3.3. Основные черты палеогеографических преобразований

Меловой период в целом характеризовался очень значительными палеогеографическими преобразованиями, которые выразились не только в расколе и перемещении континентальных блоков и образовании новых океанических пространств, но также в формировании глобальных систем окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов, а в пределах периферийных зон континентов разнообразных и протяженных орогенных областей (рис. 5-16). Меловая палеогеографическая история четко подразделяется на три этапа: неоком-аптский, альб-туронский и коньяк-маастрихтский, которые можно назвать раннемеловым, среднемеловым и позднемеловым.
Палеогеографические особенности ранне-меловой истории определялись существованием на Земле трех крупных континентальных масс - Лавразии, Западной Гондваны и Восточной Гондваны, которые относительно устойчиво сохраняли свое местоположение почти на всем протяжении неокома и апта. Лавразия располагалась в Северном полушарии преимущественно севернее 20°-30° с.ш., простираясь вплоть до северных приполярных областей. Западная Гондвана, объединяющая Южную Америку и Африку, находилась главным образом в пределах межтропического пояса между 25° - 28° с.ш. и 35° - 40° ю.ш. Восточная Гондвана, охватывающая Австралию, Антарктиду и Индию располагалась в Южном полушарии южнее 35° - 40° ю.ш., занимая значительные пространства южных приполярных областей. В берриасе Восточная Гондвана представляла собой единый континент. Начиная с валанжина, окончательно в барреме, произошло отделение Индии сначала от Австралии, а затем и от Антарктиды. Отмеченные крупные континентальные массы составляли континентальное полушарие Земли, которое противостояло океаническому, занятому акваторией Тихого океана. Характерной особенностью континентального полушария на протяжении неоком-аптского этапа было противостояние двух континентальных масс - Лавразии на севере и Гондванской группы континентов на юге, разделенных акваторией широтного океана Тетис (рис. 5-9).

Рис. 5. Литолого-палеогеографическая карта берриасского века мелового периода 1 — суша; 2-6 — отложения аллювиалыю-пролювиальных равнин, межгорных впадин, озер, сабх, лагун в аридных зонах: 2 — красноцветные конгломераты, гравелит, песчаники, 3 — красноцветные и пестроцветные песчаники, алевролиты, глины, 4 — песчаники, алевролиты, глины с гипсом, 5 — гипсоносные карбонатные и терригенно-карбонатные, 6 — соленосные; 7 — 12 — отложения аллювиальных и зерно-болотных равнин, межгорных впадин, приморских равнин, временами заливавшихся морем, и лагун в гумидных зонах: 7 — сероцветные конгломераты, гравелиты, песчаники, 8 — сероцветные песчаники, алевролиты, глины, 9 — карбонатно-терригенные, 10 — терригенные угленосные (внутриконтинентальные), 11 — карбонатно-терригенные угленосные (приморские), 12 — терригенные красноцветные бескарбонатные; 13-21 — отложения шельфовых и эпиконтинентальных морей: 13 — песчаники, алевролиты, глины, 14 — глауконитоносные, 15 — фосфоритоносные, 16 — турбидиты склонов шельфа и тыловодужных бассейнов, 17 — углеродсодержащие глинистые, глинисто-карбонатные, карбонатно-кремнистые (черные сланцы), 18 — алевролиты, глины, известняки, 19 — глинистые известняки, мергели, 20 — карбонатные платформы, 21 — рифы; 22-25 — отложения подножий склонов континентов, островных дуг и периферийных зон океанов: 22 — турбидиты, 23 — известково-щелочные и толеитовые, а также терригенно-вулканогенные комплексы островных дуг, 24 — глубоководных желобов, 25 — гемипелагические глинистые, карбонатно-глинистые, карбонатные; 26-32 — отложения центральных областей океанов: 26 — пелагические глинистые (красные глины), 27 — пелагические карбонатные и кремнисто-карбонатные, 28 — пелагические кремнистые, 29 — углеродсодержащие глинистые, карбонатно-глинистые, карбонатно-кремнистые, кремнистые (черные сланцы), 30 — карбонатные атоллы, 31 — щелочные и толеитовые базальты внутриплитные, 32 — срединноокеанические хребты с проявлениями толеитовых базальтов; 33 — известково-щелочные магматические породы окраинноконтинентальных вулкано-плутонических ассоциаций; 34 — внутриконтинентальные щелочные и толеитовые базальты и бимодальные ассоциации; 35 — дистальные пеплы; 36 - пояса массивов S-гранитоидов в коллизионных сутурах; 37 — бокситы, бокситсодержащие отложения; 38 — каолиновые глины, каолинсодержащие породы; 39 — железные руды; 40 — границы литологических комплексов и палеогеографических областей

Рис. 6. Литолого-палеогеографическая карта валанжинского века мелового периода. Условные обозначения см. на рис. 5

Рис. 7. Литолого-палеогеографическая карта готеривского века мелового периода. Условные обозначения см. на рис. 5

Рис. 8. Литолого-палеогеографическая карта барремского века мелового периода. Условные обозначения см. на рис. 5

Палеогеография океанских бассейнов в раннем мелу определялась развитием геодинамических процессов, заложенных в средней-поздней юре [Пущаровский, Меланхолина, 1992]. Продолжалось расширение и продвижение на запад океана Тетис, который простирался почти на 20 тыс. км от Карибской области на западе до окраин Юго-Восточной Азии и Австралийско-Гвинейской области Восточной Гондваны на востоке. Он подразделяется на Восточный Тетис, охватывавший акваторию между Азиатской частью Лавразии на севере, Индией и Австралией на юге, Центральный (или Средиземноморский), Тетис и Западный Тетис, в пределах которого выделяются Центральная Атлантика (Атлантический Тетис), Мексиканский залив и Карибский сектор [Dercourt et al, 1993]. В начале раннего мела открылся морской проход между Северной и Южной Америкой, что привело к возникновению в Тетисе и Тихом океане глобального западного течения в тропических широтах северного полушария.
Средиземноморский и Западный Тетис представляли собой систему глубоководных бассейнов, окаймленных мелководными перикратонными карбонатными платформами и терригенными шельфами; они разделялись также в некоторых районах группами сравнительно небольших по размерам изолированных карбонатных платформ [Dercourt et al., 1993]. Перикратонные и изолированные карбонатные платформы являлись областями интенсивного биогенного карбонатонакопления и обычно ограничивались с внешней стороны рифогенными карбонатными сооружениями. Нередко такие карбонатные платформы относятся к ургонианскому типу. Перикратонные карбонатные платформы простираются вдоль восточной окраины Африки, восточной и северной Аравии, северного и северо-западного побережья Африки. На южной периферии Лавразии они прослеживаются по окраине Северной Америки, на южном и юго-западном побережье Мексиканского залива, около Балтиморского каньона и на плато Блейк, а так же на северной окраине Тетиса вокруг Иберии и от Пиринейской платформы до Карпато-Балканской области и далее на восток до Эльбурса и Центрального Афганистана. Изолированные карбонатные платформы концентрируются главным образом в двух районах - в Карибской области Западного Тетиса и в пределах Средиземноморского Тетиса. Особенно четко выделяются сближенные группы изолированных карбонатных платформ в Багамской зоне и вблизи восточной окраины Средиземноморского Тетиса, где они почти пересекают Тетис с севера на юг, создавая барьеры западным поверхностным течениям в тропическом поясе северного полушария. Изолированные карбонатные платформы (Аппенинская, Апулейская, Гаврово, Таврская, Мидийская, Богамская, Майя и др.) отделялись друг от друга и перикратонных карбонатных платформ узкими глубоководными бассейнами, в которых накапливались либо мергельно-известковые осадки, обогащенные планктонным органическим веществом и содержащим пелагическую фауну аммонитов, либо гемипелагические и пелагические известняки, выделяемые в фацию Майолика, либо турбидиты.
В центральной Атлантике, Мексиканском заливе и Карибском секторе на всем протяжении первой половины раннего мела преобладали обстановки глубоководной бассейновой седиментации. Здесь накапливались тонкослоистые серые микритовые известняки и мергели, карбонатные гемипелагиты и пелагические известняки [Мурдмаа и др., 1979; Emery, Uchupi, 1984; Tucholke, McCoy, 1986; Schlee et al., 1988; Stephan et al., 1990; Dercourt et al., 1993]. Глубина бассейнов (судя по разности современных гипсометрических уровней глубоководных фаций и одновозрастных мелководных известняков плато Блейк), достигала 3-3,5 км [Мурдмаа и др., 1979; Emery, Uchupi, 1984]. В некоторых районах на северо-западе Атлантического Тетиса, в Мексиканском заливе и в отдельных небольших участках Средиземноморского Тетиса отмечаются обстановки накопления глинисто-карбонатных осадков, обогащенных органическим веществом, наибольшее количество которых приходится на валанжин и готерив.
Предполагается, что глубоководные гемипелагические фации глинисто-карбонатных осадков были распространены также в Восточном Тетисе [Dercourt et al., 1993], хотя прямых сведений об этом обширном океанском бассейне, впоследствии уничтоженном субдукцией и коллизией Индостана с Азией, почти нет.
В течение раннего мела происходило постепенное раскрытие Южного океана, в ходе проникновения на юго-запад спрединга, расколовшего Гондвану на два крупных континентальных блока - Западную и Восточную Гондваны. С валанжина фиксируется начало раскрытия Южной Атлантики в виде узкого залива Южного океана [Scotese et al., 1988]. В узком, но уже относительно глубоководном бассейне Южного океана накапливались преимущественно терригенные и карбонатно-терригенные гемипелагические осадки. В готериве и барреме на западной окраине выделяется ареал черносланцевых отложений, обогащенных органическим веществом [Крашенинников, Басов, 1985; Malumian et al., 1993]. Начиная с баррема, фиксируется отделение Индостана от Антарктиды и здесь появляется зона спрединга, создавшего глубоководный проход - начало раскрытия Индийского океана, на дне которого накапливались гемипелагические терригенные осадки [Patriat, Segoufin, 1988].

Рис. 9. Литолого-палеогеографическая карта аптского века мелового периода 1 — суша; 2-6 — отложения аллювиально-пролювиальных равнин, межгорных впадин, озер, сабх, лагун в аридных зонах: 2 — красноцветные конгломераты, гравелиты, песчаники, 3 — красноцветные и пестроцветные песчаники, алевролиты, глины, 4 — песчаники, алевролиты, глины с гипсом, 5 — гипсоносные карбонатные и терригенно-карбонатные, 6 — соленосные; 7-12 — отложения аллювиальных и озерно-болотных равнин, межгорных впадин, приморских равнин, временами заливавшихся морем, и лагун в гумидных зонах: 7 - сероцветные конгломераты, гравелиты, песчаники, 8 — сероцветные песчаники, алевролиты, глины, 9 — карбонатно-терригенные, 10 — терригенные угленосные (внутриконтинентальные), 11 — карбонатно-терригенные угленосные (приморские), 12 — терригенные бескарбонатные красноцветные; 13—22 — отложения шельфовых и эпиконтинентальных морей: 13 — песчаники, алевролиты, глины, 14 — глауконитоносные, 15 — фосфоритоносные, 16 — железистые, 17 — турбидиты, 18 — углеродсодержащие глинистые, глинисто-карбонатные, карбонатно-кремнистые (черные сланцы), 19 — алевролиты, глины, известняки, 20 — известняки, глинистые известняки, 21 — карбонатные рифогенные, 22 — писчий мел; 23-26 — отложения подножий склонов континентов, островных дуг и периферийных зон океанов: 23 — турбидиты, 24 — известково-щелочные и толеитовые, а также терригенно-вулканогенные комплексы островных дуг, 25 — глубоководных желобов, 26 — гемипелагические глинистые и карбонатно-глинистые; 27-33 — отложения центральных областей океанов: 27 — пелагические глинистые (красные глины), 28 — пелагические карбонатные и кремнисто-карбонатные, 29 — пелагические кремнистые, 30 — углеродсодержащие глинистые, карбонатно-глинистые, карбонатно-кремнистые, кремнистые (черные сланцы), 31 — внутриокеанические острова: а — карбонатные атоллы, б — вулканические (щелочные и бимодальные ассоциации), 32 — щелочные и толеитовые базальты внутриплитные, 33 — срединно-океанические хребты с проявлениями толеитовых базальтов; 34 - известково-щелочные магматические породы окраинноконтинентальных вулкано-плутонических (а) и преимущественно плутонических (б) ассоциаций; 35 — внутриконтинентальные щелочные и толеитовые базальты и бимодальные ассоциации; 36 — угасающие вулканические пояса; 37 — дистальные пеплы; 38 — пояса массивов S-гранитоидов в коллизионных сутурах; 39 — границы литологических комплексов и палеогеографических областей; 40 — ледово-морские отложения; 41 — повышенная битуминозность; 42 — бокситы; 43 — каолиновые глины, каолинсодержащие породы; 44 — железные руды; 45 — меденосность.

