Контрольная работа
по геологии
«Меловой период»
Содержание
Введение
1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
2. Органический мир
3. Палеотектонические и палеогеографические условия
4. Эволюция и вымирание фауны в меловом периоде
5. Климатическая и биогеографическаязональность
6. Полезные ископаемые
Введение
Меловой период имеет продолжительность около 70 млн лет. Онначался 135 млн лет назад, а закончился 65 млн лет назад. Меловая система всовременном объеме была выделена бельгийским геологом Ж — д'Омалиусом д'Аллуа в1822 г. в Англо-Парижском бассейне. Свое название она получила от характернойпороды — белого писчего мела, широко распространенного в Европе, от Британскихостровов до Прикаспия. В системе выделяют два отдела. Такое разделение былорекомендовано на 3-й сессии МГК (Берлин, 1885) и используется по настоящеевремя, хотя неоднократно предпринимаются попытки предложить варианттрехчленного деления, в котором аптский, альбский, а иногда и сеноманокий ярусывыделяют под названием «средний мел». Трехчленное деление принято во^Франции и некоторых других странах. Ярусное и зональное деление нижнего отделамеловой системы основано на распространенности аммоноидей, а верхнего — белемноидей,морских ежей, иноцерамов и фораминифер. Ярусная шкала была разработана вЗападной Европе. Стратотипы валанжина и готерива находятся в Швейцарии,Маастрихта — в Нидерландах, а остальных ярусов — во Франции. Общаястратиграфическая шкала меловой системы дана в табл. 1.
Таблица 1 Общие стратиграфические подразделения меловойсистемы
/>
1. Стратиграфическое расчленение и стратотипы
После установления меловой системы дальнейшая разработка еестратиграфии была выполнена А. д'Орбиньи, который широко использовалпалеонтологический метод. Взамен существующих местных подразделений он ввелярусы, каждый из которых характеризуется определенным фаунистическим комплексом.
Термин «неоком» был предложен в 1835 г. Дж. Турманномдля морских отложений нижней части меловой системы, развитых в южных горахШвейцарии. Название происходит от древнеримского имени г. Невшателя. В дальнейшемнеоком был утвержден в качестве надъяруса и в его составе стали выделять 4яруса.
Сенон впервые был обоснован в ранге яруса А. д'Орбиньи. Названиепроисходит от древнего имени г. Санса на р. Йонна. В дальнейшем в составесенона были выделены 4 яруса, а сам он перешел в ранг надъяруса.
Стратотип берриасского яруса расположен на юго-востокеФранции у д. Берриас. В 1871 г. известняки берриаса Г. Коканом были выделены всамостоятельный ярус, и он поместил его в основание меловой системы. Позднееберриас был включен в качестве подъяруса в титонский ярус. С конца прошлоговека развернулась дискуссия о статусе берриаса. Стратотипический разрезпереизучался в 60-70-е годы нашего столетия, и ряд исследователей предложилирассматривать 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 иберриасом предложено проводить, как и раньше, в основании подзоны Pseudosubplaniies grandis.
Валанжинский ярус был выделен из неокома, развитого в г. Невшатель(Швейцария), около замка Валанжин. К нему была отнесена пачка переслаиваниясерых, голубых и желтых мергелей п плотных органогенных известняков, восновании оолитовых, а в верхах с железистыми оолитами. В толще, имеющеймощность 53-55 м, встречаются остатки морских ежей, брахиопод, губок, мшанок,кораллов, фораминифер, двустворчатых и брюхоногих моллюсков. В залегающем в кровлеслое известково-мергелистых желваков были найдены аммониты.
Более поздние исследования показали, что значительная частьвыделенных слоев относится к берриасу, а сам стратотип валанжина выбраннеудачно, так как разрез изобилует конденсированными слоями и перерывами. Крайнередко встречаются аммониты — обитатели пелагиали, но многочисленныпредставители бентоса. В решении Лионского коллоквиума (1963) предлагалосьнайти и описать гипостратотип. В 1979 г. французские палеонтологи описалигипостратотип валанжина в Воконтской впадине (юго-восточная Франция) около д. Англе,представленный относительно равномерным чередованием мергелей, глин иизвестняков, отлагавшихся в пелагической зоне моря, без видимыхстратиграфических перерывов, и заключающих многочисленные остатки аммонитов. Мощностьотложений валанжина в гипостратотипе составляет 244 м. На основаниираспределения аммонитов выделены два подъяруса, каждый из которых состоит изтрех зон.
В 1873 г.Э. Реневье выделил в готеривский ярус отложения,развитые у д. Отрив (Швейцария), расположенной около г. Невшателя. Онипредставлены мергелями и оолитовыми известняками с остатками аммонитов,брахиопод, устриц и морских ежей. Позднее эти отложения на основаниираспределения аммонитов были разделены на два подъяруса с двумя зонами в каждом.
Типичный разрез барремского яруса находится у д. Баррем (юго-восточнаяФранция, 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.До сих пор нижняя и верхняя границы аптского яруса дискуссионны. Ныне аптскийярус выделяется в количестве трех подъярусов: нижний (бедуль), средний (гаргаз)и верхний (клансей). Название подъярусам даны по местностям, где развитыстратотипические разрезы. Все подъярусы и зоны аптского яруса охарактеризованыбольшим количеством аммонитов.
Альбский ярус выделил А. д' Орбиньи в 1842 г. Названиепроисходит от р. Об (латинское Alba), правого притока р.Сены. Стратотипический разрез расположен юго-восточнее Парижа. Альбский ярусохарактеризован большим числом аммонитов, на основании которых проводитсязональное деление. Как и во многих других случаях, стратотип альбского яруса непозволяет фаунистически обосновать ни нижнюю, ни верхнюю границы яруса и датьзональное деление по аммонитам верхней части среднего и всего верхнего альбаиз-за недостаточной их охарактеризованности аммонитами.
Сеноманский ярус выделен в 1847 г.А. д'Орбиньи вдепартаменте Сарта Франции близ г. Ле-Ман (старинное название — Сеnomanum). Эти отложения вначале включались им в состав туронскогояруса, но затем, убедившись в существенных различиях в фауне аммонитов ирудистов, д' Орбиньи выделил их в самостоятельный ярус, который былохарактеризован более чем 800 видами. Сеноман в стратотипе представлентерригенными породами, образовавшимися в гидродинамически неспокойной среде,вследствие чего на нескольких уровнях имеются следы подводных перерывов. Сеноманскийярус охарактеризован аммонитами, белемнитами, устрицами, брахиоподами. Внастоящее время принято трехчленное деление сеномана.
Название «турон» было предложено А. д'Орбиньи в1842 г. для карбонатных отложений, развитых в окрестностях г. Тур (древнееназвание Turones). Здесь развиты мел, мергели иизвестняки, изредка переслаивающиеся с песчаниками. В разрезе множествоперерывов. Отложения изобилуют остатками аммонитов, иноцерамов, устриц,рудистов, гастропод, морских ежей, брахиопод, а также остракод, фораминифер иотпечатками растений. Современное трехчленное деление турона сложилось запределами стратотипического района. Для России наибольшее значение имеетделение по иноцерамам, разработанное в различных регионах центральной частиЕвропы.
Коньякский ярус свое название получил от г. Коньяк,расположенного в западной части департамента Шаранта во Франции. Здесь развитыкарбонатно-терригенные породы, переполненные остатками устриц, брахиопод,морских ежей, мшанок, аммонитов и рудистов. Ныне, однако, стало ясно, чторазрез в г. Коньяк охватывает лишь небольшую часть коньякского яруса всовременном понимании его объема, что требует обоснования нового стратотипа. Коньякскийярус разделяется на две аммонитовые зоны.
Принятое в центральной части Европы зональное делениеконьяка основано главным образом на иноцерамах.
Название сантонского яруса дано по г. Сент (Sant) в департаменте Приморская Шаранта во Франции. В 1857 г.Г. Кокан отнес к сантону мягкий мел с кремнями и остатками губок, брахиопод,морских ежей и двустворок.
Кампанский ярус свое название получил от гряды холмовГран-Шампань. Положение верхней границы в стратотипическом районенеопределенное. Кампанский ярус расчленяется на два подъяруса и четыре зоны, охарактеризованныеглавным образом аммонитами и орбитоидами.
Название маастрихтскому ярусу дано по г. Маастрихт в южнойчасти голландской провинции Лимбурт А. Дюмоном в 1849 г.; здесь распространенымел и мелоподобные известняки с остатками аммонитов и белемнитов. Подмаастрихтским ярусом ныне понимают отложения, заключающие Hoploscaphites constrictus. Различают нижнийМаастрихт с Acanthoscaphites tridens и примитивными белемнеллами и верхний Маастрихт,который состоит из зон Belemnitella junior и Belemnitella kazimiroviensis. Верхняя границамаастрихтского яруса фиксируется по исчезновению аммонитов, белемнитов и многихдругих макрофоссилий, а также по-резкому изменению комплексов планктонныхфор'аминифер и нанопланктона.
