Часть III
ЭПОХА ПЕРЕХОДА ОТ ХОЛОДНОЙ
К ТЕПЛОЙ БИОСФЕРЕ
(ПЕРМЬ И РАННИЙ ТРИАС)

Глава 8
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ПЕРЕСТРОЙКИ
И ОБСТАНОВКИ СЕДИМЕНТАЦИИ
В ПЕРМИ И РАННЕМ ТРИАСЕ

М.А. Жарков

8.1. Введение

Пермские и раннетриасовые биосферные перестройки - одни из самых значительных в фанерозое. Они происходили во время существования на Земле суперконтинента Пангея и выразились в смене ледникового климата безледниковым, аридизации Пангеи [Parrish, 1995], массовом вымиранием морской и наземной фауны в конце пермского периода [Raup, Sepkoski, 1986; Sepkoski, 1989; Maxwell, 1989; Алексеев, 1998]. Существенные изменения затронули все подсистемы биосферы и сопровождались глобальными изменениями изотопных соотношений стронция, углерода и серы [Baud et al., 1989; Denison, Scholle, 1995].
В течение перми и раннего триаса размещение на Земле главных глобальных палеогеографических элементов оставалось почти неизменным. Сохранялась меридиональная асимметрия, выраженная в существовании океанического полушария, занятого океаном Панталасса, и континентального полушария, где располагались громадный континент Пангея, океаны Палеотетис и Неотетис, Катазийская и Киммерийская системы микроконтинентов [Scotese, Langford, 1995]. Пангея, образованная объединением Лавразийской группы континентов (Северной Америки, Балтии, Сибири и Казахстана) и Гондванских континентов (Южной Америки, Африки, Индостана, Австралии и Антарктиды), простиралась в виде единого суперконтинента от южного полюса и почти до 75°-85° с.ш., пересекая все широтные климатические пояса. Катазийская система, объединяющая Северо-Китайский, Южно-Китайский и Индо-Китайский микроконтиненты, простиралась почти в меридиональном направлении, ограничивая с востока Палеотетис [Scotese, Langford, 1995]. Киммерийская система отделяла Неотетис от Палеотетиса и объединяла микроконтиненты Западного Ирана, Центрального Ирана, Северного Тибета (Чангтан) и Бирмо-Малазии (Сибамесу) [Scotese, Langford, 1995]. Отмечается только небольшое (на 5°-10°) смещение Пангеи на север [Scotese, Langford, 1995]. Более интенсивный дрейф на север (на 10°-15°) произошел в Киммерийской и Катазийской системах микроконтинентов. Он был связан с расширением Неотетиса [Scotese, Langford, 1995].
Принципиальная неизменность пространственного размещения главных палеогеографических элементов Земли в перми и начале триаса позволяет высказать предположение о том, что биосферные преобразования этого этапа геологической истории не были связаны с какими-либо быстрыми и кардинальными палеотектоническими и палеогеографическими событиями. По-видимому, перестройки вызывались длительными и последовательными глобальными изменениями, которые происходили на суперконтиненте Пангея и медленно меняли взаимосвязи с окружающими его морями и океанами. Это предположение заставляет обратить особое внимание на палеогеографическую эволюцию Пангеи и на те изменения обстановок седиментации, которые происходили на ее территории и в прилегающих морских акваториях.

Рис. 65. Литолого-палеогеографическая карта ассельско-раннесакмарского времени ранней перми 1 - суша, 2 - океаны, 3 - горные сооружения, 4 - шельфовые терригенные моря, 5 - карбонатные платформы, 6 - карбонатные рифогенные сооружения, 7 - шельфовые терригенно-карбонатные моря, 8 - эвапоритово-карбонатные платформы, 9 - внутренние сульфатно-карбонатные и сабховые бассейны с красноцветным терригенным осадконакоплением, 10 - черносланцевые (аноксичные) бассейны, 11 - внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные и аллювиально-озерные бассейны в гумидных зонах, 12 - угленосные бассейны, 13 - красноцветные терригенные угленосные бассейны, 14 - внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные, эоловые и озерные бассейны красноцветной седиментации в аридных зонах, 15 - бассейны с вулканогенно-терригенной красноцветной седиментацией, 16а - внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные озерные, сабховые и соленосные бассейны с красноцветной терригенной и гипсовой седиментацией, 16б - соленосные бассейны, 17 - марино-гляциальные ледниковые отложения 18 - области развития континентальных ледниковых отложений, 19 - внутриконтинентальные бассейны сероцветного терригенно-вулканогенного осадконакопления, 20 - терригенно-вулканогенные комплексы островных дуг, 21 - турбидитные прогибы, 22 - древние береговые линии, 23 - современные береговые линии, границы осадочных бассейнов и литолого-палеогеографических зон, 24 - границы седиментационных поясов, 25 - зоны субдукций.

Рис. 66. Литолого-палеогеографическая карта позднесакмарско-раннеартинского времени ранней перми 1 - суша; 2 - океаны; 3 - шельфовые терригенные моря; 4 - шельфовые терригенно-карбонатные моря; 5 - карбонатные платформы; 6 - эвапоритово-карбонатные платформы; 7 - черносланцевые (аноксичные) бассейны; 8 - внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные и аллювиально-озерные бассейны в гумидных зонах; 9 - угленосные бассейны; 10 - внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные, эоловые и озерные бассейны красноцветной седиментации в аридных зонах; 11 - внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные, озерные и сабховые бассейны красноцветной гипсо-носной седиментации; 12 - соленосные бассейны; 13 - области развития преимущественно континентальных ледниковых отложений; 14 - преимущественно марино-гляциальные ледниковые отложения; 15 - латеритные отложения, бокситы; 16 - каолиновые глины, каолинсодержащие породы; 17 - железные руды; 18 - внутриконтинентальные базальты; 19 - вулканогенно-осадочные отложения; 20 - горные сооружения; 21 - границы седиментационно-климатических поясов (ЕМ - экваториально-горный, NA - северный аридный, эвапоритовый, NS - северный семиаридный, NH - северный гумидный, угленосный, SA -южный аридный, эвапоритовый, SS - южный семиаридный, SH - южный гумидный угленосный, SG - южный ледниковый, ТЕ - тропическо-экваториальный угленосно-боксито-носный); 22 - зоны субдукций; 23 - оси спрединга; 24 - современные береговые линии; 25 - древние береговые линии. Т - Тарим. Л - Лхасса.

Рис. 67. Литолого-палеогеографическая карта позднеказанско-раннетатарского времени поздней перми Условные обозначения см. рис. 66

Рис. 68. Литолого-палеогеографическая карта индского века раннего триаса Условные обозначения см. рис. 66

Учитывая это, главное внимание в настоящем разделе будет посвящено выяснению наиболее важных особенностей преобразований палеогеографии и обстановок седиментации на протяжении пермско-раннетриасовой эпохи перехода от холодной к теплой биосфере. С этой целью составлены глобальные литолого-палеогеографические карты по четырем возрастным срезам: ассельско-раннесакмарскому, позднесакмарско-раннеартинскому времени ранней перми (рис. 65, 66), позднеказанско-раннетатарскому времени поздней перми (рис. 67), индскому веку раннего триаса (рис. 68). Основой для карт послужили реконструкции, подготовленные для международного проекта "Пангея" [Scotese, Langford, 1995], а также глобальные no-вековые орографические схемы [Ziegler et al., 1997]. Карты построены путем обобщения и систематизации опубликованных данных, приведенных в списке литературы. Реконструкции были составлены с использованием стратиграфической схемы, предложенной для проекта "Пангея" [Ross et al., 1994]. Составленные карты позволяют восстановить наиболее значительные палеогеографические и седиментационные преобразования на Земле, происходившие в перми и раннем триасе. Существующие разногласия в корреляциях делают несколько условными датировки этих преобразований, но не изменяют их существа и последовательности.

8.2. Методика составления литолого-палеогеографических карт

Специфический подход к составлению глобальных литолого-палеогеографических карт перми и раннего триаса определялся несколькими обстоятельствами, связанными, с одной стороны, со своеобразными и весьма характерными особенностями геологического развития суперконтинента Пангея, Катазийской и Киммерийской систем континентов, а, с другой стороны, с различной степенью собранного и обобщенного фактического материала по океанам и континентам. По-существу, палеогеографические реконструкции и выводы по размещению обстановок седиментации для всей эпохи пермо-раннетриасовых биосферных перестроек в настоящее время представляется возможным получить только по континентам и окружающим их шельфовым акваториям, в первую очередь, по Пангеи и наиболее изученным континентальным блокам Катазийской и Киммерийской систем. Что же касается океанских пространств, то сведения о них практически отсутствуют. Поэтому эти пространства условно выделяются в качестве единых нерасчлененных областей, исходя из самых общих плитно-тектонических реконструкций. По этой же причине не удается сколько-нибудь детально восстановить палеогеографические области и обстановки осадконакопления в переходных зонах между океанами и континентами. Указанные обстоятельства заставили уделить главное внимание методике составления литолого-палеогеографических реконструкций в первую очередь на суперконтиненте Пангея, а также в пределах Катазийских и Киммерийских континентов, чтобы восстановить наиболее важные особенности пермо-триасовых палеогеографических и седиментационных изменений.
Учитывая это, на континентах выделялись области и зоны низкой суши и горных сооружений, бассейнов и областей аридной, гумидной и ледниковой седиментации, а также различных по обстановкам осадконакопления эпиконтинентальных и окраинных шельфовых морей. Имеющиеся данные позволили оконтурить среди морских акваторий шельфовые терригенные и терригенно-карбонатные моря, карбонатные и эвапоритово-карбонатные платформы, а также зоны развития карбонатных рифогенных сооружений. Аридные зоны осадконакопления с целью более четкого их обособления и прослеживания были подразделены на сульфатно-карбонатные и сабховые бассейны с красноцветной терригенной седиментацией, внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные эоловые и озерные бассейны красноцветной седиментации, внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные, озерные сабховые и соленосные бассейны с красноцветной терригенной и гипсовой седиментацией, собственно соленосные бассейны, а также уже упомянутые эвапоритово-карбонатные платформы. Среди гумидных обстановок выделялись угленосные бассейны, красноцветные терригенные угленосные бассейны, внутриконтинентальные и прибрежные аллювиальные и аллювиально-озерные бассейны с преимущественно сероцветной терригенной седиментацией, области развития латеритных отложений и бокситоносных отложений, зоны распространения каолиновых глин и каолинсодержащих пород, районы развития железорудных пород. Ледниковые комплексы были подразделены на марино-гляциальные и континентальные.
Прослеживание всех обстановок седиментации позволило проследить на литолого-палеогеографических картах седиментационную зональность, выделить пояса аридной, гумидной и ледниковой седиментации и, в конечном счете, наметить принципиальные изменения седиментационно-климатической зональности, которые происходили на протяжении перми и раннего триаса. Главные черты установленных изменений палеогеографии и зонального размещения обстановок осадконакопления излагаются ниже.

