вкл.). Их господство наблюдается в заболоченных ландшафтах. В начале среднего девона риниофиты вымерли, их сменили прапапоротники, у которых начали образовываться листоподобные формы. В среднем девоне существовали уже все основные группы споровых растений.
Это плауновые, членистостебельные и папоротники, а в конце девона появились и первые представители голосеменных; многие из кустарниковых превратились в древовидные и дали начало
первым пластам угля (о.Шпицберген, Барзас). Позднедевонская флора получила название археоптерисовой, по имени широко распространенного разноспорового папоротника Archaeopteris
(рис. 53, цв. вкл.). В конце девона на планете уже существовали леса, состоящие из перечисленных выше растений.
Наибольшее биостратиграфическое значение в девоне имеют конодонты. Эти представители
примитивных хордовых, появившиеся в среднем кембрии, уже в ордовике завоевали господствующее положение. В позднем девоне наблюдается второй пик их расцвета. Конодонты настолько быстро изменялись в девоне, что позволяют выделять в девонских отложениях более 50 стандартных
зон при продолжительности девонского периода около 50 млн. лет. Это яркий пример использования остатков быстро эволюционирующих организмов для создания сверхдетальной стратиграфии.
w В девоне доживают граптолиты (один редко встречающийся в низах нижнего девона род
Monograptus) и цистоидеи; резко сокращается разнообразие форм трилобитов и наутилоидей. Широко распространены замковые плеченогие (брахиоподы) из семейства спириферид с главным родом Spirifer и пентамерид (род Pentamerus), четырехлучевые кораллы, табуляты.
Существенны по своему значению головоногие моллюски (рис. 51): отрядов гониатиты, агонйатиты и климении. У них наблюдается простая перегородочная линия с цельными заостренными лопастями и цельными округлыми седлами (гониатитовая), или с округлыми лопастями и седлами (агониатитовая). Климении - специфическая группа древних аммоноидей, у которых сифон
располагался ближе к спинной стороне, а не к брюшной, как у большинства представителей подкласса аммоноидей. Климении были характерны исключительно для позднего девона.
Впервые в истории Земли большую роль стали играть двустворки и некоторые низшие ракообразные, что связано с существованием в девоне многочисленных бассейнов ненормальной солености. Следует отметить обилие мельчайших ракообразных — остракод и филлопод.
Для стратиграфии морских отложений наиболее важное значение имеют конодонты, аммоноидей, брахиоподы, кораллы, тентакулиты и остракоды. Все возрастающее значение стали приобретать позвоночные. Широко распространены бесчелюстные и особенно рыбы: двоякодышащие,
панцирные, кистеперые, хрящевые (акулы, скаты) (рис. 51). В пресноводных и солоноватоводных
бассейнах рыбы, по-видимому, были уже многочисленны. С девона известны первые земноводные
- стегоцефалы.
Продолжалось освоение суши растениями и животными. Среди последних здесь встречаются
скорпионы и многоножки, появившиеся еще в силуре, а также бескрылые насекомые.
Структуры земной коры и палеогеография
v
В течение девонского периода не происходит существенных изменений в распределении и
очертании основных структурных элементов земной коры, созданных к началу девона (платформы, геосинклинальные пояса и каледониды). Это объясняется слабым развитием в девоне складчатых процессов, которые и отличаются небольшой интенсивностью. Только в конце периода в
некоторых геосинклинальных областях проявилась бретонская фаза складчатости - начало герцинской эпохи тектоногенеза. Бретонская фаза складчатости установлена на северо-западе Средиземноморской (Европейской) геосинклинальной области (п-ов Бретань) и в Южно-Аппалачской
геосинклинальной области. Каледонская складчатость привела к поднятиям не только областей
каледонид, но и многих платформ. В раннем девоне достигла своего максимума регрессия, начавшаяся еще в конце силура. Областями разрушения.и сноса стали каледониды и обширные про-.
153
странства платформ. Осадконакопление на платформах резко сократилось, оно продолжалось
лишь на участках, пограничных с каледонидами. Для этого этапа характерны внутриконтинентальные водоемы с ненормальной соленостью. В геосинклиналях сохранился морской режим.
С середины девона во многих районах мира восходящие движения сменились погружениями,
развивалась новая трансгрессия. Море наступало на платформы и проникало в пределы каледонид
(см. схему IV, цв. вкл.).
В конце позднего девона, в фаменский век, снова началось поднятие платформ (бретонская
фаза) и в связи с этим некоторая регрессия моря.
; Характерной особенностью девона является образование межгорных впадин, в которых накапливались континентальные терригенные, преимущественно красноцветные отложения и вулканиты мощностью несколько тысяч метров. Отложения межгорных впадин собраны в складки или
лежат полого. В некоторых впадинах они прорваны интрузиями, в различной степени метаморфизованы. Появление впадин связано с возникновением и активизацией разломов, с характерными
для девона блоковыми движениями. Формирование^таких впадин происходило при заключительном - орогенном - этапе развития геосинклиналей.
Начало девонского периода (раннедевонская эпоха) вполне заслуживает названия геократической эпохи в жизни Земли, то есть эпохи с преобладанием континентального режима. Со среднедевонской эпохи увеличиваются площади, занятые морями, как на платформах, так и в геосинклинальных областях. Площади же суши уменьшаются. Одновременно происходит общее выравнивание, постепенная пенепленизация континентов, а также островных участков суши, разбросанных на площади геосинклинальных областей. Об этом свидетельствует почти повсеместная смена
терригенного осадконакопления, характерного для раннего девона, на карбонатное. До конца девонского периода горный рельеф сохранялся наиболее устойчиво в областях каледонид, но и там к
концу периода он оказался местами значительно сглаженным, о чем говорит относительная тонкозернистость верхних пластов "древнего красного песчаника" Британских островов, Минусинских
впадин и др. (рис. 54).
Позднедевонская эпоха в противоположность раннедевонской, особенно ее первая половина
(франский век) была временем широкого развития морских трансгрессий, временем преобладающего господства моря над сушей. Подобные эпохи в жизни Земли называются талассократическими.
Восстановление положения климатических зон девона представляет трудности, так как наземная растительность скудная. Только характерные черты ряда континентальных и лагунных фаций девона позволяют сделать некоторые палеоклиматические выводы, недостаточные, однако,
для восстановления общей картины климатической зональности в девонском периоде.
При рассмотрении условий образования "древнего красного песчаника" множество фактов
указывает на засушливый климат межгорных депрессий, в которых происходило накопление этих
осадков. Сухим и жарким климатом характеризовалась, по-видимому, в девоне средняя часть Русской плиты, о чем свидетельствует широкое развитие здесь лагунных хемогенных осадков (доломиты, гипсы и др.). Этими же осадками намечается в пределах Европы зона засушливого климата^
протягивающаяся с северо-запада на юго-восток. Из других свидетельств климата девона - тиллиты Капских гор Южной Африки (мощность 30 м), протяженностью 500 км. Неясно, материковый
или горный генезис имеют связанные с этим оледенением моренные накопления. Других проявлений ледниковой деятельности в девоне неизвестно.
Наиболее характерной фацией девона является фация "древнего красного песчаника" (Old
Red sandstone), широко распространенная во всех странах Северного полушария (рис. 54). Предполагается, что это континентальная фация песчаных пустынь. Однако находки органических остатков в красном песчанике (панцирные рыбы, филлоподы) заставляют считать эту фацию сме-
154
Рис. 54. Схематическая карта континента древнего красного песчаника и окаймляющей его зоны / главнейшие современные выходы древнего красного песчаника; 2 - герцинские массивы (морской девон); С-С северная граница морских трансгрессий на континент древнего красного песчаника; Ю-Ю - южная граница
распространения прослоев древнего красного песчаника в морском девоне Средней Европы (Жинью, 1952)
шанной лагунно-континентальной и лагунно-морской. Кроме "древнего красного песчаника" лагунные фации часто представлены фацией замкнутых солоноватоводных бассейнов. Они формировали нефтеносную фацию ципридиновых сланцев и своеобразную фацию доманика европейской части России.
История развития платформ
Северо-Атлантическая платформа (Лавренция)
Эта суперплатформа объединяет Северо-Американскую платформу, каледониды Грампианской герсинклинали и Восточно-Европейскую (Русскую) платформу. Этот огромный континент получил название "Древний красный материк" по распространению девонских красноцветных песчаных отложений.
Американская часть Северо-Атлантической платформы в раннем девоне была сушей. Со второй половины девона началась трансгрессия, достигшая максимума в начале позднего девона. В
условиях теплого неглубокого моря отлагались карбонатные илы, на западе располагались рифовые массивы. С воздымавшихся в Аппалачской геосинклинали поднятий стал поступать обломочный материал. Красноцветные песчаные отложения распространяются в западном направлении,
море постепенно сокращается, оставив после себя к концу периода пустынный континент.
На территории британских каледонид в девоне преобладали континентальные условия. ТолЩи континентальных отложений Англии и Ирландии известны под названием "древнего красного
песчаника" {Old Red sandstone). Древний красный песчаник подразделяется на нижний, средний и
верхний, что соответствует трем отделам девона.
155
Классической областью развития "древнего красного песчаника" является Шотландия
(рис. 54). В нижнем девоне ярко-красная, бурая окраска пород нижнего красного песчаника и присутствие полевошпатовых песчаников указывает на аридный климат. Во впадины Шотландии сносился обломочный материал с окружающих горных сооружений. Иногда во впадинах возникали
мелкие озера, в которых отлагались более тонкие осадки, обитали ракоскорпионы, рыбы, низшие
ракообразные. Присутствуют вулканические породы.
В среднем девоне отложения нижнего красного песчаника подвергались довольно интенсивной складчатости и внедрению гранитных интрузий. Верхний красный песчаник (верхний девон)
несогласно залегает на нижележащем. Отложения становятся менее грубозернистыми, почти исчезают вулканические породы, уменьшается мощность (общая мощность "древнего красного песчаника" в Шотландии - 8 км). Наиболее важными ископаемыми в девоне Шотландии являются
остатки панцирных и кистеперых рыб и рыбообразных бесчелюстных.
В каледонидах восточной Гренландии, Скандинавии и о. Шпицбергена также формировались
красноцветные молассы мощностью до 5-7 км.
На Восточно-Европейской (Русской) платформе девонские отложения распространены почти
на всей территории, кроме Балтийского и Украинского щитов и районов небольших выходов на
дневную поверхность пород нижнего палеозоя. Однако обнажается девон на ограниченных площадях: на западе Восточной Европы - Русская плита (Главное девонское поле), в центральной части Русской плиты по долинам рек (Центральное девонское поле), а также в бассейне р.Днестр и
на Тимане. Нижний девон известен только в Прибалтике и в бассейне р. Днестр, средний и верхний отделы развиты на всей территории Русской плиты (см. схему IV, цв. вкл.).
В восточной части Русской плиты девон по литологии, цикличности и палеонтологической характеристике похож на западноуральский. Здесь нижний девон отсутствует, а средний ложится
трансгрессивно на фундамент или на верхнепротерозойские отложения и отмечает начало трансгрессии с Уральской геосинклинали. Отложения отчетливо цикличны: до четырех этапов трансгрессии, сменявшихся кратковременными регрессиями. Развивались пресноводные и солоноватоводные
бассейны с остатками растений, рыб, низших ракообразных (эстерий), лингул. Эти отложения сменялись глинисто-карбонатными с остатками морской фауны: кораллов, строматопорат, брахиопод.
Во франском веке продолжалась трансгрессия. Базальные слои нового цикла - пашийский горизонт песчаников занимают большие площади на востоке плиты. Это важный продуктивный
нефтеносный горизонт. Для франского яруса характерны известняки с богатым комплексом морс-'
кой фауны и доманиковые породы, обогащенные органическим веществом. Девонские терригенные пачки образуют основные продуктивные горизонты Волго-Уральской и Тимано-Печорской
нефтегазоносных провинций. На Тимане девонский возраст имеют бокситы.
На западе в пределах Главного девонского поля распространены отложения верхней половины девона мощностью от нескольких сотен метров до 1 км. Лишь в самых западных районах - в
Литве и Латвии - известны нижнедевонские отложения - пестроцветные глины с прослоями мергелей и остатками ихтиофауны с включениями гипса и трещинами усыхания на поверхности напластования. Это отложения континентального пересыхающего бассейна, пришедшего на смену
силурийскому морю-заливу.
В среднем девоне началось интенсивное прогибание, захватившее огромные площади. Преобладают пестро- и красноцветные песчано-глинистые отложения, часто с косой слоистостью. Во
франском веке в пределы Главного девонского поля с востока внедрилось море. Отлагались разные фации: от глин с песком до карбонатных осадков. Местами возникли лагуны с доломитами,
глинистыми илами с гипсом. Мощность морских отложений изменчива - от 0 до 90 м. В фауне
франского моря Главного девонского поля распространены пелециподы и брахиоподы (в огромных количествах один вид). В конце франского века в пределах Главного девонского поля вновь
156
На юго-западе Восточно-Европейской платформы, в Припятском прогибе (см. схему [V, цв.
вкл.) пестроцветные песчано-глинистые отложения среднего девона (150-200 м) ложатся на фундамент и сменяются выше соленосным комплексом верхнего девона (3-3,5 км).
Большая мощность пород этого комплекса, присутствие местами в его составе вулканогенных пород свидетельствуют о том, что рассматриваемый комплекс формировался в рифтовой впвдине - авлакогене (Припятско-Донецкий авлакоген).
В геологической истории восточной части Северо-Атлантической платформы выделяются
два этапа. В начале девона (первый этап) Восточно-Европейская платформа подвергалась осушению, только на западе еще существовали остаточные бассейны. В середине девона начался второй
- трансгрессивный - этап. Появились новые и ожили старые глубинные разломы, что сопровождалось магматизмом и приводило к возникновению и активизации авлакогенов. Формировались
разномасштабные поднятия и опускания. Предполагается, что в девоне в основном был заложен
современный структурный план платформы. Во время трансгрессии Балтийский и Украинский
щиты выступали как поднятия, зато погружались восточная и центральная части Восточно-Европейской платформы, Припятско-Донецкий авлакоген, районы Прибалтики.
Сибирская платформа
На Сибирской платформе отмечаются небольшие выходы девона.
Нижний девон прослеживается на крайнем северо-западе; средний и верхний распрЪстранен
шире. Девонская система на Сибирской платформе представлена пестроцветными глинисто-карбонатными, часто гипсоносными, реже соленосными отложениями с редкими органическими
остатками. Значительно реже встречаются сероцветные глинистые и карбонатные толщи с морскими окаменелостями (см. схему IV, цв. вкл.). На юго-западе платформы во впадинах накапливались отложения, похожие на одновозрастные образования межгорных впадин.
В раннем девоне почти вся Сибирская платформа представляла сушу. Трансгрессия началась
'В среднем девоне, достигла максимума во франском веке и закончилась в раннем карбоне. Для Сибирской платформы характерны моря-заливы ненормальной солености. Присутствие каменной
соли, гипса, ангидрита, красноцветность отложений указывает на аридный климат. В девоне на
Сибирской платформе возникали разломы, по ним местами изливалась лава, внедрялись небольшие интрузии. Вероятно, девонский возраст имеют некоторые кимберлитовые трубки.
Китайская платформа
В течение раннего девона большая часть Китайской платформы была областью денудации. В
среднем и позднем девоне обширная трансгрессия захватила южную и западную части платформы. Вначале морской режим был неустойчивым, поэтому в разрезах наблюдается чередование
континентальных и морских песков, позднее сменяющихся глинистыми осадками. В позднем де*.
воне преобладало накопление карбонатных и кремнистых илов (см. схему IV, цв. вкл.).
Территория платформы в начале девона характеризовалась орогенным типом развития. Здесь
нижнедевонские континентальные кварцевые песчаники, кварцевые конгломераты и красноцветные глинистые сланцы (общая мощность 1-1,5 км) со структурным несогласием залегают на под-1
стилающих образованиях. В среднем и позднем девоне развивалась трансгрессия; отложения
этого времени, нередко залегающие и на девонских породах, представлены песчаниками и алевролитами, причем мощность их не превышает сотен метров. Это показывает, что к среднему девону
орогенное развитие данной территории сменилось платформенным.
Гондвана
Значительная часть Гондваны сохраняла в девоне приподнятое положение и подвергалась интенсивной денудации. Терригенный материал - продукт разрушения суши - накапливался в мел-
157
ководных морских бассейнах, занимавших всюду, за исключением Южной Америки, ограниченные площади. Только в Южной Америке в раннем девоне произошла большая трансгрессия. Девонское море проникало на западную окраину Австралии, о чем свидетельствуют терригенные отложения, чередующиеся с карбонатными, местами возникли рифовые постройки.
Расположение континентов в среднем девоне в соответствии с концепцией плитной тектоники показано на схеме XVIII, цв. вкл.
История развития геосинклинальных поясов
В результате прошедшей каледонской складчатости перестала существовать Грампианская
геосинклинальная область, каледониды сократили площадь других геосинклиналей, разделили
геосинклинальные пояса, повлияли на дальнейшие геологические процессы.
Урало-Монгольский геосинклинальный пояс
В девоне Урало-Монгольский пояс разделяется каледонидами Казахского макроперешейка на
две части. К одной из них относятся Уральская и Тянь-Шаньская геосинклинали. Другая часть пояса - Центрально-Азиатская - располагается между каледонидами Казахского макроперешейка на
западе, каледонидами юга Сибири и Северной Монголии на севере и Китайской платформой на
lore.
Уральская геосинклиналь. Выходы девона наблюдаются на западном и восточном склонах
Урала от Пай-Хоя на севере до Мугоджар на юге. В основании разреза девона западного склона
Урала залегают массивные, часто рифогенные известняки (см. схему V, цв. вкл.). В известняках водорослевые постройки, строматопораты, кораллы, морские лилии, брахиоподы. В раннем девоне
это был барьерный риф в тропическом море Уральской геосинклинали.
Средний и верхний девон состоит из циклов, каждый с размывом залегает на подстилающих
породах и представлен известняками с маломощной пачкой песчаников и глин в основании. Базальные пачки песчаников нередко содержат железные руды и бокситы. В верхней части нижнего
цикла присутствует своеобразный горизонт - инфрадоманик, сложенный часто переслаивающимися
тонкослоистыми темно-серыми битуминозными известняками, мергелями, глинистыми сланцами с
раковинами двустворок, остракод и реже гониатитов. В самой верхней части нижнефранского
цикла располагается доманик - горизонт сильно битуминозных черных, темно-серых известняков,
мергелей, глинистых сланцев с желваками и линзами кремней. В глинистых породах обнаружены
мелкие скелетные элементы (тентакулиты), в известняках - конодонты, раковины гониатитов, брахиопод, пелеципод. Общая мощность среднего и верхнего девона на Западном Урале - 1,2 км.
Девон западного склона Урала представлен всеми тремя отделами, согласно залегает на силуре и перекрывается согласно каменноугольными отложениями (см. схему V, цв. вкл.). Разрез подразделяется на две части, соответствующие двум этапам развития. Первый этап отвечает среднепалеозойской регрессии. На Урале в это время располагалось тропическое море с рифами, а западнее простирался огромный континент - Древний красный материк. Второй этап начался в среднем
девоне. Море из Уральской геосинклинали наступало на Северо-Атлантическую платформу. Максимум трансгрессии пришелся на франский век. Цикличность отложений, характерная для среднего - верхнего девона говорит о том, что трансгрессия развивалась на фоне колебательных движений. Замедление прогибаний и усиление поднятий приводили к размыву предыдущих отложений и к накоплению терригенных образований.
Разрезы девона Урала хорошо палеонтологически охарактеризованы и стали опорными для
всего мира. Они характерны для миогеосинклинали, так как не содержат вулканитов, не прорваны
интрузиями, собраны в простые складки, слабо метаморфизованы.
Девонские отложения восточного склона Урала образовали типичные эвгеосинклинальные
формации. Это преимущественно вулканогенные образования, осадочные породы играют подчи-
158
ненную роль и представлены песчаниками, глинистыми и кремнистыми сланцами, яшмами, известняками (мощность - 7-8 км). Они собраны в сложные системы складок, нарушены многочисленными разрывами, прорваны интрузиями, сильно метаморфизованы. Эти отложения составляют
часть так называемой зеленокаменной полосы Урала, ограниченной на западе Главным Уральским
разломом.
Южная и восточная части Урало-Монгольского геосинклинального пояса. Девонские отложения преобладают среди палеозойских образований Казахстана. В девонский период значительная часть этой территории принадлежала каледонидам Казахского макроперешейка, в пределах
которого осадконакопление происходило в межгорных впадинах при континентальных условиях.
К востоку от макроперешейка располагалась геосинклиналь, где формировались мощные толщи
осадков морского генезиса. По границе, испытывавшей опускания геосинклинали и воздымавшихся каледонид, возникли многочисленные разломы, по которым изливалась магма и происходили выброссы пирокластического материала. Они образовали Казахстанский краевой вулканический пояс. Таким образом, в пределах Центрального Казахстана выделяются три типа раз резов. Один из них - разрез района Прибалхашья - характеризует геосинклинальные условия
(см. схему V, цв. вкл.). Здесь преобладают песчаники и алевролиты с прослоями известняков с богатой и разнообразной морской фауной. Значительна примесь вулканогенного материала - свидетельство вулканизма в смежных районах. Присутствие грубозернистых песчаников, конгломератов, невыдержанность отдельных слоев по простиранию, следы размывов, находки остатков растений - все это указывает на колебания уровня морского дна, на существование островов, подвергавшихся размыву. Обилие разнообразных органических остатков, присутствие морских форм, нередко крупные размеры раковин брахиопод и пелеципод - доказательство теплого мелкого моря
нормальной солености. Мощность отложений разреза достигает 5 км.
Каледониды Алтае-Саянской складчатой области. Для большей части каледонской зоны
юга Сибири и Монголии характерно накопление мощных толщ девонских пород в межгорных
прогибах, наложенных на складчатый додевонский фундамент и ограниченных разломами. Преобладают континентальные красноцветные отложения и вулканогенные образования.
Осадки морского генезиса представлены маломощными пачками сероцветных песчано-глинистых и карбонатных пород с остатками брахиопод, кораллов, мшанок, морских лилий. Это - результат ингрессий (проникновение моря в пониженные участки ближайшей суши), происходивших в среднем и позднем девоне. Также редко, в подчиненном количестве, присутствуют отложения внутренних бассейнов ненормальной солености (карбонатно-глинистые породы с остатками
двустворок, гастропод, лингул, конодонтов, остракод, филлопод, рыб).
Девонские отложения межгорных впадин обладают огромной мощностью, слабо метаморфизованы, собраны в простые складки, прорваны небольшими интрузиями. Пример подобного разреза - девон Минусинских впадин, достигающий мощности 3-9 км (см. схему V, цв. вкл.). Это
преимущественно красноцветные песчаники и алевролиты с трещинами высыхания, глиптоморфозами по каменной соли, линзочками гипса. Для разреза характерна четкая цикличность: нижнюю (мощную) часть каждого цикла слагают красноцветные континентальные отложения, а верхнюю (маломощную) - сероцветные лагунно-морские осадки. В нижнем и среднем девоне широко
распространены наземные вулканические образования.
Иной характер имеют девонские образования северо-восточного склона Салаирского кряжа
(см. схему V, цв. вкл.). К началу девона территория Кузбасса, по данным М.А.Ржонсницкой, представляла собой краевую часть геосинклинальной области, которую с юга и востока ограничивали
каледонские горные сооружения. В раннем и начале среднего девона открытый морской бассейн
занимал юго-западную часть этой территории и свободно сообщался с Урало-Тянь-Шаньским и
Алтайским геосинклинальными морями. Большая мощность осадков сравнительно глубокого
моря этого времени (около 4,5 км) свидетельствует о значительном прогибании дна морского бас-
159
сейна. Нижне- и среднедевонские отложения северо-восточного Салаира представлены главным
образом серыми и темно-серыми известняками с богатейшей морской фауной брахиопод, кораллов, строматопорат, криноидей, конодонтов, тентакулитов, головоногих, двустворок, мшанок, рыб,
остракод и др. В подчиненном количестве встречаются мергели, аргиллиты, алевролиты, песчаники. Состав фауны, наличие крупных рифовых построек свидетельствуют о теплых климатических
условиях. К концу среднего девона происходит обмеление морского бассейна, начинают преобладать терригенные осадки. На окраинах Кузбасса в живетском веке начинается вулканическая деятельность в виде как подводных, так и наземных излияний. В конце среднего девона происходит
общее поднятие Салаирского кряжа и значительное прогибание территории между ним и Кузнецким Алатау с последующим заложением Кузнецкой впадины. В позднем девоне морские условия
восстанавливаются на северной и северо-западной окраинах Кузбасса; на юго-западной окраине
(Салаир) осадконакопление в конце среднего - позднем девоне уже не происходит.
Средиземноморский геосинклинальный пояс
Этот пояс испытывал в девоне значительное интенсивное опускание. В центральной части
Западной Европы оставался срединный массив - Франко-Чешский или Молданубское поднятие
(глыба). Название происходит от рек Молдова и Дануб - древнее имя Дуная. Этот срединный массив возник еще в результате байкальской складчатости. К северу и югу от данного поднятия в составе девона значительна роль вулканогенных пород. На севере прослеживаются песчано-глинистые отложения, на юге - карбонатные.
Наиболее крупные выходы девона известны в Арденнах и Рейнских сланцевых горах, где выделены стратотипы ряда ярусов девонской системы.
В Арденнах девонские отложения залегают с четким структурным несогласием, вызванным
каледонской складчатостью, на породах кембрия. Здесь нижний девон сложен продуктами размыва Брабантского массива - конгломератами и аркозовыми песчаниками, быстро сменяющимися
вверх по разрезу мощной толщей чередующихся полимиктовых песчаников и красных глинистых
сланцев. На основе изучения брахиопод выделяются жединский, зигенский и эмсский ярусы.
Выше залегает толща глинистых сланцев с линзами известняков, которую бельгийские геологи относят к кувенскому региоярусу. Живетский и франский ярусы представлены известняками с остатками табулят, ругоз, брахиопод, гониатитов, конодонтов. Фаменский ярус сложен глинистыми
сланцами с климениями. Общая мощность девона не менее 7 км.
Залив среднепалеозойского моря существовал на востоке Молданубского поднятия (глыбы) в
районе Праги. Здесь в Баррандовой мульде, названной так по имени выдающегося палеонтолога
И.Барранда, девонские отложения согласно залегают на породах силура. Разрез отложений Баррандовой мульды не превышает по мощности 450-500 м, что объясняется накоплением осадков на
жестком основании срединного массива. Разрез сложен известняками с прослоями известковистых сланцев, охарактеризован богатой и разнообразной морской фауной. В нижней части разреза
находятся стратотипы пржидольского, лохковского и пражского ярусов.
Тихоокеанский геосинклинальный пояс
В Западно-Тихоокеанской геосинклинальной области в девоне формировались три типа разрезов: эвгеосинклинальный, миогеосинклинальный и характерный для срединных массивов.
В эвгеосинклинальной зоне Тихоокеанского побережья на северо-востоке Азии накапливались толщи спилит-диабазового состава, кремнистые, песчаные и карбонатные осадки. Тот же тип
разреза прослеживается на Японских островах, где девон представлен кератофирами, основными
лавами, их туфами, глинистыми сланцами и известняками общей мощностью до 3 км. Везде девонские отложения согласно ложатся на силурийские.
На срединных массивах (Омолонский, Ханкайский и Буреинский) в наземных или мелководных морских условиях формировались сравнительно маломощные толщи песчано-глинистых и
160
карбонатных осадков, а также лав кислого и среднего состава. Залегают они с резким угловым несогласием на подстилающих образованиях.
Сложнее геологическая история австралийской части Западно-Тихоокеанской геосинклинальной области. Здесь выделяются две зоны: восточная - эвгеосинклинальная и западная - миогеосинклинальная. В западной зоне в среднем девоне осадконакопление было прервано фазой
складчатости и внедрением гранитоидных интрузий. В позднем девоне здесь формировались орогенные впадины, в которых накапливались красно- и пестроцветные терригенные, иногда вулканогенные, толщи. В восточной зоне сохранялся эвгеосинклинальный режим.
В Восточно-Тихоокеанской геосинклинальной области в девоне, так же как в ордовике и силуре, формировались миогеосинклинальный и эвгеосинклинальный типы разрезов, причем второй из них развит ограниченно - на западе Кордильер. Каледонская складчатость привела здесь к
квыпадению из разрезов нижнего девона. Средне-верхнедевонские вулканиты, кремнистые и песчаные породы (3 км) несогласно лежат на более древних образованиях. Миогеосинклинальные
морские песчано-глинистые отложения (3-4,5 км) характерны для Южной Америки. Несомненно
проявление каледонской складчатости на севере Анд, где с ней связано внедрение кислых интрузий.
Полезные ископаемые
Несмотря на бедность наземной растительности, развитие ее обусловило образование в девонском периоде первых в истории Земли промышленных залежей каменного угля. Они известны
в России в Кузнецком бассейне на р. Барзас ("барзасский уголь"), а также на острове Ме^^ежьем
(Норвегия) в северной части Атлантического океана. Девонский возраст имеют важные нефтегазоносные горизонты Волго-Уральской и Тимано-Печорской областей, Припятского прогиба, месторождений Канады, США, Амазонской впадины и Сахары. Из других полезных ископаемых, образование которых связано с формированием осадочных толщ девона, наибольшее значение имеют бокситы и железные руды - на восточном и западном склонах Урала, в Татарии, в Аппалачах,
Испании, Турции и др. Месторождения девонских бокситов образовались на Тимане и на восточном склоне Урала. В зонах аридного климата формировались месторождения калийных солей провинции Саскачеван (Канада) и Старобинское (Белоруссия).
С вулканизмом девона связаны медноколчедановые руды восточного склона Урала, большинство колчедано-полиметаллических месторождений Рудного Алтая, железомарганцевые и свинцово-цинковые месторождения Атасуйского района в Центральном Казахстане. К кислым интрузиям
на Урале приурочены железные руды гор Благодать и Высокая, месторождений Темиртау в Казахстане и Тельбес на юге Сибири.
Часть алмазоносных кимберлитовых трубок Западной Якутии (Сибирская платформа) образовалась в среднем и позднем палеозое (девон-карбон). В девоне и карбоне сформировались также алмазоносные трубки взрыва Архангельской области (северо-восток Восточно-Европейской
платформы).
КАМЕННОУГОЛЬНЫЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - С
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Я Каменноугольная система установлена в 1822 г. В.Конибиром и В.Филлипсом в Западной Европе. В 1839 г. А.Седжвиком и Р.Мурчисоном на территории Англии уточнен ее объем. Свое название система получила по наличию в ее составе большого количества пластов каменного угля.
Сокращенно система называется карбоном и делится на три отдела. Продолжительность каменноугольного периода 74 млн. лет, начался 360 млн. лет, закончился период 286 млн. лет назад.
Подразделение каменноугольной системы на отделы и ярусы в различных странах проведено
по-разному ввиду больших отличий в геологической истории и в составе отложений (табл. 9).
161
В Западной Европе (Великобритания, Бельгия, Франция и Германия) карбон делится на два отдела (динант и силезий). Это обусловлено тем, что нижняя часть системы представлена морскими
отложениями, а верхняя - континентальными. Двучленное деление каменноугольной системы
предложено также на территории США. Здесь выделены миссисипский и пенсильванский отделы.
Оба они рассматривались в Северной Америке как особые системы, но это предложение было отклонено Международным геологическим конгрессом.
Таблица 9
Общие стратиграфические подразделения каменноугольной системы
Россия
Отдел
Верхний С3
Средний С2
Нижний С]
Ярус
Гжельский Сзй
Касимовский С3к
МОСКОВСКИЙ С2т
Башкирский С2Ь
Серпуховский C]S
Визейский C|V
Турнейский C|t
Западная Европа
Отдел
Ярус
Верхний
Стефанский
(Силезский) С2
Америка
«Система»
Пенсильванская
Вестфальский
Нижний
(Динантский) С|
Намюрский
Визейский
Турнейский
Миссисипская
; Во многих регионах России и сопредельных государств каменноугольная система целиком
представлена морскими отложениями с богатым комплексом ископаемых остатков. Детальное
изучение фаунистических комплексов и их распределения по разрезу позволило выделить в ее составе ряд ярусов, которые получили международное признание.
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 западно-европейская шкала отражает распространение в нижнем карбоне - в динанте карбонатных фаций, которые протягиваются от Британии через Францию и Бельгию в Германию, и в верхнем карбоне, в
силезском отделе (Силезия) 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.
Необходимо отметить, что в настоящее время дискутируется и, по-видимому, утвердится двучленное деление карбона (нижний и верхний отделы), соответствующее морским и континентальным фациям этой системы на территории Западной Европы, Америки и Азии. Только в пределах Восточно-Европейской платформы морской режим сохранился на протяжении всего периода. Поэтому
в этом регионе система была подразделена на три отдела и здесь установлены почти все ярусы (за
исключением двух нижних). Из-за отсутствия утвержденной на Международном геологическом конгрессе вновь предлагаемой стратиграфии карбона авторы приводят ранее известную схему (табл. 9).
Турнейский ярус получил название от г. Турне в Бельгии. Он был выделен К. Конкином в
1842 г. Ярус слагается известняками, содержащими большое число гониагитов, 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 ВосточноЕвропейской платформы. Свое название ярус получил в 1890 г. от г. Серпухова по предложению
162
С.Н.Никитина как эквивалент нижнего намюра. Длительное время геологи пользовались западноевропейской шкалой, и лишь в 1975 г. самостоятельный серпуховский ярус был восстановлен в
стратиграфической шкале.
Башкирский ярус был установлен СВ. Семихатовой в 1934 г. в Горной Башкирии, где в нем
имеются обильные остатки аммоноидей. 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 остатками 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 вестфальский ярус,
содержащий обильные остатки флоры. Долгое время название "московский ярус" относилось ко
всему среднему отделу карбона. Ярус слагается известняками и на основании фаунисти-ческих
комплексов разделяется на четыре горизонта: верейский, каширский, подольский и мяч-ковский.
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 конце XIX в. С.Н.Никитин в качестве самостоятельного выделил гжельский ярус (от
г.Гжель в Подмосковье). В известняках присутствуют аммоноидей, фузулиниды и брахиоподы.
В западно-европейской шкале в составе верхнего карбона выделяют намюрский, вестфальский и стефанский ярусы. Намюрский ярус отвечает серпуховскому и трем нижним горизонтам
башкирскою 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.
Характерные разрезы каменноугольных отложений представлены на схемах VI и VII, цв. вкл.
Органический мир
В каменноугольном периоде широко развивается наземный растительный мир. Он представлен различными группами споровых растений: членистостебельными, плауновидными и папоротниками (рис. 55, 56, цв. вкл.). Наряду с ними развиваются и получают значительное распространение представители более высокоорганизованных групп голосеменных растений - это семенные
папоротники и кордаиты. Последние к концу карбона занимают господствующее положение.
Большое развитие в карбоне получили древовидные хвощевидные, плауновидные и папоротниковидные формы. Суша на обширных пространствах была покрыта настоящими лесами (рис. 56, цв.
вкл.). Хвощевидные или членистостебельные представлены древовидными формами - каламитами (Calamites) и клинолистами с тонким стеблем.
Плауновидные растения составляли группу чешуйчатоствольных - крупные древовидные
формы со стволами высотой несколько десятков метров - лепидодендроновые. Из них наиболее
распространены Lepidodendron и Sigillaria. В расцвете были настоящие и семенные папоротники:
многие из них были древовидными - Pecopteris. В Южном полушарии (Гондвана) семенные папоротники были представлены в основном родами Glossopteris и др.
Флора карбона называется "антракофитом". Каменноугольная растительность, отмирая и захороняясь, образовывала крупнейшие в истории Земли скопления угля.
163
Рис. 55. Характерные ископаемые остатки каменноугольных организмов
Фораминиферы: / - Fusulina (средний и поздний карбон); брахиоподы: 2 - Dictyoclostus (ранний карбон
- пермь), 3 - Unispirifer (ранний карбон), 4 - Neospirifer (конец раннего карбона - пермь), 5 - Choristites
(конец раннего карбона - ранняя пермь), 6 - Gigantoproductus (ранний карбон); мшанки: 7 - Polypora
(карбон); гониатиты: 8а, б - Goniatites (ранний карбон); кораллы-ругозы: 9 - Petalaxis (средний карбон); растения членистостебельные: 10 - Catamites (преимущественно средний и поздний карбон), плауновидные: // - Lepidodendron (карбон - ранняя пермь), папоротниковидные: 12 - Neuroptehs (главным
образом карбон), голосеменные: 13 - Cordaites (средний и поздний карбон)
164
Для морей карбона характерно бурное развитие фораминифер, которые иногда играли роль
породообразующих организмов (фузулиновые известняки). Следует отметить отряд Fusulinida крупные фораминиферы, особенно значительные скопления которых наблюдаются в Поволжье
(рис. 55).
Из других беспозвоночных в карбоне имели большое значение некоторые четырехлучевые
кораллы - Lonsdaleia, Caninia и табуляты - Chaetetes, Syringopora, Michelinia. Некоторые группы
плеченогих достигли в карбоне расцвета. Особенно типичны продуктиды - Productidae и спирифериды - Spiriferidae. Многочисленны морские ежи. Нередко на морском дне возникали заросли
криноидей.
Большое стратиграфическое значение, особенно для нижнего карбона, имеют конодонты,
среди которых в карбоне возникло много новых родов. Наиболее предпочтительный уровень проведения границы между девоном и карбоном - основание конодонтовой зоны Siphonodella sulcata.
о Из головоногих моллюсков следует упомянуть отряд аммоноидей с простым строением перегородок - гониатиты и агониатиты. Лопастная линия и скульптура раковины гониатитов усложняются. Обильными были двустворки и гастроподы. Двустворки заселяли не только моря, но и пресноводные бассейны. Подобное распространение имели мельчайшие ракообразные - остракоды.
Благоприятные климатические условия и пышная растительность определили обилие наземных членистоногих: пауков, скорпионов, тараканов, стрекоз (иногда с размахом крыльев до 1 м). В
морях карбона обитали многочисленные рыбы. Разнообразные земноводные (стегоцефалы) населяли берега озер, заросли лесов.
В конце карбона стегоцефалы дали начало первым пресмыкающимся - рептилиям. Прогрессивные черты рептилий (роговой покров, предохраняющий организм от потери влаги; размножение яйцами, откладываемыми на суше) позволили им проникнуть в глубь континентов.
Для стратиграфии морских отложений карбона наиболее важны конодонты, фораминиферы
(фузулиниды), гониатиты и брахиоподы. Определение возраста континентальных отложений основано на изучении остатков растений, а также комплексов спор и пресноводных двустворок.
Структуры земной коры и палеогеография
В карбоне в пределах современных континентов продолжали существовать Лавренция, Сибирская и Китайская платформы и суперплатформа Гондвана. Между ними располагались Аппалачская геосинклиналь, Средиземноморский, Урало-Монгольский и Тихоокеанский геосинклинальные пояса.
После затишья в девоне земная кора охватывается новой волной тектонических движений,
составляющих герцинскую эпоху тектоногенеза или герцинскую складчатость (от древнего названия Герциния - горы Гарц на территории Германии). Обычно выделяются следующие фазы герцинской складчатости. Первая из них (D3-C]) бретонская фаза проявилась ограниченно в конце девона. Она закрыла Иннуитскую геосинклиналь. Судетстя фаза прослежена в конце раннего карбона. Наиболее значительно она проявилась на севере Средиземноморского геосинклинального
пояса, на территории Аппалачской геосинклинали и Урало-Монгольского пояса. Поэтому в этих
регионах и прилегающих к ним частям платформ средний и верхний карбон представлены молассами, часто континентальными и угленосными, выполняющими краевые и межгорные прогибы.
Астурийская фаза проявилась в конце среднего карбона; уральская - в начале ранней перми; заальская - в конце ранней - начале поздней перми и пфалъцская - в конце перми - начале триаса.
Герцинская складчатость закрыла ряд геосинклинальных областей и почти полностью УралоМонгольский пояс. Значительно сократившийся после герцинской складчатости Средиземноморский геосинклинальный пояс обычно называют геосинклинальной областью Тетис.
Все платформы Северного полушария вместе с примкнувшими к ним герцинидами слились в
одну огромную платформу (суперплатформу) Лавразию. Герцинская складчатость привела к уве-
165
личению размеров Гондваны в результате отмирания геосинклинального режима на юге гор Атлас
и в горах на востоке Австралии.
Герцинская складчатость сопровождалась интенсивным эффузивным и интрузивным магматизмом, с которым, в свою очередь, связано образование месторождений полезных ископаемых
Оживились тектонические движения в областях более древней складчатости. В смежных с герцинидами частях каледонид эти движения сопровождались излиянием эффузивов и внедрением интрузий. Для областей герцинской складчатости очень характерны краевые прогибы, которые формировались в орогенную стадию развития геосинклиналей по их границе с платформами. В связи
с тем, что первые фазы герцинской складчатости были очень сильными и на планете преобладали
явления сжатия земной коры, рифтогенез для карбона и самого начала ранней перми не характерен. Исключение в этом отношении представляет Припятско-Донецкий авлакоген.
Регрессия, начавшаяся в конце девона, была продолжительной и устойчивой в пределах Гондваны, где континентальная обстановка сохранялась на протяжении всей раннекаменноугольной
эпохи. На северных материках в начале карбона снова началась трансгрессия, которая помимо докембрийских платформ охватила некоторые участки каледонид, значительно выровненных денудацией. Моря заняли часть каледонид на территории Англии, восточную большую часть Восточно-Европейской, западную часть Северо-Американской (Канадской) платформ и небольшой участок Сибирской платформы, примыкающий к Енисею. Начиная с конца раннего карбона, по мере
развития складчатости и горообразования обширные области в геосинклиналях освободились от
моря. Одновременно постепенно освободились от моря все платформы Северного полушария. Исключением является Восточно-Европейская платформа, где до конца периода сохранилось море,
лишь немного уменьшенное в размерах. На Сибирской, Китайской и Канадской платформах к концу карбона господствовала суша. На Гондване, наоборот, площадь моря расширяется и морские
воды проникают в бассейн р.Амазонки, на север Африки и юго-запад Австралии.
В раннем карбоне еще не наблюдается резкой дифференциации на климатические пояса. Широкое развитие влаго- и теплолюбивой лепидодендроновой флоры свидетельствует о равномерном
и влажном климате большей части поверхности Земли. Во второй половине карбона обнаруживаются отчетливые различия между лепидодендроновой флорой вестфальской (приэкваториальной)
флористической области, с одной стороны, и тунгусской (северной умеренной) и глоссоптериевой
(южной умеренной) флорами - с другой.
В вестфальской области климат был влажный и теплый, а в тунгусской и глоссоптериевой
областях - умеренный и холодный. К такой дифференциации климата привели процессы горообразования и регрессии. В „конце .карбона,и начале перми на Гондване произошло обширное оледенение.
Расположение континентов в позднем карбоне, составленное в соответствии с концепцией
новой глобальной тектоники, показано на схеме XIX, цв. вкл.
История развития платформ СевероАтлантическая платформа (Лавренция)
В начале каменноугольного периода на Северо-Атлантической платформе в общем сохранились условия, существовавшие в позднем девоне. Отложения нижнего карбона (турне и визе)
представлены преимущественно карбонатными породами морского генезиса. В конце раннего начале среднего карбона в связи с развитием герцинской складчатости, проявившейся в соседних
с платформой Средиземноморском геосинклинальном поясе и Аппалачской геосинклинали, резко
изменился характер осадконакопления в Лавренции. Поэтому на западе, в пределах северо-американской части платформы, отложения Пенсильвания представлены угленосной толщей паралического происхождения. В британских каледонидах угленосная толща того же возраста в своей верхней части накапливалась частично уже в лимнических условиях.