Сводные разрезы меловой системы показаны на рис.1.2. Органический мир
Меловой период завершает мезозойскую эру, и поэтому егоорганический мир несет все черты, характерные для переходного этапа. Если враннемеловую эпоху господствующее положение занимает мезофитная флора, то впозднемеловую эпоху все возрастающее значение приобретают кайнофитные элементы- покрытосеменные растения.
В морских бассейнах мелового периода важнейшими группамиявляются головоногие, двустворчатые и брюхоногие моллюски, морские ежи,брахиоподы, губки, мшанки, шестилучевые кораллы, фораминиферы (рис.2). Награнице юры и мела происходит новое значительное обновление аммонитов. Хотямногие юрские аммоноидеи вымирают, но сохраняются представители Phyllocera-tidae, Lytoceratidae.Наряду с плоскоспиральной раковиной Polyp-tycites, Parahoplites, Acanthoceras, Neocomites, Simbirskites появляются ранее неизвестные роды с аномальнымираковинами Crioceras, Crioceratites,прямыми Baculites, Scaphites, Ancyloce-ras, улиткообразными Turrilites. Наряду с нормальной лопастной линией появляютсяформы с упрощенной сутурой (Tissotia). Возникают ишироко распространяются гигантские формы Pachydiscus, Ammonitoceras, отдельные экземпляры которых обладаютраковиной до 2 м в поперечнике.
/>
Рис.1. Сопоставление сводных разрезов меловой системы. Условные
Значительно обновляется фауна белемнитов. В раннем мелунаряду с Hibolites, Mesohibolites,Neohibolites, Cylindroteuthis, Pachiteuthis встречаются своеобразные Duvalia.В позднемеловую эпоху исключительно большим распространением пользуютсяпредставители родов Actinocamax, Belemnitella,Belemnella. Переживают расцвет «неправильные»морские ежи и двустворчатые моллюски. Среди последних большое стратиграфическоезначение имеют иноцерамы. Эти разнообразные по форме, очертаниям и размераммоллюски распространены во всех морях. Достигают расцвета устрицы родов Ostrea, Gryphaea, Exogyraи перешедшие из позднеюрской эпохи бухии.
/>
В тропических морях широко развиты крупные толстостворчатыерудисты — Hippurites, Radiolites,Requenia, Toucasia, слагающиепротяженные рифоподобные массивы. В их строении принимают участие брюхоногиемоллюски — Nerinea в раннем мелу и Adteonella- в позднем. Большую роль играют Csyclostoma, Сур-геа, Conus, Fusus, Murex.В составе гастропод большие изменения произошли в середине мелового периода,когда появилась основная масса семейств подотряда Neogastropoda,характерных для кайнозойской эры.
/>
Рис.2. Характерные представители организмов мелового периода.
Кораллы претерпели заметные изменения. Появились новыесемейства, рифообразующие формы. Ostreidae, Fungidae, Turbi Аммоноидеи:/ — Ancyloceras (Ki); 2 — Scaphites (К2); 3 — Crioceras(Ki>; 4 — Schloenbachia (Кг);5 — Simbirskites (Ki); 6 — Hoplites (Ki); 7 — Tissotia(K2). Белемниты: 8 — Duvalia(Ki); 9 — Actinocamax (Кг); W — Belemnitella (Кг) — Двустворчатыемоллюски: 11 — Inoceramus retrorsus; 12 — Buchia (Au-cella); 13 — Gryphaea;14 — Hippurites. Морские ежи: 15 — Micraster;16 -
Echinocorys nolidae нередко встречаются с рудистами. Характернойпозднеме-ловой формой является одиночный коралл Cyclolites.
Брахиоподы, так обильно представленные в юрском периоде,постепенно теряют свою ведущую роль. Много мшанок (около 1000 видов).
Во второй половине мелового периода произошла вспышка вразвитии губок. В позднемеловое время встречается большое количество Siphonia, Jerea, Ventriculites,Coeloptycium. В теплых морях появились и широкораспространились крупнораковинные Orbitolina, впозднемеловое время — Alveolina, Orbitoides,а также ряд мелких форм: Globigerina, Miliolina,Textularia.
Среди неправильных морских ежей важное стратиграфическоезначение имеют в раннем мелу Toxaster, а в позднем — Micraster, Holaster, Echinocorys. Из правильных морских ежей в меловом периодежили Cidaris, Acroqidaris, Salenia, а из криноидей бесстебельные Marsupites,Vintacrinus.
Среди костных рыб вначале преобладали лучеперые, но затемони были вытеснены костистыми. С позднего мела началось развитие хрящевых рыб,в том числе высших акуловых.
Среди морских позвоночных продолжали существовать некогда господствовавшиеплезиозавры (рис.3). Они дали начало причудливым и специализированным гигантам Elasmosaurus с необычайно длинной шеей. Ихтиозавры постепенноисчезают и уже в конце раннемеловой эпохи вымирают. Им на смену приходит новаяводная группа — змееподобные долихозавры и мозозавры, которые быстро становятсягосподствующими в море.
Среди морских водорослей очень характерны микроскопическиезолотистые — кокколитофориды (нанопланктон) и диатомовые. Надо отметить, чтонанопланктон и мелкие фораминиферы в позднем мелу участвовали в формированиибелого писчего мела.
Органический мир суши был своеобразен. В начале раннемеловойэпохи наземная флора имела много общего с позднеюрской. Она состояла изцикадофитовых, гинкговых и папоротниковых, но> наряду с ними бурногорасцвета достигли беннетиттовые. В целом
В то время как в наземной флоре в меловом периоде произошлисущественные изменения и рубежом может считаться альбский век, среди наземнойфауны, особенно среди позвоночных, таких сильных изменений не наблюдается. Продолжалигосподствовать динозавры.
/>
Рис. 3. Характерные представители мезозойских пресмыкающихся:1 — Rhamp-horynchus (J3); 2 — Pteranodon (Кг); 3- Iguanodon (Ki); 4 — Stegosaurus (h-Ki);5 — Triceratops (K2);6 — Diplodocus (J3);7 — Ichtyosaurus (Ji); 8 — Mososaurus (K2)
Для раннего мела были характерны игуанодоны, для позднего — семействогадрозавров или утконосых динозавров, которые были одними из самых крупных двуногихживотных того времени. Наряду с ними обитали рогатые травоядные четвероногиединозавры. Существовали и огромные хищные динозавры — тиранозавры, тарбозавры. Большимраспространением пользовались летающие ящеры — птеродактили. Все они доживут доконца Маастрихта и затем навсегда исчезнут.
Для мелового периода характерно появление змей, которые, каки крокодилы, большое развитие получили в кайнозое.
Млекопитающие, появившиеся еще в начале мезозоя, все ещебыли мелкими и встречались довольно редко, но за меловой период они прошлисложный эволюционный путь, дав начало многим формам после исчезновениядинозавров. В конце мелового периода появились мелкие сумчатые и эутерии.
В классе птиц в меловое время уже нет переходных форм. Вместоних появились настоящие птицы — преимущественно зубастые, хотя известны ипервые беззубые птицы. Зубастые птицы вымерли в конце мелового периода. Особенномного насекомых, которые сильно эволюционировали в тесной связи с растениями. Начинаяс сеноманского века состав насекомых стал приобретать кайнозойский облик.3. Палеотектонические и палеогеографические условия
Начавшийся в конце средней юры распад Пангеи продолжается свозрастающей интенсивностью, особенно в апте-альбе. В раннемеловую эпоху формируетсяЮжная Атлантика (рис.4), а в конце раннего мела начинается взламываниепоследнего моста, еще соединявшего Южную Америку с Африкой, приводящее ксоединению Южной и Центральной Атлантики. Тем временем последняя разрастается ксеверу, отделяя Иберийский полуостров от Ньюфаундленда. Происходит дальнейшеерасширение Карибского бассейна и Тетиса (Неотетиса). В Индийском океанерасширяются бассейны, отделяющие Индостан (с Мадагаскаром и Сейшельскимиостровами) от Африки и Австралии, а на юге Африку и Индостан от Антарктиды, всееще связанной с Австралией. Возможно, что в конце эпохи возникает Канадскийбассейн Северного Ледовитого океана (ранее его считали более древним); егообразование должно было быть связано с отодвиганием Гипербореи, Чукотки иСеверной Аляски от Канадского Арктического архипелага. Однако возраст Канадскойкотловины является спорным, поскольку здесь отсутствуют надежно установленные идатированные линейные магнитные аномалии и не пробурено ни одной скважиныглубоководного бурения. В начале раннего мела во многих подвижных поясах мираеще продолжаются деформации, поднятия и гранитоидный магматизм начавшейся вконце юры позднекиммерийской эпохи тектонической активности.
/>
Рис.4. Палеогеографическая реконструкция для раннего мела (поВ.Е. Ханну и А.Н. Балуховскому, с дополнениями).