Рис. 10. Литолого-палеогеографическая карта альбского века мелового периода. Условные обозначения см. на рис. 9

Рис. 11. Литолого-палеогеографическая карта сеноманского века мелового периода. Условные обозначения см. на рис. 9

Рис. 12. Литолого-палеогеографическая карта туронского века мелового периода. Условные обозначения см. на рис. 9

Тихий океан представлял собой в раннем мелу обширный глубоководный бассейн по размерам несколько больше современного. Согласно палеореконструкциям [Зоненшайн, Кузьмин, 1992] и имеющимся новым данным, здесь продолжалось развитие четырех крупных литосферных плит (Кула, Фаралон, Феникс и Тихоокеанской) по системе спрединговых хребтов с двумя тройными сочленениями. Достоверные сведения об обстановках осадконакопления получены (в результате глубоководного бурения) только по Тихоокеанской плите, тогда как о других трех плитах, полностью уничтоженных субдукцией, можно судить лишь по разрозненным блокам (террейнам), включенным в аккреционные структуры обрамляющих континентов.
В течение неокома и апта небольшая Тихоокеанская плита, зародившаяся в юре, располагалась в Южном полушарии, в центре пелагической области океана на большом удалении от континентов, что предопределило развитие здесь типичных пелагических фаций, характеризующихся красноцветностью, доминированием биогенного и аутигенного компонентов, отсутствием терригенного материала (кроме тончайшей глины), низким содержанием органического вещества, малыми мощностями и скоростями осадконакопления.
В центральной, наиболее удаленной от осей спрединга части Тихоокеанской плиты, в течение неокома-апта существовала океанская котловина с глубинами, превышающими критическую глубину карбонатонакопления (КГК), где накапливались красноцветные бескарбонатные глинисто-кремнистые (радиоляриевые) осадки. От берриаса до баррема область развития абиссальных пелагических фаций постепенно расширялась за счет спрединга и погружения плиты. В барреме наряду с радиоляритами, выделялись и типичные пелагические глины, в том числе цеолитовые. Вдоль срединных хребтов и на возникших в юре подводных возвышенностях (Дарвина, Шатского, Магеллана), выше КГК, накапливались пелагические карбонатные (нанно-фораминиферовые) илы. В берриасе-валанжине (?) на возвышенности Шатского локально накапливались обогащенные органическим веществом черные кремнистые осадки.
Известно несколько районов активного внутриплитового вулканизма, наиболее крупный из которых возвышенность Дарвина в течение неокома находилась вблизи оси спрединга, по-видимому, в районе тройного сочленения в восточном углу Тихоокеанской плиты. Возникшие там в готериве-барреме вулканические сооружения составляют ныне скопление подводных гор Мид-Пацифик. Вулканы Японской группы гайотов на севере плиты, а также на возвышенности Шатского, были активны, по-видимому, и раньше. В барреме формировались, в результате внутриплитового вулканизма, возвышенности Онтонг-Джава и Хесса. Многие из вулканов поднимались над уровнем океана в виде вулканических островов, а впоследствии (начиная с готерива-баррема) на них возникали атоллы [Sager et al, 1993].
В раннем мелу Тихий океан почти по всей периферии окаймлялся системами островных вулканических дуг, в отдельных регионах сменявшихся по простиранию окраинно континентальными вулканическими поясами. Латеральный ряд структур в зоне перехода океан-континент чаще всего включал глубоководный желоб, преддуговой прогиб с турбидитами, островную вулканическую дугу с вулканитами известково-щелочных и толеитовых магматических серий, а также с терригенно-вулканогенными образованиями, и задуговой прогиб, заполнявшийся турбидитами. Примыкающие к периферическим зонам края континентов характеризовались различными палеогеографическими обстановками. Участки суши здесь перемежались с областями шельфовых морей с песчано-глинистыми, реже терригенно-карбонатными осадками. Кроме того, определенные сектора Тихоокеанского обрамления были заняты цепочками наземных вулканов, составлявших окраинноконтинентальные вулканические пояса. Такие пояса сопровождались преддуговыми прогибами с турбидитовыми или песчано-глинистыми комплексами.
Близ западных берегов Лавразии в первой половине раннего мела, вплоть до баррема включительно, развивалась сложная сегментированная система островных дуг. Глубоководные желоба, сопровождавшие эти вулканические дуги, располагались частично с океанической, частично с континентальной стороны островных дуг. Гирлянды раннемеловых островных дуг близ берегов западной Лавразии развивались еще с юрского периода, а в поздней юре некоторые их сегменты испытали столкновение, объединившись в более протяженные системы. Кроме активных вулканических островных дуг, в раннем мелу на северо-восточной периферии Тихого океана располагалась подводная гирлянда супертеррейна Талкитна, состоящая из фрагментов потухших вулканических дуг палеозойского и раннемезозойского возраста. В первой половине раннего мела происходило постепенное сближение сегментов островных вулканических дуг с краем Лавразии вплоть до аптского века, когда произошла их амальгамация с континентом [Филатова, 1996; Vaughan, 1995]. В юго-восточной периферийной части Тихого океана в первой половине раннего мела функционировала сложная система островодужных и окраинно-континентальных вулканических поясов (см. рис. 5-8). Северный сегмент этой системы (10°-15° ю.ш.) включал располагавшуюся близ северо-западного края Гондваны (Колумбия, Эквадор, Перу), вулканическую островную дугу, поставлявшую на поверхность лавы бонинитового и толеитового состава [Megard, 1987; WaUrabe-Adams, 1990; Van Thournout et al., 1992]. Южнее, Чилийско-Аргентинская окраина Гондваны характеризовалась гористым ландшафтом. Здесь функционировал вулканический пояс с мощными вулканитами известково-щелочной серии [Coira et al., 1982]. В тылу пояса возник прогиб с тол битовыми и щелочными базальтами [Dalziel et al., 1974; Suarez, 1979]. Этот вулканический пояс продолжался далее на юг в виде Патагонско-Антарктического сегмента. Однако сопровождавший его тыловой прогиб был представлен окраинноморским бассейном, в котором накапливались турбидиты и базальты со свойствами толеитов срединноокеанических хребтов.
На юго-западной периферии Тихого океана, вдоль Новозеландско-Австралийской окраины Гондваны, протягивалась действующая вулканическая островная гряда [Swarko et al., 1983; Lundbrook, 1978], сопряженная с глубоководным желобом (рис. 5-8) и окаймленная узкими зонами турбидитового осадконакопления. Край континента был занят шельфовым морем.
На северо-западе Тихого океана в первой половине раннего мела существовал узкий Южно-Анюйский морской залив, отделивший систему Чукотских континентальных блоков от Колымо-Омолонской части Лавразии. В этом постепенно сужающемся к середине мелового периода морском заливе располагалась извилистая гирлянда островных дуг [Филатова, 1988; 1995], которая смыкалась с ансамблем островных дуг Корякского и Дальневосточного региона северо-западного обрамления палео-Тихого океана [Богданов, Тильман, 1992; Зоненшайн и др., 1990; Натальин, Фор, 1991; Kojima, 1989].
Китайско-Корейская окраина Лавразии в первой половине раннего мела представляла собой гористую сушу с цепочкой наземных вулканов, составлявших протяженный вулканический пояс [Филатова, 1990]. В его тылу располагались впадины с красноцветными эвапоритовыми и нередко угленосными отложениями. Со стороны океана к вулканическому поясу примыкал преддуговой прогиб и глубоководный желоб.
Южная окраина Лавразии, омываемая водами Западного и Восточного Тетиса, с барриаса по баррем включительно характеризовалась единой тенденцией развития. Непосредственно по краю континента протягивалась Понтийско-Закавказская энсиалическая вулканическая островная дуга, в преддуговом, обращенном к океану, прогибе которой накапливались турбидиты. Наиболее фронтальное положение занимал глубоководный желоб, который с внешней стороны примыкал к области гемипелагических и карбонатно-глинистых отложений Тетиса. В тылу Понтийско-Закавказской вулканической дуги располагались возникшие еще в поздней юре Прото-Черноморский и Южно-Каспийский окраинноморские бассейны [Зоненшайн и др., 1987; Казьмин и др., 1987; Dercourt et al., 1993].
Далее на восток, в Тибетском регионе Понтийско-Закавказский энсиалический пояс сменялся островной вулканической дугой, формировавшейся в периферической зоне океана перед южным краем Лавразии и окруженной зонами турбидитонакопления. Еще восточнее, Лавразийская окраина в пределах Индокитайского региона Юго-Восточной Азии представляла собой расчлененную гористую местность с цепочкой наземных вулканитов, которая со стороны океана примыкала к турбидитовому преддуговому прогибу и глубоководному желобу [Wang, Lin, 1986].
Особенностью ландшафтных обстановок юга Лавразии и примыкающей периферической океанической зоны было наличие в последней подводных поднятий с карбонатным и терригенно-карбонатным накоплением (рис. 5-8), которые обычно рассматриваются в качестве фрагментов, отчленявшихся от Африкано-Аравийской плиты. Эти блоки-поднятия (Центрально-Африканский, Памирский, Южно-Тибетский) в первой половине раннего мела постепенно приближались к краю Лавразийского континента, а в аптское-альбское время испытали коллизию с последним [Allegre et al., 1984].
Рассмотренные обстановки на активных окраинах Гондваны и Лавразии существовали до рубежа 110-105 млн лет, который характеризовался резкой реорганизацией литосферных плит [Зоненшайн, Кузьмин, 1992; Филатова, 1996; Книппер, 1985; Хаин, Балуховский, 1993]. На протяжении середины мелового периода (альба, сеномана и турона) на Земле сохранялось типичное для позднего мезозоя противостояние двух континентальных масс — Лавразии на севере и Гондванской группы континентов на юге, разделенных акваторией широтного Тетиса (рис. 10, 11, 12). Восточная Гондвана продолжала находиться в средних и высоких широтах южного полушария, преимущественно южнее 40-45° ю.ш. Западно-Гондванские континенты по-прежнему располагались главным образом в тропическом поясе между 30° с.ш. и 40°-45° ю.ш. Лавразия имела сложную конфигурацию и располагалась в северном полушарии. Ее юго-восточная и юго-западная тихоокеанские окраины (Мексиканская окраина Северной Америки и Индо-Китайская окраина Азии) заходили далеко на юг к экватору, а южные границы континента дугообразно изгибались на север, достигая 30° с.ш. вдоль Центрального Тетиса. В середине мелового периода продолжалось дробление и разъединение Гондванской группы континентов. В альбское время в связи с формированием Южно-Атлантического океана и его соединением с Атлантическим Тетисом произошел раскол этого континента, что повлекло за собой ряд значительных изменений в особенностях размещения обстановок осадконакопления.
Среднемеловой Тетис по-прежнему представлял собой систему соединяющихся друг с другом океанических, глубоководных и мелководных морских бассейнов, образующих обширный пояс, протягивающийся более чем на 20 000 км от Карибского региона на западе до Индонезии на востоке, где произошло соединение Тетиса с Тихим океаном. Западный (Атлантический) Тетис представлял собой симметричный океан со срединно-океаническими хребтами. В палеогеографическом отношении Средиземноморский Тетис состоял из архипелага островов и мелководных изолированных карбонатных платформ, разделенных глубоководными бассейнами. Восточный Тетис охватывал асимметричный океан с северной конвергентной и южной дивергентной границами.
Значительные акватории Западного, Центрального и Восточного Тетиса располагались в пределах тропического пояса. Южный океан занимал широтное положение (от 30° до 60° ю.ш.), простираясь между континентами Западной и Восточной Гондваны. Тетис и Южный океаны свободно соединялись в тропической зоне на востоке с Тихим океаном, тогда как на западе их связи с Тихим океаном либо отсутствовали, либо были затруднены.
Важная палеогеографическая особенность середины меловой эпохи, определявшая ее своеобразие — формирование глобальной системы альб-туронских окраинно-континентальных и вулкано-плутонических поясов, которая возникла на конвергентной границе плит и маркировала континентальные окраины активного типа. Эти магматические пояса вместе со смежными глубоководными желобами, а также фронтальными и тыловыми бассейнами формировали единую сложную систему, простиравшуюся комформно структурам океанов Тихого и Тетиса, в целом составляя их обрамление. На предшествующем (поздненеоком-аптском) этапе континентальные окраины Тихого океана и севера Тетиса испытали интенсивные орогенические движения в связи с причленением к ним террейнов различной природы. Нарастившиеся таким образом континентальные окраины подверглись короблению и воздыманию с формированием окраинноконтинентальных орогенических поясов. Неоком-аптская орогения сопровождалась регрессией моря, тогда как для альб-туронского времени характерен общий подъем уровня океана и обширная трансгрессия на континентах.
В южной части Тихоокеанской плиты, на месте "горячей точки" предполагаемого супервала Дарвина в альбе-сеномане продолжался активный субщелочной базальтовый (внутриплитный) магматизм, приведший к формированию систем подводных гор Мид-Пафицики и Маршалловых островов, ныне находящихся в северном полушарии.
Еще одна характерная особенность середины мелового периода связана с асимметричным размещением шельфовых и эпиконтинентальных морей на континентах. Наиболее значительные и длительно существовавшие эпиконтинентальные моря располагались главным образом в северном полушарии Земли на окраинах и в некоторых центральных районах Лавразии. На севере этого континента крупнейшие эпиконтинентальные моря (Западно-Сибирское, Баренцево, Лено-Вилюйское, Свердрупское, Маккензи и др.) были связаны с Амеразийским (Арктическим) океаном. Южную периферию Лавразии занимала широкая зона связанных друг с другом эпиконтинентальных морей (Североморское, Польско-Литовское, Центрально-Европейское, Восточно-Европейское, Прикаспийское, Туранское и др.), протягивающаяся субпараллельно Тетису и отделенная от него островами и глубоководными прогибами. В южном полушарии значительные по размерам эпиконтинентальные и шельфовые моря существовали главным образом на Австралийском континенте (Ероманга, Карнарвон, Юкла и др.) и были связаны с Тетисом и Южным океаном. Асимметричное размещение на Земле эпиконтинентальных морей подчеркивается также периодическим появлением в Лавразии постоянных и возобновляемых морских проливов, соединявших Тетис с Амеразийским океаном (Западный Внутренний морской пролив Северной Америки, Норвежский, Тургайский проливы). Они разделяли континент на крупные блоки суши меридионального или близкого к нему простирания.
Коньяк-маастрихтский этап позднего мела был переходной зоной от мезозойской к кайнозойской глобальной палеогеографической организации на Земле. Палеотектоническая и палеогеографическая асимметрия Земли определяла своеобразие многих палеогеографических преобразований, которые происходили в океаническом и континентальном полушариях на протяжении позднемеловой эпохи.
Континентальное полушарие характеризовалось мозаичным расположением континентов, разделенных акваториями океанов субширотного и субмеридионального простирания. Здесь, в свою очередь, сохранялась типичная для мелового периода палеогеографическая асимметрия, выраженная противостоянием громадного Лавразийского континента, расположенного главным образом в средних и высоких широтах Северного полушария, с одной стороны, и разрозненных гондванских континентов Южной Америки, Африки, Индостана и Восточной Гондваны преимущественно в Южном полушарии, с другой (рис. 13-16). Разделяющим элементом между этими асимметричными палеогеографическими секторами продолжал служить океан Тетис, простирающийся в субширотном направлении вблизи северного тропического и субтропического пояса.
На всем протяжении позднемеловой эпохи в Южном полушарии происходило прогрессирующее расширение Южной Атлантики и Южного океана [Крашенинников, Басов, 1985; Хаин, Балуховский, 1993; Barron, 1987; Emery, Uchupi, 1984; Golonka et al., 1905]. Ширина Южно-Атлантического океана в крайних южных районах увеличилась почти на 2000 км (от 3500 км в коньякском веке до более чем 5500 км в маастрихтском), а в северных районах приблизительно на 1200 км, достигнув в маастрихтском веке около 2500 км. Одновременное расширение Северной Атлантики привело к установлению все более свободных связей между Южной и Северной Атлантикой и к формированию единого субмеридионального Атлантического океана. Южный океан простирался вблизи 60° ю. ш. от Южно-Американского континента на западе до Австралийского на востоке, занимая пространство между Антарктидой, Африкой и Индостаном. Его ширина колебалась от 2000-2500 км до 3000-3500 км. В центральной своей части Южный океан соединялся глубоководным Мозамбик-Сомалийским проливом с Восточным Тетисом, а на востоке - свободно открывался в Гималайско-Индонезийский Тетис и Тихий океан.
В кампанском веке произошло отделение Австралии от Антарктиды в результате проникновения на юго-восток и восток оси спрединга, создавшего еще один глубоководный проход, который соединил Тихий и Южный океан [Veevers, 1984; Patriat, Segoufin, 1988; 1988; Scotese, 1991]. К этому же времени приурочено отделение Новой Зеландии от Австралии, а также Мадагаскара от Индостана.

