Глава 12
КЛИМАТ И КЛИМАТИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
ПЕРМИ И РАННЕГО ТРИАСА
Н.М. Чумаков
* Понятие суперконтинент сейчас в
равной степени прилагается к композитным континентам разного масштаба,
от типа Западной и Восточной Гондваны до
Пангеи. Между тем с палеоклиматической, палеокеанологической и палеобиогеографической
точек зрения между такими суперконтинентами существует принципиальная
разница. Они обуславливают разные типы циркуляции в гидросфере и
биосфере, а также разную палеобиогеографическую дифференциацию на
Земле. Чтобы
акцентировать внимание на этих важных различиях, мы оставляем понятие
суперконтинент для композитных образований, состоящих из какой то
части известных нам континентов, типа Гондваны, Восточной Гондваны,
Евразии
и т.д., а объединение всех континентов, типа Пангеи, именуем мегаконтинентами.
Таким образом иерархия используемых нами понятий следующая: мегаконти-нент,
суперконтинент, континент, микроконтинент. |
В перми произошел последний в геологической истории переход от гляциоэры
к термоэре. Эта глобальная перестройка климата последовала за важной палеогеографической
перестройкой, возникновением мегаконтинента* Пангеи, и предшествовала крупнейшей
перестройке земной биоты в конце перми - начале триаса. Климатические изменения
были центральным и, очевидно, связующим звеном в этой цепи изменений. Значение
рассматриваемого интервала геологической истории состоит в том, что он позволяет
изучить переход от ледникового климата и холодной биосферы к безледниковому
климату и теплой биосфере. Изучение климатических изменений в этом интервале
и последствий этих изменений имеет большой научный и прогностический интерес
для оценки сходных изменений, которые ожидаются в будущем.
Палеогеография, биотические, частично седиментационные и климатические события
перми были недавно рассмотрены в ряде сводных работ [Embry et al., 1994;
Deynoux et al., 1994; Scholle et al., 1995; Martini, 1997; Zeigler et al.,
1998; Rees
et al., 1999; Жарков, Чумаков, 2001]. В данной главе основное внимание будет
уделено эволюции климатической зональности, которая в упомянутых выше работах
характеризовалась очень кратко или не рассматривалась. В своих исследованиях
мы опираемся на палеоклиматические реконструкции, которые составлены по методике,
указанной во Введении, гл. 3 и 8.
Основой для палеоклиматических реконструкций послужили карты обстановок седиментации
(см.
гл. 8, также [Жарков, Чумаков, 2001; Чумаков, Жарков, 2002], данные по палеобиогеографии
и почвам (см. гл. 9-11,
также [Добрускина, 1982; Мейен, 1987; Дуранте, 1995; Грунт, 1995; Игнатьев,
Наугольных, 2001; Dobmskina, 1994; Grunt, Shi, 1997;
Wnuk, 1996; Shi, Grunt, 2000]) и другие опубликованные палеоклиматические,
палеобиогеографические и геологические материалы (подробный список литературы
см. [Чумаков, Жарков, 2002; 2003]). Полученные результаты в целом хорошо
согласуются с реконструкциями для двух веков перми независимо составленными
группой "The
Palaeogeographic Atlas Project" Университета Чикаго [Rees et al., 2002]
по геологическим и палеоботаническим данным и математическому моделированию
климатов. Общее сходство результатов, полученных с помощью разных методов
и подходов разными авторами свидетельствует по нашему мнению о их достоверности.
Ниже отдельно рассмотрена раннепермская, позднепермская и раннетриасовая
климатическая зональность обоих полушарий. Такая дробная композиция объясняется
быстрой динамикой
климатических изменений и различным характером зональности в эти возрастные
интервалы.
12.1. Климатическая зональность ранней перми
Климатическая зональность раннепермской эпохи в значительной степени была
унаследована от позднекарбоновой, но тенденция климатических изменений во
многих отношениях была противоположной. Тренд похолодания постепенно сменился
потеплением,
а относительно влажный климат карбона стал
замещаться семиаридным и аридным климатом. Оба эти процесса привели к принципиальным
изменениям климатической зональности на Земле.
Южный ледниковый пояс высоких и средних широт. История этого
пояса представляется достаточно сложной (рис. 91, 92, см. вклейку
IV). В наиболее полных ледниковых
разрезах наблюдается многократное чередование континентальных и морских ледниковых
отложений с межледниковыми отложениями. Это указывает на смену ледниковых
и межледниковых событий нескольких рангов и на связанные с этими событиями
расширение
и сокращение пояса, которые сопровождались гляциоэвстатическими и гляциоизостатическими
колебаниями уровня моря и континентов. Корреляция и датировка даже самых
крупных событий (ледниковых и межледниковых периодов) довольно сильно затруднена,
ввиду
малого количества органических остатков в ледниковых разрезах, эндемизма
фауны и флоры, а также большой фациальной изменчивости ледниковых отложений.
В настоящее
время установлено, что оледенения начались еще в середине карбона [Lopez-Gamundi,
1997], а в конце позднего карбона - начале ранней перми ледниковый пояс имел,
по-видимому, максимальную ширину*.
| * Объем ледников, судя по эвстатической и изотопно-кислородной кривым, а также математическому моделированию и палеотемпературным данным, возможно был максимальным в начале среднего карбона [Gonzalez-Bonorino, Eyles, 1995]. |
Большинство исследователей полагает, что
раннепермские ледники достигли наибольшего распространения в ассельско-сакмарское
время [Visser, 1990; 1994; 1996; 1997; Visser et al., 1997; Frakes et al.,
1992; Eyles, Young, 1994; Crowell, 1995; Dickins, 1996; Eyles et al., 1998
и др.]. В это время оледенения охватили высокие и средние палеошироты Южной
Америки, Африки (с Южной Аравией и Мадагаскаром), Индии, Тибета, Австралии;
их влияние распространялось, по-видимому, также на Малакко-Бирманский блок.
Антарктида, располагавшаяся в районе Южного полюса, была очевидно, почти
целиком покрыта ледниками. Ширина ледникового пояса временами достигала 45°-60°
(рис.
91, см. вклейку IV). Ледниковые
щиты и горные ледники оставили на этих континентах многочисленные следы ледниковой
экзарации (штрихованное ледниковое ложе со
всеми характерными текстурами, торговые долины, фиорды), разнообразные тиллиты,
флювио-, озерно- и марино-гляциальные отложения. Последние имеют особенно
широкое распространение, потому что в отличие от рыхлых континентальных ледниковых
отложений быстро захоронялись в обширных седиментационных бассейнах и не
подвергались эрозии. Марино-гляциальные отложения формировались при участии
шельфовых ледников,
талых ледниковых вод, айсбергов. Часто они в большей или меньшей степени
перерабатывались подводно-колювиальными процессами, особенно на континентальных
склонах. В результате
у подножий этих континентальных склонов возникали ледниковые турбидиты содержащие
следы айсбергового разноса.
Во второй половине сакмарского - начале артинского веков ледники повсеместно
начали отступать и ледниковый пояс сильно сузился. Его северная граница расположилась
в районе Южного полярного круга (рис. 92, см. вклейку
IV). Эти представления
основываются на региональных корреляциях, фаунистических, палинологических
и изотопных данных, полученных по группе Двайка Южной Африки [Visser, 1990;
1997], по нескольким верхнепалеозойским ледниковым разрезам Австралии [Dickins,
1996; Eyles et al., 1998 и др.] и группе Итарара Южной Америки [Franca, 1994;
Santos et al., 1996].
В Южной Африке в начале ранней перми отложилась серия ледниковых отложений,
слагающая верхнюю часть группы Двайка. Ледники здесь, по-видимому, дважды
наступали (в ассельский и сакмарский века) и дважды отступали (в конце ассельского
-
начале сакмарского веков и начале артинского века [Visser, 1997]). Последние
следы айсбергового разноса отмечены в основании группы Экка, в нижней части
формации Принц Альберт, имеющей, по-видимому, артинский возраст [Visser,
1994]. Предполагается, что в центрах оледенений ледники могли сохраняться
и позже,
до кунгурского века [Visser, 1994]. Другие исследователи, основываясь на
радиохронометрических данных, считают, что группа Двайка имеет в основном
позднекарбоновый возраст
и что оледенение в Южной Африке закончилось в сакмарском веке [Stollhofen
et al., 2000]. Поскольку геохронометрически рамки пермских веков определены
еще
не достаточно точно [Menning, 2001] и сами радиометрические определения требуют
подтверждения, мы в данной работе придерживаемся стратиграфической схемы
Д. Фиссера [Visser, 1994; 1997].
В ассельском веке в Южной Африке главную роль играли ледниковые щиты, расположенные
на северо-востоке, в Трансваале, Ботсване и Намибии, а позднее - ледниковые
центры, располагавшиеся к востоку и юго-востоку от ЮАР, в пределах Антарктиды
[Visser, 1997]. Ледники, двигавшиеся по троговым долинам из намибийских
ледниковых центров на запад-северо-запад,
пересекали древние возвышенности Западной Намибии и достигали восточного
борта бассейна Парана в Южной Америке [Martin, 1981; Santos et al., 1996].
Во время
ассельско-сакмарского максимума в Африке ледники достигали Габона [Hambrey,
1981], Заира [Cahen, Lepersonne, 1981], южной части Центральноафриканской
республики [Visser, 1997] и юга Аравийского полуострова [Levell et al., 1988;
Alsharhan,
Nairn, 1995; Stephenson, 1999]. Таким образом, северная граница ледникового
пояса в Африке временами располагалась вблизи 30°- 40° ю. палеошироты (далее
п-ш.).
В Австралии нижнепермские ледниковые отложения сохранились в многочисленных
осадочных бассейнах, которые в широтном направлении протягивались от западного
до восточного побережья континента, а в меридиональном - от острова Тасмания
на юге до залива Жозе Бонапарта на севере [Lindsay, 1997]. По мнению многих
исследователей, оледенения начались в Австралии в сакмарский век и, сокращаясь
в размерах, с перерывами в артинский и кунгурский века продолжались, как
минимум, до конца эпохи [Eyles et al., 1998] казанского [Crowell, Frakes
1971; Frakes
1979*] или даже татарского века [Herbert, 1981; Veevers et al., 1994]. Другие
авторы определяют возраст оледенения в Австралии как ассельско-раннесакмарский
[Dickins, 1996; Lindsay, 1997]. В то же время Д. Дикинс считает, что после
оледенения, вплоть до казанского века, произошло четырехкратное чередование
холодных, морозных и теплых периодов. Это и айсберговый характер "дропстоунов" в
артинском и кунгурском ярусах [Spry, Banks, 1962; Eyles et al., 1998] ставят
под сомнение вывод о завершении оледенений в Австралии к позднесакмарскому
времени.
| * Позже Л. Фрейкс с соавторами предположили, что в казанский век "дропстоуны" были разнесены сезонными льдами [Frakes et al., 1992]. |
Текстуры на ледниковом ложе и в тиллитах указывают на то, что в прибрежную
область Южной Австралии ледники приползали с юго-востока, т.е. со стороны
Антарктиды [Lindsay, 1997; Bourman, Alley, 1999]. Из Антарктиды же ледниковый
материал,
главным образом, айсберговый, поступал в юго-восточную часть Австралии. Частично
ледниковый материал поставлялся сюда из местных горных центров [Eyles et
al., 1998]. В свою очередь на северо-западе и севере Австралии ледники, очевидно,
сползали в морские бассейны Гималаев, Тибета и, возможно, Малакко-Бирманского
блока, поставляя
в них айсберговый грубообломочный материал [Lindsay, 1997; Wopfner, Casshyap,
1997].
В Южной Америке раннепермские ледниковые отложения известны в нескольких
бассейнах к югу от 10° современной южной широты. Самым крупным из них является
бассейн
Парана в южной Бразилии, который имеет размеры 1200 х 2000 км. Группа Итараре,
обхватывающая верхнепалеозойские ледниковые отложения в этой впадине, достигает
мощности 1400 м. К нижней перми относится большая верхняя ее часть (до 1200
м). Относительно стратиграфического объема последней мнения расходятся. Сейчас
большинство исследователей считает, что она имеет ассельско-сакмарский [Santos
et al., 1996; Stephenson, 1999] или же ассельско-артинский, возраст [Franca,
1994], хотя высказывалось также мнение о кунгурском возрасте ее самой верхней
части. В восточную часть бассейна Парана ледники проникали с юго-востока
из южной Африки, а западную - с поднятия Асунсьон [Franca, 1994]. В район
приустьевой
части р. Сан-Франсиска, ледниковый язык вторгался со стороны Экваториальной
Африки [Santos et al., 1996], очевидно, через Габон из бассейна Конго [Visser,
1997]. В Южной Америке, судя по распространению пермских ледниковых отложений,
оледенение достигало 30° ю. п-ш.
Следы раннепермских оледенений довольно многочисленны и в Южной Азии. Они
известны в восточной, северо-восточной и северо-западной части Индостана,
на севере
Пакистана, в Гималаях (от Пакистана на западе до Ассама на востоке [Hambrey
et al., 1981]) и на большей части Тибета (от хр. Каракорум на западе до р.
Салуин на востоке и от Лхасы на юге и почти до гор Куньлунь на севере [Metcalfe,
1994]). На Индостанском п-ове ледниковые отложения сохранились, главным образом,
в многочисленных грабенах. Здесь они залегают в основании сакмарско-артинской
свиты Талчир [Chandra, 1992]. В разрезах резко преобладают континентальные
фации: тиллиты, валунные конгломераты и другие ледниковые отложения. Местами
ледниковый разрез венчается марино-гляциальными отложениями. Направление
штриховки на ложе тиллитов, ориентировка удлиненных камней и другие текстуры
в тиллитах,
за некоторыми исключениями, указывают на общее движение пермских ледников
на северо-восток [Ahmad, 1981], т.е. в сторону Гималайского
бассейна, где развиты, главным образом марино-гляциальные отложения. На
востоке Индостанского п-ова направление штриховки на ледниковом ложе указывает
на то,
что ледники двигались со стороны Антарктиды, которая примыкала к полуострову
с юга. Все эти данные, а также замещение континентальных ледниковых отложений
марино-гляциальными в Гималаях и Тибете, свидетельствуют о существовании
ледникового покрова, двигавшегося из Антарктиды транзитом через Индию на
северо-восток
в эпиконтинентальные моря, располагавшиеся в северной краевой части восточной
Гондваны.
В Антарктиде верхнепалеозойские ледниковые отложения распространены в Трансантарктическом
хребте, известны в обрамлении шельфового ледника Ронне и на западе Земли
Королевы Мод в атлантическом секторе Восточной Антарктиды [Hambrey et al.,
1981]. В
Трансантарктическом хребте ледниковые отложения заполняют несколько осадочных
бассейнов. Представлены они континентальными и марино-гляциальными фациями
суммарной мощностью от 300 до 1000 м. В ранней перми ледники с этого континента
достигали Южной Африки, Индии и Южной Австралии. Из этого следует два вывода,
во-первых, что вся Восточная Антарктида подвергалась в это время мощному
оледенению и, во-вторых, что оледенение закончилось не раньше артинского
века, так как
в начале этого века антарктические ледники на западе еще достигали Южной
Африки [Visser, 1997], а на востоке - Индии [Ahmad, 1981; Chandra, 1992].
В юго-восточную
Австралию антарктические айсберги продолжали периодически доставлять грубообломочный
ледниковый материал вплоть до кунгурского века [Eyles et al., 1998] и даже
до конца позднепермской эпохи [Veevers et al., 1994].
В перигляциальных зонах оледенения, а в межледниковья и в пределах самого
пояса, появлялась растительность и болота, в которых накапливался торф, превратившийся
позже в каменный уголь. Подобные межледниковые флоры и угли известны в юго-восточной
Австралии и Южной Америке. Предполагается, что исходный торф накапливался
после
гляциоэвстатических трансгрессий во время последующего постгляциального
изостатического всплывания региона в прибрежных болотах, в дельтах и на
речных поймах [Santos
et al., 1996; Bustin, 1997] или во время гляциоэвстатических понижений уровня
моря [Michaelsen, Henderson, 2000]. Климат межледниковий оставался достаточно
холодным, о чем свидетельствуют холоднолюбивый облик исходной
растительности, а в породах, вмещающих угли - следы солифлюкции и мерзлотных
клиньев, отпечатки кристаллов льда, присутствие зерен свежих полевых шпатов
и рассеянных грубых обломков, принесенных сезонными льдами или айсбергами
[Bustin, 1997; Martini, 1997; Eyles et al., 1998; Michaelsen, Henderson,
2000].
Растительность межледниковых интервалов, а также перигляциальных окраин ледникового
пояса была весьма обедненной. В самом начале перми в Австралии [Retallack,
1980] и Южной Америке [Guerra-Sommer et al., 1999] большую роль играли травяные
и кустарниковые формы птеридоспермовых "тундрового" облика (Botrychiopsis).
Позже к этой флоре сначала присоединилась, а затем сменила угнетенная древесная
растительность "таежного" облика, состоящая преимущественно из Gangamopteris,
которые, по-видимому, не сбрасывали на зиму листву и могли произрастать в
областях развития многолетней мерзлоты [Retallack, 1980]. Эта растительность
известна
под названием "гангамоптерисовой флористической ассоциации" (Gangamopteris
florula [Retallack, 1980]; Gangamopteris region [Wnuk, 1996]. В Австралии,
Антарктиде, Африке и Индии эта обедненная флора [Cuneo, 1996] состояла из
холоднолюбивых растений, местами ассоциирующихся с тиллитами [Chandra, 1992]
и признаками
многолетней мерзлоты [Retallack, 1980]). Перигляциальные условия некоторое
время сохранялись и после отступления ледников. Они тоже характеризовались
развитием гангамоптерисовой ассоциации, ледовым разносом, образованием болот
и накоплением торфа [Chandra, 1992; Isbell et al., 1997; Smith et al., 1998].
По мере отступления ледников и деградации мерзлоты гангамоптерисовая флористическая
ассоциация стала постепенно уступать место более теплолюбивой глоссоптерисовой
ассоциации, которая в Австралии окончательно вытеснила гангамоптерисовую
лишь в конце поздней перми. Время, когда глоссоптерисовая ассоциация стала
преобладать,
можно считать временем окончательного исчезновения раннепермского ледникового
пояса в Гондване.