166
На востоке платформы Лавренции в карбоне продолжал существовать морской бассейн, что
следует из анализа разреза Подмосковья. Для него характерно преобладание карбонатных пород с
многочисленными остатками фораминифер, брахиопод, кораллов, двустворок (пелеципод), гастропод, иглокожих, иногда гониатитов. Этот разрез пример типичных платформенных отложений[
накапливавшихся в теплом морском бассейне. Морской режим нарушался дважды: во время накопления угленосной толщи в визейском веке и в начале среднего карбона, что выразилось в отсутствии отложений башкирского яруса (см. схему VI, цв. вкл.). На востоке терригенные породы
визе - аналог угленосной толщи Подмосковья - одни из важнейших продуктивных горизонтов
Волго-Уральской нефтеносной провинции.
Сибирская платформа
В течение каменноугольного периода на большей части Сибирской платформы господствовали континентальные условия. В начале раннего карбона море проникало лишь на северо-западные
и северо-восточные окраины платформы. Здесь происходило накопление карбонатных осадков
мощностью несколько сотен метров. В среднем и верхнем карбоне в погружение была вовлечена
большая часть платформы за исключением ее южной окраины и Анабарского массива. В старицах, озерах, болотах, на пойменных террасах и заболоченных пространствах междуречий, где господствовала пышная растительность с преобладанием кордаитов, накапливались пески, алевриты,
глины и торфяники, образовавшие впоследствии прослои каменного угля. Позднепалеозойская
флора Сибири лучше изучена в Кузнецком бассейне, поэтому определение возраста вмещающих
Отложений проводится по сопоставлению с разрезом Кузбасса.
Китайская платформа
В течение каменноугольного периода в южной части Китайской платформы господствовало
море. Здесь преобладало накопление карбонатных осадков. В среднем карбоне испытал трансгрессию север платформы. При наступлении моря на эту территорию в результате перемывов
коры выветривания, образовавшейся в течение раннего карбона, возникли залежи бокситов и железных руд. Выше залегает паралическая угленосная формация мощностью в сотни метров.
Территория платформы в раннем карбоне представляла собой область сноса. В среднем и позднем карбоне здесь накапливались карбонатные толщи с прослоями континентальных песчаноглинистых и угленосных отложений общей мощностью в несколько сотен метров.
Гондвана
Большая часть Гондваны в карбоне, как и в девоне, сохранила приподнятое положение. Лишь
в раннем карбоне испытывали погружение краевые части суперконтинента.
В это время море существовало на севере африканской части Гондваны, куда оно проникло
из Средиземноморского геосинклинального пояса. Здесь происходило накопление песков, глин и
карбонатных осадков, местами - формирование рифов. Море занимало также запад австралийской части Гондваны. На западе накапливались преимущественно карбонатные, на юго-востоке терригенные осадки.
Еще более ограниченно распространены на Гондване континентальные и лагунные породы
нижнего карбона. На севере Африки они формировались по периферии морского бассейна и представлены песчано-глинистыми осадками с остатками растений. На востоке Бразилии такой же возраст имеет терригенная толща, содержащая прослои угля. В среднем карбоне море проникло на
северо-восток Бразилии и в бассейн р.Амазонки. На северо-востоке Бразилии была сформирована
толща песчаников, алевролитов, кремнисто-глинистых пород и известняков мощностью до 250 м.
Отложения бассейна р.Амазонки отличаются присутствием пластов ангидритов, гипса и каменной
соли, указывающих на периодическое осолонение морского бассейна. На севере африканской части Гондваны в среднем карбоне происходила регрессия, здесь формировалась угленосная толща.
167
Поздний карбон ознаменовался обширным оледенением Гондваны. Тиллиты известны в Африке, на Мадагаскаре, Индостане, в Австралии, Южной Америке и Антарктиде, где они входят в
состав гондванской серии континентальных отложений (верхний карбон - нижний мел). В Южной, Центральной Африке и на Мадагаскаре тиллиты (400 м) образованы несортированными, в
различной степени окатанными гальками и блоками (до 2 м в диаметре) докембрийских пород, кое
торые покрыты ледниковой штриховкой и сцементированы песчано-глинистым материалом. В
прослоях глин встречаются остатки рыб, моллюсков и криноидей - свидетельство кратковременного проникновения моря. Тиллиты залегают на неровной, отполированной ледником и покрытой
шрамами поверхности.
Широкое распространение тиллитов - несомненное подтверждение общего похолодания на
Гондване в позднем карбоне. Теплый климат, судя по находкам верхнекаменноугольных красноцветных отложений, существовал только на севере Африки.
Единство континента Гондвана кроме климатических условий доказывается также общим
комплексом позднепалеозойской флоры и остатков рептилий.
История развития геосинклинальных поясов
Урало-Монгольский геосинклинальный пояс
В пределах Урало-Монгольского пояса в раннем карбоне существовали Уральская, ТяньШаньская, Джунгаро-Балхашская, Зайсанская и Монгольская геосинклинали, отделенные друг от
друга областями каледонской и более древних складчатостей.
Геологическая история этих геосинклиналей, начиная со среднего карбона, различна вследствие разного проявления в них первых фаз герцинской складчатости.
Уральская геосинклиналь. Каменноугольные отложения широко распространены как на западном, так и на восточных склонах Урала.
Разрез карбона западной окраины Урала непрерывный, представлен всеми тремя отделами
(см. схему VII, цв. вкл.). В разрезе преобладают известняки с разнообразной фауной. Отложения
подобного типа формировались в условиях теплого морского бассейна, простиравшегося далее на
запад в пределы Восточно-Европейской платформы. Общая мощность 0,5-1,3 км. Это типичный
миогеосинклинальный разрез (отсутствуют вулканические породы, нет интрузий, слаб метаморфизм, породы собраны в простые складки).
В разрезе, расположенном восточнее (восточный склон Урала), также присутствуют все три
отдела карбона (см. схему VII, цв. вкл.). Разрез сложен терригенными породами: песчаниками,
глинистыми сланцами, в среднем и верхнем карбоне появляются прослои грубозернистых пород и
конгломератов. Породы часто ритмично-слоистые, содержат прослои кремнистых, карбонатных,
туфогенных отложений. Мощность 2,7-3,7 км. Накапливались осадки этого типа в более активно
прогибавшейся части геосинклинали.
Для нижнего карбона восточных разрезов характерно присутствие мощных вулканических
образований. Мощность нижнего карбона достигает 3,5 км. Это эвгеосинклинальный тип разреза,
который характеризует наиболее активно развивающуюся часть геосинклинали. Средний карбон
представлен обломочными отложениями мощностью до 1 км, с прослоями карбонатных пород
Нередко присутствуют мощные прослои конгломератов и скопления растительных остатков. Все
это свидетельствует о герцинских поднятиях на востоке Уральской геосинклинали, поставлявших
обломочный материал в расположенное западнее море. Карбон восточного склона собран в сложные складки, нарушенные многочисленными разрывами, проплавлен и пронизан интрузиями,
сильно метаморфизован.
Джунгаро-Балхашская геосинклиналь. Джунгаро-Балхашская геосинклиналь в первую половину раннего карбона была занята мелководным морским бассейном, в котором шло накопление
кремнисто-глинистых и кремнистых осадков и туфогенного материла, приносимого с островов.
168
где были действующие вулканы. В связи с проявлением средневизейской фазы складчатости второй
половине раннего карбона море сохранилось на юго-востоке геосинклинали; на ее северо-западе
возникли многочисленные вулканы. Следующая - предсреднекаменноугольная - фаза
складчатости привела к отмиранию геосинклинальных условий на этой территории, поэтому
средний и верхний карбон представлены в основном континентальными вулканогенными толщами. Море существовало на крайнем юго-востоке, где формировались терригенные осадки со значительной примесью вулканогенного материала.
В Кузнецком бассейне разрез карбона полный, хорошо палеонтологически охарактеризован,
является опорным для Средней Сибири и прилегающих районов.
Турнейский и визейский ярусы в Кузбассе сложены морскими карбонатными и терригенными отложениями мощностью до 1 км (см. схему VII, цв. вкл.). Они охарактеризованы разнообразными органическими остатками, которые позволили коррелировать эти отложения с подразделениями стратотипов турнейского и визейского ярусов Западной Европы.
Выше залегает угленосная формация (мощностью до 5-8 км), в которой многократно переслаиваются серые песчаники и алевролиты, подчиненное значение имеют пласты каменных углей.
Возраст данной угленосной формации - от серпуховского века до поздней перми включительно.
Угленосная формация охарактеризована богатым комплексом ископаемой флоры, в которой преобладают кордаиты, а также присутствуют остатки двустворок (пелеципод), усоногих раков, рыб,
насекомых. В нижней части формации, на границе нижнего и среднего карбона, содержится горизонт известковых песчаников с морской фауной.
Угленосная формация подразделена на серии, подсерии и свиты. Это расчленение основано
на литологических данных и изменении по разрезу комплексов растений и пресноводных двустворок. Однако вследствие своеобразия фауны и флоры сопоставление разных частей угленосной
формации с ярусами и даже отделами общей шкалы является условным. Угленосная формация
вмещает около 300 пластов угля общей мощностью 5-8 км. После мелководного теплого залива в
раннем карбоне, в котором шло накопление карбонатных и терригенных осадков, со среднего карбона произошло заболачивание этого залива и угленакопление.
Аппалачская
гео с инкл инальная
область
В северной части Аппалачской геосинклинали сильно проявилась акадская фаза складчатости, поэтому каменноугольная история северной и южной частей геосинклинали различна. На севере в межгорных впадинах накапливались мощные (более 6 км) отложения молассового типа, в
значительной степени угленосные. Накопление мощных песчано-глинистых толщ в южной части
геосинклинали в конце миссисипского времени было прервано герцинской складчатостью. В области, пограничной с Северо-Американской платформой, в пенсильванское время развивался краевой прогиб, заполнявшийся угленосной молассой. ''"
Средиземноморский геосинклинальный пояс
Разрез карбона западно-европейских герцинид был изучен ранее, чем в других регионах, и
поэтому стал эталонным при разработке стратиграфической схемы каменноугольной системы.
Динант (турне, визе) представлен типичными геосинклинальными образованиями (см. схему VII,
цв. вкл.). В одних районах - это мощная толща однообразных глинистых сланцев с прослоями
песчаников, кремнистых сланцев, местами эффузивов. В районах, тяготеющих к границе с СевероАтлантической платформой, это известняки, содержащие многочисленные остатки кораллов и
брахиопод, на которых основано деление динанта на турнейский и визейский ярусы (по названию
городов Турне и Визе в Бельгии).
После судетской фазы складчатости, сопровождавшейся внедрением интрузий, на северной
окраине Средиземноморского геосинклинального пояса возникла горная страна. Осадконакопление происходило в межгорных впадинах, где формировались лимнические угленосные толщи.
169
В намюрский и вестфальский века море сохранялось только на границе горного сооружения и
платформы Лавренция. Здесь образовался типичный краевой прогиб, протянувшийся от Южной
Англии через север Франции, Бельгию, Германию, юг Польши и север Чехословакии и сформировалась паралическая угленосная моласса. Накопление ее прекратилось в стефанском веке, когда в
результате астурийской фазы складчатости эта область была вовлечена в поднятие.
Тихоокеанский геосинклинальный пояс
В Западно-Тихоокеанской геосинклинальной области в карбоне выделяются те же три типа
разрезов, что и в девоне. Эвгеосинклинальный тип разреза характерен для внутренней части геосинклинали, тяготеющей к побережью Тихого океана. На Камчатке, в Корякском нагорье и Японии в карбоне формировались мощные вулканогенно-кремнистые, местами флишевые толщи. Гораздо шире по внешней зоне геосинклинали развит миогеосинклинальный тип разреза, хорошо
представленный в Верхоянье и в бассейне р. Колыма. Здесь в турне накапливались известняки, а с
визейского века началось образование терригенного верхоянского комплекса, продолжавшееся до
конца юрского периода. Мощность каменноугольных отложений в этих районах достигает 3-4 км.
Третий тип разреза карбона, сравнительно маломощный (до 700 м), распространен в пределах
срединных массивов; он сложен карбонатно-терригенной и андезит-базальтовой формациями.
В Восточно-Тихоокеанской геосинклинальной области эвгеосинклинальная зона выделяется
только на севере в виде узкой полосы вдоль побережья Тихого океана от Аляски до Мексики. Здесь
в карбоне формировались кремнистые и глинистые осадки, известняки, лавы и туфы преимущественно андезитового состава. В миогеосинклинальной зоне вследствие проявления бретонской
фазы складчатости отложения миссисипия всюду залегают резко несогласно на более древних образованиях. В Кордильерах Северной Америки они представлены морскими терригенными осадками,
* по границе с платформой - карбонатными породами. В связи с сильным проявлением судетской
фазы складчатости отложения Пенсильвания распространены ограниченно, залегают несогласно на
подстилающих породах и представлены конгломератами и грубозернистыми песчаниками.
В южно-американской части рассматриваемой геосинклинальной области бретонская фаза
складчатости сопровождалась внедрением гранитных интрузий; она привела к поднятию Центральных Анд, продолжавшемуся в течение всего раннего карбона, и к горному оледенению. В это
время в межгорных депрессиях накапливалась пестроцветная моласса с прослоями углей, лав и
туфов кислого состава; местами эта моласса замещается песками, глинами и известняками, формировавшимися в морских условиях. В Пенсильвании образовались известняки с прослоями глин,
сменявшиеся по границе с платформой континентальными красноцветными осадками.
Полезные ископаемые
Главная особенность каменноугольного периода - обширное угленакопление, которое происходило как в краевых и межгорных прогибах герцинид, так и на платформах. Угли карбона составляют почти 30% мировых запасов. Главнейшие месторождения каменного угля в пределах бывшего СССР - Донецкий, Карагандинский, Кизеловский, Подмосковный, Экибастузский и другие
бассейны. К карбону относятся также нижние горизонты Кузнецкого, Минусинского и Тунгусского бассейнов. В Западной Европе такой возраст имеют месторождения угля Польши, Чехословакии, Германии, Бельгии, Франции и Англии, образующие так называемый "угольный канал Западной Европы", а также Астурийский бассейн в Испании. На территории США к карбону относятся
Аппалачский и Пенсильванский бассейны.
Свыше половины запасов нефти Волго-Уральской провинции приурочены к карбону. Такой
же возраст имеет Оренбургское месторождение газа.
Раннекаменноугольными являются Тихвинское и Северо-Онежское месторождения бокситов. Среднему и нижнему карбону принадлежат месторождения бокситов Китая. В карбоне обра-
170
зовались свинцово-цинковые месторождения хр. Каратау, других районов Средней Азии, медные
руды Джезказгана, месторождения железа горы Магнитная, Канарское, Сарбайское и Соколовское и золоторудные месторождения Урала.
ПЕРМСКИЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - Р
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Пермская система получила свое название от Пермской губернии. Первоначально эта система
была выделена русскими геологами, а позднее, в 1841 г., названа пермской английским ученым Р.
Мурчисоном после посещения им России, и в частности Западного Приуралья. Это название было
дано для толщи морских и континентальных отложений, залегающих между выделенными раньше слоями каменноугольной системы внизу и триасовой системы вверху. Отложения, занимающие
подобное стратиграфическое положение, давно были известны в Западной Европе под названием
"Мертвого красного лежня" и "Цехштейна".
Продолжительность пермского периода 38 млн. лет, его начало 286 млн. лет назад, окончание
248 млн. лет назад.
В России пермская система подразделяется на два отдела и семь ярусов (табл. 10).
Таблица 10
Общие стратиграфические подразделения пермской системы
Россия
Отдел
Верхний Р2
Нижний Р)
Ярус
Татарский P2t
Казанский P2kz
Уфимский Р2и
Кунгурский Р,к
Артинский Р|аг
Сакмарский P,s
АссельскийР|а
Западная Европа
Цехштейн
(тюрингий)
Верхний красный
лежень (саксоний)
Нижний красный
лежень (отэн)
Северная Америк»
Очоа
Гваделупа
Кэпитэн
Ворд
Лэонард
Вульфкемп
Их стратотипы находятся в Приуралье и европейской части России. Из-за эндемичной фауны
их невозможно сопоставить с подразделениями этого стратиграфического уровня других регионов.
Поэтому в Западной Европе и Северной Америке приняты другие подразделения пермской системы. Выделенные в Волго-Уральской области ярусы, представленные в морских (нижний отдел)
или солоноватоводных (верхний отдел) фациях, признаются многими исследователями и за рубежом. Однако в связи с изолированностью пермских бассейнов наблюдается большое различие в
составе органического мира. Поэтому в Северной Америке и Западной Европе были приняты иные
стратиграфические подразделения пермской системы, особенно для ее верхнего отдела.
По этой же причине была разработана самостоятельная шкала для открыто-морских отложений Памира и Кавказа, в которой пермская система делится на три отдела: 1) яикский (нижний),
отвечающий приблизительно ассельскому и артинскому ярусам Приуралья; 2) кушанский (средний), соответствующий приблизительно кунгурскому и уфимскому ярусам; 3) арианский (верхний), отвечающий казанскому и татарскому ярусам.
Ассельский ярус был выделен В.Е.Руженцевым в 1954 г. Ранее эти отложения именовались
швагериновым горизонтом. Стратотип расположен по р. Ассель на Южном Урале. Развитые здесь
карбонатно-терригенные отложения содержат богатый комплекс фузулинид.
Сакмарский ярус выделен В.Е.Руженцевым в 1936 г. и назван по р. Сакмаре, притоку р.Урал,
где располагается стратотип. Здесь развиты известняки, в которых присутствует богатый комплекс
фузулинид и аммоноидей.
171
Артинский ярус выделен А.П. Карпинским в 1874 г. Назван по Артинскому заводу на Урале.
В стратотипическом разрезе представлены пески со своеобразным комплексом аммоноидей.
Название "кунгурский ярус" было предложено в 1890 г. А.А. Штукенбергом (по имени Кунгурского уезда, где расположен его стратотип). Здесь развиты известняки, доломиты, доломитизированные известняки и соли. В карбонатных породах очень много брахиопод (продуктиды), но
мало двустворчатых моллюсков и фузулинид.
Название "уфимский ярус" было предложено в 1916 г. А.В. Нечаевым для совокупности отложений континентального происхождения, располагающихся между фаунистически охарактеризованными кунгурскими и казанскими отложениями.
Казанский ярус выделен А.В. Нечаевым в 1915 г. В стратотипическом разрезе вблизи г. Казани присутствуют пески и глины, в которых обнаружены мелкие формы фораминифер, скудные остатки кораллов и брахиоподы.
Татарский ярус был назван так в 1847 г. С.Н. Никитиным. Отложения представлены мергелями и другими пресноводными осадками, в которых сохранились флора и остатки позвоночных.
Характерные разрезы пермской системы представлены на схеме VIII, цв. вкл.
Органический мир
В пермском периоде органический мир приобрел своеобразные черты, хотя в самом начале
периода он был во многом сходен с каменноугольным.
С середины пермского периода характер наземной флоры меняется, причем особенно сильно
в области распространения вестфальского типа. В результате флора поздней перми становится более однообразной; в то же время она утрачивает типичный палеозойский облик и приобретает совершенно новые черты, характерные для мезозойской эры, в составе которой преобладают голосеменные растения. Но это происходило не везде одновременно. В пределах европейского континента смена растительных ассоциаций произошла на рубеже перми и триаса, а на Гондване еще позднее - на рубеже раннего и среднего триаса.
В пермских морях продолжали существовать те же группы беспозвоночных, что и в карбоне.
Среди них господствовали фораминиферы (особенно швагерины из отряда Fusulinida), замковые
плеченогие из семейств продуктид и спириферид (Strophalosia и Aulosteges), гониатиты из голово
ногих к концу периода сменились цератитами. Многочисленны были конодонты, двустворки, гастроподы
и
остракоды
(рис.
57).
.
Существенный прогресс наблюдается в развитии позвоночных, среди которых появляются новые формы рыб и земноводных. Последние в пермском периоде, как и в карбоне, были представлены древним" отрядом панцирноголовых (стегоцефалов), достигшем в это время своего расцвета.
В начале перми по-прежнему обильны рыбы, в том числе пресноводные. К концу перми вымирают древние лучеперые, сокращается количество акуловых, кистеперых, двоякодышащих.
Большое развитие получил класс пресмыкающихся, представленный своеобразными древними группами звероподобных рептилий и так называемых котилозавров. Звероподобные рептилии
- подвижные хищные животные с высокими конечностями и дифференцированным зубным аппаратом {Inostrancevia) (рис. 57). По всей своей организации они напоминают млекопитающих,
предками которых, по-видимому, являлись. Котилозавры были, наоборот, малоподвижными, неуклюжими, травоядными животными с массивным черепом (Pareiasaurus). Огромное количество
стегоцефалов и пресмыкающихся было найдено в 1895 г. профессором В.П.Амалицким в пермских отложениях бассейна реки Северная Двина.
В конце пермского периода имело место одно из крупнейших вымираний палеозойских организмов. Исчезли фузулиниды, четырехлучевые кораллы, табуляты, почти все палеозойские брахиоподы,
гониатиты и наутилоидеи с прямой раковиной. Вымерли трилобиты, древнейшие морские ежи и древние лилии, многие палеозойские рыбы и позвоночные, а также целый ряд споровых растений.
172
171
173
Рис. 57. Характерные ископаемые остатки пермских организмов
Фораминиферы: la, б - Schwagerina (ранняя пермь); двустворки: 2а, б - Palaeanodonta (пермь); брахиоподы: За, б ~ Globiella (поздняя пермь), 4 - Licharewia (поздняя пермь); гониатиты. 5 Paragastrioceras (ранняя пермь-), 6а, б - Medlicottia (пермь); пресмыкающиеся: 7 - Pareiasaurus (поздняя пермь), 8 - Inostrancevia (поздняя пермь); растения плауновидные: 9 - Sigillaria (карбон пермь), папоротниковидные: 10 - Callipteris (пермь)
174
Структуры земной коры и палеогеография
В пермском периоде завершилась герцинская складчатость. Её последние фазы привели к отмиранию геосинклинального режима в оставшихся частях Урало-Монгольского пояса и Аппалачской геосинклинали. Они проявились в некоторых районах Средиземноморского геосинклинального пояса (Большой Кавказ, Западные Альпы) и в австралийской части Тихоокеанского геосинклинального пояса. На всех указанных участках возникли горные сооружения - герциниды. В эти движения вовлекались и смежные участки каледонид. Последние фазы герцинской складчатости сопровождались мощным интрузивным и эффузивным (преимущественно наземным) магматизмом.
В пермском периоде завершилось образование Лавразии. Увеличились размеры Гондваны
вследствие присоединения к ней герцинид восточной Австралии и Южной Америки. Проявление
герцинской складчатости в геосинклинальных областях сочеталось с общим поднятием платформ
и огромной регрессией моря. Пермский период является резко выраженной теократической эпохой в жизни Земли (рис. 58, цв. вкл.). Море в это время сохранялось в Средиземноморском геосинклинальном поясе - Тетисе. Из Тетиса море проникло на Гондвану, образовав меридиональный залив восточнее Африки. Естественным следствием горообразования и регрессии стало господство в поздней перми континентального, преимущественно засушливого климата, когда во
многих районах началось формирование красноцветных и соленосных толщ и отмеченные выше
изменения органического мира. Эти толщи пород прослеживаются среди пермских отложений
Центральной, Южной Европы и Северной Америки. О более влажном климате свидетельствуют
угленосные отложения Сибирской платформы и северной части (бассейн р.Усы) Уральского краевого прогиба. Полоса развития этих отложений располагалась к северу от области распространения соленосных красноцветных образований засушливой зоны и намечает положение умеренной
климатической зоны. На Гондване умеренная зона прослежена в ее южных областях. Экваториальная зона совпадает со Средиземноморским геосинклинальным поясом.
Расположение континентов в позднепермскую эпоху согласно концепции новой глобальной
тектоники показано на схеме XX, цв. вкл.
История развития платформ
Лавразия (Ангарида)
Восточная Европа. Классической областью развития пермской системы в Лавразии являют?
ся восточная часть Восточно-Европейской (Русской) платформы, Предуралье и западный склон
Урала (см. схему VIII, цв. вкл.). Здесь была установлена пермская система в целом и выделены почти все ее ярусы.
Докунгурские отложения в западных разрезах, представленные карбонатными породами с
многочисленными фораминиферами и другими морскими организмами, формировались в теплом
мелководном море.
Восточнее, на западной окраине Предуралья, протягивались на сотни километров цепочки
рифовых массивов, образуя барьерный риф. Построены они строматопоратами, мшанками, кораллами и морскими лилиями. Многочисленны остатки фузулинид и брахиопод. Восточнее полосы
рифовых известняков - глинистые известняки с фораминиферами мощностью несколько метров.
Еще восточнее появляются сначала алеврито-глинистые, потом песчано-глинистые и, наконец, на
самом востоке Предуралья и западном склоне Урала - грубообломочные отложения.
В раннепермскую эпоху герцинская складчатость захватила уже западную часть Уральской
геосинклинали, и здесь возникла молодая горная страна. Западнее, в Предуралье и на востоке Русской плиты, располагалось унаследованное от каменноугольного периода теплое море нормальной солености с рифами, отмелями и глубоководными впадинами. Мощность докунгурской части
разреза варьирует в значительных пределах: от десятков метров на западе до многих сотен метров
- на востоке.
175
Кунгурский ярус на восточном крае Русской плиты сложен доломитами с прослоями ангидритов, гипсов и глин. В Предуралье кунгур представлен соленосной толщей мощностью до 1,2-1,6
км. На севере Среднего Урала (Соликамск) кроме галита присутствуют калийные соли. На самом
севере, в Печорском бассейне, кунгур сложен паралической угленосной толщей. Следовательно,
при жарком сухом климате на большей части Предуралья в горько-соленых лагунах накапливалась эвапоритовая соленосная формация. Севернее климат был влажным, благоприятным для
развития торфяников, поэтому соленосная формация заменилась угленосной. Самые восточные
разрезы кунгура сложены континентальными песчано-глинистыми отложениями. Верхнепермские
отложения в Предуралье представлены красно- и пестроцветными песчаниками, алевролитами,
глинами континентального происхождения с редкими остатками фауны и флоры.
Геологическая история Восточной Европы в позднем палеозое отражена последовательной
сменой морской карбонатной формации лагунной (соленосной и угленосной), а затем континентальной красноцветной терригенной. Наибольшей мощности (2,5-3 км) отложения перми достигли в Предуралье. Здесь, начиная с середины карбона, при максимуме прогибания в ранней перми
в пограничной с платформой зоне формировался Предуральский краевой прогиб.
Западная Европа. В Западной Европе пермские отложения выполняют ряд впадин на континенте и прослеживаются под более молодыми образованиями на побережье и в акватории Северного моря.
В Германской впадине (см. схему VIII, цв. вкл.) нижняя пермь сложена континентальными,
красноцветными конгломератами, песчаниками, алевролитами, глинами с прослоями угля и известняков; встречены остатки ракообразных, двустворок, рыб и земноводных. Нижнепермская толща
известна под названием "Мертвый красный лежень". Название дано горняками для обозначения
подстилающих (лежень) рудную толщу и лишенных руд ("мертвых") красноцветных пород. Мощность нижней перми от нескольких десятков метров по окраинам впадин до 1,2 км в средней части. Красный лежень рассматривают как орогенную формацию.
Нижний отдел со структурным несогласием, вызванным заальской фазой складчатости, перекрывается конгломератами основания (2-3 м) верхней перми. Выше располагается маломощная,
прослеженная на большие расстояния пачка черных тонкослоистых битуминозных аргиллитов со
скоплениями сульфидов меди, серебра, цинка и других металлов (знаменитые медистые сланцы).
Отсутствие бентоса, характер захоронения встреченных здесь остатков рыб, обогащение органическим веществом говорят о восстановительной среде и неблагоприятном для обитания животных
газовом режиме.
Выше рудоносной пачки залегают известняки и доломитизированные известняки (цехштейн) мощностью несколько метров, с остатками обильной, но однообразной фауны. Это морские отложения с соленостью, отклоняющейся от нормальной. Верхняя часть разреза сложена толщей переслаивающихся глинистых пород, ангидрита, каменной и реже калийной солей. Мощность соле'носных пород - несколько сотен метров. Верхнепермские отложения слагают основание платформенного чехла. С пермскими отложениями в Западной Европе связаны месторождения нефти и газа, солей, а также меди, цинка, серебра и других металлов.
В Северной Америке пермские отложения распространены значительном меньше каменноугольных. На юго-западе (Техас, Оклахома) нижние слои нижней перми еще морского генезиса,
выше сменяются соленосными отложениями (см. схему VIII, цв. вкл.). В поздней перми устанавливается континентальный режим осадконакопления.
Рассмотренные разрезы пермских отложений указывают на жаркий сухой климат, интенсивное солеобразование в западной части Лавразии.
В восточной части Лавразии на Сибирской платформе пермские отложения резко отличаются от уже рассмотренных и представлены угленосной и вулканогенной (в основном трапповой)
формациями. Эти отложения выполняют огромную Тунгусскую синеклизу (см. схему VIII, цв. вкл.),
обнажаясь по ее окраинам. Пермские отложения согласно лежат на угленосном карбоне и тоже
176
представлены угленосной толщей с богатым комплексом тунгусской флоры, остатками пресноводных двустворок и низших ракообразных. Формировалась угленосная толща на огромной заболоченной низине, относится к паралическому типу. В поздней перми на Сибирской платформе активно развивался трапповый магматизм, распространившийся на большой территории и достигший максимума в триасе (см. схему VIII, цв. вкл.). В составе трапповой формации преобладают
лавы и туфы основного, реже ультраосновного состава. Кроме того, траппы образуют субсогласные интрузивные залежи - силлы, а также дайки и подводящие каналы, заполненные породами
основного и ультраосновного состава. Отдельные покровы пермских траппов имеют мощность от
нескольких метров до 40 м, а общая мощность - 2 км.
Гондвана
Гондвана в пермском периоде увеличилась в размерах благодаря присоединению к ней герцинид Южной Африки и Восточной Австралии.
На Гондване продолжалось формирование континентальной гондванской серии, начавшееся
еще в конце карбона с накопления тиллитов. Море сохранялось только на крайнем севере Сахары
и на Аравийском полуострове, где отлагались карбонатные, частично соленосные толщи. Кроме
того, море впервые проникло в глубь Гондваны, знаменуя тем самым начало разделения этого континента.
На п-ове Индостан, в Соляном хребте, выше тиллитов свиты Талчир залегают песчаники и
глины, сменяющиеся известняками с продуктидами и кораллами пермского возраста. В других местах тиллиты вверх по разрезу замещаются угленосной толщей, нередко содержащей морские
прослои. По этим данным устанавливается, что море было на севере и западе Индостана.
В Южной и Центральной Африке к нижней перми относится залегающая на тиллитах верхнего карбона угленосная толща, а к верхней перми - нижнему триасу толща пестроокрашенных
песчаников и аргиллитов с отпечатками капель дождя, остатками пресноводных двустворок, растений, трещинами усыхания и богатейшими остатками рептилий. В нижней части этой толщи на
Мадагаскаре присутствуют горизонты, содержащие продуктиды, спирифериды, гониатиты и двустворки, такие же, как обитавшие в пермском море Средиземноморского геосинклинального пояса. Тем самым намечается морской залив (пролив?), названный Мозамбикским, с образованием
которого началось разъединение этой части Гондваны.
В Австралии в начале перми еще существовал ледник. В это время под уровень моря погрузились западная и юго-восточная окраины Австралии. Местами море затопило выработанные ледником долины. Здесь шло накопление терригенных осадков с валунами ледникового происхождения и прослоями известняков, содержащих остатки фораминифер, мшанок и криноидей, имеющих большое сходство с фауной Тетиса. В позднепермскую эпоху море отступило. Осадконакопление в основном продолжалось на востоке и в широкой полосе, примыкавшей к герцинским горным сооружениям. Здесь в условиях заболачивающихся озер формировались угленосные толщи.
Относимая к перми часть гондванской серии широко распространена в Южной Америке, в
Африке и Австралии. Низы разреза - озерно-аллювиального и лагунного происхождения аргиллиты, алевролиты, битуминозные сланцы и горизонты известняков с остатками раннепермской морской фауны. Выше залегают пестро- и красноцветные континентальные терригенные отложения.
История развития геосинклинальных поясов
Средиземноморский геосинклинальный пояс
В результате завершения герцинской складчатости пояс значительно сократился в размерах.
Начиная с перми, его иногда называют геосинклинальной областью Тетис. На севере европейской
части Тетиса, примыкающей к герцинидам, в ранней перми продолжалось накопление континентальной красноцветной молассы, начавшееся еще во второй половине картона. К поздней перми
рельеф был выровнен и во многих местах начались излияния эффузивов.
Другой тип разреза развит южнее (Южные Альпы, Динариды, Сицилия). Он отличался зна177
чительным присутствием в разрезе морских отложений. Например, в Карнийских Альпах в низах
перми залегают известняки, иногда рифогенные (мощность 600 м). Выше в разрезе нижней перми
резко несогласно залегают красноцветные песчаники и сланцы с остатками растений и покровами
эффузивов (мощность 150 м). Во второй половине ранней перми проходили складкообразовательные процессы, отмеченные внедрением интрузий. Верхи разреза нижней перми - известняки, доломиты с гипсом, глинистые сланцы, песчаники и битуминозные известняки (мощность 600 м),
содержащие остатки растений, брахиопод и гониатитов.
В ряде районов азиатской части Тетиса (Турция, Иран, Афганистан и др.) в пермском периоде
существовали срединные массивы, на которых вначале преобладало накопление маломощных
карбонатных осадков; в поздней перми они были перекрыты континентальными сероцветными
терригенными породами.
Тихоокеанский геосинклинальный пояс
Во внешней зоне Западно-Тихоокеанской геосинклинальной области в пермском периоде продолжалось формирование МОЩНЫХ терригенных отложений, восточнее сменяющихся глинами, а
по окраинам срединных массивов - маломощными (300-400 м) толщами карбонатно-терригенных
отложений. Во внутренней зоне (Корякское нагорье, Сихотэ-Алинь) к этому возрасту относятся
кремнисто-карбонатные, терригенные и вулканогенные формации, типичные для эвгеосинклинали. Аналогичный состав имеют пермские образования на территории Японии и Индонезийского
архипелага.
В эвгеосинклинальной зоне северо-американской части Восточно-Тихоокеанской геосинклинальной области продолжалось накопление продуктов подводного вулканизма и кремнистых
осадков мощностью до 5 км, которые местами замещались известняками. Восточнее, в миогеосинклинальной зоне, отлагались терригенно-карбонатные толщи мощностью до 3,5 км. Нередко
верхнепермские отложения залегают с угловым несогласием на более древних образованиях. Со
складчатыми движениями конца перми в ряде районов связано внедрение кислых интрузий.
К началу перми ледник, существовавший в Центральных Андах, исчез; в перми здесь и в
Южных Андах преобладает накопление континентальных красноцветных обломочных и карбонатных осадков и вулканогенных образований мощностью до 3 км. Море существовало только на
севере Анд, где накапливались пески, алевриты, известняки и мергели. В конце перми складкообразование, сопровождавшееся внедрением гранитных интрузий, охватило почти всю территорию
Анд.
Полезные ископаемые
Для пермского периода наиболее характерны угольные месторождения, на долю которых
приходится около четверти мировых запасов. Это Печорский и Таймырский бассейны, верхние горизонты Минусинского, Кузнецкого и Тунгусского бассейнов России, бассейны на востоке Китая
и в индийском штате Бихар, месторождения Австралии и ЮАР. Пермский возраст имеют некоторые нефтеносные горизонты Волго-Уральской провинции и ряда месторождений США. К перми
относятся продуктивные горизонты газовых месторождений Шебелинское (Украина), Вуктыльское, Интинское (Россия), газовых супергигантов Гронинген (Нидерланды), Хьюготон (США,
штат Канзас) и месторождений газа Ирана.
В пермском периоде образовалась значительная часть мировых ресурсов калийных солей. Это
Верхнекамское месторождение и месторождения Прикаспийской впадины (Россия), Германии,
.
178
Делавэрский бассейн на юге США. На севере Донбасса известно Артемовское месторождение поваренной соли. Огромные месторождения соли в верхней перми США.
Рудные полезные ископаемые в перми также широко распространены. Это месторождение
меди Мансфельд (Германия), медно-молибденовое месторождение Коунрад на северном берегу
оз.Балхаш, месторождение золота Мурунтау в Кызылкумах, месторождения олова Корнуолл (Великобритания), урана в Шварцвальде (Германия), Центральном массиве (Франция) и впадине Карру (ЮАР). По-видимому, пермский возраст имеют ртутные месторождения - Никитовское (Украина) и Хайдаркан (Киргизия).
179
Г л а в а 9 МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРА
(ЭРАТЕМА) - MZ
Мезозойская эра подразделяется на три периода: триасовый, юрский и меловой (табл. 1, цв. вкл.).
Органический мир мезозойской эры весьма разнообразен. К концу пермского периода вымирает большинство характерных для палеозоя групп животных и растений. Однако характер растительного мира Земли изменился еще в середине пермского периода и уже в конце палеозойской
эры принимает новый, мезозойский облик.
В морях огромное распространение получили аммоноидеи совершенно иного облика, чем в
палеозое, возникли белемноидеи. Увеличилось разнообразие двустворчатых (пелеципод) и брюхоногих (гастропод) моллюсков. Число брахиопод сократилось, но по-прежнему они играли важную
роль в фауне морских бассейнов. Возникли шестилучевые кораллы, новые систематические группы морских ежей, морских лилий, мшанок, фораминифер, радиолярий и других организмов.
Коренное изменение претерпели позвоночные. Широкое распространение получили пресмыкающиеся, и поэтому нередко мезозойскую эру называют эрой пресмыкающихся или рептилий.
Возникли сумчатые, позднее плацентарные млекопитающие и птицы.
Не менее своеобразным был органический мир суши. Ведущая роль в растительном царстве
начинает принадлежать голосеменным, которые входили в состав так называемой мезофитной
флоры, и папоротниковидным; в мелу к ним присоединились покрытосеменные - цветковые. Очередной расцвет растений, среди которых было много древесных форм, привел к новой эпохе углеобразования, особенно значительной в юрском периоде.
Общая продолжительность эры около 180 млн. лет, началась 248 млн. лет назад, закончилась
65 млн. лет назад.
ТРИАСОВЫЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - Т
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
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 Германской впадине, отложения пестрого песчаника, раковинного известняка
и радужных мергелей (кейпер). 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. Однако триасовые отложения Центральной
Европы, в т.ч. Германской впадины вскоре потеряли значение стратиграфического эталона, так как
представляли собою континентальные образования или осадки внутреннего бассейна со своеобразной или эндемичной фауной. Роль эталона перешла к триасовым отложениям восточных Альп,
где эти отложения выражены весьма полно и представлены осадками открытого моря, включающими богатую фауну. Исходя из стратиграфических взаимоотношений, наблюдаемых в восточных
Альпах, триасовая система делится на три отдела (табл. 11), приблизительно соответствующих
трем первоначальным составным частям системы: пестрому песчанику, раковинному известняку и
кейперу, развитым в центральной Европе, и в частности в пределах Германской впадины.
Продолжительность периода 35 млн. лет, начался 248 млн. лет, закончился 213 млн. лет
назад.
180
Длительное время нижний отдел триасовой системы не имел общепринятого ярусного деления. Ранее ему соответствовал верфенский ярус, предложенный Э. Мойсисовичем в 1882 г. Позднее, основываясь на разрезах Соляного кряжа (Пакистан) и Гималаев, стали выделять несколько
ярусов. В последние годы западно-европейские геологи опять предлагают называть его верфенским ярусом.
Таблица 11
Общие стратиграфические подразделения триасовой системы
Отдел
Верхний Тз
Средний Тг
Нижний Т,
Ярус
Рэтский Т3г
Норийский Т3п
Карнийский Т3к
Ладинский Т21
Анизийский Т^а
Оленекский Т,о
Индский Tii
В 1956 г. Л.Д. Кипарисова и Ю.Н. Попов предложили разделять нижний триас на два яруса индский и оленекский. В качестве стратотипа индского яруса был предложен разрез цератитовой
формации Соляного кряжа и слои с Otoceras в Гималаях.
Стратотипом оленекского яруса служит разрез так называемых "оленекских слоев" в низовьях р. Оленек. Этот ярус отличается от индского большим разнообразием аммонитов, среди которых имеются два крупных комплекса, отвечающих зонам Owenites, Olenekites, Prohungarites.
Ярусы нижнего триаса хорошо прослеживаются не только в Индостане и Сибири, но и в других
регионах, где распространен морской нижний триас. Поэтому своим решением в 1958 г. Межведомственный стратиграфический комитет СССР рекомендовал принять их для всей территории Советского Союза с последующим утверждением на сессии Международного геологического конгресса.
Анизийский ярус среднего триаса был установлен Э. Мойсисовичем и К. Динером в 1895 г.
Название дано по латинскому названию р. Енис - Anisus - в Динарских Альпах. Типовой разрез
находится в Австрии, где развиты известняки с многочисленными аммонитами.
Название "ладинский ярус" дано Л. Биттнером в 1892 г. по народности ладины в Тироле.
Впервые как самостоятельное подразделение выделен Э. Мойсисовичем в 1869 г. В стра-ютипическом разрезе распространены карбонатные породы, содержащие богатую фауну моллюсков и
ко'раллов.
Карнийский ярус верхнего триаса был установлен в 1869 г. также Э. Мойсисовичем. Название происходит от Карнийских Альп. Карбонатная толща в стратотипической местности охарактеризована аммонитами.
Норийский ярус установлен в 1869 г. тем же Э. Мойсисовичем в Западных Альпах. Название
дано по наименованию римской провинции Норикум близ Дахштейна. Отложения этого яруса
подробно изучены в 1892 г. К. Динером. Охарактеризованы богатым комплексом аммонитов.
Изучая морские отложения, залегающие на границе триаса и юры в Альпах, в 1858 г. С. Гюмбель выделил их в самостоятельный ярус, который и был назван по имени Рэтских гор. Здесь развиты известняки и мергели, иногда существенно рифогенные известняки с богатой фауной брахиопод, кораллов и двустворчатых моллюсков.
Характерные разрезы триасовой системы представлены на схеме ВС, да. вкл.
Органический мир
В триасовом периоде еще некоторое время существовали единичные, типичные для палеозоя
группы. В это время заканчивают свое развитие спирифериды и ортоцератиты, а среди позвоночных стегоцефалы. Продолжали развиваться каламиты и целый ряд споровых палеозойских растений. Одна
ко на фоне их угасания быстро эволюционируют совершенно новые группы организмов.
181
Рис. 59. Характерные ископаемые остатки триасовых организмов
Цератиты: 1а, б, в - Tirolites (ранний триас), 2а, б - Doricranites (ранний триас), За, б, в - Ceratites
(средний триас), 4а, б - Pinacoceras (средний триас); двустворки: 5 - Monotis (поздний триас),
6 - Claraia (ранний триас), 7 - Halobia (поздний триас); амфибии: 8 - Benthosuchus (ранний триас),
9 - Mastodonsaurus (поздний триас); плауновидные растения: 10 - Pleummeia (триас)
182
В морских бассейнах широкое развитие в триасе получили цератиты (рис. 59). Первые представители этих аммоноидей появились еще в перми. Уже в начале триаса они достигли своего расцвета и также быстро стали вымирать в конце триаса. Это время было одним из самых драматичных в истории развития аммоноидей, которые оказались на грани полного исчезновения.
Для раннего триаса характерны Tirolites, Doricranites, в среднем триасе большим развитием
пользовались Ceratites. Для среднего и особенно позднего триаса типичны Pinacoceras, a Tropites
известны только в отложениях верхнего триаса.
Другие головоногие моллюски - наутилиды, ортоцератиты и белемниты в триасе были распространены значительно меньше. Наутилиды представлены теми же подотрядами, что и в пермском периоде, но в триасе возникают новые роды. В триасе белемниты еще редки, и все они относились к отряду Aulacocerida. Большого родового и видового разнообразия достигли в триасе двустворчатые и брюхоногие моллюски. У двустворок появился новый отряд Ostreina. Существенно
изменился состав семейств. Многие виды родов Halobia, Daonella, Monotis, Claraia являются руководящими. Начался расцвет отряда Mesogastropoda. На смену четырехлучевым кораллам пришли шестилучевые. Первые склерактинии возникли в середине триаса.
