Мезозойская эра (эратема)

Мезозойская эра длительностью 180 млн. лет состоит из трех периодов: триасового, юрского и мелового (табл. 5)

Таблица 5

Триасовая система (период, Т) была выделена в 30-е годы XIX века на территории Германской впадины и подразделена на три отдела. Позднее в качестве стратотипа стал использоваться разрез в Альпах, где триасовые отложения представлены не лагунно-континентальными, а морскими толщами. Ярусы нижнего отдела триаса – индский и оленекский – были выделены в 1956 году советскими геологами Л.Д. Кипарисовой и Ю.Н. Поповым, а затем утверждены очередной сессией Международного геологического конгресса. Продолжительность триасового периода составляет около 43 млн. лет (251-208 млн. лет).

Органический мир. В начале триасового периода органический мир Земли оказался обедненным в результате гигантского вымирания на пермо-триасовом рубеже, когда исчезло около 90% ранее существовавших видов. Только спустя некоторое время (возможно, миллионы лет) разнообразие органического мира сначала достигло прежнего уровня, а затем превысило его. Из морской фауны беспозвоночных характерной группой триасового периода являлись цератиты из подкласса аммоноидей, принадлежащего к головоногим моллюскам. Первые представители цератитов появились еще в пермском периоде. В триасе цератиты получили широкое распространение, а в конце периода стали быстро вымирать. Другие группы головоногих моллюсков (наутилиды, ортоцератиты и белемниты) были распространены в меньшей степени. Большого разнообразия достигли двустворчатые и брюхоногие моллюски. Из брахиопод в триасовом периоде получили распространение теребратулиды и ринхонеллиды. Существенное обновление пережили на пермо-триасовом рубеже мшанки. Из иглокожих широкое распространение получили новые группы морских ежей, из кораллов – группа шестилучевых. Появились новые представители фораминифер. Среди позвоночных продолжали развитие рыбы. Из земноводных окончательно вымерли стегоцефалы. Из водных рептилий в раннем триасе появились ихтиозавры, конвергентно сходные с рыбами и дельфинами, а в среднем – ластоногие рептилии (плезиозавры и нотозавры), сходные с тюленями и моржами.

Наземная фауна позвоночных характеризовалась увеличением разнообразия рептилий из группы динозавров. Рептилии начали осваивать воздушное пространство. В середине триаса появились летающие ящерицы – лонгисквамы, охотящиеся за насекомыми. В начале триаса появились млекопитающие. Наземная флора характеризовалась господством голосеменных: гинкговых, цикадовых, беннеттитовых, а также хвойных, среди которых появились сосновые, араукариевые, кипарисовые. Большое распространение получили папоротники, разнообразие которых в пермском периоде несколько сократилось.

Тектонический режим и осадконакопление. В триасовом периоде продолжалось развитие суперплатформ Лавразии и Гондваны. Считается, что на границе пермского и триасового периодов за счет их объединения образовался гигантский материк – Пангея 2. Это подтверждается находками остатков наземной рептилии листозавра в нижнетриасовых отложениях и Лавразии и Гондваны. В триасе начался распад гигантских материков и образование Индийского и Атлантического океанов (рис. 104). На континентах господствовал наземный режим (геократический период). Регрессия, начавшаяся в поздней перми, продолжалась в течение всего периода.

В позднем триасе произошла начальная (индосинийская) фаза мезозойской (киммерийской) складчатости. Нередко триасовый период рассматривается как этап господства процессов растяжения земной коры, обусловивших формирование глубинных разломов. С ними связывается формирование впадин (Германская, Прикаспийская, Англо-Парижская), а также трапповый вулканизм в Тунгусской синеклизе и сопредельных территориях.

В Лавразии наиболее полные разрезы триасовой системы располагаются в Германской и Прикаспийской впадинах. Эти отложения практически не дислоцированы, что подтверждает платформенные условия их накопления. В Германской впадине Западно-Европейской платформы нижний отдел триаса представлен красноцветными терригенными породами широкого гранулометрического спектра (мощность до 1000 м), несогласно перекрывающими верхнепермские песчаники. Накопление нижнетриасовых отложений происходило в условиях аридного климата. В конце раннетриасовой эпохи в Германскую впадину проникло море, наступавшее со стороны Средиземноморского геосинклинального пояса. Формирование морских и лагунных отложений продолжалось в среднетриасовую эпоху, а также в начале позднего триаса. В конце позднетриасовой эпохи преобладал режим заболоченной лагуны, изредка превращавшейся в морской залив с нормальной соленостью воды. Суммарная мощность триасовых отложений достигает в Германской впадине 1500-2000 м.