8.3. Главные особенности палеогеографических перестроек в перми и раннем триасе

Орографические особенности Пангеи на протяжении пермского периода полно рассмотрены A.M. Циглером с соавт. [Ziegler et al., 1997]. На основе данных этих авторов и составленных литолого-палеогеографических карт можно представить главные черты глобальных перестроек палеогеографии на территории Пангеи.
В ассельско-раннесакмарское и позднесакмарско-раннеартинское время ранней перми в центральной приэкваториальной зоне располагалась грандиозная коллизионная горная система Центральной Пангеи, которая пересекала Пангею с запада на восток, разделяя суперконтинент на две половины: северную - Лавразийскую и южную - Гондванскую. Во внутренних континентальных областях Лавразийской и Гондванской частях суперконтинента находились коллизионные горные системы и пояса, остаточные докембрийские и палеозойские горы, сводовые поднятия, платообразные возвышенности. Коллизионные горные системы располагались в пределах Казахстано-Ангарской области Лавразии. Здесь вдоль западных и южных окраин простирались горные пояса Бырранга, Урала и Кызылкумов, а на восточной периферии - Саян, Алтая и Верхоянья; в центре располагалась Енисей-Зайсанская горная система. Остаточными и внутриплитными горами были Антлер, Гренвильские, Анцетрал, Фронт-Ранже и Анкомпагре в Северной Америке, Скандинавские на западе Балтии. Большие площади Лавразийской части Пангеи занимали платообразные поднятия, такие как Байкальское и Патомское в Ангариде, Осло в Балтии. На территории Гондванской части Пангеи среди внутренних и остаточных горных систем отмечаются Асунсьон вдоль западного обрамления бассейна Параны в Южной Америке, Эспиньясу и Жерал на востоке Южной Америки, Мавританский пояс и хребты Угарта и Ифарос на северо-западе Африки, горные пояса Ломагунди, Мичунга, Макуту, Микуми, Атакора, Майомбе, Митумба, Виндхук на востоке, в центре и на юге Африки, Мак-Доннел, Флин-дрес, Лаклан, Хамерсли, Масгрейв в Австралии. Выделяются также платообразные и сводовые поднятия Ахаггар и Эннеди в Африке, Великое Западное плато в Австралии. Горные сооружения андского типа простирались вдоль западного окончания Южной Америки (Анды), южной окраины Антарктиды (хребет Росса), на востоке Австралии (Нью-Ингленд).
Можно полагать, что многие внутриконтинентальные области Пангеи по своему орографическому строению были, по-видимому, в значительной мере сходны с современными бессточными высокими равнинами типа Центрально-Африканской и Ботсванской и плато, такими как Центрально-Иранское, Гобийское, Центрально-Атласское, Высоких равнин Северной Америки, Западно-Австралийское и др. Подобные палеогеографические особенности предопределяли широкое развитие на территории Пангеи обширных бессточных областей как в аридных, так и в гумидных климатических зонах.
Вместе с тем на значительных пространствах Пангеи в ранней перми продолжали существовать шельфовые, окраинные и внутренние моря. Северная периферия Пангеи была занята Верхояно-Чукотским, Свердрупским и Баренцевским окраинными морями. На западе Северной Америки далеко вдавались в сушу внутренние морские бассейны Мидконтинента, Мидленда, Делаверский, Виллистонский и другие. Они отделялись от западных шельфовых морей поднятиями и островами Анкомпагре, Педернал и Диабле. Почти в центре Лавразийской половины Пангеи располагалось крупное Восточно-Европейское внутреннее море, через которое устанавливались периодические связи между Палеотетисом и Арктическими бассейнами. В Гондванской части Пангеи всю ее юго-западную периферию охватывал огромный окраинный морской бассейн, простиравшийся между Южной Америкой, Южной Африкой и Антарктидой. На западе находились Перуано-Боливийский и Субандийский морские заливообразные бассейны, а на востоке Мозамбик-Мадагаскарский и Западно-Австралийский. Внутренними морями и заливами суперконтинент Пангея расчленялся на ряд самостоятельных областей суши, среди которых можно отметить Казахстане-Ангариду, Лаврентию (Северную Америку и Западную Европу), Западную Гондвану и Восточную Гондвану. Следует упомянуть также крупные окраинные моря на восточной периферии Пангеи, которые занимали Итало-Динаридскую часть Европы, северные области Африки, почти всю северную половину Аравийского полуострова, северную окраину Индостана.
Основная тенденция палеогеографической эволюции Пангеи на протяжении поздней перми и индского века раннего триаса была связана с продолжающимся воздыманием суперконтинента. Это фиксируется последовательным отступлением моря из внутриконтинентальных областей и сокращением окраинных морей на северной и южной периферии Пангеи. Так, в Лавразии к концу перми перестало существовать Восточно-Европейское внутреннее море. Сократилась акватория окраинных морей на северо-западе и западе Ангариды, а также внутренних морей на западе Северной Америки. Очень уменьшились размеры окраинного моря на юго-восточной периферии Гондванской части Пангеи. Отступление внутренних и сокращение окраинных морей происходило именно за счет воздымания Пангеи, а не в результате глобального падения уровня моря, как предполагают ряд исследователей [Schopf, 1974; Parrish, 1995 и др.]. Вытекает это из того обстоятельства, что почти неизменными все время оставались размеры и особенности размещения окружающих Пангею шельфовых зон. Их площадь почти не изменялась. Сокращались только окраинные моря, а на месте внутренних морских водоемов возникали бассейны внутреннего стока. Таким образом, во второй половине поздней перми и в начале раннего триаса Пангея представляла собой огромный континент высокого стояния, вдоль западных, южных и северо-восточных окраин которого простирались горные системы, отделявшие внутренние зоны от шельфовых морей и океанов. В центральных районах располагались платообразные возвышенности и внутриплитные горные пояса, между которыми находились обширные низменные бессточные области с меандрирующими реками и системами озер.

8.4. Обстановки седиментации и седиментационная зональность в перми и раннем триасе