В морских бассейнах, непосредственно примыкавших к областях оледенений, а
также в морях, возникавших в результате межледниковых гляциоэвстатических
трансгрессий,
обитала своеобразная холоднолюбивая фауна, которая нередко именуется "эвридесмовой".
Она была широко распространена в Австралии, Южной Африке, Индии, Гималаях,
Тибете, Южном Афганистане [Termier et al., 1973], известна в Южной Америке
[Amos,
L. Gamundi, 1981; Santos et al., 1996]. Некоторые представители "эвридесмовой" фауны
встречаются в Южном Памире [Грунт, Новиков, 1994]. "Эвридесмовая" фауна,
представлявшая обедненный вариант нотальной ("гондванской", "австралийской" [Руннегар,
1984] фауны, отличалась малым разнообразием* и отсутствием фузулинид, рифообразующих
брахиопод, ругоз, кондонтов, а также других теплолюбивых форм и нередко ассоциировалась
с марино-гляциальными отложениями и глендонитами. Значительную роль в ней
играли биполярные формы [Руннегар, 1984; Shi, Grunt, 2000].
| * В нотальной пермской биоте родовое разнообразие было вообще низким. Для брахиопод, например, оно было в шесть-восемь раз ниже, чем в тропической биоте. Даже в пределах восточной Австралии родовое разнообразие пермских брахиопод и пелеципод с севера на юг падало в два раза, а аммоноидеи и ругозы практически исчезали [Руннегар, 1984]. |
Южный холодно-умеренный гумидный пояс. Когда в конце сакмарского
- начале артинского веков гондванский ледниковый пояс сильно сузился и отступил
к
полярному кругу,
непосредственно к северу от него образовался узкий (10°-15°) пояс, в котором
преобладал умерено-холодный гумидный климат (рис. 92, см. вклейку
IV). К
данному поясу приурочены многочисленные нижнепермские угольные месторождения
Австралии,
Индии, Южной Африки и Южной Америки. В то же время в пределах этого пояса
временами возникали сравнительно небольшие местные ледниковые центры, а с
юга, вторгались
лопасти антарктических ледников. Такие ледниковые эпизоды, как уже упоминалось,
устанавливаются в конце сакмарского - начале артинского веков в Южной Африке
[Visser, 1997]. Центрами образования местных ледников были возвышенные участки.
Эти ледники двигались, главным образом, в северо-западном направлении и достигали
бассейна Парана, отлагая там преимущественно марино-гляциальные толщи. Во
время ледниковых эпизодов антарктические ледники вторгались также в восточную
Индию
[Ahmad, 1981; Chandra, 1992]. Небольшие центры оледенений возникали, очевидно,
и в горах юго-восточной Австралии. Кроме того, в прилежащий к ним Сиднейский
бассейн в большом количестве приносился айсберговый материал из Антарктиды
[Eyles et al., 1997].
Несмотря на отдельные ледниковые эпизоды, умеренно-холодный гумидный климат
все же преобладал в рассматриваемом поясе. На это указывает широкое распространение
ранней глоссоптерисовой флористической ассоциации, в которой еще заметную
роль играли гангамоптерисы. Судя по скоплениям листьев, размерам стволов,
структуре древесины, строению корней и обилию угольных пластов, эта флора
образовывала
болотистые листопадные леса с папоротниковым и хвощевым подлеском [Retallack,
1980; Chandra, 1992]. На более сухих участках в ее составе некоторую роль
играли хвойные растения. В гангамоптерисово-глоссоптерисовых лесах обитали
амфибии,
рептилии и крупные сетчатокрылые насекомые [Chandra, 1992].
Близость ледникового пояса в значительной степени определяла климат примыкавших
к нему морских бассейнов. В них временами отлагались айсберговые осадки и
обитала нотальная фауна, близкая к эвридесмовой. Расположенные у северной
границы
пояса моря западной Австралии и гималайской Индии характеризовались несколько
более теплолюбивой фауной (Индийская провинция Гондванской палеобиогеографической
области [Руннегар, 1984]).
Южный умеренный гумидный пояс средних широт. Имеющиеся данные
указывают на то, что в ассельском и начале сакмарского веков в низких средних
широтах
(30°-40°) Южного полушария был местами развит умеренный гумидный климат
(рис. 91, см.
вклейку IV). Он имел сравнительно
ограниченное распространение и не формировал непрерывного широтного пояса.
Признаки такого климата известны лишь в пределах
центральной части Аравийского блока, где среди преимущественно терригенных
толщ встречаются небольшие прослои углей [Alsharhan, Nairn, 1995], а также
катазиатская палинофлора с примесью еврамерийской и гондванской [Utting,
Piasecki, 1995]. Угли и подобный состав палинофлоры указывают, по-видимому,
на достаточно
влажный и теплый климат данной территории, располагавшейся на подветренной
муссонной окраине Пангеи. Западнее эта узкая полоса с гумидным умеренным
климатом не прослеживается. По-видимому, она выклинивалась, так как в Южной
Америке,
весьма близко к области развития ледниковых отложений расположены гипсоносные,
красноцветные и эоловые отложения (рис. 91, 92, см. вклейку
IV), что позволяет
предполагать быструю смену в северном направлении ледникового пояса аридным
без промежуточного гумидного.
Северный умеренный гумидный пояс средних и высоких широт. В
раннепермскую эпоху всю северную часть Пангеи от арктического побережья до
35°-40° с. п-ш.
занимал
широкий пояс, характеризовавшийся распространением лесной растительности
Сибирской флористической области и интенсивным
угленакоплением (рис. 91, 92, см. вклейку
IV). Преобладающей группой древесных
растений здесь были кордаиты, обладавшие пикноксилической древесиной с четкими
кольцами прироста, что свидетельствует об умеренном сезонном климате. Некоторые
исследователи сравнивают Сибирскую флористическую область с современными
бореальными лесами, условно называя "кордаитовой тайгой" [Дуранте,
1995]. Микроконтинент Амурия, включавший современное Приморье, Забайкалье
и северную Монголию, располагался,
очевидно, в этом же поясе к востоку от собственно Сибири. На это указывают
широкое развитие в пределах Амурии сибирской флоры [Дуранте, 1995] и высокобореальной
фауны [Грунт, 1995]. Флора сходная с сибирской известна в сакмарских отложениях
Канадского Арктического архипелага [Wnuk, 1996]. Это позволяет наметить продолжение
северного умеренного пояса в западной части Пангеи.
Сибирская часть Пангеи простиралась в ранней перми до весьма высоких широт:
75° с. п-ш. [Scotese, Langford, 1995]; 80° с. п-ш. [Ziegler et al., 1997;
1998]; около 68° с. п-ш. [Парфенов и др., 1999]. Если данные реконструкции
достаточно
точны, предполагаемая ширина северного умеренного пояса могла достигать 35°-45°.
При этом вплоть до Охотского массива, располагавшегося вблизи самой северной
точки Пангеи, наблюдаются, по данным М.В. Дуранте [1995], местонахождения
довольно однородной сибирской флоры. Некоторые исследователи склонны все
же подразделять
последнюю на южносибирскую и северосибирскую, которая отличалась меньшим
разнообразием [Wnuk, 1996]. В прилежащих морях на севере этого пояса отсутствовали
фузулиниды
[Leven, 1993] и конодонты [Wardlaw, 1995]. Учитывая это и огромную ширину
пояса, можно полагать, что климат в пределах этого пояса не был однородным
и становился
к северу заметно более холодным. Имеются отдельные указания о присутствии
ледовых или ледниковых отложений в нижней перми этого региона [Бобин, 1940;
Андрианов,
1966]. Впрочем, их генезис оспаривается [Вихерт, 1957]. Во всяком случае
он не является достаточно доказанным [Чумаков, 1994]. Выделить по этим указаниям
северный ледниковый пояс не представляется возможным. По-видимому, на севере
Сибири в ранней Перми преобладал умеренно-холодный климат, а если ледники
спорадически
и возникали, то имели локальное развитие.
Шельфовые моря рассматриваемого пояса характеризовались высокобореальной
фауной беспозвоночных [Грунт, 1995], которая
отличалась малым разнообразием, отсутствием колониальных кораллов, фузулинид
и других тепловодных форм, присутствием таксонов, имеющих биполярное распространение
[Устрицкий, 1993; Sci, Grunt, 2000 и др.]. Лишь в западной части, вблизи
южной границы пояса встречалась более теплолюбивая низкобореальная фауна
[Грунт,
1995].
| * Рассматривая засушливые зоны прошлого мы используем термин семиаридный, следуя определениям и классификации, использовавшимся в картах изданных ООН [Шантц, 1958]. |
Южный умеренный семиаридный пояс средних широт. В конце
сакмарского - начале артинского веков в южных средних широтах, между 40°-45°
и 50°-55° ю. п-ш.,
на территории освободившейся от оледенений, возник узкий семиаридный* пояс
шириной в 5°-15°, в котором на суше накапливались терригенные, преимущественно
красноцветные отложения, в некоторой степени карбонатные (рис. 92, см. вклейку
IV). Среди них значительную роль играли аллювиальные и озерные образования,
а также конуса выноса временных потоков. Обстановки седиментации, благоприятные
для угленакопления, отсутствовали. Эти признаки позволяют считать, что климат
пояса был в целом засушливым, с короткими влажными сезонами, во время которых
возникали временные, ветвящиеся и блуждающие потоки, а также заполнялись
или пополнялись водой озерные котловины. Соотношение аллювиальных и озерных
фаций
в разрезах этих отложений меняется, что указывает на многолетние и многовековые
колебания влажности. Температурный режим пояса был, по-видимому, весьма умеренным.
Об этом говорит его близость к ледниковым центрам, эпизодически возникавшим
в соседнем с юга умеренно-холодном поясе, а также присутствие айсберговых
отложений в бассейне Парана [Santos et al., 1996]. Данное заключение подкрепляется
находками глоссоптериевой флоры на суше [Wnuk, 1996], широким развитием нотальной
фауны в шельфовых морях [Грунт, 1995], большой редкостью или полным отсутствием
конодонтов [Wardlaw, 1995] и промежуточным положением пояса между умеренно-холодным
и ярко выраженным теплым аридным поясом.
Северный теплый семиаридный пояс низких широт. В отличие
от южного, северный семиаридный пояс был достаточно широким (15°-20°) и размещался
в средних
и низких широтах. В ассельский век он располагался между 40°-45° и 15°-30°
с.
п-ш. (рис. 91, см. вклейку IV),
а в конце сакмарского - начале артинского веков слегка расширился в южном
направлении, особенно в Евразийском секторе (рис. 92). Позже, в кунгуре,
пояс слегка сместился к северу. В пределах этого пояса на суше формировались
красноцветные
терригенные, часто известковистые аллювиально-озерные отложения. Вдоль побережий
озер, внутренних и шельфовых морей в составе этих отложения отмечаются себховые
образования и каличе. В Южном Казахстане, с ними связаны толщи континентальных
сульфатно-натриевых солей. Последние указывают на чередование теплых влажных
сезонов с холодными сухими. И.К. Жеребцова [1977] оценивает температуры формирования
этих солей в теплые сезоны - в 20°-30 °С, а в холодные -от -5° до -15 °С.
Это достаточно широкие пределы температур приблизительно определяют климат
пояса
в пределах от умеренно-прохладного до субтропического. Более определенно
они указывают на его сезонность: муссонный тип увлажнения и большую годовую
амплитуду
температур, т.е. на признаки континентальности. Такие холодные зимы, не
типичны ныне для столь низких широт и не совсем вяжутся с представлениями
палеоботаников
об особенностях флоры этого пояса. Для него в ранней перми была характерна
кордаито-хвойно-птеридоспермовая растительность субангарского типа, которая
содержала элементы тропических и сибирских флор и была связана с безугольными
красноцветными отложениями. Соотношение тропических и сибирских форм в субангарской
флоре менялось и в ранней перми количество последних возросло [Дуранте, 1995],
что может свидетельствовать о некотором похолодании. В целом состав субангарской
флоры, по мнению палеоботаников, говорит о теплом засушливом климате [Мейен,
1987; Дуранте, 1995] и открытых ландшафтах. Данное заключение хорошо согласуется
с отмеченным выше характером континентальных отложений и составом морских
отложений во внутренних и краевых эпиконтинентальных морях пояса. В них
на востоке Русской
платформы, в южной части Баренцового моря и на севере Канадского Арктического
архипелага формировались гипсоносные эвапорито-карбонатные платформы, иногда
весьма обширные с окаймляющими рифовыми постройками. На юго-западе Баренцева
моря (бассейн Оттар и др.) встречаются соленосные отложения [Breivik et al.,
1995; Stemmerik, Worsley, 1995]. В морях обитала преимущественно умеренно-теплолюбивая
фауна низкобореального типа и лишь в южной части пояса, в Восточноевропейском
море, отмечается средеземноморская фауна [Грунт, 1995]. Типичными рифостроителями
в
северной части рассматриваемого пояса были Palaeoaplysina [Beauchamp,
1995; Stemmerik, Worsley, 1995; Kiessling et al., 1999], которые, согласно
последним
данным, обитали в умеренно-теплых водах и были распространены преимущественно
между 25° и 40° с. п-ш. Только на западном побережье Северной Америки они
распространялись до 15° с. п-ш., как полагают, вдоль берегового холодного
антициклонического
течения Панталласа [Kiessling et al., 1999]. Это предположение хорошо согласуется
с продвижением в этом регионе к югу субангарской палинофлоры [Utting, Piasecki,
1995]. Перечисленные признаки позволяют выделять северный семиаридный пояс
в североамериканском секторе Пангеи. На юге евразийской части пояса главными
рифостроителями были водоросли.
| * Мы называем здесь аридными как собственно аридные, так и экстрааридные зоны, поскольку по имеющимся геологическим данным очень трудно разделить их в согласии с классификацией, использованной в картах, изданных ООН [Шантц, 1958]. |
Северный низкоширотный аридный пояс. Южную часть Лавразийского
сектора Пангеи до центрального горного пояса занимал обширный аридный* пояс
(рис. 91, 92).
В ассельский век он простирался на западе от 15° с. п-ш. почти до экватора,
а на востоке от 25°-30° с. п-ш. до побережья Палеотетиса. В конце сакмарского
- начале артинского веков северный аридный пояс Пангеи располагался между
экватором и 15°-20° с. п-ш. В это время, расширяясь в южную сторону, вдоль
восточной
окраине суперконтинента он соединился с южным аридным поясом (рис. 92). В
конце раннепермской эпохи пояс еще немного расширился в северном направлении.
Восточнее,
на берегах Палеотетиса, северный аридный пояс сужался и, по-видимому, выклинивался.
На суше в пределах пояса отлагались красноцветные терригенные, часто гипсоносные
себховые и дюнные эоловые отложениям. На юго-западе Московской синеклизы,
в Днепровско-Донецкой впадине и на западе Северной Америки, в Денверской,
Юлезбургской
впадинах и в бассейне Супай, формировались соленосные толщи. В кунгурский
век, площади и масштабы соленакопления в пределах северного аридного пояса
значительно
увеличились. Соленосные отложения в это время накапливались в бассейнах Анадаркском,
Канзасском, Юлезбургском, Виллистонском, Западно-Техасском и Северо-Мексиканском
на западе Северной Америки, в Центрально-Европейском и Восточно-Европейском
бассейнах (гл. 8). На юге Восточно-Европейского
бассейна, в центральных частях Прикаспийской впадины, первичная мощность
кунгурской соленосной толщи
оценивается в 4 - 5 км.
Для рассматриваемого пояса была характерна сравнительно обедненная теплолюбивая
ксерофитная еврамерийская растительность, в значительной мере состоявшая
из хвойных [Мейен, 1987; Wnuk, 1996]. Споро-пыльцевые комплексы пояса часто
содержат
пыльцу пустынных и полупустынных растений [Utting, Piasecki, 1995]. На аридный
климат указывают характер осадконакопления в прилежащих шельфовых морях,
где в течение ранней перми формировались прибрежные гипсоносные себхи, обширные
карбонатные и эвапорит-карбонатные платформы (гл.
8, [Жарков, Чумаков, 2001]).
О том, что эти моря были весьма теплыми, говорит обитавшая в них тропическая
фауна [Грунт, 1995].
Южный аридный пояс низких и средних широт. В Южном полушарии
ассельский аридный пояс, характеризовавшийся развитием красноцветных терригенных,
часто гипсоносных
себховых и дюнных эоловых отложений, был несколько шире, чем в Северном полушарии
и охватывал, главным образом, низкие широты (между 10° и 30° с. п-ш.). Как
уже отмечалось, на западе, в Южной Америке в это время он граничил почти
непосредственно с ледниковым поясом, а на востоке - с умеренным. После отступления
ледников
в конце сакмарского - начале артинского веков Южный аридный пояс сильно расширился
и располагался между 0°-15° и 40°-45° ю.п-ш., охватив значительную часть
средних широт. В Южной Америке в его пределах существовали большие Перуано-Боливийский
солеродный бассейн и Амазонский эвапоритовый бассейн. На востоке пояса располагались
обширные Аравийская и Северо-Итальянская эвапоритово-терригенно-карбонатные
зоны (гл. 8). Таким образом, южный аридный .пояс стал почти в два раз шире
северного и в целом находился значительно дальше от экватора (рис. 92).
В начале раннепермской эпохи растительность и палинокомплексы пояса характеризовались
главным образом смешанным составом: евромерийско-катазиатским на севере и
евромерийско-гондванским на юге [Broutin et al., 1990; Wnuk, 1996]. После
расширения пояса его палеофитогеография
стала еще более сложной, что естественно при его огромной ширине и протяженности.
В северной части пояса (Северная Африка) отмечается еврамерийская флора,
которая южнее (Центральная
Африка) смешивается с гондванской, а несколько восточнее (Турция) - с гондванской
и катазиатской флорой [Мейен, 1987; Broutin et al., 1990; Wnuk, 1996]. Последнее
свидетельствует, по-видимому, о некотором повышении влажности в восточной
приокеанической части центральной Пангеи. Южная часть рассматриваемого пояса
почти целиком
принадлежала к Гондванскому флористическому царству. Здесь выделяется весьма
протяженная область, в которой рассеяны местонахождения флоры, именуемой "австрало-афро-американской" [Wnuk,
1996]. Она содержала древовидные папоротники и ликоподы, наряду с глоссоптерисовыми
элементами и, как предполагается, принадлежала к теплолюбивому типу. Ее местонахождения
расположены вблизи областей накопления гипсоносных себх и дюнных песков.