Триас - последний период существования конодонтов. Они в триасе гораздо более многочисленны и разнообразны, чем в перми и имеют большое стратиграфическое значение. Однако в конце.рэтского века конодонты быстро и полностью вымирают.
Хотя в триасовом периоде продолжали существовать спирифериды, но доминирующая роль
стала принадлежать совершенно другим брахиоподам - теребратулидам и ринхонеллидам. Палеозойские мшанки доживали в триасе. Отряд Cyclostomata стал более разнообразным. Сильные изменения произошли среди иглокожих. Лишь некоторые архаичные морские лилии смогли дожить
до конца триаса. Древние морские ежи вымерли в конце палеозоя. Сохранились лишь единичные
представители отряда Cidaroida, которые достигли значительного разнообразия позднее. В триасе
возникли диадемовые ежи.
На рубеже перми и триаса вымерли фузулиниды, но в триасовом периоде среди фораминифер по явились и стали доминировать нодозарииды. Более разнообразными стали морские позвоночные.
Продолжали существовать лучеперые хрящекостные и цельнокостные рыбы. Костистые рыбы появились в среднем триасе. В раннем триасе возникли ихтиозавры, а в среднем - плезиозавры.
Для триасового периода характерно большое разнообразие комплексов голосеменной растительности. Это гинкговые, цикадовые, беннеттитовые. В конце триаса возникли чекановскиевые.,
Изменился состав хвойных. Вместо древних представителей появились новые группы - сосновые,
араукариевые и кипарисовые. Большим развитием вновь стали пользоваться папоротники, роль
которых в перми по сравнению с каменноугольным периодом снизилась (рис. 60, цв. вкл.).
Просторы суши и мелководные пресные бассейны были населены рептилиями, число которых постепенно возрастало, а количество амфибий, в частности стегоцефалов, уменьшилось. Среди последних в раннем триасе были распространены Benthosuchus, а в позднем - Mastodonsaurus.
В триасе вымерли обычные для пермского периода зверообразные и котилозавры, на смену которым пришли новые группы - динозавры и первые млекопитающие.
Структуры земной коры и палеогеография
В триасе существовали две суперплатформы: Лавразия и Гондвана и разделявшие их Тихоокеанский и значительно сократившийся после герцинской складчатости Средиземноморский (Тетис) геосинклинальные пояса.
В целом триас - теократическая эпоха: в это время продолжалась регрессия, начавшаяся еще
в позднем палеозое. Поэтому в Лавразии и на Гондване отложения триаса или вообще отсутствуют, или представлены континентальными, как правило, терригенными образованиями, часто красноцветными и угленосными. Лишь иногда море проникало в понижения платформ - ингрессии.
183
В триасе во многих районах мира возникают или оживляются ранее существовавшие разломы, что свидетельствует о растяжении земной коры. Опускания блоков по этим разломам нередко
приводили к образованию или возрождению рифтовых зон. В последних на месте разрушившихся
герцинских горных сооружений в Западной Европе и в Сибири началось формирование впадин
(Германская, Англо-Парижская и Западно-Сибирская впадины).
По разломам наблюдается вулканическая деятельность: изливаются основные эффузивы (базальты) и их туфы. Этот процесс особенно интенсивно проходил в Средней Сибири, где в триасе
завершилось формирование трапповой формации (см. схему IX, цв. вкл.), а также на юге Африки
(подобные отложения известны в разрезе впадины Карру).
В Средиземноморском и Тихоокеанском геосинклинальных поясах накапливались мощные
толщи морских терригенных, карбонатных и вулканогенных образований, нередко с прослоями
эвапоритов.
В позднем триасе начала проявляться киммерийская фаза складчатости. Интенсивные складчатые движения прошли в пределах Средиземноморского геосинклинального пояса, а также Верхоянской и Кордильерской геосинклинальных областях Тихоокеанского геосинклинального пояса.
Континенты триаса отличались возвышенным и расчлененным рельефом. Отчетливые следы
подобного рельефа встречаются везде в герцинских и каледонских складчатых областях. К концу
триаса рельеф континентов сглаживается. Климатические зоны выявляются с трудом. Как и в позднем палеозое, в триасе может быть намечена северная засушливая зона, ясные следы которой в
виде соленосных отложений и песчаных эоловых накоплений обнаружены в Южной и Центральной Европе и на юго-западе Северной Америки. Положение влажной тропической зоны намечается угленосными бассейнами южных Аппалачей и Индокитая. В основном эта зона совпадает со
Средиземноморской геосинклинальной областью одноименного пояса.
На территории Европы, отчасти Северной Америки и Африки, где преобладал сухой климат,
— ЭТО, ГЛаВНЫМ обраЗОМ, КраСНОЦВеТНЫе ГЛИНЫ И пески, очень похожие на позднепермскне. В
Азии, где на значительной территории существовал влажный умеренный и субтропический климат, встречаются триасовые угленосные бассейны (Тунгусский и др.).
РаСПОЛОЖеНИе КОНТИНеНТОВ В ТриасОВОМ периоде согласно концепции новой глобальной хек -
ТОНИКИ показано на схеме XXI, цв. вкл.
История развития платформ
Лавразия
Стратотипической областью развития триаса является Германская впадина (см. схему IX, цв.
вкл.). Здесь нижний триас - пестрый песчаник - представлен красными и фиолетовыми песчаниками, койгломератами и аргиллитами с многочисленными трещинами усыхания, знаками ряби
следами наземных четвероногих. Отложения содержат остатки остракод и панцирных амфибий,
отпечатки папоротников и хвойных. Мощность нижнего триаса - до 1 км.
Средний триас - раковинный известняк - с размывом залегает на пестром песчанике и имеет
трехчленное строение. Внизу известняки часто оолитовые с остатками пелеципод, брахиопод, цератитов и криноидей. Средняя часть - известняки и доломиты с пластами (до 10 м) гипсов, ангидритов и каменной соли. Верхний (главный) раковинный известняк - это органогенные известняки
с остатками пелеципод, брахиопод, цератитов и криноидей. Мощность среднего тираса - 300400 м.
Верхний триас - кейпер - сложен чередующимися красными и зелеными мергелями, песчаниками, гипсами, глинами с остатками растений, ракообразных, рыб, рептилий и амфибий. Мощность верхнего триаса - 300-700 м
182
184
Характер отложений нижнего триаса указывает на осадконакопление в условиях жаркого засушливого климата и на присутствие оазисов среди пустынного ландшафта.
В среднем триасе на месте Германской впадины было море. Встречаются многочисленные,
но бедные в видовом отношении остатки организмов и прослои эвапоритов, что указывает на ненормальную (повышенную) соленость этого бассейна. Море наступило со стороны бассейна Средиземноморского геосинклинального пояса. В позднем триасе море покидает Германскую впадину. В глинистых прослоях встречаются филлоподы {p.Estheria), которые могли существовать в соленых и опресненных озерах. Прослои бурых углей указывают на его гумидность. Территория
Германии в позднем триасе скорее всего представляла заболоченную равнину, в пределы которой
проникало море.
На Сибирской платформе (Тунгусская синеклиза) на площади около 1,5 млн. км2 развиты
вулканогенные образования трапповой формации (см. схему IX, цв. вкл.). (Начало формации в
Р2). Вулканизм сопровождался образованием межпластовых интрузий - силлов. Суммарная мощность траппов - 2,5-3 км. Вдоль контакта с траппами встречаются железорудные месторождения
Ангаро-Илимского бассейна. К интрузивной разности трапповой магмы приурочена группа месторождений г. Норильска (медь, никель, кобальт). При внедрении траппов в Тунгусском бассейне
под воздействием контактового метаморфизма на угли образовались месторождения графитов.
На территории Западной Сибири нижний и средний отделы триаса представлены пестроцветными, часто грубообломочными, а также вулканогенными образованиями, а верхний отдел - угленосными песчано-глинистыми отложениями.
После выравнивания территории в раннем и среднем триасе происходило ее заболачивание,
приводившее в позднем триасе к углеобразованию в пределах этого региона.
Таким образом, большая часть Лавразии в триасе представляла аллювиально-озерно-болотную равнину, в пределах которой располагались обширные возвышенные области.
В Южной Америке, Африке, Индии, Австралии и Антарктиде триасовые отложения входят в
состав "гондванской формации" и представлены континентальными образованиями с остатками
флоры, позвоночных, ракообразных и пресноводных моллюсков.
В Южной Африке верхний триас включает покровы базальтовых лав мощностью до нескольких сотен метров. В Австралии широко распространены красноцветные отложения триаса мощностью до 2,5 км. Вторым, и основным, доказательством существования Гондваны в триасе является
общность фауны и флоры отдельных частей суперплатформы . Находки рептилий (род
Lystrosaurus) известны в Антарктиде, Южной Африке и Индии. В Австралии, Южной Африке и
Южной Америке обнаружены остатки одного и того же рода ракообразных. Однотипна триасовая
флора Западной Австралии, Южной Африки, Аргентины, Бразилии и других районов.
Однако в триасе сохраняется и наметившееся еще в перми нарушение общности Гондваны.
Находки на западном побережье о. Мадагаскар и восточном побережье Африки морских отложений нижнего триаса с остатками цератитов, широко распространенных в Тетисе, указывают на существование "Мозамбикского рукава". Морские нижнетриасовые отложения известны также в отдельных грабенообразных впадинах на западе Австралии; очевидно, они свидетельствуют о начале отделения и этой части Гондваны.
Характерными для триаса Гондваны являются эвапоритовые отложения. Позднетриасовые
соли обнаружены на побережье Западной Африки, на континентальных окраинах Марокко, Мавритании, Сенегала и Гвинеи-Бисау. Вероятно, уже в позднем триасе началось частичное образование Атлантического океана.
185
История развития геосинклинальных поясов
Средиземноморский геосинклинальный пояс
Данный пояс протягивается от Гибралтара через Альпы, Карпаты, Крым, Кавказ, Малую
Азию, территорию Ирана и Афганистана, Гималаи и Тибет до Западной Индонезии. Здесь в триасе наблюдается разнообразие условий осадконакопления. Одни из указанных регионов развивались как геосинклинальные прогибы (Альпы, Крым, Кавказ и др.), в которых накапливались мощные толщи терригенных пород, другие представляли собой срединные массивы (Иран, Закавказье
и др.) с накоплением преимущественно карбонатных пород более сокращенных мощностей триасовых отложений.
Тихоокеанский геосинклинальный пояс
Западно-Тихоокеанская геосинклинальная область протягивается с северо-восточных райо
нов России, где известны самые крупные в мире выходы на земную поверхность морских триасо
вых отложений до Новой Зеландии и Тасмании - на юге. На северо-востоке России в Яно-Колымском прогибе известны отложения всех трех отделов триаса, входящие в состав Верхоянского ком
плекса (см. схему IX, цв. вкл.). Это преимущественно аргиллиты и алевролиты с прослоями пес
чаников. Только основание разреза слагают песчаники, туфопесчаники и туфоалевролиты мощно
стью до 400 м. Общая мощность триаса - 7-7,5 км. Отложения прекрасно охарактеризованы остат
ками цератитов, двустворок и брахиопод, позволяющих проводить их ярусное и зональное расчле-?
нение. Такая мощная толща однообразных терригенных осадков могла накопиться только при ин
тенсивном прогибании территории и сносе большого объема осадочного материала с прилегаю
щих платформенных участков и внутренних островов.
Интенсивное осадконакопление происходило и в Анюйско-Чукотском прогибе, но для этой
области характерно большее развитие вулканогенных пород. Эти прогибы разделяются ОмолоноКолымским срединным массивом, в пределах которого триасовые отложения имеют сокращенную
мощность - до 1 км и отличаются развитием карбонатов.
В Восточно-Тихоокеанской геосинклинальной области (Кордильеры) преобладало прогибание территории, активная вулканическая деятельность, в морских условиях накапливалась многокилометровая толща терригенных, кремнистых и вулканогенных осадков. Это типичный эвгеосинклинальный разрез триаса. Миогеосинклинальные разрезы распространены восточнее - в Скалистых горах (ближе к краю Канадской платформы), где в составе триасовых отложений преобладают морские терригенные и карбонатные, а иногда и континентального генезиса породы сокращенной мощности.
Полезные ископаемые
В триасе образовалось немного рудных месторождений полезных ископаемых, что объясняется, в первую очередь, слабой интрузивной деятельностью. Значительны залежи каменного угля.
Угленакопление происходило в лимнических условиях, продолжалось во многих краевых прогибах и внутренних впадинах областей развития герцинской складчатости (Челябинский и другие
бассейны Урало-Тянь-Шаньской геосинклинальной области, Южно-Аппалачский угленосный
бассейн и бассейны области Австралийских Кордильер).
Крупные месторождения газа известны в Алжирской Сахаре и Арктической Канаде, залежи
нефти и газа в России (Тимано-Печорская провинция и бассейн р.Вилюй) и Австралии. Крупнейшее месторождение нефти находится на Аляске.
Большое значение имеют осадочные руды урана (плато Колорадо, США), приуроченные к
континентальным красноцветам. Месторождения меди, никеля, кобальта, железных руд и графита связаны с траппами Средней Сибири. Месторождения золота, серебра, свинца, цинка, меди is.
олова триасового возраста известны на восточном побережье Австралии. В Восточной Сибири
(Якутия) большое промышленное значение имеют триасовые алмазоносные трубки взрыва.
186
ЮРСКИЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - J
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Юрский период начался 213 млн. лет назад, закончился 144 млн. лет назад и продолжался,
таким образом, 69 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 п в
Берлине было рекомендовано включить лейас в юрскую систему.
Трехчленное деление было предложено на основании изучения юрских отложений Германий,
где обычно выделяли снизу вверх различные по цвету отложения - черная, бурая и белая юра. Эти
подразделения приблизительно соответствуют трем отделам современной схемы, которые часто
по примеру Англии называются лейасом, доггером и мальмом (табл. 12).
Таблица 1 2
Общие стратиграфические подразделения юрской системы
Отдел
Верхний (мальм) J3
Средний (доггер) J2
Нижний (лейас) J
Ярус
Титонский J3tt
Кимериджский тзкт
Оксфордский J30
Келловейский J2k(c)
Батский J2bt
Байосский J2b
Ааленский J2a
Тоарский J]t
Плинсбахский Jip
Синемюрский J|S
Геттангский Jig(h)
Ярусная шкала юрской системы была впервые разработана французским палеонтологом
А.д'Орбиньи, который выделил десять ярусов. Надо отметить, что семь из выделенных им ярусов
сохранились до настоящего времени.
Стратотипы большинства ярусов располагаются в пределах Англо-Парижского бассейна.
Только для самого последнего подразделения оказалось невозможным установить единый ярус.
Для отложений, венчающих юрскую систему, было предложено более десятка наименований и
только два из них ныне широко используются. Для области Тетиса применяют наименование титонский ярус, а для бореальной - волжский ярус.
Детальная стратиграфическая схема юрской системы была разработана на основании широкого распространения морских отложений. Обилие аммонитов, благодаря их быстрому эволюционному развитию и хорошей сохранности, дало возможность провести детальное расчленение и
корреляцию разрезов. В основу ярусного расчленения юрской системы положена схема, разработанная для Западной Европы.
Нижний отдел юрской системы - лейас - был выделен А.д'Орбиньи в 1849 г. Название происходит от английского слова layers - слои. Средний отдел под именем доггер (по местному названию горных пород у английских каменотесов) был выделен А. Оппелем в 1856-1858 гг. В те же
годы А. Оппель предложил именовать верхний отдел юрской системы мальмом (по названию мягких известняков у английских каменотесов).
Несмотря на то, что термины "лейас", "доггер" и "мальм" пользуются широким распространением, Международный коллоквиум по юрской системе в 1962 г. в Люксембурге рекомендовал
избегать этих наименований.
187
Название "геттангский ярус" дано Г. Реневье в 1864 г. по г. Геттанж в Лотарингии, где развиты характерные песчано-глинистые и карбонатные отложения этого яруса, охарактеризованные
аммонитами. Синемюрский ярус назван по древнеримскому имени г.Семюр во Франции. Впервые
стратотипический разрез описан А. д'Орбйньи в 1850 г. Разрез богато охарактеризован фауной
моллюсков. Зональное деление основано на аммонитах. В 1858 г. А. Оппелем были описаны толщи, охарактеризованные аммонитами вблизи гор Плинсбах в Германии, от которых и получил
свое название ярус. Отложения тоарского яруса впервые описаны А.д'Орбиньи в 1850 г. Название
дано по древнеримскому наименованию современного г. Тур во Франции. Как и все ярусы нижней
юры, он богато охарактеризован аммонитами.
Ааленский ярус был описан В. Майер-Эймаром в 1864 г. вблизи г. Аален в Вюртемберге. Название байосскому ярусу дано А. д'Орбйньи и 1850 г. по г. Байе в Нормандии. Батский ярус свое
название получил после работы Д. Хеллоу в 1843 г. от г. Бат в Англии.
Келловейский ярус был назван А. д'Орбйньи в 1850 г. по с. Келловей в Англии, где в глинистых толщах содержатся весьма своеобразные аммониты. Свое название оксфордский ярус получил от г. Оксфорд в Англии. Впервые отложения этого возраста с богатой фауной аммонитов были
описаны в 1850 г. А. д'Орбйньи. Тогда же д'Орбйньи дал название и другому верхнеюрскому ярусу
- кимериджскому - по городу Кимеридж в Англии. Оба этих яруса охарактеризованы богатым
комплексам аммонитов. В 1885 г. А. Оппелем в Альпах были выделены слои с аммонитами, залегающие над типичной кимериджской толщей. Этим морским мергельно-известняковым отложениям А. Оппель дал название титонского яруса по имени мифологического героя Титона. Одновозраетные образования в северных районах Европы отличаются от титонских комплексов аммонитовой и белемнитовой фауны. Они были выделены в 1881 г. С.Н. Никитиным под названием "волжская формация". В 1884 г. С.Н. Никитин разделил эти отложения на нижний и верхний волжские
ярусы. В конце 60-х годов XX столетия было решено выделить единый волжский ярус. Стратотип
яруса находится в Среднем Поволжье. Название "титонский ярус" для соответствующего интервала признано малоудачным, так как стратотип этого яруса отсутствует. Несмотря на это, в Средиземноморской области выделяются титонские отложения, фауна которых, в том числе и аммониты,
имеет мало общего с фауной волжского яруса. В 1996 г. постановлением МСК волжский ярус был
переведен в категорию региональных стратиграфических подразделений (в ранге региояруса).
Характерные разрезы юрской системы представлены на схемах X и XI, цв. вкл.
Органический мир
В юрском периоде архаичные формы палеозоя прекратили свое существование и органический мир принял типично мезозойский вид. В растительном мире господствовали различные груяпы голосеменных: хвойные, гинкговые, цикадовые, беннеттитовые, чекановскиевые. Вместе е
ними распространены папоротники и хвощи (рис. 62, цв. вкл.).
Важнейшей группой среди беспозвоночных, населявшей юрские моря, были головоногие
моллюски: аммоноидеи и белемниты, исключительно разнообразные и многочисленные.
Юрские аммоноидеи принадлежали к трем отрядам: Ammonitida, Lytoceratida, Phylloceratidm
Время их расцвета падает на самый конец триаса и охватывает весь юрский период. Особенно
значительного разнообразия достигли аммониты отряда филлоцератид. Для ранней юры наиболее
характерны Amaltheus, Hildoceras, Schlotheimia, Lytoceras, для средней юры - Parkinsonia, Stephanoceras, Cadoceras, Phylloceras, для поздней - Cardioceras, Virgatites (рис. 61). Юрские аммоноидеи, благодаря быстрым эволюционным изменениям и частой встречаемости, являются главнейшей группой для расчленения юрской системы на отдельные зоны (40 аммонитовых зон). Многочисленными, по сравнению с триасовыми, становятся белемниты (отряд Belemnitida). Большого
разнообразия достигают двустворки, губки, морские лилии, появляются неправильные морские
ежи. Возникли новые роды и виды среди двустворок, особенно в ранней юре. Более разнообразными стали представители родов Gryphaea, Trigonia, Buchia (Aucella), появились первые иноцера-
188
Рис. 61. Характерные ископаемые остатки юрских организмов
Аммоноидеи: 1а, б - Lytoceras (ранняя - средняя юра), 2а, б, в - Cadoceras (средняя юра), За, б Cardioceras (поздняя юра), 4а, б - Phylloceras (юра - ранний мел), 5а, б - Virgatites (поздняя юра); белемниты: б - Cylindroteuthis (средняя юра - ранний мел), 7 - Pachyteuthis (средняя юра - ранний мел);
двустворки: 8 - Diceras (поздняя юра), 9 - Thgonia (триас - мел), 10а, б - Buchia (=Aucella) (поздняя
юра - ранний мел); брахиоподы: Па, б - Rhynchonella (поздняя юра); растения папоротниковидные:
12 - Cladophlebis (юра), голосеменные: 13 - Ginkgo (юра - ныне), 14 - Nilssonia (юра - мел)
189
мы, а в поздней юре - рудисты (Diceras). Продолжали развиваться разнообразные гастроподы.
Среди брахиопод преобладают представители семейств ринхонеллид и теребратулид, особенно
роды Rhynchonella, Terebratiila и др. В теплых морях широкое развитие получают шестилучевые
кораллы - строители множества рифовых массивов (склерактинии). Более разнообразными по
сравнению с триасом стали фораминиферы. Появились новые представители отряда роталиид,
сильно возросла роль нодозариид и милиолид.
Весьма характерным для мезозойской эры и, в частности, для юрского периода является исключительно широкое развитие класса пресмыкающихся. Он представлен огромным количеством
разнообразных плавающих, бегающих, прыгающих и летающих форм. На суше достигли гигантских размеров диплодоки (рис. 63, цв. вкл.), апатозавры, стегозавры, трицератопсы и др. Среди летающих - бесхвостые птеродактили, с хвостами - рамфоринхи. Плавающие рептилии - ихтиозавры, плезиозавры и мезозавры.
В юрском периоде обособляется новый и последний по времени своего появления класс позвоночных животных - птицы, предками которых были мелкие ящероподобные пресмыкающиеся.
Их отпечатки обнаружены в знаменитых золенгофенских сланцах верхней юры (портландский
ярус) близ Нюрнберга (Германия). Найдены два рода первоптиц - Archaeopteryx uArchaeornis. Существует мнение (Е.Н. Курочкин), что упомянутые роды и другие птерозавры являются тупиковой
ветвью, а предками птиц были другие, в целом похожие, пресмыкающиеся (Proavis). Однако этот
вопрос окончательно еще не решен.
Из других классов позвоночных животных в юрское время широко распространены рыбы. В
поздней юре прогрессировали костистые рыбы.
Остатки млекопитающих очень редки и принадлежат, как и в триасе, древним вымершим
группам животных, близким к современным сумчатым. Класс земноводных после вымирания в
триасе стегоцефалов утрачивает свое значение. В юре он представлен немногочисленными формами, близкими к современным лягушкам.
Структуры земной коры и палеогеография
В юре продолжают существовать две крупные платформы: Лавразия и Гондвана и разделяющие их геосинклинальные пояса - Средиземноморский и Тихоокеанский. Юрский период по
сравнению с триасовым называют талассократическим, т.е. с преобладанием моря над сушей.
Для юры характерен ряд крупных трансгрессий моря из геосинклиналей на платформы. Трансгрессия моря происходит в ранней юре на северо-востоке Африканской платформы (значительное
расширение Мозамбикского рукава). Увеличение морского бассейна отмечается и на эпигерцинской платформе Западной Европы, судя по смене лагунно-континентальных осадков верхнего триаса
морскими отложениями нижней юры. Периодически море проникает на окраины Лавразии.
Среднеюрская эпоха характеризуется оживлением морских трансгрессий. Море проникает в пределы Восточно-Европейской и на северо-западе Индийской платформ, покрывает почти весь Аравийский полуостров.
Своего максимума трансгрессия достигает в поздней юре. На Восточно-Европейской платформе образуется обширный меридиональный бассейн, соединяющий южные и северные моря.
Морем покрывается вся территория Западно-Сибирской равнины. Существенно увеличивается
площадь моря в Арктическом бассейне. Морская трансгрессия известна здесь в низовьях рек
Лены, Оленек, Анабары, в бассейне р. Хатанга, на Таймыре, островах Арктики. Трансгрессия отмечается и в Восточной Африке, на Мадагаскаре, в Западной Австралии.
Преобладание в поздней юре морских условий седиментации на платформах и в геосинклиналях обусловило широкое развитие терригенных осадков с морской фауной, коралловых, криноидных и других известняков. Вместе с тем для юры, особенно ранней и средней эпох, характерны
континентальные, особенно озерно-бокотные и дельтовые песчано-глинистые, нередко угленос-
190
ные толщи. Накопление их происходило во вновь образованных впадинах и во впадинах, заложен
ных в триасе.
^
На древних платформах, особенно в первой половине периода, широко развит рифтогенез. В
это время испытывает активное погружение Датско-Польский авлакоген (мощность юры - 1-3 км),
что сопровождается вулканизмом.
В юре впервые появляются стратиграфические доказательства существования океанических
впадин. Морские верхнеюрские отложения вскрыты скважинами в центральной части Тихого океана. Не позднее середины юры по системе ступенчатых сбросов начались погружения под уровень моря в пределах современных Атлантического и Индийского океанов. Несомненно существование Арктического бассейна.
Мезозойская (киммерийская) эпоха тектоногенеза началась с раннекиммерийской (индосинийской) фазы складчатости, что привело к отмиранию геосинклинального режима на юго-западе Китая, полуостровах Индокитай и Малакка и на западе Индонезийского архипелага. Со второй половины юрского периода складчатые движения захватывают некоторые районы Средиземноморского и Тихоокеанского (Кордильеры, северо-восток Азии, юго-запад Китая) геосинклинальных поясов. Эти движения наиболее сильными были в конце поздней юры в Северной Америке. Здесь
они выделяются под названием невадийской фазы складчатости, которая привела к отмиранию
геосинклинального режима от Аляски до Мексики (Северо-Американские Кордильеры).
В юре складчатые структуры возникают в Крыму, Копетдаге, на Кавказе, Памире, в Андах,
однако в кайнозойскую эру они перерабатываются новыми складчатыми движениями.
Расположение континентов в юрском периоде согласно концепции новой глобальной тектоники показано на схеме XXI, цв. вкл.
История развития платформ;
Лавразия
Осадконакопление в юре происходило не только на древних докембрийских платформах, но
и в отдельных районах, снивелированных к этому времени герцинских горных сооружений, формируя платформенный чехол.
Продолжали развиваться рйфтовые системы в области будущей Центральной и Северной Атлантики (включая восточную окраину Северной Америки), Северного моря, Западной и Центральной Европы (Бискайская, Датско-Польская области). Раннеюрская трансгрессия привела к образованию обширного эпиконтинентального моря в северной половине Западной и Центральной
Европы, широко соединявшегося с Тетисом.
В поздней юре море распространилось почти по всей Западной Европе. Морской бассейн
был мелкий и теплый. В небольших лагунах, окруженных коралловыми рифами, накапливались
тончайшие известковые илы. Такая лагуна была, например, в Золенгофенском атолле близ Нюрнберга (см. схему X, цв. вкл.). Мощность осадков здесь примерно 450-750 м. Сравнительно небольшая мощность, наличие многих перерывов в осадконакоплении, горизонтальное залегание - все
это характеризует разрез платформы.
В платформенных морских бассейнах Лавразии накапливались мелководные песчано-глинис?
тые осадки. В континентальных бассейнах растет роль угленосных отложений. Карбонаты и эвапориты формировались в геттанге и синемюре на юге Западно-Европейской платформы.
Позднеюрская трансгрессия разрастается на восток в сторону Восточно-Европейской платформы. Разрез юры Подмосковья представлен только верхним отделом (см. схему X, цв. вкл.). Богатые комплексы аммоноидей свидетельствуют о том, что осадки накапливались в море нормальной солености.
В области восточного склона Урала, Тургая, Западной Сибири продолжались рифтообразование и базальтовый вулканизм, но морские воды вновь охватывают северную (Енисей-Хатангский
191
и Лено-Анабарский прогибы) и восточные окраины древнего Сибирского континента до
Вилюйс-кой синеклизы включительно.
На территории Западно-Сибирской равнины отложения юрской системы имеют сплошное
распространение и представлены тремя отделами (см. схему X, цв. вкл.). Нижняя и средняя юра
заполняют впадины Западно-Сибирской плиты континентальными песчано-глинистыми отложениями. Верхнеюрские отложения - это аргиллиты, алевролиты и песчаники с разнообразной морской фауной. В поздней юре на территорию Западно-Сибирской равнины из Арктического бассейна проникло море. Мощность юрских отложений здесь 1,6 км, обычно 400-500 м.
Центральная часть закрывшегося в результате герцинской складчатости Урало-Монгольского
пояса - от Казахского мелкосопочника и Тянь-Шаня до северо-востока Китая - представляла собой возвышенную страну. Здесь в изолированных впадинах накапливались континентальные, часто угленосные отложения (Карагандинская, Кузнецкая, Минусинская, Ферганская, Зейско-Буреинская впадины). Такие же осадки формировались во впадинах на юге и юго-западе древней Сибирской платформы (Иркутская, Канская впадины).
На севере Сибирской платформы расширился Енисейско-Хатангский пролив, соединявший
моря Западной Сибири с Вилюйско-Верхоянским бассейном. В пределах этого пролива отлагались песчано-глинистые отложения мощностью до 600 м. С течением времени море покидает Вилюйскую впадину, и она превращается в обширную озерно-аллювиальную низменность, в которой стали накапливаться мощные толщи угленосных отложений. Значительная часть Сибирской
платформы оставалась в это время низменной сушей. Угленосные отложения продолжали формироваться на восточной и южной перифериях платформы.
С еверо-Американская часть платформы Лавразии в юрском периоде в основном представляла сушу и во впадинах формировались континентальные песчано-глинистые отложения. В конце
юры в результате невадийского орогенеза, охватившего центральную часть Кордильер, море покидает и эти районы.
Гондвана
В юрском периоде происходит распад Гондваны. Морские отложения занимают обширные
территории в пределах Гондваны. Значительно расширяется "Мозамбикский рукав". Глубоководным бурением установлено наличие морских отложений юры вокруг современного Индийского
океана, то есть в пределах океанической впадины, разделяющей южные платформы. Морские верхнеюрские отложения известны близ западного побережья Африки - в Атлантике. Разделившиеся
части Гондваны остались участками суши, где накапливались континентальные песчано-глинистые отложения, нередко озерно-болотные и лагунные.
История развития геосинклинальных поясов
Средиземноморский геосинклинальный пояс
В юре в пределах Средиземноморского геосинклинального пояса, значительно сократившегося после герцинской складчатости, обособляются две геосинклинальные области: Альпийско-Гималайская (Южная Европа, побережье Северной Африки, Малая Азия, Гималаи) - на западе и Индонезийская (Индонезия, Бирма, часть Филиппин) - на востоке. Осадконакопление здесь происходит в разных условиях - геосинклинальные отложения представлены карбонатными и терригеннокарбонатными фациями. В Альпах осадконакопление происходит в сложно построенных прогибах, разделенных поднятиями. В прогибах преобладают песчано-глинистые карбонатные отложения с горизонтами основных эффузивов и яшм общей мощностью в несколько километров. На
яоднятиях юрские отложения нередко угленосные, имеют сокращенную мощность (сотни метров).
В ранней юре на месте Большого Кавказа продолжал свое развитие геосинклинальный прогиб,
заложенный еще в триасе. Разрез юры северного склона Большого Кавказа (см. схему XI, цв. вкл.)
192
начинается с мощной толщи метаморфизированяых сланцев с прослоями песчаников, содержащих остатки аммонитов Amaltheus и др. Средняя юра представлена чередованием бурых и коричневых песчаников и сланцев, включающих остатки аммонитов Parkinsonia parkinsoni и др. Нижняя часть средней юры угленосна. Верхнеюрские отложения залегают на средней юре трансгрессивно, с конгломератами в основании, представлены мергелями и рифовыми известняками, на отдельных участках известняки замещаются доломитами и гипсами.
На южном склоне Большого Кавказа (см. схему XI, цв. вкл.) разрез юры также начинается с
мощной толщи аспидных сланцев. Однако верхняя часть нижней юры и вся средняя юра здесь
представлены порфиритами с прослоями туфопесчаников. Верхняя юра образована ритмичным
чередованием мергелей, сланцев, известковистых песчаников и известняков. Низы толщи слагают
песчаники, темные сланцы и угли (месторождения Ткварчели и Ткибули). Юрские отложения северного и южного склонов Большого Кавказа согласно перекрываются известняками нижнего
мела. Мощность юрских отложений на северном склоне 14-15 км, на южном 6,5-7,5 км.
Приведенные разрезы показывают, что единый геосинклинальный прогиб, существовавший в
ранней юре на месте Большого Кавказа, в средней юре был разделен поднятием, возникшим на
месте водораздельной части современного хребта. В дальнейшем к северу от поднятия накапливалась толща обломочных пород, а к югу проявлялся сильный вулканизм. В поздней юре северный и
южный прогибы окончательно обособились, при этом на севере в условиях теплого морского бассейна накапливались карбонатные осадки, а на юге - флишевые серии.
В отдельных районах Средиземноморского пояса в юре заканчивается геосинклинальный режим развития. На Юго-Восточном Памире и Южном Тибете юрские отложения еще представлены
типичными геосинклинальными карбонатными и терригенно-карбонатными толщами. Лишь появление в верхах разреза юры красноцветных обломочных пород отвечает началу орогенного этапа развития. В Индокитае весь разрез юры сложен континентальными осадками, заполняющими
впадины, что является следствием индосинийской фазы киммерийской складчатости.
Тихоокеанский геосинклинальный пояс
На северо-западе Тихоокеанского геосинклинального пояса в юре, как и в триасе, существовали два геосинклинальных прогиба - Яно-Колымский и Анюйско-Чукотский, разделенные Омолоно-Колымским срединным массивом. На протяжении ранней и средней юры здесь продолжалось накопление морских терригенных образований. Вулканизм в прогибах проявился слабо, но
по окраинам Омолоно-Колымского массива - широко. На Омолоно-Колымском массиве формировались вулканиты среднего, основного и кислого составов, а в промежутках между извержениями
накапливались песчано-глинистые толщи. В поздней юре осадконакопление прерывается складчатостью (невадийская фаза), которая сопровождается внедрением кислых интрузий. Начинает формироваться поднятие Верхоянского хребта, а в раннем мелу - верхоянская или колымская фаза
складчатости приводит к завершению горообразовательных процессов. На границе с Сибирской
платформой закладывается Предверхоянский краевой прогиб. Почти одновременно образовались
межгорные впадины, в которых происходило накопление континентальных вулканогенных и угленосных формаций. Впадины возникли и на срединном Омолоно-Колымском массиве (Зырянская и
др., см. схему X, цв. вкл.).
В юре, как и в триасе, на северо-американской территории Тихоокеанского геосинклинального пояса выделяются эвгеосинклинальная (Западные Кордильеры) и миогеосинклинальная (Скалистые горы) зоны. В эвгеосинклинальной зоне в условиях интенсивного прогибания накапливались мощная толща морских терригенных и кремнистых образований (возраст геттанг - кимеридж), толщи шаровых лав и туфов среднего и основного состава. Мощность только нижне- и
среднеюрских отложений в Сьерра-Неваде свыше 6 км. В конце периода здесь проявилась невадийская фаза складчатости. Она вызвала угловое несогласие между кимериджем и титоном.
193
Складчатость сопровождалась опрокидыванием складок, значительными надвигами, внедрением крупных гранитных батолитов. После невадийской орогении область геосинклинального
осадконакопления сместилась к западу - в район современных Береговых хребтов. Здесь формировались мощные толщи морских терригенных осадков за счет разрушения гор Сьерра-Невада (см. схему X, цв. вкл.).
Полезные ископаемые
Преобладание влажного и теплого климата в течение большей части юры способствовало образованию бокситов а углей. Юрские бокситы известны на Урале, в Тургае, Средней Азии, на Енисейском кряже и в Средиземноморье. Юрская эпоха угленакопления занимает, третье место после
позднепалеозойской и позднемеловой-палеогеновой. В юре - 16% мировых запасов угля. Это бурые угли Канско-Ачинского, Убаганского и Иркутского бассейнов, верхних горизонтов Караганды
и Кузбасса, каменный уголь Закавказья (месторождения Ткварчели и Ткибули) и Южно-Якутского
бассейна. Большое значение имеют также юрские угольные бассейны Китая и Австралии.
Юрские отложения во многих областях земного шара являются нефтегазоносными. Такой
возраст имеют крупнейшие в мире месторождения нефти в Саудовской Аравии (Гхавар и Мизелидж), а также нефтяные месторождения в Предкавказье, Средней Азии, на Мангышлаке, в Волго-Эмбенской области, в Западной Сибири, Баренцевом и Карском морях.
К юрскому периоду приурочена одна из крупных "железорудных" эпох в истории Земли. Месторождения оолитовых железных руд часто накапливались во впадинах, наложенных на герциниды (Англо-Парижская, Германская, Западно-Сибирская впадины).
Мощная интрузивная деятельность середины и конца юрского периода в пределах преимущественно Тихоокеанского и отчасти Средиземноморского подвижных поясов способствовала формированию целого ряда рудных месторождений. Наиболее характерны для верхней юры месторождения олова, молибдена, вольфрама, золота, серебра и полиметаллов, связанные с кислыми
интрузиями (Забайкалье, Верхояно-Чукотская область, п-ов Малакка, Индонезия, Северо-Американские Кордильеры). На Кавказе юрский возраст имеет полиметаллическое месторождение Садон. С юрским вулканизмом связаны месторождения марганцевых руд в Альпах, на Балканах и в
Калифорнии, месторождение меди Кафан в Закавказье.
МЕЛОВОЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - К
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Меловая система выделена в 1822 г. бельгийским геологом Ж. Омалиусом д' Аллуа в АнглоПарижском бассейне. Свое название система получила по присутствию в ней характерных отложений белого писчего мела, широко распространенных от Англии до Прикаспия (южная половина
Европы). Продолжительность мелового периода 79 млн. лет, начался 144 млн. лет, закончился
65 млн. лет назад. В системе выделяют два отдела (табл. 13). Такое разделение было рекомендовано на 3-й сессии МГК (Берлин, 1885) и используется до сих пор. В нижнем мелу нижние четыре
яруса объединены в неокомский надъярус. В верхнем мелу верхние четыре яруса выделяются в
сенонский надъярус.
Неоднократно предпринимаются попытки предложить вариант трехчленного деления, в котором аптский, альбский, сеноманский, а иногда и туронский 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 распространении 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.
194
После установления меловой системы дальнейшая разработка ее стратиграфии была выполнена А.д'Орбиньи, который широко использовал палеонтологический метод. Взамен существующих местных подразделений он ввел ярусы, каждый из которых характеризуется определенным
фаунистическим комплексом.
Таблица13
Общие стратиграфические подразделения меловой системы
Отдел
Надъярус
Верхний К2
Сенон
Нижний К|
;
Неоком
Ярус
Маастрихтский К2 m
Кампанский Кг km
Сантонский Кг st
Коньякский Кг к
Туронский Кг t
Сеноманский К? s
Альбский Kial
Аптский Kia
Барремский Kibr .
Готеривский Kig
Валанжинский K|V
Берриасский Kjb
Термин "неоком" был предложен в 1835 г. Дж. Турманном для морских отложений нижней
части меловой системы, развитых в южных горах Швейцарии. Название происходит от древнеримского имени г. Невшателя. В дальнейшем неоком был утвержден в качестве надъяруса и в его
составе стали выделять четыре яруса.
Сенон впервые был обоснован в ранге яруса А. д'Орбиньи. Название происходит от древнего
имени г. Санса на р. Йонна. В дальнейшем в составе сенона были выделены четыре яруса, а сам
он был повышен в ранг надъяруса.
Стратотип берриасского яруса расположен на юго-востоке Франции у д. Берриас. В 1871 г.
известняки берриаса Г. Коканом были выделены в самостоятельный ярус, и он поместил его в ос
нование меловой системы. Позднее берриас был включен в качестве подъяруса в титонский ярус
юры. С конца прошлого века развернулась дискуссия о статусе берриаса. Стратотипический .раз
рез переизучался в 60 - 70-е годы нашего столетия, и ряд исследователей предложили рассматри
:
вать берриас в качестве самостоятельного яруса.
Второй международный коллоквиум по границе юры и мела, проведенный в Лионе и Невшателе в 1973 г., принял зональное деление берриаса, утвердив его в качестве нижнего яруса меловой системы. Границу между титоном и берриасом предложено проводить, как и раньше, в основании подзоны Pseudosubplanites grandis.
Валанжинский ярус был выделен из неокома, развитого в г. Невшатель (Швейцария), около
замка Валанжин. К нему была отнесена пачка переслаивания серых, голубых и желтых мергелей
и плотных органогенных известняков, в основании оолитовых, а в верхах с железистыми оолитами. В толще, имеющей мощность 53-55 м, встречаются остатки морских ежей, брахиопод, губок,
мшанок, кораллов, фораминифер, двустворчатых и брюхоногих моллюсков. В залегающем в кров*
ле слое известково-мергелистых желваков были найдены аммониты.
Более поздние исследования показали, что значительная часть выделенных слоев относится к
берриасу, а сам стратотип валанжина выбран неудачно, так как разрез изобилует конденсирован».'
ными слоями и перерывами. Крайне редко встречаются аммониты - обитатели пелагиали, но мне*
гочисленны представители бентоса. В решении Лионского коллоквиума (1963) предлагалось найти
и описать гипостратотип. В 1979 г. французские палеонтологи описали гипостратотип валанжина
в Воконтской впадине (юго-восточная Франция) около д. Англе, представленный относительно
равномерным чередованием мергелей, глин и известняков, отлагавшихся в пелагической
195
зоне моря, без видимых стратиграфических перерывов, и заключающих многочисленные остатки
аммонитов. Мощность отложений валанжина в гипостратотипе составляет 244 м.
В 1873 г. Э. Реневье выделил в готеривский ярус отложения, развитые у д. Отрив (Швейцария), расположенной около г. Невшателя. Они представлены мергелями и оолитовыми известняка-,
ми с остатками аммонитов, брахиопод, устриц и морских ежей.
Типичный разрез барремского яруса находится у д. Баррем (юго-восточная Франция, бассейн
р. Дюранс), где в известняках обнаружены развернутые аммониты Ancyloceras, Scaphites и др.
Аптский ярус впервые выделил А.д' Орбиньи среди отложений, развитых у д. Апт в юго-восточной Франции. Он отнес к апту глины с Plicatula, а позднее и известняки с большим числом
аммонитов.
Альбский ярус выделил А.д'Орбиньи в 1842 г. Название происходит от р.Об (лат. Alba), правого
притока р. Сены. Стратотипический разрез расположен юго-восточнее Парижа. Альбский ярус охарактеризован большим числом аммонитов, на основании которых проводится зональное деление.
Сеноманский ярус выделен в 1847 г. А.д'Орбиньи в департаменте Сарта Франции близ г. ЛеМан (старинное название — Senomanutri). Эти отложения вначале включались им в состав туронского яруса, но затем, убедившись в существенных различиях в фауне аммонитов и рудистов, д'Орбиньи выделил их в самостоятельный ярус, который был охарактеризован более чем 800 видами. Сеноман в стратотипе представлен терригенными породами, образовавшимися в гидродинамически
неспокойной среде, вследствие чего на нескольких уровнях имеются следы подводных перерывов.
Сеноманский ярус охарактеризован аммонитами, белемнитами, устрицами, брахиоподами.
Название "турон" было предложено А.д'Орбиньи в 1842 г. для карбонатных отложений, развитых В провинции Турень, Франция (древнеримское название Турония). Здесь развиты мел, мергели и известняки, изредка переслаивающиеся с песчаниками. В разрезе множество перерывов.
Отложения изобилуют остатками аммонитов, иноцерамов, устриц, рудистов, гастропод, морских
ежей, брахиопод, а также остракод, фораминифер и отпечатками растений. Для России наибольшее значение имеет деление по иноцерамам, разработанное в различных регионах центральной
части Европы.