Обстановки аридной седиментации. Огромные размеры Пангеи и формирование вдоль ее окраин протяженных горных систем, постепенная регрессия эпиконтинентальных морей и глобальное потепление, связанное с завершением оледенения, приводили, в конечном счете, к возрастанию аридности в низких и средних широтах внутриконтинентальных областей и продвижению к полюсам аридных и семиаридных поясов [Robinson, 1973; Parrish et al., 1986; Parrish, 1995]. Эти изменения в пространственном размещении аридных и семиаридных обстановок хорошо фиксируются на литолого-палеогеографических картах (рис. 65, 66, 67, 68).
Начиная с ассельского века ранней перми и до индского века раннего триаса, все центральные районы Пангеи, расположенные севернее и южнее горной страны Центральной Пангеи, характеризовались обстановками аридного осадконакопления, что позволяет выделить северный и южный аридные пояса. Северный аридный пояс устанавливается на юге Лавразийской части Пангеи по широкому развитию эоловых комплексов, континентальных и прибрежных сабх, эвапоритовых и соленосных бассейнов, пересыхающих речных долин (вади), пустынь с плейевыми соляными озерами, красноцветных аллювиальных и аллювиально-озерных отложений [Glennie, 1983; Жарков, 1978; Peterson, 1980; Drong et al., 1982; Ziegler, 1982; Clemmensen, Abrahamsen, 1983; Glennie, Buller, 1983; Mazzullo et al., 1985; Кухтинов, 1987; Shneh, 1988; Mazzulo, 1995; Wardlow et al., 1995]. Пояс простирался от западной периферии Северной Америки (бассейны Мидконтинента, Виллистонский, Делаверский и др.) в центральные южные районы Лавразии (Восточно-Европейский, Днепрово-Донецкий, Центрально-Европейский бассейны) и до южных окраин Казахстано-Ангариды (Чу-Сарысуйский бассейн).
Южный аридный пояс также намечается на территории северной половины Гондванской части Пангеи. На западе южного пояса располагались Перуано-Боливийский и Субандийский соленосные бассейны. На западе и северо-западе Аргентины отмечены эоловые отложения [Limarino, Spalletti, 1986]. В центральных и восточных внутриконтинентальных районах аридные красноцвет-ные аллювиально-озерные, эвапоритовые и пустынные обстановки зафиксированы в бассейнах Амазонском, Парнаиба, Беррейриньяс, Гобонском, Мали-Нигерийском, Северо-Сахарском, Мурзук, Куфра, Абьяд, Мозамбикском [Baud et al., 1993]. Вдоль восточной периферии южного аридного пояса простиралась широкая зона карбонатно-эвапоритовых плато, прибрежных и континентальных себх, шельфовых, заливных и внутриостровных солеродных и эвапоритовых водоемов. Она охватывала Северо-Итальянский, Динаридский, Мечекский, Мизийский, Аравийский и др. бассейны [Cassins et al., 1995; Husseini, 1992; Alsharhan, Nairn, 1995].
В пространственном размещении аридных поясов, начиная с ранней перми, намечаются весьма характерные изменения. Южный Гондванский аридный пояс, в целом, переместился на юг. Если в ассельском веке он простирался между 10° и 30° ю.ш., то в позднесакмарско-раннеартинское время он располагался между 10°-15° и 40°-45° ю.ш.; в индском веке раннего триаса северная граница пояса находилась вблизи экватора, а южная - на 30° ю.ш., что в значительной степени связано с дрейфом Пангеи к северу. Что же касается северного Лавразийского аридного пояса, то за рассматриваемое время он не только в целом сместился на север, но и существенно расширился за счет перемещения северной границы. В поздней перми и раннем триасе Лавразийский аридный пояс занимал постоянное положение между 5°-15° и 30° с.ш.
Обращают на себя внимание очень важные седиментационные изменения, которые произошли в раннем триасе и, видимо, полностью охватили как северный, так и южный аридные пояса. В это время во всех внутриконтинентальных и прибрежных бассейнах аридных поясов прекратились процессы соленакопления. Эвапоритовая седиментация происходила в условиях либо континентальных сабх, плейевых озер или такыров в обстановках аллювиальных и аллювиально-озерных равнин, либо, реже, на перикратонных эвапоритово-карбонатных платформах. Широкое развитие получили разветвленные речные системы и зоны меандрирующих рек. Такие изменения, очевидно, были связаны с возрастанием муссонности климата, усилением сезонных и многолетних колебаний засушливых и влажных периодов [Kutzbach, Gallimore, 1989; Parrish, 1995]. Можно поэтому сказать, что в раннем триасе, по-видимому, произошла небольшая гумидизация обстановок седиментации в аридных поясах и условия осадконакопления в них стали приближаться к семиаридным. Следует отметить еще одни немаловажные изменения в поясах аридной седиментации в это время. В связи с последовательным воздыманием Пангеи и отступлением внутренних морей из ее центральных областей увеличивалось количество и возрастала площадь континентальных бассейнов внутреннего стока с красноцветными аллювиально-озерными, эвапоритовыми и пустынными обстановками осадконакопления, особенно в западных районах суперконтинента.
Обстановки семиаридной седиментации. В перми и раннем триасе получили широкое развитие области с недостаточным и сезонным увлажнением. В короткие влажные сезоны в этих областях формировались обширные зоны меандрирования, семиаридные аллювиальные конуса выноса, отложения временных рек с эоловыми песчаными дюнами, почвенные карбонатные конкреции и калькреты, красноцветные и пестроцветные аллювиальные и аллювиально-озерные отложения, открытые и закрытые озера с черносланцевой седиментацией, а в продолжительные засушливые сезоны континентальные сабховые и соленосные комплексы. Как предполагается [Parrish, 1995], такое увлажнение было связано с влиянием сильно ослабленных муссонов во внутриконтинентальных и отгороженных горами от океанов областях Пангеи.
В ассельское время на территории Пангеи можно вьделить семиаридный пояс только в северном полушарии Земли. Он располагался между 40°-45° и 15°-30° с.ш. (рис. 65), где прослеживаются бассейны континентального соленосного осадконакопления, эвапоритово-карбонатные платформы и области красноцветной терригенной седиментации в пределах Ангариды и Восточно-Европейского внутреннего моря, а также зоны сероцветного терригенного осадконакопления на западной окраине Лавразии. В позднесакмарско-раннеартинское время семиаридные обстановки отмечаются уже на территории Пангеи в южном и северном полушариях, что позволяет выделить южный и северный семиаридные пояса. Особенно четко южный и северный семиаридные пояса устанавливаются для поздней перми. Так, южный семиаридный пояс достаточно уверенно намечается в поздней перми на территории южных районов Африки и Южной Америки. В бассейнах Карру, Танзанийском и ряде других установлены отложения аллювиальных равнин, зон меандрирования, паводковых равнин с озерами и плейями [Kreuser et al., 1990; Smith, 1990; Turner, 1990]. Здесь сформировались мощные аллювиально-озерные пестроцветные комплексы с типичными семиаридными аллювиальными конусами выноса. В юго-восточном районе бассейна Карру отмечены также почвенные карбонатные конкреции, сходные с калькретами и плейевый тип гипсовой седиментации [Turner, 1990]. Зоны меандрирования на юге Африки и юго-востоке Южной Америки окружали крупные пресноводные озерные бассейны черносланцевой седиментации [Yemane, 1993]. В районах развития крупных озер преобладал местный умеренный гумидный климат со среднегодовыми температурами около 10 °С и умеренными сезонными колебаниями [Yemane, 1993]. В других районах южного семиаридного пояса предполагается чередование засушливых и влажных сезонов, со скудными осадками, связанными с муссонным климатом [Smith, 1990].
Семиаридные обстановки в северном поясе выделяются в центре Лавразииской части Пангеи в пределах Московской синеклизы и Волго-Уральской области. В позднеказанско-раннетатарское время здесь формировался сложный комплекс аллювиальных, аллювиально-озерных, субаквальных эвапоритовых, континентальных и прибрежных сабховых отложений [Игнатьев, 1962; Кулева, 1980; Твердохлебов, Шминке, 1990; Лозовский, Есаулова, 1998]. Преобладали обстановки непостоянных аллювиально-озерных равнин с сезонными циклами осадконакопления, перерывами в седиментации, образованием почв и каличе, плейевым и сабховым гипсонакоплением. Периодически широкое развитие получали разветвленные речные системы, а дальше от областей сноса, возможно, зоны меандрирования. Отмечается последовательное возрастание гумидности к концу поздней перми [Строк, 1987; Игнатьев, 1987]. Еще одна область семиаридного осадконакопления, входящая в северный пояс, намечается в южных районах Казахстано-Ангариды в пределах Чу-Сарысуйской впадины. Здесь, в континентальных аллювиально-озерных, пойменных и сабховых условиях, формировались красноцветные и пестроцветные отложения, континентальные соленосные комплексы с наборами пород сульфатно-натриево-кальциевого состава (глаубериты), указывающими на чередование теплых влажных, засушливых и холодных сезонов. Возможно, создавались условия и для эолового осадконакопления. Зимние температуры могли колебаться от -5° до -15 °С, а летние достигать +20°-+30 °С [Жеребцова, 1977]. В целом, северный семиаридный пояс простирался в первой половине поздней Перми между 25°-30° и 35°-40° с.ш.
В конце поздней перми и раннем триасе ширина семиаридных поясов в Южном и Северном полушариях последовательно увеличивалась. Происходило это, главным образом, за счет смещения высокоширотных границ поясов к полюсам. Южная граница южного семиаридного пояса в раннем триасе располагалась вблизи 70°-75° ю.ш. В состав этого пояса вошла почти вся территория Австралии, где обстановки семиаридного аллювиально-озерного красноцветного осадконакопления отмечаются в бассейнах Боуэн, Спрингшур-Корфилд, Мэриборо, Кларен-Мортон, Спрингфилд, Тасманском [Veevers, 1984]. Северная граница северного семиаридного пояса в раннем триасе находилась между 65° и 70° с.ш., где охватывал северные предуральские области Восточно-Европейской платформы, южные и центральные районы Ангариды. Здесь в Печорском, Коротаихинском, Болыпесынинском, Косью-Роговском, Кузнецком, Горловском, Джунгарском и в западных районах Приверхоянского бассейнов преобладали аллювиальные и аллювиально-озерные обстановки красноцветной и пестроцветной семиаридной седиментации [Челышев, 1972; Дагис и др., 1979; Лозовский, Есаулова, 1998]. В состав северного семиаридного пояса входили также Таримский, Северо-Китайский и Амурский микроконтиненты, в пределах которых широкое распространение красноцветных флювиальных и пестроцветных пресноводно-озерных отложений установлено в бассейнах Куча, Северо-Китайском, Приханкайском и др. [Котляр, 1984; Wang Hongzhen, 1985; Дуранте, 1998].
Таким образом, на протяжении поздней перми и раннего триаса семиаридные условия распространились на обширные области средних и высоких широт Пангеи в обоих полушариях. Преобладающими были аллювиально-озерные обстановки, что позволяет называть пояса их развития "семиаридными аллювиально-озерными". Северный семиаридный пояс в раннем триасе охватывал территорию между 30° и 65°-70° с.ш. Соизмеримую ширину имел и южный семиаридный пояс, простиравшийся между 30° и 70°-75° ю.ш. Как видно, оба пояса симметрично располагались относительно экватора. К началу триаса произошло также некоторое выравнивание обстановок седиментации на всей территории Пангеи. Об этом свидетельствует не только исчезновение холодных поясов и расширение поясов семиаридного аллювиально-озерного осадконакопления, но и некоторое увеличение влажности в аридных поясах.
Обстановки гумидной седиментации. Гумидные обстановки осадконакопления и пояса гумидной седиментации достаточно уверенно выделяются на территории Пангеи только для пермской эпохи. Они устанавливаются по распространению главным образом угленосных бассейнов, а также обстановок сероцветного аллювиального, аллювиально-озерного, болотного и пойменного осадконакопления. Имеющиеся данные позволяют наметить для пермского времени на территории Пангеи северный и южный гумидные пояса.
В ассельско-раннесакмарское время южный гумидный пояс имел весьма ограниченное распространение, занимая сравнительно небольшую площадь на восточной половине Пангеи. Он выделяется здесь по присутствию в центральных районах Аравии угленосных отложений среди сероцветных терригенных толщ [Alsharhan, Nairn, 1995]. В пределах же северного полушария гумидный пояс всегда охватывал всю северную окраину Пангеи на всем протяжении перми, начиная с ассельского и кончая татарским веками.
В северном поясе континентальные и прибрежные гумидные обстановки широко развиты в Ангариде и Северном Приуралье. Здесь находились Тунгусский, Кузнецкий, Горловский, Печорский и другие угленосные бассейны [Атлас..., 1968; Челышев, 1972; Юз-вицкий и др., 1984; Бетехтина и др., 1988; Дуранте, Могучева, 1998]. В позднесакмар-ско-раннеартинское время гумидный угленосный пояс охватывал всю северную окраину Пангеи, расположенную севернее 30°-40° с.ш. В позднеказанско-раннетатарское время пояс занимал те же районы Ангариды и Приуралья и простирался к северу от 40°-45° с.ш. В северной его части известны марино-гляциальные и сезонные ледовые отложения [Чумаков, 1994].
Южный гумидный угленосный пояс в позднесакмарско-раннеартинское время находился между 50°-55° и 70°-75° ю.ш. В его состав входили угленосные бассейны Карру, Рухуху, Луангва и др. на юге Африки, Сокоа на западе Мадагаскара, Дамадор, Джгория, Маханади, Сатпура и др. в Индостане, Боуэн на востоке Австралии [Ahmad, 1964; Kreuser, Semkiwa, 1987; Cook, 1990; Kreuser et al., 1990; Smith, 1990; Turner, 1990; Mishra, 1991; Mitra, 1991; Langford, 1992]. В поздней перми южный пояс охватил почти всю территорию Восточной Гондваны, включая Австралию и Антарктиду, и располагался южнее 55°-60° ю.ш. В Африке гумидные условия сохранились только на крайнем юге, где находился угленосный бассейн Джугела Ферри-Врихейд. На территории Индостана в состав пояса входили упомянутые выше угленосные бассейны, а в Австралии - все юго-восточные области, где располагались угленосные бассейны Боуэн, Денисон, Сиднейский, Тасманский, Мари и др. [Langford, 1992]. В некоторых угленосных бассейнах (Сиднейском, Та-сманском, Марри) установлены марино-гляциальные и континентальные ледниковые отложения позднепермского (казанского) возраста [Langford, 1992; Crowell, 1995]. Это позволяет считать, что в южном гумидном угленосном поясе эпизодически возникали ледники.