Рис. 13. Литолого-палеогеографическая карта коньякского века позднего мела 1-5 - отложения аллювиально-пролювиальных равнин, межгорных впадин, озер, сабх, лагун в аридных зонах: 1 — красноцветные конгломераты, гравелиты, песчаники, 2 — красноцветные и пестроцветные песчаники, алевролиты, глины, 3 — песчаники, алевролиты, глины с гипсом (ангидритом), 4 — гипсоносные карбонатные и терригенно-карбонатные, 5 — соленосные; 6—11 — отложения аллювиальных и озерно-болотных равнин, межгорных впадин, приморских равнин, временами заливавшихся морем, и лагун в гумидных зонах: 6 — сероцветные конгломераты, гравелиты, песчаники, 7 — сероцветные песчаники, алевролиты, глины, 8 — карбонатно-терригенные, 9 - терригенные угленосные (внутриконтинентальные), 10 — карбонатно-терригенные угленосные (приморские), 11 - терригенные красноцветные бескарбонатные; 12—23 — отложения шельфовых и эпиконтинентальных морей: 12 — конгломераты, песчаники, алевролиты, глины, 13 — песчаники, алевролиты, глины, 14 — глауконитоносные, 15 — фосфоритоносные, 16 — турбидиты склонов шельфа и тыловодужных прогибов, 17 — углеродсодержащие глинистые, глинисто-карбонатные, карбонатно-кремнистые (черные сланцы), 18 — алевролиты, глины, известняки, 19 — глинистые известняки, мергели, 20 — карбонатные мелководные (карбонатные платформы), 21 — рифы, 22 — писчий мел, 23 — опоки; 24 — суша; 25—29 — отложения подножий склонов континентов, островных дуг и периферийных зон океанов: 25 — турбидиты, 26 — терригенные на поднятиях периферийных зон океанов, 27 - известково-щелочные и толеитовые, а также терригенно-вулканогенные комплексы островных дуг, 28 — глубоководных желобов, 29 — гемипелагические глинистые, карбонатно-глинистые, карбонатные; 30-37 — отложения центральных областей океанов: 30 — пелагические глинистые и карбонатно-глинистые (красные глины), 31 — пелагические карбонатные и кремнисто-карбонатные, 32 — пелагические кремнистые, 33 — углеродсодержащие глинистые, карбонатно-глинистые, кремнисто-карбонатные, кремнистые (черные сланцы), 34 — внутриокеанические острова: карбонатные атоллы (а), вулканические — щелочные и бимодальные ассоциации (б), 35 — гайоты: обнаженные с фосфатными и железомарганцевыми хардграундами (д), покрытые пелагическими карбонатными илами, 36 — щелочные и толеитовые базальты внутриплитные, 37 — толеитовые базальты срединно-океанических хребтов; 38 — известково-щелочные магматические породы окраинно-континентальных вулкано-плутонических ассоциаций; 39 — внутриконтинентальные щелочные и толеитовые базальты и бимодальные ассоциации; 40 — угасающие вулканические пояса; 41 — дистальные пеплы; 42 — угасающие плутонические пояса; 43 — гранитоиды в орогенических поясах; 44 — габброиды и базальтоиды в орогенических поясах; 45 — угленосность; 46 — бокситы; 47 — каолинитовые глины; 48 — железные руды; 49 — границы литологических комплексов и палеогеографических областей.

Рис. 14. Литолого-палеогеографическая карта сантонского века позднего мела. Условные обозначения см. на рис. 13

Рис. 15. Литолого-палеогеографическая карта кампанского века позднего мела. Условные обозначения см. на рис. 13

Рис. 16. Литолого-палеогеографическая карта маастрихтского века позднего мела. Условные обозначения см. на рис. 13