Это наводит на мысль, что эта флора была связана с оазисами. Более прохладные
пустынные
условия отражает растительность, известную под названием "аргентино-бразильской
пустынной флоры" [Wnuk, 1996]. Она произрастала на крайнем юго-западе
южного аридного пояса, вблизи соле- и гипсоносных бассейнов, у самой границы
с умеренным семиаридным поясом. Некоторые остатки хвойных, принадлежавших
к этой флоре, были обнаружены в эоловых песках. Таким образом, внутри южного
аридного пояса Пангеи намечается определенная климатическая дифференциация
от теплого климата на севере до умеренно-теплого и, по-видимому, даже умеренного
на юге.
Восточное продолжение южной аридной зоны можно проследить в южной части Тетиса
на микроконтинентах, располагавшихся в юго-восточной части Киммерийской дуги,
где известны красноцветные отложения (блок Чангтан), евромерийская и австро-афро-американская
флора (Бирмо-Малаккский блок и Новая Гвинея, соответственно) [Wnuk, 1996].
В шельфовых и внутренних морях, примыкавших к рассматриваемому поясу, в ранней
Перми формировались прибрежные гипсоносные себхи (гл.
8). Морская биогеография
этих морей была, также как и континентальная, достаточно сложной. На западной
окраине пояса, в андийской зоне, преобладала тропическая ("палеоэкваториальная")
фауна, а восточнее, в Амазонском бассейне и вблизи Аравийского блока - нотальная
("гондванская") [Грунт, 1995; Grant, Shi, 1997].
Пояс экваториального горного климата. В центре Пангеи, между
северным и южным аридными поясами, располагался огромный пояс молодых герцинских
гор, напоминающий
Гималаи, который образовался при коллизии
Лавразии с Гондваной и пересекал Пангею почти от океана до океана. Средняя
высота гор, по данным математического моделирования, оценивается в Аппалачских
хребтах около 4500 м, а в Варисских - 3000 м [Fluteau et al., 2001]. В ранней
перми этот пояс занимал в основном южные приэкваториальные широты (5°-10°
ю. п-ш.). В самом начале эпохи (в "отэне" и раннем вольфкемпе)
в пределах пояса еще сохранялись узкие морские заливы. На западе вдоль северного
фронта
Уачито-Маратонского орогенного пояса простирался морской прогиб Вел-Верде,
в котором отложились терригенные глубоководные, частично турбидитные отложения
(гл. 8). На восточной окраине
горного пояса морской залив заходил в пределы Северной Африки, охватывая
северную часть бассейна Мзаб-Радамес (Южный Тунис),
где накопилась мощная толща песчано-глинистых и карбонатных отложений (гл.
8). В ассельское время к северо-западу от горной страны располагалась
широкая аллювиальная озерно-болотная равнина, на которой накапливались торфа,
превратившиеся
позже в угли, и обитали пресноводные острокоды, рыбы и водные амфибии. Присутствие
брахиопод указывает на эпизодические морские инвазии или, по меньшей мере,
на частичное осолонение бассейнов. В засушливые периоды на равнине, особенно
в ее южной части, накапливались аллювиальные красноцветы.
В предгорных и многочисленных межгорных впадинах центральной и восточной
частях горного пояса формировались вулканогенные, аллювиально-озерные сероцветные
и красноцветные отложения. На территории Франции, во впадине Отэн, ассельские
(отэнские) отложения представлены сероцветными и черными известковистыми
и
битуминозными сланцам, флювиальными, частично пестроцветными, комплексами
и вулканическими пеплами с характерной флорой, ассоциирующей с пресноводными
водорослями, скопления которых образовали сапропелевые угли. Формирование
этих отложений происходило в условиях жаркого и влажного климата [Cassinis
et al.,
1995]. Такие же гумидные обстановки превалировали в Пиренеях и на юго-востоке
Франции, и где отмечены угленосные отложения [Cassinis et al., 1995]. На
Иберийской плите в межгорных впадинах формировались аллювиально-озерные красноцветные
породы, чередующиеся с серыми и черными терригенными отложениями и вулканогенными
образованиями. Почти во всех впадинах установлены угли. На территории южных
Альп, в Италии раннепермские отложения выполняют ряд глубоких грабенов (бассейны
Оробик, Вал-Трампиа, Тионе, Бальзано и др.). Они представлены вулканогенными,
флювиальными и озерными комплексами,
образование
которых происходило в теплом и умеренном семиаридном климате, с чередованием
теплых и сухих периодов [Cassinis et al., 1995]. При таком же климате накапливались
красноцветные угленосные континентальные отложения в южных районах горного
пояса на северо-западе Африки, в межгорных впадинах Тиддас, Аргана, Оурика,
Чаугран, Хаоуз, Уэд-Зфе и др. [Жарков, Чумаков, 2001].
В целом, можно сказать, что в предгорных и межгорных впадинах экваториального
горного пояса в начале ранней перми местный климат был весьма разнообразным
и зависел от орографических особенностей территорий. Угленосные отложения,
часто встречающиеся во впадинах, указывают на достаточно широкое распространение
теплого гумидного климата, который иногда чередовался с семиаридным. Красноцветные
отложения отэна могли накапливаться в дождевой тени гор. На восточной и западной
окраинах пояса преобладал, по-видимому, семиаридный климат перемежавшийся
с влажным. В горах существовала соответствующая таким климатом вертикальная
климатическая
зональность с горными лесами, лугами и степями, аналогичными тем, которые
наблюдаются в современном экваториальном и тропическом климате. Связанная
с отэном еврамерийская
флора содержала гондванские, а также значительное количество жарко- и влаголюбивых
экваториальных катазиатских элементов [Broutin et al., 1990; Wnuk, 1996].
Позднее, в позднесакмарско-артинское время в результате продолжавшегося
общего поднятия
горной страны, последние морские бассейны замкнулись и окончательно сформировалась
горная страна Центральной Пангеи. Одновременно климат стал более сухим, семиаридным
и аридным. В предгорьях и межгорьях пояса стали преобладать красноцветные
отложения, нередко с горизонтами карбонатных, частично оглееных почв, каличе
и гипсами
[Mader, 1992; Cassinis et al., 1995]. Можно полагать, что вертикальная климатическая
зональность региона стала приближаться к внутриконтинентальной аридной [Жарков,
Чумаков, 2001].
Тропико-экваториальный жаркий гумидный пояс. Этот пояс охватывал
океан Палеотетис, его побережья, а также микроконтиненты Катазии и северной
части Киммерийской
дуги, окружавшие океан с востока и юга (рис. 91, 92). В самой широкой восточной
части пояс на протяжении ранней перми простирался почти от 30° с. п-ш. до
30° ю. п-ш., занимая все тропические и экваториальные широты. С формальной
точки зрения, называть поясом эту изометричную в плане
область можно лишь условно, но по сути, эта огромная климатически, седиментационно
и биогеографически достаточно однородная территория, мало отличается от
других климатических поясов, так как основные ее признаки тоже были обусловлены
широтным
и географическим положением и орографией. В этот пояс объединены восточные
островные и приокеанические гумидные зоны экваториального, северного и южного
тропических поясов, которые значительно более схожи между собой, чем с западными
континентальными секторами этих трех поясов.
На суше в пределах рассматриваемого тропико-экваториального пояса имеются
многочисленные признаки жаркого и влажного климата: каменные угли, бокситы
[Жарков, Чумаков,
2001] и богатая катазиатская растительность [Wnuk, 1996]. В состав катазиатской
флоры входили характерные представители растений влажных тропиков: древовидные
лепидодендроны и хвощи, а также гигантоптерисы, представлявшие лианы или
вьющиеся растения [Ziegler, 1990]. Катазиатская фитохория не была абсолютно
однородной,
что представляется вполне естественным, если учесть ее огромную ширину и
преимущественно островной характер суши. В пределах катазиатской дуги в настоящее
время различается
три флористические области, которые занимают разное широтное положение: Северо-
и Южнокитайская области на противоположных концах Катазиатской дуги и небольшая
промежуточная между ними область Ксю-Хуаи-Ю [Wnuk, 1996]. Представляется,
что такая палеофитогеографическая дифференциация, развившаяся на протяжении
раннепермской
эпохи [Wang et al., 1998], отражала не только островную изоляцию флоры, но
и широтные климатические различия внутри пояса. На эту мысль наводит то,
что низкоширотная Южнокитайская палеофлористическая область, включавшая Южнокитайский
и Индокитайский микроконтиненты, протягивалась в широтном направлении далеко
на запад, до Центрального Ирана и Северо-восточной Аравии, отделенных от
Катазиатской
дуги несравненно большими расстояниями, чем блоки Катазии между собой. Это
заключение подкрепляется некоторыми палеоботаническими исследованиями, указывающими
на увеличение влажности пермского климата в пределах Катазиатской дуги с
севера на юг [Zo, 1999]. В западной части пояса, на стыке разных фитохорий,
встречается смешанная евромерийская флора с гондванскими и южнокатазиатскими
элементами [Broutin et al., 1990; Wnuk, 1996].
В прилежащих к суше морях в пределах пояса формировались обширные карбонатные
платформы с рифовыми постройками и разнообразной тетической фауной [Leven,
1993; Грунт, 1995; Grant, Shi, 1997]. Характерно, что в ассельский век карбонатные
платформы и рифы, имевшие очень широкое распространение в низких и части
средних широт Северного полушария (до 45° и 40° с. п-ш.), в Южном полушарии
не встречались
на западе южнее 27° ю. п-ш. и 15° ю. п-ш. на востоке (рис. 91) [Kiessling
et al., 1999]. Таким образом, во время ассельского ледникового максимума
широтный
диапазон распространения карбонатных платформ и рифов в Южном полушарии были
соответственно в два и два с половиной раза уже, чем в Северном полушарии
и чем в Южном полушарии на протяжении остальной части ранней перми (сравните
рис. 91 и 92). Это свидетельствует о том, что влияние ледникового пояса распространялось
вплоть до южной части тропико-экваториального пояса. Оно могло выражаться
в
некотором общем охлаждении этого региона и/или поступлении холодных и слегка
замутненных ледниковых вод. Сходная, хотя и не столь резкая, асимметрия наблюдается
в распространении ассельско-сакмарских конодонтов: в Северном полушарии они
встречались в то время до 35°, а в Южном - только до 29° п-ш.
12.2. Климатическая зональность поздней перми
В самом начале позднепермской эпохи климатическая зональность в общих чертах
напоминала зональность, существовавшую в конце ранней перми. К концу казанского
- началу татарского веков заметно уменьшилась ее асимметрия относительно
экватора, что проявлялось в сходной последовательности поясов в обоих полушариях
(рис.
93, см. вклейку IV). В тоже время ширина одноименных поясов, их широтное
положение и климатические параметры по-прежнему заметно различались. Обзор
климатической
зональности поздней перми начнем тоже с высоких широт.
Северный умеренно-холодный пояс высоких широт. Этот пояс
хорошо выделяется на севере Евразии по широкому развитию в верховьях р. Колымы
ледовых и марино-гляциальных
отложений атканской свиты [Эпштейн, 1972; Чумаков, 1994]. Сходные образования
(диамикты) отмечались в западной
и южной части Верхоянского складчатого пояса (дулгалахская серия). [Андрианов,
1966; 1985 и др.] и на Омолонском массиве (гижигинская свита) [Кашик и др.,
1990]. Ранее эти свиты считались позднеказанскими, но по современным представлениям,
обоснованным главным образом палеомагнитными данными, они имеют раннетатарский
возраст [Кашик и др., 1990; Котляр, 1997]. В бассейне верхней Колымы и к
востоку от Омолонского массива диамикты отмечены также в вышележащем хивачском
горизонте,
относимом к верхней части татарского яруса [Бяков, 2000]. Помимо ледовых
и марино-гляциальных отложений, на сравнительно холодный климат этого пояса
указывает
развитие в его пределах обедненной сибирской растительности (Верхоянский
палеофлористический округ) [Дуранте, 1995], Северо-сибирский регион [Wnuk,
1996], а в окружающих
его морях - присутствие высокобореальной фауны беспозвоночных [Грунт, 1995]
и отсутствие конодонтов [Wardlaw, 1995]. Геологические и палеонтологические
данные хорошо согласуются с палеомагнитными и геодинамическими реконструкциями,
в соответствии с которыми рассматриваемый пояс располагался между 60° и 75°
с. п-ш. [Храмов и др., 1982; Scotese, Langford, 1995; Парфенов и др., 1999]
или 70° и 87° с. п-ш. [Ziegler et al., 1998]. Татарскому похолоданию, обусловившему
формирование ледовых и марино-гляциальных отложений, предшествовал, по-видимому,
несколько более теплый климат в уфимский и казанский веса, так как на Омолонском
массиве гижигинская свита залегает на омолонской свите, сложенной известняками.
В фаунистическом комплексе последней преобладают пелециподы колымии*, брахиоподы,
мелкие фораминиферы, мшанки, одиночные ругозы [Ганелин, 1984].
| * Колымии местами образуют биостромы - "колымиевые рифы" [Ганелин, 1997]. |
Доминирующие
группы указывают на бореальный [Устрицкий, 1993] или даже высоко-бореальный
состав омолонской фауны [Грунт, 1995]. Некоторые содержащиеся в омолонской
свите формы имеют биполярное распространение, например атомодесмы, спирифереллы,
уралоцерасы и др., широко известные в южном умеренно-холодном поясе [Shi,
Grant, 2000 и др.]. Все это позволяют думать, что известняки омолонской свиты
могли
отлагаться в умеренно-холодных водах, подобно пермским известнякам юго-восточной
Австралии и Новой Зеландии [Руннегар, 1984] или сходным по составу казанским
отложениям Свердрупского бассейна Канады
[Beauchamp, 1995; Beacuhamp, Theriault, 1994]. Биогенные карбонатные осадки
накапливаются сейчас в заполярных Норвежском и Баренцевом морях [Freiwald,
1998]. Отложению высокоширотных смоленских известняков могло способствовать
также умеренно-теплое течение антициклонического круговорота, аналогичное
современному Северо-Тихоокеанскому, существование которого предполагается
в Панталассе
[Kiessling et al., 1999] и ответвления которого могли в периоды потеплений
достигать северо-западных окраин Пангеи. Небольшие потепления эпизодически
случались и во второй половине татарского века. На это указывают отдельные
пласты каменных углей, встречающиеся в западном Верхоянье в верхней части
дулгалахской серии [Ганелин, 1984].
Южный умеренно-холодный пояс высоких широт. Данный пояс
устанавливается между 70°-75° и 90° ю. п-ш. по развитию верхнепермских угленосных
отложений, которые
в юго-восточной Австралии содержат следы айсбергового и ледового разноса
в уфимских, казанских [Crowell, Frakes, 1971; Dickins, 1996; Eyles et al.,
1997
и др.] и татарских отложениях [Veevers et al., 1994]. В татарских отложениях
здесь же отмечаются лесные почвы со следами многолетней мерзлоты и соответственно
остатки корней сходных с гангомоптерисовыми [Retallack, 1999 b]. В тоже
время угленосные отложения в Трансантарктических горах [Retallack, Krull,
1999; Isbell
et al, 1997] и юго-восточной Австралии [Retallack, 1999a] содержат очень
многочисленные горизонты довольно зрелых гумидных почв и остатки глоссоптерисовой
флоры. В
Австралии угленосные отложения формировались на низменностях в заболоченных
лесах, состоявших главным образом из глоссоптерисов, характерных для умеренного
климата. В Антарктиде торф тоже накапливался на периодически заболачивающихся
озерно-аллювиальных равнинах, на которых произрастали Glossopteris [Isbell,
Guneo, 1996]. В межугольных пластах в районе моря Росса встречаются "дропстоуны" с
явными следами ледниковой обработки, что свидетельствует о недалеком переносе
ледниковых камней сезонными льдами [Smith et al., 1998]. Сочетание всех этих
признаков указывает на то, что при преобладающем умеренном климате в пределах
пояса часто происходили значительные похолодания, приводившие к возникновению
ледников и образованию сезонных льдов. В юго-восточной Австралии в самом
конце позднепермской эпохи климат временами приближался к субарктическому.
По мнению
Г. Реталлака, некоторые угли сформировались в болотах, близких к современным
шнурковым болотам [Retallack, 1999 а], которые характерны для тундр севера
Западной Сибири
и низменностей, окружающих Гудзонов залив. Моря, омывавшие юго-восточную
Австралию
в поздней перми, с точки зрения Б. Руннегара, относились к наиболее холодноводной
Тихоокеанской провинции Нотальной области [Руннегар, 1984].
Данные о холодно-умеренном климате в высоких южных палеоширотах хорошо согласуются
с многочисленными палеомагнитными данными палеогеографическими реконструкциями,
указывающими на то, что юго-восточная Австралия и Трансантарктические горы
располагались в интервале палеоширот от 70° до 90° [Scotese, Langford, 1995;
Ziegler et al., 1997].
Северный умеренный гумидный пояс средних широт. В северном
полушарии умеренный гумидный пояс располагался приблизительно между 60° и
40° с. п.-ш. (рис.
93). В Азии он охватывал южную часть северного угленосного пояса [Жарков,
Чумаков,
2002] и совпадал с большей южной частью Сибирской флористической области,
ее Тунгусским округом и Таймыро-Кузнецкой подобластью. Последняя включала
и Амурию,
которая примыкала, очевидно, к Сибири с востока. В шельфовых морях, располагавшихся
в рассматриваемом поясе, преобладала низкобореальная фауна [Грунт, 1995],
которая позволяет проследить северный умеренный пояс в западном направлении
до Канадского
Арктического архипелага и северной Аляски. Высокобореальные ассоциации шельфовой
фауны были отмечены в позднепермских отложениях пояса лишь вблизи его северной
границы, в районе п-ва Таймыр. Казанские отложения окраин Свердрупского бассейна
представлены биогенными шельфовыми известняками, содержащими мшанково-эхинодермово-брахиоподовый
комплекс фауны. На основании литологических и фаунистических особенностей,
а также присутствия "дропстоунов" в прибрежных терригенных фациях
эти отложения интерпретируются как в основном умеренно-холодноводные [Beauchamp,
Theriault, 1994; Beauchamp, 1995]. Редкие "дропстоуны" в прибрежных
отложениях, скорее всего, говорят о эпизодических сезонных льдах, образование
которых не исключено и в типичном умеренном климате. Вышележащие отложения
Свердрупского бассейна, коррелируемые с татарскими, представлены спикуляритами
в глубоководных и мелководных шельфовых фациях. Это рассматривается как признак
холодного, даже полярного климата в конце перми [Beauchamp, 1995]. Такая
интерпретация не совсем вяжется с присутствием в этом регионе низкобореальной
фауны беспозвоночных,
находками пермских конодонтов в северной Канаде [Wardlaw, 1995], а также
с положением рассматриваемого пояса между умеренно-холодным и теплым семиаридным
поясами. Сам же факт некоторого похолодания на севере Канады хорошо согласуется
с небольшим перемещением Пангеи в перми к северу [Scotese, Langford, 1995;
Ziegler et al., 1997; 1998].