В рассматриваемое время существовала еще одна обширная область гумидной седиментации, которая охватывала Катазийские и Киммерийские микроконтиненты, а также окраинные прибрежные зоны Пангеи. Она выделяется как экваториальная гумидная угленосно-бокситоносная. Угленосные бассейны, аллювиальные, аллювиально-озерные, аллювиально-пойменные и болотные обстановки здесь установлены на Северо-Китайском, Амурском, Таримском, Южно-Китайском и Чангтанском микроконтинентах, а также в пределах Цайдамского, Цинлинского и Сунпань-Ганьцзыйского террейнов [Котляр, 1984; Lee, 1986; Sheng et al., 1985; Wang Hong/hen, 1985; Enos, 1995; Дуранте, 1998]. Области бокситообразования отмечены на Северо-Китайском, Южно-Китайском, Индокитайском, Западно-Иранском микроконтинентах, а также в пределах Кавказской и Памирской окраин Пангеи [Bardossy, 1994; Enos, 1995].
Обстановки ледниковой седиментации. Наиболее значительные биосферные преобразования, как уже отмечалось, начались в завершающие стадии верхнепалеозойских оледенений, по-видимому, еще в сакмарском веке ранней перми.
Как полагает большинство исследователей, максимального распространения раннепермские ледники достигали в ассельско-сакмарское время [Visser, 1996; Crowell, 1995]. В это время оледенение охватило высокие и средние палеошироты Южной Америки, Африки (с южной Аравией и Мадагаскаром), Индии, Тибета, Австралии; его влияние видимо распространялось также на Малакко-Бирманский блок. Видимо, почти целиком была покрыта ледниками Антарктида. Ширина южного ледникового пояса временами достигала 45°-50° (рис. 65). Ледниковые щиты и горные ледники оставили на этих континентах многочисленные следы ледниковой экзарации (штрихованное ледниковое ложе со всеми характерными текстурами, троговые долины, фиорды), базальные тиллиты, флювио-озерно- и марино-гляциальные отложения. Последние имеют особенно широкое распространение. Марино-гляциальные отложения формировались с участием шельфовых ледников, талых ледниковых вод, айсбергов и в большей или меньшей степени перерабатывались подводно-колювиальными процессами. Во второй половине сакмарского - начале артинского веков ледники повсеместно начали отступать и ледниковый пояс сильно сузился. Его северная граница стала располагаться в районе южного полярного круга (рис. 66).
В Южной Африке в раннепермское время в бассейнах Карру, Калахари и Карасбург отложилась мощная серия ледниковых отложений (верхняя часть группы Двайка). По периферии бассейнов и на разделявших их поднятиях она представлена континентальными ледниковыми отложениями, а в центральных и юго-западных частях бассейнов - главным образом марино-гляциальными. Последние следы айсбергового разноса в Южной Африке отмечены в основании группы Экка, в нижней части формации Принц Альберт, имеющий, по-видимому, артинский возраст.
В Австралии нижнепермские ледниковые отложения сохранились в многочисленных осадочных бассейнах, протягивающихся от о-ва Тасмания на юге до залива Ж. Бонапарта на севере и от западного до восточного побережья. Многие исследователи считают, что пермские оледенения начались здесь в сакмарский век и, сокращаясь в размерах, продолжались с перерывами в артинский икунгурский до казанского [Crowell, 1995] или уфимского веков. Другие авторы определяют возраст оледенения в Австралии как ассельско-раннесакмарский и полагают, что после него покровных оледенений не было [Duckins, 1996; Lindsay, 1997].
В Южной Америке нижнепермские ледниковые отложения известны в нескольких бассейнах к югу от 10° современной ю.ш. Самым крупным из них является бассейн Парана в Южной Бразилии. Верхнепалеозойские ледниковые отложения выделяются здесь в группу Итараре. К ранней перми относится большая верхняя ее часть. Относительно стратиграфического объема последней мнения расходятся. Большинство исследователей считает, что она имеет ассельско-сакмарский или же ассельско-артинский возраст, хотя высказывалось также мнение о кунгурском возрасте ее самой верхней части.
В группе Итараре, так же как в нижнепермских ледниковых разрезах других континентов, наблюдается неоднократное чередование континентальных и мариногляциальных фаций, ледниковых и межледниковых эпизодов, причем последние нередко сопровождались угленокоплением. В Южной Америке было несколько центров оледенений. В восточную часть басейна Парана ледники проникали с юго-востока из южной Африки, а в западную - с поднятия Асуньсьон Южной Америки. В прогиб Серджипе-Алагоас ледниковый язык приходил со стороны Экваториальной Африки.
Следы раннепермских оледенений довольно многочисленны и на Индостанском полуострове. Здесь преобладают континентальные ледниковые отложения (сохранившиеся главным образом в многочисленных грабенах), а в северном обрамлении полуострова - марино-гляциальные отложения. Тиллиты, валунные конгломераты и другие ледниковые отложения залегают в основании сакмарско-артинской свиты Талчир [Chandra, 1992]. Во многих местах в подошве этой свиты наблюдалось ложе с характерными признаками ледниковой экзарации. Направление штриховки на ледниковом ложе, ориентировка удлиненных камней и другие текстуры в тиллитах, за некоторым исключением, согласованно указывают на общее движение ледников с юга и юго-востока [Ahmad, 1981], т.е. со стороны Антарктиды и Австралии.
В Антарктиде верхнепалеозойские ледниковые отложения широко распространены в Трансантарктическом хребте, известны в обрамлении шельфового ледника Ронне и в некоторых прибрежных районах атлантического сектора Восточной Антарктиды. Ледниковые отложения выполняют несколько осадочных бассейнов и представлены континентальными и марино-гляциальными фациями. Их возраст обычно определяют как каменноугольный и раннепермский [Isbell et al., 1997]. Современный ледниковый покров затрудняет детальную реконструкцию позднепалеозойского оледенения Антарктиды, но поскольку в начале ранней перми ледники с этого континента, как уже отмечалось, распространялись до южной Африки, Индии и южной Австралии очевидно, что вся Восточная Антарктида подвергалась в это время мощному оледенению. Оно не могло закончиться раньше артинского века, так как антарктические ледники достигали в это время южной Африки [Visser, 1996] и Индии [Chandra, 1992], а в юго-восточную Австралию антарктические айсберги приносили обломочный материал вплоть до кунгурского века.
В северном полушарии достоверных признаков раннепермских оледенений не обнаружено. Указания на следы ледовых, ледниковых и флювиогляциальных отложений здесь единичны, но генезис этих отложений не доказан достаточно [Чумаков, 1994].
В позднеказанско-раннетатарское время устанавливаются только эпизоды гляциального осадконакопления в приполярных гумидных поясах южного и северного полушарий. В южном приполярном поясе следы айсбергового и ледового разноса ("дропстоуны") отмечены в казанских или татарских отложениях в юго-восточной Австралии в Сиднейском и Тасманском угленосных бассейнах, в бассейне Марри, в северной части гор Принца Чарльза [Crowell, 1995].
В приполярных областях северного полушария ледовые и марино-гляциальные отложения позднеказанского и раннетатарского возраста установлены среди морских образований в пределах Колымского и Охотского массивов [Чумаков, 1994]. Возможно, также, они есть и в Верхоянском складчатом поясе и на Омолонском массиве. Наличие марино-гляциальных отложений указывает на существование в середине поздней перми в некоторых северо-восточных районах Пангеи наземных ледников, которые местами достигали уровня моря и образовывали айсберги, а, возможно, и шельфовые ледники. Эти геологические данные хорошо согласуются с палео-магнитными и геодинамическими реконструкциями, в соответствии с которыми северный гумидный эпизодически гляциальный пояс располагался севернее 60° с.ш. [Scotese, Langford, 1995] или 70° с.ш.
Раннетриасовые ледниковые отложения не установлены ни в северных, ни в южных приполярных районах Пангеи. Приполярные области обоих полушарий Земли в раннем триасе были, как уже отмечалось, теплыми гумидными.
Обстановки седиментации в пределах горного пояса Центральной Пангеи. На всем протяжении перми и раннего триаса центральные районы Пангеи представляли собой громадную горную страну, которая выделяется в качестве самостоятельного пояса с характерными и изменявшимися во времени обстановками седиментации. В ассельско-раннесакмарское время здесь во многих районах, как на западе пояса (прогиб Вел-Верде), юге Арканзаса и севере Лузианы, так и на востоке - бассейны Мзаб-Радамес (южный Тунис), впадина Отэн (Франция), прогибы в Пиренеях и в Южных Альпах [Cassins et al., 1995] накапливались красноцветные угленосные отложения, что свидетельствует о гумидных условиях седиментации в указанных районах в это время. В последующем, начиная с позднесакмарско-раннеартинского времени, для всего горного пояса был характерен, по-видимому, рельеф Гималайского типа и, возможно, смена высотных климатических зон от пустынных обстановок в подножьях и предгорьях к горно-степным и горно-луговым обстановкам в средних и верхних поясах. На восточных окраинах горной страны в межгорных котловинах, которые были бассейнами внутреннего стока с разветвленными, меандрирующими реками и озерами, осадконакопление происходило в семиаридных условиях [Cassins et al., 1995; Ori, 1988]. Подобные же семиаридные обстановки могли локально существовать также на западной окраине горной страны.
Морские обстановки карбонатного и эвапоритово-карбонатного осадконакопления. При анализе особенностей пространственного размещения обстановок морской седиментации во время перми и раннего триаса, в первую очередь, обращает на себя внимание исключительно широкое развитие карбонатонакопления во многих шельфовых морях, окружавших Пангею, Катазийские и Киммерийские микроконтиненты, а также во многих внутренних морях на территории Лавразии и Гондваны. Особенно показательным в этом отношении было позднеказанско-раннетатарское время (рис. 67).
Вдоль западной периферии Пангеи в это время карбонатонакопление происходило почти во всех шельфовых морях между 45° и 50° с.ш. Наиболее обширные мелководные рамповые карбонатные платформы открытого шельфа и карбонатные платформы окаймленных шельфов внутренних морей намечаются на западной окраине Гондванской части Пангеи в пределах Перуанского, Перуано-Боливийского и Субандийского бассейнов [Sempere, 1995]. Здесь во внутренних морских бассейнах также формировались эвапоритово-карбонатные платформы.
Второй крупной областью карбонатной седиментации на западе Пангеи была юго-западная окраина Северной Америки. На этой территории прослеживается протяженная зона взаимосвязанных окраинных морей, охватывающая бассейны Чиуауа, Марфа, Педрегоса, Центрально-Аризонский, Центральной Юты, Драй-Маунтин, Фосфория, Центрального Вайоминга и др., в пределах которых формировались мелководные шельфовые преимущественно окаймленные карбонатные платформы [Mazzullo, 1995; Peterzson, 1980; Rascoe, 1988; Wardlow et al., 1995]. На западе эта зона отделялась от открытого океана островными поднятиями (Антлер и др.) и цепочкой вулканогенных островных дуг, а на востоке ограничивалась горными сооружениями (Анкомпагре, Педернал, Диабло и др.), которые отделяли ее от эвапоритовых бассейнов Мидконтинента. В целом вся система карбонатных шельфовых морей, островных дуг и разделяющих их проливов представляла собой промежуточную область между открытым океаном на западе и внутриконтинентальными эвапоритовыми бассейнами на востоке [Жарков, 1978]. Ряд крупных морских бассейнов далеко внедрялись в континент и были типичными заливообразными внутренними морями, которые соединялись узкими проливами с бассейнами промежуточной области. Одним из них был Делаверский бассейн, связанный узким проливом Ховей с карбонатными морями Марфа и Чиуауа. Вдоль всей периферии Делаверского бассейна установлен характерный ряд замещений от зарифовых фаций к пизолитовым карбонатным мелям, терригенно-карбонатным приливно-отливным и лагунным эвапоритовым зонам и, наконец, к прибрежной сабхе и озерам, а в сторону центра бассейна наблюдается переход от массивных рифов к предрифовому склону и к глубоководной внутрибассейновой зоне глубиной от 300 до 550 м с тонкослоистыми терригенно-карбонатными отложениями [Maz/ullo, 1995]. В последующем в глубоководной некомпенсированной осадками зоне происходило сульфато- и соленакопление [Anderson, Dean, 1995; Lowenstein, 1988]. Все имеющиеся данные свидетельствуют о том, что карбонатное и эвапоритовое осадконакопление во всех окраинных и внутренних морских бассейнах юго-западной периферии Северной Америки происходило в тепловодных условиях в обстановках аридного тропического климата [Anderson, Dean, 1995].