В Северном полушарии на территории Лавразии в это же время продолжались радиальные погружения, вдоль которых формировались эпиконтинентальные моря субмеридионального или близкого к нему направления, разделившие Лавразийский континент на ряд изолированных блоков суши. На западе на всем протяжении второй половины позднемеловой эпохи сохранялся Западный Внутренний морской бассейн, соединявший Карибскую зону Тетиса с Амеразийским океаном; он отделял горную сушу Скалистых гор, протягивающуюся вдоль западной периферии Северо-Американской окраины Лавразии, от Канадской низменности. В центральных районах Лавразии между Канадской сушей и Гренландией, а также между Гренландией и Балтией продолжали существовать Лабрадор-Баффинов и Норвежский морские проливы, связывающие Северную Атлантику с Амеразийским океаном. В восточных районах Лавразийского континента всегда располагалось далеко вдающееся в сушу Западно-Сибирское море, которое на юге через Тургайский пролив периодически соединялось с эпиконтинентальными морями, связанными с Тетисом. На востоке Лавразии находилась громадная область суши - Ангарида, восточные и южные окраины которой представляли горные системы, а северные и западные - низменные равнины. За время от коньякского до маастрихтского веков огромные пространства северных и южных районов Лавразии, наряду с отмеченными сумберидиональными морскими проливами, по прежнему представляли собой обширные эпиконтинентальные моря. Южные их окраины занимали связанные друг с другом Североморское, Польско-Литовское, Центрально-Европейское, Восточно-Европейское, Прикаспийское, Туранское и Афгано-Пакистанское моря, а вдоль северной окраины протягивались Свердрупское, Северо-Гренландское, Баренцевское, Карское и другие шельфовые и эпиконтинентальные моря. Лавразийский континент был более чем на 40% покрыт морями. Этим он существенно отличался в палеогеографическом отношении от всех южных континентов гондванской группы, значительная часть которых почти постоянно являлись сушей. Только на севере Африки периодически существовал Транс-Сахарский пролив, в какой-то мере сходный с аналогичными морскими проливами Лавразии. Однако Транс-Сахарский пролив находился в тропической и приэкваториальной зонах и здесь, наряду с морскими обстановками, нередко возникали обстановки эвапоритовой седиментации.
Во второй половине позднего мела, начиная с кампанского века, произошел ряд важных палеогеографических преобразований, которые привели к принципиальным изменениям в конфигурации и протяженности мелового Тетиса. Связаны они были с формированием Атлантики, как единого океана субмеридионального простирания. Северная Атлантика в это время по всем своим палеотектоническим и палеогеографическим параметрам объединилась с Южно-Атлантическим океаном в одну глобальную океаническую акваторию. Ширина Северной Атлантики достигла 5000 км и она представляла собой океанографический глубоководный барьер, изолировавший Карибскую область от Средиземноморской. Именно поэтому Северная Атлантика в конце позднего мела уже могла не являться составным элементом Тетиса, а была структурой Атлантического океана, разделившей меловой широтный Тетис на две изолированные и самостоятельные неравные части: западную - Карибскую и восточную, охватывающую Средиземноморский, Восточный и Гималайско-Индонезийский Тетис. Только эту восточную часть, начиная со второй половины позднего мела следует, по-видимому, считать собственно Тетисом.
Тихий океан, охватывающий океаническое полушарие Земли, представлял собой во второй половине позднего мела обширный глубоководный океанический бассейн, свободно сообщавшийся через широкий проход с Тетисом и Южным океаном на западе, и имевший ограниченную связь с Карибской областью и Атлантикой на востоке.
Преобладающую центральную часть ложа Тихого океана к этому времени заняла Тихоокеанская плита, постепенно расширяющаяся в ходе спрединга. Граничащие с ней плиты Кула (на севере), Фаралон (на востоке) и Феникс (на юго-востоке) сокращались в результате субдукции. На Тихоокеанской плите, и, вероятно, на соседних океанских плитах, с коньяка до Маастрихта постепенно расширялись и углублялись океанские котловины с абиссальными глубинами (ниже КГК), достигавшими 4-5 км, что нашло отражение в расширении ареалов распространения бескарбонатных глинистых и кремнисто-глинистых осадков. Наряду с ранее существовавшей Центральной котловиной, появилась Южная, на дне которой развивалось поле красноцветных пелагических глин - индикаторов низкой биопродуктивности ("океанских пустынь"). В Центральной котловине, постепенно смещающейся на север, были развиты два абиссальных фациальных комплекса: пелагических глин и глинисто-радиоляриевых осадков. По имеющимся отрывочным данным, кремнистые осадки тяготели к юго-западной приэкваториальной части котловины, где к маастрихтскому веку сформировался субширотный пояс кремненакопления, возможно, связанный с системой вышеупомянутого циркумтропического течения. На срединно-океанских хребтах на внутриплитовых возвышенностях (выше КГК) накапливались пелагические карбонатные осадки.
Продолжалась миграция на север подводных гор Мид-Пацифик, которые во второй половине позднего мела достигли экваториальной зоны и погрузились на глубину нескольких сотен метров, превратившись в гайоты. На вершинах гайотов, омываемых придонными течениями, существовали условия неотложения или крайне ограниченного накопления пелагических осадков (сильно конденсированные разрезы); формировались фосфатные и железо-марганцевые хардграунды. На возвышенности Дарвина, к юго-востоку от гор Мид-Пацифик, продолжалась вулканическая деятельность и формировались новые подводные горы нынешнего архипелага Маршалловых островов.
В коньяк-маастрихтском этапе увеличение ширины Атлантического океана [Зоненшайн, Кузьмин, 1992] способствовало тектонически спокойному и стабильному режиму на континентальном его обрамлении с формированием по его периферии сравнительно узкой полосы мелководных терригенных отложений, сменявших в сторону океана гемипелагическими глинистыми и карбонатно-глинистыми комплексами. В противоположность этому, в пределах Тихого океана и Тетиса происходило сближение океанских плит с обрамляющими континентами, что предопределило совсем иные ландшафты в зоне перехода континент-океан.
Большой сложностью обладала зона сочленения континентов с Тихим океаном. Северо-восточная периферическая область во второй половине позднего мела характеризовалась сочетанием субдукции океанических плит под Северо-Американский континент со сдвиговыми перемещениями [Monger et al., 1982; Frazier, Schwimmer, 1987; Plafker et al., 1989; Livaccari, 1991; Undershultz, Erdmer, 1991]. В коньяк-сантонское время в периферической зоне океана протягивался ряд узких подводных гряд с относительно мелководным терригенным осадконакоплением. Они представляли собой террейны, наиболее обширным из которых был террейн Талкитна. Эти гряды с континентальной и океанической стороны были ограничены прогибами с турбидитовым осадконакоплением. Прогиб, расположенный к востоку, обычно рассматривается в качестве краевого по отношению к Северо-Американскому континенту. В горах Врангеля и Толкитна мощность коньяк-кампанского флиша составляет 1000 м [Plafker et al., 1989]. Аналогичный флиш известен и южнее, на западе Калифорнии [Хаин, Белуховский, 1993]. Последующие сдвиговые перемещения вызвали миграцию к северу террейна Талкитна и соответствующей гряды. В кампане произошло причленение последней к западному краю Северной Америки.
Западный край Северо-Американского континента во второй половине позднего мела характеризовался перманентным воздыманием с формированием горной системы Кордильер. Горообразовательный процесс наиболее интенсивным был в кампанском и маастрихтском веках, что нашло отражение в осадках синорогенных бассейнов, с востока примыкавших к Кордильерам. На Аляске в пределах Кордильер, вдоль сдвигов возникли небольшие, но многочисленные бассейны континентального осадконакопления.
Во второй половине позднего мела на западе Северной Америки происходило затухание окраинно-континентального плутонического пояса, функционировал он, судя по дискретности датировок магматических пород, пульсационно, на фоне непрерывного подъема края континента и перемещения масс горных пород по надвигам на восток и по сдвигам вдоль границы континент-океан.
Формирование в кампане-Маастрихте орогенного пояса ларамид (соответствующей горной системе Кордильер) привело к смене характера магматизма и появлению мусковитовых гранитоидов на территории Калифорнии. В ходе дальнейшего развития ларамийского орогенеза, в зонах сдвигов произошли излияния базальтов [Plafker et al., 1989].
В юго-восточной периферической области Тихого океана и на западе Южной Америки в позднемеловое время выделялось три сегмента (северный, центральный и южный), имевших определенные различия в истории развития. Наибольшей спецификой обладал северный, Венесуэльско-Эквадорский сегмент, где в позднем мелу реконструируется синхронное формирование периокеанического островодужного и окраинноконтинентального вулканических поясов [Van Thtournout et al., 1992; Desmer, 1994 и др.]. В ларамийскую орогению, начавшуюся здесь еще в кампане и продолжающуюся до раннего палеогена включительно, произошло шарьирование островодужного пояса на континент. Это привело к наращиванию северо-западной окраины Южно-Американского континента с формированием покровно-надвигового лармийского орогенетического пояса, который был представлен мощным горным сооружением Анд. Перед его фронтальным восточным краем возник синорогенный бассейн с мощным терригенным осадконакоплением. На кампан-маастрихтском этапе северо-западный периферический край Южно-Американского континента был вовлечен в морское осадконакопление без сколько-нибудь существенного проявления вулканизма.
Центральный сегмент запада Южной Америки характеризовался развитием Арауканского окраинноконтинентального вулканического пояса, формирование которого началось после перуанской (австралийской) орогении. К западу от центрального сегмента пояса Анд располагалась зона поднятий Берегового хребта, а также преддуговой прогиб с терригенно-вулканогенными отложениями. К востоку протягивалась зона поднятий, к которой восточнее примыкала субмеридиональная цепочка тыловодужных бассейнов с континентальным осадконакоплением и вулканитами. В эту цепочку входят Субандийские и Андийские бассейны Боливии и Перу, а также бассейны Чако-Параненсе и Салта Аргентины. Окраинноконтинентальный вулканический пояс центрального сегмента развивался в течение всего позднего мела. В коньякском и сантонском веках он имел продолжение в пределы южного сегмента Южной Америки и далее по краю Антарктиды. В южном сегменте, восточнее вулканического пояса, располагалась горная цепь, к которой с востока примыкал Магелланов краевой бассейн. Эта возникшая в позднем альбе зональность южного сегмента запада Южной Америки просуществовала до кампана. Ларамийская орогения привела к подъему края континента, затуханию вулканического пояса, а также к перемещению к востоку Магелланова бассейна.
На северо-западной и западной периферии Тихого океана по краю Азиатского континента на протяжении второй половины позднего мела протягивалась цепочка действующих вулканов, составлявших в совокупности протяженный Окраинноконтинентальный вулканический пояс, который распадался на ряд несколько разновременно функционировавших сегментов: Охотско-Чукотский, Сихоте-Алинский, Катазиатский. Последний сегмент включал как вулканиты приморской части Китая, так и аналогичные образования юга Кореи и севера Японии, ныне разобщенные Японским морем [Филатова, 1990; Chang, 1995]. Окраинно-континентальный вулканический пояс сопровождался глубоководным желобом.
Внутренний, прилежащий к континенту, склон желоба имел зональное строение. Непосредственно вдоль континента тянулась широкая полоса мелководного моря, изобиловавшего островами и островными грядами. В начальные этапы второй половины позднего мела здесь накапливались флишоидные толщи, которые позднее сменились грубообломочными олистостромо-молассовыми комплексами [Филатова, 1995; 1996]. Далее в сторону океана, на глубоководном склоне желоба накапливались мощные турбидиты. К ним относятся толщи верхнего мела запада о. Сахалин, а также отложения зон Симанто и Хидака Японии [Kimura et al., 1990]. В периокеанической области располагался ансамбль островных вулканических дуг и окраинных морей [Зоненшайн и др., 1990], одним из сегментов которого была Ирунейская островная дуга. Во времени этот ансамбль перемещался в сторону континента и примкнул к нему в маастрихтском веке [Филатова, 1988; Богданов, Тильман, 1992; Парфенов, 1994]. Фрагменты островных дуг в виде тектонических покровов известны на п-ве Камчатка и на о-ве Сахалин [Пущаровский, Меланхолина, 1992], а также на востоке о-ва Хоккайдо [Kimura, Kensaku, 1986; Maruyama, Seno, 1986 и др.].
На кампан-маастрихтском этапе реорганизация океанических плит в северо-западной и западной периферических частях Тихого океана отмечается многими авторами. Территория Охотского моря представляла в это время поднятую область мелководного моря и надводных гряд, по южному краю которой протягивался вулканический пояс [Maruyama, Seno, 1986]. На окраине континента этот временной интервал характеризовался возникновением впадин бассейнов "pull-apart", в которых накапливались угленосные терригенные отложения. Такие впадины, нередко имеющие форму полуграбенов, известны в Китае, а в последние годы обнаружены и в Японии [Okada, Sakai, 1993]. Движения по разломам, к которым приурочены эти бассейны, привели также к формированию цепочек сравнительно небольших, но многочисленных базальтовых плато [Филатова, 1988].
Что касается юго-западной периферической области Тихого океана, то значительные события здесь пришлись на конец позднего мела. Если в коньякское и сантонское время на Австралийско-Антарктической окраине формировался вулканический пояс, то в кампане началось раскрытие океанического бассейна между Австралией и Антарктидой, а также развитие Тасманова моря, ограниченного со стороны Тихого океана островной вулканической дугой [Veevers, 1984; Scotese et al, 1988].
В Тетическом регионе в позднем мелу произошло принципиальное изменение в движении плит: Евразия и Африко-Аравия вместо южного дрейфа начали двигаться на север. Происходило раскрытие Бискайского залива, а также отделение Апулии от Африки. Осуществлялась также южнонаправленная субдукция океанической плиты бассейнов Восточных Карпат и Балкан, сопровождавшаяся формированием вулканического пояса по северному обрамлению Тетиса [Казьмин и др., 1987].
Восточное продолжение позднемелового пояса находится в северо-западном Эльбурсе. Далее на восток известково-щелочные вулканиты пояса известны в виде тектонических фрагментов в офиолитовой зоне Мекрана, расположенной между впадинами Джаз Мурман на севере и зоной Баджан-Дурган на юге. Еще восточнее вулканиты мелового возраста развиты в Афганистане.
В начале коньякского века в южной части Тетиса возникла Кипрская энсиматическая островная дуга [Dercourt et al., 1985; Книппер, 1985]. Восточнее, в интервале 90-75 млн лет назад, на Индийской плите сформировалась внутриокеаническая островная дуга Кохистан [Bard, 1983] или Драс, к югу от которой располагался глубоководный желоб. В пределах дуги шло излияние толеитов, а в преддуговом прогибе накапливались вулканогенные комплексы.
В самом конце мела и на рубеже мела-палеогена регион Тетиса испытал интенсивный тектогенез (синхронный в целом ларамийскому), в ходе которого произошло закрытие южной ветви Восточного Тетиса и коллизия Африки с Евразией. Осадочное выполнение Альпийского и Карпатско-Панонского бассейнов были дислоцированы. Прекратился позднемеловой субдукционный вулканизм в Карпатах. В конце позднего мела (около 80 млн лет) окраина Афро-Аравии была затянута в зону субдукции Кипрской дуги и офиолитовые покровы были обдуцированы на край континента. Островная дуга Кохистан в кампане столкнулась с северной окраиной Индии [Bard, 1983].
С позднемеловой коллизией продолжалось начавшееся в позднем кампане затухание Южно-Евразиатского вулканического пояса с почти полным прекращением вулканизма в Маастрихте. Явления сжатия и обдукции у южной границы Тетиса сопровождались значительным расширением тыловых бассейнов на Евразиатской континентальной окраине, которые составляли систему морей Паратетиса, протянувшуюся от Балкан до восточного Ирана при ширине 900 км. Раскрылись два Черноморских бассейна (Западный и Восточный), увеличился в размерах Центрально-Иранский океанический бассейн между Лутом, Санандадж-Сирджаном и Эльбурсом.

3.4. Эволюция пространственного размещения
обстановки аридного и гумидного осадконакопления