Южный умеренный гумидный пояс высоких широт. В южном полушарии
к северу от умеренно-холодного пояса, в поздней перми, между 75° и 60°-55°
ю. п.-ш. прослеживается
узкий (15°-20°) широтный пояс с многочисленными месторождениями углей и местонахождениями
глоссоптерисовой флоры. Кольца роста и послойные скопления опавших листьев
указывают на сезонность климата и листопадность глоссоптерисовых лесов [Retallack,
1980]. Фауна шельфовых морей этого пояса, относимая к Индийской провинции
Нотальной области, характеризовалась сравнительно тепловодными формами и
содержала некоторые
тетические элементы [Руннегар, 1984]. В то же время в пределах рассматриваемого
пояса не обнаружено признаков морозного климата. Поэтому имеются все основания
квалифицировать климат этого пояса как умеренный и гумидный.
Северный теплый семиаридный пояс. В начале позднепермской
эпохи этот пояс располагался между 40° и 25° с. п-ш., сужаясь в восточной
части, вблизи побережья
Палеотетиса
(см. рис. 93). Позднее его северная граница медленно смещалась в более высокие
широты и он несколько расширился. В пределах Евразии для пояса были характерны
озерно-аллювиальные, в разной степени карбонатные, красноцветные терригенные
и эвапоритовые отложения, в том числе глаубериты, указывающие на чередование
засушливых холодных и теплых влажных сезонов (гл.
8). Среди этих отложений,
особенно часто в верхней части татарского яруса, встречаются красноцветные
и пестроцветные (красноцветно-глеевые) палеопочвы, с иллювиальными горизонтами,
обогащенными карбонатами [Перельман, Борисенко, 1999; Якименко и др., 2000].
Такие почвы указывают на семиаридный климат с короткими сезонными и многовековыми
периодами увлажнения. Иногда в татарском ярусе встречаются эоловые отложения
[Твердохлебов, Шминке, 1990]. Наземная растительность пояса, известная под
именем субангарской флоры и отличавшаяся значительным количеством хвойных
и теплолюбивых форм, тоже указывает на преобладание засушливого и достаточно
теплого климата
[Мейен, 1987; Дуранте, 1995]. Некоторые авторы предполагают, что этот климат
был средиземноморского типа [Ziegler, 1990]. Находки флоры, близкой к субангарской,
в северной Гренландии - казанской [Wagner et al., 1999], а на севере Канадского
Арктического архипелага - уфимской (роадской) [LePage et al., 1999], а также
палинологические данные [Utting, Piasecki, 1995], позволяют проследить северный
семиаридный пояс в пределах северной части Северной Америки (см. рис. 93).
Во внутренних морях пояса обитала низкобореальная фауна беспозвоночных [Грунт,
1995] и формировались карбонатные и эвапорит-карбонатные платформы.
Южный умеренный семиаридный пояс средних широт. На западе
Гондваны этот пояс располагался между 60° и 45°, а на востоке между 55° и
45° ю. п.-ш., немного
сужаясь в районе южного побережья Неотетиса. Здесь, по-видимому, сказывалась
близость океана. Наиболее ярко семиаридный климат пояса был выражен в южной
Африке, где у подножий возвышенностей формировались отложения конусов выноса,
аллювий и дельты ветвящихся временных потоков, а на равнинах - аллювий меандрирующих
рек, плейевые и озерные отложения [Жарков, Чумаков, 2002]. С озерными отложениями
иногда были связаны черносланцевые пачки и прослои карбонатов, а с аллювием
меандрирующих рек - примазки и тонкие прослои углей и сидеритовых пород.
Нередко встречаются красно- и пестроцветные породы, а также мощные (до 4
м) карбонатные
палеопочвы со следами корневых систем, ризоконкрециями и захоронениями в
норах мелких терапсид [Smith, 1990]. Некоторые палеопочвы напоминают каличе,
а другие
явно связаны с плейевыми низинами и обнаруживают трещины усыхания, хорошо
развитые глинистые кутаны и гипсовые розетки.
Рассматриваемый пояс характеризовался глоссоптерисовой и австрало-афро-американской
[Wnuk, 1996] умеренно-теплолюбивой растительностью, для которой были характерны
древовидные папоротники и плауновидные. Австрало-афро-американская флора,
отмеченная в Аргентине, Тибете и Новой Гвинее, указывает, по-видимому, на
несколько большее увлажнение этих районов, расположенных ближе к океану,
чем состоящая
главным образом из глоссоптерид растительность внутриконтинентальных районов
Южной
Африки. В шельфовых морях пояса обитала фауна беспозвоночных нотального типа
[Грунт, 1995]. Отсутствие среди них конодонтов [Wardlaw, 1995], возможно,
указывает на влияние холодных течений на органический мир этих морей.
Северный жаркий аридный пояс низких широт. К северу от подножья
горной области Центральной Пангеи (0°-15° с. п-ш.) до северных тропических
палеоширот (22°-25°
с. п-ш.) располагался северный аридный пояс. В пределах пояса на суше формировались
красноцветные алювиально-озерные отложения [Жарков, Чумаков, 2002]. С ними
были связаны многочисленные пласты карбонатных пестроцветных и красноцветных
палеопочв [Mader, 1992], местами гипсоносные себховые и эоловые отложения.
Во внутренних и краевых шельфовых морских бассейнах формировались эвапорит-карбонатные
платформы (см. рис. 93). Самым значительным и известным солеродным бассейном
в пределах рассматриваемого пояса был цехштейновый бассейн Европы. На суше
преобладала евромерийская макро- и палинофлора, а в морях - тетическая фауна.
Низкобореальная морская фауна почти на протяжении всей позднепермской эпохи
обитала лишь у северной границы пояса [Грунт, 1995].
Характер осадконакопления, растительности и фауны северного аридного пояса
позволяет думать, что он был довольно жарким. Преобладание жаркого климата
в пределах пояса хорошо согласуется с данными о его низкоширотном положении.
Южный аридный пояс низких и средних широт. Вдоль восточного
подножья горной области Центральной Пангеи северный аридный пояс протягивался
до экватора
и соединялся с огромным южным аридным поясом, который занимал большую северную
часть Западной Гондваны. Он протягивался от западного до восточного берега
суперконтинента между подножьем горной области Центральной Пангеи (0°-10°
ю.
п-ш.) и 45° ю. п-ш. Характер седиментации в нем был в общем сходен с таковым
в северном аридном поясе - преобладали красноцветные озерно-аллювиальные
отложения, часто гипсоносные себховые и эоловые. Находки растительных остатков
и палинофлоры
в пределах этого пояса достаточно редки. Они приурочены, по-видимому, к пермским
оазисам и долинам транзитных рек. На севере и востоке растительность была
близка к еврамерийской флоре, а на юге к гондванской или имела смешанный
еврамерийско-гондванский
характер [Broutin et al., 1990]. Еврамерийская позднепермская флора,
судя по ее облику, представляла растительность жаркого аридного климата,
а местами, возможно, сезонно-влажного климата [Wnuk, 1996]. В Южной Америке
произрастала
упоминавшаяся ранее аргентино-бразильская флора тоже пустынного облика [Wnuk,
1996]. Лишь на Аравийском полуострове, на крайнем юго-востоке пояса, в прибрежной
зоне Пангеи среди смешанной гондванско-еврамерийской растительности встречаются
элементы влаголюбивой катазиатской флоры [Broutin et al., 1995; Wnuk, 1996].
В шельфовых и внутренних морях, примыкавших к аридному поясу, формировались
карбонатные и карбонатно-эвапоритовые платформы. Вдоль всего восточного побережья
Пангеи была распространена тетическая фауна беспозвоночных [Грунт, 1995].
Только на юго-западе у южной границы пояса, в морских бассейнах Южной Америки
преобладали
нотальные формы. Здесь, видимо, сказывалось влияние южного холодного антициклонического
течения Панталасса.
Значительные палеофитогеографические и палеозоогеографические различия внутри
пояса на суше, а также большая ширина южного аридного пояса дают основание
думать, что климат его был достаточно неоднородным не только по влажности,
но и по температуре. На юго-западе климат приближался, по-видимому, к умеренному
и был более сухим, а на востоке, вдоль побережья - был более жарким и влажным.
Такие различия могли вызываться антициклоническим океаническим течением:
холодным южным у восточных берегов Панталассы, вдоль побережья Южной Америки,
и теплым
у западных берегов Тетиса, вдоль побережья Афро-Аравии.
Пояс экваториального горного климата. Горная область Центральной
Пангеи, судя по палеомагнитным данным, в поздней перми несколько сместилась
к северу.
Имея
северо-восточное простирание, она пересекала экватор и располагалась в приэкваториальных
широтах между 5°-10° ю. п-ш. и 12°-15° с. п-ш. В предгорьях и межгорьях горной
области по-прежнему формировались красноцветные отложения, нередко со следами
эоловой переработки, горизонтами карбонатных, частично оглееных почв, каличе
и гипсами, следами тетрапод [Mader, 1992; Cassinis et al., 1995], а также
редкими остатками аридной еврамерийской флоры. Можно предполагать поэтому,
что, если в горах Центральной Пангеи и выпадали обильные осадки, как следует
из большинства математических моделей позднепермского климата [Kutzbach,
Ziegler, 1993; Barren, Fawcett, 1995; Rees et al., 1999], то текущие с
гор реки в большинстве своем пересыхали у их подножий или транзитом пересекали
пустыни.
Тропико-экваториальный жаркий гумидный пояс. В верхней перми
этот пояс охватывал сузившийся океан Палеотетис, большую часть расширившегося
за его счет океана
Неотетис, разделявшие и обрамлявшие оба океана острова, а также северо-западное
и часть юго-западного побережья этих океанов. По сравнению с ранней пермью
пояс несколько расширился в южном направлении, за счет того, что возникло
теплое антициклоническое течение в Неотетисе. Таким образом, в самой широкой,
восточной
своей части, этот пояс частично занимал, по-видимому, средние южные широты
(см. рис. 93). Среди континентальных осадков, накапливавшихся в пределах
рассматриваемого пояса, имеются многочисленные признаки жаркого и влажного
климата: бокситы,
богатая катазиатская растительность [Wnuk, 1996] и каменные угли. В южном
Китае исходный материал для углей накапливался в значительной мере в приливных
зонах
карбонатных платформ, в мангровых болотах [Shao et al., 1998]. Карбонатные
платформы имели широкое распространение в морях, прилежащих к Пангее, вокруг
микроконтинентов и на затопленных микроконтинентах Тетиса. Моря пояса характеризовались
в течение большей части позднепермской эпохи весьма разнообразной теплолюбивой
(тетической) фауной [Leven, 1993; Грунт, 1995; Grant, Shi, 1997]. В конце
эпохи в результате глобального похолодания в Тетис стали проникать бореальные
формы
фауны, а разнообразие тетической фауны стало сокращаться и в конце перми
рифовый фаунистический комплекс сохранился лишь в восточном Тетисе и на прилежащих
окраинах Панталассы [Kozur, 1998].
12.3. Климатическая зональность в начале триаса
На рубеже границы перми и триаса произошло сильное глобальное потепление.
Об этом свидетельствует исчезновение ледников в полярных областях и продвижение
в высокие широты теплолюбивой флоры. Изменение климата было очень быстрым
и
привело к существенной перестройке климатической зональности. Ледниковый
климат на Земле сменился безледниковым и произошла еще большая аридизация
Пангеи.
Зональность при этом стала значительно более симметричной (рис. 94, см. вклейку
IV), что позволяет рассматривать климатические пояса северного и южного полушария
совместно.
Северный и южный умеренные гумидные пояса высоких широт. В
высоких широтах северного полушария потепление было особенно резким. На севере
Лавразии,
в Сибири, пермская кордаитовая флора умеренно-холодного климата была замещена
раннетриасовой хвойно-папоротниковой флорой, которая свидетельствует об
экспансии
папоротников катазиатского, тропического происхождения далеко на север до
Таймыра и Приверхоянья [Добрускина, 1982], т.е. до палеоширот 70°-75°. В
палинофлоре
этих регионов доминировали споры влаголюбивых растений [Ярошенко, 1997].
Поэтому можно считать, что климат северной Сибири стал в начале триаса умеренно-теплым
[Ziegler et al., 1993], если не "тропическим" [Dobruskina, 1994],
и преимущественно гумидным (см. рис. 94). Одновременно в пределах Евразии
существенно уменьшилась общая палеофитогеографическая дифференциация и понизился
ранг
выделяемых здесь фитохорий. Вместо трех пермских флористических царств в
раннем триасе Северной и Центральной Евразии выделяется лишь одно Лавразийское
царство,
разделенное по листовой флоре на две флористических области: Ангарскую и
Еврамерийскую [Добрускина, 1982]*, а по палинофлоре на три области: Ангарскую,
Субангарскую
и Еврамерийскую [Ярошенко, 1997].
| * Позже они были переименованы ею соответственно в Сибирскую и Евро-Синийскую флористические области [Dobruskina, 1994]. |
Пояс умеренно-теплого климата занимал северную
часть Ангарской области. Продвижение теплолюбивой флоры на север и ослабление
флористической дифференциации отражали существенное уменьшение широтного
климатического градиента в Лавразии, которое обусловило более постепенные
переходы между всеми
климатическими поясами.
В юго-восточной Австралии и Антарктиде раннетриасовое потепление проявилось
в смене умеренно-холодного климата на "умеренно-прохладный", что
определялось по характеру растительности и палеопочв [Retallack, 1999b; Retallack,
Krull, 1999]. Учитывая то, что в предшествующий татарский век в Антарктиде
располагались центры оледенений, можно думать, что амплитуда потепления в
южных высоких широтах была тоже значительной. По оценкам в юго-восточной
Австралии
она составляла 6-11 °С [Retallack, 1999b], что могло бы соответствовать перемещению
по широте приблизительно на 15°-20°.
Характерной особенностью обоих умеренных поясов Земли в раннем триасе было
полное прекращение процессов угленакопления. В северном умеренном поясе это,
по крайней мере частично, могло вызываться эпизодическим, возникновением
засушливых
обстановок, на что указывает присутствие пачек красноцветных отложений
[Садовников, Орлова, 1997 и др.] и примесь пыльцы ксерофильных растений [Ярошенко,
1997].
Южный умеренный пояс был, очевидно, несколько более гумидным. Здесь в низах
триаса встречаются углистые алевролиты, а красноцветные отложения появляются
со среднего триаса [McLoughlin et al., 1997; Retallack, Krull, 1999].
Северный и южный теплые семиаридные пояса средних и высоких широт. В
раннем триасе семиаридный климат распространился на средние и часть высоких
широт
(см. рис. 94). В результате этого оба семиаридных пояса Земли значительно
расширились и их ширина достигала 40°. Как и в позднепермское время, эти
пояса выделяются
по распространению характерных красноцветных, местами гипсоносных, озерных
и аллювиальных отложений, среди которых значительную роль играли отложения
временных и блуждающих потоков, а также озер с непостоянной береговой линией
и сезонных озер [Жарков, Чумаков, 2002]. Нередко в этих отложениях встречаются
карбонатные красноцветные и частично оглеенные, пестроцветные палеопочвы
[Чалышев, 1968; Твердохлебов, 1996; Beauchamp, 1995; Smith, 1990], а в Московской
синеклизе
- палыгорскитовые разновидности [Блом, 1972], которые в настоящее время довольно
обычны в полупустынных областях. В южном Приуралье отмечаются признаки существования
высокогорного оледенения в молодых герцинских Уральских горах [Твердохлебов,
1971].
Большая ширина семиаридных поясов обуславливала их климатическую неоднородность
и сложную фитогеографическую структуру. Это особенно наглядно видно на примере
лучше изученного северного семиаридного пояса. Северная его часть характеризовалась
ангарской умеренно-теплолюбивой и сравнительно влаголюбивой флорой, центральная
- смешанной ангарской и субангарской теплолюбивой, частично ксерофитной макро-
и палинофлорой, а самая южная - смешанной субангарской и тропической аридной
еврамерийской палинофлорой [Ярошенко, 1997] и макрофлорой [Добрускина, 1982],
которая появляется здесь с оленекского века. Довольно постепенный переход
между фитохориями и климатическими поясами подтверждает распространенное
мнение о
том, что широтный температурный градиент в начале триаса был
незначительным [Вахрамеев, 1985]. Это согласуется с однообразием фауны индских
морских беспозвоночных, которые незначительно различались на всем пространстве
от Верхоянья и Гренландии до Гималаев [Дагис, 1976; Невесская, 1999; Kozur,
1998].
Северный и южный аридные пояса низких широт. В индском веке
эти пояса тоже несколько расширились, хотя и не столь сильно, как семиаридные
(рис. 94).
Аридный климат почти целиком охватил низкие широты обоих полушарий, за исключением
горной страны Центральной Пангеи и гумидной зоны Тетиса, которая существенно
сузилась в результате аридизации многих его побережий, а также Северокитайского
и части Южнокитайского микроконтинентов. Аридные пояса характеризовались
широким
распространением крас-ноцветных и пестроцветных пустынных, часто эоловых
(с ископаемыми дюнами) и гипсоносных себховых отложений на суше (гл.
8),
а также
эвапорит-карбонатных гипсоносных платформ в прилежащих шельфовых морях. В
континентальных отложениях очень часто встречаются карбонатные палеопочвы
и калькреты, красноцветные
и пестроцветные, со следами оглеения [Mader, 1992]. Примечательной особенностью
аридных и семиаридных поясов индского века является отсутствие бассейнов
соленакопления. При значительном увеличении общей площади засушливых областей
это явление представляется
труднообъяснимым.