Условные обозначения см. на рис.9.3
В Средиземноморском поясе они проявлены на пространстве отБалканского полуострова до восточной и юго-восточной окраин современногоАзиатского материка, включая Крым, Кавказ, особенно Памир, Тибет и центральныерайоны Индокитая. Поднятия и отчасти деформации здесь вышли за пределы океанаТетис и его непосредственного обрамления и распространились к северу и востоку,охватив, в частности, обе Китайские платформы, где соответствующий диастрофизмизвестен под названием яньшаньского, и вызвав здесь складчатые деформации чехлаи внедрение гранитов.
События позднекиммерийской эпохи тектогенеза еще большуюроль сыграли в развитии Тихоокеанского кольца подвижных поясов. Именно в этуэпоху сложилась в основном современная структура Верхояно-Чукотской складчатойобласти и в середине раннего мела произошло закрытие Южно-Анюйского океанскогобассейна в связи со столкновением Гипербореи с северо-восточной окраинойЕвразии, в поздней юре нарастившейся Колымо-Омолонским микроконтинентом. СближениеГипербореи и Евразии явилось, в свою очередь, следствием раскрытия Канадскогобассейна и отодвигания Гипербореи, Чукотки и Аляски от Северной Канады.
Двигаясь к югу, вдоль восточной активной окраины Азии, можнообнаружить интенсивное проявление деформаций и гранитообразование той же эпохина Японских островах, на юге Кореи, юго-востоке Китая и Вьетнама, на западеФилиппинского архипелага. Здесь эти события были связаны со столкновением сокраиной Евразии ряда микроконтинентов, ранее от нее же отделившихся. Во второйполовине раннего мела на возникшей таким образом протяженной окраине андскоготипа на огромном пространстве от Чукотки до Калимантана сформировался мощныйВосточно-Азиатский вулканоплутонический пояс. Его северным звеном являетсяОхотско-Чукотский пояс, продолжающийся через Берингово море на Аляску.
На крайнем юге западной периферии Тихого океана позднекиммерийскийтектогенез интенсивно проявился на Новой Зеландии, где он получил название«орогенеза Рангитата». По другую сторону Тихого океана этот тектогенез,здесь известный как невадский, нашел свое яркое выражение в западных зонахКордильер. В этой системе он проявлен прежде всего «причаливанием» кокраине Северо-Американского. континента ряда экзотических блоков, такназываемых террейнов; некоторые из них перед тем проделали путь в несколькотысяч километров, что доказывается фаунистическими и палеомагнитными данными. Витоге, как и на противоположной, азиатской, окраине Тихого океана, былсформирован вулканоплутонический пояс, включающий ряд гранитных батолитов, втом числе знаменитый батолит Сьерры-Невады. В Андах продолжалось развитие ужеранее сформированного вулканоплутонического пояса в южной половине Анд, спродолжением на Антарктическом полуострове.
Во второй половине раннего мела начинает нарастать новаяволна эндогенной активности, которая достигла своей кульминации уже в началепозднего мела. Соответствующая тектоническая фаза получила в Европе названиеавстрийской; на других континентах она именуется по-другому. Деформациями этойэпохи, включая образование шарьяжей, в Альпийско-Гималайском поясе «былизатронуты Восточные Альпы, Карпаты, Балканиды, Крым и в меньшей степени еговосточные звенья. В Северо-Американских Кордильерах они охватили центральныезоны, расположенные восточнее зоны невадской складчатости. И здесь имсопутствовало образование гранитных батолитов. В целом значение этой эпохитектогенеза в глобальном масштабе вряд ли уступает значению предыдущей.
Во внутренних районах континентов в раннем мелу местами \продолжают развиваться или возникают рифтовые впадины. Это относится кСеверному морю и Западно-Европейской платформе, к Амазонскому рифтуЮжно-Американской платформы, к рифту Бенуэ на западе Африки и некоторым рифтамв центральной части и на юго-востоке этого континента, к гондванским рифтамЦентрального Индостана. В целом масштабы внутриконтинентальногорифтообразования в раннем мелу меньше, чем в юре, но выше, чем в позднем мелу.
Происшедшая в конце юрского периода регрессия в начале мелапостепенно сменилась трансгрессией, и площади морских бассейнов сильнорасширились. Процесс распада Гондваны и частично Лавразии не только привел кувеличению площади и глубины океанских бассейнов, но и послужил причинойбыстрого воздымания континентальных окраин и значительной дифференциациидвижений внутри континентов. На окраинах континентов возникли как низменные,так и возвышенные денудационные равнины, а внутри континентов наряду сденудационными ландшафтами формировались крупные грабенообразные впадины,нередко занятые внутриконтинентальными пресными и солеными бассейнами (см. рис.4).Быстрое погружение окраин Северо-Американского континента сопровождаетсяразвитием трансгрессии, которая началась в валанжине. Небольшая регрессияпоследовала в конце неокома и продолжалась в раннем апте, а затем наступилановая трансгрессия, резко ускорившаяся в середине альбского века. В начале мелаобразуются проливы, соединяющие Бореальный бассейн и Тетис. Наиболее крупныйпролив проходил через Англо-Парижский бассейн. Посредством этого проливаБискайский залив соединялся с Североморским. Расширяется пролив между Богемскиммассивом и Восточно-Европейской платформой. В проливах и вдоль побережийнакапливались вначале терригенные, а затем и карбонатные осадки.
На Восточно-Европейской платформе после регрессии в концеюры начиная с берриаса происходило практически непрерывное расширение морскогобассейна. На склонах поднятий и на озерно-аллювиальных низменностяхнакапливались угленосные песчано-глинистые осадки. В апте и альбе на сушеУкраинского массива формировались залежи бокситов. Наиболее длительноконтинентальное осадконакопление происходило в пределах современнойДнепровско-Донецкой впадины, где основное погружение приходится на аптальб. Мощностьосадков резко возрастает в сторону перикратонных областей платформы, вчастности в Прикаспийской и Печорской впадинах. Активный вулканизм проявляетсяна ее северных окраинах. На Шпицбергене и на Земле Франца-Иосифа внедрялисьдолериты и изливались базальты.
На приморских низменностях Западной Сибири отлагалисьпесчано-глинистые, а в прибрежных участках и на мелководье — глинистые осадки,нередко обогащенные бобовыми железными и бокситовыми рудами. ВблизиКазахстанской суши формировались каолинитовые глины, обогащенные диоксидамижелеза и алюминия.
Урал, значительная часть Казахстана и Саяны оставалисьисточниками сноса обломочного материала. Возникла суша в области Таймыра ишельфа моря Лаптевых, соединившаяся с континентальными областями Гиперборейскойплатформы и недавно образованного Верхояно-Чукотского орогена. Море проникает вЕни-сейско-Хатангскую впадину и занимает территорию вплоть досеверной частиПриверхоянского прогиба.
В Вилюйской впадине формировались лимническая угленосная иаркозовая континентальные формации, а в грабенообразных прогибах Становогохребта — терригенно-туфогенная толща апта и альба, перекрывающая угленосныетолщи неокома.
Начавшееся в позднеюрское время накопление флишоидных. осадковв Южно-Анюйском бассейне продолжалось до конца неокома, сменившисьформированием в апте и альбе континентальных моласс и наземных вулканитов (базальты,трахибазальты, андезиты, риолиты). Верхояно-Чукотский ороген на юге смыкался сорогенами Центральной и Юго-Восточной Азии. В межгорных впадинах формировалисьугленосные осадки и происходили интенсивные излияния базальтов. Вулканическиецепи Хинга-но-Буреинского массива и Иншань-Яньшаньской зоныявлялись-продолжением (Охотско-Чукотского вулканического пояса, который в южномнаправлении простирался в Японию, Корею, юго-восточный Китай и во Вьетнам. Вулканитыэтого Восточно-Азиатского пояса представлены дацитами, андезитами, режебазальтами и туфами. Вулканиты ассоциируют со слабоугленосными отложениямиозерного и аллювиально-дельтового происхождения. К востоку от вулканическогопояса на юго-востоке Японских островов возник флишевый прогиб, в котороммощность терригенного флиша превышает 7 км. Флишевый бассейн протягивалсячерез, о. Хоккайдо, запад Сахалина и Сихотэ-Алинь и далее к востоку доОхотско-Чукотского пояса; в неокоме он был связан с Южно-Анюйским прогибом. Флишеваятолща подстилается вулканитами основного состава. Встречаются андезиты, туфысреднего и кислого состава, а также конгломераты и песчано-глинистые отложенияс углями. Выше них располагаются толщи терригенного флиша.
Глубоководные условия существовали на западеКорякско-Камчатской области и на Курилах. Здесь формировались подводныебазальты и кремнистые серии океанского типа с участием терригенных пород.