Широкое развитие обстановок карбонатной седиментации установлено в шельфовых морях, занимавших северную окраину Пангеи [Stemmerik, 1995; Beauchamp et al, 1989; Trettin, 1989; Dixon, Dietrich, 1990; Davies, Nassichuk, 1991; Jensen, Sorensen, 1992; Koyi et al., 1993; Breivik et al., 1995; Stemmerik, Worsley, 1995]. Карбонатные платформы окаймленных шельфов различной ширины и протяженности прослеживаются вдоль южного склона Свердрупского бассейна, на восточном и, возможно, западном бортах Норвежско-Гренландского бассейна, а также на юго-восточном шельфе Баренцевского бассейна. Карбонатные платформы этих бассейнов существенно различаются между собой. Так, для сравнительно узкого Свердрупского карбонатного окаймленного шельфа характерна обедненная биота, среди которой доминирует так называемая "мшанковая ассоциация", а в составе карбонатного материала преобладает низкомагнезиальный кальцит и наблюдается повышенное содержание глауконита, что позволило считать эти шельфовые карбонатные отложения сформировавшимися в умеренных холодноводных условиях [Beauchamp, 1995]. Для Баренцевоморской карбонатной платформы также характерно широкое развитие массивных брахиоподовых и мшанковых
известняков, кремней и биотурбаций, образование которых происходило в мелководных, обогащенных кислородом и, по-видимому, умеренно-холодноводных обстановках [Stemmerik, Worsley, 1995]. В отличие от этого, в пределах Норвежско-Гренландского бассейна шельфовые карбонатные платформы образованы мшанково-водорослевыми холмами, достигающими мощности до 70 м и ширины около 500 м, окруженными мелководными оолитовыми и аллотигенными карбонатами, которые в прибрежной зоне замещаются сабховыми приливно-отливными и лагунными отложениями, представленными известковыми мергелями, водорослевыми карбонатами, нодулярными мозаичными гипсами, оолитовыми грейнстоунами [Stemmerik, 1995]. Такие по существу эвапорито-карбонатные платформы формировались в тепловодных условиях в семиаридной климатической зоне.
На восточной периферии Пангеи обстановки карбонатной седиментации имели особенно широкое развитие. Они охватывали все шельфовые моря, расположенные вдоль Гондванской и Лавразийской окраин Пангеи между 45° ю.ш. и 30° с.ш. Этот пояс карбонатонакопления, простиравшийся в южном полушарии с юго-востока на северо-запад, а в северном полушарии с юго-запада на северо-восток, почти целиком находился в межсубтропической зоне, что обуславливало тепловодные условия карбонатной седиментации и формирование, наряду с карбонатными, также эвапоритово-карбонатных платформ. Одна из крупнейших эвапоритово-карбонатных платформ располагалась в пределах Аравийского полуострова. Она занимала почти всю северовосточную половину полуострова, простираясь более чем на 4500 км при ширине от 1000 до 2500 км. Это была шельфовая перикратонная окаймленная платформа с литоральным и сублиторальным карбонатонакоплением, а также участками с супралиторальными сабховыми зонами или обстановками мелководного субаквального эвапоритообразования [Husseini, 1992; Alsharhan, Nairn, 1995]. С северо-востока платформа ограничивалась протяженными рифогенными постройками, оконтуривающими глубоководный континентальный склон. На северо-западе Аравийская эвапоритово-карбонатная платформа отделялась относительно глубоководным кар-бонатно-глинистым шельфом от Тавридской карбонатной платформы, которая, по-видимому, принадлежала к перикратонному рамповому типу, окаймляя с юго-запада узкий океанический рифтогенный трог. Еще северо-западнее выделяется Тунисская карбонатная шельфовая платформа [Lys, 1988]. Севернее трога располагалась обширная Итало-Динаридская эвапоритово-карбонатная платформа, охватывающая, по всей вероятности, Доломитовые и Карнийские Альпы, хребет Дравт, а также горный массив Дурмидор и зону Высокого Карста в Динаридах [Miljush, 1973; Buggish et al., 1976]. Палеогеографические реконструкции позволяют предположить, что восточнее Итало-Динаридской платформы располагалась суша, а к востоку от нее находился Мизийский соленосный бассейн, с востока ограничивавшийся окаймленной эвапоритово-карбонатной платформой [Жуков и др., 1976].
Вдоль юго-восточной окраины Лавразии на шельфе Палеотетиса намечается протяженная Кавказская карбонатная платформа, сложенная разнообразными водорослевыми, мшанковыми, брахиоподовыми, губко-выми, коралловыми, оолитовыми и калькаре-нитовыми известняками, с многочисленными рифогенными постройками, формирование которых происходило в литоральной и сублиторальной зонах мелководного шельфа [А.Д. Миклухо-Маклай, К.В. Миклухо-Маклай, 1966; Левей, 1993; Котляр и др., 1984; Ростовцев, 1984]. По-видимому, Кавказская карбонатная платформа также принадлежала к перикратонному окаймленному типу, но вполне возможно, что в нее входили несколько связанных между собой самостоятельных перикратонных карбонатных платформ. На северной шельфовой окраине Палеотетиса в поздней перми предполагается существование Афгано-Памирской перикратонной карбонатной платформы, в пределах которой происходило формирование биогермных и органогенно-обломочных карбонатных построек, глинистых известняков и мергелей, оолитовых карбонатов в обстановках литорального и сублиторального осадконакопления [А.Д. Миклухо-Маклай, 1963; Дронов, Ка-фарский, 1980].
Еще один крупный регион тепловодного карбонатонакопления охватывал Киммерийские и Катазийские микроконтиненты, значительные площади которых, как отмечалось, были заняты шельфовыми морями. Карбонатные платформы располагались по всей южной и северной периферии Киммерийских микроконтинентов, протягиваясь от Западного Ирана до Сибамесу. В пределах Катазийских микроконтинентов обстановки карбонатной седиментации преобладали на западных окраинах и в ряде центральных областей. На территории Западного и Центрального Ирана находилась обширная карбонатная платформа, в окраинных зонах которой преобладали условия сублиторального и внутрилиторального шельфового карбонатонакопления, а в центральных областях располагался относительно глубоководный бассейн с глинисто-известняковым и черносланцевым осадконакоплением [Alsharhan, Nairn, 1995]. Иранская платформа на северо-востоке, по-видимому, соединялась с карбонатной платформой, сформировавшейся в пределах Южно-Афганского срединного массива и, возможно, Сулейман-Киртарской области юго-восточного Афганистана. Сплошной чехол шельфовых, преимущественно литоральных и сублиторальных карбонатных отложений в поздней перми охватывал здесь зоны Зури, Хуспасруд, Гильменд, Тирин, Логар, Аргандаб и северо-западную часть прогиба Катаваз [Дронов, Кафарский, 1980]. Как можно судить по принятому варианту плитной реконструкции [Scotese, Langford, 1995], восточнее, по всей вероятности, единой Ирано-Южно-Афганской карбонатной платформы находилась еще одна карбонатная платформа, которая охватывала западные и южные периферийные зоны микроконтинента Чангтан (Северный Тибет). Она окаймляла с запада и юга прибрежную область паралических и континентальных обстановок седиментации, расположенную в северных центральных районах [Enos, 1995]. Предполагается, что эта карбонатная платформа простиралась далеко на восток, охватывая южные и восточные окраины Сибамесу [Hutchison, 1989]. На территории Южно-Китайского микроконтинента мелководная карбонатная платформа формировалась на большей части северной и западной половины кратона; в ее южной окраине располагались рифогенные барьерные сооружения [Sheng et al, 1985; Enos, 1995]. Возможно, значительная по протяженности окаймленная шельфовая карбонатная платформа простиралась вдоль восточной и северо-восточной окраин Амурского микроконтинента в пределах Восточно-Сихоте-Алинской зоны [Котляр, 1984].
Наконец, следует отметить один из самых крупных внутренних морских бассейнов эвапоритово-карбонатного осадконакопления -Восточно-Европейский. Карбонатная и периодически в некоторых районах эвапоритовая седиментация здесь происходила вплоть до конца казанского, а в ряде участков и до начала татарского века [Атлас..., 1969; Жарков, 1974]. На протяжении всего этого времени на востоке Восточно-Европейской платформы, охватывая Прикаспийскую синеклизу, Волго-Уральскую область и север Московской синеклизы, формировалась громадная эвпоритово-карбонатная платформа, в пределах которой осадконакопление происходило в мелководных шельфовых обстановках, условиях аридного и семиаридного климата и сопровождалось субаквальной и сабховой сульфатной седиментацией, а также образованием крупных солеродных бассейнов в северных окраинах Прикаспийской впадины и прилегающих районах.
Таким образом, на протяжении поздней перми в шельфовых морях, окружающих Пангею, Катазийские и Киммерийские системы микроконтинентов, преобладала карбонатная и эвапоритово-карбонатная седиментация. Особенно широкое развитие получили обстановки тепловодного осадконакопления, приуроченные к аридным и семиаридным климатическим поясам. Они охватывали все морские бассейны, расположенные вокруг и внутри Пангеи между 40°-45° с.ш. и 40°-50° ю.ш. Практически сплошной пояс карбонатных и эвапоритово-карбонатных платформ простирался вдоль западной периферии Пангеи в пределах межсубтропической зоны. Еще более грандиозный пояс эвапоритово-карбонатных и карбонатных платформ протягивался на восточной окраине Пангеи, начиная от Аравийского полуострова на юге до Кавказской области на севере и далее захватывая Восточно-Европейский бассейн почти до Баренцева моря. Третий обширный пояс тешюводных обстановок карбонатонакопления был приурочен к шельфовым морям Киммерийских и Катазийских микроконтинентов. Он целиком располагался в пределах экваториально-тропической зоны. Одной из характерных особенностей этих платформ было широкое развитие в некоторых районах (Западный Иран, Южно-Китайский кратон) перерывов в осадконакоплении с образованием карста и локальным бо-кситообразованием [Enos, 1995]. В позднепермское время карбонатонакопление происходило также и в умеренно-холодноводных условиях. Они зафиксированы в северном среднеширотном гумидном поясе, где карбонатные платформы формировались на шельфах Свердрупского и Баренцевского бассейнов. Своеобразные верхнепермские карбонатные (преимущественно известняковые) отложения, которые условно названы "бивальвие-выми рифами" [Ганелин, 1997], встречаются в северном и южном холодно-умеренных поясах. На севере они известны на Омолонском и Приколымском массивах, острове Врангеля, а на юге в Новой Зеландии. Известняки эти характеризуются таксономически обедненными, но количественно богатыми биотами, отсутствием теплолюбивых рифостроителей, других обитателей тепловодных карбонатных платформ и преобладанием пелиципод (иногда очень крупных) с брахиоподами [Ганелин, 1997]. В нижней перми Тасмании подобные известняки по простиранию замещаются тиллитами [Rao, 1981].
Характерная особенность всех пермских шельфовых карбонатных морей - весьма ограниченное развитие вдоль их прибрежных зон обстановок терригенного осадконакопления. Так, в прибрежных участках Аравийской эвапоритово-карбонатной платформы терригенные осадки отмечены только вдоль юго-западной окраины, а также в некоторых локальных участках вблизи небольших поднятий в Загросе, на юго-востоке Тавридской области и на западе Аравии [Alsharhan, Nairn, 1995]. Узкие зоны песчаных отмелей и пляжей, либо сравнительно небольших по протяженности сабховых супралиторальных зон выявлены вокруг многих других карбонатных и эвапоритово-карбонатных платформ как на западной, так и на восточной окраинах Пангеи. Даже в случае развития обширной полосы прибрежной сабхи и пересыхающих озер (плайя), как это установлено в пределах Кэпитенского шельфа Делаверского бассейна, где ширина сабховой фациальной зоны достигает нескольких десятков км [Mazzullo, 1995], терригенные осадки имеют ограниченное распространение, а преобладают здесь мозаичные гипсовые породы, переслаивающиеся с доломитами. Карбонатные платформы в пределах Киммерийских террейнов в своих окраинных прибрежных участках тоже ограничены очень узкими зонами кластических осадков, что хорошо фиксируется для Ирано-Южно-Афганской карбонатной платформы. Лишь на территории Южно-Китайского микроконтинента в начале татарского века литоральные морские терригенные фации получили относительно широкое развитие вокруг поднятия Камдиан [Enos, 1995]. Также весьма узкими прибрежными шель-фовыми терригенными осадками, представленными преимущественно тонкозернистыми песчаниками, окаймлены карбонатные платформы в Свердрупском и Баренцевском бассейнах [Beauchamp, 1995; Stemmerik, Worsley, 1995]. Только в пределах Приуральской окраины Восточно-Европейского бассейна зафиксировано обширное распространение терригенных отложений, накопившихся в прибрежных зонах [Chuvashov, 1995].
В раннем триасе произошло значительное сокращение шельфового карбонатонакопления, особенно на северной и западной окраинах Пангеи, где появились обширные терригенные шельфы. Однако принципиальная картина размещения карбонатных платформ в целом сохранилась прежней.
Ограниченное развитие прибрежных кластогенных осадков в большинстве шельфовых карбонатных морей свидетельствует о том, что карбонатные и эвапоритово-карбонатные платформы, формировавшиеся вдоль низменных окраин Пангеи, Катазийских и Киммерийских континентов в аридных и семиаридных климатических зонах, соседствовали с пустынными областями, что подтверждается установлением здесь эоловых образований и дюн. В гумидных зонах карбонатные платформы располагались вблизи заболоченных побережий с небольшим количеством меандрирующих рек. Таким образом, карбонатные платформы как бы блокировали низменные окраины Пангеи, подчеркивая тем самым, что на этом суперконтиненте преобладали палеогеографические условия, благоприятные для внутреннего, а не для внешнего речного стока.
Обстановки черносланцевой седиментации. Аноксические обстановки, благоприятные для черносланцевого осадконакопления, во второй половине ранней перми, а также в поздней перми и раннем триасе были характерны для многих шельфовых морей и внутриконтинентальных озерных водоемов. Они зафиксированы во всех климатических поясах.