Коньякский ярус свое название получил от г. Коньяк, расположенного в западной части департамента Шаранта во Франции. Здесь развиты карбонатно-терригенные породы, переполненные остатками устриц, брахиопод, морских ежей, мшанок, аммонитов и рудистов. Ныне, однако,
стало ясно, что разрез в г. Коньяк охватывает лишь небольшую часть коньякского яруса в современном понимании его объема, что требует обоснования нового стратотипа. Коньякский ярус разделяется на две аммонитовые зоны.
Принятое в центральной части Европы зональное деление коньяка основано главным образом на иноцерамах.
и Название сантонского яруса дано по дер.Сантес в департаменте Приморская Шаранта во
Франции. В 1857 г. Г. Кокан отнес к сантону мягкий мел с кремнями и остатками губок, брахиопод, морских ежей и двустворок.
Кампанский ярус свое название получил по местности Шампань. Положение верхней границы в стратотипическом районе неопределенное. Охарактеризован главным образом аммонитами и
орбито идами.
Название маастрихтскому ярусу дано по г. Маастрихт в южной части голландской провинции
Лимбург А. Дюмоном в 1849 г. Здесь распространены мел и мелоподобные известняки с остатками аммонитов и белемнитов. Под маастрихтским ярусом ныне понимают отложения, заключающие Hoploscaphites constrictus. Верхняя граница маастрихтского яруса фиксируется по исчезновению АММОНИТОВ^ белемнитов и многих других макрофоссилий, а также по резкому изменению
комплексов планктонных фораминифер и нанопланктона.
Характерные разрезы меловой системы представлены на схемах XII и XIII, цв. вкл.
196
Органический мир
Меловой период завершает мезозойскую эру, и поэтому его органический мир несет все черты, характерные для переходного этапа. Наиболее значительные изменения претерпевает растительный мир суши. С конца раннемеловой эпохи (с альба) появляются первые покрытосеменные
цветковые растения. С позднего мела покрытосеменные составляют уже ведущий элемент наземной флоры. Особенно много было насекомых, которые эволюционировали в тесной связи с растениями. В морских бассейнах мелового периода важнейшими группами являются головоногие,
двустворчатые и брюхоногие моллюски, морские ежи, брахиоподы, губки, мшанки, шестилучевые
кораллы, фораминиферы (рис. 64).
? Среди морских беспозвоночных животных одно из первых мест продолжают занимать головоногие моллюски; во второй половине периода роль аммоноидей (наружнораковинных) уменьшается, но белемниты (внутреннераковинные) играют большую роль до конца поздней меловой
эпохи. На границе юры и мела происходит новое значительное обновление аммонитов. Хотя многие юрские аммоноидей вымирают, но сохраняются представители Phylloceratidae, Lytoceratidae.
Наряду с плоскоспиральной раковиной Polyptychites, Parahoplites, Acanthoceras, Neocomites,
Simbirskites появляются ранее неизвестные роды с аномальными раковинами Crioceratites, прямыми Baculites, Scaphites, Ancyloceras улиткообразными Turrilites. Наряду с нормальной лопастной
линией появляются формы с упрощенной сутурой (Tissotia). Возникают и широко распространяются гигантские формы Pachydiscus, Ammonitoceras, отдельные экземпляры которых обладают раковиной до 2 м в поперечнике.
Из числа характерных представителей меловых аммоноидей можно назвать роды Polyptychites, Simbirskites, Hoplites - для нижнего мела и Schloenbachia, Acanthoceras, Hamites - для верхнего
мела.
Из белемнитов в меловом периоде были распространены такие роды, как Hibolites, Belemnites
(нижний мел), Actinocamax, Baculites, Belemnitella (верхний мел).
В меловом периоде широко распространены двустворчатые (пелециподы) и брюхоногие (гастроподы) моллюски. Среди первых следует отметить род Lnoceramus^ различные представители
семейств устриц - Ostrea, Gryphaea, Exogyra, среди рудистов - Hippurites. Многие из характерных
представителей меловых двустворок (иноцерамы, рудисты) в конце позднемеловой эпохи полностью вымирают и в вышележащих палеогеновых отложениях не известны (рис. 64).
Среди брюхоногих моллюсков большую роль играли Cyprea, Conus, Fusus, Murex.
Широко развиты неправильные морские ежи - роды Micraster, Echinocorys и др. В позднемеловую эпоху широко распространены крупные фораминиферы семейства Orbitoididae, планктонные фораминиферы семейств Globigerinidae, Globotruncanidae и многие другие формы.
Среди морских водорослей очень характерны микроскопические золотистые - кокколитофориды (нанопланктон) и диатомовые. Надо отметить, что нанопланктон и мелкие фораминиферы в
позднем мелу участвовали в формировании белого писчего мела.
В мире позвоночных животных в меловой период продолжается господство пресмыкающихся
(рептилий), давших много новых своеобразных форм. Летающие рептилии - Rhamphorhynchus,
Pterodactylus, водные рептилии - конечности превратились в ласты - Plesiosaurus и Ichthyosaurus.
Среди наземных рептилий (динозавры) выделяются представители на двух ногах и с мощным
хвостом - Iguanodon (рис. 65, цв. вкл.); на четырех ногах и с длинным хвостом - травоядные Apatosaurus, Diplodocus и хищники - Tyrannosaurus. Все они доживут до конца Маастрихта и затем
навсегда исчезнут. Для мелового периода характерно появление змей, которые, как и крокодилы,
большое развитие получили в кайнозое.
Значительный прогресс произошел в развитии птиц, среди которых появились высоко организованные и специализированные формы.
197
Рис. 64. Характерные ископаемые остатки меловых организмов Лммоноидеи: / Ancyloceras (ранний мел), 2 - Scaphites (поздний мел), 3 - Simbirskites (ранний мел), 4а, б -
Schloenbachia (поздний мел), 5 - Crioceratites (ранний мел), 6 - Baculites (поздний мел); белемниты: 7 Duvalia (ранний мел), 8 - Belemnitella (поздний мел); двустворки: 9 - Inoceramus (юра - мел), 10 Hippurites (поздний мел); морские ежи: Па, б - Micraster (поздний мел), 12а, б - Echinocorys (поздний
мел); губки: 13 - Ventriculites (поздний мел)
198
В меловом периоде получает дальнейшее развитие надкласс рыб, в котором преобладающее
значение приобретают так называемые костные рыбы.
Млекопитающие, появившиеся еще в начале мезозоя, все еще были мелкими и встречались
довольно редко, но за меловой период они прошли сложный эволюционный путь, дав начало многим высокоорганизованным формам.
В меловых отложениях известны остатки не только сумчатых, но и плацентарных, в частно»
сти, насекомоядных млекопитающих.
Необычайно резкие изменения в органическом мире произошли на рубеже мезозоя и кайнозоя или на границе Маастрихта и дания. На этом рубеже исчезли кокколитофориды, меловые планктонные фораминиферы, аммониты, белемниты, кораллоподобные двустворчатые моллюски - рудисты, динозавры и некоторые иные рептилии, а также целый ряд других представителей животного царства. Кроме перечисленных исчезло 50% семейств радиолярий, 75% семейств брахиопод,
от 25 до 75% семейств лишились двустворчатыми брюхоногие моллюски, морские ежи и морские
лилии. На 75% сократилось число акул. Урон, понесенный органическим миром, был огромен.
Вымерло более 100 семейств морских беспозвоночных и примерно такое же количество среди наземных животных и растений. Это дало основание говорить о "великом мезозойском вымирании".
Высказано множество разнообразных предположений о причинах этого вымирания - от изменения отдельных природных факторов до отравления животных и растений различными специфическими ядами. Подавляющая часть палеонтологов сходилась на том, что вымирание на рубеже
мезозоя и кайнозоя, так же как и все другие крупные вымирания, явились следствием конкуренции и вытеснения одних групп организмов другими, смены растительных сообществ, эвстатического подъема или понижения уровня Мирового океана, резкого похолодания и усиления нестабильности климатических условий, а также необычайно больших вспышек вулканизма, особенно
взрывного характера.
i Одни ученые (Л.Ш.Давиташвили) считают, что все происходившие в истории Земли измене ния органического мира зависят от появления определенных групп организмов, вытеснявших другие, менее совершенные. Например, аммонитов с их громоздким гидростатическим аппаратом
(полой, многокамерной раковиной) могли вытеснить, истребляя в большом количестве, намного
более подвижные костистые рыбы. Роковую роль в судьбе динозавров могли сыграть мелкие млекопитающие, пожирающие яйца этих животных.
Другие исследователи полагают, что причина всех внезапных изменений в развитии живых
организмов на Земле лежит в изменении интенсивности космического излучения. Последнее приводило к коренному изменению строения хромосом клеточного ядра, а следовательно, к изменению свойств самого организма (спонтанная мутация).
Ученые И.С.Шкловский и В.И.Красовский высказали в 1957 г мисль, что вымирание гигантских ящеров в конце мелового периода связано со взрывом сверхновой звезды, который повысил*
уровень космического излучения в окружении Земли. Эта гипотеза могла подтвердить предположение, что гигантские ящеры действительно вымерли сразу и на всей нашей планете. Такое повышение уровня космических излучений могло быть губительным не для всех организмов. Возможно, что на многие другие группы оно действовало благотворно и способствовало их быстрому
расцвету. По-видимому, гигантские пресмыкающиеся или рептилии к концу мела находились на
третьей стадии развития - старении (первые две - появление и расцвет). Они достигли к своей
третьей стадии развития большой специализации и исчерпали к этому времени свой жизненныщ
потенциал, поэтому не смогли приспособиться к новым условиям существования.
В последние годы появились, однако, новые гипотезы, связывающие это вымирание с катастрофическими последствиями вмешательств космических факторов. Данная проблема попала в орбиту внимания не только геологов и палеонтологов, но и других специалистов.
199
В 1979 г. исследователи из Калифорнийского университета под руководством Л. Альвареса
показали, что на границе мезозоя и кайнозоя в ряде районов Италии и Дании имеются геохимические аномалии, выражающиеся в обогащении пограничных слоев глин иридием. Этот тяжелый
металл, по предположению американских ученых, имел космическое происхождение. Это представление было основано на том, что все метеориты по сравнению с земными породами содержат
высокие концентрации иридия. Ученые предположили, что массовое вымирание на рубеже мезозоя и кайнозоя было вызвано столкновением Земли с астероидом, диаметр которого мог составлять 10-15 км. Энергия взрыва должна была достигать 1030 эрг, что намного превышает энергию,
дошедшую до земной поверхности после вспышки сверхновой. В результате мощнейшего взрыва
или, скорее всего, серии взрывов, так как предполагается, что астероид при вхождении в земную
атмосферу раскололся на части, масса земного вещества, превращенного в пыль, в сотни раз превышавшая массу космическою тела, была выброшена в атмосферу. Пыль довольно продолжительное время оставалась в атмосфере, что весьма сильно снизило прозрачность атмосферы и нарушило тепловой баланс. Солнечные лучи длительное время не достигали земной поверхности, а отражались в космическое пространство плотной непрозрачной атмосферой. В атмосфере в большом
количестве находились пыль, дым и сажа. В результате этого температуры на земной поверхности
стали быстро снижаться.
Отсутствие солнечного света отразилось на процессах фотосинтеза, и биопродуктивность растительности резко снизилась. Возникли условия, напоминающие предсказанное в начале 80-х годов явление "ядерной зимы". Эта "астероидная зима" вызвала целый ряд негативных для жизни
организмов процессов. Сократились ресурсы питания и нарушились пищевые связи. Снижение
температурного режима отразилось на условиях жизнедеятельности, на солевом составе морских
и пресных водоемов, на состоянии почв, распределении питательных веществ и воды на поверх^ности суши.
Ввиду того, что внедрение космического тела в земную атмосферу воздействовало на разные
стороны природных условий, это привело к селективному вымиранию. Одни организмы, напри
мер наземные и водные динозавры, высокоорганизованные планктонные организмы и целый ряд
других не были в состоянии перенести подобные нарушения среды обитания, другие пытались к
ним приспособиться, третьи - резко изменили ареалы своего обитания, а четвертые дали начало
новым,
уже
приспособленным
к
изменившимся
условиям
формам.
я
Впоследствии следы "иридиевой аномалии" кроме Италии и Дании были обнаружены и в
других регионах в пограничных слоях мезозоя и кайнозоя. В дальнейшем оказалось, что подобные аномалии существуют на границе эоцена и олигоцена, перми д триаса, на границе фамена и
франа в позднем девоне и в начале фанерозоя. Все это свидетельствует о том, что внедрение в земную атмосферу космических тел в геологическом прошлом не было столь редким событием, а, вероятно, происходило с определенной периодичностью и с ним, как правило, связано абсолютное
большинство крупных вымираний.
Падение крупного космического тела должно оставлять на земной поверхности следы в виде
импактного кратера. Несмотря на относительно слабую изученность, установлено, что самый
древний из известных кратеров находится на территории ЮАР. Он имеет диаметр около 140 км и
образовался около 2 млрд. лет назад. Кратер Сэдбери в Канаде возник 1,84 ±0,15 млрд. лет назад.
Абсолютное большинство известных ударных кратеров моложе 300 млн. лет. 65 млн. лет назад, на
рубеже мезозоя и кайнозоя, возникли Карский, Усть-Карский, Каменский и Гусевский (два последних находятся в Причерноморье) кратеры, имеющие диаметр от 3 до 25 км. Наиболее вероятным
кандидатом в крупные кратеры, образовавшиеся на границе мела и палеогена, в настоящее время
считается кратер Чиксулуб на п-ове Юкатан в Мексике. Его возраст точно соответствует этому рубежу, а многочисленные признаки - шоковые минералы и породы, геохимические аномалии и др подтверждают космическое происхождение. К тому же среди пород, в которые вложен этот кра200
тер, присутствуют верхнеюрские сульфаты, что могло быть причиной поступления в атмосферу
значительного количества сернистого газа, губительного для живых организмов. Получены также
данные о близком, если не тождественном возрасте другого крупного кратера - Карского на ПайХое. Имеются данные о существовании подобного кратера в Тихом океане. Предполагается, нако-,
нец, что самый крупный кратер от развалившегося на части астероида располагается на дне Баренцева моря.
Существуют и другие точки зрения на проблему вымираний. Подробнее см. в главах 2 и 11.
Структуры земной коры и палеогеография
По-прежнему существовала северная платформа Лавразия, усложненная к этому времени рядом опусканий. Более существенные погружения, сопровождаемые разломами, проявились на
Гондване, на территории современного Индийского океана, впадина которого уже наметилась.
Опускания были и в южном секторе современного Атлантического океана.
В геосинклинальных поясах в течение раннего мела проявилась новая фаза складчатости верхоянская или колымская (третья фаза киммерийской эпохи тектогенеза). В Верхоянской области результатом ее было окончание геосинклинального режима и оформление горных складчатых
сооружений Северо-Востока России (хребтов Верхоянского, Черского, Колымского, Станового,
Сихотэ-Алиня, а также гор Восточного, Южного Китая и Индокитая). К этому времени относится
образование ряда поднятий в Южной Европе.
Для позднемеловой эпохи характерен энергичный вулканизм на Африканской платформе.
Здесь образовались обширные покровы и интрузии основных пород - типа сибирских траппов. К
концу позднемеловой эпохи относится последняя фаза киммерийской складчатости - ларамийская
(от гор Ларами в Скалистых горах), которая с наибольшей силой проявилась в Кордильерской геосинклинальной области и привела к оформлению Кордильер. Геосинклинальные условия сохранились здесь только в краевой, прилегающей к Тихому океану части Тихоокеанского геосинклинального пояса, а также в Западно-Тихоокеанской и Средиземноморской геосинклинальных областях.
В раннем мелу отмечается слабая регрессия, в позднем мелу обширная морская трансгрессия. Эта трансгрессия, а также продолжающееся расширение и углубление океанических впадш
завершили распад суперплатформ Лавразии и Гондваны на отдельные континенты.
Позднемеловая трансгрессия значительно проявилась на всех континентах (кроме Австра
лии). В морях, которые занимали свыше половины площади современных континентов, резко преобладало накопление карбонатных (в том числе белый писчий мел) осадков. Гондвана или ее уже
отдельные платформы впервые в значительной степени покрылись морем.
Климатические условия были подобны юрским. Наличие широтно вытянутых морских зоогеографических областей указывает на климатическую зональность. Зона жаркого климата совпадала с областью Тетиса. Как по северной, так и по южной окраинам Тетиса среди нижнемеловых
отложений встречаются толщи соленосных лагунных отложений (Средняя Азия, Северная Африка), намечающие положение областей засушливого климата. В более северных районах бывшей
Лавразии (Якутия, Приморский край, запад США) среди отложений мелового возраста широко
распространены угля связанные в своем образовании с условиями влажного климата умеренного
пояса.
В позднемеловую эпоху в связи с широким развитием трансгрессии климатическая зональность менее ясна, фаунистические различия между Средиземноморской и Бореальной палеозоогеографическими областями смягчаются и широкое развитие получают карбонатные отложения
(белый писчий мел - Европа), а также терригенные морские осадки (Западная Сибирь).
Расположение континентов в меловом периоде согласно концепции новой глобальной тектоники показано на схеме XXI, цв. вкл.
201
История развития платформ
Появление океанической впадины Северной Атлантики в меловом периоде определило разделение Лавразии на два континента: Евразию и Северную Америку. К этому времени Гондвана распалась на континентальные глыбы: Африку, Индостан, Австралию, разделенные Индийским океаном. Почти полностью отделились Африка и Южная Америка.
Евразия
Этот континент включал древние эпибайкальские платформы: Восточно-Европейскую, Сибирскую и Китайскую, присоединенные к ним области каледонской и герцинской складчатости.
Геологическая история этих областей Евразии в меловом периоде достаточно разнообразна, но
имеет ряд общих черт. Так, в начале раннемеловой эпохи (неоком) на территории западно-европейских герцинид преобладала суша, отлагались континентальные осадки. Морские условия сохранились только в Англо-Парижском бассейне.
На Восточно-Европейской платформе в неокоме существовал меридионально вытянутый
узкий морской бассейн, соединявший Арктический бассейн со Средиземноморским (Тетисом).
Здесь отлагались терригенные осадки с морской фауной, в основном головоногими моллюсками.
В позднемеловую эпоху, когда был максимум трансгрессии, на территории Европы вместо
меридионального холодного моря-пролива образуется широтно вытянутый морской бассейн, непосредственно связанный с Тетисом. Формируется толща белого писчего мела, в составе которого
выделяются одноклеточные известковые водоросли - кокколитофориды, фораминиферы (глобигериниды), накапливаемые в условиях относительно теплого моря с низкими берегами при незначительном привносе с континентов терригенного материала (см. схему XII, цв. вкл.).
Следующий крупный регион распространения морских меловых отложений - это ЗападноСибирская плита (см. схему XII, цв. вкл.). Здесь в раннем мелу существовал залив Арктического
бассейна и накапливались терригенные, песчано-глинистые отложения. В позднемеловую эпоху
эта территория испытала дальнейшее выравнивание и затем местами прогибание. Морская трансгрессия, распространявшаяся со стороны Арктического бассейна, покрыла почти всю территорию
Западной Сибири. Западно-Сибирское море проникло южнее и через Тургайский пролив соединилось с теплым морем, располагавшимся на юге Европы и в Средней Азии. Морские отложения
мела в пределах Западно-Сибирской равнины представлены терригенными осадками. В разрезе
наблюдается чередование алеврито-песчаных и преимущественно глинистых пород. Первые коллекторы, вторые - глинистые покрышки, способствовавшие накоплению и сохранению углеводородов.
Северная Америка
Море мелового периода занимало обширную территорию к востоку от современных Скалистых гор, достигая края Канадского щита. Море наступало двумя встречными языками: с юга - из
области Мексиканского залива и с севера - из Арктического бассейна. На севере накапливались
терригенные отложения с бореальной фауной, на юге - карбонатные и терригенные с более теплолюбивой фауной. В конце мелового периода в связи с образованием поднятий в Скалистых горах,
обусловленных проявлением ларамийской фазы складчатости, море отступает и на обширных
низменных пространствах начинается формирование мощной континентальной угленосной толщи, содержащей растительные остатки и кости динозавров. Эта толща вмещает месторождения
нефти и газа (см. схему XII, цв. вкл.).
гш
Части бывшей Гондваны
№ В раннем мелу все южные платформы, за исключением Австралии, сохранили приподнятое
положение. Море было лишь на восточном побережье Африки, частично на Мадагаскаре, занима-
202
ло большую часть Аравийского полуострова и запад Индостана. В Австралии морские терригенные отложения накапливались на больших площадях. Позднемеловая трансгрессия широко проявилась в Африке и в меньшей степени на других континентах. В Австралии, наоборот, наблюдается регрессия моря. В Африке, на севере континента, формируются морские карбонатные и терригенные осадки. По окраинам южных континентов образовались рифовые массивы.
История развития геосинклинальных поясов
Средиземноморский геосинклинальный пояс
В меловом периоде в пределах этого пояса выделяются три геосинклинальных области: Альпийско-Гималайская (Южная Европа, побережье Северной Африки, Малая Азия, Гималаи), Индонезийская (Индонезия, Бирма, часть Филиппин) и Восточно-Азиатская (Юго-Восточный Памир,
Центральный Тибет, Малакка, Индокитай). В наиболее изученной западной части Альпийско-Гималайской области в меловом периоде обособляются три зоны: внутренняя с эвгеосинклинальными прогибами (Альпы, Динариды, Тавр, Понтийские горы, Малый Кавказ и др.) и две внешние с
миогеосинклинальными прогибами - северная (Пиренеи, Северные Альпы, Карпаты, Горный
Крым, Большой Кавказ, Копетдаг) и южная (Северный Атлас, Андалузские горы, Южные Альпы,
восточное побережье Адриатического моря, южные склоны Восточного Тавра, горы Загрос);
Миогеосинклинальный тип разреза мела хорошо представлен в Карпатах - это в основном
флишевая, ритмично чередующаяся толща пластов известковистых песчаников и аргиллитов.
Мощность - 2 км.
Показательна меловая история Горного Крыма, устанавливаемая по разрезу в долине р. Бельбек (см. схему XIII, цв. вкл.). Здесь на сложнодислоцированной флишевой толще таврической серии среднетриасового — раннеюрского возраста моноклинально залегают терригенно-карбонатные
отложения нижнего мела (неоком). Структурным несогласием отчетливо фиксируется проявление
киммерийской складчатости, не случайно получившей свое название по Крыму (Киммерия - древнее название Крыма). На породах таврической серии в виде останцов сохранились слабо дислоцированные песчаники среднеюрского возраста, что позволяет установить предсреднеюрскую и
предмеловую фазы складчатости. Складчатость сопровождалась внедрением интрузий.
Нижний мел с незначительным угловым и отчетливым стратиграфическим несогласием (выпадают горизонты баррема и апта) перекрывается толщей верхнего мела. В основании ее залегают
глауконитовые песчаники альба-сеномана, которые вверх по разрезу сменяются известково-кремнистыми породами турона, а затем однообразной толщей мергелей сенона. Выше следуют плотные известняки датского яруса палеогена, бронирующие поверхность верхнемеловой куэсты.
Мощность нижнемеловой части разреза 100 м, верхнемеловой - 400 м.
Приведенный разрез, демонстрируя неоднократное проявление складчатости различной интенсивности (перед средней юрой, перед ранним мелом, в конце раннего мела, в послемеловое
время), отражает общий ход событий мезозоя в Альпийско-Гималайской геосинклинальной области: заложение геосинклинального прогиба в среднем триасе и накопление в этом прогибе толщ
флиша до ранней юры; закрытие прогиба к средней юре и восходящие движения в поздней юре;
меловое осадконакопление в морских условиях в миогеосинклинальной зоне, прерванное слабыми орогеническими движениями в конце раннемеловой эпохи.
Тихоокеанский геосинклинальный пояс
В пределах этого пояса в меловом периоде геосинклинальный режим отмирает на территории Верхояно-Чукотской зоны, большей части Сихотэ-Алиня и в Северо-Американских Кордильерах. В Верхояно-Чукотской области в начале мелового периода продолжается рост поднятий, возникших еще в юре. Заполняется молассовой формацией Предверхоянский краевой прогиб, разви-
203
ваются межгорные впадины на Омолоно-Колымском срединном массиве, где накапливается угленосная моласса. Во второй половине раннего мела происходит колымская фаза складчатости. С
нею связано внедрение кислых интрузий и образование рудных месторождений. В конце раннего
мела море покидает Верхояно-Чукотскую зону. Позднемеловые движения носят глыбовый характер.
В конце раннего мела на границе орогенной области с оставшейся частью Тихоокеанского
геосинклинального пояса возникла зона разломов, по которым начались мощные проявления вулканизма. Образовался Чукотско-Катазиатский вулканогенный пояс.
Полезные ископаемые
С континентальными отложениями мела связано около 21% мировых запасов углей. Это Ленский, Зырянский бассейны в России, месторождения запада Северной Америки и др. Залежи бокситов известны в Тургайском прогибе, на юге Франции, в Испании, Турции, Иране. Оолитовые
железные руды образовали крупное Бакчарское месторождение на юго-востоке Западной Сибири.
Залежи фосфоритов мелового возраста встречены в европейской части России. С лагунными отложениями мела связаны месторождения солей Туркмении и Северной Америки. Во многих странах Европы разрабатываются месторождения белого писчего мела.
Меловой возраст имеют продуктивные нефте- и газоносные горизонты многих районов Западно-Сибирской равнины, запада Средней Азии, Ливии, Кувейта, Нигерии, Габона, Канады,
Мексиканского залива и др.
С кислыми интрузиями связаны разнообразные месторождения на всем протяжении Тихоокеанского геосинклинального пояса: олова, свинца и золота в мезозоидах Северо-Востока России,
запада Северной Америки. Так называемый "оловянный пояс", кроме указанных регионов, прослеживается через территорию Малайзии, Таиланда и Индонезии. Крупные месторождения олова,
вольфрама, сурьмы и ртути имеются на юго-востоке Китая и в Южной Корее.
В кимберлитовых трубках мелового возраста сосредоточены месторождения алмазов Южной
Африки, Индии и частично Сибирской платформы (Якутия).
204
Глава 10
КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭЕА (ЭЕАТЕМА) - KZ
Кайнозойская эра - это новый этап геологической истории Земли. Первоначально кайнозойскую эру подразделяли на два периода - третичный, куда включали палеоген и неоген, и четвертичный. Решение это было принято в 1881 г. на II сессии Международного геологического конгресса
в г.Болонье.
С 1960 г. по решению Межведомственного стратиграфического комитета кайнозойская эра
делится на три периода: палеогеновый, неогеновый и четвертичный (антропогеновый).
Эра началась 65 млн. лет назад и продолжается доныне. В течение кайнозоя развивался новый цикл геологических процессов, изменивший и усложнивший структуры земной коры и создавший современную физико-географическую обстановку. В кайнозое сложился своеобразный
органический мир, в котором млекопитающие играют ведущую роль.
В конце эры появился человек, и его деятельность стала одним из факторов преобразования
поверхности Земли.
ПАЛЕОГЕНОВЫЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - Р Общая
характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Палеоген как самостоятельное подразделение был впервые выделен К.Науманном в 1866 г.
Продолжительность периода 40 млн. лет, начался 65 млн. лет назад, закончился почти 25 млн. лет
назад. Палеоген подразделяется на три отдела и семь подотделов (табл. 14).
Таблица 14
Общие стратиграфические подразделения палеогеновой системы
Отдел
Олигоцен (верхний)
Рз
Эоцен (средний)
Р2
Палеоцен (нижний)
Подотдел
Верхний Рз
Ярус
Хаттский P3I1
Нижний Рз
Рюпельский Р3г
Верхний Р2
Приабонский Р2р
Средний Р 2
Бартонский Р2Ь
Лютетский Р21
Нижний Рг
Ипрский P3i
Верхний Pf
ТанетскийР^
Зеландский p3sl
Нижний Pi
Датский p,d
Деление палеогена на три отдела и указанные подотделы общепринято, но при выделении
ярусов возникло много проблем, связанных с большим разнообразием фаций и органических остатков. Обычно используются ярусы, разработанные для крупных регионов: Западной Европы,,
Крымско-Кавказской области, Тихоокеанского побережья Северной Америки и др. Выше приведены ярусы, принятые для Западной Европы.
В течение длительного времени дискутировался вопрос о стратиграфическом положении датского яруса. Традиционно его относили к меловой системе, хотяло ряду признаков, в том числе ц
205
по особенностям органического мира, он ближе к палеогену. По этим мотивам граница между мелом и палеогеном проводится по кровле маастрихтского яруса.
Датский ярус был установлен французским геологом Э.Дезором, который предложил в 1846 г.
выделять его в качестве самостоятельного яруса меловой системы. Им были описаны известняки
в окрестностях Г.Копенгагена, залегающие на "рыбных глинах" маастрихтского возраста, известные под названием известняков Факсе. Эти известняки 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. Последовательность 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. Нижний палеоцен представлен датским ярусом. В результате всех сопоставлений пришли к выводу о том, что монский ярус, установленный несколько позже
в Бельгии, является более полным фациальным аналогом и младшим синонимом датского яруса,
установленного ранее в Дании.
Верхний палеоцен в Западной Европе подразделяется на зеландский и танетский ярусы. Зеландский ярус выделен А. Розенкрантцем (Rosencrantz, 1924) на О.Зеландия вблизи Копенгагена
(Дания). Стратотип яруса описан А. Динисеном и др. (Dinisen et al., 1977) и И.М. Хансеном
(Hansen, 1980). В состав яруса входят две зоны по планктонным фораминиферам - Morozovella
angulata и Morozovella conitruncata. Зоны планктонных фораминифер составляют основу всех остальных палеогеновых ярусов.
Полный объем танетского яруса нельзя считать точно установленным. Этот ярус был обоснован Э. Реневье в 1873 г. Стратотипом являются фаунистически охарактеризованные пески о. 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.
Эоцен в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения был выделен в 1833 г.
Ч.Ляйелем. Он подразделяется на три подотдела: нижний - ипрский, средний - лютетский и барТОНСКИЙ ярусы, а верхнему подотделу соответствует приабонский ярус.
Ипрский ярус был установлен в 1883 г. А.Дюмоном. Его стратотипом являются фландрские
глины, обнажающиеся на р.Ипр в Бельгии.
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 Мон-Сен-Мартен.
В Парижском бассейне верхнеэоценовые отложения объединены под названием бартонского,
а не приабонского яруса. В нижней его части залегают пески, а в верхней - мергели, иногда с прослоями гилса.
В состав олигоцена входят рюпельский ярус trio 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 ракушечниками. К хаттскому ярусу относятся слои песков и известняков с фауной двустворчатых моллюсков.
Характерные разрезы палеогена приведены на схеме XIV, цв. вкл.
Органический мир
Палеогеновый период открывает кайнозойскую эру, знаменующую новый этап в развитии
органического мира. На рубеже мезозоя и кайнозоя многие характерные для мезозоя морские и
наземные животные вымерли, а сохранившиеся утратили свое значение. К этому времени полностью прекращают свое существование аммониты, белемниты, рудисты, иноцерамы, а также ихтиозавры, плезиозавры, динозавры и ряд групп мезозойских пресмыкающихся. Их место занимают-
206
На смену мезозойским пришли новые роды и семейства двустворчатых и брюхоногих моллюсков, а также костистых рыб. Резкий толчок в развитии испытала покрытосеменная растительность, которая стала доминировать. Исключительно большое развитие получили фораминиферы.
Нуммулиты были столь многочисленны в Тетической области, что скопления их раковин образовывали толщи мощностью десятки метров. Поэтому первоначально даже предлагалось называть палеоген нуммулитовой системой. Нуммулитовые известняки были использованы при возведении пирамид фараонов в Египте (рис. 66). Широко были распространены фораминиферы и одноклеточные известковые водоросли - кокколитофориды. Обнаружены толщи известняков,
сплошь содержащие остатки коккосфер этих водорослей. Расцвет этих золотистых микроскопических водорослей произошел в эоцене.
В высоких широтах большую роль играли радиолярии и диатомовые водоросли. Наряду с
ними породообразующее значение имели также микроскопические кремневые жгутиковые водоросли. Среди беспозвоночных разнообразные губки и их разрозненные спикулы местами образовывали массовые скопления, давшие начало своеобразным породам - спонголитам. Многочисленные кораллы, принадлежащие к группе склерактиний, были представлены разнообразными мелководными и редкими глубоководными формами. Рифовые массивы, развитые в настоящее время
в тропических морях, начали возникать в конце эоцена.
Достаточно широко были распространены мшанки и морские ежи. Но по частоте встречаемости наиболее распространены двустворчатые и брюхоногие моллюски (рис. 66). Они обитали в
разнообразных бассейнах (морских, солоноватоводных, пресноводных). Среди двустворчатых
моллюсков (пелеципод) наиболее важны такие роды, как Pycnodonta, Spondylus, Chlamys и др., а
среди брюхоногих (гастропод) - Turritella, Cerithium, Pleurotoma и др. (рис. 66). Из мелких членистоногих известны остракоды, которые заселяли морские, солоноватоводные и пресноводные водоемы, из них характерны Trachyleberis, Cytheridea, Loxoconcha.
В водных бассейнах обитали многочисленные рыбы, преимущественно КОСТИСТЫе И Хрящевые (акулы, скаты). Появились древние представители китов, сирены, дельфины - млекопитающие, освоившие морские водоемы.
Земноводные были немногочисленны, и к ним относятся гигантские саламандры, лягушки и
жабы. Рептилии представлены черепахами, ящерицами, змеями и крокодилами. Уже в эоцене ши
роко распространились основные отряды кайнозойских грызунов, хищников, непарно- и парноко
пытных.
В
это
же
время
известны
насекомоядные
и
зайцеобразные.
'
Среди позвоночных млекопитающие и птицы заняли господствующее положение. Одним из
цаиболее крупных палеогеновых (олигоценовых) млекопитающих был безрогий носорог - индрикотерий - высотой до 5 м (рис. 67, цв. вкл.). Крупные хоботные - мастодонт, динотерий и др. имели бивни в нижних челюстях; примитивные носорогообразные - диноцераты - обладали тремя парами рогов и клыками. Наиболее многочисленны представители архаичных непарнокопытных (отряд непарнокопытных - Eohippus, Mesohippus), затем по численности идут парнокопытные, примитивные грызуны, хищники, насекомоядные и зайцеобразные.
В олигоцене существовали примитивные свиньи, верблюды, олени. Уже в начале палеогена появились лемуры - наиболее примитивная группа среди приматов, называемая полуобезьянами. Только
в конце эоцена возникли настоящие обезьяны - антроподы. В это же время появились крупные хоботные и сумчатые. Среди последних известны как хищные, так и растительноядные формы.
Среди наземной флоры продолжалось развитие покрытосеменных. Многие регионы покрывались густыми тропическими и субтропическими лесами. В их составе ведущая роль принадлежала пальмам, магнолиям, миртам, фикусам, гигантским секвойям, араукариям и кипарисовым.
Наряду с ними в более умеренном климате росли широколиственные и мелколистые -,дуб, бук,
каштан, тополь, береза и др.
207
Рис. 66. Характерные ископаемые остатки палеогеновых организмов
Фораминиферы: 1а, б, в - Nummulites (палеоген - преимущественно эоцен), 2 - Assilina (палеоцен
- эоцен), 3 - Operculina (поздний мел - ныне); двустворки: 4 - Pycnodonta (палеоцен), 5 Spondylus (юра - ныне, преимущественно кайнозой), б - Chlamys (триас - ныне), 7а, б - Glycymeris
(мел - ныне, преимущественно кайнозой); гастроподы: 8 - Turritella (мел - ныне), 9 - Cerithium
(поздний мел - ныне), 10 - Pleuwtoma (палеоген - ныне), // - Nassarius (эоцен - ныне), 12 - Natica
(палеоген - ныне); морские ежи: 13 - Conoclypeus (эоцен - миоцен), 14 - Clypeaster (эоцен - ныне);
голосеменные растения: 15 - Sequoia (палеоген - ныне)
208
Структуры земной коры и палеогеография
В начале палеогена в Северном полушарии выделяются два крупных материка, соединявшихся в
районе Берингова пролива: Евразия и Северная Америка. В Южном полушарии существовало несколько материков, так называемых частей бывшей Гондваны: Африка, Индостан, Южная Америка.
Полное отделение Антарктиды от Австралии и Южной Америки, вероятно, произошло во второй половине палеогена. Материки разделялись Тихим, Атлантическим, Индийским и Северным Ледовитым
океанами. Между северными и южными материками существовало море Тетис.
Материки состояли из разновозрастных складчатых сооружений (докембрийских, палеозойских и мезозойских), перекрытых разновозрастным платформенным чехлом. В палеогене продолжали геосинклинальное развитие значительно сократившиеся после киммерийских и ларамийских складчатых движений Средиземноморский и Тихоокеанский геосинклинальные пояса.
В палеогене началась альпийская эпоха тектоногенеза. После сравнительно спокойного этапа
в первой половине палеогена, в конце эоцена усилились альпийские складчатые движения. С
ними связано внедрение основных и ультраосновных, а чаще кислых интрузий во многих районах
Тетиса (Альпы, Малый Кавказ, Малая Азия, Памир и др.).
Одной из особенностей палеогеновой тектоники являются расколы земной коры и зачастую
Движения по ним отдельных блоков. Они влияют на контуры континентов и осложняют их внутреннее строение. Возникают рифтовые зоны в Гренландии и Индостане, закладывается система
рифтов в Восточной Африке, протягивающейся на 6500 км в меридиональном направлении. Формирование этих рифтовых зон сопровождается вулканизмом. Подобный вулканизм известен также
в Камеруне, Нигерии, Исландии. В рифтовых зонах наблюдаются излияния базальтов. Особенно
это выявлено на дне всех океанов.
Кратковременная регрессия конца мела сменилась в палеогене трансгрессией, которая достигла максимума в эоценовую эпоху. Это была последняя большая трансгрессия в истории Земли.
Море из геосинклинальных поясов и океанов проникло на юг Западной и Восточной Европы, в
Среднюю Азию, Тургайский прогиб и в Западную Сибирь, в низовья реки Миссисипи и на Флориду, на север и запад Африки, на Аравийский полуостров. В Арктике эта трансгрессия превышала меловую. В конце палеогена (в олигоцене) происходит регрессия и море покидает почти все
континенты. В Средиземноморской геосинклинальной области и на прилегающих к ней учартках
платформ исключительное развитие получили нуммулитовые известняки и коралловые рифы. Эти
отложения указывают на высокую температуру вод, а следовательно, и на жаркий тропический
климат. Севернее, на Восточно-Европейской платформе и в Западной Сибири, широко распространены трепела и опоки, сложенные панцирями диатомей и кремниевых жгутиковых одноклеточных водорослей. Ныне они широко распространены лишь в морях умеренных и субполярных климатических зон. Это указывает на сравнительно более низкую температуру морских вод в высоких широтах.
В палеогене выделяются области с сухим полупустынным и пустынным климатом, но они занимали "меньшие площади, чем в настоящее время. Связанные с ними накопления гипсов и солей
известны в Монголии, Туркмении, Египте, Техасе.
История развития платформ
Большая часть Евразии составляла континент. Палеогеновое море проникло на запад и юг
Европы и запад Азии.
В пределах юга европейской части России палеогеновые отложения представлены терригенными осадками. Мощность - 150-200 м. Наиболее характерен разрез Днепровско-Донецкой впадины, где выделяются глины, пески, опоки, опоковидные глины. Терригенный состав пород, оби-
209
лие кремнистых организмов свидетельствуют об умеренной температуре водных масс. По направлению к югу увеличивается карбонатность и мощность палеогеновых отложений. Например, в
Крыму (г.Бахчисарай) палеоген представлен мергелисто-карбонатными породами с обилием моллюсков и фораминифер (см. схему XIV, цв. вкл.).
Туранский (запад Средней Азии) и Западно-Сибирский внутриконтинентальные бассейны
были мелководными; в течение большей части периода они соединялись с открытыми морями: Западно-Сибирский - с бореальным морем Арктики, Туранский - с Тетисом. В умеренно холодном
Западно-Сибирском бассейне накапливались терригенные опоковидные породы. В эоцене - своеобразная толща кремнистых пород: диатомиты, опоки, кремнистые глины. Верхнеолигоценовые
отложения в этом регионе представлены континентальными песками и глинами с прослоями бурых углей (см. схему XIV, цв. вкл.). К востоку от морских бассейнов на обширных пространствах
материка существовали континентальные условия осадконакопления.
В целом Евроазиатский континент в палеогене представлял собой невысокую, местами холмистую сушу, с" примыкавшей к ней с востока горной страной, образованной мезозойскими складчатыми сооружениями. Широкая юго-западная окраина континента являлась шельфом мелководного моря, трансгрессировавшего из Тетиса. Через Тургайский пролив в палеоцене и эоцене это
море соединялось с мелководным морским бассейном Западной Сибири. Максимум трансгрессии
приходится на эоценовую эпоху. В олигоцене большинство шельфовых областей осушилось и
осадконакопление продолжалось на огромных внутриконтинентальных и прибрежных низменностях.
Северная Америка
Палеогеновые отложения в пределах этой территории образуют три крупные области: юговосточную, внутреннюю и арктическую. На юго-востоке континента морские отложения занимают узкую полосу вдоль атлантического побережья, полуострова Флорида и широко распространяются по северному побережью Мексиканского залива. Осадки представлены глауконитовыми песками и песчаниками с многочисленными морскими моллюсками и фораминиферами. Толщи содержат пачки угленосных пород прибрежно-морского генезиса.
Во Внутренней ЧаСТИ КОНТИНента (области Великих равнин) и во впадинах Скалистых гор
развиты преимущественно континентальные отложения значительной мощности. Палеоцен представлен песчаной угленосной толщей с редкими прослоями морских отложений. Он залегает
обычно согласно на континентальных меловых отложениях с массовыми захоронениями динозавров. Эоцен слагают красноцветные песчаники и конгломераты, а также тонкослоистые озерные,
часто сапропелевые глины и сероцветные песчаники. К олигоцену относятся светлые песчаники с
прослоями туфов и глин. Общая мощность палеогена достигает 6 км; осадки состоят в основном
из продуктов разрушения, созданных ларамийскими движениями Скалистых гор. Палеогеновы|
отложения Великих равнин содержат многочисленные остатки позвоночных, имеющих здесь важное стратиграфическое значение.
В северных районах палеоген представлен в основном континентальными, иногда угленосными отложениями. Лишь на востоке Гренландии в верхней части палеогена распространены прибрежно-морские терригенные толщи. Интересно появление в некоторых районах Гренландии покровов базальтов.
В палеогеографическом отношении Северо-Американский континент в палеогене представлял собой достаточно расчлененный материк; его юго-восток занимали мелководные теплые
шельфовые моря. На севере располагалась низменная равнина. На западе возвышались меридионально вытянутые горные хребты, образовавшиеся в конце мезозоя. В примыкавшей к ним внутренней части континента существовали широкие аллювиальные равнины. Достаточно теплый и
влажный климат способствовал интенсивному угделакоплению.
210
Части бывшей Гондваны
Южная Америка. В палеогене большая часть этого материка представляла собой возвышенную сушу, окаймленную на западе узкими береговыми хребтами, созданными киммерийской
складчатостью. В центральной части континента формировались озерные и болотные осадки:
алевриты, пески, глины с обугленной древесиной и торфами. На юг континента в эоцене проникло море; здесь в условиях мелководья накапливались пески и глины патагонской серии Южной
Аргентины. Периодически море отступало, что приводило к формированию угленосных толщ.
Африка и Аравийский полуостров. Краевые части континента были охвачены морской трансгрессией, наиболее значительной на севере. Максимум трансгрессии приходится на эоцен. На севере формировалась карбонатная толща с преобладанием фораминиферовых, часто нуммулитовых известняков; на западной и восточной окраинах континента накапливались глинисто-карбонатные толщи. В центральной части континента в конце палеогена стали развиваться крупные
депрессии, заполнявшиеся континентальными отложениями. На востоке (Эфиопия, юг Дравийского полуострова) происходили локальные трапповые излияния, вызванные заложением рифтовой
системы.