В раннемеловую эпоху океан Тетис расширился и установиласьширокая связь с продолжающей увеличиваться Атлантикой. Связь осуществляласьчерез Бетско-Рифский и Бискайский проливы. Области с океанской корой в Тетисепродолжали разрастаться. Как в самом Тетисе, так и в прилегающих к немупрогибах накапливались глубоководные осадки, среди которых присутствуютрадиоляриты, осадки типа контуритов, известковистые глины, а также флиш иподводные базальты. В шельфовой части формировались известковые осадки.
В центральной части Анатолии, в Тавре и Иране располагалиськарбонатные платформы. Постепенно глубина моря уменьшалась, и в альбе наступиларегрессия. Этому же времени соответствуют усиленное выветривание на суше иобразование бокситов на островах Тетиса и прилегающей к нему с севера суши. Болееглубожоводные условия существовали на юго-востоке Ирана, где известныкальпионелловые известняки. В глубоководной части пассивной окраины Гондваны вЗагросе формировались карбонатные турбидиты. На востоке ЦентральногоАфганистана в прогибе океанского типа развит офиолитовый комплекс. Его снесогласием перекрывают мелководные груботерригенные толщи. Область окраинно-морскогопрогиба с юго-востока обрамляется островной Лугой, в пределах которой известныандезиты, риолиты, кремнистые, карбонатные и терригенные толщи.
В пределах Тибетских блоков преобладали континентальныеобстановки. Возвышенные денудационные поверхности разделялись областяминаземного осадконакопления, в пределах которых — формировались угленосные толщи.
На северной окраине Индостана, который к этому времени ужеотделился от Гондваны, происходит постепенная смена глубоководных глинистыхотложений мелководными. На северо-западе и юго-востоке Индостана развитыпесчаные дельтовые фации, которые в сторону океана Тетис сменяютсяглубоководными глинистыми. Как и прежде, области накопления морских отложенийпростирались от Тибета вдоль западной окраины Юго-Восточной Азии через Суматру,Яву и Калимантан, где сливались с морскими бассейнами тихоокеанской окраиныАзии.
Одновременно с необычайно мощным трапповым вулканизмомЮжно-Американская платформа испытывала общее поднятие и уже в конце неокомапревратилась в возвышенную равнину. Юго-восточная и северо-восточная окраиныматерика в течение раннемеловой эпохи проходят три стадии развития: предрифтовую,или доокеанскую с господством континентальной обломочной седиментации,рифтовую, или раннеокеанскую с эвапоритовым осадконакоплением (апт), иначальную стадию становления океана. В аптекой веке эвапориты накапливались вовпадине на севере Южиной Атлантики и в предандской впадине Неукен в Аргентине.,
Морские отложения на атлантической окраине, вне площадейразвития эвапоритов и связанных с ними диапировых структур, представленымелководными карбонатно-терригенными образованиями и песчано-глинистымисублиторальными и песчаными литоральными толщами.
В Андском подвижном поясе в северной его части продолжалиформироваться терригенно-карбонатные и карбонатные отложения. Прогиб Боготызаполнялся мощной эвапоритовой лагунной и морской авандельтовой терригеннымисериями. Максимум транстрессии приходится на альбекое время. От Эквадора додуги Малых Антильских островов Южно-Американский континент граничил на севере скраевым задуговым морем, за которым располагалась вулканическая дуга,занимавшая Западную Кордильеру Колумбии и береговую зону Эквадора.
Вероятно, в апте и альбе образовался новый краевой бассейн,•в котором накапливался офиолитовый комплекс, толщи кремнистых и граувакковых образований.Вулканиты представлены толеитовыми базальтами и реже андезитобазальтами. Центральный,Перуанско-Чилийско-Аргентинский пояс после позднеюрской трансгрессии испытываетпогружения. Вначале формируются песчаные континентальные, а затемсублиторальные терригенные толщи. Островодужный вулканизм послекратковременного затишья вновь возобновился в апте и альбе. Альбскаятрансгрессия перекрыла длительное время существовавшее поднятие в пределахГлавной Кордильеры, Высокого Плато и Восточной Кордильеры.
В пределах Африканского континента на фоне общего поднятия иразвития регрессии возникли новые внутриконтинентальные бассейны. Мощностьпесчаных аллювиальных и дельтовых образований достигает 600 м. Юго-западнаячасть атлантической окраины, так же как и окраины Южной Америки, последовательнопроходит предрифтовую, рифтовую и раннеокеанскую стадии. Вначале накапливалиськонтинентальные, затем лагунно-морские эвапориты и морские терригенные толщи. Ихобразование в ряде районов сопровождалось базальтовым вулканизмом. На рифтовойстадии закладывается авлакоген Бенуэ, в пределах которого образовалиськонтинентальные, а затем и морские песчано-глинистые толщи. Максимальноеразвитие эвапоритов наблюдается в Габоне.
На северо-западной окраине континента в неокомеформировались толщи терригенных дельтовых образований, которые в сторону океаназамещались терригенно-карбонатными осадками. На севере Африканского континента,являвшегося южной окраиной Тетиса, накапливался терригенный, местамикарбонатно-терригенный флиш. Восточнее в шельфовых условиях формировалисьтерригенные толщи, сменяющиеся на Аравийском полуострове прибрежно-морскимитерригенно-карбонатными толщами. В северо-восточном направлении они замещаютсякарбонатными осадками глубокой части шельфа и, наконец, переходят в глубоководныекарбонатно-глинистые толщи Загроса.
Южнее, в пределах Африканского Рога, и на юго-востоке Аравииформировались мелководные терригенно-карбонатные отложения. В ряде местрасполагались лагуны, где в апте и альбе накапливались эвапорито-глинистыеосадки.
На протяжении раннемеловой эпохи продолжает расширятьсябассейн Центральной Атлантики. Он разрастался к северу благодаря отделениюИберии от Ньюфаундленда и образованию в конце эпохи Бискайского залива. В аптерасширяется бассейн Южной Атлантики. После накопления лагунных глинистых иэвапоритовых осадков на континентальной коре начали формироватьсягемнпелагические альбские осадки, среди которых присутствуют битуминозныечерные глины. Гемипелагические глины и турбидиты обладают значительноймощностью в приконтинентальных частях Южной Атлантики. В Центральной Атлантикеих мощность не •столь велика, к тому же здесь возрастает роль пелагическихкарбонатов.
Индийский океан проходит начальную стадию спрединга. Здесьпреобладало накопление гемипелагических глинистых отложений, в которыхсущественную роль играли цеолитовые глины, вероятно, имевшие вулканическоепроисхождение. С ними ассоциируют кремнистые осадки и карбонатные илы. Здесьдействовали две оси спрединга — на западе и на востоке; первая отделилаМадагаскар, Сейшельские острова и Индостан от Африки, вторая — Индостан отАвстралии. На юге они соединялись, отделяя Африку и Индостан от Антарктиды.
На западе Тихого океана происходило образование подводныхгор, асейсмичных подводных хребтов и вулканических плато. Здесь сформировалсякрупный ареал подводного вулканизма. В глубоководных частях, на абиссальныхравнинах и в батиальной зоне формировались илы, а на обширном поднятии, котороепростиралось от поднятия Хесса на севере до плато Манихики на юге, накапливалисьнаряду с вулканитами кремнистые известняки и глины, карбонатно-глинистые илы,красные цеолитовые глины и мелководные известняки.
В пределах Северного Ледовитого океана, где накапливались,гемипелагические илы, в конце апта началось формирование Канадской котловины.
Позднемеловая эпоха богата событиями. Начало ееознаменовалось интенсивными деформациями сжатия, поднятиями и внедрениемгранитов в ряде подвижных поясов — вдоль северной окраины Тетиса, в частности вАльпах, Карпатах, Балканидах (австрийская фаза) и далее к востоку июго-востоку, в центральной зоне Северо-Американских Кордильер (орогенез Севьер),в Южных Андах и Антарктандах. Начались эти процессы и на азиатской окраинеТихого океана — в Пенжинско-Анадырской зоне и на Сихотэ-Алине.
Сама позднемеловая эпоха отчетливо подразделяется на двечасти по рубежу 80 млн лет назад. До этой даты в океанах преобладало расширениевдоль ранее существовавших осей спрединга. Это касается Атлантики от разломаЧарли-Гиббса на севере до тройного сочленения в районе о. Буве на юге, осейспрединга между Африкой и Антарктидой, Индостаном и Антарктидой, Индостаном иАвстралией в Индийском океане, а также, западной части Тихого океана. Но ужеоколо 90 млн лет назад, в туроне, началось отделение Австралии от Антарктиды ипродвижение первой к северо-востоку (рис.5). Индостан продолжал быстроудаляться к северу, приближаясь к Евразии. На севере Атлантического океанаспрединг распространился к северу от разлома Чарли-Гиббса в направлении Лабрадорскогоморя и залива Баффкна, положив начало отделению Гренландии вместе с Евразией отСеверной Америки и тем самым распаду Лавразии. Заканчивается образованиеосновного бассейна Карибского моря (Колумбийско-Венесуэльского) и возникаютограничивающие его с запада, со стороны Тихого океана, и с востока, со стороныАтлантики, вулканические дуги Панамская и Малоантильская.