Палеогеографические преобразования, происходившие в меловом периоде, оказывали большое влияние на особенности пространственного размещения обстановок седиментации на континентах и в океанах и, в первую очередь, на расположение поясов, зон и областей аридного и гумидного осадконакопления.
Составленные литолого-палеогеографические карты, на которых показано размещение на континентах эвапоритовых и угленосных бассейнов, областей и бассейнов терригенной красноцветной аридной и сероцветной гумидной седиментации, областей и районов каолинито- и бокситообразования, а также других индикаторов климата позволяют с достаточной степенью определенности оконтурить и проследить пояса аридной и гумидной седиментации для всех веков мелового периода и на этой основе выяснить как изменялось их зональное размещение на Земле во времени. Более подробно установленные особенности зонального положения аридных и гумидных зон и областей изображены на опубликованных схемах поясов и областей аридной и гумидной седиментации [Жарков и др., 1995; 1998]. Учитывая это, в настоящем разделе дается лишь самая общая характеристика и главным образом освещаются основные закономерности происходивших преобразований в зональном размещении гумидных и аридных поясов на протяжении мелового периода.
Особенности пространственного размещения в берриасском веке эвапоритовых бассейнов и областей позволяют установить их приуроченность к двум широтным эвапоритовым поясам: северному - Тетис - Южно-Лавразийскому и южному, выделяемому под условным названием Южно-Западно-Гондванского, которому принадлежали Западно-Южно-Американская и Восточно-Африканская эвапоритовые области. Между этими поясами и областями во многих внутренних районах Западной Гондваны преобладали обстановки аридного континентального красноцветного осадконакопления. Они охватывали приэкваториальные, тропические и субтропические районы. Выясняется таким образом, что в берриасе почти вся территория Западной Гондваны, за исключением ее крайних южных районов, находилась под преимущественным влиянием аридного климата. В целом, в берриасском веке установился единый очень широкий пояс аридной седиментации, охватывающий не только субтропические и тропические области северного и южного полушарий Земли, но и экваториальные зоны Западной Гондваны. Этот аридный пояс выделяется как межсубтропический эвапоритовый. Северная его граница проходит вблизи 30° с.ш., а южная - примерно между 40° и 50° ю.ш.
Межсубтропический эвапоритовый аридный пояс сохранялся почти в неизменных границах на всем протяжении валанжинского, готеривского, барремского и аптского веков. Изменялись только количество зафиксированных здесь эвапоритовых бассейнов и областей и очень незначительно варьировала площадь распространения обстановок красно-цветной аридной терригенной седиментации. Так, начиная с валанжина, прекращается эвапоритовое осадконакопление в пределах Северо-Иберийской области, а с готерива - и в Грузино-Мизийской. Вместо них в пределах Центрального Тетиса фиксируется новая эвапоритовая область - Динаридская. Несколько изменилась конфигурация и границы Северо-Африканской области, которая в барремском веке становится более обширной за счет появления обстановок эвапоритовой седиментации в Тиндуф-Аюнском бассейне. Меняется также местоположение Западно-Южно-Американской эвапоритовой области, центр эвапоритового осадконакопления в которой смещается в готериве и барреме на юг в пределы бассейна Неукен. В аптском веке центр соленакопления находился на севере Южной Атлантики, где сформировался громадный Южно-Атлантический солеродный бассейн, который протягивался более чем на 2500 км вглубь Западной Гондваны и отделялся от открытого океана в Южной Атлантике поднятиями Риу-Гранди и Китового хребта. В северной части солеродного бассейна существовала благоприятная обстановка для осаждения бишофитовых и тахгидритовых осадков эвтонической стадии хлоридного соленакопления. Южно-Атлантический солеродный бассейн входил в состав обширной области эвапоритовой седиментации, охватившей центральные районы Западной Гондваны, где находились также небольшие солеродные бассейны Беррейриньяс и Потигуар и сульфатоносный озеро-аллювиальный бассейн Парнаиба. Протяженные пояса эвапоритовой седиментации Западно-Южноамериканский и Северо-Восточно-Африканский - почти непрерывной полосой протягивались в апте вдоль западной, северо-западной, северной и северо-восточной окраин Западной Гондваны, полукольцом окружая этот континент. Западно-Южноамериканский пояс простирался более чем на 10 000 км вдоль Тихоокеанского побережья Южной Америки от соленосного бассейна Неукен на юге до сульфатоносного терригенного бассейна Такуту в пограничных районах Бразилии и Гайяны на севере. В этом поясе, наряду с сабховыми и континентальными бассейнами сульфатонакопления, существовала серия связанных с Тихим океаном или с Атлантическим Тетисом солеродных водоемов, среди которых можно отметить бассейны Сипакира, Боливийский и Северо-Западно-Субандийский. Северо-Восточно-Африканский эвапоритовый пояс протягивался более чем на 10 000 км вокруг тетической окраины Африки от Сенегала на северо-западе до Сомали на юго-востоке. В его состав входили эвапоритовые бассейны Сенегальский, Тарфай-Аюнский, Алжиро-Тунисский, Северо-Месопотамский и Мандера. Таким образом выясняется, что и в аптском веке почти во всех центральных и периферических западных, северных и северовосточных районах Западной Гондваны были распространены обстановки аридного эвапоритового и красноцветного терригенного осадконакопления. Две крупные области эвапоритовой седиментации в аптском веке, как и в остальное время неокома, намечаются в Северном полушарии Земли на территории Лавразии: Мексикано-Флоридская и Юго-Восточной Азии.
Таким образом, несмотря на все изменения, принципиальная картина пространственной приуроченности эвапоритовых бассейнов и областей к двум широтным поясам: северному - Тетис-Южно-Лавразийскому и южному - Южно-Западно-Гондванскому остается неизменной. Обстановки красноцветного аридного осадконакопления в течение валанжинского, готеривского, барремского и аптского веков также продолжали охватывать не только тропические, но и экваториальные районы Западной Гондваны.
Гумидные области и пояса на всем протяжении первой половины раннего мела намечаются с достаточной определенностью по распределению угленосных бассейнов, областей каолинито- и бокситообразования и районов гумидной сероцветной терригенной седиментации. Наиболее четко особенности зонального размещения обстановок гумидного осадконакопления устанавливают в Северном полушарии в пределах Лавразийского континента. Здесь во все века неокома и апта оконтуриваются два широтных гумидных пояса: северный среднеширотный угленосно-бокситоносно-каолинитовый и северный приполярный угленосный.
Северный среднеширотный угленосно-бокситоносно-каолинитовый пояс прослеживается как в Евроазиатской, так и в Северо-Американской частях Лавразии. На востоке Азии он охватывает огромную Восточно-Азиатскую угленосную провинцию, которая насчитывает более 300 угленосных бассейнов, составляющих систему параллельно и субпараллельно простиравшихся проточных пресноводных озер и речных долин, замкнутых бессточных впадин, разделенных протяженными хребтами. В пределах этой провинции выделяются следующие угленосные области: Западно-Забайкальская (Гусиноозерский, Удинский, Еравнинский, Хилок-Чикойский и другие бассейны), Восточно-Забайкальская (Чикойская, Читино-Ингодинская и многочисленные более мелкие угленосные впадины), Олекмо-Витимская (Укшумский, Витимский и другие бассейны), Северо-Восточно-Китайская (Хайларский, Эрлиан, Шунляо и большое количество других угленосных бассейнов), а также Южно-Якутский, Удский, Амуро-Зейский, Буреинский угленосные бассейны. В готериве и барреме здесь появляются Партизанский и Раздольнинский бассейны, а вблизи южной границы пояса в валанжине и готериве бассейны Вейхэ и Центрально-Циньлинский. Во многих озерных бассейнах (Гусиноозерском, Зазинском, Еравнинском, Ундино-Ононском, Шунляо и др.) периодически на протяжении всего неокома накапливались мощные черносланцевые битуминозные толщи аргиллит-алевролитового и мергельного состава. Система угленосных и черносланце-вых озерных бассейнов седиментации простирается далеко на запад в пределы Монголии. В центральных районах Евразии в аптское время обстановки углеобразования охватывали Днепровско-Донецкую впадину, Донецкий бассейн и южную часть Московской синеклизы. На западе Северной Америки угленосные отложения аптского возраста обнаружены в бассейнах Боусер и внутреннего предгорного пояса, а также в пределах Ново-Шотландского побережья.
На остальной территории Евразии средне-широтный гумидный пояс включает не только бассейны континентального и прибрежного угленакопления, но и области и районы каолинито- и бокситообразования. В неокоме и апте здесь располагались пять крупных каолинитовых и каолинит-бокситовых областей, которые со временем только меняли конфигурацию, увеличивая или уменьшая размеры: Мусе-Ривера, Западно-Балтийская, Причерноморская (начиная с готерива - Причерноморско-Донецкая), Среднеазиатско-Западно-Сибирская (в готериве и барреме - Урало-Западно-Сибирская), Восточно-Сибирская. В пределах этих областей почти постоянно или, возможно, периодически формировались латеральные коры выветривания, вторичные каолиниты, бокситоносные отложения, каолинитовые и бокситовые глины, каолинитово-кварцевые пески и другие переотложенные продукты выветривания. Угленосные бассейны в центральных и западных районах Евразии на всем протяжении первой половины раннего мела тяготели к южным зонам среднеширотного пояса. Такое местоположение занимает Кельтский, Бристольский, Уилд, Чаннел, Парижский, Западно-Нидерландский, Нижне-Саксонский, Альтмарк-Бранденбургский и Каракамысский бассейны. В готериве, барреме и апте угленакоплением были охвачены также обширные районы Западно-Сибирского бассейна. На территории Северной Америки неоком-аптский северный средне-широтный гумидный пояс намечается на основе только одного бассейна Мусе-Ривер, в котором среди отложений формации Маттагами выявлены лигнитовые пласты Онакавана, переслаивающиеся с коалинитовыми глинами и кварцевыми песками.
Для рассматриваемого среднеширотного гумидного пояса показательно совместное развитие не только обстановок угленакопления, каолинито- и бокситообразования на континентах, но также и приуроченность к нему обширных эпиконтинентальных морей со своеобразными обстановками седиментации. Наиболее характерными в этом отношении были Восточно-Европейское, Западно-Сибирское и Енисей-Хатангское моря, которые представляли собой типично морские водоемы терригенной седиментации с глауконитовым, фосфатным и железистым аутигенным минералообразованием, а иногда и бескислородным черносланцевым осадконакоплением (Западно-Сибирский бассейн в берриасский и валанжинский века).
Южная граница северного среднеширотного угленосно-бокситоносно-каолинитового гумидного пояса оставалась почти неизменной на протяжении всего неокона и апта и наиболее достоверно устанавливается в центральных районах Лавразии. Здесь она проходит вблизи 28°-30° с.ш. между недалеко расположенными эвапоритовыми областями, с одной стороны, угленосными, каолинитовыми и каолинит-бокситовыми областями, с другой. На востоке Азии граница поворачивает на юг, где в состав пояса входят многочисленные континентальные впадины Восточного Китая с вулканогенным и сероцветным терригенным гумидным осадконакоплением. В Северной Америке южная граница пояса проведена несколько севернее Мексикано-Флоридской эвапоритовой области. Северная граница среднеширотного пояса приблизительно намечена вблизи 57°-60° с.ш. с учетом местоположения как областей угленакопления и каолинитообразования, так и терригенных эпиконтинентальных морей с глауконитовым, фосфатным и железистым осадконакоплением.
Северный угленосный приполярный пояс в барриасском, валанжинском, готеривском, барремском и аптском веках охватывал окраинные северные области Лавразии, расположенные севернее 57°-60° с.ш. Он устанавливался по распространению только угленосных бассейнов. В берриасе и валанжине эти бассейны концентрировались в двух областях, расположенных на противоположных окраинах континента - северо-западе Северной Америки и северо-востоке Азии. В первой области можно отметить угленосные бассейны Сант-Елиас, Вайтхорзе, Боусер, Састус, Скина, Восточный Маккензи, Предгорий, и Передовых хребтов Скалистых гор, а во второй -Ленский, Зырянский и Пегтымельский. В готериве, а особенно в барреме обстановки прибрежного угленакопления распространились почти на всем пространстве прибрежных районов приполярного пояса, где, кроме упомянутых, установлены также Свердрупский, Северо-Баренцевский, Хатангский, Анюйский и Омсукчанский угленосные бассейны. В аптском веке здесь существовали также Южно-Чукотский, Благовещенский, Новосибирский и Предверхоянский угленосные бассейны.
Имеющиеся в настоящее время данные по Южному полушарию Земли также вполне достаточны для установления и прослеживания здесь в неокомское время двух гумидных поясов, аналогичных намеченным в Северном полушарии. В средних широтах Южного полушария можно выделить южный угленосно-каолинитовый гумидный пояс. Он намечается на основе развития в северных районах Восточной Гондваны в пределах южных окраин Мадагаскара и юго-восточной и восточной частях Индостана большого числа угленосных бассейнов, среди которых можно упомянуть Сакоа, Палар, Элури, Онголи, Вардаха, Нагпур, Талчер, Нармада и Домадор, а также по присутствию каолинитовых и каолинитсодержащих образований, распространенных на обширной территории, условно выделенной под названием Южно-Мадагаскарско-Южно-Индостанской области. К этому же угленоснокаолинитовому поясу принадлежит южная окраина Африканского континента, где установлен угленосный бассейн Алгоа. Северная граница пояса уверенно намечается вдоль южной окраины Западно-Мадагаскарской эвапоритовой области, а также по периферии районов развития красноцветных аридных отложений в Африке и Южной Америке. Эта граница располагается вблизи 40° — 50° ю.ш. Южная граница пояса проводится с большой долей условности приблизительно около 60° ю.ш., поскольку южнее этой широты на протяжении всех веков неокома отмечены только области и бассейны углеобразования.