О растительности, произраставшей в пределах рассматриваемых поясов, особенно
в самом начале триаса, из-за малого количества местонахождений есть лишь
скудные сведения. Индская палинофлора евромерийского облика обнаружена в
некоторых
районах северного аридного пояса [Ярошенко, 1997]. Больше найдено ископаемой
флоры в отложениях оленекского века [Dobruskina, 1994; Ярошенко, 1997]. Эта
флора, являющаяся типовой для раннетриасовой растительности Еврамерийской
области, включает (помимо обильных остатков космополитных плевромей) ксерофитные
хвойные и некоторые другие растения "волышевого" комплекса. Последний
имеет много общих черт с верхнепермской цехштейновой флорой. Такое сходство
позволяет интерполировать жаркие аридные климатические условия на индский
век [Dobruskina, 1994]. Полагают, что евромерийская растительность не образовывала
сплошного растительного покрова, а произрастала главным образом в оазисах
и
по побережьям морей [Вахрамеев, 1985]. В раннем триасе северный и южный аридные
пояса, по-видимому, стали еще более засушливыми, чем ранее
и превратились в непреодолимый барьер для тетрапод, "разорвав Терапсидную
Гею" на ряд биохорий [Очев, 2000].
Пояс экваториального горного климата. За
исключением некоторого смещения к северу этот пояс в раннем триасе скорее
всего не претерпел заметных палеогеографических и климатических изменений
и по-прежнему
характеризовался сложной вертикальной климатической зональностью с аридными
предгорьями.
Экваториальный гумидный пояс. Как уже отмечалось, обширная
пермская тропико-экваториальная область гумидного климата в Тетисе существенно
сократилась за счет аридизации
северо-западных побережий Палеотетиса, северных микроконтинентов Катазиатской
дуги и юго-западных побережий Неотетиса. Область гумидного климата превратилась
в узкий приэкваториальный пояс, едва достигавший ширины 15° (рис. 94). О
его гумидности свидетельствуют найденные в нижнетриасовых отложениях о.
Хайнань
остатки растений, являющихся несомненными потомками катазиатской гигантоптерисовой
флоры, характеризовавшей тропические леса, а также местонахождения бокситов
в Центральном Иране и Турции.
12.4. Перестройки климатической зональности
Сокращение площади оледенений и последующее их прекращение, расширение и смещение в более высокие широты семиаридных и аридных поясов, возникновение высокоширотных умеренных поясов существенно изменили характер климатической зональности на Земле. Особенно сильные преобразования произошли в пределах Пангеи. Они происходили в несколько этапов и достаточно быстро, что позволяет рассматривать их как климатические перестройки. Первая такая крупная перестройка произошла в середине сакмарского века, когда в южном полушарии резко сократился ледниковый пояс и столь же резко расширился аридный пояс и одноименные пояса (рис. 91, 92, см. вклейку IV). Вторая перестройка произошла, по-видимому, в кунгурское или уфимское время, когда южный ледниковый пояс распался и в обоих полушариях появились одноименные климатические пояса. Третья, очень крупная перестройка, произошла на рубеже перми и триаса. Она сопровождалась появлением высокоширотных умеренных поясов, сильным расширением семиаридных поясов и ознаменовала смену ледникового климата на безледниковый (рис. 94, см. вклейку IV). После каждой перестройки изменялся набор основных климатических поясов, их ширина и широтное положение, следовательно, и основные климатические параметры (рис. 95). Самые значительные преобразования происходили в высоких и средних широтах этого мегаконтинента. В низких географических широтах изменялась главным образом ширина поясов. Наиболее устойчивым климат был в тетическом секторе Земли, в котором в течение почти всей перми преобладал гумидный, весьма теплый тропический и экваториальный климат. Однако на границе перми и триаса область гумидного климата тоже сильно сократилась и сохранилась лишь в виде узкой приэкваториальной зоны (рис. 94, см. вклейку IV).
Рис. 95. Эволюция климатической зональности Пангеи в перми и раннем
триасе |
Перестройки климатической зональности отражали изменения глобального климата
планеты. Тип климата, который существовал в перми следует квалифицировать
как ледниковый, поскольку ледники и холодный климат в высоких широтах
сохранялись до конца периода. Из этого следует, что до конца перми в океане
сохранялась
и психросфера. Подтверждением ее существования по меньшей мере до казанского
века служит указание на присутствие сравнительно холоднолюбивых бореальных
форм вордских конодонтов в придонных водах тропической зоны [Kozur, 1998].
Поэтому, очень вероятно существование психросферы и во время последующего
похолодания,
в конце перми. По характеру пермских оледенений можно выделить три вида ледникового
климата. Ассельско-раннесакмарский может быть назван климатом ледникового
максимума или климатом великих оледенений,
поскольку в литературе такие ледниковые максимумы нередко именуются "великими
оледенениями". Климат, существовавший в конце сакмарско-начале артинского
веков, когда оледенение, ограничивалось высокими широтами, можно назвать
климатом ледниковых шапок. Он был подобен современному климату, а также олигоцена
и
второй половины эоцена, когда в Антарктиде появились первые ледниковые покровы.
Иногда в литературе ледниковые климаты подразделяют на однополярные и биполярные,
в зависимости от того развиты они в одном полушарии или в обоих. Поскольку
такое развитие оледенений зависит не столько от масштабов похолодания, сколько
от наличия высокоширотных континентов (яркие примеры - однополярные великие
оледенения позднего ордовика или перми), то термины однополярное и биполярное
оледенения имеют скорее морфологический, описательный, а не климатический
смысл. С конца ранней перми в полярных областях стал преобладать холодно-умеренный
климат, хотя небольшие центры оледенений (возможно эпизодических) сохранялись
в Антарктиде, а на севере Лавразии временами появлялись даже новые центры
оледенений,
например в бассейне Колымы. Это время можно рассматривать как завершающую
стадию гондванской гляциоэры, а соответствующий глобальный климат квалифицировать
как климат холодных полярных областей или холодных заполярий. Климат раннего
триаса был ярко выраженным безледниковым. По основным своим признакам такой
глобальный климат может быть назван безледниковым аридным. С него началась
длительная термоэра, которую было предложено называть сибирской [Чумаков,
1984].
С изменением глобального климата уменьшалась асимметрия климатической зональности
по отношению к экватору. Некоторая асимметрия климатической зональности,
по-видимому, вообще характерна для планет с атмосферой и гидросферой. Небольшая
асимметрия
отмечается на Земле и сейчас. Очевидно, что она в значительной степени связана
с асимметричным расположением континентов и океанов, а в широком смысле слова,
с асимметричной орографией планет вообще. Можно полагать, что климатическая
асимметрия существовала на Земле всегда. Однако в крайней форме она проявлялась
во время оледенений. Это особенно отчетливо показывает климатическая история
перми и триаса. Раннепермские оледенения охватывали высокие и большую часть
средних широт южных континентов и местами вплотную приближались к южной аридной
зоне. В северном полушарии оледенений, по-видимому, не было, а если, как
предполагали некоторые исследователи, ледники и возникали, то оледенение
было совершенно
незначительным. При почти том же расположении континентов и почти той же
орографии симметрия климатической зональности на Земле при каждой климатической
перестройке
увеличивалась и окончательно восстановилась после исчезновения последних
следов оледенений в конце перми (рис. 95). Это свидетельствует о двух важных
свойствах
климатической системы нашей планеты. Во-первых, о том, что сильная климатическая
асимметрия может возникать лишь на холодной Земле, а во-вторых, что климатические
системы северного и южного полушарий на Земле в достаточной мере автономны.
12.5. Динамика климатических изменений
В сложной истории климатических изменений в перми и раннем триасе следует
различать их общую направленность (тренд) и наложенные на этот тренд многочисленные
климатические
колебания разных рангов. Если
общая направленность климатических изменений достаточно хорошо улавливается
на рассмотренных выше палеоклиматических реконструкциях, то для выявления
более коротких колебаний необходим анализ стратиграфических разрезов. Наиболее
ярко
климатические колебания проявлялись в ледниковых разрезах в виде чередования
ледниковых и межледниковых отложений. Во внеледниковых областях и безледниковых
возрастных интервалах эти климатические колебания проявлялись как ритмичность
в климатически зависимых осадках.
Общая направленность изменений. Главной тенденцией в рассматриваемый
интервал геологической истории было потепление, которое изменило глобальный
климат
Земли - ледниковый климат позднего палеозоя сменился безледниковым климатом
мезозоя.
Сейчас можно более детально проследить сложный ход этого процесса. В ассельском
и начале сакмарского века, во время ледникового максимума, обширное оледенение
охватывало высокие и большую часть средних широт Гондваны, а также южные
микроконтиненты Киммерийской дуги, которые, судя по строению разрезов, примыкали
тогда к северной
окраине Гондваны или располагались близко к ней. Во второй половине сакмарского
века, после ряда осцилляции, ледники в результате потепления быстро отступили
в высокие широты. Затем, в начале артинского века, отступление ледников
замедлилось. В это время они занимали в основном южное Заполярье. Таким образом,
оледенение
перешло в стадию полярной шапки, которая эпизодически расширялась, вторгаясь
в средние широты. В это время там иногда возникали также местные центры оледенений
[Visser, 1997]. Второе потепление и сокращение гондванских ледников видимо
произошло в начале ранней перми, однако и в это время в Антарктиде, если
судить по регулярному поступлению айсбергового материала в юго-восточную
Австралию,
оледенение еще сохранялось, а связанные с ним ледники испытывали неоднократные
осцилляции [Eyles et al., 1997]. Последние фазы активизации гондванских ледников
произошли в казанский и татарский века. В казанский век в юго-восточной Австралии
эта активизация выразилась усилением ледового и ледникового разноса, расширением
горного оледенения [Crowell, Frakes, 1971; Veevers et al., 1994; Crowell,
1999 и др.], а в самом конце перми - мерзлотными процессами [Retallack, 1999
а].
Это похолодание было очевидно глобальным и довольно значительным, поскольку
приблизительно в это же время, в татарском ярусе, в
высоких широтах северного полушария большое распространение получили ледово-морские
[Эпштейн, 1972] и марино-гляциальные отложения [Чумаков, 1994]. О глобальных
масштабах похолодания в конце перми свидетельствует, кроме того, миграция
высокоширотной морской фауны в средние и низкие широты, вымирание и сужение
ареалов распространения
ряда теплолюбивых форм в Тетисе [Kozur, 1998]. Оледенения на Земле прекратились
в результате третьего резкого и сильного потепления, произошедшего на рубеже
перми и триаса. За очень короткий период в высоких широтах северного полушария
установился умеренно-теплый [Ziegler et al., 1993], возможно даже "тропический" [Dobruskina,
1994], климат, а в высоких широтах южного полушария - умеренный [Retallack,
1999 b]. Данное событие предполагает скачкообразное повышение среднегодовых
температур в этих широтах на 8-15 °С. Даже в низких широтах повышение температуры
вблизи границы перми и триаса могло составить 5 °С [Holser et al., 1989].
Параллельно и во взаимосвязи с общим потеплением Земли шла аридизация суши.
Огромные размеры Пангеи, обширные герцинские горные пояса и хребты, часть
которых располагалась на ее окраинах, затрудняли перенос влаги из океанов
во внутриконтинентальные области мегаконтинента и изначально обусловили
значительное
развитие семи-аридного и аридного климата в его низких широтах. На протяжении
рассматриваемого отрезка геологической истории аридность Пангеи усиливалась,
что неоднократно отмечалось ранее [Robinson, 1973; Fairish, 1995 и др.] и
подкрепляется приложенными реконструкциями. Аридизация проявлялась в последовательном
расширении
и продвижении в средние широты аридных и особенно семиаридных поясов, в аридизации
экваториальной горной области центральной Пангеи и сильном сужении ранее
гумидной Тетической области в (рис. 91-95). Одной из очевидных причин аридизации
были
сильные глобальные потепления и неизбежно с ними связанное увеличение испаряемости.
На это указывает то, что оба крупных потепления (в середине сакмарского века
и вблизи границы перми и триаса) сопровождались скачкообразным расширением
аридных и семиаридных поясов Пангеи, а после второго потепления аридизация
захватила и тетический сектор Земли (сравните рис. 93 и 94). Если в начале
ранней перми аридные и семиаридные пояса занимали около 40% суши, то после
позднесакмарского потепления - 55%, а после потепления на границе
перми и триаса - 80%. Другой очевидной причиной аридизации была последовательная
регрессия внутренних морей Пангеи и связанное с этим исчезновение ближайших
источников влаги во внутриконтинентальных областях этого мегаконтинента.
Некоторые исследователи главной причиной аридизации Пангеи считают развитие
муссонной циркуляции, порожденной возникновение м суперконтинента и его постепенным
смещением к северу [Robinson, 1973; Fairish, 1995]. Действительно, существование
огромных массивов суши Пангеи должно было определять значительную роль сезонных
перемещений областей высокого и низкого давления и связанных с ними муссонов.
Особенно большую роль муссоны должны были бы играть в Южном полушарии, где
массив гондванской суши почти в 1,5 раза превышал по площади и в поперечнике
(вдоль 30°) современную Евразию. Немногим уступала Гондване по своим размерам
и лавразийская часть Пангеи. Близость теплого океана, располагавшегося в
тропических и экваториальных широтах, к огромным массивам подветренной суши
должна была
способствовать усилению муссонов и расширению областей их влияния. Исходя
из этих соображений и математических моделей, некоторые исследователи назвали
эти муссоны мегамуссонами [Kutzbach, Gallimore, 1989]. Однако палеоклиматические
реконструкции только частично подтверждают мнение об исключительно большой
роли муссонов в климате перми и раннего триаса. Область сильного воздействия
муссонов в значительной мере ограничивалась побережьями Тетиса. Влияние
муссонов
не просматривается на протяжении большей части перми и раннего триаса даже
в межгорных впадинах и южных предгорьях высокогорной области Центральной
Пангеи, в пределах которой, согласно существующим представлениям и результатам
математического
моделирования пермского климата [Kutzbach, Ziegler, 1993; Barren, Fawcett,
1995], должна была выпадать основная часть влаги приносимой муссонами. Только
в самом начале перми (ассельское и раннесакмарское время, отен, вольфкемп),
когда в предгорьях горной области еще существовали морские заливы, в горах
и предгорьях Центральной Пангеи эпизодически возникал гумидный климат. Эта
молодая горная страна и многочисленные молодые окраинные хребты, окаймлявшие
Лавразию с юга, юго-востока и северо-востока лежали на пути летних муссонов
и препятствовали их глубокому распространению в Лавразию. На подветренных
склонах гор муссоны, связанные с нижней тропосферой, теряли основную часть
переносимой влаги. Поэтому в дождевой тени этих гор, а также в тропических
широтах Лавразии преобладал аридный
климат
(рис. 91-94, см. вклейку IV). Признаки
периодического летнего увлажнения наблюдаются иногда в отложениях семиаридного
пояса, располагавшегося севернее.
Это позволяет
полагать, что муссоны достигали внутренних районов Лавразии в сильно ослабленной
форме и эпизодически. Следы сезоновлажного климата обнаруживаются и в южной,
гондванской части Пангеи в виде пояса семиаридного климата, однако глубокому
проникновению муссонов в ее пределы, по-видимому, в ассельско-раннесакмарское
время препятствовал круглогодичный максимум высокого атмосферного давления
над ледниковым поясом. Позднее муссоны могли сдерживаться двумя областями
повышенного давления: тропической в северной части Гондваны, а южнее над
полярной ледниковой
шапкой.
Климатические колебания. Общепризнанно, что позднепалеозойский
ледниковый период, начавшийся в среднем карбоне и закончившийся в поздней
перми, имел
несколько
главных максимумов. Однако в отношении их числа и возраста мнения исследователей
расходятся. В Южной Африке Д. Фиссер насчитывает в карбоне и ранней перми
четыре максимума: 1 - среднекарбоновый (до позднемосковский); 2 - верхнекарбоновый
(среднестефанский); 3 - раннеассельский; 4 - раннесакмарский [Visser, 1997].
По этим данным средняя длительность позднепалеозойских ледниково-межледниковых
циклов может быть оценена в 12-14 млн лет и они квалифицированы как длинные
климатические колебания. Недавно в позднем палеозое Намибии также было выделено
четыре ледниковых максимума, но они датируются иначе, от московского до начало
ассельского века [Stollhofen et al., 2000]. В этом случае длительность ледниково-межледниковых
циклов должна быть оценена в 6-8 млн лет. Другие исследователи выделяют в
позднепалеозойском
ледниковом периоде три максимума (намюрский, самый крупный стефанско-раннесакмарский
и небольшой кунгурско-казанский [Veevers, Powell, 1987] или два максимума
(в среднем карбоне и в ассельско-сакмарское время [Frakes et al., 1992].
В последнем
случае авторы без аргументации денонсируют свое прежнее мнение о проявлении
казанских оледенений в Австралии.
Из приведенного обзора достаточно хорошо видно, что в позднем палеозое наиболее
ясно выражены четыре ледниковых максимума -
два в карбоне (среднем и позднем) и два в перми (очень крупный ассельско-раннесакмарский
и небольшой казанско-татарский). Они образуют ледниково-межледниковые циклы
со средней продолжительностью порядка 20 млн лет и могут быть квалифицированы
как длинные климатические колебания.
Более короткие, климатические колебания фиксируются во многих ледниковых
разрезах перми. Одним из лучших является разрез ассельско-раннесакмарской
свиты Лайонс
в Западной Австралии, представленный марино-гляциальными отложениями мощностью
до 2,5 км. В нем содержится четыре или пять крупных ледниковых пачек, разделенных
межледниковыми отложениями [Condon, 1967; Dickins, 1985]. Исходя из приблизительной
длительности стратиграфического интервала, средний период климатических циклов
включавших оледенения и межледниковья можно оценить в данном разрезе в 2-5
млн лет [Chumakov, 1985]. Сходные ледниковые осцилляции фиксируются в свите
Тиллит Уинъярд в Тасмании, которая состоит из девяти пачек тиллитов, разделенных
отложениями с морской фауной [Spry, Banks, 1962]. В Южной Америке, в группе
Итараре, также наблюдается неоднократное (как минимум, семикратное [Rocha-Campos
et al., 1999]) чередование мариногляциальных и континентальных фаций, отражающее
ледниковые и межледниковые эпизоды, причем последние из них в ряде случаев
сопровождались угленакоплением. По своей длительности данные климатические
колебания можно квалифицировать как среднепериодические.