/>
Рис.5. Палеогеографическая реконструкция для позднемеловойэпохи (по В.Е. Хаину и А.Н. Балуховскому, с дополнениями).
Условные обозначения см. на рис.9.3
В Тихом океане продолжалось расширение собственноТихоокеанской плиты к северу и востоку и формирование Южно-Тихоокеанского иВосточно-Тихоокеанского поднятий. С первым было связано отделение НовойЗеландии с примыкающим к ней с востока подводным плато от Антарктиды. На том жепримерно рубеже началось раскрытие Тасманова моря, отделившего от Австралиимикроконтинент Лорд-Хау, а также Новую Каледонию и Новую Зеландию.
Между тем закончился спрединг в Амеразийской котловинеСеверного Ледовитого океана и продолжилось сужение Тетиса в связи с севернымили северо-восточным смещением Африки с Аравией и перемещением Индостана. Посеверной периферии Неотетиса активно продолжалась субдукция, и вулканическиедуги протягивались от Южных Карпат до Южного Тибета через Балканы, южноеПричерноморье, Малый Кавказ, Иран и Южный Афганистан. В середине позднего мелаинтенсивному сжатию с образованием шарьяжей подверглась центральная зонаАнатолии (азиатской Турции) и Малого Кавказа к югу от вулканической дуги, скоторой столкнулись лежащие южнее микроконтиненты.
В конце позднего мела произошло крупномасштабное надвигание(обдукция) коры Неотетиса, а возможно и самого спредингового хребта нааравийскую окраину океана на пространстве от Сирии До Омана. Так или иначеспрединг в Тетисе к этому времени прекращается, но в тылу упоминавшейся выше вулканическойдуги раскрывается впадина Черного моря, а восточнее, возможно, иЮжно-Каспийская. Продолжается заполнение осадками (флиш) остаточного бассейнаБольшого Кавказа и Копет-дага. На рубеже мела и палеогена формируется поднятиеЭльбурса на севере Ирана.
В западной, прикордильерской, части Северо-Американскогоконтинента продолжается широкая трансгрессия. Интенсивные погружения, связанныес подъемом смежной с запада зоны Кордильер, охватывают область ВосточныхСкалистых гор, ранее принадлежавшую платформе. В конце эпохи вся зона Скалистыхгор, от Аляски на севере до Мексики и Больших Антильских островов на юге, былаохвачена интенсивными складчато-надвиговыми деформациями, продолжавшимися враннем палеогене и получившими название ларамийского орогенеза (от хр. Ларами).В меньшей степени они затронули западную зону Кордильер, где надвиги имелиобратную направленность — в сторону океана.
Крупная трансгрессия проявляется в позднем мелу в западнойчасти континента Евразии, от Атлантики до Енисея. Относительно приподнятымиостаются Балтийский щит, Средняя Сибирь, Центральный Казахстан, ЦентральнаяАзия, Верхояно-Чукотская область, но темп поднятий здесь заметно снижается. Вдольвосточной окраины Азии, представлявшей в общем активную окраину андского типа,продолжает существовать, постепенно затухая к концу эпохи, Охотско-Чукотскийвулканоплутонический пояс, а во вторую половину эпохи южнее формируетсяВосточно-Сихотэ-алинский. Восточнее, в океане располагается Охотоморскиймикроконтинент и протягиваются вулканические дуги, частью энсиалические, частьюэнсиматические — Олюторская, Западно-Камчатская, Малокурильская,Восточно-Сахалинская. В конце эпохи они сталкиваются с окраиной континента,вызывая проявление складчатонадвиговых деформаций и причленение к континентуцентральной Корякин и западной Камчатки.
Внутренние области континентов гондванской группы испытываютслабые поднятия, а их окраины, обращенные к Атлантическому и Индийскомуокеанам, — интенсивное погружение. Эта общая картина осложняется существованиемв Патагонии прогибов — проливов, соединяющих приандские бассейны сАтлантическим океаном, широкого Транссахарского пролива, соединяющего Тетисчерез Ливию, Чад и рифт Бенуэ в Нигерии с Атлантикой, заливом Каннинг всеверо-западной Австралии и, наконец, обширными излияниями с раскрытиемАравийского моря и отделением Мадагаскара от Индостана, произошедшим в кампане.
Излияния базальтов происходили в это время и на востокеМадагаскара.
Формирование краевого вулканоплутонического пояса,начавшееся в Южных Андах еще в поздней юре, в сеноне распространяется нацентральные Анды (перуанский орогенез). В Северных Андах еще сохраняютсяусловия вулканических дуг и окраинных морей, но в конце мела здесь такжеобразуются гранитные батолиты. На крайнем юге Анд, в Магелланском сегменте,переход к орогенному этапу развития происходит в кампане — флиш сменяетсямолассой. Орогенное развитие продолжается и в Антаркт-андах, судя по накоплениюмол асе и магматизму.
На противоположной стороне Тихого океана и бывшей Гондваны,в зоне Новая Гвинея — Новая Каледония — Новая Зеландия, позднемеловое развитиебыло спокойным и характеризовалось режимом пассивной окраины.
Палеогеографические условия в позднемеловую эпохусущественно изменились (см. рис. 5). На Северо-Американской платформе морскиеакватории продолжали расширяться. На западе возникло обширноеэпиконтинентальное море, смыкавшееся с морями Кордильер. Существеннокарбонатное осадконакопление происходило в Мидконтиненте. На западной окраинеплатформы, от Калифорнии до Аляски, флишевые осадки замещаются морскими иконтинентальными молассами. Широко распространены угленосные толщи.
В Мексике и Центральной Америке молассы стали накапливатьсяв самом конце мела. По сравнению с ранним мелом сокращаются объем и площадьэвапоритонакопления, которое происходило на перифериях глубоководной впадиныМексиканского залива. Постепенно снижается объем карбонатонакопления. Известнякисменяются песчано-глинистыми осадками, а затем грубыми молассами. Осадконакоплениев прогибах сопровождалось излияниями базальтов. Постепенно снижается активностьподводного вулканизма в Кордильерах. Дуга Больших Антильских островов послеинтенсивного вулканизма испытывает общее воздымание в. кампане-маастрихте. Затемвулканическая деятельность затухает и начинается накопление моласс. Поднятия вКордильерах сопровождались внедрениями гранитоидных плутонов.
Значительная территория Западно-Европейской платформы впозднем мелу покрывалась сравнительно мелководным морем, в пределах которогонакапливались карбонаты.
На площади Баренцевоморского бассейна и бассейнов,располагавшихся в Печорской впадине и Предуралье, накапливались маломощныетерригенные и кремнистые осадки. Остальная часть Восточно-Европейской платформы- от Польско-Литовского бассейна до Прикаспия и Южного Предуралья — былаобластью накопления карбонатных и карбонатно-глинистых осадков.
На северо-западе Западно-Сибирского бассейна, которыйсоединялся с морем Восточно-Европейской платформы через Уральский пролив,глубина моря была значительной. В Тургайском про. диве, соединявшемЗападно-Сибирское море с южными бассейнами, отлагались терригенные осадки. Вприбрежной зоне присутствуют залежи оолитовых железных руд, а на приморскихнизменностях — бокситоносные породы. Область развития континентальных иприбрежно-морских осадков продолжается в Северное Приаралье и, огибая с западаКазахстанскую сушу, протягивается в Ферганскую впадину. В обширном морскоммелководном бассейне Туранской плиты отлагались карбонатно-терригенные осадки сфосфоритами. С юго-запада в пределы Казахстано-Среднеазиатской суши вдавалсякрупный залив, в котором накапливались лагунные гипсоносные, а временами исугубо континентальные карбонатные красноцветные песчано-глинистые осадки.
На южной и юго-западной окраинах Сибирской платформы навыровненных поверхностях формировались коры выветривания. На востокеХатангского прогиба, в Вилюйской впадине и Приенисейском регионе в условияхозерно-аллювиальной низменности формировались песчаные толщи. В обособленныхвпадинах Прибайкалья и Забайкалья, занятых озерами и соединявшихся реками,отлагались угленосные толщи. Северо-восточная часть континента представляласобой горную область. В самом конце раннего мела и в начале позднего мела вмежгорных впадинах накапливались молассы, происходили излияния андезитов иформировались туфы кислого и среднего состава. В сеноне после поднятий сталанакапливаться вторая морская моласса.
Во второй половине позднего мела Корякско-Западнокамчатскаязона превращается в задуговой флишевый бассейн, а Олюторско-Восточнокамчатскаязона, которая ранее являлась областью глубоководного осадконакопления, сталаостроводужной системой. Активные движения продолжались в пределах орогенаЦентральной и Юго-Восточной Азии. В многочисленных крупных впадинах отлагалисьозерно-аллювиальные пески, глины, карбонаты и даже эвапориты. Ввулканоплутоническом поясе, располагавшемся на востоке континента (Сихотэ-Алинь,Катазия), извергались кислые вулканиты и формировались туфы.