Индостан. В краевых частях континента развивалась морская трансгрессия; отлагались морские пески, глины, карбонатные илы. В прибрежных областях морские условия перемежались с
континентальными или лагунными. В олигоцене северных разрезов отмечаются конгломераты,
что свидетельствует о начавшихся горообразовательных движениях в смежном Средиземноморском геосинклинальном поясе. Центральная часть платформы представляла собой область сноса; в
западной части продолжалось формирование траппов плато Декан.
Австралия. Палеогеновые отложения распространены в центральной части Австралии (бассейн р. Эйр) и на отдельных участках юго-западного побережья. В бассейне р. Эйр развиты континентальные отложения: озерные мергели и глины, галечники, пески, бурые угли. На побережье в
палеоцене и раннем эоцене формировались в условиях дельт угленосные отложения (пески с обугленной древесиной и углями), а в среднем эоцене - олигоцене - морские глауконитовые пески и
мергели.
В целом Австралийский континент в палеогене представлял собой холмистую сушу, в восточной части которой находилась широкая аллювиально-озерная равнина. Узкая полоса вдоль югозападного побережья была низменной, сюда во второй половине палеогена проникло море. До середины палеогена, вероятно, существовала связь между Австралией и Антарктидой.
История развития геосинклинальных поясов
Тихоокеанский геосинклинальный няяс
В Западно-Тихоокеанской геосинклинальной области геосинклинальный режим в палеогене
существовал только на востоке, где земная кора сохранила высокую подвижность. Это территория
Корякского нагорья, Камчатки, Алеутских, Курильских, Японских, Филиппинских островов, Индонезии и Новой Зеландии. Здесь располагались цепи мелких и крупных островов с примыкающими к ним шельфовыми областями и океанические впадины. Здесь развиты мощные, дислоцированные, метаморфизованные морские терригенные отложения, сформировавшиеся в глубоководных впадинах и прибрежных областях Тихого океана.
На востоке Камчатки в основании палеогена (см. схему XIV, цв. вкл.) залегает толща переслаивания конгломератов, аргиллитов и песчаников, сменяющаяся флишоидными терригенными
породами (палеоцен). Выше залегают эффузивы андезитового состава, туфопесчаники, алевролиты
(эоцен) и туфоалевролиты, кремнистые аргиллиты, алевролиты с карбонатными конкрециями
{«мнгоцен). Это разрез геосинклинального типа, о чем свидетельствуют большие мощности, слождислоцированность пород, вулканизм. На осадконакопление в глубоководных условиях уме-
211
ренно холодного бассейна указывают находки бентосных агглютинированных и планктонных фораминифер, а также отсутствие карбонатных пород.,
В Восточно-Тихоокеанской геосинклинальной области геосинклинальный режим в палеогене
сохранился в неширокой прибрежной полосе Северной и Южной Америки - по границе с глубоководными желобами окраины Тихого океана. На западе североамериканской части этой области
в результате интенсивных тектонических движений и вулканической деятельности сформировались мощные толщи дислоцированных морских терригенно-кремнистых и вулканогенных пород.
Для этих районов типичен разрез палеогена Береговых хребтов. Здесь нижняя часть разреза мощностью около 4 км сложена базальтовыми и андезитовыми, часто подушечными лавами с прослоями туфопесчаников и кремнистых аргиллитов. Выше они сменяются 5-километровой толщей песчаников, глинистых сланцев, туфопесчаников, туфоалевролитов и в самом верху - мощными горизонтами конгломератов, что указывает на интенсивный подъем Кордильер, откуда происходил
снос обломочного материала. Морские отложения к востоку замещаются континентальными да
красноцветными пеечано-глинистыми, иногда угленосными, толщами небольшой мощности (окало 1 км).
В южно-американской части геосинклинальной области интенсивное осадконакопление на
чалось с эоцена. Здесь развиты мощные (до 10 км) дислоцированные, преимущественно морские
терригенные отложения, сформировавшиеся в глубоководных впадинах и прибрежных областях
Тихого океана. В центральных и восточных районах Анд образовывались песчано-глиниетые и
молассовые комплексы с угленосными и вулканогенными пачками. Они заполняли краевые проги
би, многочисленные межгорные впадины и грабены, которые были в поднимающейся в это время
горной цепи. Образование грабенов сопровождалось сильным вулканизмом.
лы«и+а«л-*ьк
Средиземноморский геосинклинальный пояс
Средиземноморский геосинклинальный пояс в палеогене представлял собой сочетание мелководных морей, полуизолированных лагун, островных архипелагов и глубоководных впадин, обрамлявших Евроазиатский континент с юга. Внутри Альпийско-Гималайской части пояса осадконакопление происходило в нескольких прогибах, отделенных друг от друга срединными массивами - областями палеозойской консолидации. Такой прогиб существовал и на территории современных Карпат, где в морских условиях накапливались мощные однообразные толщи терригенного флиша. В нескольких прогибах на территории Альп в начале палеоцена также формировались
флишоидные, преимущественно песчаные осадки. Во второй половине эоцена прогибы расширились, морской бассейн занял значительные площади, среди осадков стали преобладать карбонаты,
образовавшие нуммулитовые известняки, мергели, карбонатный флиш. В позднем олигоцене
осадконакопление повсеместно прерывается процессами складкообразования и поднятий.
Интенсивное осадконакопление, а затем частичная инверсия в течение палеогена захватили и
другие области Южной Европы (Пиренеи, Апеннинский и Балканский полуострова, современное
побережье Адриатического моря), а также север Атласских гор, Малую Азию, Иранское нагорье,
Гималаи и юго-восток Азии. На территории Кавказа существовали прогибы, располагавшиеся севернее и южнее поднятия Главного Кавказского хребта. В северном прогибе накапливались глинисто-карбонатные илы и известковые глины с прослоями песков, в южном прогибе - флишоидные
толщи. Южнее, на территории Малого Кавказа, формировалась мощная вулканогенно-осадочная
толща. Активный вулканизм проявлялся и в более восточных и южных частях геосинклинали: в
Турции, Иране, Афганистане. На западе Гималаев в течение палеоцена и эоцена продолжала накапливаться мощная толща морских терригенных и органогенных осадков (флиш Инда); здесь,
так же как и на Кавказе, в олигоцене начались процессы поднятия и складкообразования.
212
Океаны
Палеогеновые отложения широко распространены на дне океанов. Они отсутствуют только в
зонах, примыкающих к современным срединно-океаническим хребтам (Срединно-Атлантический
хребет и др.). По данным глубоководного бурения с судна "Гломар Челленджер" в Атлантическом
и Индийском океанах палеогеновые отложения являются мелководными или образовавшимися
верхней части батиали.
Среди океанических осадков палеоцена широко развиты карбонатные форамйниферо-кокколитовые илы; большие площади занимают кремнистые (радиоляриевые и диатомовые) илы. Основная масса терригенных осадков (пески, алевриты, глины), поступавшая в результате размыва
континентов, отлагалась в эпиконтинентальных и краевых морях. Андезитовый вулканизм проявлялся в активных зонах, окаймлявших с юга Евразию и с запада Северную и Южную Америку.
Океанические течения существовали только вблизи поверхности океана и не затрагивали придонных вод, где вследствие этого развивалось углекислотное заражение.
В отложениях палеоцена наблюдается множество перерывов, вызванных малыми скоростями
седиментации и последующими размывами. Средняя температура океана была 12 - 15°С.
Атлантический океан в палеоцене несколько расширился по сравнению с поздним мелом,
здесь продолжалась преимущественно карбонатная седиментация. В Северо-Американской и Европейской котловинах отлагались глубоководные глины, на плато Роколл развивался интенсивный
вулканизм. Контуры Индийского океана заметно отличались от современных; восточную часть
океана занимал обширный и устойчивый глубоководный бассейн, в котором накапливались пелагические глины. На западе - вдоль побережья Африки - располагались небольшие глубоководные
впадины, заполнявшиеся продуктами размыва континента. В центральной части океана находились срединно-океанический хребет и обширная зона относительно небольших глубин. Кремнистые илы накапливались вдоль окраин северных континентов. В Тихом океане наиболее мощные
осадки формировались вблизи экватора.
К концу эоцена появились проливы между Австралией и Антарктидой, между Антарктидой fi
Южной Америкой, что изолировало Антарктиду от более тепловодной части земного шара. Атлантический океан в эоцене становится более широким и глубоким; глубоководные осадки появляются в его южной части. В Индийском океане среди терригенных осадков отмечается первично
эоловый материал, принесенный с континентов. В Тихом океане установлено развитие черных и
бурых кремней биогенного происхождения.
В олигоцене продолжаются глобальное похолодание, рост климатических контрастов, регрессия океанов. Возросла гидродинамическая изоляция Антарктиды, где быстро развивается покровное оледенение. Около 38 млн. лет назад ледники достигли океана и появились первые айсберги.
Восходящие движения на территории Тетиса продолжаются, идет формирование внутренних морей - Средиземного, Черного и Каспийского. В связи с регрессией возросли площади размыва
континентов и расширилась зона приконтинентальных и пелагических терригенных осадков. Появился новый тип терригенных отложений - ледово-морской. Начала формироваться современная
схема зонального распределения биогенных и глинистых осадков. Индийский океан принял в основном современные очертания. В осадках Тихого океана значительное место заняли турбидиты и
продукты вулканической деятельности.
Полезные ископаемые
В палеогене были сформированы месторождения бокситов приэкваториальных районов: Австралии (п-ов Йорк), Гвинеи, Ямайки, Суринама, Гайаны, заключающие 95% запасов алюминиевого сырья зарубежных стран. Олигоценовый возраст имеют месторождения марганца в Никополе, на Кавказе, в Западной Африке, а в палеоценовых отложениях обнаружены железные руды и
бокситы в пределах Северной Америки и на юге Западно-Сибирской равнины.
213
Крупнейшие месторождения нефти Ирана, Ирака, Венесуэлы и Афганистана содержат большие запасы в горизонтах палеогена. В России это - Предкавказье; месторождение газа в Ставропольском крае. Месторождения каменного угля в палеогене имеются на Сахалине, в Японии, на
востоке Китая. Бурые угли разрабатываются на территории Германии (Рейнский буроугольный
бассейн), США (Северная Дакота), в Западной Сибири и в ряде других регионов.
Палеогеновый возраст имеют месторождения фосфоритов в Алжире, Тунисе, Марокко и др.
Широко распространены месторождения самородной серы в Иране, на побережье Мексиканского
залива (США), в Боливии, Аргентине, Чили. Уникальные месторождения ртути в Испании (Альмаден) имеют частично палеогеновый возраст. Ртутные месторождения в палеогеновых отложениях
есть в Италии, Югославии, Средней Азии и других регионах. В палеогене образовались крупное
урановое месторождение штата Вайоминг (США), месторождения меди США, Чили, Боливии, меди
и молибдена Перу.
Проявления золота и серебра есть в вулканогенных образованиях Чукотки. Свинцово-цинковое месторождение Дальнегорск на Дальнем Востоке и вольфрам-молибденовое месторождение
Тырныауз на Кавказе имеют палеогеновый возраст. С гранитами палеогена связано месторождение графита Сонора в Мексике.
НЕОГЕНОВЫЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - N
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
В 1853 г. австрийский ученый М.Гернес назвал "неогеном" новый этап в развитии Земли, когда география и органический мир уже были в значительной мере сходными с современными^
Продолжительность неогенового периода 23 млн. лет, начался 24,6 млн. лет назад, закончился 1,8 млн. лет назад.
Стратиграфия неогена еще более сложна, чем палеогена, так как в неогене происходит дальнейшее обособление водоемов и соответственно увеличение числа эндемичных фаун, которые трудно
сравнивать. Для примера приводится стратиграфическая схема неогена, принятая в Стратиграфическом кодексе (табл. 15). По этой схеме неогеновая система подразделена на два отдела, имеющие свои
Таблица
I§
Общие стратиграфические подразделения неогеновой системы
Отдел
Подотдел
Ярус
Плиоцен
N2
Верхний N2
Средиземноморье
Пьяченцский N2pia
Нижний N2
Занклский N2zan
Миоцен
N,
Верхний N?
Средний N?
Мессинский N imes
Тортонский N,tor
Серравальский N,srv
Нижний N|
Лангийский N|lan
Бурдигальский N |bur
Аквитанский N,aqt
Восточный Паратетис
Акчагыльский N2a
Киммерийский N2k
Понтский N,_2p
Мэотический N,111
Сарматский N,sr
Конкский N,kn
Караганский N,kr
Чокракский N|Ch
Тарханский N|t
Коцахурский N,kc
Сакараульский N|S
Кавказский N,k
названия (миоцен и плиоцен). Они, в свою очередь, подразделяются на подотделы и ярусы, различающиеся в разных районах бывшего Тетиса. Стратиграфические подразделения Восточного Паратетиса применяются в России, а соответствующие ярусы Средиземноморья - в Западной Европе.
Эти ярусные шкалы с трудом сопоставляются друг с другом из-за существования эндемичных фаун
в изолированных бассейнах.
214
Корреляция между ярусными подразделениями неогена условна и встречает большие трудности. По-разному проводится граница между миоценом и плиоценом. В частности, многие относят
понтический ярус к миоцену. Много неясностей с положением границы неогена и четвертичной
системы. Российские исследователи долго предпочитали относить апшеронский ярус к неогеновой системе; ныне он, как и его средиземноморский эквивалент - калабрийский ярус, считается
четвертичным.
Во время работ по глубоководному бурению, начатых с 1968 г. на научно-исследовательском
судне "Гломар Челленджер", впервые была осуществлена глобальная корреляция кайнозойских
отложений океанов и материков. Детально разработанные стратиграфические шкалы увязывались
между собой по комплексам планктонных фораминифер, известкового нанопланктона, радиолярий и диатомей. Сопоставление палеомагнитных данных, а также определение радиометрического возраста вулканических пеплов также способствуют корреляции разнофациальных отложений
разных бассейнов.
Название "миоцен", предложенное Ч. Ляйелем в 1841 г. для верхнего подразделения третичной системы, происходит из двух греческих слов: миос - малый и ценос - новый. Плиоценовыми
(дословно плиоцен - более новый) впервые назвал Ч. Ляйель в 1841 г. отложения, которые завершали третичную систему. Названия 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 Черноморско-Каспийской области (Восточный Паратетис), где подразделение неогена было впервые
предложено Н.И. Андрусовым и в дальнейшем усовершенствовано.
Органический мир
Неогеновые растения и животные по систематическому составу близки к современным, но
географическое распределение их было несколько другим.
Растительный мир по родовому и видовому составу имеет много общего с палеогеном, однако, пространственное размещение различных форм значительно изменилось.
В Южной Европе в начале неогена (в миоцене) продолжала существовать теплолюбивая флора, представленная как вечнозелеными растениями - пальмами, секвойями, болотными кипарисами, папоротниками, так и растениями с опадающей листвой — дубами, кленами, тополями, буком,
акацией и др. К северу располагалась растительность умеренного пояса - лиственная и хвойная
(рис. 68).
В плиоцене площадь, занятая теплолюбивыми растениями, сильно сократилась; они продолжали существовать лишь на крайнем юге Европы. На остальной части Западной Европы, в Восточной Европе и на юге Сибири существовала флора теплого умеренного пояса, а на севере росли
хвойные леса. Таким образом, в неогене определились фитогеографические провинции, близкие к
современным, за исключением тундровой зоны.
Моря неогенового периода характеризовались богатством одноклеточных водорослей - диатомовых и золотистых (кокколитофориды). Последние имеют важное стратиграфическое значение.
Среди морских беспозвоночных широко распространены двустворчатые (пелециподы) и
брюхоногие (гастроподы) моллюски, среди которых много современных родов - Cardium, Mactra,
Venus, Tapes, Limnocardium, Congeria, Spirialis и др. Обильны морские ежи, мшанки и другие беспозвоночные (рис. 68).
В составе фораминиферовой фауны произошли крупные изменения. Вымерли нуммулиты,
ассилины и дискоциклины, но очень обильными стали планктонные фораминиферы.
Сильно меняется состав организмов суши. Большим разнообразием отличались млекопитающие. В неогене возникли многие современные семейства и роды млекопитающих, но наряду с
215
Рие, Ш. Характерные ископаемые остатки неогеновых организмов
Двустворки: 1а, б - Mactra (мел - ныне), 2 - Dreissena (плиоцен - ныне), 3 - Cardium (неоген - ныне),
4а, б - Didacna (плиоцен - ныне); гастроподы: 5 - Trochus (неоген - ныне), б - Buccinum (олигоцен ныне), 7 - Conus (эоцен - ныне), 8 - Helix (олигоцен - ныне), 9 - Fissurella (эоцен - ныне); покрытосеменные растения: 10 - Betula, берёза (поздний мел - ныне), 11 - Laurus, лавр (поздний мел - ныне),
12 - Cornus, кизил (поздний мел - ныне)
216
ними существовали таксоны, свойственные только неогену. Широкое распространение получили
семейства хищных, копытных и хоботных. Среди хищных выделяется саблезубый тигр (Machairodus). Копытные, отряд непарнокопытных, характеризуются присутствием гиппарионов {Hippariori). Хоботные - это, прежде всего, мастодонты {Mastodon) и другие представители {Platybelodon, Stegodon). Появились медведи, гиены, куницы, собаки, свиньи, быки, овцы, жирафы, человекообразные обезьяны, а в плиоцене - слоны, гиппопотамы, гиппарионы и настоящие лошади
(рис. 69, цв. вкл.).
Приматы в неогене обитали не только в лесах, но и стали осваивать открытые пространства.
В верхнемиоценовых отложениях Европы обнаружены остатки обезьян - дриопитеков, напоминающих современных шимпанзе. Древнейшим представителем гоминид считается рамапитек, остатки которого обнаружены в отложениях верхнего миоцена Индии и Кении. Много ископаемых остатков гоминид описаны из отложений верхнего плиоцена Восточной и Южной Африки. Все они
принадлежат разновидностям австралопитека - собственно австралопитеку, парантропу и зинджантропу. Все перечисленные остатки по строению ближе к скелету людей, чем любая из современных человекообразных обезьян.
В Северной Америке в начале миоцена не было хоботных, обезьян, беднее была фауна хищных, но копытные развивались быстрее. В конце миоцена происходит широкий обмен млекопитающими, что свидетельствует о соединении Азии с Северной Америкой. Млекопитающие Южной
Америки в неогене находились на более низкой ступени развития, чем в Северной Америке. Здесь
в миоцене господствовали грызуны и сумчатые, отсутствовали хищные и хоботные. Лишь в середине плиоцена началось интенсивное проникновение на юг североамериканских форм. Наиболее
примитивной была фауна млекопитающих Австралии, состоящая из сумчатых и однопроходных.
Это объясняется ранней изоляцией Австралии от других материков. Зоогеографические провинции неогена были в общих чертах сходны с современными, но отличались очертаниями своих гращиц и размерами. В связи с резко выраженной изоляцией неогеновых бассейнов их фауна образует
комплексы, имеющие чисто местное (эндемичное) значение.
Структуры земной коры и палеогеография
В начале неогена в северном полушарии существовали две огромные по размерам и сложные
по структуре платформы: Евразия и Северо-Американская. Особенностью неогеновой истории
платформ является господство в их пределах континентальных условий осадконакопления. Лишь,.
Щх краевые части покрывались мелководными лагунными и морскими бассейнами, куда вода проникала из сопредельных геосинклинальных областей и океанов. Другая особенность их развития в
неогене - эпиплатформенный орогенез.
В южном полушарии по-прежнему продолжали существовать континенты прежней Гондваны: Южная Америка, Африка, Мадагаскар, Индия, Австралия и Антарктида.
Продолжались расколы и формирование системы грабенов на Африканской платформе, сопровождающиеся излиянием базальтов в ряде регионов Западной, Северной и Восточной Африки,
на Мадагаскаре и юге Аравийского полуострова. В середине миоцена эти движения ослабевают,
окраины континента погружаются под уровень моря. Новые поднятия происходят в позднем миоцене. На востоке континента они выразились в дальнейшем росте сводово-глыбовых поднятий, в
осевой части которых еще с конца палеогена шло формирование самой крупной на континентах
системы рифтов, прослеживающейся на 6500 км. Амплитуды опусканий в грабенах достигали 3
км. Центральные части грабенов были заняты озерами Восточной Африки, Красным и Мертвым
морями, Аденским и Суэцким заливами.
Образование рифтовой системы сопровождалось активным вулканизмом. В это время возникли вулканы Килиманджаро, Кения и др.
217
Средиземноморская яеосинктналъпая овлпстб в начале неогена была занята морем островного характера - в виде островов, среди которого возвышались горы, возникшие еще в палеогене. По обеим сторонам Тихого океана протягивались две узкие геосинклинальные области Тихоокеанского геосинклинального пояса: Восточно-Тихоокеанская (Кордильерская) и Западно-Тихоокеанская.
На протяжении неогена в геосинклинальных областях с новой силой проявились альпийская
складчатость и горообразование, придавшие альпийским горным сооружениям современный облик. Это самые высокие и молодые горы на земной поверхности. Складчатые движения достигли
наибольшей силы в конце миоценовой и самом начале плиоценовой эпох. Затем они заметно ослабли, но зато начали проявляться с новой силой дизъюнктивные (разрывные) дислокации, охватившие как области недавней складчатости, так и докембрийские платформы, а также древние палеозойские и мезозойские складчатые сооружения. В результате многие участки горных сооружений оказались высоко приподнятыми, и в настоящее время они по высоте не уступают молодым
горным складчатым сооружениям. К таким вторично приподнятым по линиям разломов "омоложенным" складчатым сооружениям относятся каледонские структуры Скандинавии, каледонские
и герцинские структуры Урала, Средней и Центральной Азии, Сибири (Тянь-Шань, Алтай, Саяны), Австралии, Северо-Востока России, Китая и Америки.
йо; Наиболее сложно проходило тектоническое развитие Средиземноморской геосинклинальной
области. Здесь на протяжении неогена произошло несколько фаз складчатости. В процессе формирования альпийских складчатых сооружений между возвышающимися дугами складчатых гор
возникали обширные изолированные котловины иногда значительной глубины. В качестве таких
котловин рассматриваются современные Средиземное, Черное и другие моря. Наряду с такими
КОТЛОВИНами, занятыми морями, образовались предгорные и межгорные прогибы, заполнившиеся
мощными толщами песчаных и глинистых осадков и являющиеся в настоящее время предгорными равнинами и низменностями: Предкавказская, Предкарпатская, Месопотамская и др. Часть из
НИХ ПреДСТаВЛЯеТ Занесенные Осадками МОря. В палеогеновых и особенно неогеновых отложениях
ряда таких прогибов обнаружены огромные скопления нефти, что является следствием разложения органических веществ, содержащихся в мощных толщах глинистых пород морского происхождения.
В неогене не было значительных трансгрессий и моря охватывали только краевые участки
платформ. Так, временами южные окраины Восточно-Европейской платформы заливались водами
морей, располагавшихся в основном в пределах соседней Средиземноморской геосинклинальной
области. В начале неогена, в раннем и среднем миоцене, эти моря являлись еще прямым продолжением морей Средиземноморской области Европы, но с начала позднего миоцена новые поднятия и складкообразование в Альпах, на Карпатах, Балканах и в Закавказье привели к полному отделению бассейнов юго-восточной Европы. Возникло громадное замкнутое Сарматское море озеро, которое протягивалось от Венгрии на западе через Молдавию и юг Украины, вдоль Предкавказья до Аральского моря, охватывая и области современных Черного и Каспийского морей. В
конце миоцена (в мэотическом веке) это море несколько сократилось, но вплоть до начала плиоцена
(понтический век) оно оставалось единым. После понтического века море юга Европы окончательно разделилось на ряд изолированных бассейнов - Средиземное, Черное, Каспийское моря и
другие, которые то сокращались до размеров меньше современных, то расширяли свои пределы.
Так, в верхнем плиоцене возникла обширная трансгрессия Каспийского (Акчагыльского) моря,
когда оно покрыло всю Прикаспийскую низменность и внедрялось узкими заливами в уже существовавшие тогда долины рек Волги и Камы.
Плиоценовые моря Черноморско-Каспийской области были сильно опреснены, и их осадки
содержат наряду с морской пресноводную фауну моллюсков. В этих бассейнах существовали
обедненные по систематическому составу и выдерживающие опреснение фораминиферы, преиму-
218
щественно эльфидииды и милиолиды. В связи с тем, что контуры материков и морей в неогене
мало отличались от современных, среди неогеновых осадков больше всего известны континент
тальные отложения. Широко распространены ракушечные известняки, глины и пески, а также аллювиальные отложения рек и озер. В неогеновых морях юга Восточно-Европейской платформы в
прибрежных зонах накапливались литотамниевые известняки и протягивались мшанко-коралловые рифы. Местами (Прикарпатье, Закарпатье, Закаспий) в мелководных бассейнах и заливах отлагались гипс и галит.
Климатические особенности прослеживаются довольно легко. В Западной Европе и на юге
Восточно-Европейской платформы в начале неогена установился теплый, умеренный или субтропический климат, но с зимним сезоном. Это подтверждается составом остатков растений и животных, а также другими признаками. К северу от этой зоны, вплоть до Гренландии, климат был умеренным. Во второй половине неогена, в плиоценовую эпоху, климат в Европе стал на всем протяжении континентальным, умеренным, но все же более теплым, чем в современную эпоху. В конце
неогена наступило похолодание и климатическая обстановка приблизилась к современной.
Океаны
Все океаны к началу неогена по очертаниям близки к современным. В них формировались
абиссальные впадины, глубоководные желоба, батиальные холмистые равнины, продолжалось
развитие срединно-океанических хребтов. По палеомагнитным (преимущественно) данным неогеновые (и четвертичные) отложения в пределах срединно-океанических хребтов и соседних с ними
площадей залегают непосредственно на базальтах ложа океана, что подчеркивает молодость океанического дна в этих районах.
Идет начавшееся еще в олигоцене дальнейшее глобальное снижение температуры воды, особенно усилившееся в плиоцене. В связи с этим расширяются северный и южный пояса кремненакопления, связанного с бурным развитием диатомовых и кремневых жгутиковых водорослей. Одновременно заметно сужается экваториальный пояс карбонатной седиментации.
С конца миоцена и особенно в начале плиоцена снижается уровень Мирового океана, что
связано с расширением и углублением абиссальных желобов и рифтовых зон, с увеличением емкости океанических впадин. В это же время резко возрастают глубины Средиземного, Черного и
Красного морей - до 2,5-3,5 км и более. Возможно, эти явления представляют собой обратную
сторону процесса эпиплатформенного горообразования, активно проходившего на континентах.,
Вследствие указанных процессов в плиоцене шельфы Евразии, Северной Америки и других континентов осушаются, на них формируется наземный рельеф, в частности речные долины.
Активный вулканизм проходил в основном в центральных и краевых частях Тихого океана,
вдбль глубоководных желобов и дуг Алеутских, Курильских, Японских островов и Индонезии.
Полезные ископаемые
Наибольшее значение среди полезных ископаемых, связанных с неогеновыми отложениями,
имеют нефть и газ. Около одной трети всех подсчитанных запасов нефти и газа - неогенового
возраста. Основная масса гигантских и сверхгигантских месторождений нефти и газа приурочена
к периферическим областям и располагается в предгорных и межгорных прогибах. Такими, в частности, являются Персидско-Месопотамская и Кордильерско-Андийская нефтегазоносные территории. Это нефтегазоносные бассейны Ирана, Ирака, Саудовской Аравии, Кувейта, Катара, Венесуэлы, Мексиканского залива. В Северной Евразии месторождения нефти и газа располагаются на
Северном Кавказе и в Закавказье, в акватории Каспия, в Западной Туркмении, Предкарпатье, Закарпатье и на Сахалине.
Вторыми по значению полезными ископаемыми неогена являются месторождения углей главным образом лигнитов и бурых углей. Они распространены практически на всех континентах.
219
Среди неогеновых толщ имеются залежи оолитовых и пластовых железных руд, в частности
на Керченском полуострове. Широко распространены металлоносные месторождения кор выветривания, которые начали развиваться еще с конца мезозоя. В месторождениях кор выветривания
Южной и Центральной Америки, на островах Карибского бассейна (Куба и др.), в Африке, Индостане и Австралии сосредоточены залежи бокситов, железа, марганца, никеля, кобальта.
С неогеновым магматизмом связаны крупные месторождения олова в Андах, золота, серебра
и меди в Центральной Америке, полиметаллическое оруденение и месторождения ртути в Средиземноморье.
Наряду с перечисленными в неогеновое время были образованы месторождения калийных солей, поваренной соли, фосфоритов, трепелов и различных пород, используемых в строительстве.
ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ ПЕРИОД (СИСТЕМА) - Q
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы
Название "четвертичные породы" (как и "третичные") было предложено в 60-х годах XVIII в.
итальянским ученым Ардуино для обозначения новейших образований Северной Италии - наносов р.По и ее притоков. Объединение их в наиболее молодую, четвертичную систему сделано в
1829 г. бельгийским геологом Ж.Денуайе. А.П.Павлов в 1922 г. предложил именовать четвертичный период "антропогеном" (от греч. антропос - человек и генос - происхождение), подчеркивая
ТеЙ СаМЫМ, ЧТО Именно ЭТОТ отрезок времени связан С появлением и развитием человека. Однако,
как теперь установлено, первые предки человека появились еще в миоценовую эпоху. Ранее считалось, что в четвертичном периоде существовало единое однофазное оледенение, поэтому ему присваивалось название "ледникового", периода. Официально принято сокращенное название четвертичного периода "квартер".
От более древних четвертичный период отличается рядом особенностей. Во-первых, необычайно малой длительностью - 1,8 млн. лет - по сравнению с более древними, что, впрочем, естественно в связи с его незавершенностью. Во-вторых, присутствием в отложениях четвертичной
системы остатков человека и его культуры. В-третьих, резкими и многократными изменениями
климата, а значит, и природных условий в целом, а также особенностей денудации и осадконакопления. Похолодания приводили к периодическому возникновению в полярных и приполярных областях покровных оледенений, в умеренном поясе - горных оледенений и развитию увлажнения в
низких широтах. В эпохи потеплений и межледниковий площади, покрытые льдом, сокращались,
а в низких широтах усиливалась засушливость. В-четвертых, осадочный чехол, сформированный
в течение четвертичного времени, имеет иное распространение, как на поверхности суши, так и
на дне морей и океанов. В-пятых, осадочным образованиям четвертичного возраста свойственны
сложное строение разреза, пестрота фаций и быстрая изменчивость литологического состава, относительная кратковременность формирования и небольшая мощность при сравнительно высокой
скорости осадконакопления.
В XIX в. принципы расчленения четвертичной системы были неясны и только в первое десятилетие XX столетия А. Пенк и Э. Брюкнер разработали первую схему ее стратиграфии, выделив
четыре отдела. Учитывая малую продолжительность периода, в основном литолого-климатический принцип расчленения, в индексы были введены не арабские, а римские цифры. В основу схемы А. Пенка и Э. Брюкнера было положено выделение чередующихся в разрезе ледниковых и
межледниковых отложений (табл. 16). Этот палеоклиматический принцип расчленения широко
использовался в дальнейшем при изучении и детальном расчленении четвертичных отложений в
Евразии и Северной Америке. На основе этого принципа были составлены различные стратиграфические схемы четвертичной системы.
220
221
Ввиду того, что в начале XX в. четвертичная фауна и флора были еще слабо изучены, эти схемы не имели палеонтологического обоснования. В основе их разработки лежал дополнительный
Геоморфологический метод, основывающийся на том, что морены и флювиогляциальные отложения разного возраста располагаются в рельефе на разных уровнях. Чем морена древнее, тем гипсометрически выше она располагается. Отсутствие биостратиграфических критериев привело к
тому, что расчленение четвертичной системы, обоснование стратиграфических границ и корреляция удаленных разрезов проводились довольно условно.
Впоследствии детальное изучение остатков млекопитающих и восстановление путей миграции, определение направленности их эволюции позволили перейти к созданию стратиграфии четвертичных отложений на основании палеонтологических данных. Особое внимание привлек своими возможностями спорово-пыльцевой метод, благодаря которому в ряде случаев удалось провести расчленение и сопоставление толщ, в которых отсутствовали остатки фауны и отпечатки растений.
Таким образом, при расчленении четвертичных отложений исследователи использовали два
различных подхода: палеоклиматический (климатостратиграфический) и биостратиграфический
(палеонтологический). Вместе с тем надо особо подчеркнуть, что принципы стратиграфического
расчленения четвертичной системы, определение объема, содержания и терминологии всех ее
подразделений остаются предметом непрекращающейся до сих пор дискуссии.
Одни исследователи в основу стратиграфического расчленения кладут палеоклиматические
критерии, другие основывают свои выводы только на эволюции млекопитающих. Одни оценивают продолжительность всего четвертичного периода в 700-750 тыс. лет, другие - в 1,8-3,4 млн.
лет. Однако большинство все-таки склоняется к тому, что нижнюю границу четвертичной системы
следует проводить на уровне 1,8 млн. лет. Эта группа исследователей предложила включить в четвертичную систему апшеронский горизонт верхнего плиоцена и именовать его эоплейстоценом.
До конца 40-х годов XX столетия нижняя граница четвертичной системы проводилась под
отложениями, которые содержат признаки материкового оледенения. Считалось, что такие отложения располагаются на уровне 0,7-0,75 млн. лет. Однако на XVIII сессии Международного геологического конгресса В Лондоне В 1948 Г. было рекомендовано понизить границу четвертичной
системы до уровня в 1,8 млн. лет. Это было подтверждено на XXIV сессии МГК В 1972 Г. В Монреале и на сессии INQUA в Москве в 1982 г. Однако Межведомственный стратиграфический комитет (МСК) СССР в 1963 г. рекомендовал сохранить нижнюю границу четвертичной системы на
уровне 0,7-0,75 млн. лет.
Долгое время четвертичную систему делили на два отдела: плейстоцен и голоцен. Термин "
"плейстоцен" (греч. плейстон - наиболее) был предложен Ч. Ляйелем в 1839 г. для четвертичного
отдела третичной системы. Впоследствии это название стало синонимом четвертичной системы
Голоцен (греч. голёс - весь и цэнос - новый) был выделен Э. Огом в качестве верхнего отдела четвертичной системы. В 1963 г. МСК СССР принял решение отменить название "отделы" ввиду несовместимости их по объему и продолжительности с отделами других систем. После этого вместо
отделов употреблялось название "отложения". Так, выделялись нижне-, средне-, верхнечетвертичные и современные отложения.
В 1995 и 1998 гг. бюро Межведомственного стратиграфического комитета, согласно решению
ICS - Международной комиссии по стратиграфии (Пекин, 1996), постановило следующее:
1. В целях увязки с Глобальной шкалой четвертичной системы (1989) выделить в составе чет
вертичной системы два надраздела - плейстоцен и голоцен.
2. В составе нижнего надраздела установить два раздела:
а) эоплейстоцен в объеме от 1,8 до 0,8 млн. лет и б) неоплейстоцен (соответствующий плейстоцену в прежней схеме) - в объеме от 0,8 до 0,01 млн. лет.
222
3. В соответствии со сложившейся практикой в эоплейстоцене выделяются два звена - нижнее и верхнее, в неоплейстоцене - три звена - нижнее, среднее и верхнее (см. табл. 3 и 4).
В настоящее время наряду с климатостратиграфическим методом для расчленения и корреляции используются палеонтологический, литологический и геохронологический, в частности радиоуглеродный, методы. В последнее время широкое применение нашел палеомагнитный метод;
Подразделения четвертичной системы показаны в табл. 16.
Органический мир
Животный и растительный мир четвертичного периода близок к современному. Изменения,
которые происходили в составе и расселении животных и растений, были связаны с изменениями
природной среды, вызванными чередующимися похолоданиями и потеплениями. Во время оледенений холоднолюбивые формы мигрировали в сторону экватора, и во внеледниковой зоне наряду
с представителями южной фауны и флоры распространены формы, жившие в приполярной тундрово-таежной полосе. Во время межледниковий миграция происходила в обратном направлении.
В это время сильно расширялись области распространения тропической, субтропической, умеренно-теплой фауны и флоры, а в отдельные, наиболее теплые отрезки времени, исчезали представители тундровых ассоциаций.
Характерной особенностью развития флоры в течение плейстоцена было неоднократное ее
изменение и приспособление к похолоданиям В умеренных И СубтрОПИЧеСКИХ ШИрОТЭХ, СОГфОВОЖ-
давшееся обеднением видового и родового состава, исчезновением вечнозеленых и широколиственных форм и расширением ареалов травянистых сообществ.
в животном мире заметные изменения происходили в составе млекопитающих, особенно хоботных и копытных, населявших Северное полушарие. В течение плейстоцена в результате многократных смен похолоданий и потеплений вымерли многие теплолюбивые животные и появились
приспособленные к жизни в суровых условиях. Особенно усилился процесс вымирания в эпоху
максимального - днепровского - оледенения,.произошедшего на территории Восточно-Европейской платформы.
н и В конце плиоцена и в самом начале четвертичного периода на юге Восточной Европы обитало
много теплолюбивых форм, среди которых были мастодонты, южные слоны, слон Громова, !
гиппарион, саблезубый тигр, этрусский носорог и др. В это же время на юге Западной Европы кроме перечисленных жили гиппопотамы и страусы. Однако в течение раннего плейстоцена, задолго до начала максимального оледенения, состав животного мира стал сильно меняться. Особенно значительные изменения произошли в эпоху указанного выше днепровского оледенения,
когда теплолюбивые животные стали перемещаться далеко к югу. В этом же направлении смещались границы распространения растительных ассоциаций. В днепровскую ледниковую эпоху на
равнинах Восточной Европы южнее границы ледника в перигляционных областях наряду с оленя•ми, волками, лисицами, бурыми медведями впервые появились такие животные, как шерстистый
носорог, мамонт (рис. 70, цв. вкл.), мускусный овцебык, белые куропатки, лемминги. Все они
были обитателями холодных областей. Из-за резкого и сильного похолодания стали вымирать ранее
жившие на этой территории теплолюбивые организмы, в том числе и гигантские носороги,
разнообразные эласмотерии, носорог Мерка, пещерные львы, медведи и гиены. Холод в горных
областях Кавказа, Крыма, Карпат, Альп и Пиренеев способствовал переселению животных с высокогорий в долины. В Крыму появились белая куропатка, песец, заяц-беляк, северный олень, полярный жаворонок. Мамонты и шерстистые носороги (рис. 71, цв. вкл.) стали обитать на юге Европы. Они заселили всю Западную и Восточную Сибирь, проникли в Северную Америку. Изоляция
способствовала сохранению прежней фауны в Австралии, Южной Америке, Центральной и Южной
Африке. Однако периодически наступавшие похолодания приводили к существенному обеднению
фауны.
223
В конце плейстоцена - начале голоцена вымерли хорошо приспособившиеся к условиям сурового климата мамонты*, шерстистые носороги, большерогие олени. В Северной Америке исчезли крупные млекопитающие и среди них ленивцы и мастодонты.
Наиболее важное событие четвертичного периода - стремительное развитие человека. Полученные в последние десятилетия материалы дали возможность разрешить некоторые проблемы
времени и места зарождения древнего человека. Долгое время исследователи считали, что прародиной человека была Азия. Открытия второй половины XX века (Л.Лики и др.) выяснили, что
наиболее вероятным местом появления древнего человека была Восточная Африка.
Предковой формой ископаемых людей были австралопитеки (рис. 72, цв. вкл.), принадлежащие семейству гоминид. Они встречены только на африканском континенте. Впервые они появились в Восточной Африке около 5 млн. лет назад. Все известные находки остатков австралопитеков сосредоточены в пределах Великих Африканских грабенов - крупной рифтовой системы, со*стоящей из цепи впадин, осложненных поднятиями и занятых озерами. В течение плиоцена здесь
господствовал теплГый и влажный климат и неоднократно происходили извержения вулканов, которые сопровождали рост рифтовой системы.
Природные условия благоприятствовали здесь пышному развитию органического мира, в котором немаловажная роль принадлежала гоминидам. Австралопитеки постепенно освоили прямое
хождение и стали всеядными. В процессе эволюции среди австралопитеков (которые не являются
людьми) появились формы, давшие впоследствии начало виду, получившему название Homo
habilis - человек умелый. Находки, оцениваемые в 2,6 млн. лет, свидетельствуют, что представите-.
ли этого вида начали использовать примитивно обработанные гальки в качестве орудий.
Следующим звеном в развитии гоминид являются архантропы, которые многими исследователями считаются предками современных людей. Они появились также в Восточной Африке, но
уже около 1,4-1,2 млн. лет назад оттуда мигрировали на другие континенты. Наиболее широко известными представителями архантропов являются питекантропы (рис. 73, цв. вкл.). Время их существования носит название раннего палеолита. Классические находки остатков питекантропов
сделаны на о. Ява. Они встречаются в Китае, Венгрии и Германии. Возле остатков питекантропов
в Восточной Африке обнаружены каменные орудия в виде ручных рубил. Обработанные камни и
следы костров найдены в пещере вместе с остатками синантропов недалеко от г. Пекина. Находки
остатков питекантропов в Восточной Африке самые древние, а все остальные нахОДКИ ИМбЮТ более молодой возраст. Скорее всего, питекантропы развивались вплоть до миндельского времени,
т.е. до 350-400 тыс. лет назад.
В ряде районов обнаружены остатки ископаемого человека, обладавшего переходными признаками от архантропов к палеоантропам. Судя по находкам в пещере Азых в Азербайджане и
районе Арго во Франции, эти люди использовали ручные рубила и широко применяли огонь. По
степени рбработки каменных изделий археологи выделяют ашельскую культуру. К палеоантропам
относятся также неандертальцы, которые появились около 350 тыс. лет назад и существовали до
середины вюрма, т.е. около 35 тыс. лет назад (рис. 74, цв. вкл.). Они обитали на значительно большей территории, чем архантропы. Остатки неандертальцев часто обнаруживают в умеренных и
южных широтах Европы. По степени обработки орудий эта археологическая культура стоит выше
ашельской и носит название мустьерской.
Представители мустьерской культуры обитали в примитивных жилищах, построенных из деревьев и костей на открытых пространствах. Погребения носителей мустьерской культуры сохранили
следы ритуальных действий. Время существования палеоантропов называют средним палеолитом.
Неоантропы {Homo sapiens) - люди современного типа - сменили палеоантропов в середине
вюрма, т.е. около 35-40 тыс. лет назад во время позднего палеолита. Неоантропы жили в южных и
По последним данным, мамонты жили и в голоцене. Радиоуглеродные датировки остатков мамонта, найденного
на о.Врангеля, дают значение приблизительно 3700 лет!
224
средних широтах Евразии, но иногда появлялись в северных районах. Они проникли в Америку,
Австралию и на многочисленные острова Тихого, Атлантического и Индийского океанов.
Уже первые неоантропы мало чем отличались от современных людей (рис. 75, цв. вкл.). Они
быстро и хорошо приспособились к жизни как в жарких, так и в холодных условиях. Неоантропы
достигли значительных успехов в технике обработки камня. У них появились костяные изделия,
предметы изобразительного искусства, в частности наскальные рисунки, статуэтки, гравировка по
кости, примитивные музыкальные инструменты, украшения, предметы культа. Люди, жившие в
суровых климатических условиях и при периодически наступавших похолоданиях, стали использовать меховую одежду. Кроманьонцы являются представителями древних неоантропов.
В различных климатических зонах произошло разделение сообществ людей по видам добычи
продуктов питания. Люди, занимавшиеся в основном охотой, объединились в специализированные племена. Они строили жилища из деревьев и костей, прикрывали их ветвями и звериными
шкурами. Уклад жизни, бытовые и хозяйственные элементы у охотничьих племен были иными,
чем у тех, которые занимались собирательством плодов и растений.