Южный угленосный гумидный пояс, выделяется по развитию в Австралии и в некоторых районах Антарктиды континентальных и прибрежных бассейнов сероцветной гумидной седиментации, а также по присутствию изолированных и удаленных друг от друга угленосных бассейнов. На западной окраине Восточно-Гондванского континента выделяется бассейн Александр на одноименном острове вблизи Западной Антарктики, а на востоке континента, в Австралии фиксируются угленосные бассейны Отвей, Басе, Гипсленд, Стрзелеки и др. Особенности пространственного размещения выявленных угленосных бассейнов, несмотря на ограниченное их количество, позволяют достаточно надежно выделить южный угленосный гумидный пояс, северная граница которого располагается вблизи 60° ю.ш., а в апте, возможно 70°-75° ю.ш.
Рассмотренные закономерности пространственного размещения обстановок аридного и гумидного осадконакопления позволяют выделить на протяжении от берриасского до аптского веков раннего мела пять широтных аридных и гумидных поясов: 1) северный приполярный угленосный гумидный, 2) северный среднеширотный угленосно-бокситоносно-каолинитовый гумидный, 3) межсубтропический эвапоритовый аридный, 4) южный среднеширотный угленосно-каолинитовый и 5) южный угленосный гумидный. Обращают на себя внимание две важные особенности аридной и гумидной зональности раннего мела. Во-первых, фиксируется очевидное асимметричное размещение на Земле гумидных поясов. В северном полушарии гумидные зоны занимают гораздо более обширную площадь, охватывая в Лавразии все пространство севернее 30° с.ш., тогда как в южном полушарии гумидные области смещены на юг за 40°-50° ю.ш. Связано это было, по-видимому, с особенностями пространственного местоположения Лавразии в Северном полушарии Земли и Восточно-Гондванского континента в Южном, а также с широтным расположением океана Тетис преимущественно в северном тропическом поясе. Во-вторых, вполне однозначно устанавливается существование единого очень широкого межсубтропического аридного пояса, простиравшегося между 30° с.ш. и 40°-50° ю.ш., в пределах которого обстановки эвапоритового и красноцветного аридного осадконакопления занимали не только тропические, но и экваториальные области. Распространение аридных обстановок на такой обширной территории было вызвано, вероятно, расположением Западно-Гондванского крупного континента в приэкваториальных областях.
Анализ особенностей пространственного местоположения областей и зон аридной и гумидной седиментации в альбском веке раннего мела и вплоть до конца маастрихтского века позднего мела, показывает, что начиная с конца раннего мела (альбского века) и на всем протяжении позднего мела происходили очень важные изменения в широтной седиментационной зональности на Земле. Они несомненно были связаны с глобальной перестройкой палеогеографических обстановок, которые выразились, как уже отмечалось, в расколе Западной Гондваны, формировании Атлантического океана субмеридионального простирания и его последовательном расширении, что привело к образованию самостоятельных крупных континентов: Южной Америки и Африки, реорганизации океанических плит в пределах Тихого океана, возникновении глобальной системы окраинноконтинентальных вулканических поясов, образовании в южном полушарии мозаичной системы разрозненных континентов, а в северном полушарии в Лавразии - изолированных областей суши, разделенных обширными морскими эпиконтинентальными акваториями.
В результате всех этих преобразований в альбе и позднем мелу на Земле сформировались и на всем протяжении этого времени существовали, несколько меняя свои границы и местоположение, шесть поясов аридной и гумидной седиментации, которые выделяются под следующими названиями: 1) экваториальный гумидный угленосно-бокситоносно-каолинитовый; 2) северный аридный тропическо-субтропический эвапоритовый; 3) южный аридный тропическо-субтропический эвапоритовый; 4) северный среднеширотный гумидный угленосно-бокситоносно-каолинитовый; 5) южный гумидный - бокситоносно-каолинитовый; 6) северный приполярный гумидный угленосный. Ниже приводится краткая общая характеристика этих поясов.
Одна из наиболее примечательных особенностей седиментационной зональности альбского века раннего мела и позднего мела - существование экваториального угленосно-бокситоносно-каолинитового пояса, который достаточно четко прослеживается как на территории Африканского, так и Южно-Американского континентов. На Африканском континенте пояс включает две крупные области каолинито- и/или бокситообразования: Центрально-Африканскую, простиравшуюся от Камеруна на западе через Нигерию, до Судана на востоке, и Лео-Ман, охватывавшую территорию Гвинеи, южной части Мали и северной половины Ганы на юго-западе Центральной Африки. Здесь периодически существовали также гумидные условия благоприятные для угленакопления. В альбское время углеобразование происходило на юго-западе Ирака, в Кувейте и в бассейне Сокото на западе Африки. В сеномане-туроне угленосные отложения обнаружены на северо-востоке Африки в бассейне Аин-Магфи (юг Египта), в бассейнах Западно-Нигерийском, Сокото и Беррейриньяс на бразильской окраине Южной Америки. В коньякское время углеобразование происходило в бассейнах Сокото и Гао, причем в последнем оно продолжалось вплоть до Маастрихта. В кампанском веке сформировался угленосный бассейн Бенин. В Маастрихте обстановки угленакопления существенно расширились. Они зафиксированы в Западно-Нигерийском (Догомейском), Южно-Нигерийском, Бенуа и Чад-Нигерийском бассейнах, а также в бассейне Хед-Хед на востоке Африки в Сомали. В Южной Америке в состав пояса входили Гвианская бокситоносная область и угленосные бассейны Баррейриньяс, который существовал на протяжении коньякского и сантонского веков, а также Средне-Магдаленский, Западного Маракайбо, Барко, Караре, Богота, Баяка, Чикимос, Хунин и др., в пределах которых углеобразование происходило в кампанское, но, в основном, в маастрихтское время.
Северная граница угленосно-бокситоносно-каолинитового пояса проходила вблизи экватора. Она оставалась почти неизменной на всем протяжении от альба до конца позднего мела. Наиболее определенно эта граница устанавливается на Африканском континенте, где проходит между сближенными соседними областями и районами угленакопления, каолинито- и/или бокситообразования, с одной стороны, и областями эвапоритовой и красно-цветной аридной седиментацией, с другой. Вблизи восточного побережья Африки граница резко сворачивает на юг. Здесь ее положение для маастрихтского века устанавливается между угленосным бассейном Хед-Хед и соленосным бассейном Эль-Мадо на севере Сомали. Аналогичное южное смещение северной границы предполагается и для коньякского, сантонского и кампанского веков, что подтверждается развитием в прибрежных районах Аравийского бассейна красноцветных аридных отложений. Западный отрезок северной границы экваториального пояса намечен условно вблизи северной окраины Южно-Американского континента.
Положение южной границы экваториального пояса также устанавливается достаточно надежно между соседними гумидными и аридными областями. Со временем эта граница постепенно смещалась в южном направлении за счет расширения обстановок каолинито- и бокситообразования в Центрально-Африканской области, зафиксированных в Уганде, Кении, Конго и на севере Замбии, а также обстановок угленакопления в западных районах Южной Америки в Перу (угленосные бассейны Чикамос, Хунин и др.). Если в сантанском веке южная граница пояса располагалась вблизи 10-20° ю.ш., то в Маастрихте она стала находиться несколько южнее 30° ю.ш. В результате этого после сантонского века произошло существенное расширение экваториального гумидного пояса, который из сравнительно узкого (не более 2500-2700 км) превратился в весьма широкий (около 5000 км) и четко прослеживающийся.
Северный аридный пояс Сохранял свое местоположение и почти неизменные границы в течение всего альб-маастрихтского этапа меловой истории. Он охватывал южные районы Лавразии, север Африки и почти всю территорию Тетиса. В альбское время здесь существовали три эвапоритовые области: Мексикано-Флоридская, Аравийско-Северо-Африканская и Юго-Восточной Азии. В туронское время прекратилась эвапоритовая седиментация в Мексикано-Флоридской области и существенно сократилась площадь эвапоритовых обстановок на севере Африканского континента. Во второй половине позднего мела в пределах северных и северо-западных районов Африки устойчиво существовали благоприятные условия для эвапоритового осадконакопления в прибрежных бассейнах, связанных с Тетисом (Алжир-Тунисский, Тиндуф, Западно-Ливийский, Сирте и др.) в пределах Транс-Сахарского пролива (Мали-Нигерийский, Сокото, Танезрут). Большие площади длительное время охватывались обстановками континентальной красноцветной прибрежной и озерной, а также, нередко, пустынной седиментации. В кампане и Маастрихте возобновилось эвапоритовое осадконакопление в Северо-Аравийской и Северо-Сомалийской областях (бассейны Тайарат, Хед-Хед и др.). Крупный регион аридных обстановок постоянно существовал на юго-востоке Лавразийского континента. Здесь сохранились еще с раннего мела две области эвапоритовой седиментации: Юго-Восточной Азии и Средне-Азиатский. Они включали многочисленные континентальные аллювиально-озерные красноцветные терригенные, а также соленосные и сульфатные бассейны, крупнейшими из которых были Средне-Азиатский, Ланпан-Симао, Диен-Цзу, Цаньханьский, Хэфу, Дитай, Ганца, Наньсян, Субэ, Чаошу-Хетао и др. Начиная с коньякского века, на востоке Лавразийского континента появилась новая эвапоритовая область – Зея-Шуанляо, где обстановки континентального озерного и аллювиального красно-цветного и сульфатного осадконакопления зафиксированы в бассейнах Шуанляо на северо-востоке Китая и Зея-Буреинском в Нижнем Приамурье. Аридные условия красноцветной терригенной седиментации существовали также во многих районах Монголии, Забайкалья и Олекмо-Витимского нагорья. В целом, можно отметить, что во второй половине позднего мела на востоке Лавразии произошло существенное расширение обстановок аридного осадконакопления и они продвинулись далеко на север во многих внутренних областях континента.
Крупным регионом северного аридного пояса, в котором периодически существовали аридные обстановки седиментации, была почти вся территория Тетиса. Благоприятные условия для эвапоритового осадконакопления здесь возникали в пределах многих перикратонных карбонатных платформ. Эвапоритовые бассейны такого типа отмечаются в Юкатанской, Центрально-Иберийской, Северо-Аравийской и некоторых других областях. Можно заметить, что они располагались как в северных, так и в южных районах Тетиса. В этой связи следует обратить внимание на глобальную приуроченность карбонатных платформ мелового возраста, в том числе и позднемеловой эпохи, преимущественно к Тетису в северном полушарии Земли и их размещение главным образом в северных тропических и субтропических зонах, что связывается с циркумглобальными теплыми западными течениями. Отмечается меридионально асимметричное размещение карбонатных платформ в основном на восточных окончаниях континентов (юго-восточная периферия Северной Америки, восток Африкано-Аравийского кратона) и вдоль южной периферии центральных районов Лавразии. Их широтное положение выдерживалось в более или менее определенных рамках, приблизительно между 18° с.ш. и 35° с.ш. в Карибской области, между 18° и 35° с.ш. в Средиземноморском Тетисе, между 18° и 35° с.ш. в Восточном Тетисе. По существу, обстановки мелководного биогенного карбонатонакопления на протяжении альба и позднего мела фиксируются в пределах северного аридного пояса. Это дополнительно позволяет уточнять границы аридного пояса также и по местоположению карбонатных платформ. Вместе с тем, следует иметь в виду, что климатические условия в пределах Тетиса не были повсеместно и постоянно аридными. В ряде районов они периодически становились теплыми и влажными, о чем свидетельствуют обстановки бокситообразования на карбонатных платформах, отмеченные в Лангедок-Прованской, Татро-Динарид-Таврской, Пелагонской и Кубинской (в маастрихтском веке) областях.
Северная граница северного аридного пояса в большинстве районов Тетиса приблизительно проведена вблизи северных районов распространения карбонатных платформ. Здесь она намечена между 30° и 35° с.ш. На юге Северной Америки граница мало меняла свое местоположение, со временем смещаясь от 30° до 32° с.ш. На востоке, в азиатской части Лавразии она простирается сначала в северо-восточном направлении, достигая в районах Нижнего Приамурья 50° с.ш., а затем резко поворачивает на юг и юго-восток. Всюду здесь местоположение границы устанавливается достаточно уверенно между бассейнами эвапоритового и красноцветного аридного осадконакопления и близко расположенными от них угленосными бассейнами и областями каолинито- или бокситообразования, которые входят уже в северный гумидный угленосно-бокситоносно-каолинитовый пояс.
Южный аридный пояс хорошо выделяется на территории Южно-Американского и Африканского континентов. В Южной Америке в его составе находилось большое число континентальных и прибрежно-морских эвапоритовых бассейнов, количество и пространственное размещение которых существенно менялось во времени. Среди них можно отметить бассейны Потоси, Чита, Северо-Западно-Субандийский, Парана, Чако, Саладо, Неукен. В альбе и сеномане здесь выделяется Южно-Американская эвапоритовая область. В коньякское, сантонское и кампанское время эвапоритовые бассейны преимущественно тяготели к северным районам пояса, тогда как на остальной территории преобладали условия аллювиально-озерного красноцветного и пестроцветного терригенного осадконакопления. В маастрихтском веке эвапоритовые обстановки охватили почти всю территорию пояса вплоть до его южных границ. На Африканском континенте в альбе и сеномане находились Западно-Африканская и Восточно-Африканская области эвапоритовой седиментации. Начиная с коньякского века, в Африке существовала только Восточно-Африканская эвапоритовая область, которая выделяется по присутствию эвапоритов в бассейнах Уанетзе и Мали-Нигерийском. Во многих других внутренних и прибрежных районах (впадины Конго, Окованго, Оранж, возможно, Калахари и др.) преобладали обстановки континентального красноцветного осадконакопления.