Часть флишевых прогибов Средиземноморского пояса развиваласьунаследование. К их числу относятся Бетско-Рифский, Бискайско-Пиренейский,Австро-Альпийский, Карпато-Балканский, Большекавказский. Возникли новыефлишевые бассейны — Сицилийско-Калабрийский и Лигурийский. В ряде мест наряду сфлишем отлагались глубоководные известняки, мергели и формировалисьподводно-обвальные образования (олистостромы). В пределах Южных Альп и во внутреннихмассивах Карпато-Балканской области накапливались мелководные, частичноугленосные осадки фации Гозау. Начиная от Странджи и до Пакистана располагаласьсистема вулканических и рифовых прогибов с щелочными и офиолитовыми комплексами.Базальты, андезиты, риолиты, туфы, глины, пески, конгломераты, известняки,радиоляриты, мергели, марганцевоносные породы в разных сочетаниях слагаютсерии, которые свидетельствуют о существовании то мелководных, то глубоководныхусловий.
В Закавказье, Анатолидах, Тавридах, в Афганистане и наАравийском полуострове в условиях глубокого шельфа отлагались карбонаты, а вАнатолидах и Тавридах кроме них и черные битуминозные глины. На южной окраинеТибета произошла регрессия. В мелководных бассейнах отлагались карбонатные икарбонатно-терригенные, а временами и континентальные терригенные толщи,напоминающие молассы. На южной окраине существовала вулканическая дуга, котораяявлялась продолжением Афгано-Пакистанской. Мощность андезитов и терригенно-карбонатныхтолщ в пределах дуги достигала 1,5 км.
В западной части Мьянмы и на Андаманских островах в составеофиолитов присутствуют пачки известняков, накопившихся в глубоководных условиях.Вместе с ними известны радиоляриты, яшмы и базальты. Область краевого моря ввосточном направлении сменяется мелководьем, в пределах которого отлагались терригеяно-карбонатныетолщи. Постепенно сокращается площадь суши на Индостанской платформе. В еезападной части начали извергаться толеитовые базальты Декана. На узком шельфесеверной окраины отлагались карбонатные и глинистые осадки. В зоне. Инда-Брахмапутрыпродолжалось накопление карбонатно-терригенного флиша и извергались основныевулканиты.
Крупная трансгрессия охватила Южно-Американский континент. Рельефподвергался выравниванию, а площадь седиментационных бассейнов непрерывнорасширялась. В Перуанско-Чилийско-Аргентинском секторе Анд начиная с раннегосантона возникают горные сооружения. На атлантической окраине растет глубинаморя и увеличивается площадь краевых бассейнов. Усиливаетсякарбонатонакопление, резко снижается вулканическая активность. Локальныеизлияния щелочных базальтов известны на Бразильском щите, на атлантическойокраине и в Субандийской зоне. На северо-восточной окраине Бразилии активноеформирование внешнего шельфа и континентального склона началось в серединесантона, а на юго-востоке — в кампане и Маастрихте. Наиболее крупные поднятияохватили Центральные Анды. В зоне Береговой Кордильеры Чили и в Кордильере Перунакапливались наземные вулканиты и красноцветы. В конце позднего мела вСубандийскую зону вторгается море и толщи красноцветов озерно-аллювиальногогенезиса перекрываются морскими и лагунными терригенными осадками.
В Северных Андах вдоль окраины краевого моря в первойполовине позднего мела накапливались карбонатно-глинистые и глинистые толщи,обогащенные органикой, а во второй половине позднего мела, когда газовый режимстал нормальным, органика исчезла. Внедрение батолитов и повышеннаяинтенсивность магматизма характерна для центрального и южного сегментов Анд. Вовторой половине эпохи внедрились батолиты Северных Анд.
В течение позднемеловой эпохи Африканская платформаиспытывала погружения. Активизация апвеллинга на северо-западе континентасопровождалась усилением кремне — и фосфатонакопления. На шельфе иконтинентальном склоне накапливались карбонатные, карбонатно-терригенные осадки.На севере, кроме того, известны песчано-глинистые и существенно глинистые толщи(черные битуминозные глины). Постепенно расширяется площадь эпиконтинентальногобассейна, расположенного на севере континента. В его пределах накапливалиськарбонатные осадки. В южном направлении они замещались терригенно-карбонатнымимелководными и лагунными гипсоносными толщами, которые в свою очередьпереходили в терригенные прибрежные и озерно-дельтовые осадки с лигнитами. Погружениесеверного и западного склонов Аравийского щита сопровождалосьщелочно-базальтовым вулканизмом.
В рифтовой системе, которая возникла в конце раннего мела ипростиралась от Сахары до прогиба Бенуэ, в периоды наивысших. трансгрессийобразовался широкий Транссахарский пролив. В нем отлагались преимущественноизвестняки, мергели и глины, мощностью около 400 м. В прогибе Бенуэ мощностьтерригенно-карбонатных прибрежных и дельтовых лигнитоносных отложенийсоставляет 4 км.
К югу от Нигерии преобладало накопление терригенно-карбонатныхосадков, а на шельфе Анголы и Намибии формировались известняки. На восточнойокраине, за исключением Африканского Рога, где преобладало накоплениеизвестковых и известково-глинистых осадков, отлагались глины с прослоямиизвестняков мощностью до 4 км. В краевой зоне Мадагаскара накоплениеизвестковых осадков сопровождалось излияниями толеитовых базальтов.
В отличие от всех остальных материков Австралию в позднеммелу охватывает регрессия. Сильно уменьшается площадь Большого Артезианскогобассейна, в котором продолжали накапливаться угленосные толщи. Сокращаетсяплощадь морских бассейнов на окраинах материка, но углубляются бассейны назападной и северо-западной окраинах. В их пределах накапливался известково-глинистыйматериал. Широко развиты глинистые толщи на севере платформы. В западном ивосточном направлениях они замещаются терригенно-карбонатными и карбонатнымиосадками. Восточная окраина материка находилась под влиянием рифтогенеза. Вконце мела начинает формироваться Тасманово море, в котором стали накапливатьсяглины. Севернее и северо-восточнее, в области активной окраины, широко развитаофиолитовая ассоциация. Еще восточнее, в зоне островных дуг Меланезии, наокеанской коре отлагались глинисто-карбонатные глубоководные осадки мощностьюоколо 500 м.
В орогене на восточной окраине Австралии, а также в НовойКаледонии и на о. Южный Новой Зеландии накопление угленосных моласс происходилоодновременно с формированием мощных терригенно-кремнисто-карбонатных толщ сучастием базальтов. Эти образования возникли в глубоководном прогибе. Южнаяокраина континента характеризуется интенсивным размывом возвышенностей инакоплением песчано-глинистых паралических отложений в бассейне Юкла иугленосных отложений в бассейне Бассова пролива.
В течение позднемеловой эпохи Антарктическая платформаоставалась низменностью. Краевые зоны на севере и востоке ее представляли собойпассивные континентальные окраины с терригенным осадконакоплением. Западнаяактивная окраина вступает в орогенный этап. С крупных поднятий в пределахАнтарктического полуострова приносился обломочный материал, послуживший основойдля формирования вначале морской, а затем и континентальной молассы. Вулканическаядеятельность продолжалась на Антарктическом полуострове. Интрузии внедрялись вполосе от Южно-Шетландских островов до Берега Руперта. В позднемеловую эпохуЦентральная Атлантика вступила в зрелую стадию развития. В это же времяначинается образование Северной Атлантики. В океанских котловинах накапливаютсягемипелагические глины и турбидиты, а также красные цеолитовые и битуминозныеглины. На срединных хребтах и их склонах отлагались карбонаты — разнообразныенанопланктонные илы, мел и мелоподобные образования. Продолжает расширятьсяИндийский океан. В пределах Сомалийской, Мадагаскарской, Центральноиндийокой,Австрало-Антарктической глубоководных впадин накапливались преимущественносерые гемипелагические глины и турбидиты различной мощности. На срединныххребтах и их склонах отлагались известковые илы и красные цеолитовые глины. Имеютсяучастки развитии мелководных известняков. Такими, в частности, были районЗападно-Австралийского хребта и Сейшельский микроконтинент. На некоторыхучастках Восточно-Индийского хребта в Начале позднего мела существовали атоллы.В ограниченных ими лагунах накапливались в зависимости от солености водэвапоритовые или угленосные отложения. Сильно меняется в позднем мелувулканотектонический' рельеф Тихого океана. Господствующее положение занимаютХребты меридионального простирания. Глубина абиссальных котловин достигает 5км, а глубина океана над поднятиями — 3,5 км. На: склонах срединногохребта и на внутриплитных поднятиях отлагались нанопланктонные илы. Ониассоциируются с радиоляритами и кремнями, красными цеолитовыми глинами и туфами.В Северном океане в середине позднего мела образовались глубоководные котловиныМакарова и Толля, располагавшиеся между хребтами Ломоносова и Менделеева. Востальных частях происходило формирование мелководных песчано-глинистыхотложений.