Около 13-15 тыс. лет назад палеолит сменился мезолитом. В это время началось энергичное
отступание материковых льдов. Климатический оптимум способствовал расширению благоприятных для жизнедеятельности людей территорий. Люди приобрели возможность осваивать припоЛЯрные районы. В мезолите хозяйственный уклад племен еще более усложнился. Появились лук и
стрелы, люди занялись одомашниванием животных, возникли первые скотоводческие И земледельческие племена.
Граница мезолита и неолита (так же, как и граница палеолита и мезолита) колеблется в широких пределах. От 6 тыс. лет назад до 13 тыс. лет (на Дальнем Востоке) произошел переход от
мезолита (кратковременный переходный этап) к неолиту, т.е. к новому каменному веку. В это время люди научились обжигать глину и появились предметы из керамики. В неолите кочевой образ
жизни племен сменился оседлым. Возникли земледельческие культуры. Охотничьи и рыболовные
хозяйства сменились земледельческими и скотоводческими. Около 5 тыс. лет назад появились
первые бронзовые изделия, 3-2,5 тыс. лет назад началась эпоха железа.
Ввиду того, что костные остатки ископаемых людей встречаются довольно редко и к тому же
дают возможность охарактеризовать только более или менее крупные стратиграфические рубежи
в рамках четвертичного периода, для стратиграфических целей важное значение имеют следы различных культур каменного века. Они совместно с остатками животных и растений, а также палеогеографическими реконструкциями дают возможность разработать более детальные корреляционные схемы.
Природные условия
При характеристике природных условий четвертичного периода важное значение имеют два
фактора. Это периодическое наступление ледниковых эпох и сменяющих их межледниковий. В
течение четвертичного периода обширное материковое оледенение периодически охватывало Северное полушарие. Центрами оледенений стали Балтийский и Канадский щиты, которые полностью перекрывались почти трехкилометровой толщей льда. Гигантский ледниковый купол, покрывавший высокие и средние широты, вобрал в себя огромный объем воды морей и океанов, что
привело к резкому понижению уровня Мирового океана. Наиболее сильная регрессия произошла
во время максимального оледенения (ранний рисе = днепровское = самаровское), когда осушались
огромные площади шельфов, а острова Северного Ледовитого океана примкнули к материку. На
месте Северного, Баренцева и частично Карского морей возникла суша, покрытая ледником. Британия присоединилась к материку. Между Евразией и Северной Америкой возникла суша Берингия, благодаря которой животные могли мигрировать с одного материка на другой. Сахалин присоединился к Азиатскому материку. Значительные изменения произошли и в других районах. Уве-
225
дичилась площадь островов в Средиземном море. Сильно уменьшилось в размерах Черное море,
ставшее замкнутым бассейном. Азовское море исчезло, а Босфор и Дарданеллы стали сухопутными мостами между Малой Азией и Балканами. Огромные ледниковые покровы доходили до
50° с.ш. в Европе и до 40° с.ш. в Северной Америке. Горные области покрылись ледниками, многие из которых достигали равнин. Ледниковым панцирем оказались покрыты Альпы, Карпаты,
Кавказ, Тянь-Шань, Алтай, Урал, Гималаи, а также другие горные хребты и массивы. Следы оледенений обнаружены и в Южном полушарии. Ледниковый щит Антарктиды был, по крайней
мере, в два раза больше, чем в современную эпоху. Покровного оледенения на других материках
не было. Только горные массивы Южной Америки, юга Азии, юга Африки и Австралии покрывались льдами.
Ледниковые и межледниковые отложения изучаются уже более 150 лет, хорошо известны их
строение и распространенность, но до сих пор окончательно не ясен вопрос о причинах возникновения оледенений, неизвестно и число ледниковых эпох. Пока точно не установлено, были ли одновременными или разновременными ледниковые эпохи Северного и Южного полушарий.
В Европе центрами оледенения были Скандинавские горы и Альпы. Самый крупный Скандинавский центр оледенения сыграл большую роль в формировании современного рельефа и накоплении разнообразных в генетическом отношении четвертичных отложений на территории Европы. В Альпах установлено пять эпох оледенения: дунай, гюнц, миндель, рисе и вюрм. Эти назва>ния легли в основу западно-европейской стратиграфической шкалы четвертичной системы, которая была предложена в 1909 г. А.Пенком и Э.Брюкнером.
Наступившим из Скандинавии ледником была покрыта огромная площадь низменностей и
возвышенностей Европы. На Восточно-Европейской равнине выявлены морены всех крупных
оледенений. В раннем неоплейстоцене здесь выделены морозовское и окское оледенения, приблизительно соответствующие гюнцекому и миндельскому оледенениям Западной Европы. Среднеплейстоценовое и неоплейстоценовое оледенения - днепровское и валдайское - примерно соответствуют рисскому и вюрмскому оледенениям Альп;
Граница окского ледникового покрова проходила от устья р.Камы до юга современной Белоруссии. В это же время в Западной Европе ледники распространялись до подножия Карпат и Судет, а отдельные языки ледников достигали нынешних Чехии и Словакии.
Наиболее мощным было средненеоплейстоценовое оледенение, в котором выделены две стадии - днепровская и московская. Во время максимального оледенения льды покрывали северную
часть Восточно-Европейской равнины и двумя крупными языками - днепровским и Волгодонским
- достигали широты современных городов Днепропетровска и Волгограда. В это же время на западе Европы ледник покрывал Британские острова, спускался южнее нынешних Берлина и Варшавы. На северо-востоке ледники покрывали Тиманский кряж и соединялись с ледниками, наступавшими с Новой Земли и Полярного Урала.
Размеры московского ледника были значительно меньшими. Граница его проходила от южной части Белоруссии до современной Москвы, охватывала Южный Тиман и продолжалась на северо-восток.
Новая волна холода достигла своего пика около 20 тыс. лет назад. Хотя валдайское оледенение занимало наименьшую площадь, климат этого времени был, возможно, самым холодным. На
северо-западе Восточно-Европейской равнины имеются несколько слоев морен валдайского оледенения, разделенных толщами, сформированными в межледниковье. Это свидетельствует о неоднократных сменах холодных условий потоплениями. Ледники таяли и отступали.
В периоды крупных эпох межледниковий тундровые и таежные ландшафты перемещались к
северу (рис. 76, цв. вкл.), и в это время в Европе устанавливался теплый климат, благоприятствую
щий развитию на месте растаявших ледников лиственных лесов. Потепления охватывали и внеледниковые области, располагавшиеся южнее.
"
226
После последнего оледенения, максимум которого пришелся на время в 20 тыс. лет назад, наступило потепление. В течение нескольких тысячелетий ледниковый покров в Европе распался.
Его остатки в Скандинавии полностью исчезли около 10 тыс. лет назад. Отступание льда сопровождалось скапливанием талой воды у края ледника, сток которой к югу был затруднен существовавшими возвышенностями и скоплениями конечных морен. Вдоль края тающего ледника возникли обширные приледниковые озера, в которых отлагались ленточные глины. Ныне на равнинах
Европы широкое распространение имеют флювиогляциальные отложения и такие формы ледникового рельефа, как друмлины, камы и озы. Освободившиеся от ледника впадины стали заполняться водой. Началось формирование Балтийского моря, которое последовательно в зависимости
от времени называется Иолдиевым, Анцилловым, Литориновым (по характерным моллюскам, его
населявшим), Древнебалтийским. На берегах Балтийского моря и многочисленных озер в Европе
стали расти леса.
Территория Азии подверглась меньшему, чем в Европе, оледенению. Это было связано с тем,
что для образования ледниковых покровов было недостаточно влаги, хотя температурные показатели в Сибири были близки европейским. Ледники, покрывавшие северную часть Западно-Сибирской равнины имели значительно меньшую мощность, чем в Восточной Сибири. Большинство исследователей выделяют в Сибири четыре разновозрастных горизонта ледниковых отложений, разделенных межледниковыми толщами.
Время максимального оледенения в Сибири, так же как и в Европе, приходится на средний
неоплейстоцен. Наряду с покровным оледенением обширные территории Азии были охвачены
горным и подземным (многолетняя мерзлота) оледенениями. Крупные территории, покрытые горно-долинными ледниками, располагались на северо-востоке России, в Алтае-Саянской области,
Тянь-Шане, ТибетскоТималайской области и в Забайкалье.
Подземное оледенение охватывало северную и центральную части Азии и распространялось
в Европу вплоть до Великобритании. В то время как в Европе многолетняя мерзлота исчезла в голоцене, в Сибири она сохранилась до настоящего времени. Это связано с тем, что в Северо-Восточной Азии д,о настоящего времени господствует холодный арктический воздух и за короткое
лето мерзлота хотя и вытаивает, но снова быстро увеличивается во время суровых зим. ннзаролее
60 % территории Северной Америки было охвачено в четвертичном периоде покровным
оледенением. Ледниковый покров состоял из четырех громадных ледников, которые во время
ледниковых эпох соединялись, а в период межледниковий разобщались. Это были Гренландский,
Лабрадорский, Кьюэтинский и Кордильерский ледники. Южная граница ледников проходила южнее Великих озер, а северо-западная оконечность материка в значительной степени была свободной от льда. Согласно современным представлениям, в Северной Америке было несколько оледенений. Одни исследователи считают, что их было четыре, другие - шесть.
Большое влияние на формирование современного рельефа севера Северо-Американского материка оказало последнее, висконсинское оледенение. Следы более ранних оледенений - небрасского, канзасского и максимального иллинойского также сохранились в ряде мест.
Оледенению подверглись горные области Южной Америки, Африки и Австралии. В периоды
похолоданий снеговая линия опускалась на несколько сотен метров ниже современной. В ряде
мест, например в Новой Зеландии, ледники спускались на приморские низменности. В Южной
Америке оледенение охватило Анды. Появились ледники в горах Атласа в Африке. В горах, расположенных в экваториальной части Африки и Южной Америки, снеговая линия опускалась почти на 300 м ниже, чем в настоящее время.
Несмотря на то, что похолодание, охватившее Землю в четвертичном периоде, было значительным, все-таки более 2/3 поверхности суши даже во время максимального оледенения было
лишено ледникового покрова. Огромная территория, расположенная в пределах современного
умеренного, субтропического и тропического поясов, испытывала воздействие неоднократных
227
смен климата. Граница между климатическими поясами то мигрировала к полюсам во время потеплений, то отступала к экватору.
Наибольшее влияние изменений климата сказалось на экстрагляциальных областях, расположенных в Северном полушарии к югу от ледниковых покровов. В этой зоне во время оледенений
формировались лёссы и лёссовидные породы, а в межледниковые эпохи - почвенные горизонты.
В долинах рек, водообильность которых сильно менялась, формировались разнообразные аллювиальные толщи.
В течение четвертичного периода в области современных субтропиков в зависимости от развития ледникового покрова менялась увлажненность. Во время оледенений, когда границы климатических поясов смещались к югу, во внеледниковых областях наступали влажные плювиальные
условия, а в межледниковья климатическая зональность напоминала современную.
Широким распространением в плювиальных поясах пользовались озерные осадки. Многие
древние озера сохранились до наших дней. Размеры озер и их глубина в четвертичном периоде
сильно менялись. Изменялся характер осадконакопления и состав осадков. В настоящее время
подробно изучена четвертичная история крупных озер. Известно, что во время плювиальных эпох
их уровень намного превышал современный. Например, современный уровень Мертвого моря на
400 м ниже уровня Мирового океана, а во время плювиальных эпох его уровень несколько превышал уровень Мирового океана.
Неоднократно менялся уровень Каспия. В периоды наибольших трансгрессий его площадь
увеличивалась вдвое по сравнению с современной, а уровень повышался на 100 м. В неоплейстоцене Каспийское море представляло гигантское озеро, на которое не оказывал никакого воздействия Мировой океан.
ПоКрОВНОе Оледенение В четвертичном периоде оказывало определенное влияние на развитие
океанов. Резкое усиление термических контрастов между холодными и умеренными зонами, с одной стороны, и экваториальной областью - с другой, периодическое расширение и сокращение
площадей С ХОЛОДНЫМ климатом вызвали значительное усиление циркуляции атмосферы и гидросферы. Резко усиливаются ветры и связанный с ними эоловый перенос взвеси. Более интенсивными становятся поверхностные течения, интенсифицируется система вертикальной циркуляции
вод. Усиливавшийся приток холодных вод из районов оледенения повлек за собой возникновение
условий размыва и переотложения океанских осадков. Усиление вертикальной циркуляции способствовало еще большей концентрации биогенной седиментации. Возросли объемы карбонатонакопления в экваториальном поясе и кремненакопления в Северном и Южном полушариях.
Многократное изменение масштабов оледенения привело к весьма значительным колебаниям
уровня океана со снижением на 150 м во время максимального оледенения и соответствующим
: подъемом во время таяния ледников. Первое вызвало снижение базиса эрозии, следовательно,
усилило денудацию материков и увеличило объемы терригенных образований. Максимальная поставка терригенного материала дополнялась поставкой большого количества биогенного материала. Суммарная скорость седиментации в плиоцен-четвертичное время в 10 раз превысила палеоценовую или олигоценовую и в 2-3 раза была больше эоценовой.
Несмотря на суровость климата, в четвертичном периоде отсутствуют явные признаки кризисов морской биоты. Условия среды оказывали лишь небольшое влияние на планктонную биоту.
События четвертичного периода не привели к появлению принципиально новых условий, а скорее
вызвали лишь смещение границ между водными массами.
В течение четвертичного периода имели место значительные перемещения глубин компенсации карбонатонакопления, которые были связаны с колебаниями уровня океана во время ледниковых и межледниковых эпох. Были обнаружены отчетливые изменения содержания карбоната
кальция в колонках четвертичных осадков из глубоководных зон экваториальных областей Тихого
океана. Стадии с высоким и низким содержанием СаСО3 чередуются, и эта цикличность проявля-
228
ется также в изменении концентрации таких компонентов осадка, как раковины планктонных и
бентосных фораминифер, скелеты радиолярий и панцири диатомей. Отложения, сформированные
во время оледенений, характеризуются более высоким содержанием СаСО3, а межледниковые более низким. Это дало основание считать, что в Тихом океане термины "ледниковье" и "межледниковье" могут заменяться терминами "высококарбонатные" и "низкокарбонатные" эпизоды.
Одни исследователи считают, что различия в содержании карбоната кальция объясняются увеличением продуктивности известковых организмов в ледниковые эпохи, а другие причину карбонатных циклов видят в изменении степени растворения карбонатов. Глубина компенсации карбонатонакопления поднималась в межледниковья и опускалась во время оледенений. Эта закономерность, выявленная в Тихом океане, не нашла подтверждения в Атлантике. Здесь было установлено, что растворение карбонатов усиливалось в ледниковые эпохи, а в межледниковые - ослабевало. Это, вероятно, связано с усилением растворения за счет активности придонных вод в экваториальной Атлантике в ледниковые эпохи, а не с колебаниями климата.
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 вызвало увеличение скорости накопления абиогенных пелагических осадков, часть из которых выносилась в океан из аридных и семиаридных континентальных областей.
Полезные ископаемые
Полезные ископаемые, которые приурочены к четвертичным отложениям, можно разделить
на несколько генетических групп. Это разнообразные россыпи, руды осадочного происхождения,
нерудные полезные ископаемые, горючие ископаемые, а также подземные воды и лед. Среди россыпных месторождений известны как аллювиальные, так и прибрежно-морские. Среди них наиболее важны золото, платина, касситерит, алмазы, ильменит, циркон, рутил. Большое значение
имеют бобовые железные руды озерно-болотного и озерного происхождения, прибрежно-морские
фосфоритовые конкреции, залежи глауконита и особенно железомарганцевые и меднованадиевые конкреции, скопления которых широко распространены в глубоководных областях Мирового
океана.
В экваториальной и во влажно-тропической областях продолжают формироваться коры выветривания, среди которых наибольшее значение имеют латеритные покровы. Металлоносные
коры выветривания формируются в экваториальном, тропическом и субтропическом поясах. В
них концентрируются залежи кобальта, никеля, меди, марганца, а также разнообразные огнеупор-
ные глины.
Из нерудных полезных ископаемых наибольшее значение имеют лессовидные суглинки и гравийники, используемые в строительстве, стекольные и формовочные пески, бентонитовые и диатомовые глины, сера, каменная и калийная соли, бораты, крупные запасы лигнита и торфа.
Подземные воды, заключенные в четвертичных аллювиальных и пролювиальных отложениях
и в межморенных горизонтах, служат главным источником чистой воды. Подземные льды и многолетнемещлые породы используются в качестве естественных холодильников.
229
Г л а в а 11
ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ БИОСФЕРЫ В ФАЙЕРОЗОЕ
(по материалам Палеонтологического музея)
ПалеонтологическиЯ'материал, хранящийся в музеях, дает возможность по отдельным экспо?
натам остатков животных и растений в некоторой мере восстановить эволюцию органического
мира на протяжении всего фанерозоя. Уже в конце протерозоя, в венде, 600 млн. лет назад произошла радикальная перестройка жизни на Земле, - возникли многочисленные высшие водоросли
и, главное, сформировалось царство многоклеточных животных, метаболизм которых уже был построен на потреблении кислорода из внешней среды. В это время и в самом начале кембрия появились практически все известные сегодня типы, а в некоторых случаях и классы организмов.
Происходили перестройки и в последующие геологические эпохи, но все они носили характер
дифференциации и эволюционного развития организмов в рамках уже появившихся крупных таксонов.
Возникновение в венде (позднем протерозое) и в начале кембрия (фанерозоя) многих типов
многоклеточных организмов такие ученые, как О.Г. Сорохтин и С.А. Ушаков (1998) объясняют химико-плотностной дифференциацией земного вещества. Железо вместе с его окислами - основной поглотитель кислорода - переходило постепенно из мантии в земное ядро и почти полностью
исчезло из мантии на рубеже протерозоя и фанерозоя. Кислород стал быстро накапливаться в атмосфере и гидросфере, и равновесное его содержание в этих геосферах стало регулироваться
только биологическими процессами. Следовательно, биологическая эволюция на исчезновение
свободного железа из мантии ответила "взрывом" высокоорганизованной жизни на Земле, появлением царства животных и возникновением почти всех типов организмов.
Появление с начала кембрия (570 млн. лет назад) у некоторых организмов панциря, раковины
и других скелетных образований способствовало сохранению их в ископаемом состоянии, что
дало возможность использовать эти остатки для определения относительного возраста вмещающих пород и установления этапов развития жизни в фанерозое. Большая же часть представителей
животного мира из-за отсутствия защитных образований (панцирей, раковин) оказалась бесследно
утерянной. По сохранившимся остаткам организмов можно судить, что на протяжении фанерозоя
состав населявших поверхность Земли живых существ непрерывно менялся. Относительно примитивные, низкоорганизованные формы сменялись все более и более совершенными группами
растений и животных, лучше приспособленными к условиям внешней среды, более стойкими и
активными в борьбе за существование. В развитии органического мира фанерозоя четко обособляются отдельные этапы, главнейшие из которых послужили основой для расчленения истории этого
зона Земли на палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры.
Существенно при этом отметить, что основные этапы развития флоры и фауны не вполне совпадают друг с другом во времени. В развитии растительного мира можно выделить пять основных этапов.
Первый этап характеризуется развитием водорослей и почти полным отсутствием наземных
растительных форм. Начало его уходит, вероятно, в криптозой (докембрий); конец же приурочен к
середине силурийского периода палеозойской эры. С начала палеозоя (кембрий, ордовик, первая
половина силура) появляются многочисленные высокоорганизованные водоросли (красные, зеленые), также относящиеся к первому этапу в развитии растений на Земле.
230
,iJ: Второй этап начинается с появления высших древнейших растений "псилофитов" (риниофитов). Первые их находки наблюдаются в позднем силуре. В раннем девоне "псилофиты" являлись господствующей группой наземных растений, занявшей прибрежные участки водоемов.
Третий этап прослеживается с начала среднедевонской эпохи, когда "псилофиты" уступают
место более организованным растениям — плауновидным, хвощевидным, папоротниковидным (каламиты, лепидофиты), древним группам голосеменных, так называемым кордаитам и семенным
папоротникам. Наибольшего богатства и разнообразия эти группы растений достигли в середине
карбона. Но свое преобладающее значение они сохраняют и позже, вплоть до середины пермского
периода. В каменноугольном периоде и на протяжении раннепермской эпохи растительность этого
типа дает начало образованию мощных залежей каменного угля.
Четвертый этап отмечается с середины пермского периода (с позднепермской эпохи). В это
время начинают вымирать наиболее характерные представители флоры предыдущего этапа: лепидофиты, каламиты, многие древние папоротники, птеридоспермы и кордаиты. Вытесняя эти древние формы, получают наибольшее развитие различные голосеменные растения (хвойные, цикадовые, гинкговые, саговниковые, беннеттитовые), которые и заняли постепенно господствующее положение среди наземной флоры. Расцвет голосеменных, начавшийся с середины перми, продолжался в течение почти всего мезозоя, вплоть до середины мелового периода.
Пятый этап начинается с конца раннемеловой эпохи, когда появляются первые представители покрытосеменных растений, и их количество с течением времени быстро увеличивается. С начала позднемеловой эпохи они достигают значительного развития. Разнообразие же форм голосеменных растений к этому времени, наоборот, уменьшается. Некоторые их группы, такие, как бен*
неттиты, к концу мела вымирают, ОТ друГИХ — СЭГОВНИКОВЫХ, ГИНКГОВЫХ — ОСТаЮТСЯ ЛИШЬ НеМНО-
гие представители. Следовательно, пятый этап позднемеловой эпохи определяется господством
покрытосеменных растений. Этот этап продолжается до настоящего времени. Покрытосеменные
цветковые растения постепенно завоевали все континенты.
Нетрудно заметить, что основные этапы развития растительности лишь частично или приблизительно совпадают с принятой геохронологической шкалой - подразделениями эр и периодов. Так, в течение палеозойской эры состав растительности успевает измениться три раза: в силуре, на границе среднего и верхнего девона и в середине перми. Значительно более полно мезозойской и кайнозойской эрам отвечают четвертый и пятый этапы в развитии растительности. Но и
здесь изменение ее состава происходит не на границах эр, а несколько раньше - в середине пермского и в середине мелового периодов.
Несколько иначе во времени развивался животный мир фанерозоя.
Первый этап охватывает в основном кембрийский период, когда среди морских животных
появились первые панцирные, раковинные и другие скелетные формы. Однако, судя по многообразию высокоорганизованных бесскелетных форм в предшествующем венде, можно условно относить к этому этапу животный мир и этого периода. В кембрии среди морских животных, имеющих раковины, господствовали брахиоподы. Панцирь приобрели представители членистоногих трилобиты. Для раннего кембрия особенно характерны археоциаты, морские прикрепленные
организмы, имевшие одно- и двустенный пористый скелет.
Второй этап отмечается с начала ордовика и по пермский период включительно. Быстро
развиваются наиболее характерные животные палеозоя, к числу которых относятся: граптолиты,
четырехлучевые кораллы, табуляты, брахиоподы, почти все стебельчатые иглокожие, древние
морские ежи, наутилоидеи, ортоцератиты, гониатиты, трилобиты, гигантские раки, конодонты,
панцирные, двоякодышащие, кистеперые и акуловые рыбы, панцирноголовые амфибии (стегоцефалы) и звероподобные рептилии. Многие из этих классов и отрядов животных достигают своего
наибольшего развития в начале рассматриваемого этапа - в ордовикском и силурийском периодах,
отличавшихся исключительным богатством и разнообразием форм животного мира. В последую-
231
щие периоды палеозоя эти древнепалеозойские группы (граптолиты, цистоидеи, ортоцератиты,
табуляты, трилобиты), некоторые быстро, другие более постепенно, вымирают, не дожив до начала мезозоя. Оставшаяся часть палеозойской фауны достигает своего наибольшего расцвета в конце палеозоя. Подобными позднепалеозойскими формами являются крупные фораминиферы (фузулиниды), бластоидеи, древние морские ежи, гониатиты, акуловые рыбы, четвероногие позвоночные (земноводные и пресмыкающиеся).
На протяжении палеозойского этапа развития фауны наблюдаются, таким образом, кроме
кембрийского, два подэтапа: древнепалеозойский и позднепалеозойский, не разделенные, однако,
резкой границей и связанные целым рядом общих элементов. В большей степени специфичность
органического мира позднего палеозоя выявляется как по характеру растительности, так по отдельным группам животных, расцвету фораминифер - фузулинид.
К концу пермского периода большинство как древнепалеозойских, так и позднепалеозойских
групп животных вымирает. Лишь некоторые из них - ортоцератиты, древние гониатиты, морские
ежи, конодонты, стегоцефалы, звероподобные рептилии - имеют своих немногих представителей
в начале триаса.
Третий этап развития животного мира - мезозойский. С начала триасового периода получают быстрое и широкое развитие многие новые группы животных, которые в палеозое отсутствовали или были представлены малым числом форм. К ним относятся шестилучевые кораллы, новые
морские ежи и неокриноидеи, многие семейства двустворчатых и брюхоногих моллюсков, аммоноидеи со сложным строением перегородок (цератиты и аммониты), белемниты, разнообразные
высшие рептилии (плезиозавры, ихтиозавры, динозавры и др.). Этот этап характеризуется расцветом, ДОМИНИРУЮЩИМ Положением таких групп ЖИВОТНЫХ, как головоногие моллюски - аммониты,
белемниты - и пресмыкающиеся. Своего полного развития и типичного выражения мезозойская
фауна достигает в юрском периоде, то есть в середине мезозойской эры. В начале же эры (в триасовом периоде) и в конце (в меловом периоде) мезозойский облик фауны был выражен значительно менее резко и определенно. В триасе это обусловлено присутствием многих реликтовых палеозойских форм, особенно заметных среди позвоночных (стегоцефалы и звероподобные рептилии),
в мелу- развитием ряда новых форм, характерных для кайнозойского этапа развития фауны. К
числу последних относятся многие семейства и роды двустворчатых и брюхоногих МОЛЛЮСКОВ,
некоторые семейства неправильных морских ежей, бентосные фораминиферы, а из позвоночных костистые рыбы, птицы и млекопитающие (сумчатые и первые плацентарные). К концу мелового
периода вымирают наиболее характерные представители мезозойской фауны: аммониты, белемниты, иноцерамы, плезиозавры, динозавры и другие животные.
Четвертый этап — господство переходит к двустворчатым и брюхоногим моллюскам, птицам, млекопитающим и новым отрядам и семействам фораминифер. Тем самым определяется начало нового, последнего, кайнозойского этапа развития животного мира.
Как показали исследования, развитие органического мира является процессом весьма сложным и протекающим в различных своих частях не вполне равномерно и однородно. Под влиянием
непрерывно изменяющихся внешних условий развитие органического мира шло преимущественно от более простых, низкоорганизованных форм к совершенным и сложным. Иными словами, типичным был прогрессивный ход эволюции.
Однако прогрессивное развитие протекало не для всех организмов с одинаковой скоростью;
Примером быстрого прогресса могут служить приматы, от которых в четвертичном периоде в
сравнительно короткий срок произошел род Homo (человек). Чрезвычайно медленный прогресс
может быть отмечен для рода Lingula из плеченогих (брахиопод), который существует с силура по
настоящее время в практически неизменном виде. Другой характерной чертой эволюции является
ее необратимость. Организмы, которые приобрели в процессе эволюции какие-либо новые признаки, не могут вернуться в прежнее, исходное состояние. Иногда, приспосабливаясь к условиям
232
обитания, сходным с теми, в которых жили их далекие предки, организмы имеют внешнее сходство с ними, но не возвращаются к первоначальному состоянию. Так, например, дельфины из млекопитающих и ихтиозавры из пресмыкающихся приспособились к свободно плавающему образу
жизни, который вели их отдаленные предки - рыбы. Общий облик этих животных стал рыбообразным, но они сохранили основные признаки своих ближайших наземных предков: дельфины
остались млекопитающими, ихтиозавры - пресмыкающимися. Это явление называется конвергенцией. Многие организмы настолько приспосабливаются к определенным условиям обитания, что
оказываются в очень выгодных условиях по сравнению с другими организмами и в связи с этим
достигают необычайного расцвета. Такая высокая степень приспособления получила название
специализации организмов. Однако изменение условий обитания, даже небольшое, ведет к массовой гибели таких специализированных форм. Примером глубокой специализации могут служить
развернутые аммониты позднего мела, многие динозавры юры и мела и другие животные, вымирание которых произошло сравнительно быстро при изменении условий существования.
Многие ученые основную причину смены фауны и флоры усматривают в тектонических процессах и обусловленных ими изменениях физико-географических условий. Возможно, основную
роль в смене организмов играют космические явления.
Вымирание видов или групп организмов на всей территории их распространения обусловлено также возникновением в результате эволюции новых, более приспособленных к данным условиям существования организмов. Появление высокоорганизованных и лучше приспособленных К
жизни млекопитающих послужило одной из причин вымирания в конце мезозоя широко распространенных в то время пресмыкающихся. Такую же роль сыграли более прогрессивные покрытосеменные растения, сменившие многие, характерные для мезозоя, споровые и в ОСНОВНОМ ГОЛОСеменные растения, хотя последние и продолжали свое существование.
Эпохи великих вымираний
В главе 2 уже говорилось о галактических циклах разной продолжительности, которым подчинены различные события земной истории, в том числе вымирание и возникновение организмов.
Эта точка зрения развивается в последние годы академиком Е.Е.Милановским. По его мнению,
периоды вымирания организмов являются следствием глобальных этапов тектонической активности земной коры.
Е.Е.Милановский (1999) предполагает, что взаимосвязанные, циклически проявлявшиеся изменения в развитии тектонических движений, магматизма, условий седиментации, морфогенеза
на поверхности суши и ложе морей и океанов, в составе атмосферы и гидросферы, положении
уровня Мирового океана могли оказывать значительное влияние на эволюцию органического
мира Земли, на массу живого вещества биосферы, на таксономическое разнообразие морской подводной биоты. Все эти циклические изменения условий существования жизни на Земле, вероятно,
в той или иной мере влияли на неоднократно возникавшие биотические кризисы и вызывли массовые, в том числе наиболее катастрофические среди них - так называемые великие вымирания
значительной части обитателей нашей планеты.
В последнее время были достигнуты большие успехи в изучении изменений таксономического разнообразия биоты в фанерозое и феномена ее вымираний. Установлено, что на рубеже венда
и кембрия произошло практически полное вымирание "эдиакарской" фауны многоклеточных мягкотелых бесскелетных животных. Затем в раннем кембрии появились и вскоре получили весьма
широкое развитие многие группы морских организмов со скелетными элементами, но значительная их часть (более 40% родов и 25% семейств) подверглась быстрому вымиранию в середине и
конце кембрия. В течение ордовика таксономическое разнообразие морской биоты вновь быстро
возрастало, превысив к концу этого периода соответствующие показатели для конца кембрия в 3-4
раза. На рубеже ордовика и силура произошло новое, очень быстрое и значительное вымирание,
233
когда исчезло около 35% всех семейств, более 50% родов и около 65% видов всех ордовикских
морских организмов.
Менее значительное, но все же существенное вымирание части морской фауны (более 10%
семейств и до 30% родов) имело место на рубеже силура и девона, однако к середине девона ее
таксономическое разнообразие вновь несколько возросло. В начале позднего девона оно опять начинает снижаться и особенно резко падает на рубеже франского и фаменского веков, когда вымирает более 15% семейств, более 40% родов и до 65% видов морских животных. Биотический кризис на рубеже девона и карбона унес более 15% семейств и более 30% родов морской фаменской
фауны.
В течение каменноугольного и большей части пермского периодов уровень таксономического
разнообразия морской биоты существенно не изменился (эпоха "стазиса"), но в конце перми произошло величайшее вымирание организмов, унесшее на протяжении нескольких миллионов лет
около 40-50% семейств, более 70% родов и 95% видов морской фауны.
В первой половине триаса таксономическое разнообразие биоты вновь несколько возросло,
достигнув 2/3 от наивысшего пермского уровня, но в конце триаса разразилось новое великое вымирание и исчезло около 20% семейств и около 50% родов морских организмов. Затем на протяжении юры и мела происходил быстрый и почти неуклонный (если не считать небольшого кризиса
на рубеже юры и мела) рост таксономического разнообразия биоты. В конце мела - в середине
маастрихтского века началось и на рубеже мела и палеогена (65 млн. лет назад) завершилось последнее великое вымирание, в результате которого разнообразие животного мира сократилось на
уровне семейств на 16-17%, родов - почти на 50% и видов - на 77% и полностью исчезли динозавры, аммониты, белемниты, иноцерамы, рудисты и пр. После этого вымирания возобновился
продолжающийся поныне значительный рост числа таксонов, несколько осложнявшийся относительно малым биотическим кризисом на рубеже эоцена и олигоцена, и к концу кайнозоя количество семейств, родов и видов намного превысило эти показатели для середины Маастрихта.
Обсуждению возможных причин великих вымираний посвящена огромная литература, и
было высказано множество различных гипотез. А.С.Алексеев (1998) предлагает различать среди
них гипотезы, связывающие феномен вымираний с внешними (по отношению к Земле) и внутренними причинами. К первой группе относятся галактические гипотезы, связывающие массовые вымирания с возможными изменениями потока космических лучей, интенсивности магнитного и
гравитационного полей, пересечением Солнечной системой в течение галактического года газопылевых струй Галактики; гипотезы, предполагающие связь эпох массовых вымираний с влиянием колебаний солнечной активности, напряженности магнитного поля Солнца, эффективностью
озонового экрана, ультрафиолетового излучения Солнца и пр. Импактные гипотезы объясняют великие вымирания падениями на Землю одного или нескольких крупных астероидов или комет,
вызыварших так называемую "иридиевую аномалию", проявления метаморфизма высокого давления и пр.
Ко второй группе относятся гипотезы, предполагающие связь великих вымираний с фазами
диастрофизма, пароксизмами вулканических извержений, фазами резкого повышения радиационного фона, усилением спрединга и рифтинга и вызванного временным усилением спрединга выносом из рифтовых зон океанов и континентов больших количеств радиоактивных элементов или
токсических веществ, с инверсиями геомагнитного поля Земли и изменениями их частоты, с эвстатическими колебаниями уровня океана, с неблагоприятными временными резкими колебаниями состава гидросферы и атмосферы, а также с влиянием таких биотических факторов, как эволюционный дисбаланс сообществ организмов, исчерпание пищевых ресурсов и пр.
В настоящее время проблема причин изменения таксономического разнообразия биот, в том
числе великих вымираний, еще далека от разрешения. Так, например, весьма модна в последнее
время гипотеза Л.Альвареса о связи мел-палеогенового вымирания с одним или несколькими од-
234
новременными катастрофическими импактными событиями, происшедшими на этом рубеже. Эта
гипотеза опирается на эмпирически установленные факты (иридиевая аномалия, признаки шокового метаморфизма, обнаружение нескольких взрывных кольцевых структур, трактуемых в качестве астроблем) и дает, казалось бы, убедительное подтверждение космической причины этого великого вымирания. Однако, во-первых, предполагаемое импактное событие совпало во времени
лишь с самым концом эпохи вымирания, продолжавшейся несколько миллионов лет; во-вторых,
эта гипотеза оказывается неприменимой к ряду других великих вымираний в фанерозое, в том
числе - к величайшему среди них вымиранию на границе перми и триаса, так как иридиевой аномалии и признаков шокового метаморфизма в отложениях, отвечающих этим рубежам, не установлено. Кроме того, следует отметить, что космическая природа всех крупных взрывных кольцевых структур с признаками шокового метаморфизма оспаривается некоторыми авторитетными исследователями (П.Н.Кропоткин, А.А.Маракушев и др.).
Е.Е.Милановский (1999) считает, что многие факторы, предполагаемые разными гипотезами
о внутренних (т.е. "земных") причинах вымираний, такие, как фазы диастрофизма (расширения
или сжатия земной коры), вулканические пароксизмы, эвстатические колебания уровня Мирового
океана, изменения частоты геомагнитных инверсий, глобальные изменения климатической обстановки на Земле, находятся в тесной взаимосвязи и в конечном счете порождаются общепланетарными тектоническими процессами, прежде всего, глобальной геотектонической цикличностью
различных порядков и продолжительности.
Е.Е.Милановский сопоставляет крупнейшие циклы геотектонического (и в более широком
плане - геологического) развития Земли в фанерозое с крупнейшими глобальными циклами изменений таксономического разнообразия биоты, которые, как правило, развиваются по следующему
"сценарию" (Алексеев, 1998): 1) Период низкого таксономического разнообразия биоты (от одного до нескольких миллионов лет). 2) Период быстрого роста ее таксономического разнообразия
(диверсификации). 3) Продолжительный или короткий период "стазиса", во время которого СОХраняется достигнутый высокий уровень таксономического разнообразия. 4) Период биотического
кризиса, во время которого происходит либо постепенное, либо многофазное значительное снижение таксономического разнообразия биоты (продолжительностью от первых миллионов лет до 1015 млн. лет), приводящее в итоге к великому вымиранию.
Среди великих вымираний фанерозоя выделяются два величайших: 1) на рубеже венда и кембрия (570 млн. лет назад), когда исчезла практически вся бесскелетная фауна венда, а затем в течение не более 20-25 млн. лет происходила быстрая диверсификация морской биоты, достигшей
наибольшего разнообразия в ботомском веке; 2) в конце поздней перми - на рубеже перми и триаса
(250 млн. лет назад), когда вымерла почти половина семейств, почти три четверти родов и до 95%
видов морской фауны. Оба этих величайших вымирания совпадали с самыми важными рубежами
в геотектоническом (в целом и геологическом) развитии Земли в фанерозое,- соответственно с
границами: 1) между позднерифейско-вендским (байкальским) и палеозойским мегациклами; 2)
между палеозойским (герцинским) и мезозойским мегациклами. Немного уступают этим главным
биотическим катастрофам по своей роли в истории органического мира Земли несколько эпох
великих вымираний, во время которых исчезала почти половина (не менее 40%) всех родов и двух
третей всех видов ископаемой морской фауны. К ним можно отнести: 1) несколько тесно
сближенных во времени великих вымираний в середине и конце кембрия; 2) великое вымирание
на рубеже ордовика и силура; 3) тесно сближенные великие вымирания в конце девона (на рубежах франского и фаменского, фаменского и турнейского веков); 4) великое вымирание в конце
триаса и, наконец, 5) великое вымирание в конце мела. Все эти события совпадают с границами
циклов Бертрана: 1) с завершением салаирского цикла и его границей с каледонским; 2) и 3) с рубежами между каледонским и герцинским циклами в тех регионах подвижных поясов, где каледонский цикл завершился сравнительно рано таконской фазой складчатости (например, в Казахе-
235
ком нагорье и Северном Тянь-Шане), либо, напротив, - наиболее поздно (в позднем девоне, как
например, в эпоху акадской орогении в Аппалачах); 4) с рубежом между ранне- и позднекиммерийским циклами (индосинийская орогения в конце триаса, в Индокитае, на Таймыре, Новой Земле, Мангышлаке и пр.) и, наконец, 5) с рубежом между позднекиммерийским и альпийским циклами (с эпохой ларамийской складчатости в Кордильерской системе и других регионах Тихоокеанского и Средиземноморского поясов). Как правило, каждая из эпох великих вымираний совпадала во времени с эпохами сжатия земной коры (фазой или несколькими сближенными фазами
складчатости), завершающими геотектонический цикл Бертрана в том или ином подвижном поясе
или его крупном регионе, а также с совпадающим с ним во времени тектоноэвстатическим понижением уровня океана. Самый конец эпох великих вымираний отличался сменой падения этого
уровня началом его последующего подъема, а в некоторых случаях - началом короткой, но грандиозной по своему масштабу фазы базальтовых излияний в консолидированных областях континентов (например, в самом начале раннего триаса в Сибири и в самом начале палеоцена в Индос; тане и пр.). Это указывало на переход от эпохи или фазы преобладающего глобального сжатия
земной коры к последующей эпохе или фазе ее преобладающего расширения.
Приведенные данные, на взгляд Е.Е.Милановского, достаточно убедительно свидетельствуют
. о приуроченности этих эпох к завершающим, контракционным фазам крупных геотектонических
циклов. Однако он не исключает возможности связи этапов эволюции биоты, и в частности эпох
вымираний, с космическими событиями, происходившими на Солнце, в Солнечной системе и Галактике. По-видимому, космические события в значительной мере контролировали ход многих
геологических процессов, происходивших на Земле, а также их периодичность.
Палеонтологический музей Томского государственного университета, как и другие по добные музеи, является лучшим местом для показа последовательных изменений ископаемых и, в
целом, развития органического мира в геологическом прошлом. С помощью остатков фауны и
флоры, ДОбыТЫХ ИЗ обнажений И глубин Земли (керновый материал), воссоздается уникальная си -
стема координат, дающая возможность сопоставить в пространстве и времени геологические формации, к которым приурочены не только указанные органические остатки, но и различные полезные ископаемые. Бесценные свидетельства развития биосферы нашей планеты прекрасно представлены в экспозициях Палеонтологического музея ТГУ, по праву считающимся одним из фундаментальных музеев не только в России, но и во всем мире.
Основателем и первым научным руководителем музея, открытого в 1926 г., был профессор
В.А.Хахлов, который возглавил впоследствии созданную им школу палеоботаников. В последнее
десятилетие музей значительно обновлен и преобразован. Он выполняет различные взаимосвязанные функции: популяризаторскую (демонстрация палеонтологического материала для представления об эволюции биосферы), научную (углубленное изучение ряда групп ископаемой фауны и
флоры), а также просветительскую, являясь частью образовательного комплекса Томского государственного университета.
В витринах и диорамах представлены остатки руководящих ископаемых растений и животных фанерозоя, смоделированные художниками ландшафты прошлых геологических эпох. Весьма
информативны и зрелищны четыре диорамы с реконструкциями основных периодов истории Земли, а также витрины, украшенные картинами растительных ландшафтов и отпечатками растений,
собранных в разных регионах Сибири. Они отражают четыре этапа развития высших растений в
фанерозое (позднесилурийский-раннедевонский - "псилофиты" или риниофиты; позднедевоне*кий-раннепермский - плауновидные, хвощевидные, папоротниковидные; позднепермский-раннемеловой - голосеменные; позднемеловой-современный - покрытосеменные растения). В музее
создана витрина, на которой показана эволюция растений с распределением их по биогеографическим провинциям. Здесь же приведены схемы строения растений, сопровождаемые замечательными по сохранности их отпечатками (рис. 77, цв. вкл.).
236
Сибирь богата многочисленными палеонтологическими остатками, основные местонахождения которых представлены в отдельной витрине. Здесь (снизу вверх) на отдельных полках показаны различные остатки фауны и флоры: от девона до неогена включительно, обнаруженные преимущественно на юге Западной Сибири. Раннедевонская флора в основном состоит из "псилофитов" и водорослей лагунных отложений Минусинских впадин. Отпечатки рыб найдены в породах
изыкчульского горизонта Хакасии. Брахиоподы, мшанки и криноидеи, выставленные в этой витрине, собраны из отложений опорного разреза нижнего карбона Лагерного сада Томска. Большой
интерес вызывают находки юрских растений, представленные экспонатами из обнажений Кузбасса
и в керновом материале из разрезов многих скважин Томской области. Хорошо сохранившиеся
отпечатки растений неогена, собранные из разных местонахождений преимущественно Томской
области, завершают верхнюю часть этой экспозиции. Самыми древними экспонатами музея являются остатки жизнедеятельности древних "сине-зеленых водорослей" - цианобионтов, возраст
которых исчисляется более 600 млн. лет ("невландиевая" проблематика, строматолиты).
Коллекции музея интенсивно пополняются. Ежегодные полевые экскурсии сотрудников Сибирского палеонтологического научного центра (СПНЦ) совместно со студентами добавляют .$
музей новые экспонаты. Особенно важны последние находки на юго-востоке Западной Сибири
остатков рептилий и млекопитающих. Летом 1995 г. экспедицией СПНЦ были обнаружены в окрестностях с. Шестаково по р. Кие (левый приток р. Чулыма) два новых местонахождения раннемеловых позвоночных. В последующие годы благодаря тщательным и квалифицированным раскопкам найдены остатки различных животных, большая часть которых принадлежит раннемеловым динозаврам - пситтакозаврам. Летом 1999 г. сотрудникам СПНЦ удалось найти два целых
скелета пситгакозавров, примерно до 2 м в длину, 1,5 М В ВЫСОТу (рИС. 78). НаХОДКИ ЭТИХ реПТИЛИЙ
ИЗВеСТНЫ ранее ИЗ НИЖНемеловых отложений на северо-западе Китая и в Монголии. По-видимому,
в раннемеловое время существовал единый ареал их обитания от Сибири до Китая.