В каждой крупной ледниковой пачке свиты Лайонс выделяется по четыре-шесть
более мелких ледниковых подразделения, которые тоже отделены друг от друга
неледниковыми
отложениями [Condon, 1967]. Отвечающие им более короткие климатические циклы
имели среднюю длину периодов между 350-900 тыс. лет [Chumakov, 1985; Veevers,
Powell, 1987]. Эта цифры близки к большим орбитальным вариациям Земли и могут
быть отнесены к разряду коротких климатически колебаний.
Полный разрез пермских мариногляциальных отложений детально описан в юго-восточной
Австралии [Eyles et al., 1998]. Сюда, как полагают, в основном из Антарктики
приплывали айсберги. Этот стратиграфический разрез охватывает отложения от
нижней части сакмарского до нижней части кунгурского яруса включительно.
В нем выделяются две толщи со следами интенсивного айсбергового и ледового
разноса.
Они разделены интервалом, в котором следы ледникового разноса отсутствуют
или весьма незначительны. Среднюю продолжительность формирования каждого
из этих трех подразделений
можно грубо оценить в 8 млн лет, а цикл охватывающий усиление и ослабление
айсбергового
и ледового разноса в 15-16 млн лет. Эти циклы сопоставимы с длинными климатическими
колебаниями. Если стратиграфический объем формации Снаппер Пойнт, верхнюю
часть которой слагает верхняя ледниковая толща, определен верно как нижняя
часть
кунгурского яруса, то время формирования этой толщи может быть приблизительно
оценено в 1,5-2 млн лет. Эта толща содержит две ледниковые пачки, разделенные
перерывом. Можно полагать, что эти пачки отвечают двум ледниковым фазам,
а перерыв - одной межледниковой, т.е. в целом 1,5 климатическим циклам. Средняя
продолжительность соответствующих ледниково-межледниковых циклов в этом
случае
составляла около 1-1,5 млн лет, т.е. они отвечают среднепериодическим климатическим
колебаниям. В целом верхняя ледниковая толща содержит не менее сорока индивидуальных
пластов с дропстоунами, разделенных интенсивно биотурбированными песчаниками
и алевролитами. Продолжительность соответствующих этому чередованию климатических
циклов составляет порядка 40-50 тыс. лет. Таким образом, эти циклы по своей
продолжительности были близки к миланковичским. Исследователи этого разреза
считают, что данные циклы напоминают плейстоценовые "события Хейнрича" [Eyles
et al., 1997].
Длинные климатические колебания проявлялись не только в ледниковых областях,
но и в общей перестройке климатической зональности. С ними были связаны возникновение
и деградация ледниковых центров и покровов, расширение и широтные смещения
климатических поясов, о которых говорилось в предыдущей главе. Во внеледниковых
областях позднего палеозоя в некоторых разрезах особенно наглядно фиксируются
короткие климатические колебания. С гляциоэвстатическими колебаниями, в
частности, связываются позднепалеозойские циклотемы, которые установлены
в Северной Америке,
Европе, Африке и других регионах. Особенно детально циклотемы изучены в Северной
Америке [Crowell, 1999]. На востоке последней некоторые циклотемы прослежены
от Канзаса до Пенсильвании, на территории более, чем 2000 км в поперечнике.
Здесь в стратиграфическом интервале от намюра до ранней казани насчитывается
более 100 циклотем.
Амплитуды эвстатических колебаний при образовании циклотем оцениваются от
80 м до более чем 100 м. Из приведенных данных следует, что средняя продолжительность
одного гляциоэвстатического цикла была не более 0,7-0,8 млн лет. Судя по
амплитудам
гляциоэвстатических колебаний, масштабы осцилляции ледниковых покровов в
перми были соизмеримы с плейстоценовыми и могут быть квалифицированы как
короткие
климатические колебания. Более детальный анализ разрезов, например, интервала
гжельский - сакмарский яруса в Техасе, показывает, что в них удается установить
цикличность с полным набором миланковичских периодов: в 17, 21, 34, 43, 95-131
и 413 тыс. лет [Yang, Kominz, 1999]. В некоторых разрезах наряду с короткими
колебаниями фиксируются и еще более мелкие, ультракороткие климатические
колебания. Например, в том же Техасе, в эвапоритовой свите Кэстил, серия
Очоа (верхнетатарский
подъярус) обнаружена ритмичность, которую связывают с климатическими осцилляциями
в 200, 100, 20, а также в 2,7 тыс. лет и в 200 лет [Anderson, Dean, 1995].
Первые три из этих периодов близки к орбитальным периодам Ми-ланковича, а
последние два соответственно к большому и двухвековому циклам солнечной активности
[Васильев
и др., 1999; Chumakov, 2002].
Осцилляции придавали быстрым климатическим изменениям пермского периода еще
большую динамичность, особенно во время оледенений. Высокие скорости наступлений
и еще большие скорости деградаций (терминаций) ледниковых покровов хорошо
известны по плейстоценовым оледенениям. Они вызывали стремительные с геологической
точки зрения (сотни и первые тысячи лет, некоторые авторы допускают, что
несколько десятков лет) экологические изменения субглобального масштаба.
Сходные события
происходили, по-видимому, и во время пермских оледенений. Об этом свидетельствуют
многочисленные примеры чередования ледниковых и межледниковых отложений.
Оба упоминавшихся главных потепления перми весьма напоминают ледниковые терминации,
хотя установить их истинные временные масштабы еще не возможно. Длительность
биотических и геохимических событий, связанных с потеплением вблизи границы
перми и триаса, оценивается сейчас соответственно в менее, чем 60 тыс. лет
(возможно менее 8 тыс. лет) для морской биоты и менее 30 тыс. лет для наземной
[Rampio et al., 2000; Twitchett et al., 2001].
12.6. Причины климатических изменений
Многие исследователи считают, что главной [Crowell, 1999 и др.] или одной из важных [Parrish, 1995; Ziegler et al., 1997; Rees, 2002] причин оледенений, их деградации, общего потепления и вообще пермских-раннетриасовых климатических изменений был дрейф континентов. Считается, что оледенение возникло, когда южная Гондвана расположилась на полюсе. Деградация же оледенения была вызвана северным дрейфом Гондваны и всей Пангеи, поскольку в результате этого полюс переместился из Антарктиды в прилежащий океан. Такая точка зрения плохо согласуется с имеющимися геодинамическими и палеогляциологическими данными. Судя по последним опубликованным глобальным реконструкциям, Пангея за пермский период лишь немного сместилась к северу [Golonka et al., 1994; Scotese, Langford, 1995; Ziegler et al., 1997; 1998]. Южный край Восточной Антарктиды, например, в течение ранней перми отодвинулся от южного полюса менее чем на 3°, а за весь пермский период - максимум на 10°. Северо-восточная Азия и Северная Америка за это время, наоборот, приблизились к северному полюсу. Их северные побережья переместились с 75° и 48° с. п-ш. до 88° и 58° с. п-ш. соответственно, сместившись приблизительно на 10°-15°. Наиболее благоприятные условия для развития оледенений и, соответственно, центры всех фанерозойских оледенений располагались в 15°-20° от полюса [Smith, 1997], поэтому предполагаемые перемещения Антарктиды не могли вывести ее за пределы зоны наиболее благоприятной для существования оледенений и привести к исчезновению ледников и последующему глобальному потеплению. Кроме того, дрейф континентов является процессом медленным, постепенным и в пределах рассматриваемых отрезков времени однонаправленным, поэтому мало вероятно, что он мог вызывать неоднократные скачкообразные потепления и тем более климатические осцилляции. Сравнительно небольшое и медленное перемещение Пангеи к северу, по-видимому, вызывало постепенное региональное похолодание в высоких широтах северного полушария*. Учитывая скорость, масштабы и определенную независимость дрейфа континентов, естественно предположить, что он скорее оказывал медленное и эволюционное влияние на региональные климаты. Такой региональный эффект имело, по-видимому, раскрытие в середине перми океана Неотетис и возникновение в нем нового южного антициклонического круговорота (гира), который мог способствовать дополнительному переносу тепла из низких в высокие южные широты вдоль восточного побережья Пангеи. Естественно, то среднепермский гир не может объяснить предшествующее ему среднесакмарское потепление и самое крупное отступление ледников. С ним, очевидно, было связано постепенное более позднее региональное потепление. Кроме того, учитывая упомянутую автономность климатических систем полушарий Земли, можно ожидать, что возникновение неотетического гира повлияло лишь на северную Индию и западную Австралию**.
* Этим объясняется, по-видимому, длительное похолодание с середины перми в Свердрупском бассейне [Beauchamp, Baud, 2002] и частично уже упоминавшееся похолодание в конце периода на северо-востоке Азии. ** Вспомним значительно более тепловодный характер фауны Индийской провинции Гондванского царства [Руннегар, 1984]. |
Другие палеогеографические изменения, зафиксированные в перми - раннем триасе,
должны были произвести эффекты обратные потеплению. Регрессии в морях и аридизация
могли вызвать лишь похолодания в связи с увеличением альбедо Земли. Вздымание
суши и рост горных сооружений привели бы тоже к похолоданию из-за отрицательного
высотного температурного градиента. Достаточно вспомнить, что климат Тибета
соответствует зимой климату равнинных регионов расположенных на 10°, а летом
- на 25° севернее. Вздымание суши вообще и Тибета с Гималаями, в частности,
рассматривается, как одна из главных причин позднекайнозойских оледенений
[Ruddiman, Kutzbach, 1991; Raymo, 1994; Ruddiman, 1997]. Хотя с этим мнением
трудно согласиться
полностью, охлаждающее влияние горообразования несомненно.
Что касается оледенений, то горообразование не могло быть их определяющей
причиной. Корреляции ледниковых и тектонических событий свидетельствуют о
том, что максимумы
всех фанерозойских оледенений, в том числе и пермских, на несколько млн и
десятки млн лет предшествовали максимумам орогенической активности [Чумаков,
2001].
Более того, с усилением орогенеза совпадают деградации и терминации оледенений.
Это хорошо видно на пермском и других фанерозойских примерах. С сакмарского
века до конца перми оледенение, осциллируя, последовательно сокращалось,
а интенсивность орогенических фаз в это время столь же последовательно увеличивалась
от астурийской до максимальной пфальцской фазы, завершившей в верхней перми
герцинский тектонический цикл. Эта фаза отличалась не только наибольшими
деформациями, но также максимальными
для фанерозоя масштабами гранитообразования и регионального метаморфизма
[Хаин, Сеславинский, 1994]. Следовательно, горообразование не было главной
причиной
пермских оледенений.
В то же время устанавливается определенная корреляция между климатом и характером
вулканической активности на Земле [Чумаков, 2001]. Серия позднепалеозойских
оледенений произошла в период повышенной активности островодужного вулканизма,
максимум которого совпал с максимальными оледенениями в конце карбона - начале
перми. Одновременно с этим произошло ослабление основного мантийно-плюмового
вулканизма. Интенсивность островодужного и вообще надсубдукционного вулканизма
существенно снизилась в поздней перми во время завершения серии позднепалеозойских
оледенений и пфальцкой фазы орогенеза. Такая последовательность событий,
повторявшаяся в фанерозое трижды, позволяет полагать, что оледенения вызывались "вулканическими
зимами" - долговременным снижением прозрачности атмосферы в периоды
усиления эксплозивных извержений, связанных с островными дугами и вулканическими
краевыми
поясами. Снижение интенсивности эксплозивного и относительное усиление мантийно-плюмового
вулканизма вело к увеличению прозрачности атмосферы и содержания в ней парниковых
газов и, как суммарное следствие, к положительному сдвигу в тепловом балансе
поверхности Земли [Чумаков, 2001]. В конце перми появились и дополнительные
источники парниковых газов. Во-первых, значительное усиление регионального
метаморфизма и гранитообразования во время пфальцкой тектонической фазы вызвало
в зонах коллизии массовое окисление рассеянного органического углерода и
его скоплений, а также разложение карбонатов в карбонатно-терригенных осадочных
породах. Во-вторых, начавшийся размыв осадочных толщ в орогенах и окисление
рассеянного в них органического углерода и его скоплений стало тоже источником
CO2. В-третьих, положительные обратные связи, вызванные началом
потепления биосферы, привели к каскаду процессов ускоряющих, усиливающих
и делающих
потепление
необратимым [Чумаков, 1995; Chumakov, 2002]. Главнейшими среди этих процессов
были глобальная дегазация психросферы и разрушение газогидратных скоплений,
а также
увеличение содержания водяных паров в атмосфере.
В результате грандиозных вспышек основного вулканизма на границе перми и
триаса на востоке Евразии (сибирские траппы, базальты Емишань и ряд других)
особенно
возросли процессы эндогенной дегазации. Они были связаны с возникновением
мантийного плюма и ряда крупных внутриконтинентальных рифтов [Nikishin et
al., 2002].
Во время этих вспышек за короткое время в атмосферу поступило большое количество
парниковых газов, вызвавших последнее резкое потепление.
Причины прогрессивной аридизации Земли за рассматриваемый интервал геологической
истории уже рассматривались в разделе 12.5. Здесь напомним только, что одной
из главных ее причин наряду с регрессией, огромными размерами мегаконтинента
и изоляцией его внутриконтинентальных районов от влияния океанов было потепление,
особенно на границе перми и триаса, которое проявилось в резком расширении
аридных и семиаридных климатических поясов.
12.7. Пермо-триасовый климат и биосферные события
В пермском периоде отмечается ряд биотических событий. Во-первых, частичное
вымирание нескольких групп морских беспозвоночных в конце сакмарского века
и их радиация в кунгурском веке [Walliser, 1995; Левей и др., 1996]. Во-вторых,
аналогичное вымирание в конце мидийского - начале джульфинского веков [Walliser,
1995; Левей, Корчагин, 1996]. Эти три события некоторые исследователи считают
результатом регрессий и трансгрессий [Левей и др., 1996; Левей, Корчагин,
1996]. Самым важным событием в рассматриваемом интервале геологической истории
было
массовое вымирание вблизи границы перми и триаса, которое, как известно,
являлось крупнейшим вымиранием, случившимся в фанерозое и охватившим многие
группы
морских и наземных организмов. Напомним, что с биотическим кризисом совпали
некоторые седиментационные события (резкое расширение аридных и семиаридных
областей, паузы в угле- и соленакоплении) и изотопные аномалии (13С, 18O, 34S,
87Sr/86Sr), что свидетельствует об общих биосферных
масштабах событий. Этот кризис вызывает огромный интерес, интенсивно и всесторонне
изучается и ему
посвящено множество публикаций. Относительно его причин создано много гипотез,
от космических (космическая радиация, падение астероида или кометы) до геохимических
- изменение состава морской воды или атмосферы [Ervin, 1995; Berner, 2002
и др.]. Большинство гипотез, опираясь на данные
о кратковременности кризиса и исключительно больших его масштабах, предполагает,
что он тоже был вызван явлением исключительным и кратковременным.
Представляется, что такой подход не является единственно возможным. В открытых
сложных системах, находящихся в квазиравновесном состоянии как биосфера,
кризис может быть результатом сравнительно небольших, но длительно накапливающихся
изменений (бифуркаций). В рассматриваемом случае на предшествующие кризису
постепенные негативные изменения указывает то, что во многих группах морских
беспозвоночных последовательное снижение разнообразия отмечается с конца
ранней
или со средней перми [Ervin, 1995]. Это свидетельствует о том, что во второй
половине перми какой-то неблагоприятный для биоты и длительно действующий
фактор непрерывно, хотя и неравномерно, усиливался. Естественно, подозрение
падает
на палеогеографические условия и, в первую очередь, на климатические изменения,
которые в поздней перми в общем были неблагоприятными: усиливающаяся аридизация,
сокращение континентального стока, доминирование огороженного горами мегаконтинента.
Климатические изменения, в основном температурные, уже не раз привлекались
для объяснения этого кризиса [Stanley, 1989; Stanley, Yang, 1994]. Постепенные
климатические изменения могли подготовить кризис, а резкое потепление - затем
спровоцировать его. Предварительное снижение биотического разнообразия, очевидно,
подготовили два фактора. Главным могла быть длительная и все усиливающаяся
аридизация Пангеи. Она непосредственно воздействовала на континентальную
биоту и длительное время ослабляла ее. Снижение континентального стока биогенных
элементов в моря, связанное с прогрессирующей аридизацией Пангеи, ослабляло
также морскую биоту. Второй, параллельно и длительно действующей, климатической
причиной снижения биотического разнообразия могло быть постепенное сокращение
числа биохорий [Schopf, 1979], в данном случае их укрупнение в результате
прогрессивного
ослабления в перми климатической дифференциации на огромном мегаконтиненте
Пангея.
Что касается самого пермо-триасового кризиса, то он был не только сильным,
но по геологическим меркам весьма быстрым. Его
продолжительность оценивается в первые сотни или десятки тыс. лет (возможно
менее 8 тыс. лет [Rampino et al., 2000; Twitchett et al., 2001]). Сильными
и стремительными представляются одновременно произошедшие потепления и связанное
с ними расширение аридных и семиаридных поясов. Это явно указывает на взаимосвязь
между климатическими событиями и кризисом. Главной первопричиной потепления
на границе перми и триаса, как уже говорилось, была, очевидно, вспышка основного
мантийного - плюмового вулканизма, которая повлекла за собой дегазацию океана
и разрушение залежей газогидратов. Существенное повышение содержания метана
в атмосфере на границе перми и триаса подтверждается некоторыми геологическими
данными [Krull, Retallack, 2000] и является наиболее вероятной причиной аномалии
13C согласно специально проведенному количественному моделированию цикла
углерода и аномалии 13C для разных сценариев кризиса [Berner,
2002]. Это моделирование
предполагает также дополнительное участие вулканических источников CO2.