4. Эволюция и вымирание фауны в меловом периоде
В течение раннемеловой эпохи все большее распространениеполучили совершенно иные роды и виды морских беспозвоночных, чем в позднеюрскуюэпоху. Особенно значительные отличия были свойственны аммонитовой фауне, средикоторой все большее значение приобретают развернутые формы. Для раннемеловойфауны типичен гигантизм. Дальнейшее развитие получают наземные животные ирастения, среди которых появляются первые представители покрытосеменныхрастений.
Значительная часть позднемеловой истории характеризоваласьнеобычайно интенсивным развитием фитопланктона, особенно фитонанопланктона и вменьшей степени зоопланктона. В это же время бурный таксономический расцветиспытывали организмы пелагиали. Этот интервал развития органического миранекоторые исследователи называют „планктонным взрывом“. Развитиепланктона происходило в условиях существенного повышения уровня Мирового океанаи при благоприятных климатических условиях.
Современный родовой состав бентосных фораминифер сложилсяначиная с туронского века. Жившие до этого фораминиферы вымерли на рубежесеномана и турона, а возможно, и несколько ранее. В сеномане произошли крупныеизменения и среди других групп фауны. Особенно сильно облик наземнойрастительности изменился в конце мелового периода, когда всеобщеераспространение получили покрытосеменные. С ними тесно связано развитие насекомых- наиболее многочисленных представителей животного царства. Перестройка составаэнтомофауны началась в конце апта и особенно интенсивно происходила в альбскомвеке. В это время мезофитные сообщества насекомых, хорошо приспособившихся крастительному покрову, когда господствовали голосеменные и споровые, сменилиськайнофитными. В середине мелового периода значительно видоизменилась фаунаморских животных. На смену ранее существовавшим пришли совершенно иные группыпозвоночных и беспозвоночных. Альбский век можно считать временем крупнейшегоперелома в истории растительности Земли.
Необычайно резкие изменения в органическом мире произошли нарубеже мезозоя и кайнозоя, на границе Маастрихта и дания. На этом рубежеисчезли кокколитофориды, планктонные фораминиферы, аммониты, белемниты,кораллоподобные двустворчатые моллюски — рудисты, динозавры и целый ряд другихпредставителей животного царства. Кроме перечисленных исчезло 50% семействрадиолярий, 75% семейств брахиопод, от 25 до 75% семейств лишились двустворчатыеи брюхоногие моллюски, морские ежи и морские лилии. На 75% сократилось числоакул. Урон, понесенный органическим миром, огромен. Вымерло более 100 семействморских беспозвоночных и примерно такое же количество среди наземных животных ирастений. Это дало основание говорить о „великом мезозойском вымирании“.
Высказано множество разнообразных предположений о причинахэтого вымирания — от изменений отдельных природных факторов до отравленияживотных и растений различными специфическими ядами. Подавляющая частьпалеонтологов сходились на том, что вымирание на рубеже мезозоя и кайнозоя, также как и все другие крупные вымирания, явились следствием конкуренции ивытеснения одних групп организмов другими, смены растительных сообществ,эвстатического подъема или понижения уровня Мирового океана, резкогопохолодания и усиления нестабильности климатических условий, а также необычайнобольших вспышек вулканизма, особенно взрывного характера. В последние годыпоявились, однако, новые гипотезы, связывающие это вымирание скатастрофическими последствиями вмешательства космических факторов. Даннаяпроблема попала в орбиту внимания не только геологов и палеонтологов, но идругих специалистов.
В 1979 г. исследователи из Калифорнийского университета подруководством Л. Альвареса показали, что на границе мезозоя и кайнозоя в рядерайонов Италии и Дании имеются геохимические аномалии, выражающиеся вобогащении пограничных слоев глин иридием. Этот тяжелый металл, попредположению американских ученых, имел космическое происхождение. Этопредставление было основано на том, что все метеориты по сравнению с земнымипородами содержат высокие концентрации иридия. Ученые предположили, чтомассовое вымирание на рубеже мезозоя и кайнозоя было вызвано столкновениемЗемли с астероидом, диаметр которого мог составлять 10-15 км. Энергия взрывадолжна была достигать 1030 эрг, что намного превышает энергию,дошедшую до земной поверхности после вспышки сверхновой звезды. В результатемощнейшего взрыва или, скорее всего, серии взрывов, так как предполагается, чтоастероид при вхождении в земную атмосферу раскололся на части, масса земноговещества, превращенного в пыль, в сотни раз превышавшая массу космическоготела, была выброшена в атмосферу. Пыль довольно продолжительное времяоставалась в атмосфере, что весьма сильно снизило прозрачность атмосферы инарушило тепловой баланс. Солнечные лучи длительное время не достигали земнойповерхности, а отражались в космическое пространство плотной непрозрачнойатмосферой. В атмосфере в большом количестве находились пыль, дым и сажа. Врезультате этого температуры на земной поверхности стали быстро снижаться.
Отсутствие солнечного света отразилось на процессахфотосинтеза, и биопродуктивность растительности резко снизилась. Возниклиусловия, напоминающие предсказанное в начале 80-х годов явление „ядернойзимы“. Эта „астероидная зима“ вызвала целый ряд негативных дляжизни организмов процессов. Сократились ресурсы питания и нарушились пищевыесвязи. Снижение температурного режима отразилось на условиях жизнедеятельности,на солевом составе морских и пресных водоемов, на состоянии почв, распределениипитательных веществ и воды на поверхности суши.
Ввиду того что внедрение космического тела в земнуюатмосферу воздействовало на разные стороны природных условий, это привело кселективному вымиранию. Одни организмы, например наземные и водные динозавры,планктонные организмы и целый ряд других не были в состоянии перенести подобныенарушения среды обитания, другие — пытались к ним приспособиться, третьи — резко изменили ареалы своего обитания, а четвертые — дали начало новым, ужеприспособленным к изменившимся условиям формам.
Впоследствии следы „иридиевой аномалии“ кромеИталии и Дании были обнаружены и в других регионах в пограничных слоях мезозояи кайнозоя. В дальнейшем оказалось, что подобные аномалии существуют на границеэоцена и олигоцена, перми и триаса, на границе фамена и франа в позднем девонеи в начале фанерозоя. Все это свидетельствует о том, что внедрение в земнуюатмосферу космических тел в геологическом прошлом не было столь редкимсобытием, а вероятно, происходило с определенной периодичностью и с ним, какправило, связано абсолютное большинство крупных вымираний.
Падение крупного космического тела должно оставлять наземной поверхности следы в виде импактного кратера. Несмотря на относительнослабую изученность, установлено, что самый древний из известных кратеровнаходится на территории ЮАР. Он имеет диаметр около 140 км и образовался около2 млрд лет назад. Кратер Сэдбери в Канаде возник 1,84±0,15 млрд лет назад. Абсолютноебольшинство известных ударных кратеров моложе 300 млн лет.65 млн, лет назад, нарубеже мезозоя и кайнозоя, возникли Карский, Усть-Карский, Каменский иГусевский (два последних находятся в Причерноморье) кратеры, имеющие диаметр от3 до 25 км. Наиболее вероятным кандидатом в крупные кратеры, образовавшиеся награнице мела и палеогена, в настоящее время считается кратер Чиксулуб на п-овеЮкатан в Мексике. Его возраст точно соответствует этому рубежу, амногочисленные признаки — шоковые минералы и породы, геохимические аномалии идр. — подтверждают космическое происхождение. К тому же среди пород, в которыевложен этот кратер, присутствуют верхнеюрские сульфаты, что могло быть причинойпоступления в атмосферу значительного количества сернистого газа, губительногодля живых организмов. Получены также данные о близком, если не тождественномвозрасте другого крупного кратера — Карского на Пай-Хое. Имеются данные осуществовании подобного кратера в Тихом океане. Предполагается, наконец, чтосамый крупный кратер от развалившегося на части астероида располагается на днеБаренцева моря.5. Климатическая и биогеографическая зональность
В начале мела продолжается аридизация климата, начавшаяся впоздней юре, но наступившая в апте гумидизация быстро достигла максимума. Нарядус этим в середине альбского века произошло кратковременное похолодание. Этиизменения климата отразились на особенностях денудации, выветривания иосадконакопления, на распределении растительного покрова и расселении морских иназемных животных.