Южная граница аридного пояса таким образом в большинстве районов условно намечается между 35°-40° ю.ш. Только в маастрихтском веке она устанавливается достаточно однозначно в Южной Америке между угленосными бассейнами Чубут и эвапоритсодержащим бассейном Неукен. В связи с отмеченным ранее расширением на юг экваториального угленосно-бокситоносно-каолинитового пояса происходило постепенное, но непрерывное сокращение южного аридного пояса, ширина которого уменьшилась, примерно с 4500-7000 км в коньякском и сантонском веках до 2500-3500 км в маастрихтском.
Средние широты северного полушария в пределах Лавразии на всем протяжении второй половины позднего мела были охвачены гумидными обстановками угленакопления, а также боксито- и каолинитообразования. Это позволяет выделить здесь северный гумидный угленосно-бокситоносно-каолинитовый пояс, который хорошо прослеживается от западных до восточных окраин Лавразийского континента.
На территории Северной Америки в пределах среднеширотного гумидного пояса появилось много новых угленосных бассейнов и значительно расширилась в альбе, сеномане и туроне Западно-Канадская область за счет появления угленосных бассейнов Куин-Чарлотте, Файереберг, Уапауекка. В центре Канадской суши сформировался угленосный бассейн Мусе-Ривер. На территории Евразии в это время сократилась Монголо-Забайкальская угленосная область. Новая область угленакопления появилась в пределах Тургайского бассейна. В сеноманском веке сформировалась новая зона углеобразования на северной окраине Центрального Тетиса. Она охватывала крупные островные участки суши, окруженные морскими мелководными и глубоководными акваториями, такими как Центрально-Французский, Рейнский, Богемский, в пределах которых нередко возникали обстановки аллювиально-озерного углеобразования.
Во второй половине позднего мела в Азии значительно сократились площади углеобразования и уменьшилось количество угленосных бассейнов. На западе этого региона установлено только два угленосных бассейна: Северо-Уральский и Восточно-Тургайский. На востоке угленакопление продолжалось вплоть до маастрихтского века в Ленском, Вилюйском, Западно-Сихотэ-Алиньском, Партизанском, Раздольнинском и некоторых других бассейнах. В Маастрихте в связи с расширением на север среднеширотного гумидного пояса в его состав вошли угленосные бассейны Анадырского района.
Северный среднеширотный гумидный пояс включал также большое число областей и зон боксито- и каолинитообразования. В альбское, сеноманское и туронское время наиболее значительную площадь имела Западно-Сибирская область. Она занимала Уральскую и Казахстанскую равнины, Тургайскую низменность, западную часть Восточно-Сибирской низменности, южные районы Западной Сибири, а иногда захватывала также территорию Северного Приаралья, Кызылкумов и Зеравшанскую равнину. Здесь развиты латеральные коры выветривания, бокситы, каолинитовые и бокситовые глины, каолинито-кварцевые пески и другие переотложенные продукты латеритных кор выветривания. Здесь же формировались бескарбонатные красноцветные отложения. Обстановки боксито- и каолинитообразования сохранялись на всем протяжении середины мелового периода во всей Западно-Сибирской области, за исключением Средней Азии, где они прекратились в сеномане. Донецко-Причерноморская область тоже существовала, возможно, в альбское время. Она выделяется по присутствию бокситоносных и каолинитовых глин в южных районах Донбасса, вторичных каолинитов и бокситовых пород в Лебединско-Балаклеевской депрессии и в районе г. Канева на Украинском щите, вторичных каолинитов в Западном Причерноморье. К этой области следует, по-видимому, отнести Припятскую впадину, Белорусский массив, прилегающие участки Московской синеклизы и Балтийского щита, где также отмечаются каолинитовые глины альб-туронского возраста.
Еще одна область альб-туронского бокситообразования может быть условно названа Пиренейско-Богемской. К ней относятся разрозненные районы распространения бокситов и бокситоносных пород, ассоциирующихся с палеопочвами, переотложенными продуктами выветривания, конгломератами и красными глинами, которые установлены в Иберии, Пиренеях, на юге Центрального массива во Франции, на Рейнском и Багемском массивах. Формирование бокситоносных отложений происходило либо в карстовых условиях, либо в озерных депрессиях, либо в литоральной зоне морских бассейнов, главным образом, за счет переотложения латеритных кор выветривания.
Среднеширотный северный гумидный пояс на западе Лавразии в коньякское, сантонское и кампанское время включал две каолинитовые области: Прибрежной Равнины и Северо-Востока США. В Маастрихте обстановки каолинитообразования распространились также на многие периферийные районы Скалистых Гор и прибрежные окраины Западного Внутреннего морского пролива. Одна из таких каолинитовых областей находилась на юге пояса вблизи бассейнов Сан-Хуан, Ратон и Грин-Ривер, а другая на севере в пределах Виллистонского бассейна. На этой же территории во второй половине позднего мела существовало много угленосных бассейнов. Крупнейшими из них были Сабинас, Охинага, Сан-Хуан, Уинта, Ратон, Денвер, Уинд-Ривер, Грин-Ривер, Биг-Хорн, Хемс-Фок, Джексон-Холе, Альберта. В кампане и Маастрихте пояс значительно расширился в северном направлении. За это время его граница сместилась от 55°-57° с.ш. почти до 68° и даже до 75° с.ш.
В Азиатской части Лавразии на территории северного среднеширотного гумидного пояса во второй половине позднего мела значительное развитие приобрели обстановки каолинито- и бокситообразования. Они меняли свою конфигурацию и размеры, и со временем распространялись на все более обширных площадях. В коньякском веке такие обстановки установлены в трех областях: Северо-Казахстанской, Центрально-Сибирской и Вилюйско-Приверхоянской. Начиная с кампана, условия боксито- и каолинитообразования продвинулись до самых восточных районов Лавразии. Они стали концентрироваться в Казахстано-Западно-Сибирской, Восточно-Сибирской, Витимо-Патомской и Сихотэ-Алиньской областях. В Маастрихте этими же условиями были уже охвачены не только восточные районы Урало-Балтии, где выделяются две каолинитовые области - Северо-Московская и Уральская, но и все восточные и северные районы Азии, начиная от Казахстана на западе и до Дальнего Востока и Чукотки на востоке, где намечено пять крупных областей каолинито- и/или бокситообразования: Казахстано-Сибирская, Витимо-Патомская, Яно-Индигирская, Колымо-Охотская и Амур-Сихотэ-Алиньская.
Необходимо обратить внимание на то обстоятельство, что северный среднеширотный гумидный пояс выделяется с достаточной степенью уверенности только на территории двух далеко отстоящих друг от друга регионов: Северной Америки на западе и Азии на востоке. В пределах между этими регионами пояса какие-либо седиментологические индикаторы континентального гумидного климата отсутствуют. Здесь располагались обширные экоконтинентальные моря со своеобразными обстановками седиментации, крупнейшими из которых были Североморское, Польско-Литовское, Центрально-Европейское, Восточно-Европейское, Прикаспийское, Туранское, Афгано-Пакистанское, Западно-Сибирское и Западное Внутреннее в Северной Америке. Многие из них были бассейнами писчемеловой, фосфатной, глауконитовой, железистой или кремнистой седиментации. Приуроченность таких бассейнов к среднеширотному гумидному поясу была, по-видимому, не случайной. Осадконакопление в них, по всей вероятности, находилось под сильным влиянием гумидного климата и под воздействием поступающих из гумидных областей сноса переотложенных продуктов выветривания.
В целом, можно отметить, что северный среднеширотный гумидный пояс устанавливается на основе размещения континентальных обстановок каолинито- и бокситообразования и угленакопления и морских обстановок писчемелового, глауконитового, фосфатного, железистого и кремнистого осадконакопления в эпиконтинентальных морях. Южная граница пояса, как уже отмечалось, на большем своем протяжении находилась между 30° и 35° с.ш. и только в азиатской части Лавразии она смещалась далеко на север почти до 50° с.ш., а затем резко поворачивала на юг и юго-восток. Северная граница не имела постоянного положения. В коньякское и сантонское время она располагалась между 50° и 65° с.ш. Начиная с кампанского века, граница последовательно смещалась на север до 70° и 75° с.ш., что отмечается как в Северной Америке, так и в Азии. В результате этого в Маастрихте произошло значительное расширение среднеширотного гумидного пояса, особенно на востоке, где обстановки каолинитообразования охватили весь северо-восток Лавразии.
Южный угленосно-бокситоносно-каолинитовый пояс устанавливается только с коньякского века позднего мела на территории Австралии и Новой Зеландии. Здесь он выделяется по совместному или близкому распространению как обстановок каолинито- и бокситообразования, так и угленакопления. Достаточно четко это отмечается на западе и в центре Австралии, где в коньякском веке находились три крупные области каолинито- и бокситообразования: Западно-Австралийская, Севере-Австралийская и Эроманга, а на юго-востоке Австралии и в Новой Зеландии продолжали существовать угленосные бассейны Гипсленд, Стрзелекки, Басе, Греймут, Папароа, Браннер, Каитангата, Охай, а также Новозеландская каолинитовая область. Эти районы в коньякское и в сантонское время находились между 40° и 75° - 78° с.ш., а затем в кампане и Маастрихте в связи с дрейфом Австралии и Новой Зеландии на север, стали располагаться между 40° и 60° с.ш.
Отдельные фрагменты гумидного пояса в крайних южных районах Африки и Южной Америки удается установить только на протяжении альбского века раннего мела и маастрихтского века позднего мела. В это время в составе пояса на юге и юго-западе Африканского континента отмечается лигнитоносный бассейн Оранж, а также широкое развитие кремнистых кор выветривания (силькретов) в Капской провинции. В южных районах Южно-Американского континента установлено большое количество маастрихтских угленосных бассейнов, среди которых можно упомянуть Северо-Магелланский и Чубут. С учетом их местоположения намечается северная граница пояса в Маастрихте. Она находилась вблизи 40° - 44° ю.ш. По всей вероятности такое же или близкое положение границы сохранялось и в более древние века позднего мела. Южная граница пояса остается неизвестной. Возможно, в ее состав входила большая часть Антарктиды, но данные, подтверждающие такое предположение, отсутствуют.
Северный гумидный пояс намечается исключительно по распространению в приполярных районах Лавразии обстановок континентального и приморского углеобразования. Они установлены во многих бассейнах на северо-западе Америки, в Гренландии и Азии. Три новых бассейна углеобразования альбского времени (Колвилл, Восточного Маккензи, Свердрупский) выделяется в северных прибрежных районах Северной Америки. Почти неизменной по размерам осталась Северо-Азиатская область углеобразования, где угленосные обстановки продолжали существовать в Южно-Чукотском, Новосибирском, Благовещенском, Зырянском бассейнах.
В сеноманское и туронское время в связи с расширением Южно-Атлантического и Южного океанов, а также эпиконтинентальных морей, связанных с Тетисом, произошли дальнейшие важные преобразования в особенностях зонального размещения обстановок углеобразования. Во-первых, северный угленосный пояс существенно изменил свою конфигурацию и пространственное расположение. Его северная граница в сеномане сместилась далеко на север, достигнув широты 85° с.ш., а в некоторых районах и еще севернее. Такое местоположение занимали угленосные бассейны Колвилл и Свердрупский на северной окраине Северной Америки, Новосибирской, о-ва Врангеля на Чукотке. Во-вторых, произошло значительное расширение пояса в пределах Северной Америки и очень большое его сокращение в Азии. На территории Северной Америки и вокруг Гренландии появилось много новых угленосных бассейнов (Нанаймо, Састут, Сифтон, Западно-Гренландский, Северо-Гренландский, Восточно-Гренландский). Обращает на себя внимание асимметричное размещение обстановок угленакопления в западных и восточных зонах северного угленосного пояса на протяжении второй половины позднего мела. Центр углеобразования находился на территории Северной Америки. Со временем здесь возрастало количество и увеличивалась площадь распространения угленосных бассейнов. Так, если в коньякском и сантонском веках углеобразование было приурочено к бассейнам Колвилл, Скалистых Гор и Предгорий, Западно-Гренландскому и Северо-Гренландскому, то в кампане оно происходило также в бассейнах Пил, Фразер, Састус, Нанаймо, Альберта, а в Маастрихте - в бассейнах Стюарт, Чигнина, Долл, Ненана, Западный Маккензи и многих других. Одновременно с этим в азиатской части приполярного пояса углеобразование концентрировалось в небольшом числе бассейнов: Восточно-Хатангском, Новосибирских островах, Пенжинском и Анадырском. Причем в Маастрихте все эти бассейны вошли в состав более южного гумидного угленосно-бокситоносно-каолинитового пояса. Следует отметить, что имеющиеся в настоящее время материалы позволяют наметить приполярный угленосный пояс только в северном полушарии Земли. Данных же для прослеживания аналогичного приполярного пояса в южном полушарии сейчас не имеется.
Таким образом, можно заключить, что на протяжении альбского века раннего мела и позднего мела отмечаются закономерные изменения широтного местоположения гумидных и аридных поясов, связанные, по всей вероятности, с процессами глобального изменения климата. Эти преобразования затрагивали в первую очередь широтные пояса гумидной седиментации. Так, в кампане, но главным образом в маастрихте существенно расширился и продвинулся на север северный гумидный угленосно-бокситоносно-каолинитовый пояс. К этому же времени приурочено значительное расширение на юг экваториального гумидного угленосно-бокситоносно-каолинитового пояса. Одновременно с этим отмечается повсеместное сокращение ширины южного аридного эвапоритового пояса. Все эти изменения могут свидетельствовать не только о глобальном потеплении климата, но и, по-видимому, о глобальной его гумидизации в конце позднемеловой эпохи.