Быстрое изменение температуры среды обитания само по себе могло оказаться
губительным для многих представителей ослабленной биоты, тем более, что оно
сопровождалось
быстрой и широкой аридизацией со всеми упоминавшимися последствиями для наземной
и морской биот. Но не исключено также, что быстрые климатические изменения
могли быть последним толчком для начала кризиса в биоте, уже находившейся
в предкризисном состоянии. Резко усилившийся дефицит биогенных питательных
элементов
мог вызвать нарушение и крушение всей трофической пирамиды в морях [Жарков,
Чумаков, 2001].
Ряд исследователей полагает, что непосредственной причиной кризиса могли
быть кратковременные регрессии [Valentine, 1973; Ross, Ross, 1995] или просто
частые
колебания уровня моря [Hallam, Wignall, 1999], развитие аноксии [Wignall,
Hallam, 1992; Isozaki, 1997; Брагин, 2000] или иные неблагоприятные события
[Ervin,
1995]. Не исключено, что эти события могли, каждое в отдельности или в сочетании,
стать спусковым крючком подготовленного ранее кризиса.
Выводы
1. На протяжении перми на Земле произошел переход от ледникового типа климата
к безледниковому и соответственно переход от холодной биосферы к теплой биосфере.
2. Переход этот не был равномерным и осложнялся отдельными скачками. Улавливаются
два главных резких потепления: в середине сакмарского века и вблизи границы
перми и триаса. Третье менее значительное потепление возможно произошло в
конце ранней перми.
3. Потепления сопровождались дальнейшей аридизацией изначально засушливого
суперконтинента Пангея, что проявилось в расширении аридных и семиаридных
поясов.
4. Потепления и аридизация привели в течение пермо-триаса к трехкратной перестройке
климатической зональности на Земле и последовательной смене четырех видов
глобального климата. Климат максимального (великого) оледенения, существовавший
в ассельский
век и первую половину сакмарского века, за короткое время сменился климатом
полярных шапок, который продолжался со второй половины сакмарского до артинского
или даже до кунгурского (?) века. Затем установился климат холодных полярных
областей (холодных заполярий), просуществовавший с уфимского(?) или казанского
века до конца татарского века. Наконец, вблизи границы перми и триаса на
Земле установился безледниковый аридный климат.
5. Общий тренд потепления и аридизации осложнялся в перми климатическими
колебаниями разной периодичности: длинными - с периодами десятки млн лет;
средними - с
периодами млн лет; короткими - с периодами сотни и десятки тысяч лет и ультракороткими
- с периодами тысячи и менее лет.
6. Причиной позднепалеозойских оледенений, по-видимому, было усиление эксплозивного
надсубдукционного вулканизма и вызываемые им "вулканические зимы".
Потепления обуславливались ослаблением эксплозивного вулканизма, увеличением
прозрачности атмосферы и солнечной радиации достигающей поверхности Земли,
а также относительным усилением мантийно-плюмового вулканизма и главными
фазами орогенеза. Последние сопровождались региональным метаморфизмом и гранитообразованием,
в результате которых происходило окисление органического вещества осадочных
толщ орогенов и разложение карбонатов в терригенно-карбонатных толщах. Эти
процессы, вместе с мантийно-плюмовым вулканизмом увеличили концентрацию парниковых
газов в атмосфере и уменьшили потерю тепла биосферой. Ее потепление вызвало
разрушение психросферы, дегазацию океанов и разрушение залежей газогидратов,
что усилило и ускорило потепление.
7. Длительная аридизация Пангеи, усиливавшаяся потеплением, ослабила в течение
перми континентальную биоту. В результате сокращения континентального стока
биогенных элементов была ослаблена и морская биота. Об этом свидетельствует
устойчивое уменьшение разнообразия многих групп организмов в течение перми.
К концу периода обе биоты находились, видимо, в предкризисном состоянии.
8. Сильное и резкое изменение температуры среды обитания в результате потепления
вблизи границы с триасом и, как следствие, резкое усиление аридности могли
стать последним толчком, вызвавшим кризис наземной биоты, сильный дефицит
биогенных элементов в морях и крушение их трофической пирамиды. Не исключено,
что последним
или дополнительным толчком для кризиса были также и другие процессы, придавшие
ему свою специфику.
Литература
Андрианов В.Н. Верхнепалеозойские отложения Западного Верхоянья. М.: Наука,
1966. 136 с.
Андрианов В.Н. Пермские и некоторые каменноугольные аммоноидеи Северо-Востока
Азии. Новосибирск: Наука, 1985. 175 с.
Брагин Н.Ю. Проявления пермо-триасового кризиса биосферы в глубоководных
отложениях Палеопацифики // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000. Т. 8.
С. 25-36.
Блом Г.И. Фации и палеогеография Московской синеклизы и Волжско-Камской
анттклизы в раннетриасовую эпоху. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1972. 368
с.
Бобин Е.С. Юдомо-Юнский водораздел // Тр. треста "Золоторазведка" и
ин-та НИГРИЗолото. 1940. Вып. 13. С. 31-53.
Бяков А.С. Зональное расчленение пермских отложений Северо-Востока Азии по
двустворчатым моллюскам // Там же. 2000. Т. 8, № 1. С. 35-54.
Васильев С.С., Дергачев В.А., Распопов О.М. Источники крупномасштабных
вариаций концентрации радиоуглерода в атмосфере Земли // Геомагнетизм и аэрономия.
1999. Т. 39, № 6. С. 80-89.
Вахрамеев В.А. Фитогеография, палеоклиматы и положение материалов в мезозое
// Вести. АН СССР. 1985. № 8. С. 30-42.
Вихерт А.В. О климатическом режиме Верхоянского бассейна в перми и триасе
// Изв. Вост. фил. АН СССР. 1957. № 1. С. 24-50.
Ганелин В.Г. Таймыро-Колымская подобласть // Основные черты стратиграфии
пермской системы СССР. Л.: Недра, 1984. С. 111-142.
Грунт Т.А. Биогеография пермских морских бассейнов // Палеонтол. журн. 1995.
№ 4. С. 10-25.
Грунт Т.А., Новиков В.П. Биостратиграфия и биогеография ранней перми
Юго-Восточного Памира // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1994. Т. 2, № 4.
С. 28-37.
Дагис А.С. Основные черты биогеографии морей триаса // Палеонтология.
Морская геология: XXV Междунар. геол. конгр.: Докл. сов. геологов. М.: Наука,
1976.
С. 109-119.
Добрускина И.А. Триасовые флоры Евразии. М: Наука, 1982. 196 с.
Дуранте М.В. Реконструкция климатических изменений в позднем палеозое Ангариды
(на основе фито-географических данных) // Стратиграфия. Геол. корреляция.
1995. Т. 3, № 2. С. 25-37.
Жарков М.А., Чумаков Н.М. Палеогеография и обстановки седиментации во время
пермотриасовых биосферных перестроек // Там же. 2001. № 4. С. 29-54.
Жеребцова И.К. К вопросу о континентальном генезисе // Проблемы соленакопления
/ Ред. А.Л. Яншин, М.А. Жарков. Новосибирск: Наука, 1977. Т. 1. С. 124-128.
Игнатьев И.А., Наугольных С.В. Раннеказанская флора р. Саяны, ее стратиграфическое
значение и положение среди одновозрастных флор Ангариды. 1. Папоротники и
членистостебельные // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2001. Т. 9, № 3. С.
58-75.
Кашин Д.С., Ганелин В.Г., Караваева Н.И. и др. Опорный разрез перми Омолонского
массива. Л.: Наука, 1990. 198 с.
Котляр Г.В. Опорные корреляционные уровни пермской системы // Стратиграфия.
Геол. корреляция. 1997. Т. 5, № 2. С. 35-50.
Левен Э.Я., Богуславская М.Ф., Ганелин В.Г. и др. Перестройка мировой биоты
в середине раннепермской эпохи // Там же. 1996. Т. 4. С. 61-70.
Левен Э.Я., Корчагин О.А. Пермо-триасовый биотический кризис и фораминиферы
// Там же. 2001. Т. 9. С. 55-64.
Мейен С.В. Основы палеоботаники. М.: Недра, 1987. 407 с.
Невесская Л.Л. Этапы развития бентоса фанерозойских морей: Мезозой.
Кайнозой. М.: Наука, 1999. 504 с.
Очев В.Г. Климатобиология и тетраподы пермо-триасовой Пангеи //
Бюл. МОИП. Отд. геол. 2000. Т. 75, вып. 5. С. 42-46
Парфенов Л.М., Ноклеберг У.Дж., Монгер Дж.У.Х. и др. Формирование
коллажа террейнов орогенных поясов севера тихоокеанского обрамления // Геология
и
геофизика. 1999. Т. 40, № И. С. 1563-1574.
Перельман А.И., Борисенко Е.Н. Геохимия ландшафтов пустынь пермского периода
// Изв. РАН. Сер. геол. 1999. № 6. С. 32-38.
Руннегар Б. Пермь Гондваны // XXVII Междунар. геол. конгр.: Доклады. М.:
Наука, 1984. Т. 1. С. 147-158.
Садовников Г.Н., Орлова Э.Ф. О пограничных отложениях перми и триаса северной
и восточной окраины Сибирской платформы // Стратиграфия. Геол. корреляция.
1997. Т. 5, № 1. С. 14-20.
Твердохлебов В.П. О раннетриасовом пролювии Приуралья и времени проявления
складко- и горообразовательных процессов на Южном Урале // Изв. АН СССР.
Сер. геол. 1971. № 4. С. 42-50.
Твердохлебов В.П. Континентальные аридные формации востока Европейской России
на рубеже палеозоя и мезозоя: Автореф. дис.... д-ра геол.-минерал, наук.
Саратов, 1996. 57 с.
Твердохлебов В.П., Шминке Л.Н. Эоловые образования татарского яруса в бассейне
р. Вятки // Докл. АН СССР. 1990. Т. 315, № 4. С. 934-936.
Устрицкий В.И. Бореальная биогеографическая область в палеозое // Стратиграфия.
Геол. корреляция.
1993. Т. 1,№2. С. 67-77.
Хаин В.Е., Сеславинский К.Б. Глобальные ритмы в фанерозойской эндогенной
активности Земли // Там же.
1994. Т. 2, № 6. С. 40-63.
Храмов А.Н., Гончарова Г.И., Комиссарова Р.А. и др. Палеомагнитология. Л.:
Недра, 1982. 312 с.
Чалышев В.И. Открытие ископаемых почв в пермских и триасовых отложениях //
Докл. АН СССР. 1968. Т. 182, № 2. С. 426-429.
Чумаков Н.М. Главные ледниковые события прошлого и их геологическое значение
// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1984. № 7. С. 35-53.
Чумаков Н.М. Следы позднепермского оледенения на реке Колыме: Отзвук гондванских
оледенений на Северо-Востоке Азии? // Стратиграфия. Геол. корреляция.
1994. Т. 2, № 5. С. 130-150.
Чумаков Н.М. Проблема теплой биосферы // Там же. 1995. Т. 3, № 3. С. 3-14.
Чумаков Н.М. Периодичность главных ледниковых событий и их корреляция с эндогенной
активностью Земли // Докл. РАН. 2001. Т. 378, № 5. С. 656-659.
Чумаков Н.М., Жарков М.А. Климат во время пермо-триасовых биосферных
перестроек. 1. Климат ранней перми // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2002.
Т. 10, №
6. С. 62-81.
Чумаков Н.М., Жарков М.А. Климат во время пермо-триасовых биосферных перестроек.
2. Климат поздней перми-раннего триаса: Выводы // Там же. 2003. Т. 11, №4.
С. 54-71.
Шантц Г. История и проблемы освоения аридных земель // Будущее аридных земель.
М.: Изд-во иностр. лит., 1958. С. 13-33.
Эпштейн О.Г. Верхнепермские ледово-морские отложения бассейна истоков р.
Колымы // Литология и полез, ископаемые. 1972. № 3. С. 112-127.
Якименко Е.Ю., Тергульян В.О., Чумаков Н.М. и др. Палеопочвы в верхнепермских
отложениях реки Сухоны (бассейн С. Двины) // Литология и полез, ископаемые.
2000. № 4. С. 376-390.
Ярошенко О.П. Палинология и фитогеография раннего триаса // Палеонтол. журн.
1997. № 2. С. 47-57.
Ahmad N. Late Palaeozoic Talchir tillites of Peninsular India // Earth's
Pre-Pleistocene glacial record / Ed. M.J. Hambrey et al. Cambridge: Cambridge
Univ. press,
1981. P. 326-330.
Alsharhan A.S., Narin A.E.M. Stratigraphy and sedimentology of the
Permian in the Arabian Basin and agjacent areas: A critical review // The
Permian
of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995.
Vol.
2. P. 187-214.
Amos A.J., Lopes Gamundi O. Late Palaeozoic Sauce Grande formation of Eastern
Argentina // Earth's Pre-Pleistocene glacial record / Ed. M.J. Hambrey et
al. Cambridge: Cambridge Univ. press, 1981. P. 872-877.
Anderson R.Y., Dean W.E. Filling the Delaware Basin: Hydrologic and climatic
controls on the Permian Castile Formation varved evaporite // The Permian
of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg; Springer, 1995.
Vol.
2. P. 61-78.
Barren E.J., Fawcett P.J. The climate of Pangaea: A review of climate
model simulationss of the Permian // Ibid.
1995. Vol. 1. P. 37-52.
Beauchamp B. Permian history of Acrtic North America // Ibid. 1995. Vol.
2. P. 3-22.
Beauchamp В., Baud A. Growth and demise of Permian biogenic chert along Northwest
Pangea: Evidence for End-Permian collapse of thermohaline circulation //
Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2002. Vol. 184, N 1/2. P. 37-63.
Beauchamp В., Theriault P. Late Paleozoic syn- and post-rift sequences on
Grinnell Peninsula, Canadian Arctic (Sverdrup Basin): Evidence for basin
margin tectonic
disturbances associated with sequence boundaries // Pangea: Global environments
and resources / Ed. A.F. Embry et al. Calgary, 1994. P. 199-217. (Canad.
Soc. Petrol. Geol. Mem.; N17).
Berner R.A. Examination of hypotheses for the Permian-Triassic boundary extinction
by carbon cycle modelling // Proc. Nat. Acad. Sci. US. 2002. Vol. 99, N 7.
P. 4172-4177.
Bourman R.P., Alley N. Permian glaciated bedrock surfaces and associated
sediments on Kuagaroo Island, South Australia: Implications for local Gondwanan
icemass
dynamics // Austral. J. Earth Sci. 1999. Vol. 45, N 4. P. 523-531.
Breivik AJ., Gudlaugssson S.T., Faleide J.I. Ottar Basin, SW Barents Sea:
A major Upper Palaeozoic rift basin containing large volumes of deeply buried
salt // Basin Res. 1995. Vol. 7, N4. P. 299-312.
Broutin J., Doubinger J., Harriet M.O., Lang J. Palynologie comparee
du Permien nigerien (Afrique occidentale) et Peritethysien: Implications
stratigraphiques
et phyto-geographiques // Rev. Palaeobot. and Palynol. 1990. Vol. 66. P.
243-261.
Broutin J., Roger J., Platel J.P. et al. The Permian Pangea: Phytogeographic
implications of new paleontological discoveries in Oman (Arabian Peninsula)
// C.r. acad. sci. Ser. Ha. 1995. Vol. 321. P. 1069-1086.
Bustin R.M. Cold-temperature peats and coals: Their sedimentology
and composition // Late Glacial and Postglacial environmental changes / Ed.
I.P. Martini.
N.Y.; Oxford: Oxford Univ. press, 1997. P. 294-310.
Cahen L., Lepersonne J. Late Palaeozoic tillites of the Congo Basin
in Zaire // Earth's Pre-Pleistocene glacial record / Ed. MJ. Hambrey et al.
Cambridge:
Cambridge Univ. press, 1981. P. 43-47.
Cassinis G., Toutin-Morin N., Virgili C. A general outline of the Permian
continental basins in Southwestern Europe // The Permian of Northern Pangea
/ Ed. P.A.
Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. C. 137-157.
Chumakov N.M. Glacial events of the past and their geological significance
// Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1985. Vol. 51. P. 319-346.
Chumakov N.M. One-way and quasi-periodic climate changes: Geologic evidence
// Russ. J. Earth Sci. 2002. Vol. 4. P. 277-299.
Condon M.A. The geology of the Carnarvon Basin, W. Australia // Stratigraphy.
Canberra, 1967. Pt 2: Permian. P. 191. (Bur. Miner. Resources, Geol. Austral.
Bull.; Vol. 77).
Crowell J.C. The ending of the Late Paleozoic ice age during the Permian
period // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg:
Springer, 1995. P. 62-74.
Crowell J.C. Pre-Mesozoic ice ages: Their bearing on understanding the climate
system // Geol. Soc. Amer. Mem. 1999. N 192. P. 1-106.
Crowell J.C., Frakes L.A. Late Paleozoic glaciation. IV. Australia
// Bull. Geol. Soc. Amer. 1971. Vol. 82. P. 2515-2540.
Cuneo N.R. Permian phytogeography in Gondwana // Palaeogrogr., PallaeoclimatoL,
Palaeoecol. 1996. Vol. 125. P. 75-104.
Deynoux M., Miller J.M.G., Domack E.W. et al. (ed). Earth's glacial record.
Cambridge: Cambridge Univ. press, 1994. P. 266.
Dickins J.M. Late Lalaeozoic glaciation // BMR J. Austral. Geol. and Geophys.
1985. Vol. 9. P. 163-169.
Dickins J.M. Problems of Late Paleozoic glaciation in Australia and subsequent
climate in the Permian // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1996.
Vol. 125. P. 185-197.
Dobruskina L.A. Triassic floras of Eurasia. Wien; N.Y.: Springer,
1994. 422 p.
Embry A.E., Beauchamp P., Glass D.J. (ed.). Pangea: Global environments and
recources. Calgary, 1994. 982 p. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N 17).
Erwin D.M. The End-Permian mass extinction // The Permian of Northern
Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995a. Vol. 1.
P. 20-34.
Eyles N., Eyles C.H., Gostin V.A. Iceberg rafting and scouring in the Permina
Shoalhaven Group of New South Wales, Australia: Evidence of Heinrich-like
events? // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1997. Vol. 136. P.
1-17.
Eyles C.H., Eyles N., Gostin V.A. Facies and allostratigraphy of
high-latitude glacially influenced marine strata of the Early Permian Southern
Sydney Basin
// Sedimentology. 1998. Vol. 45, N1. P. 121-161.