Экваториальный пояс с высоким и равномерным увлажнением и сосреднегодовыми температурами свыше 22-24 °С охватывал значительную частьБразилии, Эквадор, северные районы Перу, центральную часть Африки, юг Аравии иИндостан (Рис.6). К северу и югу от него находились области с ариднымтропическим климатом, которые оконтуриваются по развитию эвапоритов,карбонатных и гипсоносных континентальных красноцветов. В северныхпериферических частях аридного пояса (Южная Европа, Закавказье, северЦентральной Азии, Казахстан, Джунгария, Южная Монголия, Ордос, Тибет) соленонакоплениеотсутствовало, но при повышении солености в заливах отлагались хемогенныедоломиты. Континентальные красноцветы содержат мало извести и аркозовогоматериала, который очень характерен для центральных районов аридного климата. Врайонах с ослабленным аридным климатом известны находки остатков ксерофильнойрастительности. Большое число обширных мелководных пресных озер и покрытыерастительностью приморские заболоченные низменности были идеальным местомобитания динозавров.
Аридные условия в Южном полушарии в течение раннемеловойэпохи существовали в Южной Бразилии, Парагвае, Боливии, Аргентине, Чили,Сомали, Кении, Танзании, Заире и Анголе. Во впадинах накапливались гипсоносныеотложения и широким распространением пользовались континентальные карбонатные игипсоносные красноцветы. Соленакопление происходило в мелководных лагунах ЮжнойБразилии, в Аргентине и вдоль западного побережья Центральной и Южной Африки. Ксерофильнаярастительность росла на периферии аридной области. В морях южного аридногопояса обитала богатая коралловая фауна и разнообразные головоногие идвустворчатые моллюски и орбитолины. В прибрежных зарослях жили динозавры,черепахи и крокодилы.
Северный влажный тропический пояс простирался от Калифорниидо п-ова Лабрадор, охватывал значительные части Европы, Центральной Азии иДальнего Востока. В морях формировались разнообразные карбонатные формации. Наприморских низменностях и внутриконтинентальных равнинах распространены мономиктовыеи терригенно-олигомиктовые формации, заключающие пласты лигнитов, углистых глини углей. Средние температуры составляли 19-23 „С. На фоне высокихтемператур намечаются по крайней мере два эпизода их понижения. Один совпадаетс началом готеривского века, второй отмечается в середине альба.
Южный тропический пояс охватывал юг Южно-Американского иАфриканского континентов и север Австралии.
В пределах субтропического пояса были распространенытерригенно-олигомиктовые и карбонатно-глинистые формации.
/>
Рис 6. Климатическая зональность материков в раннемеловуюэпоху
Общая карбонатность материала уменьшается, но существенновозрастает роль органического вещества. На территории Северной; Америкираспространена угленосная формация. Большим развитием на территории поясапользуется кремнистая формация, свидетельствующая о сравнительно низкихтемпературах. На это указывают и растительные ассоциации. Субтропическиеусловия характерны для севера и северо-запада Европы, значительной частиВосточно-Европейской платформы, Западной Сибири, юга Восточной Сибири, ДальнегоВостока и Японии. Средние температуры колебались в пределах 14-18°С.
Умеренный климат в Северном полушарии господствовал всеверо-западной части Северной Америки и на северо-востоке Евразии, а в Южномполушарии он предполагается по фрагментарным данным на Антарктическомполуострове.
На протяжении раннемеловой эпохи продолжали существовать. Бореальная,Тетическая (Средиземноморская) и Южная палеобиогеографические области, которымсвойственны определенные ассоциации фауны и флоры.
В течение позднемеловой эпохи существовали экваториальный ипо два тропических, субтропических и умеренных пояса (рис.7). Согласнопалеотермометрическим данным, после кратковременного понижения температур всередине альба“ начался новый подъем температур. В экваториальном итропическом поясах средние температуры составляли 22-27 °С. По степениувлажнения выделяются экваториальный влажный, северный и южный аридный ипеременно-влажные тропические пояса. В северном аридном поясе, которыйохватывал север Африки, Аравию, восточное Средиземноморье, Центральную Азию ипростирался до современного побережья Тихого океана, широким развитиемпользовались континентальные карбонатные и гипсоносные красноцветы и эоловыефации.
В мелководных бассейнах накапливались эвапориты ивысокомагнезиальные карбонаты.
В Южном полушарии аридные условия существовали на западеЮжной Америки, в центральных районах Африки и в Индокитае. Здесь происходилосоленакопление, а на суше формировались красноцветы. Только на периферияхаридной области появлялась растительность в виде ксерофильного редколесья. Всторону полюсов она сменялась лесами переменно-влажного тропического климата. Этотклимат господствовал на Северо-Американском континенте, в Южной Европе иЦентральной Азии. Количество органического вещества в осадках этого поясасущественно возрастает, появляются залежи лигнитов и бурых углей.
Положение северного влажного тропического пояса оконтуриваетсяразвитием угленосных отложений Евразии и Северной Америки. Наряду с углямибольшим развитием пользуются толщи каолинитовых глин и элювиальных бокситов. Высокийтемпературный режим, определенный палеотермометрическим методом, подтверждаетсяраспространением вечнозеленых и широколиственных растительных сообществ,тропическими формами морской и наземной фауны.
/>
Рис. 7. Климатическая зональность материков в позднемеловуюэпоху
Влажные тропические условия в Южном полушарии существовалина северной оконечности Южной Америки, в центральных и южных районах Африки, вИндостане, Малайзии и Северной Австралии.
За пределами тропических поясов располагались области сотносительно низкими температурами. Субтропический пояс охватывал севернуючасть Восточно-Европейской платформы, центральные и южные районы ЗападнойСибири, Дальний Восток, Приморье, северо-запад США и северо-восток Канады. ВЮжном полушарии данный климат господствовал на значительной части Австралии ина юге Южной Америки. О довольно высоких температурах в этих поясахсвидетельствуют не только сравнительно высокая насыщенность осадков карбонатнымматериалом, присутствие аутигенных минералов железа, но и наличие каолинитовыхкор выветривания и переотложенных залежей бокситов, распространениехвойно-широколиственных лесов и бореальный комплекс фауны, среди которойприсутствуют и теплолюбивые формы. Согласно палеотермометрическим данным, всубтропическом поясе средние температуры не превышали 18-20 °С.
Умеренный пояс в Северном полушарии охватывалсеверо-восточную часть Евразии и северо-запад Северной Америки. Его аналоги вЮжном полушарии выделяются в юго-восточной части Австралии, в Новой Зеландии ив Антарктиде. Средние температуры в этих поясах были не выше 15 °С. Основнымилесообразую-дцими породами растений были мелколистные и хвойные деревья. Комплексфауны представлен относительно холоднолюбивыми формами.
Наиболее важными и крупными палеобиогеографическимиобластями были Средиземноморская, Индийская, Тихоокеанская, Мадагаскарская,Центральноамериканская и Австралийская, располагающиеся в низких широтах. Ввысоких широтах находились Бореальная и Антарктидо-Австралийская. Каждойобласти свойствен определенный комплекс головоногих, двустворчатых и брюхоногихмоллюсков, брахиопод, колониальных и одиночных кораллов. Последние отсутствуютв Бореальной и Антарктидо-Австралийской областях.6. Полезные ископаемые
Разнообразные условия осадконакопления, выветривания иденудации, а также интрузивный магматизм и вулканизм на обширных областяхобусловили богатство меловой системы различными полезными ископаемыми. Сконтинентальными отложениями связано более 20% мировых запасов углей. Наиболеекрупными являются Ленский, Зырянский угольные бассейны и угольные бассейны назападе Северной Америки. Существуют довольно крупные месторождения бокситов. Ониизвестны в Тургайском прогибе, на Енисейском кряже, Южном Урале, Украинскомщите и в Средиземноморье (юг Франции, Греция, Испания, Турция, Иран). Во второйполовине мелового периода начали формироваться латеритные покровы в Африке иАвстралии.
Оолитовые железные руды накапливались на юго-востокеЗападной Сибири. Залежи фосфоритов известны на территории Восточно-Европейскойплатформы. Крупнейший по запасам фосфоритовый пояс протягивается от Марокко доСирии. С лагунными отложениями связаны залежи солей в Туркмении и СевернойАмерике. Крупные запасы писчего мела имеются на территории Северо-Американскойи Восточно-Европейской платформ. Очень богаты меловые толщи сырьем дляцементной промышленности. Меловой возраст имеют продуктивные нефте- игазоносные горизонты в Западной Сибири, на западе Центральной Азии, в Ливии,Кувейте, Нигерии, Габоне, Канаде и в Мексиканском заливе.
С кислыми интрузиями мелового возраста связаны разнообразныеместорождения полиметаллов и золота в пределах Тихоокеанского пояса. Месторожденияолова, свинца и золота известны на северо-востоке России и на западе СевернойАмерики. Оловянный пояс прослеживается на территории Малайзии, Таиланда иИндонезии. Крупные месторождения олова, вольфрама, сурьмы и ртути известны наюго-востоке Китая и в Южной Корее. В кимберлитовых трубках мелового возрастасосредоточены месторождения алмазов Южной Африки и Индии.