Рис. 78. Реконструкция скелета мелового травоядного динозавра
рода Psittacosaurus (no W.Gregory, 1927)
Помимо находок раннемеловых динозавров, в четвертичных отложениях в ряде местонахождений юго-востока Западной Сибири обнаружены остатки мамонтовой фауны, которые дали возможность изучить эту группу млекопитающих и сконструировать в музее их скелеты. Наиболее
интересны реконструкции скелетов мамонта, бизона и шерстистого носорога - представителей хоботных и копытных позднего плейстоцена юго-востока Западной Сибири (рис. 79, цв. вкл.).
Посещение демонстрационного зала Палеонтологического музея с его красочно оформленными диорамами, витринами, макетами, скелетами древних животных - это увлекательнейшее путешествие в прошлое Земли. Оно способствует осмыслению уже имеющихся знаний, расширению горизонтов миропонимания, повышает интерес к познанию развития органического мира нашей планеты.
237
Глава 12
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПЕРИОДИЗАЦИЯ И
НАПРАВЛЕННОСТЬ РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ.
ВАЖНЕЙШИЕ ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ГИПОТЕЗЫ
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПЕРИОДИЗАЦИЯ
Орогеническому этапу отвечает понятие о складчатости (диастрофизме, тектогенезе). Термин "складчатость" не совсем удачен, поскольку собственно образование складок здесь процесс
второстепенный, лишь следствие усиления всех эндогенных процессов - магматической деятельности, воздымания территории и формирования на последнем этапе горных систем.
Складчатость (диастрофизм) приводит к значительной перестройке тектонического плана
участка земной коры: геосинклинальный режим заканчивается, то есть происходит "замыкание"
геосинклинали, опускание сменяется подъемом, активизируются магматические процессы и на
месте прогиба возникает складчатая (орогенная) зона, или, попросту говоря, молодые, высокогорные хребты. В дальнейшем, по мере того как тектоническая активность уменьшается, начинают
преобладать экзогенные процессы, которые постепенно разрушают горы, сглаживают их, и область превращается в платформу. Платформенный этап начинается с формирования чехла над
сглаженным метаморфизованным, дислоцированным основанием - фундаментом.
В истории Земли выделяется целый ряд эпох складчатости, то есть таких периодов времени
(относительно коротких по сравнению с предшествующим прогибанием и последующим спокойным развитием), когда наблюдается планетарное усиление тектонической деятельности и замыкаются геосинклинальные области в самых разных регионах земного шара.
В докембрии было несколько эпох складчатости, названия которых различаются у разных авторов. В нашей стране за эталон тектонического развития в докембрийское время принят регион
Карелии и Кольского полуострова. Там проявились следующие эпохи складчатости: саамская
(кольская) - завершилась в конце раннего архея; беломорская - конец позднего архея; карельская - закончилась в конце раннего протерозоя (раннекарельская фаза проявилась перед ятулием,
позднекарельская - перед вепсием). Во второй половине протерозоя (в рифее и венде) произошла
байкальская складчатость. В других регионах земного шара проявлялись эпохи складчатости, не
всегда совпадающие с вышеназванными и имеющие свои названия (см. главу 6). Главным результатом докембрийских диастрофических циклов является образование крупных участков континентальной коры - древних платформ (Восточно-Европейской, Сибирской и других - см. выше), которые являются как бы "ядрами" современных материков. Древними принято называть платформы
докембрийским фундаментом. В фанерозое проявились четыре крупнейшие эпохи складчатости
(тектогенеза, диастрофизма): каледонская (замыкание геосинклиналей в конце силурийского периода), герцинская, или варисская (замыкание в каменноугольном - пермском периодах), мезозойская, или киммерийская (замыкание в конце мелового периода), альпийская, или кайнозойская (началась с палеогена и не завершилась до настоящего времени). Эти крупнейшие эпохи тектогенеза разделяются на более мелкие фазы, которые также имеют собственные названия (рис. 80).
238
Рис. 80. Основные геотектонические этапы фанерозоя и схема движений земной коры.
Составил А.И.Родыгин, с изменениями авторов
В байкальскую эпоху сформировались, например, складчатые сооружения Прибайкалья и Забайкалья, Тимана, фундамент Печорской плиты, горы Аделаида в Австралии; в каледонскую эпоху
- складчатые системы Алтае-Саянской области, внешняя дуга Казахского нагорья, Северный ТяньШань, каледониды Норвегии, Шотландии, Уэльса, островов Канадского Арктического архипелага;
в герцинскую эпоху - Урал, Тянь-Шань, Аппалачи, Большой Водораздельный хребет и др.; в
мезозойскую эпоху - горные сооружения по берегам Тихого океана (Кордильеры, горы СевероВостока Азии), в альпийскую эпоху - горные системы Средиземноморского пояса (Альпы, Кавказ,
Гималаи и др.).
Принцип тектонического районирования основан на идее направленного развития земной
коры от океанического типа через промежуточный к коре материкового типа. Геосинклинальные
пояса закладываются преимущественно на океанической коре; современные геосинклинальные
области (первый этап развития геосинклинали) формируют кору переходного типа (окраинные
моря с цепочками островов вроде Карибского или Зондского архипелагов). Заключительные этапы развития геосинклинали, после ее инверсии, орогенеза и образования складчатой области, наращивают континентальную кору. Таким образом, геосинклинальный процесс - это процесс образования земной коры материкового типа. Один и тот же участок земной коры последовательно
проходит геосинклинальный, орогенный и платформенный этапы своего развития.
Время замыкания геосинклинальных областей (поднятие, орогенез или инверсия], то есть
время перехода геосинклинального режима в орогенный, как уже отмечалось выше, является наиболее коротким по сравнению с предыдущим периодом прогибания и накопления осадков, а также с последующим временем медленного разрушения складчатых сооружений и формирования
платформенного чехла. Поэтому оно и принимается за возраст складчатой области, закрашиваемой на тектонических картах определенным цветом, отличающимся от цвета систем в стратиграфической шкале (см. схему I, цв. вкл.). Цвет на тектонических картах фиксирует время проявле-
23Г
239
Ьия цикла или фазы тектогенеза (складчатости, диастрофизма), во время которого произошло замыкание (инверсия) соответствующей геосинклинальной области или пояса.
Н.С.Шатский (1952) отмечал, что с течением времени площади, занятые геосинклинальными
поясами, сокращаются, а платформами - увеличиваются. Так, к началу фанерозоя существовало
10 древних платформ (см. схему I, цв. вкл.); после байкальского и каледонского тектогенеза существенно увеличилась площадь, например, ближайших к Западной Сибири Восточно-Европейской
и Сибирской платформ; после герцинского и мезозойского тектогенеза обе эти платформы соединились благодаря формированию вначале складчатого сооружения Урала, а затем молодой Западно-Сибирской плиты. Однонаправленный ли это процесс и что будет, когда все геосинклинали
замкнутся и превратятся в складчатые области и далее в платформы? Точного ответа на эти вопрос
сы не имеется, однако картина развития тектонических процессов более сложная. Ход их инициируется конвекционными потоками в жидком внешнем ядре и мантии Земли. Он будет поддерживаться, пока существуют эти потоки и пока недра Земли достаточно разогреты. { Дж.Геттон,
основатель школы плутонистов, еще 200 лет назад писал о круговороте вещества земной коры.
Горные породы разрушаются экзогенными процессами, рыхлые отложения сносятся в
пониженные участки, где накапливаются, литифицируются, воздымаются под действием эндогенных процессов, и вновь идет их разрушение. Круговорот может быть более широким, если породы подвергаются метаморфизму или переплавлению, а после этого вновь попадают на земную
поверхность. Этот круговорот может остановить только полное нивелирование, или пенепленизацт, земной поверхности, при которой становится невозможным перенос рыхлых осадков по латерали под действием силы тяжести. Однако процесс пенепленизации может возобладать лишь при
полном прекращении эндогенных процессов, что может случиться после окончательного остывания недр Земли.
ВАЖНЕЙШИЕ ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ГИПОТЕЗЫ,
I,,. К настоящему времени накопилось достаточно много гипотез, пытающихся объяснить закономерную эволюцию земной коры. Они с разной степенью детальности рассматривают строение
подкоровых оболочек Земли и механизм протекающих там процессов, поэтому представляют общую направленность развития Земли иногда в диаметрально противоположном виде. Нередко
случается, что, казалось бы, полностью опровергнутая и забытая гипотеза через несколько десятилетий, с появлением новых фактов, возрождается на принципиально иной основе и вновь завоевывает популярность. Обзор геотектонических гипотез сам по себе очень интересен и поучителен,
служит яркой иллюстрацией философских законов единства и борьбы противоположностей и отрицания отрицания, однако он более уместен в другом курсе - геотектонике. Здесь же мы ограничимся лишь кратким рассмотрением наиболее важных геотектонических воззрений.
ГИПОТЕЗА РАСШИРЯЮЩЕЙСЯ ЗЕМЛИ
Эта гипотеза возникла одной из самых первых, высказывалась еще в XVIII веке М.В.Ломоносовым и Дж.Геттоном. Она хорошо объясняет происхождение океанов как следствие растрескивания и расширения земной коры из-за увеличения объема Земли. По подсчетам ученых, с карбона
по настоящее время диаметр Земли должен был увеличиться больше, чем на треть, а площадь поверхности более чем удвоиться. Но неясно, какие причины могли вызвать столь резкое увеличение объема Земли.
ГИПОТЕЗА КОНТРАКЦИИ
Гипотеза контракции (лат. contractio - стягивание, сжатие) была весьма популярна в XIX веке и
в начале XX века; выдвинута в 30-х годах XIX столетия и окончательно сформулирована в 1852 г.
240
Эли де Бомоном. Согласно гипотезе Канта-Лапласа, земной шар первоначально находился в расплавленном состоянии и с тех пор медленно остывает. Объем земного шара вследствие этого процесса постепенно уменьшается, а земная кора морщинится, как кожура высохшего яблока. Это
"коробление" земной коры максимально в областях более пластичных, заполненных мощными
толщами осадков, то есть в геосинклинальных поясах, сжимаемых к тому же более жесткими соседними глыбами платформ - кратонов. Возражения против этой гипотезы сводятся к тому, что
Земля первоначально была не расплавленной, а холодной и разогрелась позднее вследствие накопления радиогенного тепла; возможно, максимум разогревания еще не достигнут. Однако эти возражения не слишком убедительны, если учитывать такие показатели, как охлаждение недр и опускание земной коры, уменьшение интенсивности вулканической деятельности (по подсчетам
А.Б.Ронова и В.Е.Хаина, объем продуктов вулканических извержений с девонского по юрский период сократился в три раза). Наблюдается также непрерывное нарастание осадочного слоя земной
коры из-за превышения погружений над поднятиями: Отмечено прогрессирующее во времени
увеличение глубины океанических впадин. К недостаткам контракционной гипотезы следует отвести недостаточный учет магматических процессов, которые не сводятся лишь к сжатию подкорового вещества вследствие остывания. Не объясняется этой гипотезой периодичность проявления тектонических движений, смена сравнительно коротких эпох тектогенеза длительными периодами относительной стабильности тектоносферы. Непонятна избирательность тектонических
движений: если вспомнить кожуру засохшего яблока, складки гор должны равномерно покрывать
земную поверхность. Наконец, по подсчетам некоторых ученых (В.А.Магницкого и др.), скорость
остывания недр Земли весьма мала (менее градуса за миллион лет) и не имеет существенного значения в возбуждении напряжений в земной коре.
Все ЭТИ аргументы свидетельствуют о том, что классическая гипотеза контракции несостоятельна, хотя идея сжатия Земли должна учитываться в объяснении геотектонических процессощ
ПУЛЬСАЦИОННАЯ ГИПОТЕЗА
Пульсационная гипотеза (лат. pulsatio - пульсация, биение) является как бы компромиссной
между двумя предыдущими. Идеи чередования в истории Земли фаз сжатия и расширения высказывались А.Ротплетцем, В.Бухером и другими учеными, но были существенно дополнены и развиты в 30-х годах академиками В.А.Обручевым и М.А.Усовым. Согласно этой гипотезе, земной
шар переживает поочередно то фазу сжатия (преобладает), то расширения.
Согласно В.А.Обручеву, в стадию расширения доминируют радиальные, вертикальные движения: в подвижных поясах происходит растяжение коры с образованием геосинклиналей; в стабильных участках кора выпучивается и разбивается трещинами, образуются грабены и горсты. В
геосинклинальных областях, уже подвергшихся складчатости ранее, происходит поднятие складчатой страны в результате изостатического выравнивания. На стабильных участках образуются
грабены и горсты. С фазами расширения связана и магматическая деятельность: с расширением
связано уменьшение давления на магматический слой, поэтому магма переходит в жидкое состояние, образуются интрузивные тела, оживляются вулканические процессы.
При сжатии коры преобладают тангенциальные движения, приводящие к смятию в складки
геосинклинальных отложений, глыбовой складчатости фундамента платформ; образуются надвиги, происходят процессы регионального метаморфизма с образованием гнейсов и кристаллических сланцев.
Причинами сжатия, по В.А.Обручеву и М.А.Усову, является выделение тепла в предшествующую стадию расширения благодаря выносу его лавами, газами, парами и т.д., а также гравитационное уплотнение внутренних зон Земли. Причины расширения, возможно, связаны с фазовым
переходом магмы из твердого состояния в жидкое.
241
Пульсационная гипотеза, допуская как сжатие, так и расширение земной коры,
гораздо ше, чем контракционная гипотеза, объясняет роль магматических явлений,
образование разломов, складчатых и колебательных движений, а также периодичность
геотектонических процессов в истории Земли. Процессы сжатия и расширения земной
коры, по-видимому, объясняются и воздействием на внутренние сферы нашей планеты
космических причин.
Последовательным сторонником пульсационной гипотезы является академик
Е.Е.Милановский. В своих работах он связывает в единое целое геотектоническую цикличность и ряд
зависящих от нее процессов.
По мнению Е.Е.Милановского (1999), в ходе изучения геологического развития Земли
постепенно выявляется планетарного масштаба периодичность, выраженная в
существовании иерархической системы из циклов разных порядков. Наиболее достоверно
она установлена для фанеро-зойского интервала. Первоначально эта периодичность
усматривалась, главным образом, в наличии накладывающихся друг на друга
геотектонических циклов различной длительности, завершавшихся все более частыми и
интенсивными деформациями сжатия в земной коре. Однако в последнее время стало ясно,
что не меньшую роль во внутренней структуре циклов играли про цессы растяжения и
общего расширения земной коры, которые, по крайней мере, в первых поло винах циклов
превосходили по своему масштабу проявления ее сжатия и сокраще ния. Осознание этой
закономерности привело ряд исследователей ко все большему признанию концепции reef,
пульсаций.
В настоящее время в фанерозое выделяются два наиболее крупных геотектонических
цикла (мегацикла) - палеозойский и мезокайнозойский мегациклы. Палеозойский мегацикл
начался на рубеже венда и кембрия, после завершения байкальского мегацикла, и
закончился на рубеже пф: ми и триаса последними пароксизмами герцинской складчатости
и почти полным "закрытием" главных подвижных (геосинклинальных) поясов (кроме
Циркум-Тихоокеанского).
Второй
продолжающийся,
ХОТЯ,
вероятно,
уже
приближающийся к своему финалу, мезокайнозойский мега-цикл. Каждый из этих
мегациклов отчетливо распадается на три геотектонических цикла I порядка
продолжительностью от 50 до 150-180 млн. лет. Некоторые из них впервые были намечены
1-КОНЦе XIX В. М.Бертраном и по предложению В.Е.Хаина могут именоваться циклами
Бертрана. Оба мегацикла начинались со сравнительно коротких (около 50 млн. лет)
циклов: салаирского цикла в палеозойском мегацикле и раннекиммерийского в
мезокайнозойском. Затем следуют более продолжительные (до 100-150 млн. лет) циклы каледонский цикл в палеозойском мегацикле и позднекиммерийский - в мезокайнозойском.
На протяжении этих циклов происходило значительное расширение подвижных
геосинклинальных поясов и раскрытие внутри них зон с корой океанического типа, которое
к концу цикла сменилось их закрытием и несколькими импульсами более или менее
сильного горизонтального сжатия. Хотя эти импульсы были повсеместно бо лее или менее
синхронными, их относительная роль как естественного рубежа между вторым и треть им
циклами (герцинским - в палеозойском и альпийским - в мезокайнозойском мегациклах) в
разных подвижных поясах и их сегментах была неодинаковой. В связи с этим переход от
каледонского цикла к герцинскому в разных регионах подвижных поясов происходил
разновременно: в одних из них между ордовиком и силуром, в других - между силуром и
девоном, в третьих - в конце девона, а в четвертых (Урал, Большой Кавказ) каледонский и
герцинский циклы слились единый каледоно-герцинский цикл. То же явление, хотя и не
столь резко выраженное, имело мее*. то и при переходе от позднекиммерийского цикла к
альпийскому: на значительной части протяжения подвижных поясов позднекиммерийский
(позднемезозойский) цикл завершился на рубеже мела и палеогена ларамийской эпохой
сжатия, но в некоторых областях более резкие деформации сжатия происходили еще в юре,
начале или середине мела, а переход от мела к палеогену не сопровождался значительными
242
импульсами сжатия. В завершающих палеозойский и мезокайнозой* ский мегациклы
развития подвижных поясов - герцинском и альпийском циклах раскрытие зон 4S
243
корой океанического типа в основном прекратилось, но, наоборот, происходило "закрытие" пси
добных зон и постепенно усиливалось сжатие этих поясов. Однако если конец герцинского цикла^
продолжавшегося от 100 до 180 млн. лет, повсеместно завершился орогенным этапом, знаменуя
собой окончание палеозойского мегацикла, то альпийский цикл мезокайнозойского мегацикла, начавшийся на рубеже мела и палеогена, т.е. 65 млн. лет назад, пока далек от своего завершения и*
возможно, продлится еще не менее 50 млн. лет.
По мнению Е.Е.Милановского (1999), при общей близости "сценария" развития подвижных
(геосинклинальных) поясов в палеозойском и мезокайнозойском мегациклах, их сходной трехцикловой структуре и, вероятно, близкой полной продолжительности (около 300 млн. лет) развитие
Земли в целом в течение этих циклов существенно различалось. Если важнейшей глобальной тенденцией палеозойского мегацикла являлось постепенное объединение кратонов в мегаконтинент
Лавразия, а затем слияние последнего с мегаконтинентом Гондвана в суперконтинент Пангея,
омываемый суперокеаном Панталасса, то лейтмотивом мезокайнозойского мегацикла был, напротив, распад Пангеи на ряд фрагментов, между которыми возникли и разрастались впадины молодых океанов, вместе занимающие (так же, как все обломки Пангеи и как реликт Панталассы - Тит
хоокеанская впадина) одну треть поверхности Земли. Процесс распада Пангеи и новообразования
между ее обломками впадин молодых океанов сопровождался грандиозными вспышками базальтового (траппового) вулканизма, проявления которого практически отсутствовали в палеозое. Этот
процесс продолжается до современности, и пока не обнаруживается обраТНОЙ ТеНДеНЦИИ К СМвНе
"разбегания" континентальных блоков их конвергенцией и собиранием в новую Пангею, а разрастания впадин молодых океанов - к сокращению их площади за счет поглощения океанской коры на
и?! окраинах. Главная геотектоническая тенденция мезокайнозоя либо знаменует собой начало
принципиально нового, существенно экспансионного этапа в необратимом развитии Земли, либо,
что кажется даже более вероятным, начало нового, не менее продолжительного, чем палеозойский
и мезокайнозойский мегациклы вместе взятые, суперцикла ее пульсационного развития, в ходе ко-;
торого доминировавшая в течение мезокайнозоя глобальная тенденция к увеличению объема и
площади поверхности нашей планеты, возможно, сменится обратной тенденцией к их сокращению. В этом случае к наиболее крупным циклам геотектонического развития Земли, полностью
или частично "вписывающимся" во временные рамки фанерозоя, можно будет предположительло
отнести суперциклы (длительностью не менее 0,6 млрд. лет) и, с большей уверенностью, — мегациклы (около 0,3 млн. лет) и циклы I порядка, или циклы Бертрана (от 50 до 150-180 млн. лет). В
качестве геотектонических циклов II порядка, распознаваемых в истории подвижных (геосинклинальных) поясов, а начиная с поздней юры или мела - также в истории океанов, могут рассматриваться интервалы времени продолжительностью от первых миллионов лет до первых десятков
миллионов лет, завершавшиеся относительно короткими (сотни тысяч лет - 1 млн. лет), глобально
выраженными фазами усиления деформаций сжатия коры в подвижных поясах, выделенными
Г.Штилле в качестве фаз складчатости, или орогенических фаз. Г.Штилле и его современники полагали, что "фазы складчатости" разделялись периодами относительного тектонического покоя,
однако исследования последнего времени показали, что эти периоды характеризуются активизацией рифтинга на континентах и интенсификацией спрединга в ложе океанов, тогда как фазам
складчатости отвечают паузы в проявлениях рифтинга, а также замедления и приостановки спрединга и перестройки его кинематики в ложе океанов. Продолжительность циклов II порядка, которые В.Е.Хаин недавно предложил называть циклами Штилле, как правило, к концу циклов Бертрана сокращается, а частота фаз складчатости и интенсивность деформаций сжатия во время этих
фаз соответственно возрастает.
Проявления цикличности в других геологических процессах. Е.Е.Милановский указывает, что мегациклы и циклы I и II порядков проявляются не только в чередовании периодов и фаз
преобладающего сжатия и расширения земной коры, но и в широком спектре коррелятивно и ге-
244
нетически связанных с ними других геологических и геофизических процессов, в частности, в
развитии различных типов магматизма и формировании связанной с ними эндогенной минерагении, тектоноэвстатических (а в некоторые периоды истории Земли - и гляциоэвстатических) колебаниях уровня океана и контролируемой ими цикличности седиментогенеза, геоморфогенеза,
формирования кор выветривания и полезных ископаемых осадочного генезиса, изменениях параметров геомагнитного поля Земли, в частности частоты геомагнитных инверсий, и многих других
явлениях. Так, например, с фазами глобального усиления растяжения земной коры, в частности
рифтинга на континентах, раскрытия зон с корой океанского типа в подвижных поясах и ускорения спрединга в ложе океанов связаны глобальные фазы интенсификации базальтового вулканизма, фазы тектоноэвстатического подъема уровня Мирового океана (достигавшего в первой полоВине позднего мела рекордной высоты, на 200-250 м превышавшего современный). С фазами растяжения земной коры также связаны трансгрессивные фазы формирования осадочных секвенций
в стабильных областях континентов и на их окраинах, периоды регионального выравнивания (пенепленизации) рельефа континентов, потепления глобального масштаба, гумидизации климата и
существенного ослабления широтной климатической зональности, снижения частоты инверсий
полярности геомагнитного поля до одной инверсии за несколько миллионов лет и даже за 20 25 млн. лет (в частности, в первой половине позднего мела, отличающейся отсутствием глобальных фаз складчатости) и многие другие явления (рис. 81).
Рис. 81. Связь эпох складчатости, активизации рифтовых зон, вулканических процессов, трансгрессий и регрессий (Е.Е.Милановский, 1978, с упрощениями). (Заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
Напротив, с фазами усиления горизонтального сжатия и сокращения земной коры коррелируются ослабления и приостановки проявлений базальтового вулканизма на континентах и в ложе
океанов и морей. Ими обусловлено "закрытие" зон с океанского типа корой в подвижных поясах и
245
превращение их в сильно деформированные, нередко обдуцированные или аллохтонные офиолйтовые комплексы, фазы тектоноэвстатического понижения уровня океана (наиболее низко - до
минус 50-100 м - упавшего на рубеже перми и триаса). В это время известны регрессивные фазы
формирования секвенций и границ раздела между ними, периоды усиления роста горных сооружений и эрозионного расчленения рельефа континентов, усиление широтной зональности и латеральной контрастности климата (соответственно резких похолоданий в периполярных регионах,
вплоть до возникновения оледенений или глубокого промерзания и аридизации и развития галогенеза в периэкваториальных регионах), возрастание частоты инверсий полярности геомагнитного
поля вплоть до нескольких инверсий за 1 млн. лет во время фаз складчатости. Поскольку, по со»
временным представлениям, существование геомагнитного поля и изменение его параметров вызываются процессами, протекающими во внешнем, жидком ядре Земли и близ его границы с ман;
тией, можно предполагать, что весь отмеченный выше комплекс взаимосвязанных геологических
процессов также в конечном счете контролировался явлениями, происходившими на этих огромных глубинах, сигналы о которых в геологическом масштабе времени почти мгновенно ощущались в земной коре и на поверхности Земли, вызывая тектонические деформации и определяя ход
других геологических процессов.
ГИПОТЕЗА ДРЕЙФА МАТЕРИКОВ
Отправным пунктом для появления этой гипотезы служит замеченное многими людьми пораЗИТелЬНОе совпадение контуров Южной Америки и Африки. Совпадение контуров соседних материков в других местах (Северной Америки и Европы, Австралии и Антарктиды и др.) не так оче г
видно, но тоже имеет место, особенно с учетом шельфа. Напрашивается вывод о том, что это осколки когда-то единого материка, "разъехавшиеся" в разные стороны. Имеются также элементы
сходства геологического строения участков Южной Америки и Африки, разделенных Атлантичесг
ким океаном, Южной Америки и Антарктиды и других. Эти обстоятельства натолкнули ученых на
мысль о возможности горизонтального перемещения материков.
Гипотеза перемещения материков была в наиболее полном виде высказана в 1910 г. американским ученым Ф.Тейлором ив 1915 г. австрийским геофизиком А.Вегенером. В книге последнего "Происхождение материков и океанов" эта гипотеза нашла наиболее полное изложение и иногда
так и называется "гипотеза Вегенера". А.Вегенер сделал вывод о том, что вплоть до начала мезозоя
континенты составляли единый суперконтинент — Пангею, которая впоследствии раскололась, а ее
осколки - нынешние материки - сместились в разных направлениях и продолжают передвигаться.
Сопротивление океанического дна перемещению осколков вызывает поднятие складчатых горных
хребтов по краям континентов.
t Яркое изложение и обилие убедительных фактов составляли достоинство книги А.Вегенера и
способствовали в 20 - 30-е годы огромной ее популярности. Этой гипотезы- придерживались такие известные геологи, как А. Дю Тойт, Э.Арган, Р.Штауб и др.
В начале XX века уже было известно, что основу материковой коры составляет сравнительно
легкая сиалическая оболочка (гранитный слой), ниже которой лежит более тяжелая симатическая
оболочка (базальтовый слой). Под океанами сиалический слой отсутствует и кора представлена
только симатическим (базальтовым) слоем. А.Вегенер сравнивал континентальные плиты с льдинами, которые медленно "плывут" по массивной симатической оболочке, как по поверхности
воды. Однако, несмотря на образность, трудно себе представить реальный механизм такого передвижения. К тому же было установлено наличие во многих местах долгоживущих глубинных разломов, уходящих глубоко в мантию и сохраняющих свое положение в течение длительного времени. Эти и другие факты противоречили гипотезе континентального дрейфа, которая к началу 50-х
годов утратила свою популярность.
246
НОВАЯ ГЛОБАЛЬНАЯ ТЕКТОНИКА (ТЕКТОНИКА ПЛИТ, НЕОМОБИЛИЗМТ
В конце 50-х - 60-е годы XX века началось возрождение гипотезы А.Вегенера на новой основе. Этому способствовали несколько обстоятельств.
Во-первых, палеомагнитные исследования горных пород выявили иное по сравнению с современным положение полюсов в геологическом прошлом, а также перемещение континентальных массивов.
Во-вторых, была открыта подводная система срединно-океанических хребтов с грабенообразными погружениями вдоль их осевой части - рифтовыми зонами (см. главу 4). В начале 60-х годов
Г.Хесс и Р.Дитц, вслед за А.Холмсом, выдвинули гипотезу расширения дна океанов от срединных
хребтов к периферии под действием конвекционных течений в мантии и подъема расплавленного
материала из верхней мантии к поверхности. Кроме того, на океаническом дне была выявлена система полосовых магнитных аномалий, параллельных срединно-океаническому хребту и по отношению к нему симметричных. Базальты соседних полос имеют чередующуюся ориентировку намагниченных частиц, то есть образуют положительные и отрицательные магнитные аномалии. Английские исследователи Ф.Вайн и Д.Мэтьюз сопоставили эти аномалии с чередованием эпох прямого и
обратного магнитного поля, установленных для кайнозоя, а затем и мезозоя. Они сделали предположение, что такое чередование является результатом последовательного "порционного" внедрения
базальтового расплава из мантии по глубинным разломам рифтовых зон срединно-океанических
хребтов. Была вычислена скорость раздвижения рифтовых зон, составившая 1 см в год для Северной Атлантики и до 6 см в год для некоторых частей Тихого океана. В дальнейшем Д.Вилсон дал
понятие о трансформных разломах, оперяющих основную рифтовую систему, и установил факт
увеличения возраста вулканических пород по мере удаления от оси рифта (см. схему I, цв. вкл.).
В-третьих, получило окончательное подтверждение наличие в верхней мантии слоя разуплотненных, вязких, местами расплавленных пород, который получил название астеносфера, что означает "слабый слой". Верхняя граница астеносферы находится на глубинах 50-60 км под океанами и 100-120 км под континентами; нижняя граница соответственно - на глубинах 400 и 250 КМ.
Под океанами астеносферный слой значительно толще. Признаки существования этого слоя были
отмечены еще Б.Гутенбергом в 1926 г. по уменьшению скорости распространения сейсмических
волн, отчего астеносферу называют также волноводом. Твердую
оболочку, расположенную над астеносферой и включающую земную кору и верхнюю часть мантии, называют литосферой, буквально - каменной оболочкой.
Благодаря открытию астеносферы значительно проще для понимания стал механизм горизонтального перемещения плит. Фрагменты литосферы, ограниченные рифтовыми зонами, получившие название литосферных плит (рис. 82),
медленно скользят по вязкой, разуплотненной астеносфере. Это гораздо понятнее, нежели плавание
Рис. 82. Карта литосферных плит Земли (Зоненшайн, Кузьмин, 1993). твеРДых СИалических "льдин" В
Заимствовано у Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина, 1994. Границы плит: твердом же симатическом субстра7-v- дивергентные, 2 - конвергентные, 3 - трансформные
те, как в схеме А.Вегенераг
247
248
В конце 60-х годов ученые 3. Ле Пишон, В.Морган, Д.Хэйртцлер, Б.Изакс и др. установили,
что таких крупных литосферных плит сравнительно немного (8-10). Плита может быть и океанической, и континентальной, и смешанной. Построения упомянутых, а также многих других иследователей, обобщенные под названиями "тектоника плит" (плейттектоника), "новая глобальная
тектоника", получили в 70 - 80-х годах огромную популярность среди геологов-тектонистов.
Согласно тектонике плит, действует своеобразный механизм их перемещения. В зонах срединно-океанических хребтов конвекционные потоки из мантии достигают поверхности по глубинным разломам, и поступающие новые порции базальтовой магмы раздвигают, как клинья, расталкивают соседние литосферные плиты, наращивая их изнутри. Зтотцроцесс называется qnpe-,
дингом (рис. 83J),
Обратный процесс происходит в областях, подобных тихоокеанскому побережью Азии. Здесб*
более тяжелая океаническая плита "пододвигается" вниз под континентальную плиту по накло-^
ненной под углом 40-45° в сторону континента зоне контакта (зоне Заварицкого-Беньофа), к которой именно по этой причине приурочены центры землетрясений. Такой процесс пододвигания одной плиты под другую называется субдукцией. Края погружающейся плиты по мере погружения
деформируются, переплавляются в астеносфере. Континентальные окраины, на которых происхс^
дят такие процессы, называются активными. Пассивные континентальные окраины находятся
вдали от зон спрединга и субдукции. Литосферные плиты, движущиеся по астеносфере, обладают
жесткостью и монолитностью, испытывают взаимные горизонтальные перемещения трех типов:
а) расхождение (дивергенцию) в осевых зонах срединно-океанических хребтов; б) схождение
(конвергенцию) по периферии океанов, в глубоководных желобах, где океанские плиты пододви^
гаются под континентальные или островодужные; в) скольжение вдоль трансформных разломов..,
Есть и другие варианты столкновения плит. Края двух континентальных плит при столкновении могут, сминаясь, вздыбиться вверх (коллизия). Предполагают, что такой процесс при столкновении двигавшейся на северо-восток Индийской плиты с огромной Азиатской привел к образованию высочайшей горной системы современности - Гималаев и Тибета. В случае не лобового, а
бокового столкновения плиты будут скользить друг относительно друга, как происходит, например, в Калифорнии по разлому Сан-Андреас. Процесс надвигания фрагмента океанической коры
на континентальную при столкновении плит называется обдукцией.
249
ГИПОТЕЗА ПОДКОРОВЫХ КОНВЕКЦИОННЫХ ТЕЧЕНИЙ
Тектонические движения, происходящие в верхних частях земной коры, являются отголосками грандиозных и во многом еще невыясненных процессов, протекающих в мантии и ядре Земли,
где находятся источники эндогенной энергии.
Д.Джоли в 1924 г. впервые высказал мысль о влиянии тепла радиоактивного распада элементов на
тектонические движения. Д.Джоли считал, что радиоактивное тепло, накапливаясь, нагревает
основание континентов, базальт плавится и материки в него погружаются, что приводит к
трансгрессиям. В дальнейшем базальт плавится и под океанами, континентальные глыбы скользят
по нему к западу под влиянием приливных сил Солнца и Луны. Далее континенты вновь остывают и поднимаются, вызывая складчатость. Континенты занимают места
океанов и наоборот. Гипотеза Д.Джо-ли
не выдерживает критики, в частности,
из-за того, что гранит должен расплавиться раньше базальта.
А.Холмс в 1929 г. предположил,
что неравномерное распределение
подкорового радиогенного тепла порождает в мантии систему конвекционных течений. Эти восходящие течения
вызывают разрыв континентов, их
дробление и образование новых океанов. На границе континентов и океанов
происходит, наоборот, нисходящее в
мантию течение (рис. 84). Эта гипо-Рис.
84. Конвекционные течения в мантии (по
Г.У.Менарду, 1966). теза подкоровых конвекционных тече-Заимствовано у М.М.Судо, 1981: А - образование
рифтов на гребне в нии нащла подтверждение В более ПО-местах растяжений; перемещение блоков коры между
зонами разло- здни х построениях новой глобальной мов на флангах; Б - образование рифтов на флангах; перемещение
блоков коры в стороны, за пределы рифтовых районов, смещения в тектоники. Она впоследствии уточня зоне гребня меньшего масштаба, чем смещения на флангах
лась, ПО мере ТОГО как ВЫЯВЛЯЛОСЬ бо"г
-■-.■■■-.■'•■ лее СЛОЖНое строение мантии. Так,
$.Краус предположил существование двух систем течений в мантии - поверхностной и глубинной.
В последнее время накопились новые данные изучения внутренних сфер Земли - мантии и
IJtpa, что привело к разработке гипотезы плюмов и горячих полей.
ГИПОТЕЗА ПЛЮМОВ И ГОРЯЧИХ ПОЛЕЙ
Мантийные плюмы (или просто плюмы) представляют собой сравнительно узкие колонны
разогретого вещества, поднимающиеся из глубоких слоев мантии. Плюмы, скорее всего, зарождаются на глубине не менее 700 км (Сейферт, 1991). По некоторым оценкам диаметр их составляет
от 100 до 240 км, а скорость подъема 2 м/год. Плюмы порождают купола диаметром до 1000 км,
центральные участки которых возвышаются на 1-2 км над окружающей местностью.
Горячие точки определяются как участки земной поверхности с необычно высокой вулканической активностью в настоящее время или проявлявшейся в прошлом. Иногда под горячей точкой понимают участок внутри мантии, температура которого выше средней температуры на этой
глубине. Есть и такие геологи, которые используют термины горячая точка и плюм как синонимы. Существование горячей точки устанавливается непосредственно из наблюдений за вулканической активностью рассматриваемой области, тогда как вывод о существовании плюмов - результат интерпретации, и прямое наблюдение недоступно.
250
Плюмы встречаются как внутри плит, так и на дивергентных (раздвигающихся) границах
между плитами. Примером внутриплитного расположения в океанической области служит плюм
под островом Гавайи. Плюм этого типа порождает внутриплитную горячую точку, или горячую
точку гавайского типа. Примером плюма, расположенного на дивергентной границе плит, является плюм под Исландией. Плюмы такого типа порождают срединно-океанические горячие точки
или горячие точки исландского типа.
Причины поднятия плюмов. Плюмы поднимаются из глубоких слоев мантии, так как их
вещество легче окружающих пород, а вязкость этих пород достаточно мала, чтобы в мантии стал
возможным режим течения. Они ведут себя как пластическое твердое тело (возможно, частично
расплавленное) и поднимаются подобно соляным диапирам. Вязкость вещества мантии в плюмах
порядка 1019 пуаз. Поднимаясь, вещество плюма подвергается внутренним деформациям, что порождает очень характерную структуру. Для ксенолитов мантии в вулканических породах, излившихся в горячих точках, типична деформационная структура, которая вызвана пластическим течением при подъеме мантийного диапира (плюма). :
Уменьшение давления в веществе плюма приводит к росту содержания в нем расплава, что в
еще большей степени способствует подъему плюма. Этим же объясняется повышенная вулканическая активность в районах горячих точек, в основе которой лежит механизм дифференциации
вещества плюма: более легкая расплавленная фаза отделяется от твердого остатка.
В жидком внешнем ядре и в мантии происходит конвекция вещества и образуется сложная
система конвекционных потоков.
По данным Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина (1994), различают два типа моделей тепловой
гравитационной конвекции. Согласно первому, предполагается конвекция по всей толщине мантии от литосферы (30-100 км) до границы между ядром и мантией (2890 км). В другом типе пред1|олагается, что конвекция происходит в двух слоях (в верхней и нижней мантии) и на границе их
раздела отсутствует существенный массоперенос.
Мантийные плюмы, по мнению Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина, могут зарождаться на
трех уровнях: в верхней мантии, в частности при плавлении субдуцировавшей плиты; на границе
верхней и нижней мантии на глубине 670 км; на границе нижняя мантия - ядро. Природа этих
плюмов может быть либо чисто тепловая (при плавлении окружающего субстрата), либо чисто
химическая (при различии в плотности между веществом плюма и окружающим массивом), либо
совместно и тепловая, и химическая (при частичном плавлении окружающего вещества).
Наиболее ярким проявлением горячей точки поверхности Земли можно считать Гавайские
острова, представляющие с современными извержениями вулканов завершающее звено
Гавайской и Императорской цепи, в которой извержения вулканов удревняются по возрасту от 0
до 42 млн. лет в Гавайской и от 43 до 70 млн. лет в Императорской. Эти цепи вулканических
островов с закономерно изменяющимся возрастом однозначно трактуются как след движения
Тихоокеанской плиты над Гавайской горячей точкой, существующей уже более 70 млн. лет.
Другим важным примером проявления мантийных плюмов являются кимберлитовые поля.
Продолжительность активности современных и существующих в мезозое плюмов составляет
от 15 до 90 млн. лет. Например, возраст кимберлитовых полей в Южной Африке, отражающих,
вероятно, след движения Африканской плиты над двумя горячими точками, датируется 200-110 и
100-70 млн. лет. Во временном и пространственном расположении горячих точек в течение мезозоя наблюдаются определенные закономерности и аналогии с поведением солнечных пятен: горячие точки локализованы в средних широтах 40±15° на Земле и 30±10° на Солнце; новые горячие
точки появляются в высоких широтах в обоих полушариях и мигрируют по направлению к экватору, после чего начинается новый цикл и сильно меняется магнитное поле. На Земле продолжительность такого цикла 90 или 180 млн. лет, на Солнце - 11 лет. Короткие периоды и более правильное распределение пятен на Солнце - не единственное отличие глубинной циркуляции на
251
Земле и на Солнце, определяемое различием вещества газообразного Солнца и высоковязкой мантии Земли, хотя многие подобия просто поразительны. Возникновение солнечных пятен и их миграция к экватору во многом определяются силами Кориолиса, наибольшими в высоких широтах и
исчезающими на экваторе. Если исходить из аналогии с солнечными пятнами, то проявление сил
Кориолиса возможно в относительно маловязком жидком ядре. Это, в свою очередь, указывает на
то, что областью возникновения горячих точек может быть граница ядро - мантия Земли.
Плюмы и многослойная или единая конвекция в мантии являются не альтернативными, а сочетаются в разной степени в различные периоды жизни Земли, причем регулятором может выступать интенсивность мантийных плюмов: в период их максимальной интенсивности (например, в
период мелового "суперплюма"), по выражению Р.Ларсона, преобладает общая конвекция, в период их минимума более отчетливо проявляется многослойная конвекция, и в целом конвекция в
Земле является неустойчивой, нестационарной?1"'По мнению Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина, вероятным важнейшим регулятором внутрен*
них движений в Земле, во всяком случае, в течение последних 2 млрд. лет ее истории, становятся
периодические мантийные плюмы, возникающие на границе ядро - нижняя мантия. Их отделение
от ядра в процессе конвекции и накопление в слое D может рождать гравитационную неустойчивость, т.е. отрыв струй и капель малоплотного вещества, обогащенного флюидом (рис. 85). В любом случае мантийные плюмы, рожденные на границе ядро - мантия и, вероятно, обогащенные
водородом, останавливаются или модифицируются на границе верхняя — нижняя
мантия (около 670 км).
Асейсмичные хребты. Асейсмичный хребет (известный также как след
плюма) представляет собой прямолинейную
цепь вулканических островов, гайотов и(или) подводных поднятий. От островных дуг такие хребты отличаются
тем, что имеют не дугообразную форму:
острова, гайоты и подводные поднятия в них
расположены примерно по прямой линии.
Рис. 85. Разрез земного шара по экватору через Тихий океан. Показан слой D и быстро поднимающийся от него плюм, который На самом деле они располагаются
пересекает
КРУГОВ С центром В ПОЛЮСе 1993).
конвективные
потоки
мантии
(Заимствовано у Н.Л.Добрецова и
А.Г.Кирдяшкина, 1994) спрединга, но радиусы их настолько велики, что они имеют вид прямых линий.
Асейсмичные хребты образуются при движении плиты над плюмом. Плюм, расположенный
внутри плиты (например, под островом Гавайи), порождает отходящий от него единственный
асейсмичный хребет, примером которого является Гавайско-Императорская цепь подводных гор.
Плюм, расположенный под срединно-океаническим хребтом, порождает два или три отходящих от него асейсмичных хребта. Хорошим примером такой ситуации служит Исландия. От нее
отходят широкий асейсмичный хребет северо-западного простирания в сторону Гренландии и второй тоже широкий асейсмичный хребет юго-западного простирания в сторону Шетландских островов (к северо-востоку от Шотландии). Плюм, приуроченный к сочленению трех срединно-океанических хребтов, может быть родоначальником трех отходящих от него асейсмичных хребтов.
Плюмы первого и второго порядка. Изучение простираний континентальных окраин (изобата 2000 м) в Атлантическом, Индийском и Северном Ледовитом океанах, Мексиканском заливе
и Карибском море показало, что изменения их среднего направления можно разделить на сильные
и слабые. Сильные изменения направлений в среднем составляют около 61°, и именно к ним приурочены плюмы первого порядка. Расстояние между плюмами первого порядка колеблются от 450
(Зоненшайн, Кузьмин, ВД°ЛЬ
малых
252
до 2200 км и в среднем составляет около 1700 км. Как правило, здесь располагаются хорошо развитые асейсмичные хребты, соединяющие современное положение плюма (обычно на срединноОкеаническом хребте) с тем местом на континентальной окраине, где он зарождался. Многие,
если не все, плюмы первого порядка на начальной стадии своего развития были связаны с авлакогенами, которые пересекают континентальную окраину в месте зарождения плюма.