Весьма широкое развитие холодноводных и умеренно-холодноводных аноксических обстановок черносланцевой седиментации установлено в шельфовых морях северной окраины Пангеи. В ассельско-раннесакмарское, позднесакмарско-раннеартинское и в позднеказанско-раннетатарское время здесь располагалась протяженная зона взаимосвязанных черносланцевых бассейнов, простиравшаяся от северных окраин Аляски до восточных районов Баренцевого моря. В нее входили бассейны Свердрупский, Вендел, Бьерна, Хаммерфест, Нордкапп, Северо-Восточного Шпицбергена и, возможно, Северо-Ново-Земельский [Beauchamp, 1995; Stemmerik, Worsley, 1995]. Глубоководные внутренние области этих бассейнов характеризовались застойными аноксическими условиями осадконакопления. В Свердрупском бассейне аккумуляция спикуловых кремней сначала происходила в условиях проградационного клиноформного заполнения глубоководных зон и осушения отдельных участков окаймленной
карбонатной платформы с последовательным осаждением спикуловых глинистых илов, прослоев и линз карбонатов и глауконитсодержащих песков, а затем - формированием преимущественно спикуловой кремнистой толщи в холодноводных климатических условиях [Beauchamp, 1995]. В бассейнах Вендел, Бьерна, Хаммерфест, Нордкапп и Северо-Восточного Шпицбергена в это время также преобладали обстановки глубоководного застойного осадконакопления. Здесь происходила аккумуляция биотурбидитных кремнистых спикуловых сланцев в наиболее погруженных центральных зонах, а в более мелководных шельфовых участках вблизи карбонатных платформ - темноцветных глинистых илов с тонкими прослоями биокластических карбонатов (пакстоунов и вакстоунов) [Stemmerik, Worsley, 1995].
Севернее Свердрупско-Баренцевской зоны бассейнов черносланцевой седиментации, начиная с позднесакмарского времени, намечается крупный Верхояно-Чукотский бассейн аноксического осадконакопления. Его границы в настоящее время устанавливаются весьма условно по разрозненным и удаленным друг от друга районам распространения черносланцевых отложений в пределах Колымо-Чукотской и Верхоянской областей, а также на островах Арктического бассейна [Ганелин,1997; Устрицкий, 1993]. На о. Врангеля эти отложения представлены тонкослоистыми, ленточными микритовыми сероводородистыми известняками и черными глинистыми сланцами, а также пестроцветными сланцами с кремнисто-марганцевыми конкрециями [Ганелин, 1997]. В южной части Яно-Колымской области преобладают черные аргиллитовые и алевролит-аргиллитовые породные ассоциации массивные и микрослоистые, формирование которых происходило преимущественно в спокойных застойных гидродинамических условиях во внутренних удаленных от берега зонах морского бассейна. В целом, обстановки холодноводной и умеренно-холодноводной черносланцевой седиментации в глубоководных морях северной окраины Пангеи охватывали многие бассейны, приуроченные как к среднеширотному гумидному, так и к приполярному умеренному эпизодически гляциальному климатическим поясам.
Тепловодные морские аноксические обстановки черносланцевого осадконакопления зафиксированы в ряде районов субтропических и тропических зон. Они предполагаются в бассейнах Фосфория, Чиуауа и некоторых других на юго-западной периферии Северо-Американской окраины Пангеи, где черносланцевая седиментация, возможно, продолжалась до конца казанского века [Ettenson, 1994]. На восточной периферии Пангеи аноксические условия периодически возобновлялись во многих районах на территориях Аравийской и Итало-Динаридной эвапоритово-карбонатных платформ [Alsharhan, Nairn, 1995]. На юго-востоке Лавразийской части Пангеи и в прилегающих участках северо-западной окраины Таримского микроконтинента условия, благоприятные для черносланцевой седиментации, длительное время сохранялись в Северо-Таримском бассейне [Enos, 1995]. Еще один район развития аноксических условий осадконакопления охватывал центральные и северо-восточные участки Центрально-Иранского микроконтинента, где в относительно глубоководных участках внутренних зон карбонатной платформы накапливались черные микритовые битуминозные известняки, черные мергели и сланцы с линзами и конкрециями кремней [Geological..., 1977; Husseini, 1992; Alsharhan, Nairn, 1995]. Необходимо отметить, что все отмеченные районы и бассейны тепловодного черносланцевого осадконакопления были приурочены к мелководным шельфовым областям морских акваторий, расположенных либо вблизи эвапоритовых бассейнов, либо непосредственно в пределах эвапоритово-карбонатных или карбонатных платформ.
Широкое распространение, особенно начиная с казанского века, получили также озерные условия черносланцевого осадконакопления. Как уже упоминалось, протяженный пояс подобных громадных пресноводных озер простирался вдоль южных окраин Западной Гондваны, занимая значительные пространства Южной Америки и Южной Африки [Padula, 1969; Yemane, 1993]. Видимо, крупный черносланцевый озерный бассейн существовал в пределах тургайской низменности на юге Казахстано-Ангариды в Лавразии [Атлас..., 1968].
В раннем триасе количество бассейнов черносланцевой седиментации уменьшилось. На северной окраине Пангеи сохранился Свердрупско-Баренцевский бассейн и небольшой бассейн на Чукотке [Дагис и др., 1979; Trettin, 1989; Wignall, Hallam, 1992; Ettensohn, 1994; Wignall, Twitchett, 1996]. Продолжал существовать Северо-Итальянский бассейн [Wignall, Hallam, 1992; Wignall, Twitchett, 1996]. Новый черносланцевый бассейн намечается в Предгималайской зоне Индостана [Кароог, Tokuoka, 1985]. Кроме этого, в раннем триасе выделяется глубоководный черносланцевый бассейн вдоль континентальных склонов Амурского и Северо-Китайского микроконтинентов [Isazaki, 1994].
В целом, представляется возможным выделить несколько типов бассейнов аноксической черносланцевой седиментации. Первый тип охватывает шельфовые глубоководные бассейны, расположенные в окраинных морях на периферии Пангеи. К ним можно отнести Свердпрупско-Баренцевский и Колымо-Чукотский бассейны. Второй тип объединяет черносланцевые бассейны, формирование которых происходило во внутренних более глубоководных зонах карбонатных платформ. Среди таких бассейнов можно назвать Предгималайский и Центрально-Иранский. Третий тип характеризуется промежуточным расположением бассейнов аноксической седиментации между солеродными или эвапоритовыми бассейнами, с одной стороны, и шельфовыми зонами карбонатного осадконакопления, с другой. К этому типу принадлежат бассейны Фосфория, Чиуауа, Северо-Итальянский, Северо-Таримский и некоторые другие. Наконец, последний четвертый тип объединяет озерные внутриконтинентальные черносланцевые бассейны.
Обращает на себя внимание пространственная близость многих бассейнов черносланцевой седиментации к эвапоритовым зонам и солеродным бассейнам того же возраста или предшествующего пермского соленакопления. Как известно [Zarkov et al., 1979], в недрах эвапоритовых бассейнов накапливаются огромные массы высококонцентрированных рассолов, которые в последующем через подземный сток могут поступать в шельфовые зоны и промежуточные бассейны. Подземный сток тяжелых соленых рассолов в погруженные участки шельфов или в глубоководные бассейны окраинных морей создавал соленосную стратификацию вод и застойные условия, благоприятные для накопления осадков с повышенным содержанием органического вещества. Такие условия могли предопределять аноксические обстановки в Свердрупском, Баренцевском, Фосфория, Чиуауа, Северо-Итальянском, Северо-Таримском, Восточно-Европейском, Центрально-Европейском, Аравийском и других бассейнах. В Колымо-Чукотском, Баренцевском и Свердрупском бассейне периодически, особенно в казанском и татарском веках, возникала также температурная стратификация вод. Особенности пространственного расположения большинства черносланцевых бассейнов свидетельствуют о том, что застойные условия осадконакопления в шельфовых и окраинных морях возникали не за счет поступления бескислородных вод из океана, как предполагает ряд исследователей [Hallam, 1994; Wignall, Hallam, 1992; 1996; Knoll et al., 1996; Wignall, Twitchet, 1996]. Эти данные показывают, что в формировании большинства морских черносланцевых бассейнов более вероятно участие высококонцентрированных рассолов, поступавших либо из эвапоритовых бассейнов, расположенных на окраине Пангеи, либо путем подземного стока с суперконтинента. Вообще, можно предполагать, что подземный сток рассолов с Пангеи на всем протяжении ее высокого стояния в поздний перми и раннем триасе мог иметь большое влияние на окружающие шельфовые моря.
Обстановки морской терригенной седиментации. Пермская история терригенного осадконакопления четко подразделяется на два этапа: ассельско-раннесакмарский и позднесакмарско-татарский. Первый этап, охватывающий, по существу, начало пермского периода, когда существовала наиболее выраженная асимметрия глобальной седиментационно-климатической зональности на Земле и большая половина южного полушария была охвачена обстановками ледниковой седиментации, терригенное морское осадконакопление имело исключительно широкое распространение и происходило практически во всех шельфовых и многих внутриконтинентальных морях (гл. 3, рис. 65). В ассельское время глубоководные прогибы с турбидитным осадко-накоплением прослеживаются вдоль всей западной периферии Пангеи, а также вокруг Австралийской ее окраины. Они фиксируются вдоль юго-западной и северной частей Неотетиса, прослеживаясь отсюда далеко на северо-запад вплоть до Апулии, где в это время существовал глубокий грабен или рифт, вдоль которого в последующем происходило раскрытие и формирование Неотетиса. Глубоководный турбидитный прогиб намечается в ассельское время также вокруг западной периферии Южно-Китайского континента. Сравнительно мелководные шельфовые окраинные терригенные моря существовали в это же время на северной и юго-западной периферии Пангеи.
Весьма примечательная особенность второго этапа, четко проявляющаяся в позднепермское время, это относительно ограниченное распространение морей с терригенной седиментацией вокруг Пангеи, а также Киммерийских и Катазийских микроконтинентов. Более или менее значительные площади обстановок морского мелководного и, в особенности, глубоководного терригенного осадконакопления, начиная с казанского века поздней перми, устанавливаются в сравнительно небольшом числе регионов. Они, как правило, приурочены либо к приполярным районам северного и южного полушарий, либо к восточным окраинам Пангеи и Катазийских микроконтинентов.
Обширная область морской терригенной седиментации охватывала северную окраину Пангеи в пределах Северо-Аляскинской, Юконской, Новоземельской, Верхояно-Охотской и Колымо-Омолонской провинций [Ганелин, 1997; Устрицкий, 1993; Повышева, Устрицкий, 1996; Beauchamp, 1995]. Северо-Аляскинский мелководный терригенный шельф выделяется формированием глауконитовых песчаников, известковистых аргиллитов, глинистых известняков, которые накапливались в прибрежных зонах и во внутреннем шельфе, иногда в штормовых условиях [Beauchamp, 1995]. Новоземельский терригенный шельф казанско-татарского времени характеризовался накоплением сложно чередующегося комплекса песчаников, алевролитов и аргиллитов, образование которого происходило преимущественно во внутренних и внешних зонах шельфа в приливно-отливных и, возможно, проксимально-дистальных штормовых условиях. Прибрежно-морские отложения Верхоянской области отличаются повышенным содержанием песчаников. Они накапливались, видимо, в сублиторальной зоне с преобладанием приливно-отливных течений и штормов. Терригенный шельф Колымо-Омолонской провинции, характеризовался, по-видимому, мелководными приливно-отливными и волновыми условиями, на что указывает чередование глауконитовых песчаников, кремнисто-глинистых глауконитовых известняков и ракушечники. В целом, мелководные терригенные шельфы Северо-Аляскинской, Юконской, Таймырской и Колымо-Омолонской областей в позднепермское время были сравнительно узкими и окаймляли глубоководные внутренние зоны морских окраинных бассейнов с застойными аноксическими обстановками.
Вторая достаточно крупная область развития мелководного терригенного шельфа поздней перми намечается на северо-восточной периферии Пангеи в пределах Монгольской окраины Панталассы [Zonenshain et al., 1990]. Здесь распространена мощная песчаниково-сланцевая толща, образование которой происходило, по-видимому, во внутреннем и внешнем шельфе, а также, возможно, на континентальном склоне в глубоководном турбидитном прогибе.
Следующие две области значительного терригенного морского осадконакопления были приурочены к активным континентальным окраинам. Одна из них располагалась в юго-восточных районах Южно-Китайского микроконтинента, а вторая на Ново-Зеландской периферии Восточно-Гондванской части Пангеи. Южно-Китайская область, в соответствии с современными представлениями [Hsu et al, 1990], представляла собой в позднепермское время глубокий предгорный прогиб с мощным терригенным турбидитным и молассовым осадконакоплением, формирование которого, возможно, происходило на активной северной окраине Хунаньского микроконтинента, отделенного от платформы Янцзы Наньпаньцзянским океаном. Предполагается, что в поздней перми происходило поднятие и эрозия активной окраины Хунаньского микроконтинента и окружающих островных дуг, а также накопление флишоидных и конгломератовых толщ в глубоководном прогибе. Узкий мелководный терригенный шельф предполагается также вдоль южной пассивной окраины Хунаньского микроконтинента на периферии Гунанхайского океана*. Ново-Зеландская область отличается накоплением мощных терригенных, преимущественно зеленоцветных и сероцветных песчано-глинистых отложений. Они формировались в пределах мелководных шельфов и глубоководных прогибов вдоль островных вулканических дуг [Stevens, Speden, 1978; Veevers, 1984].