Литература

Атлас литолого-палеогеографических карт СССР: Триасовый, юрский и меловой периоды. М.: Всесоюз. аэрогеол. трест, 1968.
Атлас палеогеографических карт шельфов Евразии в мезозое и кайнозое / Гвинедд Робертсон Групп; ГИН СССР. М., 1992.
Богданов Н.А., Тильман С. М. Тектоника и геодинамика Северо-Востока Азии. М.: Ин-т литосферы РАН, 1992. 53 с.
Жарков М.А. Мезозойские глобальные пояса эвапоритовой седиментации // Геология и геофизика. 1989. № 6. С. 23-32.
Жарков М. А. Пояса аридной и гумидной седиментации коньяк-маастрихтского времени позднего мела // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1998. Т. 6, № 5. С. 3-14.
Жарков М.А., Мурдмаа И.О., Филатова И.И. Палеогеография середины мелового периода // Там же. 1995. Т. 3, №3. С. 15-41.
Жарков М.А., Мурдмаа И.О., Филатова Н.И. Палеогеография берриас-берремского веков раннего мела // Там же. 1998а. № 1. С. 49-72.
Жарков М.А., Мурдмаа И.О., Филатова Н.И. Палеогеография коньяк-маастрихтского времени позднего мела // Там же. 19986. № 3. С. 3-16.
Зоненшайн Л.П., Деркур Ж., Казьмин В.Г. и др. Эволюция Тетиса // История океана Тетис / Ин-т океанологии АН СССР. М., 1987. С. 104-115.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1992. 192 с.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит. Т. 2. М.: Недра, 1990. 334 с.
Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А., Седов А.П. Глобальные палеогеодинамические реконструкции для последних 160 млн лет // Геотектоника. 1984. № 3. С. 3-16.
Казьмин В.Г. Коллизии и рифтогенез в истории океана Тетис // Там же. 1989. № 5. С. 14-23.
Казьмин В.Г., Сборщиков И.М., Рику Л.Э. и др. Вулканические пояса – индикаторы мезозойско-кайнозойской активной окраины Евразии // История океана Тетис / Ин-т океанологии АН СССР. М., 1987. С. 58-73.
Книппер А.Л. Движения австрийской фазы в океанической коре Тетиса: Характер проявления, последствия и возможные причины // Геотектоника. 1985. № 2. С. 3-15.
Красилов В.А. Меловой период: Эволюция земной коры и биосферы. М.: Наука, 1985. 240 с.
Крашенинников В.А., Басов И.А. Стратиграфия мела Южного океана. М.: Наука, 1985. 174 с.
Левитан М.А. Палеоокеанология Индийского океана в мелу-неогене. М.: Наука, 1992. 248 с.
Мурдмаа И.О., Гордеев В.В., Казакова В.П. и др. Геологические формации северо-западной части Атлантического океана. М.: Наука, 1979. 200 с.
Натальин Б.А., Фор М. Геодинамика восточной окраины Азии в мезозое // Тихоокеан. геология. 1991. № 6. С. 3-25.
Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Восточной Азии. Новосибирск: Наука, 1994. 261 с.
Пущаровский ЮМ. Тектоника Индийского океана // Геотектоника. 1995. № 4. С. 73-91.
Пущаровский Ю.М., Зинкевич В.П., Мазаровин А.О. Покровные и чешуйчато-надвиговые структуры в северо-западном обрамлении Тихого океана // Геотектоника. 1983. № 6. С. 30-45.
Пущаровский Ю.М., Меланхолина Е.Н. Тектоническое развитие Земли: Тихий океан и его обрамление. М.: Наука, 1992. 263 с.
Ронов А.Б., Хаин В.Е., Балуховский А.Н. Атлас лито-палеогеографических карт мира: Мезозой и кайнозой континентов и океанов. Л., 1989а.
Ронов А.Б., Хаин В.Е., Балуховский А.Н. Атлас литолого-палеогеографических карт мира: Мезозой и кайнозой континентов и океанов // Осадочная оболочка Земли в пространстве и времени, седименто- и литогенез. М.: Наука, 1989. С. 146-154.
Стратиграфия СССР. Меловая система / Ред. М.М. Москвин. М.: Недра, 1986. 1-й полутом. 340 с.; 2-й полутом. 326 с.
Филатова Н.И. Периокеанические вулканогенные пояса. М.: Недра, 1988. 264 с.
Филатова Н.И. Мезозойская история развития Корейско-Японского региона // Геотектоника. 1990. № 5. С. 112-124.
Филатова Н.И. Эволюция меловых обстановок на северо-востоке Азиатского континента // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 3. С. 64-77.
Филатова Н.И. Эволюция активных континентальных окраин в среднем мелу // Геотектоника. 1996. № 2. С. 74-98.
Хаин В.Е., Балуховский А.Н. Историческая геотектоника: Мезозой и кайнозой. М.: Авир, 1993. 452 с.
Хаин В.Е., Ронов А.Б., Сеславинский А.Н. Позднемезозойские и кайнозойские литологические формации континентов и океанов: (Ранний и поздний мел) // Сов. геология. 1979. № 117. С. 79-101.
Чумаков Н.М., Жарков М.А., Герман А.Б. и др. Климатические пояса в середине мелового периода // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 3. С. 42-63.
Allegre C.J., Courtillot V., Tapponier P. et al. Structure and evolution Himalaya-Tubet belt // Nature. 1984. Vol. 307. P. 17-22.
Arthur M.A., Dean W.E. Cretaceous paleocenography // Decade of North American geology. Wash. (D.C.): Geol. Soc. Amer, 1986. Western North Atlantic basin synthesis volume. P. 617-630.
Atlas of the palaeogeography of the Chine. Beiging: Cartography publ. house, 1985.
Aubouin J. The West Pacific geodynamic model // Tectonophysics. 1990. Vol. 183, N 1/2. P. 1-7.
Audley-Charlcs M.G. The Indonesian and Philippin Archepelagos // The Phanerozoic geology of the World. Amsterdam etc.: Elsevier, 1978. II: The Mesozoic, A. P. 165-208.
Bard J.P. Metamorphism and obducted island arc: Example of the Kohistan sequences (Pakistan) in the Himalayan collided range // Earth and Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 65. P. 133-144.
Barren E.J. Cretaceous plate tectonic reconstructions // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1987. Vol. 59. P. 3-29.
Barren E.J., Harrison C.G.A., Sloan J.L., Hay W.W. Paleogeography, 180 million years ago to the present // Eclog. geol. helv. 1981. Vol. 74, N 2. P. 443-470.
Camoin G., Bellion Y., Dercourt J. et al. Late Maastrichtian (69,5-65 Ma) / Ed. J. Dercourt et al. Atlas Tethys palaeoenvironmental maps: Explanatory notes. P.: Gauthier-Villars, 1993. P. 179-196.
Chang K.H. Aspects of geologic hystory of Corea // J. Geol. Soc. Korea. 1995. Vol. 31. P. 72-90.
Chen Pel Ji. Cretaceous paleogeography in China // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1987. Vol. 59. P. 49-56.
Coira В., Davidson J., Mpodozis C., Ramos V. Tectonic and magmatic evolution of the Andes of Northern Argentina and Chile // Earth Sci. Rev. 1982. Vol. 18. P. 303-332.
Dalziel I.W.D., De Wit MJ., Palmer K.F. Fossil marginal basin in the Southern Andes // Nature. 1974. Vol. 250. P. 291-298.
Dercourt J., Ricon L.E., Vrieelynck B. (ed.). Atlas Tethys palaeoenvironmental maps: Explanatory notes. P.: Gauthier-Villars, 1993. 307 p.
Dercourt J., Zonenshain L.P., Ricou L.E. et al. Presentation de 9 cartes paleogeographiques au l/20000000e-setendaut de l'Atlantique an Pamir pour la periode di Lias a l'Actuel // Bull. Soc. geol. France. Ser. 8. 1985. T. 1, N 5. P.J637-652.
Desmet A. Le magmatism ophiolitique de la Quebrada San Juan et les basalts de la serie Pinon (Equateur) // Ophioliti. 1994. Vol. 19, N 1. P. 115-156.
Douglas R.J.W. (ed.). Geological history of Western Canada. Calgary (Alberta): Alberta Soc. Petrol. Geol., 1964.
Emery K.O., Uchupi E. Geology of Atlantic Ocean. B. etc.: Springer, 1984. 1230 p.
Frakes L.A., Burger D., Apthorpe M. et al. Australian Gretaceous shorelines, stage by stage Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1987. Vol. 59. P. 31-48.
Frazier W.J., Schwimmer D.R. Regional stratigraphy of North America. N.Y.; L.: Plenum press, 1987. 719 p.
Funnell B.M. Global and European Cretaceous shorelines, stage by stage // Cretaceous resources, events and rhythms: Background and plans for research / Ed. R.N. Ginsbug, B. Beaudin. Dordrecht etc.: Kluwer, 1990. P. 221-235.
Golonka Jr., Ross М.I., Scotese C.R. Phanerozoic paleo-geographic and paleoclimatic modeling maps // Pangea: Global environments and resources. Calgary, 1995. P. 1-47. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N. 17).
Hutchison C.S. Geological evolution of Sud-East Asia. Oxford: Oxford sci. publ., 1989. 643 p.
Jenkyns H.C. Cretaceous anoxic events: From continents to oceans // J. Geol. Soc. London. 1980. Vol. 137. P. 171-188.
Kimura G., Kensaku T. Collision, rotation, and back-ark spreading in the region of the Ohotsk and Japan Seas // Tectonics. 1986. Vol. 5, N 3. P. 389-401.
Kimura G., Takahashi M., Kono M. Mesozoic collision-extrasion tectonics in Eastern Asia // Tectonophysics. 1990. Vol. 181, N 1/4. P. 15-23.
Klitgord R.D., Schouten H. Plate kinematics of the Central Atlantic // The geology of North America: The Western North Atlantic region / Ed. P.R. Vogt and B.E. Tucholke. Wash. (D.C.), 1986. P. 351-378. (Geol. Soc. Amer. Mem).
Kojima S. Mesozoic terrane accretion in Northeast China. Sikhote-Alin and Japanese regions // Palaeogeogr,, Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1989. Vol. 69. P. 213-232.
Liu Qun, Chen Yuhua, Li Inchai et al. Salt sediments of terrigenous clastic-chemogenic type in Meso-Cenozoic of China. Beijin: Inst. of Mineral Deposits of Chinese Acad. of Geol. Sci., 1987. 154 p.
Livaccari R.F. Role of crustal thickening and extentional collapse in the tectonic evolution of the Sevier-Laramided orogeny, Western Unites States // Geology. 1991. Vol. 19, N11. P. 1104-1107.
Ludbrook N.H. Australia // The Phanerozoic geology of the World / Ed. M. Moullade, A.E. Nairn. Amsterdam etc. Elsevier, 1978. II: The mesozoic, A. P. 209-249.
Malumian N., Nullo F.E., Ramos V.A. The Cretaceous of Argentina, Chile, Paraguay and Uruguay // The Phanerozoic geology of the World. Amsterdam etc.: Elsevier, 1993. II: The Mesozoic, B. P. 265-304.
Maruyama Sh., Seno T. Orogeny and relative motions: Example of the Japanese Islands // Tectonophysics. 1986. Vol. 127, N 3/4. P. 305-329.
Masse J.P., Bellion Y., Benkhelil J. et al. Lower Aptian palaeoenvironments (114 — 112 Ma) // Atlas Tethys palaeoenvironmental maps / Ed. J. Dercourt et al. Rueil; Malmaison: Beicip-Franlab, 1993a.
Masse J.P., Bellion Y., Benkheiil J. et al. Lower Aptian (114-112 Ma) // Atlas Tethys palaeoenvironmental maps: Explanatory notes / Ed. J. Dercout et al. P.: Gauthier-Villars, 1993b. P. 135-152.
Megard F. Cordilleran Andes and marginal Andes: A review of Andean geology north of the Arica Elbow (18 °S) // Circum-Pacific orogen belts and evolution of the Pacific Ocean basin. Boulder (Colo.): Geol. Soc. Amer., 1987. P. 71-95.
Monger J.W.H. Canadian Cordilleran geosynclines to crustal collage // Canad. J. Sci. 1993. Vol. 30, N 2. P. 209-231. Monger J.W.H., Price R.A., Tempelman-Kluit D.J. Tectonic accretion and origin of the two major metamorphic and plutonic belts in the Canadian Cordillera // Geology. 1982. Vol. 10. P. 70-75.
Murdmaa I.O., Kurosov V.B., Vasilyeva V.E. Clay mineralogy of the shallow-water deposits on Allison and Resolution Guyote, Sites 865 and 866, Leg 143 // Proc. ODP. Sci. Results. 1995. Vol. 144.
Okada H., Sakai T. Nature and development of Late Mesozoic and Early Cenozoic sedimentary basins in southwest Japan // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1993. Vol. 105, N 5. P. 3-16.
Parrish J.T., Zeigler AM., Scotese C.R. Rainfall patterns and the distribution of coals and evaporites in the Mesozoic and Cenozoic // Ibid. 1982. Vol. 40, N 1/3. P. 67-101.
Patriot P., Segoufin J. Reconstruction of the Central Indian Ocean // Tectonophysics. 1988. Vol. 155. P. 211-234.
Philip J., Babinot J.F., Tronchetti G. et al. Late Cenomanian palaeoenvironments (94-92 Ma) // Atlas Tethys palaeoenvironmental maps / Ed. J. Dercourt et al. Rueil; Malmaison: Beicip-Franlab, 1993a.
Philip J., Babinot J.F., Tronchetti G. et al. Late Cenomanian (94—92 Ma) // Atlas Tethys palaeoenvironmental maps: Explanatory notes / Ed. J. Dercourt et al. P.: Gauthier-Villars, 1993b. P. 153-178.
Plafker G., Nokleberg W.J., Lull J.S. Bedrock geology and tectonic evolution of the Wrangellia Peninsular, and Chugash Terranes along the Trans-Alaska crustal transect in the Chugach Mountains and southern Copper River Basin, Alaska // J. Geophys. Res. 1989. Vo. 94, N B4. P. 4255-4295.
Reyment R.A., Dingle R.V. Palaeogeography of Africa during the Cretaceous period // Palaeogeogr., Palaeoeclimatol., Palaeoecol. 1987. Vol. 59. P. 93-116.
Riccardi A.C. Cretaceous palaeogeography of Southern South America // Ibid. 1987. Vol. 59. P. 169-195.
Roberts L.M., Kirschbaun M.A. Palaeogeography of the late Cretaceous of the western interior of middle North America: Coal distribution and sediment accumulations // US. Geol. Surv. Protf. Pap. 1995. N 1561. P. 1-115.
Rowley D.B., Lottes A.L. Plate-kinematic reconstruction of the North Atlantic and Arctic: Late Jurassic to Present // Tectonophysics. 1988. Vol. 155. P. 73-120.
Sager W.W., Scotese C.R. Mesozoic and Cenozoic plate reconstructions. N.Y.: Elsevier, 1989. 399 p.
Sager W.W., Winterer E.L., Firth J.V. et al. Proc. ODP: Initial Reports. College Station (TX), 1993. Vol. 143. 724 p.
Schlee J.S., Manspeiser W., Riggs S.R. Paleoenvironments: Offshore Atlantic US margin // The geology of North America. Wash. (D.C.): Geol. Soc. Amer., 1988. Vol. 1/2: The Atlantic continental margin. P. 365-385.
Scotese C.R. Jurassic and Cretaceous plate tectonic reconstructions // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1991. Vol. 87. P. 493-501.
Scotese C.R., Gahagan L.M., Larson R.L. Plate tectonic reconstructions of the Cretaceous and Cenozoic ocean basins // Tectonophysics. 1988. Vol. 155. P. 27 – 48.
Smith G.G. Coal resources of Canada. Ottawa, 1989. 145 p. (Geol. Surv. Canada. Pap.; 89-4).
Stephan J.F., Mercier De Lepinay В., Calais E. et al. Paleogeodynamic maps of the Carribean: 14 steps from Lias to Present // Bull. Soc. geol. France. 1990. Vol. 6, N 6. P. 915-919.
Suarez M. Late Mesozoic Island arc in southern Andes, Chile//Geol. Mag. 1979. Vol. 116, N 3. P. 181-190.
Swarko S.K., Brown C.M., Pigram J.C. Papua New Guinea // The Phanerozoic geology of the World. Amsterdam etc.: Elsevier, 1983. II: The Mesozoic, B. P. 375-398.
Tucholke B.E., McCoy F.W. Paleogeographic and paleo-bathymetric evolution of the North Atlantic Ocean // The geology of North America: The Western North Atlantic region / Ed. P.R. Vogt, B.E. Tucholke. Wash. (D.C.), 1986. P. 589-602. (Geol. Soc. Amer. Mem.).
Underschults J.R., Erdmer P. Tectonic leading in Canadian Cordillera as recorded by mass accumulation in the foreland basin // Tectonics. 1991. Vol. 10, N 2. P. 367-380.
Van Thournout P., Hertogen J., Quevedo L. Allochthonous terranes in northwestern Ecuador // Tectonophysics. 1992. Vol. 205, N 1/4. P. 205-221.
Vaughan A.P.M. Circum-Pacific Mid-Cretaceous deformation and uplift: A superplume-related event? // Geology. 1995. Vol. 23. P. 491-494.
Veevers J.J. Phanerozoic Earth history of Australia. Oxford: Clarendon press, 1984. 645 p.
Wallrabe-Adams H.J. Petrology and geotectonic development of the Western Ecuadorian Andes: the basin igneous complex//Tectonophysics. 1990. Vol. 185. P. 163-183.
Wang C., Lin X. Paleoplate tectonics between Cathasia and Angaraland in Inner Mongolia of China // Tectonics. 1986. Vol. 5. P. 1073-1088.
Wilson J.L. Carbonate facies in geologic history. В.: Springer, 1975. 471 p.
Wilson K.M., Hay W.W., Wold C.N. Mesozoic evolution of exotic terranes and marginal seas, Western North America // Mar. Geol. 1991. Vol. 102. P. 311-361.
Ziegler P.A. Geological atlas of Western and Central Europe. Amsterdam: Schell publ., 1982. 130 p.

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