Слабые изменения в ориентировке континентальной окраины составляют в среднем около
29°, и к ним приурочены плюмы второго порядка. Обычно между каждой парой плюмов первого
дорядка имеется два-три плюма второго порядка, расположенных в среднем на расстоянии 565 км
друг от друга. Большинство плюмов второго порядка также имеют асейсмичные хребты (следы
плюма), связывающие их современное положение (на срединно-океаническом хребте) с местом
зарождения плюма на континентальной окраине. Однако они менее развиты, чем асейсмичные
хребты плюмов первого порядка.
■ Геологические проявления мантийных плюмов. Как указывалось, различают три возможных
типа плюмов: пришедшие от границы ядро - мантия с глубины 2900 км, от границы верхняя -нижняя
мантия с глубины 660 км и от границы субдуктируемой плиты в тыловой части зон субдук-ции с
глубин 100-300 км. Эти плюмы имеют разные масштабы процесса, прежде всего длину и время
своего подъема. Время подъема для нижне- и верхнемантийных тепловых плюмов 0,5-5 млн. лет.
Столь малое время подъема, возможно, является предельным; при более сложных условиях плавле^
ния оно может быть и больше. Но именно малое время может объяснить кажущуюся неподвижность горячей точки и независимость движения плюмов относительно движущихся литосферных
плит. Периодичность мантийных инверсий и геологических процессов, связанная с мантийными
плюмами порядка 30 или 15 млн. лет, также свидетельствует в пользу короткого времени (менее
5 млн. лет) подъема мантийных плюмов. Независимый анализ проявления важнейших геологических событий за последние 250 млн. лет выявил главную периодичность в 26,6 млн. лет, что с учетом
погрешности можно принять равной 30 млн. лет. Здесь важно отметить, что периодичность плюмов
^15^30 млн. лет возможна лишь при времени подъема, равном или меньше 5 млн. лег фщтш&щхщ
_*.*- Связь интенсивности мантийных плюмов с инверсией мантийного поля, а также аналогия в
возникновении и периодической миграции к экватору солнечных пятен и "горячих точек" Земли
свидетельствуют в пользу зарождения большинства горячих точек на границе ядро — мантия, дтйд
Основной рисунок складчатых поясов составляют фрагменты субдукционно-аккреционных и
аккреционно-коллизионных комплексов, которые цементируют блоки кратонов, микроконтинентов и зрелых островных дуг. В свою очередь, пояса пронизаны коллизионными и постколлизионными гранитами и перекрыты крупными постколлизионными осадочными бассейнами, такими,
как Западно-Сибирский. Аналогично этому, крупные кратоны покрыты осадочным чехлом, в том
числе в форме крупных осадочных бассейнов, и разбиты молодыми и древними (авлакогенными)
рифтами.
?1ШИЕН«^ШОда»Ж»С
.Ш 0- У^-- г
;
■ ■ - > . .^ а.
,,.? В этой исключительно сложной структуре уже давно удалось подметить закономерную повторяемость основных элементов (структурно-формационных комплексов) в пространстве и во
времени. В "геосинклинальной" терминологии эти комплексы относятся к начальной, ранней,
средней, поздней и завершающей стадиям эволюции геосинклинали или складчатого пояса. Уже
давно эти стадии помогли систематизировать позицию рудных месторождений (Ю.А.Билибин,
1955). Хотя трактовка названных стадий с точки зрения тектоники плит существенно изменилась,
само деление на стадии и большинство относимых к ним комплексов сохранило свое значение.
Попытаемся дать новую трактовку этим стадиям с учетом проведенного моделирования.
Начальную стадию, сравниваемую с первой стадией геосинклинального развития, следует
понимать как стадию раздвижения континентов и открытия океанов. Эта стадия в настоящее время
наблюдается в Красном море, Аденском заливе и прилегающей части Индийского океана, а
также в Северной Атлантике (особенно к сейеру от Исландии). Основные процессы, этой стадий
253
периокеанический рифтинг, спрединг в океанических желобах краёв континента и формирование
пассивной окраины с мощными карбонатно-терригенными толщами, переходящими в
глубоководные осадки. Реликты океанических офиолитов (ранней океанической коры и глубоководных осадков океанов) могут сохраниться в субдукционных комплексах. Но лучше сохраняются
осадки и структуры оперяющих рифтов на континентах.
Ранняя стадия (раннеорогенная по геосинклинальной теории) характеризуется образованием хотя бы с одной стороны сформировавшегося океана зон субдукции, сначала в виде островных
дуг, которые могут смениться затем обстановкой активной континентальной окраины. Образование зон субдукции означает, что раздвижение континентов замедлилось, или остановилось, частично сменилось на другой вектор движения, а спрединг и движение океанических плит продолжается. В эту стадию образуются и затем сохраняются фрагменты офиолитов (чаще офиолиты окраинных морей, или надсубдукционные), островных дуг, субдукционно-аккреционные комплексы,
осадочные террейны окраинных морей и пассивных окраин. Отличие последних от осадочных
формаций предыдущей стадии может быть затруднительным. Наряду с формированием субдукционных зон, на другой окраине могут продолжать формироваться осадки пассивных окраин и оперяющих рифтов.
-Л Длительность первых двух стадий может быть различной. Первая стадия, еще не закончив
шаяся в Северной Атлантике и северной части Индийского океана, продолжается более 100 млн.
лет. Существование островных дуг, сменяющихся активными окраинами или наоборот, фиксиру
ется в обрамлении Тихого океана и северо-восточной части Индийского океана более 150 млн.
лет. Таким образом, первые две стадии могут достигать 250 млн.лет, хотя реставрируются короткоживущие океанические бассейны (Мезо-Тетис, Неотетис, Монголо-Охотский), в которых пер
вые две стадии составляют 60-90 млн. лет.
Средняя коллизионная стадия (предорогенная по геосинклинальной теории, называвшаяся
раньше также инверсионной) может протекать в несколько этапов. Они начинаются с коллизии
островных дуг, микроконтинентов между собой или с большим кратоном, сокращением площади
океана и завершаются столкновением континентов и полным закрытием океана. Каждый этап кол
лизии может быть относительно кратковременным (10-15 млн. лет, см. ниже), но в целом охваты
вать интервал около 60-90 млн. лет. Например, закрытие рифейско-вендского Палеоазиатского
океана (и ранней Палеопацифики) началось в середине раннего кембрия, а закончилось в среднем
ордовике (530-440 млн. лет). Закрытие Герцинского океана началось в позднем девоне, закончи
лось в середине карбона (360-300 млн. лет). Эти стадии маркируются олистостромами, пиками
глаукофанового метаморфизма, морскими молассами, внедрением гранитов, образованием ранних
куполов.
Поздняя (постколлизионная) стадия (собственно орогенная) начинается массовым
внедрением позднеколлизионных гранитов и формированием гранито-гнейсовых куполов и
сопровождается формированием континентальных, часто вулканогенных мо-лассовых прогибов.
Граница ее с предыдущей стадией не всегда отчетливая. Например, для гер-цинской стадии
Палеоазиатского океана она охватывает средний карбон-пермь (300-240 млн. лет), местами
продолжается до раннего триаса, а в ордовике выражена менее отчетливо.
Наконец, заключительная стадия характеризуется отсутствием вулканизма (проявлением
только даек) или появлением ареалов щелочного или бимодального базальт-щелочного вулканизма, связанного с горячими точками. В это время формируются крупные постколлизионные бассейны озерного или мелководного морского происхождения, наложенные на предыдущие молассы,
вулканические прогибы и рифты, такие, как Западно-Сибирский или Джунгарский, Таримский
бассейны, содержащие крупные резервуары нефти и газа. Главная стадия формирования названных бассейнов охватывает юру-мел, т.е. около 150 млн. лет, но фактически продолжается до настоящего времени (более 200 млн. лет). На древних платформах известны и более длительные пе-
254
риоды формирования таких бассейнов (Белт, Аделаида в Австралии - более 400 млн.лет; рифейские бассейны Сибирской платформы - более 300 млн. лет) (Зоненшайн, Кузьмин, 1993). Подоб
ные оценки (150-300 млн. лет) получены выше путем теоретического моделирования.
.,*
Подобная последовательность стадий характерна для относительно молодых поясов, начиная
с рубежа 1800-2000 млн. лет. Более древние пояса обнаруживают специфичность в своем развитии. Длительность отдельных процессов может быть различной. Длительный процесс продолжительностью до сотен миллионов лет характеризует формирование осадочных бассейнов, метаморфизм погребения, островодужный магматизм, а также коллизионные стадии горообразования и
метаморфизма (при эрозионной модели подъема). Быстрые процессы (длительностью первые
миллионы до десяти млн. лет) включают нормальную коллизию и метаморфизм прогрессивной и
особенно регрессивной стадии, связанный с возможностью тектонической транспортировки блоков метаморфических пород.
Многочисленные оценки известны для формирования осадочных бассейнов и метаморфизма
погребения под толщей накапливающихся осадков. Принимая среднюю скорость накопления осадков 0,005-0,01 см/год (Ревердатто и др., 1995) и вероятную мощность осадков 20 км, мы получим
время погружения (=максимальное время метаморфизма) 40-20 млн. лет (в среднем 30 млн. лет).
Более длительное время означает перерывы в осадконакоплении или другие осложнения. Напротив, наличие стресса, приводящее к надвигам, может заметно сократить это время. "Мгновенное"
(в геологическом смысле < 1 млн. лет) погружение под мощными надвигами и последующее медленное нагревание длительностью около 15-20 млн. лет в целом дают 15-20 млн. лет для прогрессивной стадии зонального коллизионного метаморфизма. Такая же оценка времени будет, видимо,
справедлива и для эволюционной кривой погружения и нагревания.
В последние годы обнаружены новые удивительные корреляции глобальных геологических
событий, которые позволяют сделать вывод, что первопричиной всех периодических эндогенных
явлений, коррелирующих с глобальными изменениями климата, действительно, может быть пульсационное отделение от границы ядро - мантия порций мантийных плюмов. Наиболее известен
меловой "мегахрон", когда в интервале 124-84 млн. лет не было вообще инверсий магнитного
поля, чему соответствует общий максимум мантийного магматизма; все это коррелируется с меловым длительным периодом теплого климата на Земле.
Происхождение плюмов. Среди гипотез, объясняющих происхождение мантийных плюмов,
можно отметить гипотезы избыточного разогрева за счет концентрации теплогенерирующих элементов в мантии, удара крупного метеорита и повторной активизации восходящего потока вещества мантии на месте ранее существовавшего плюма.
Диагностические признаки плюмов. Ниже мы перечислим признаки, которые позволяют
определить местоположение активного плюма.
1» Плюмы располагаются под районами современного вулканизма или вблизи них. Однако
вулканическая активность связана также с зонами субдукции и авлакогенами; кроме того, она мо»
жет иметь место на асейсмичном хребте (следе плюма) за тысячи километров от самого плюма.
2. Вулканические породы, образованные непосредственно над плюмом, представлены, как
правило, толеитовыми базальтами. Для толеитов, образованных над плюмом в Исландии, характерно необычно низкое (47%) содержание SiO? и довольно высокое (0,4%) содержание К2О.
3. Плюмы под срединно-океаническими хребтами дивергентных границ плит обычно приурочены к тем местам, где хребет существенно меняет направление своего простирания. Угол
между двумя сегментами хребта, пересекающимися над плюмом, составляет 115-155°. Объясняется
это тем, что разломы, развитые поверх плюмов, обычно пересекаются под этими углами,
именно они, по-видимому, направляли развитие срединно-океанических хребтов.
4. Авлакогены пересекаются с плюмами во время их зарождения. Поэтому плюм может находиться под хребтом рядом с пересечением авлакогена и континентальной окраины.
255
5. Возраст вулканов асейсмичных хребтов (следов плюма) последовательно увеличивается по
мере удаления от плюма. Такая закономерность хорошо прослеживается на вулканах Гавайско Императорской цепи подводных гор.
.,
6. Над плюмами часто регистрируются обширные гравитационные максимумы.
7. Океаническая кора над плюмами толще, чем в других областях. Например, мощность коры
в центральной Исландии равна примерно 14 км, тогда как типичная для океанической коры мощ-г
ность (если не считать осадков) составляет около 6 км.
§. Геотермические градиенты над плюмами выше, чем в других областях. В определенном
смысле это является как следствием, так и причиной повышенной вулканической активности над
нлюмом. В Исландии температура в основании коры (на глубине 14 км) равна приблизительна
1000°С. Следовательно, средний геотермический градиент в этой области составляет 71°С/км, т.е.
более чем вдвое превышает нормальную величину 30°С/км.
9. Плюмы часто находятся вблизи районов, где срединно-океанический хребет смещается рфупными трансформными разломами.
КОНЦЕПЦИЯ ФИКСИЗМА
Против концепции тектоники плит выступают "фиксисты". Сторонники этой точки зрения
считают, что взаимное расположение материков в течение всей геологической истории Земли со*хранялось неизменным, фиксированным. Согласно взглядам "фиксистов", океаны образовались
на месте континентов в мезозойско-кайнозойский этап развития Земли. Эта концепция получила
развитие в трудах российских ученых В.В.Белоусова, В.В.Тихомирова и др. (Судо, 1981).
В.В. БеЛОуСОВ Представляет развитие океанов следующим образом. Земля длительное время
разогревалась внутренними радиоактивными источниками тепла на глубинах в несколько сотен
километров. В результате частичного расплавления ультраосновных пород из верхней мантии
выплавлялись базальты. Дальнейшая дифференциация базальтов приводила к обособлению в нил
кислого (гранитного) материала. Так сформировалась материковая кора, и уже в архейском акроне
она покрывала весь земной шар.
На этой коре существовали лишь мелкие внутриконтинентальные морские бассейны. Океанов на поверхности Земли в то время еще не было. Возрастание радиоактивного разогрева приводило к появлению очагов полного расплавления ультраосновного вещества мантии. Ультраосновной и основной (базальтовый) расплавы устремлялись по разломам вверх. В области современных
океанов они внедрялись, в земную кору и изливались на ее поверхности. При этом базальтовые породы превращались в эклогиты. Удельный вес их значительно возрастал. Вследствие этого утяжеленные глыбы земной коры вместе с внедрившимися тяжелыми ультраосновными интрузиями погружались обратно в мантию и растворялись в ней. Таким образом, часть кислого или среднего посоставу материала континентальной коры замещалась ультраосновным материалом мантии. Так
формировалась кора нового типа. Этот процесс увеличения основности пород новой коры называют "базификацией" ("базиты" - синоним термина "основная порода"}. Конечный результат базификации, выраженный в образовании океана на месте материка, называется "океанизацией".
Процесс обновления коры, по мнению В.В. Белоусова, закончился в начале мелового периода. Образование океанов и опускание их дна шло от периферии к оси. Например, восточная и западная окраины современного Атлантического океана были втянуты в опускание и достигли последней степени базификации раньше, чем его осевая зона. Здесь, в пределах Срединно-Атлантического хребта процесс базификации продолжается до сих пор. Предполагается, что именно с
этим процессом связаны высокая сейсмичность, вулканизм и близость к поверхности ультраосновных интрузий. Считаете», что процесс базификации продвинулся дальше всего на срединных
хребтах в пределах рифтовой долины. Они рассматриваются как зоны, опускающиеся под влиянием отяжеляющих их интрузий из мантии.
256
Отвергая возможность горизонтальных перемещений материков, В.В. Белоусов предлагает
вернуться к старой идее Гондваны и считать, что материки, входившие в последнюю, соединялись
между собой в конце палеозоя и начале мезозоя временными полосами суши и мелкими морями^
Впоследствии такие "мосты" опустились.
Описанная концепция критикуется "мобилистами". Так, П.Н. Кропоткин отмечает, что сколько бы ни добавляли в континентальную кору более плотного симатического материала, она не станет тяжелее плотных перидотитовых масс, которыми сложена мантия, и не сможет утонуть в подкоровом веществе.
По мнению П.Н. Кропоткина, опускание (без раздвигания материков в области Атлантического и Индийского океанов), которое предполагает В.В. Белоусов, привело бы к перемещению вод
океана во вновь образовавшиеся впадины. В этом случае уровень океана должен понизиться на
1 км, а это должно было вызвать огромную регрессию в течение мезозоя и кайнозоя. Но геологические данные показывают, что в это время наоборот (в сеномане и палеогене) были самые крупные трансгрессии.
Представления о том, что океаны возникли на месте былых платформ, широко распространились в 30 - 50-е годы XX в.
Известный немецкий тектонист Ганс Штилле выделял три основных типа структур - складчатые пояса, платформы и опустившиеся платформы. Академик А.Д. Архангельский рассматривал Тихий океан как опустившуюся платформу. И.А. Резанов, развивая эти представления, отмечает следующее. На континентах все геосинклинальные пояса с обеих сторон ограничены платформами. В океанах установлены такие же структуры. Например, в Индийском океане на Мадагаскаре, Сейшельских островах, Кергелене обнаружены древнейшие докембрийские образования (в частности, граниты). Часто они перекрыты меловыми и палеогеновыми базальтами, идентичными
тем, которые вскрыты буровыми скважинами во втором слое океанической коры. Эти острова рассматриваются как обломки (реликты) континентов, существовавших ранее на месте океанов. Все
это позволило И.А. Резанову отстаивать представление о том, что Индийский и Атлантический
океаны возникли вследствие погружения докембрийской Гондваны. Сторонники "фиксизма" по
иному объясняют данные о возрасте пород дна океанов. В.В. Белоусов считает, что омоложение
подошвы осадочного слоя по направлению к оси срединного хребта может быть объяснено тем,
что осадки здесь фациально замещаются одновозрастными базальтовыми покровами "второго"
слоя. В пользу этого в некоторой мере свидетельствуют результаты глубоководного бурения.
* * *
Гипотеза новой глобальной тектоники, безраздельно господствовавшая в геологии в 70 - 80-е
годы, на наш взгляд, несколько утратила свою популярность, будучи не в силах объяснить некоторые факты, одним из которых является отсутствие зон субдукции в некоторых областях, например,
вокруг Антарктической и Африкано-Аравийской литосферных плит. Под архейскими щитами всех
континентов зона низких скоростей (астеносфера) отсутствует, а это означает, что континентальная
кора здесь не отделена от мантии разуплотненным, или астеносферным, слоем. Следовательно, в
области архейских щитов континенты не могли перемещаться относительно друг друга.
Изучение геологии докембрия убеждает в том, что концепция плитной тектоники на ранних
стадиях истории земной коры неприменима. В нижнем архее весьма распространены мощные
гнейсово-гранулитовые комплексы, исходные породы которых сформировались на всей поверхности планеты. Выходы этих комплексов слагают фундамент всех континентов, известны по берегам
океанов, а в ряде мест и на их дне. По мнению Л.И.Салопа, докембрийские геосинклинали закладывались исключительно на континентальной (сиалической) коре, в результате ее деструкции и
погружения. По-видимому, крупные докембрийские тектонические элементы (геосинклинали,
щиты, авлакогены и ар.) существовали не меняя своего положения на протяжении весьма дли -
257
тельного времени - сотен миллионов лет. В докембрии, как и в фанерозое, наблюдалось чередование эпох глобального расширения и сжатия Земли, что было определяющим в развитии земной
коры с самого начала ее образования.
Палеомагнитные исследования Б.Эмблтона и П.Шмидта (1979, 1981) по докембрию Африки,
Австралии, Северной Америки и Гренландии позволили определить положение полюсов в интервале 2,3-1,6 млрд. лет и установить, что полюса для всех упомянутых континентов в течение каждого отрезка времени указанного интервала располагались близ друг друга. Следовательно, в раннем протерозое континенты занимали примерно то же положение и сходную с современной ориентировку относительно полюсов. Иными словами, дрейф континентов и тогда был очень проблематичен. Многочисленные данные показывают, что тектонические процессы, которые происходили на протяжении докембрия и дальнейшей геологической истории, имели определенную направленность и в то же время унаследованность от предыдущих этапов развития.
А.Мейерхофф, В.В.Белоусов, Л.И.Салоп, Ф.С.Моисеенко и другие исследователи приводят
доказательства не мезозойского, а гораздо более древнего возраста Индийского и Атлантического
океанов. В этих океанических бассейнах обнаружены небольшие участки выхода древних пород.
Из них рифейские породы известны на западной окраине Срединно-Атлантического хребта в северной части Атлантического океана. Докембрийские породы подняты также со дна Центральной
Атлантики в районе поднятия Сан-Паулу и на Таити. На нескольких участках восточного крыла
Срединно-Атлантического хребта найдены палеозойские трилобиты.
Распределение залежей эвапоритов (соли, гипсы и т.п.) и угля свидетельствуют о примерно
таком же, как в настоящее время, положении экватора и климатических поясов. Как показал
А.Мейерхофф, 95-96% всех эвапоритов, начиная с позднего протерозоя до современности, мш-ались в областях, где ныне испарение превосходит суммарное количество поступающей влаги. Это
возможно только в том случае, если Мировой океан и системы атмосферной циркуляции оставались Практически неизменными в пространстве и времени, а ось вращения Земли и континенты
существенно не меняли своего взаимного расположения. Эти выводы подтверждаются тем фактом, что отложения эвапоритов любого возраста встречаются только в двух зонах, параллельных
современному экватору, - одна к северу, а другая к югу от него. Большинство (88% по объему)
промышленных угольных месторождений Земли сосредоточено, за редким исключением, в восточной трети или двух третях всех континентов, куда, как и в наше время, поступала теплая влага.
Известные ледниковые отложения каменноугольно-пермского возраста в ЮЖНОМ полушарии И
миоцен-четвертичного возраста в обоих полушариях распределены биполярно относительно современных географических полюсов. Древние коралловые рифы, подобно эвапоритам и залежам
угля, образуют широкие полосы, параллельные современному тепловому экватору. На основании
всех этих фактов можно сделать вывод, что континенты, океаны, а также ось вращения Земли существенно не меняли своего положения по крайней мере с.середины протерозоя до настоящего
времени.
В схему тектоники плит не вписывается Исландия, так как мощность континентальной коры
здесь достигает 30-40 км и ни один рифт на данной территории не прослеживается.
Необходимо заметить, что новая глобальная тектоника, как и другие гипотезы, вовсе не опровергает геосинклинальную теорию. Учение о геосинклиналях возникло на основании обобщения
громадного объема фактического материала, собранного в течение порядка 200 лет в областях развития континентальной коры. Нет никаких оснований отвергать все эти достижения после появления новых данных по океаническим областям, тем более что они еще окончательно не осмыслены
и процесс получения материалов в областях развития как континентальной, так и океанической
коры продолжается. В.Е.Хаин (1986) также отметил, что "учение о геосинклиналях не может быть
противопоставлено тектонике плит, являясь эмпирическим обобщением, независимым от какойлибо геодинамической модели. Основные положения этого учения получают хорошее истолкова-
258
ние с позиции тектоники плит, позволяя существенно углубить и дополнить их содержание и понимание".
Упомянутые выше и другие факты приводят к необходимости корректировки гипотезы литосферных плит. Концепция плюмов и горячих полей во многом базируется на понятиях плитной
тектоники, хотя несколько иначе объясняет механизм перемещения блоков литосферы. Плейт-тектоника, или тектоника плит, по Ч.Б.Борукаеву (1999), характеризуется наличием трансформных
разломов, линий подъема (срединно-океанические хребты), линий погружения (желоба) и магматизмом вдоль границ плит. Плюм-тектоника же характеризуется отсутствием трансформных разломов, линий подъема, наличием колонн (столбов) поднятия горячего вещества из мантии и колонн опускания холодного вещества из верхних частей земной коры. Вдоль линий погружения нет
магматизма (отсутствуют вулканические дуги) (рис. 86).
Сравнительно недавно для уточнения плитной
тектоники появилась модель террейнов - мелких осколков плит, обладающих внутренней однородностью,
целостностью строения, высокой мобильностью и способных перемещаться на весьма большие расстояния
по латерали. Террейновый анализ трактует любой
складчатый пояс как набор разнородных структурных
элементов — обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанических поднятий. Как видно, модель террейнов противоречит логике исторического развития зем-
ной коры.
Недостатки, содержащиеся в концепции плитной
тектоники и близких к ней понятий, заставили многих
исследователей вернуться к пульсационной гипотезе
Рис. 86. Плейт- и плюм(см. выше), которая помогает устранить многие протитектоника по Ш.Маруяма
воречия. Так, преобладание процессов спрединга над
(Maftoyaua, 1994)
субдукцией может свидетельствовать об эпохе расширения Земли, которая в дальнейшем,
возможно, сменится эпохой сжатия с развитием субдукции, складчатости и других процессов.
Пульсационная гипотеза наилучшим образом объясняет периодический характер процессов
тектогенеза в земной коре и других связанных с ними циклических явлений. Потенциал этой
концепции, на наш взгляд, далеко не исчерпан и ее применение даст возможность более полно
осветить взаимосвязь космических и внутриземных процессов, совместно обусловливающих
развитие Земли.
259
260
СОДЕРЖАНИЕ
ПРЕДИСЛОВИЕ ....... ................................ ........................................... …….. ................ . з
ВВЕДЕНИЕ............................................................................................................................................... 5
Г л а в а 1. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И МЕТОДЫ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ ........... 12
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЙ МЕТОД .................................................................................................... 12
Относительная геохронология ................................................................................................. 14
Палеонтологические методы (биостратиграфия) .......
....................... 14
Непалеонтологические методы .............................................................................................. 19
Абсолютная геохронология ....................................................................................................... 23
МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК.
УЧЕНИЕ О ФАЦИЯХ ...............................................................................................................„ ___ 21
Литологический анализ ............................................................................................................. 27
Биономический анализ .............................................................................................................. 31
Анализ общегеологических данных ......................................... …………………….. .......... 36
Основные группы фаций ......................................................................................................... 36
Палеогеографические карты ................................................................................................... 46
МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ ПРОШЛОГО .................... 48
Глава 2. ГЕОХРОНОЛОГИЯ. ШКАЛА ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ВРЕМЕНИ .........................54
ТИПЫ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ЕДИНИЦ И КРИТЕРИИ ИХ ВЫДЕЛЕНИЯ ........................... 54
МЕЖДУНАРОДНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА...........
..... 56
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ ...................................................................... 57
ГАЛАКТИЧЕСКАЯ ХРОНОМЕТРИЧЕСКАЯ ШКАЛА .................................................................63
ПЕРИОДИЧЕСКИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ И ИХ ВЛИЯНИЕ НА ВЫМИРАНИЕ
И ПОЯВЛЕНИЕ ОРГАНИЗМОВ ......................................................................................... * ...........65
Г л а в а 3. ПРОИСХОЖДЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ И ПЛАНЕТЫ ЗЕМЛЯ...........70
ГИПОТЕЗЫ О ПРОИСХОЖДЕНИИ ЗЕМЛИ ........................................
............
70
ЛУННАЯ СТАДИЯ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ ...........................................................................
71
Г л а в а 4. ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ ................................ 73
ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ .............................. 74
Понятие о геосинклиналях ........................................................................................................ 74
Складчатые области (орогены) .............. ...........:„... ................................................................. 78
Платформы ................................................................................................................................... 79
ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ ............................................ 81
Г л а в а 5. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЖИЗНИ. ПЕРВЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ
ОРГАНИЧЕСКОГО МИРА ........................................................................................... 84
Г л а в а 6. ДОКЕМБРИЙ. АРХЕЙСКИЙ И ПРОТЕРОЗОЙСКИЙ АКРОНЫ
(АКРОТЕМЫ) - AR + PR .............................................................................................. 88
ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ В ДОКЕМБРИИ .............….. .................................…......... 88
АРХЕЙСКИЙ АКРОН (АРХЕЙСКАЯ АКРОТЕМА) - AR ............................................................. 92
Раннеархейский эон (нижнеархейская эонотема) - ARj ........................................... ,........... 93
Общая характеристика .......................... … ........................ ……………………..
...... 93
Органический мир .....................................................................………………………. ........ 93
Структуры земной коры и породообразование .......................………………………. ........ 93
Физико-географические условия .......................................... …………. .............................. 96
Позднеархейский эон (верхнеархейская эонотема) - AR2………………. ........................................................... 97
Общая характеристика .................... ………………………………. ............. ………… ....... 97
Органический мир ................................................................................................................... 97
.
261
Структуры земной коры и породообразование.................................….... .............................. 98
Физико-географические условия .......................................................................................... 100
ПРОТЕРОЗОЙСКИЙ АКРОН (АКРОТЕМА) - PR ........................................................................ 101
Раннепротерозойский эон (нижнепротерозойская эонотема) - PR, ................................. 101
Общая характеристика ........................................................................................................... 101
Органический мир ................................................................................................................. 101
Раннекарельская эра (нижнекарельская эратема)- PR,1 .................................................................................101
Структуры земной коры и породообразование .................................................................... 101
Позднекарельская эра (верхнекарельская эратема) - PR,2 ........................................................................... 107
Структуры земной коры и породообразование .................................................................... 107
Физико-географические условия раннего протерозоя ......................................................... 108
Глава 7. ПОЗДНЕПРОТЕРОЗОИСКИИ ЭОН (ВЕРХНЕПРОТЕРОЗОИСКАЯ
ЭОНОТЕМА) - PR2 ............................................................................................................................................................... 110
Р и фей - R ..........................
......................................... ПО
Общая характеристика, ..................................... .................................................................... ПО
Органический мир ................................................................................................................. ПО
Структуры земной коры и породообразование .................................................................... 112
Условия осадконакопления ..............................................................
115
Физико-географические условия ..................................................................... ..................... 115
Вендский период (система)-V ................................................................................................ 116
Общая характеристика ........................................................................................................... 116
Органический мир ................................................................................................................. 116
Структуры земной коры и осадконакопление...................................................................... 119
Физико-географические условия .......................................................................................... 121
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ ДОКЕМБРИЯ ................................................................................ 122
Г л а в а 8. ФАНЕРОЗОЙСКИЙ ЭОН (ЭОНОТЕМА) - FZ ....................................................... 124
ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА (ЭРАТЕМА) - PZ ...................................................................................... 124
Кембрийский период (система) -€ .......................................................................................... 125
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ....................... 125
Органический мир ................................................................................................................. 128
Структуры земной коры и палеогеография .......................................................................... 128
История развития платформ .................................................................................................. 129
История развития гео синклинальных поясов ..................................................................... 131
Полезные ископаемые ................................................................................... ........................ 134
Ордовикский период (система) - О........................................................................................ 135
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ....................... 135
Органический мир ................................................................................................................. 137
Структуры земной коры и палеогеография........................................................................... 137
История развития платформ .................................................................................................. 138
История развития гео синклинальных поясов ....................................................................... 139
Полезные ископаемые ........................................................................................................... 140
Силурийский период (система) - S ........................................................................................ 141
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ....................... 141
Органический мир ................................................................................................................. 143
Структуры земной коры и палеогеография........…………… ................................................ 144
История развития платформ .................................................................................................. 145
История развития гео синклинальных поясов ..................................................................... 146
Полезные ископаемые ........................................................................................................... 149
Девонский период (система)-D .............................................................................................. 149
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ....................... 149
262
Органический мир ......................................... …………………………………………. ....... 150
Структуры земной коры и палеогеография ...... ………………………………………. ....... 152
История развития платформ .............................. ………………………………………. ....... 154
История развития геосинклинальных поясов .... ................................................................. 157
Полезные ископаемые ............................................................................................................ 160
Каменноугольный период (система) - С..................................................... ……………. ...... 160
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы .................. .:.... 160
Органический мир ............................................................. ……………................................. 162
Структуры земной коры и палеогеография………………………… ................................. 164
История развития платформ ..................................
........................................... 165
История развития геосинклинальных поясов ...................................................................... 167
Полезные ископаемые ............................................................................................................ 169
Пермский период (система ) - Р .............................................................................................. 170
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ........................ 170
Органический мир .......................................................................................................... '........ 171
Структуры земной коры и палеогеография ........................................................................... 173
История развития платформ ................................ …………………………………………. 173
История развития геосинклинальных поясов ...
175
Полезные ископаемые ......................................... …………………………………………… 176
Г л а в а 9. МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРА (ЭРАТЕМА) - МZ...
178
Триасовый период (система) - Т ............................................................................................. 178
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотип……………….. 178
Органический мир .................................................................................................................. 179
Структуры земной коры и палеогеография ........................................................................... 181
История развития платформ ................................................................................................... 182
История развития геосинклинальных поясов ...................................................................... 184
Полезные ископаемые....................... ………………………………… ....................... 184
Юрский период (система) - J ................................................................................................... 185
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ........................ 185
Органический мир ........
...................................................
... 186
Структуры земной коры и палеогеография ........................................................................... 188
История развития платформ ................................................................................................... 189
История развития геосинклинальных поясов ...................................................................... 190
Полезные ископаемые ............................................................................................................ 192
Меловой период (система) - К................................................................................................. 192
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ........................ 192
Органический мир .................................................................................................................. 196
Структуры земной коры и палеогеография ........................................................................... 199
История развития платформ ........................................................................................ .......... 200
История развития геосинклинальных поясов ...................................................................... 201
Полезные ископаемые ............................................................................................................ 202
Г л а в а 10. КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭРА (ЭРАТЕМА) - KZ ................................................................ 203
Палеогеновый период (система)— Р ...................................................................................... 203
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ........................ 203
Органический мир .................................................................................................................. 204
Структуры земной коры и палеогеография ........................................................................... 207
История развития платформ ................................................................................................... 207
История развития геосинклинальных поясов ...................................................................... 209
Океаны ..................................................................................................................................... 211
Полезные ископаемые ............................................................................................................ 211
263
Неогеновый период (система) - N ...........................................................................................212
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы ........................ 212
Органический мир ............................ ,„......,. ..........................................................................213
Структуры земной коры и палеогеография ...........................................................................215
Океаны .....................................................................................................................................217
Полезные ископаемые ........................................................................................................... 217
Четвертичный период (система) - Q.......................................................................................218
Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы.-. ......................218
Органический мир ..................................................................................................................221
Природные условия ............................................................................................................... 223
Полезные ископаемые ........................................................................................................... 227
Глава 11. ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ БИОСФЕРЫ В ФАНЕРОЗОЕ
(по материалам Палеонтологического музея)......................................................... 228
Г л а в а 12. ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПЕРИОДИЗАЦИЯ
И НАПРАВЛЕННОСТЬ РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ.
ВАЖНЕЙШИЕ ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ГИПОТЕЗЫ........................................ 236
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПЕРИОДИЗАЦИЯ......................................................................................... 236
ВАЖНЕЙШИЕ ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ГИПОТЕЗЫ ................................................... : ............ 238
Гипотеза расширяющейся Земли.................................................................................................238
Гипотеза контракции .................................................................................................................. 238
Пульсационная гипотеза .............................................................................................................239
Гипотеза дрейфа материков ........................................................................................................ 243
Новая глобальная тектоника (тектоника плит, неомобилизм).................................................. 244
Гипотеза подкоровых конвекционных течений ..........................................................................246
Гипотеза плюмов и горячих полей .............................................................................................246
Концепция фиксизма............................................. ….................................................................. 254
УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ ..........................................................................................................256
СХЕМЫ ................................................................................................................................................. 256
ЛИТЕРАТУРА ................................... …………………………………….. .............................................257
264
ЛИТЕРАТУРА
Алексеев А.С. Массовые вымирания в фанерозое. - Автореф. дис. ... докт. геол.-минерал, наук. -М.:
МГУ, 1998.-76с.
Аугуста И., Буриан 3 . Жизнь древнего человека. - Прага: Артия, 1960. - 68 с. - 52 ил.
Аугуста И., Буриан 3. По путям развития жизни.-Прага: Артия, 1966. - 51 с.-60 ил.
Белоусов В.В. Основные вопросы геотектоники. - М.: Госгеолтехиздат, 1962. - 608 с.
Белоусов В.В. Тектоника плит и тектонические обобщения // Геотектоника. -1991.-№2.-С.3-12.
Бодылевский В.И. Малый атлас руководящих ископаемых: Справочное пособие. - Л.: Недра, 1990.263с.
Борисяк А.А. Курс исторической геологии. - М.-Л.: Гос. науч.-тех. изд-во, 1931. - 440 с.
Борукаев Ч. Б. Словарь-справочник по современной тектонической терминологии / СО РАН. Объед.
ин-т геологии, геофизики и минералогии. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1999. (Тр.
ОИГГМ СО РАН; Вып. 840). - 69 с.
Васильев Ю.М., Мильничук В.С., Арабаджи М.С. Общая и историческая геология. - М.: Недра, 1977. 472 с.
Горн Н . К . Руководство к практическим занятиям по исторической геологии. - Л.: Изд-во ЛГУ, 1962.
-258с.
Гречишникова И. А., Левицкий Е.С. Практические занятия по исторической геологии. -М.: Недра, 1979.
- 168 с.
Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика / СО РАН. Объед. ин-т геологии, геофизики и
минералогии. - Новосибирск: НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1994. - 299 с.
Ж и н ь ю М . Стратиграфическая геология.- М.: ИЛ, 1952.- 638 с.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Моралев В.М. Глобальная тектоника, магматизм и металлогения. - М.:
Недра, 1976. - 231 с.
Зоненшайн Л.П., Ку з ь м и н М . И . Палеогеодинамика. - М.: Наука, 1993. - 192 с.
Историческая геология с основами палеонтологии / Е.В.Владимирская, А.Х.Кагарманов, Н.Я.Спасский
и др. - Л.: Недра, 1985. - 423 с.
Историческая геология. Учебник для вузов / Г.И.Немков, Е.С.Левицкий, И.А.Гречишникова и др. - М.:
Недра, 1986. - 352 с.
Историческая и региональная геология в системе геологического образования / Под ред. проф.
А.Х.Кагарманова. - СПб.: Горный ин-т, 1999. - 156 с.
Казакова В.П., Найдин Д.П. Историческая геология: Метод, указания и задания к практич. занятиям. .М.: Изд-во Моск. ун-та, 1983. - 140 с.
Коровин М.К. Историческая геология. - М.: Госгеолиздат, 1941. - 487 с.
Куликова В.В., Куликов В.С. Универсальная галактическая хронометрическая шкала. -Петрозаводск:
ИГ КНЦ РАН, 1997. - 86 с.
Левитес Я.М. Историческая геология с основами палеонтологии. - М.: Госгеолтехиздат, 1956. -315 с.
Леонов Г.П. Историческая геология. Основы и методы. Докембрий. - М.: Изд-во Моск. ун-та, 1980.
- 344 с.
Мазарович А.Н. Историческая геология. - М.-Л.: ОНТИ НКТП СССР, 1937. - 458 с.
М е и е н С . В . Введение в теорию стратиграфии. - М.: Наука, 1989. - 216 с.
Мейерхофф А. А., Мейерхофф Г. А. Тектоника плит. Возражения против / Структурная геология и
тектоника плит. - М.: Мир, 1991. - Т. 3. - С. 16-29.
Милановский Е.Е. Пульсации Земли // Геотектоника. - 1995. - № 5. - С. 3-24.
Милановский Е.Е. Глобальная цикличность геологического развития Земли в фанерозое и проблемы
великих вымираний // Историческая и региональная геология в системе геологического образования /
Под ред. А.Х.Кагарманова. - СПб.: Горный ин-т, 1999. - С. 34-35.
Михайлова И.А., Бондаренко О.Б. Палеонтология.-М.: Изд-во Моск. ун-та, 1997. - Ч. 1.
-448с.-Ч. 2.-496с.
Моисеенко Ф.С. Основы глубинной геологии.-Л.: Недра, 1981. - 279 с.
265
М о н и н А . С . Ранняя геологическая история Земли. - М.: Недра, 1987. - 261 с.
Найдин Д.П. Глобальные и региональные стандарты в стратиграфии // Геология и геофизика. -1998.Т. 39. -№8. -С. 1021-1031. ЙНеймайр М. История Земли.-СПб., 1897. - Т.1. -761 с.; 1898. - Т.Н. - 848 с.
Парфенова М.Д. Историческая геология с основами палеонтологии: Учебное пособие. - Томск: Изд-во
НТЛ, 2000. - 550 с.
Подобина В.М., Татьянин Г.М. Факторы эволюции организмов (на примере фанерозойских
фораминифер Западной Сибири) // Эволюция жизни на Земле: Материалы I Междунар. симп. / Отв.
ред. В.М.Подобина. - Томск: Изд-во НТЛ, 1997. - С. 21-23.
Рич П.В., Рич Т.Х., Фентон М.А. Каменная книга. Летопись доисторической жизни: Пер. с англ, с
дополн. и измен. - М.: МАЙК "Наука", 1997. - 623 с.
Руттен М. Происхождение жизни (естественным путём). - М.: Мир, 1973.-411 с.
Садил И., Пешек Л. Планета Земля.-Прага: Артия, 1968. - 191 с.
Салоп Л . И . Геологическое развитие Земли в докембрии. - Л.: Недра, 1982. - 343 с.
Силк Дж. Большой взрыв.-М.: Мир, 1982. - 391 с.
Соколов Б.С. Перспективы биостратиграфии докембрия // Геология и геофизика. - 1977. - № 11.-С. 5470.
Соколов Б.С. Очерки становления венда.-М.: КМКЛтд., 1997. - 156 с.
Соколов Б.С. Рифей и венд в геобиохронологической перспективе поисков докембрийских
углеводородов // Геология и геофизика. - 1999. - Т. 40. - № 10. - С. 1389-1396.
Степанов Д.Л., Месежников М.С. Общая стратиграфия (Принципы и методы стратиграфических
исследований). - Л.: Недра, 1979. - 423 с.
Страхов Н.М. Основы исторической геологии. Ч. I, II. - М.-Л.: Госгеолиздат, 1948. - 253 с. (Ч. I), 222 с.
(Ч. II).
Стратиграфический кодекс. - СПб.: МСК, 1992. - 120 с.
Структурная геология и тектоника плит: В 3-х томах: Пер. с англ./ Под ред. К.Сейферта. - М.: Мир,
1990-1991. - Т. 1. - 1990. - 315 с.; Т. 2. - 1991. - 376 с.; Т. 3. - 1991. - 350 с.
Су до М.М. Современная геология.-М.: Знание, 1981. - 160 с.
Ушаков С.А., Ясаманов Н.А. Дрейф материков и климаты Земли. - М.: Мысль, 1984. - 206 с.
Хаин В.Е. Общая геотектоника. - М.: Недра, 1973. - 512 с.
X а и н В.Е. Учение о геосинклиналях и тектоника плит // Геотектоника. - 1986. - № 5. - С. 3-12.
Хаин В.Е., Короновский Н.В., Ясаманов Н.А. Историческая геология: Учебник. -М.: Изд-во Моск. унта, 1997. - 448 с.
Харленд У. Б., Кокс А.В., Ллевеллин П.Г. и др. Шкала геологического времени: Пер. с англ. - М.: Мир,
1985. - 140 с.
Цейслер В.М. Тектонические структуры на геологической карте СССР. - М.: Недра, 1979. - 159 с.
Чарыгин М.М., Васильев Ю.М. Общая и историческая геология. - М.: Недра, 1968. - 448 с.
Шкловский И.С. Вселенная, жизнь, разум. - М.: Наука, 1987. - 320 с.
Эволюция жизни на земле: Материалы I Междунар. симп. / Отв. ред. В.М.Подобина. - Томск: Изд-во
НТЛ, 1997.- 168с.
Monroe James S., Wicander Reed. The Changing Earh Explosing. Geology and Evolution. -West Publ. Co. 1994. - 731 p.
Spinar Z., Burian Z. Leben in der Urzeit. - Leipzig. Jena. Berlin: Urania- Verlag, 1973. - 228 p.
Wicander R., Monroe J.S. Historical Geology: Evolution of the Earth and Life through Time. - St. Paul: West
Publ. Co., 1993. - 640 p.
Н е р у ч е в С.Г. Периодичность крупных геологических и биологических событий фанерозоя. Геология и геофизика. 1999. -Т. 40, № 4. - С493-511.
266