Сравнительно узкие позднепермские терригенные шельфы предполагаются также вдоль западной периферии Пангеи. Здесь намечается протяженная система субдукционных горных систем и вулканических островных дуг, протягивающаяся от западных окраин Канады и США (островные дуги Никола, Гунтингтон, Галлавах, Кламач и др.) до южных окраин Южной Америки и Западной Антарктиды (субдукционная зона Анд, Патагонская дуга и др.). На склонах этих дуг могли существовать мелководные терригенные шельфы [Scotese, Langford, 1995]. Однако глубокие прогибы с мощным позднепермским турбидитным осадконакоплением здесь не установлены.
В целом, еще раз можно отметить, что на протяжении поздней перми шельфовые терригенные моря значительно уступали по своим размерам и количеству областям карбонатной седиментации. Такая же тенденция сохранилась и в раннем триасе, несмотря на то, что размеры шельфов с терригенным осадконакоплением в это время существенно расширились, особенно на северной и западной окраинах Пангеи.

Литература

Алексеев А.С. Массовые вымирания в фанерозое. Дис. ... д-ра геол.-минерал. наук в форме научи, докл. М., 1998. 76 с.
Атлас литолого-палеогеографических карт СССР. М., 1968. Т. 2.
Бетехтина О.А., Горелова СТ., Дрягина Л.Л. и др. Верхний палеозой Ангариды. Новосибирск, Наука, 1988. 265с.
Ганелин В.Г. Бореальная бентосная биота в структуре позднепалеозойского Мирового океана // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1997. Т. 5, № 3. С. 29-42.
Гаррелс Р., Маккензи Ф. Эволюция осадочных пород. М.: Мир, 1974. 272 с.
Гуревич А.Б. Позднепалеозойские озерные водоемы территории Тунгусского бассейна // История озер позднего палеозоя и раннего мезозоя / Ред. Г.Г. Мартинсон, И.Ю. Неустроева. Л.: Наука, 1987. С. 114-127.
Дагис А.С., Архипов Ю.В., Бычков Ю.М. Стратиграфия триасовой системы северо-востока Азии. М.: Наука, 1979. 245 с.
Дронов В.И., Кафарский А.Х. Пермская система // Геология и полезные ископаемые Афганистана / Ред. В.И. Дронов. М.: Недра, 1980. Кн. 1. С. 112-132.
Дуранте М.В. Характерные разрезы пограничных континентальных отложений перми и триасса Евразии: Северный Китай // Граница перми и триаса в континентальных сериях Восточной Европы / Ред. В.Р. Лозовский, Н.К. Есаулова. М.: Геос, 1998. С. 175-183.
Дуранте М.В., Могучева Н.К. Характерные разрезы пограничных континентальных отложений перми и триаса Евразии: Кузнецкий бассейн // Там же. 1998. С. 162-171.
Жарков М.А. Палеозойские соленосные формации мира. М.: НедраД974. 392 с.
Жарков М.А. История палеозойского соленакопления. Новосибирск: Наука, 1978. 172 с.
Жеребцова И. К. К вопросу о континентальном галогенезе // Проблемы соленакопления / Ред. А.Л. Яншин, М.А. Жарков. Новосибирск: Наука, 1977. Т. 1. С. 124-128.
Жуков Ф.И., Возар И.М., Янев С.Н. Пермские осадочно-вулканогенные формации и рудные месторождения Карпато-Балканской области. Киев: Наук, думка, 1976. 182 с.
Зезина О.Н. О значении температур и условий питания в историческом развитии биоты // Важнейшие биотические события в истории земли. Таллин, 1991. С. 41-47.
Игнатьев В.И. Татарский ярус центральных и восточных областей Русской платформы. Ч. 2. Фации. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1962. 335 с.
Котляр Г.В. Дальневосточная провинция // Основные черты стратиграфии пермской системы СССР / Ред. Г.В. Котляр, Д.Л. Степанов. Л.: Недра,1984. С.195-205.
Котляр Г.В., Кропачева Г.С., Ростовцев К.О., Чедия И.О. Закавказская провинция // Там же. 1984. С.160-174.
Кулева Г.В. Верхнеказанские и татарские континентальные отложения юго-востока Русской платформы. Саратов: Изд-во Сарат. ун-та, 1980. 161 с.
Кухтинов Д.А. Позднепермские озера Арало-Каспийского региона // История озер позднего палеозоя и раннего мезозоя / Ред. Г.Г. Мартинсон, И.Ю. Неустрое-ва. Л.: Наука, 1987. С. 157-161.
Левен Э.Я. Главные события пермской истории области Тетис и фузулиниды // Стратиграфия. Геол. коррелляция. 1993. Т. 1, № 1. С. 59-75.
Лозовский В.Р., Есаулова Н.К. (ред.). Граница перми и триаса в континентальных сериях Восточной Европы. М.: Геос, 1998. С. 139-145.
Миклухо-Маклай А.Д. Верхний палеозой Средней Азии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1963. 329 с.
Миклухо-Маклай А.Д., Миклухо-Маклай К.В. Крым-Кавказская альпийская складчатая область // Пермская система: Стратиграфия СССР / Ред. Б.К. Лихарев. М.: Недра, 1966. С. 391-402.
ПовышеваЛ.Г., Устрицкий В.И. Пермские отложения Новой Земли // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1996. Т. 4, № 5. С. 25-34.
Ростовцев К.О. Крым-Кавказская провинция // Основные черты стратиграфии пермской системы СССР / Ред. Г.В. Котляр, Д.Л. Степанов. Л.: Недра, 1984. С. 157-160.
Руннегар Б. Пермь Гондваны // XXVII Междунар. геол. конгр.: Докл. сов. геологов. М.: Наука, 1984. Т. 1: Стратиграфия. С. 147-158.
Твердохлебов В.П., Шминке Л.Н. Эоловые образования татарского яруса в бассейне р. Вятки // Докл. АН СССР. 1990. Т. 315, № 4. С. 934-936.
Устрицкий В.И. Бореальная биогеографическая область в палеозое // Стратиграфия. Геол. коррелляция. 1993. Т. 1,№2. С. 67-78.
Челышев В.И. Литолого-палеогеографические карты казанского, татарского и индского веков // Атлас литолого-палеогеографических карт палеозоя и мезозоя Северного Приуралья / Ред. В.А. Чермных. Л.: Наука, 1972.
Чумаков Н.М. Следы позднепермского оледенения на реке Колыма: Отзвук гондванских оледенений на северо-востоке Азии? // Стратиграфия. Геол. корреляция.
1994. Т. 2, № 5. С. 130-150.
Юзвицкий А.З., Горелова С.Г., Бетехтина О.А. Алтае-Саянская провинция // Основные черты стратиграфии пермской системы СССР / Ред. Г.В. Котляр, Д.Л. Степанов. Л.: Недра, 1984. С. 208-222.
Ahmad F. The Permian basin of Peninsular India // Rep. of the XXII Sess. Intern. Geol. Congr., India. New Delhi, 1964. Pt9. P. 123-138.
Ahmad H. Late Palaeozoic Talchir tillites of Peninsular India // Earth's Pre-Pleistocene glacial record / Ed. M.J. Hambrey et al. Cambridge: Cambridge Univ. press, 1981. P. 326-330.
Alsharhan A.S., Nairn A.E.M. Stratigraphy and sedimentology of the Permian in the Arabian Basin and adjacent aresa: A critical review // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Echolle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 2. P. 187-214.
Anderson R.Y., Dean W.E. Filling the Delaware Basin: Hydrologic and climatic controls on the Upper Permian Castile Formation varved evaporite // Ibid. 1995. Vol. 2. P. 61-78.
Bardossy G. Carboniferous to Jurassic bauxite deposits as paleoclimatic and paleogeographic indicators // Pangea: Global environments and resources. Calgary, 1994. P. 283-293 (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N 17).
Baud A., Magaritz M., Holser W.T. Permian-Triassic of the Tethys: Carbon isotope studies // Geol. Rndschau. 1989. Bd. 78. S. 649-677.
Baud A., Marcoux J., Guirand R. et al. Late Murgabian (266 to 264 Ma) // Atlas Tethys paleoenvironmental maps: Explanatory notes. P.: Gauthier-Villars, 1993.
Beauchamp B. Permian history of Arctic North America // The Permian of Northern Pangea / Eds. Scholle P.A. et al. Springer - Verlag, Berlin - Heideeberg, 1995. Vol. 2. P. 3-22.
Beauchamp В., Harrison J.C., Henderson CM. Upper Paleozoic stratigraphy and basin analysis of the Sverdrup Basin, Canadian Arctic Archipelago // Current research. Calgary, 1989. Pt. G. P. 105-124. (Geol. Surv. Canada. Pap.; 89-1G).
Bland G. Structure et paleogeographic du Literal meridional et oriental de Г Afrique // Sedimentary basins of the African coasts. P.: Assoc. Afr. Geol. Surv., 1973. Southern coasts. P. 193-231.
Bourman R.P., Alley N. Permian glaciated bedrock surfaces and accosiated sediments on Kaugaroo Island, South Australia: Implications for local Gondwanan icemass dynamics // Austral. J. Earth Sci. 1999. Vol. 45, N 4. P. 523-531.
Breivik A.J., Gudlaugsson S.T., Faleide J.I. Ottar Basin SW Barents Sea: A major Upper Palaeozoic rift basin containing large volumes of deeply buried salt // Basin Res. 1995. Vol. 7, N4. P. 299-312.
Buggisch W., Fliigel E., Leitz F., Tietz G.-F. Die fazielle und palaogeographische Entwicklung im Perm der Karnischen Alpen und in den Raudgebieten // Geol. Rundsch. 1976. Bd. 65, H. 2. S. 649-690.
Cassins G., Toutin-Morin N., Virgili C. A general outline of the Permian continental basins in Southwestern Europe // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al., В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 2. P. 137-157.
Chandra S. Changing patterns of the Permian Gondwana vegetation//Palaeobotanist. 1992. Vol. 40. P. 73-100.
Chuvashov B.I. Permian deposits of the Urak and Preduralje // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 2. P. 158-183.
Clemensen L.B., Abrahamsen K. Aeolian stratification and facies association in desert sediments, Arran Basin (Permian) Scotland // Sedimentology. 1983. Vol. 30. P. 311-339.
Cook P.I. Australia: Evolution of a continent. Canberra: Austral. Gov. Publ. Serv., 1990. 97 p.
Crowell J.C. The ending of the Late Paleozoic ice age during the Permian Period // The Permian of Northern Pangea /Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1. P. 62-74.
Davies G.R., Nassichuk W.W. Carbonifeerons and Permian history of the Sverdrup Basin, Arctic Islands // Geology of the Innuitian Orogen and Arctic Platform of Canada and Greenland / Ed. H.P. Tretin. Galgary: Geol. Surv. Canada, 1991. P. 343-368. (Geol. Canada; T. 3).
Denison R.E., Koepnick R.B. Variation in 87Sr/87Sr of Permian Sea-water: An overview // The Permian of Northern Pangea/Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1. P. 124-132.
Duckins J.M. Problems of a Late Palaeozoic glaciation in Australia and subsequent climate in the Permian // Palaogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1996. Vol. 125. P. 185-197.
Dixon J., Dietrich J.R. Canadian Beaufort Sea and adjacent land areas // The geology of North America. Boulder (Colo.): Geol. Soc. Amer. 1990. Vol. L: The Arctic Ocean region. P. 239-256.
Drong H.-J., Plein E., Sonnemann D. et al. Der Schneverdingen - Sondstein des Rotliegendeneine aolische Sedimentfuiling alter Grabenstructuren // Ztschr. Dt. Geol. Ges. 1982. Bd. 133. S. 699-725.
Enos P. The Permian of China // The Permian of Northern Pangea/Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 2. P. 225-256.
Ettensohn F.R. Marine, organic-rich, dark-shale deposition on North American parts of Pangea, Carboniferous to Jurassic:
Effects of superconitinent organization // Pangea: Global environments and resources / Ed. A.F. Embry et al. Calgary, 1994. P. 743-762. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N 17).
Geological map of Iran. Sheet 2. North-Central Iran. Scale 1:1 000 000 / National Iranian Oil Co. Teheran, 1977.
Glennie K.W. Lawer Permian Rotliegend desert sedimentation in the North Sea // Eolian sediments and processes / Ed. M.W. Brookfield, T.S. Ahlbrandt. Amsterdam: Elsevier, 1983. P. 521-541 (Develop. Sediment.; Vol. 38).
Glennie K.W., Buller A.T. The Permian Weissliegend of N.W. Europe: The partial deformation of aeolian dune sand caused by the Zechstein transgression // Sediment. Geol. 1983. Vol. 35. P. 43-81.
Hallam A. The earliest Triassic as an anoxic event, and its relationship to the End-Paleozoic mass extinction // Pangea: Global environments and resources / Ed. A.F. Embry et al. Calgary, 1994. P. 797-804. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N17).
Hsu K.J., Jiliang Li, Haihong C. et al. Tectonics of South China: Key to understanding West Pacific geology // Tectonophysics. 1990. Vol. 183. P. 9-39.
Husseini M.I. Upper Paleozoic tectonosedimentary evolution of the Arabian and adjoining plates // J. Geol. Soc. London. 1992. Vol. 149. P. 419-429.
Hutchison C.S. Geological evolution of the South-East Asia. Oxford: Clarendon, 1989. 368 p.
Isbell J.L., Seegers G.M., Gelhar G.A. Uper Paleozoic glacial and postglacial deposits, central Transantarctic Mountains, Antarctica // Late Glacial and Postglacial environmental changes / Ed. I.P. Martini. N.Y.; Oxford: Oxfod Univ. press, 1997. P. 230-242.
Isozaki Y. Superanoxia across the Permo-Triassic boundary: Record in accreted deep-sea pelagic chert in Japan // Pangea: Global environments and resources / Ed. A.F. Embry et al. Calgary, 1994. P. 805-812. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N 17).
Jensen L.N., Sorensen K. Tectonic framework and halokinesis of the Nordkapp Basin // Structural and tectonic modelling and its application to petroleum geology / Ed. R.M. Larsen et al. Oslo, 1992. P. 109-120. (Spec. Publ. Norw. Petrol. Soc.; N1).
Kapoor H.M., Tokuoka T. Sedimentary facies of the Permian and Triassic of the Himalayas // The Tethys: Her paleogeography and paleobiogeography from Paleozoic to Mesozoic / Ed. K. Nakazawa, J.M. Dickins. Torko: Tokai Univ. press, 1985. P. 23-58.
Knoll A.H., Bambach R.K., Canfield D.E., Grotzinger J.P. Comparative Earth history and Late Permian mass extinction // Science. 1996. Vol. 273. P. 452-457.
Koyi H., Talbot C.J., Torudbakken B.O. Salt diapirs of the southwest Nordkapp Basin: Analogue modelling // Tectonophysics. 1993. Vol. 228. P. 167-187.
Kreuser Т., Semkiwa P.M. Geometry and depositional history of a Karoo (Permian) coal basin (Mchuchuma-Ketewaka) in SW-Tanzania // Neues Jb. Geol. Palaontol. Monatsh. 1987. S. 69-98.
Kreuser Т., Wopfner H., Kaaya C.Z. et al. Depositional evolution of Permo-Triassic Karoo basin in Tanzania with reference to their economic potential // J. Afr. Earth Sci. 1990. Vol. 10, N 1/2. P. 151-167.
Kutzbach I.E., Gallimore R.G. Pangean climates: Megamonsoons of the megacontinent // J. Geophys. Res. D. 1989. Vol. 94, N 3. P. 3341-3357.
Langford R.P. Permian coal and palaeogeography of Gondwava: BMR record, 1991-1995. Canberra, 1992. 139 p. (Paleogeography; Vol. 39).
Lee K.Y. Geology of the Chaidamu Basin, Qinghai Province, Northwest China. Boulder (Colo.), 1984. 39 p. (US Geol. Surv. Open-File. Rep.; N 84-413).
Lee K.Y. Geology of the petroleum and coal deposits in North China Basin, Eastern China. Boulder (Colo.), 1986. 57 p. (US Geol. Surv. Open-File. Rep.; N 86-154).
Limarino C.O., Spalletti L.A. Eolian Permian deposits in West and Northwest Argentina // Sediment. Geol. 1986. Vol. 49. P. 109-127.
Lindsay J.F. Permian postglacial environments of the Australian Plate // Glacial and Postglacial environmental changes / Ed. I.P. Martini. N.Y.; Oxford: Oxford Univ. press, 1997. P. 213-229.
Lowenstein Т.К. Origin of depositional cycles in a Permian "Saline giant": the Saledo (McNutt Zone) evaporites of New Mexico and Texas // Bull. Geol. Soc. Amer. 1988. Vol. 100. P. 592-608.
Lys M. Carboniferous and Permian marine deposits in Southern Tunisia - micropaleontology (foraminifera) and paleobiogeography // Bull. Central. Explor-Prod. Elf-Aquitaine. 1988. Vol. 12, N 2. P. 601-659.
Martin H. The Late Palaeozoic Dwyka Group of the South Kalahari Basin in Hamibia and Botswana and the subglacial valleys of the Kaokoveld in Namibia // Earth's Pre-Pleistocene glacial record / Ed. M.J. Hum-brey et al. Cambridge: Cambridge Univ. press, 1981. P. 61-66.
Maxwell W.D. The end Permian mass extinction // Mass extinction: Processes and evidence / Ed. S.K. Donovan. L.: Belkhaven, 1989. P. 152-173.
Mazzullo S.J. Permian stratigraphy and facies, Permian Basin (Texas-New Mexico) and adjoining areas in the Midcontinent United States // The Permian of Northern Pangea /Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 2. P. 41-60.
Mazzullo S.J., Mazzullo J., Harris P.M. Significance of eolian quartzose sheet sands on emergents carbonate shelves; Permian of west Texas-New Mexico // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1985. Vol. 69. P. 284.
Meaning M. A numerical time scale for the Permian and Triassic Periods an integrated time analisys // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1. P. 77-97.
Meybeck M. Concentration des aux fluviales en elements majeurs et apports en solution aux oceans // Rev. geol. dynam. et geogr. phys. 1979. Vol. 21, N 3. P. 215-246.
Miljush P. Geologic-tectonic structure and evolution of outher dinarids and Adriatic Area // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1973. Vol. 57, N 5. P. 913-929.
Mishra U.K. A comparision of the petrology of some Permian coals of India with those of Western Australia // Condwana Seven: Proceedings / Ed. H. Ulbrich, A.C. Rocha Campos. Sao Paulo: Inst. Geociencias - USP, 1991. P. 261-271.
Mitra N.D. The sedimentary history of Lower Gondwana coal basin of Peninsular India // Ibid. 1991. P. 271-288.
Ori G.G. The natute of the Permian rivers in Southern Alps // Mem. Soc. Geol. Ital. 1988. Vol. 34. P. 155-160.
Padula V.T. Oil shale of Permian Irati Formation, Brazil // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1969. Vol. 53, N 3. P. 591-602.
Parrish J.M., Parrish J.T., Ziegler A.M. Permian-Triassic paleogeography and paleoclimatology and implications for the rapsid distributions // The ecology and biology of mammal-like reptiles / Ed. N.H. Hotton et al. Wash. (D.C.): Smithsonian press, 1986. P. 109-132.
Parrish J.T. Geologic evidence of Permian climate // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.: Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1. P. 53-61.
Peterson J.A. Permian paleogeography and sedimentary provinces, West Central United States// Paleozoic paleogeography of West-Central United States: Rocky Mountain Section Soc. Econ. Paleontol. Miner. Symp. 1980. Vol. 1. P. 271-292.
Rao C.P. Criteria for recognition of cold-wated carbonate sedimentation: Berriedale Limestone (Lower Permian) Tasmania, Australia // J. Sediment. Petrol. 1981. Vol. 51. P. 491-506.
Rascoe B. Permian system in western Midcontinent // Permian rock of the Midcontinent / Ed. W.A. Morgan, J.A. Babcock. 1988. P. 3-12. (Midcontinent Section Soc. Econ. Paleontol. Mineral. Spec. Publ.; Vol. 1).
Raup D.M., Sepkoski J.J., Jr. Periodicity of extinctions of families and genera // Science. 1986. Vol. 231. P. 833-836.
Retablak G.J., Krull E.S. Lanscape ecological shift at the Permian-Triassic boundary in Antarctica // Austral. J. Earth Sci. 1999. Vol. 49. P. 785-812.
Robinson P.L. Palaeoclimatology and continental drift // Implications of continental drift to the Earth sciences / Ed. D.H. Tarling, S.K. Runcorn. N.Y.; L.: Acad. press, 1973. Vol. 1. P. 449-476.
Ross С A., Baud A., Menning M. A Time scale for project Pangea // Pangea: Global environments and resources / Ed. A.F. Embry et al. Calgary, 1994. P. 81-83. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N 17).
Salem M.J. The geology of Sirt Basin. Amsterdam: Elsevier, 1996. V. 1-3.
Scholle P.A. Carbon and sulfur isotope stratigraphy of the Permian and adjacent intervals // The Permian of Northern Pangea/Ed. P.A. Scholleetal. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1. P. 133-149.
Schopf T.J.M. Permo-Triassic extinctions: Relation to sea-floor spreading//J. Geol. 1974. Vol. 82. P. 129-143.
Scotese C.R., Longford R.P. Pangea and paleogeography of the Permian // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1. P. 3-19.
Sempere T. Phanerozoic evolution of Bolivia and adjacent regions // Petroleum basin of South Amerca / Ed. A.J. Tankard et al. Boulder. (Colo.), 1995. P. 96-128.(AAPG Mem.; N 62).
Sepkoski J.J., Jr. Periodicity in extinction and the problem of catastrophysm in the history of life // J. Geol. Soc. London. 1989. Vol. 146. P. 7-19.
Sheng Jin-zhang, Rui Lin, Chen Chu-zhen. Permian and Triaccis sedimentary facies and paleogeography of South China // The Tethys: Her paleogeography and paleobiogeography from Paleozoic to Mesozoic / Ed. K. Nakazawa, J.M. Dickins. Tokyo: Tokai Univ. press, 1985. P. 59-81.
Smith D.B. The Late Permian palaeogeography of northeast England // Proc. Yorkshire Geol. Soc. 1990. Vol. 47. P. 285-312.
Sneh A. Permian dune patterns in northwestern Europe challenged //]. Sedimeint. Petrol. 1988. Vol. 58. P. 44-51.
Stemmerik L. Permian history of the Norwegian-Greenland sea area // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 2. P. 98-110.
Stemmerik L., Worsley D. Permian history of the Barents shelf area//Ibid. 1995. Vol. 2. P. 81-97.
Stevens G.R., Speden I.G. New Zealand // The Phanerozoic geology of the World. Amsterdam, etc. Elsevier, 1978. II: The Mesozoic, A. P. 251-328.
Trettin H.P. The Arctic Islands // The geology of North America - an overview / Ed. A.W. Bally, A.R. Palmer. Boulder (Colo.): Geol. Soc. Amer., 1989. Vol. A. P. 349-370.
Turner B.R. Continental sediments in South Africa // J. Aft. Earth Sci. 1990. Vol. 10, N 1/2. P. 139-149.
Veevers J.J. Phanerozoic Earth history of Australia. Oxford: Clarendon, 1984. 418 p.
Veevers J.J., Powell C.M.A. Late Paleozoic glacial episodes in Gondwana land reflected in transgressive-regressive depositional sequences in Euramerica // Bull. Geol. Soc. Amer. 1987. Vol. 98. P. 475-487.
Visser J.NJ. Controls on Early Permian shelf deglaciation in the Karoo Basin of South Africa // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1996. Vol. 125. P. 129-139.
Wang Hongzhen (ed.). Atlas of the paleogeography of China. Beijing: Cartogr. Publ. House, 1985.
Wardlow B.R., Snyder W.S., Sphinosa C., Gallegos D.M. Permian of the Western United States // The permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 2. P. 23-40.
Wignall P.В., Hallam A. Anoxia as a cause of the Permian / Triassic mass extinction: Facies evidence for Northern Italy and the Western United States //Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1992. Vol. 93. P. 21-46.
Wignall P.B., Hallam A. Facies change at the End-Permian mass extinction in S.E. Sichuan, China // Palaios. 1996. Vol. 11. P. 587-596.
Wignall P.В., Twitchett R.J. Oceanic anoxia and the End-Permian mass extinction // Science. 1996. Vol. 272. P. 1155-1158.
Yemane K. Contribution of Late Permian palaeogeography in maintaining a temperate climate in Gondwana // Nature. 1993. Vol. 362, N 6407. P. 51-54.
Zarkov M.A., Zarkova T.M., Merzljakov G.A. Die Volumenverhaltnisse halogener Gesteine in palazoischen Salinarbecken und des Problem des Stoffbestandsentwicklung der Meerwassers // Ztschr. geol. Wiss. 1979. Bd. 7. S. 827-841.
Ziegler P.A. Geological atlas of Western and Central Europe. Amsterdam: Elsevier, 1982. 130 p.
Ziegler A.M., Hulver M.L., Rowley D.B. Permian world topography and climate // Late Glaciol and Postglaciol environmental changes. Quaternary, Carboniferous-Permian and protezozoic / Ed. Martini P. Oxford. - N.Y.: Oxford. Univ. Press. 1997. P. 111-146.
Liegler A.M., Gibbs M.T., Hulver M.Z. A mini atlas of oceanic water masses in the Permian period // Proceed. Royal. Soc. Victoria. 1998. Vol. 110, N 1/2. P. 323-343.
Zonenshain L.P., Kuzmin M.I., Natapov L.M. Geology of the USSR: A plate-tectonic synthesis. Wash. (D.C.), 1990. 242 p. (Amer. Geophys. Union. Geodyn. Ser.; Vol. 21).