Eyles N., Young G.M. Geodynamic controls on glaciation in Earth history //
Earth's glacial record / Ed. M. Deynoux et al. Cambridge: Cambridge Univ.
press. 1994. P. 1-28.
Fluteau F. et al. The Late Permian climate: What can be inferred from climate
modelling concerning Pangea scenarios and Hercynian range altitude? // Palaeogeogr.,
Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2001. Vol. 167, N 1/2. P. 39-71.
Frakes L.A. Climates throughout geologic time. Amsterdam: Elsevier, 1979.
310 p.
Frakes L.A., Francis J.E., Syrtus J.I. Climate modes of the Phanerozoic.
Cambridge: Cambridge Univ. press, 1992. 274 p.
Franca A.B. Harare Group: Gondwanan Carboniferous-Permian of the Parana Basin,
Brazil // Earth's glacial record / Ed. M. Deynoux M. et al. Cambridge: Cambridge
Univ. press, 1994. P. 70-82.
Freiwald A. Modern nearshore cold-temperate calcareous sediments in the Troms
District, Norhern Norway // J. Sediment. Res. 1998. Vol. 68, N 5. P. 763-776.
Golonka J., Ross M.I., Scotese C.R. Phanerozoic paleogeographic
and paleoclimatic modeling maps // Pangea: Global environments and resources
/ Ed. A.F. Embry
et al. Calgary, 1994. P. 1-48. (Cad. Soc. Petrol. Geol. Mem. N 17).
Grunt ТА., Shi G.R. A hierarchical framework of Permian global marine biogeography
// Proc. XXX Intern, geol. congr.
1997. Vol. 12. P. 2-17.
Guerra-Sommer M., Cazzulo-Klepzig M., Mendonsa Filho J.G. Vegetation changes
Parana Basin, Permian, South Brazil // Abstr. XIV ICCP. conf. 1999. P. 49.
Hallam A., Wignall P.B. Mass extinctions and sea-level changes // Earth Sci.
Rev. 1999. Vol. 48, N 4. P. 217-250.
Herbert C. Late Palaeozoic glaciogenic sediments of the southern
Sydney Basin, New South Wales // MJ. Hambrey, W.B. Harland, N.M. Chumakov
et al. (Eds.).
Earth's pre-Pleistocene glacial record. Cambridge. Univ. Press. 1981. P.
488-491.
Holsewr W.T., Schonlaub H.P. et al. A unique geochemical record at the Permian/Triassic
boundary // Nature. 1989. Vol. 337. Vol. 337, N 6202. P. 39-44.
Isbell J.S., Cuneo N.R. Depositional framework of Permian coal-bearing strata,
southern Victoria Land, Antarctica // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol.
1996. Vol. 125. P. 217-238.
Isbell J.S., Seegers G.M., Gelhar G.A. Upper Paleozoic glacial and postglacial
deposits, central Transantarctic Mountains, Antarctica // Late Glacial and
Postglacial environmental changes. Ed. I.P. Martini / N.Y.; Oxford: Oxford
Univ. press, 1997. P. 230-242.
Isozaki I. Permi-Triassic syperanoxia and stratified syper-ocean: Records
from Lost Deep Sea // Science. 1997. Vol. 276, N 11. P. 235-238.
Kiessling W., Flugel E., Golonka J. Paleoreef maps: Evaluation of a comprehensive
database on Phanerozoic reefs // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1999. Vol.
83, N 10. P. 1552-1587.
Kozur H.W. Some aspects of the Permian-Triassic boundary (PTB) and of the
possible causes for the biotic crisis around this boundary // Palaeogeogr.,
Palaeoclimatol.,
Palaeoecol.
1998. Vol. 143. P. 227-272.
Krull E.S., Retallack G.J. Delta C-13 depth profiles from paleosols
across the Permian-Triassic boundary: Evidence for methane release // Bull.
2000.
Geol.
Soc. Amer. Vol. 112, N 9. P. 1459-1472.
Kutzbach J.E., Gallimore R.G. Pangea climates: Megamonsoons of the megacontinent
// J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94. P. 3341-3357.
Kutzbach J.E., Ziegler A.M. Simulation of Late Permian climate and biomes
with an atmosphere-ocean model: Comparisions with observations // Philos.
Trans.
Roy. Soc. London. B. 1993. Vol. 341, N 1297. P. 327-340.
La Page B.A., Pfefferkorn H.W. Plant fossilsfrom the Early Permian Sabine
Bay Formation, Arctic Canada // Abstr. XIV ICCP, Pander Soc., Canad. paleontol.
conf. 1999. P. 83.
Levell B.K., Braakman J.H., Rutlen K.W. Oil-bearing sediments of Gondwana
glaciation in Oman // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1988. Vol. 72. P.
775-796.
Leven E.J. Early Permian fusulinids from the Central Pamir // Riv. Ital.
Paleontol. Stratigr. 1993. Vol. 99, N 2. P. 151-198.
Lindsay J.F. Permian Postglacial environments of the Australian Plate //
Late Glacial and Postglacial environmental changes / Ed. I.P. Martini. N.Y.;
Oxford:
Oxford Univ. press, 1997. P. 213-229.
Lopez-Gamundi O.R. Glacial-Postglacial transition in the Late Paleozoic basins
of Southern South America // Ibid. 1997. P. 147-168.
Mader D. Evolution of palaeoecology and Triassic Fluvial Basin in Europe.
Vol. 1. Western and Eastern Europe. Vol. 2. Southeastern Europe and Index.
Stuttgart;
N.Y.: Fischer, 1992. 1340 p.
Martin H. The Late Palaeozoic Dwyka Group of the South Kalahari
Basin in Namibia and Botswana and the subglacial valleys of the Kaokoveld
in Namibia
// Earth's
Pre-Pleistocene glacial record / Ed. M.J. Hambrey et al. Cambridge: Cambridge
Univ. press, 1981. P. 61-66.
Martini I.P. (ed.) Late Glacial and Postglacial environmental changes:
Quaternary, Carboniferous-Permian and Proterozoic. N.Y.; Oxford: Oxford Univ.
press,
1997. 343 p.
McLoughlin S., Lindstrom S., Drinnan N. Gondwanan floristic and sedimentological
trends during the Permian-Triassic transition: New evidence from the Amery
Group, northern Prince Charles Mountains, East Antarctica // Antarct. Sci.
1997. Vol. 9, N 3. P. 281-298.
Menning M.A. Permian time scale 2000 and correlation of marine and continental
sequences using the Illawarra reversal (265 Ma) // Natura Bresciana. Monogr.
2001. N 25. P. 355-362.
Metcalfe I. Late Paleozoic and Mesozoic Palaeogeography of Eastern Pangea
and Tethys // Pangea: Global environments and resources / Ed. A.F. Embry
et al.
Calgary, 1994. P. 97-111. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N 17).
Michaelsen P., Henderson R.A. Facies relationships and cyclicity of high-latitude,
Late Permian coal measures, Bowen Basin, Australia // Intern. J. Coal Geol.
2000. Vol. 44. P. 19-48.
Nikishin A.M., Ziegler P.A., Abbott et al. Permo-Triassic intraplate magmatism
and rifting in Eurasia: Implications for mantoe plumes and mantle dynamics
// Tectonophysics. 2002. Vol. 351. P. 3-39.
Parrish J.T. Geologic evidence of Permian climate // The Permian of
Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995.
Vol. 1. P.
53-61.
Rampino Prokoph A., Adler A. Tempo of the End-Permian event: High-resolution
cyclostratigraphy at the Permian-Trassic boundary // Geol.ogy. Vol. 2000.
Vol. 28, N 7. P. 643-646.
Raymo M.E. The initiation of Northern Hemisphere glaciation // Annu. Rev.
Earth and Planet. Sci. 1994. Vol. 22. P. 353-383.
Rees P.McA., Gibbs M.T., Kutzbach J.E., Behling PJ. Permian climates: Evaluating
model predictions using global paleobotanical data // Geology. 1999. Vol.
27, N 10. P. 891-894.
Rees P. McA, Ziegler A.M., Gibbs M.T. Permian phytogeographic patterns
and climate data: Model comparisions // J. Geol. 2002. Vol. 110. P. 1-31.
Retallack G.J. Late Carboniferous to Middle Triassic megafossil
floras from Sidney Basin // Bull. Geol. Surv. New. South Wales. 1980. Vol.
26. P. 385-430.
Retallack G.J. Permafrost paleoclimate of Permian paleosols inthe Gerringong
volcanic facies of New South Wales // Austral. J. Earth Sci. 1999a. Vol.
46, N 1. P. 11-22.
Retallack G.J. Postapocalyptic greenhouse paleoclimate revealed by earliest
Triassic paleosols in the Sydney Basin, Australia // Bull. Geol. Soc. Amer.
1999b. Vol. Ill, N 1. P. 52-70.
Retallack G.J., Krull E.S. Landscape ecological shift at the Permian-Triassic
boundary in Antarctica // Austral. J. Earth Sci. 1999. Vol. 46. P. 785-812.
Robinson P.L. Palaeoclimatology and continental drift // Implications
of continental drift in the Earch Sciences. L.; N.Y.: Acad. press, 1973.
Vol. 1. P. 451-476.
Rocha-Campos A.C., Dos Santos P.R. The Harare Subgroup, Aduidauanna Group
and San Gregorio Formation, Parana Basin, southeastern South America // Earth's
Pre-Pleistocene glacial record / Ed. M.J. Hambrey et al. Cambridge: Cambridge
Univ. press, 1981. P. 842-852.
Ross C.A., Ross R.P. Permian sequence stratigraphy //The Permian of Northern
Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1.
P. 98-123.
Ruddiman W.E. (ed.) Tectonic uplift and climatic change. N.Y.: Plenum Press.
1997. 535 p.
Ruddiman W.F., Kutzbach J.E. Plateau uplift and climatic changes // Sci.
Amer. 1991. Vol. 264, N 3. P. 66-75.
Santos P.R., Rocha Campos A.C., Canute J.R. Patterns of late Palaeozoic deglaciation
in the Parana Basin, Brazil // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol.
1996. Vol. 125. P. 165-184.
Scholle P.A., Peryt T.M., Ulmer-Scholle D.S. (ed.) The Permian of
Northern Pangea. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1. 261 p.; Vol. 2.
312 p.
Scotese C.R., Langford R.P. Pangea and paleogeography of the Permian // The
Permian of Northern Pangea / Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer,
1995. Vol. 1. P. 3-19.
Shao L., Zhang P., Ren D., Lei J. Late Permian coal-bearing carbonate successions
in Southern China: Coal accumulation on carbonate platforms // Intern. J.
Coal Geol. 1998. Vol. 37, N 3/4. P. 235-256.
Shi G.R., Grunt Т.А. Permian Gondwana-Boreal antitropicality with
special reference to brachiopod faunas // Palaeogeogr., Palaeoclimatol.,
Palaeoecol.
2000. Vol.
155, N 2. P. 239-263.
Shopf J.M. The role of biogeographic provinces in regulating marine faunal
diversity through geologic time // Historical biogeography, plate tectoics,
and the changing environment. Oregon: State Univ. press. P. 449-457.
Smith A.G. Estimates of the Earth's spin (geographic) axis relative
to Gondwana from glacial sediments and paleomagnetism // Earth Sci. Rev.
1997. Vol.
42. P. 161-179.
Smith N.D., Barrett P.J., Woolfe KJ. Glacier-fed (?) sandstone sheets
in the Weller Coal Measures (Permian), Allan Hills, Antarctica // Palaeogeogr.,
Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1998. Vol. 141. P. 35-51.
Smith R.M.H. A review of stratigraphy and sedimentary environments of the
Karoo Basin of South Africa // J. Afr. Earth Sci. Vol. 10, N 1/2. P. 117-137.
Spry A., Banks M.R. (ed.). The geology of Tasmania // J. Geol. Soc. Austral.
1962. Vol. 9. P. 107-362.
Stanlay S.M. Paleozoic mass extinctions: Shared patterns suggest global cooling
as common cause // Amer. J. Sci. 1989. Vol. 288. P. 334-352.
Stanlay S.M., Yang X. A double mass extinction at the end of the Paleozoic
era // Science. 1994. Vol. 266. P. 1340-1344.
Stemmerik K., Worsley D. Permian history of the Barents shelf area // The
Permian of Northern Pangea / Ed. P. A. Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer,
1995.
Vol. 2. P. 81-97.
Stephenson M.H. Correlation of Permo-Carboniferous palynological assemblages
from Arabia // Program, with abstracts XIV ICCP. Calgary: Univ. press, 1999.
P. 140.
Stollhofen H., Stanistreet I.G., Bangert D., Grill H. Tuffis, tectonism and
glacially related sea-level changes, Carboniferous-Permian, Southern Namibia
// Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2000. Vol. 161, N 1/2. P. 127-150.
Termier G., Termier H., Maren Ph. et al. Donnees nouvelles sur la
transgression glacioi-euststique permo-carbonifere (Gzhelien-Sakmarien) en
Afghanistan
central // C.r. Acad. sci. D. 1973. Vol. 276. P. 943-947.
Twitchett R.J., Looy C.V., Morante R. et al. Rapid and sychrous
collaps of marine and terrestial ecosystems during the End-Permian biotic
crisis //
Geology.
2001. .Vol. 29, N 4. P. 351-354.
Utting J., Piasecki S. Palynology of the Permian of Northern continents:
A review // The Permian of Northern Pangea /Ed. P.A. Scholle et al. В.; Heidelberg:
Springer, 1995. Vol. 1. P. 237-261.
Valentine J.W. Evolutionary paleoecology of the marine biosphere. Englewood
Cliffs: Prentice-Hall, 1973. 511 p.
Veevers J.J., Powell C.McA. Late Paleozoic glacial episodes in Gondwanaland
reflected in transgressive-regres-sive depositional sequences in Euramerica
// Bull. Geol. Soc. Amer. 1987. Vol. 98. P. 475-487.
Veevers JJ., Powell C.McA., Collinson J.W., Lopez; Gamundi O.R. Synthesis
// Permian-Triassic Pangean foldbelts along the Panthalassan Margin of Gondwanaland.
Boulder (Colo.), 1994. P. 331-354. (Geol. Soc. Amer. Mem. Vol. 184).
Visser J.NJ. The age of the Late Palaeozoic glacigene deposits in Southern
Africa // S. Afr. J. Geol. 1990. Vol. 93, N 2. P. 366-375.
Visser J.N.J. A Permian argillaceous syn- to post-glacial foreland sequence
in the Karoo Basin, South Africa // Earth's glacial record / Ed. M. Deynoux
et al. Cambridge: Cambridge Univ. press, 1994. P. 193-203.
Visser J.N.J. Controls on Early Permian shelf deglaciation in the
Karoo Basin of South Africa // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol.
1996. Vol.
125. P. 129-139.
Visser J.N.J. A review of the Permo-Carboniferous glaciation in Africa //
Late Glacial and Postglacial environmental changes / Ed. I.P. Martini. N.Y.;
Oxford:
Oxford Univ. press, 1997. P. 169-191.
Visser J.NJ., Van Niekert B.N., Van der Merwe S.W. Sediment transport of
the Late Paleozoic glacial Dwyka Group in the southwestern Karoo Basin //
S. Afr.
J. Geol. 1997. Vol. 100, N 3. P. 223-236.
Visser J.N.J., Young G.M. Major element geochemistry and paleoclimatology
of the Permo-Carboniferous glacigene Dwyka Formation and post-glacial mudrocks
in Southern Africa // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1990. Vol.
8 I.P. 49-57.
Wagner R.H., Lausberg S., Naugolnykh S. The Permian Angara flora from North
Greenland: A progress report // Abstr. XIV ICCP, Pander Soc., Canadian Paleontol.
conf. 1999. P. 150.
Walliser O.H. (ed.). Global events and event stratigraphy in Phanerozoic.
В.: Springer, 1995. 335 p.
Wang J., Liu H., Shen G., Zhang H. Notes on the island distribution pattern
of the Permian Cathaysian flora in China: An example of the application of
the equilibrium theory of island biogeography in palaeobiogeography // Palaeogeogr.,
Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1998. Vol. 142. P. 23-31.
Wardlaw B.R. Permian conodonts // The Permian of Northern Pangea / Ed. P.A.
Scholle et al. В.; Heidelberg: Springer, 1995. Vol. 1. P. 186-195.
Wignall P.В., Hallam A. Anoxia as a cause of the Permian-Triassic mass extinction-facies
evidence from Northern Italy and Western United States // Palaeogeogr., Palaeoclimatol.,
Palaeoecol. 1992. Vol. 93, N 1/2. P. 21-46.
Wnuk C. The development of floristic provincialy during the Middle and Late
Paleozoic // Rev. Palaeobot. and Palynol.
1996. Vol. 90. P. 5-40.
Wopfner H., Casshyap S.M. Transition from freezing to subtropical climates
in the Permo-Carboniferous of Afro-Arabia and India // Late Glacial and Postglacial
environmental changes / Ed. I.P. Martini. N.Y.; Oxford: Oxford. Univ. press,
1997. P. 192-212.
Yang W., Kominz MA. Testing periodicity Cisco Group (Virgilian and
Wolfcampian), Texas // J. Seiment. Res. 1999. Vol. 69, N6. P. 1209-1231.
Ziegler A.M. Phytogeographic patterns and continental configurations
during the Permian period // Paleozoic paleo-geography and biogeography /
Ed. W.S.
McKerrow, C.R. Scotese. L., 1990. P. 363-379. (Geol. Soc. London. Mem.; N
12).
Ziegler A.M., Gibbs M.T., Hulver M.L. A mini atlas of oceanic water
masses in the Permian period // Proc. Roy. Soc. Victoria. 1998. Vol. 110,
N 1/2.
P. 323-343.
Ziegler A.M., Hulver M.L., Rowley D.B. Permian world topography and climate
// Late Glacial and Postglacial environmental changes / Ed. I.P. Martini.
N.Y.; Oxford: Oxford Univ. press, 1997. P. 111-146.
Ziegler AM., Parrish J.M., Yao J. et al. Early Mesozoic phytogeogrpahy and
climate // Philos. Trans. Roy. Soc. London. B. 1997. Vol. 341, N 1297. P.
297-305.
Zo Wang. Gigantonoclea - an enigmatic Permian plant from North China // Paleontology.
1999. Vol. 42. P. 329-373.
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