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение (Н.М. Чумаков)....................................................................................................................................... 5
Часть I
ЭПОХА ПЕРЕХОДА ОТ ТЁПЛОЙ К ХОЛОДНОЙ БИОСФЕРЕ: КЛИМАТ ПАЛЕОГЕНА
Глава 1. Климат Земного шара в палеоцене и эоцене по данным палеоботаники (М.Л. Ахметьев)............. 10
Часть II
КЛИМАТ И ПЕРЕСТРОЙКИ В ТЁПЛОЙ БИОСФЕРЕ (МЕЛ, ЮРА)
Глава 2. Общий обзор позднемезозойского климата и событий (Н.М. Чумаков)............................................ 44
Глава 3. Палеогеографические перестройки и седиментация мелового периода
(М.А. Жарков, И.О. Мурдмаа, Н.И. Филатова).................................................................................................... 52
Глава 4. Количественные палеоботанические данные о позднемеловом климате
Евразии и Аляски (А.Б. Герман)............................................................................................................................ 88
Глава 5. Климатическая зональность и климат мелового периода (Н.М. Чумаков)......................................... 105
Глава 6. Глобальная экспансия планктонных фораминифер: триас, юра, мел
(К.И. Кузнецова, О.А. Корчагин).......................................................................................................................... 124
Глава 7. Динамика и возможные причины климатических изменений в позднем мезозое
(Н.М. Чумаков)........................................................................................................................................................ 149
Часть III
ЭПОХА ПЕРЕХОДА ОТ ХОЛОДНОЙ К ТЁПЛОЙ БИОСФЕРЕ (ПЕРМЬ И РАННИЙ ТРИАС)
Глава 8. Палеогеографические перестройки и обстановки седиментации в перми и раннем
триасе (М.Л. Жарков).............................................................................................................................................. 158
Глава 9. Палеобиогеография пермских фузулинид (Э.Я. Левен)........................................................................ 181
Глава 10. Палеофитогеография пермского периода (С.В. Наугольных)............................................................. 194
Глава 11. Палеопочвы перми и раннего триаса (С.В. Наугольных)................................................................... 221
Глава 12. Климат и климатическая зональность перми и раннего триаса (Н.М. Чумаков)............................. 230
Часть IV
ГЛАВНЫЕ КЛИМАТИЧЕСКИЕ И БИОСФЕРНЫЕ СОБЫТИЯ ПОЗДНЕГО ДОКЕМБРИЯ
Глава 13. Ледниковый и безледниковый климат в докембрии (Н.М. Чумаков)............................................... 259
Глава 14. Проблема климатической зональности в позднем докембрии. Климат и биосферные
события (Н.М. Чумаков, В.Н. Сергеев)................................................................................................................. 271
Заключение (Н.М. Чумаков)................................................................................................................................ 290
Conclusion............................................................................................................................................................... 296