Примерно такая же последовательность палеогеографических обстановок наблюдалась в триасовом периоде и в пределах Прикаспийской впадины Восточно-Европейской платформы. В течение ранне- и позднетриасовой эпох здесь господствовал континентальный и лагунно-континентальный режим, прерываемый кратковременными вторжениями моря, фиксированными пачками известняков с остатками морской фауны. Сравнительно длительная трансгрессия началась в конце раннетриасового времени и продолжалась в течение среднего триаса. По суммарной мощности триасовых отложений Прикаспийская впадина примерно в 1,5 раза превосходит Германскую впадину. На остальной территории Восточно-Европейской платформы (Московская и Печорская синеклизы, Донбасс) триасовые отложения представлены нижним отделом, мощность которого не превышает первой сотни метров.

На Тунгусской синеклизе Сибирской платформы триасовые отложения, как и верхнепермские, представлены трапповой формацией, сложенной покровами базальтов, пачками туфов, пластами песчано-глинистых пород с остатками наземной флоры. Мощность формации достигает 2500-3000 м. На Западно-Сибирской платформе, имеющей палеозойский фундамент, нижний и средний отделы триаса сложены пестроцветными терригенными толщами, переслаивающимися с вулканитами. По-видимому, значительная часть Западно-Сибирской платформы, а также Кузбасс явялись областями распространения трапповой формации. В позднем триасе накапливались угленосные песчано-глинистые толщи. На восточном макросклоне Урала (Челябинский буроугольный бассейн) триасовые отложения мощностью 1500-1800 м представлены терригенной толщей, содержащей мощные пласты бурых углей. На Северо-Американской платформе триасовые отложения входят в состав верхнетриасово-нижнеюрской толщи (мощность несколько тысяч метров), слагающей рифтогенные впадины на западной окраине Аппалачей. В целом, Лавразия в течение триасового периода представляла собой аллювиально-озерно-болотную равнину, в пределах которой располагались отдельные возвышенные участки.

На Гондване, также как и в Лавразии, в течение триасового периода происходили глыбовые движения, обусловившие формирование впадин с большой мощностью вулканогенно-терригенных отложений. В Южной Африке в позднетриасовое время накопилась толща базальтов мощностью в несколько сотен метров. В Австралии широко распространены красноцветные отложения триаса мощностью до 2500 м. Континенты Южного полушария, разделенные в настоящее время гигантскими океаническими впадинами, в триасовом периоде находились несравненно ближе друг к другу. «Гондванская серия», формировавшаяся на этих континентах, представляла собой толщу вулканогенно-терригенных пород широкого гранулометрического спектра, содержащую сходный по видовому составу комплекс органических остатков. В нижнетриасовых отложениях этих континентов содержатся остатки скелетов листозавров. Весьма сходна триасовая флора Западной Австралии, Южной Америки, Южной Африки. В триасовое время появляются и первые признаки дробления Гондваны. Находки на западном побережье Мадагаскара и восточном побережье Африки морских отложений позволяют предположить существование узкого залива («Мозамбикского рукава»), глубоко вдававшегося в территорию Гондваны. Другой морской залив заложился в триасовом периоде на территории Западной Африки. Таким образом, весьма вероятно, что в конце триасового периода началось формирование впадин Индийского и Атлантического океанов (рис.104).

Рис. 104. Распад гигантских континентов, начавшийся в триасе, продолжался на протяжении всего мезозоя.

Стрелками показаны движения литосферных плит.

Геосинклинальный режим в триасовом периоде существовал в Средиземноморском поясе, значительно сократившимся в размерах, и в пределах «Тихоокеанского кольца», состоящего из Западно- и Восточно-Тихоокеанского поясов. Они характеризовались, в основном, морским режимом.

Средиземноморский геосинклинальный пояс в триасовом периоде протягивался в субширотном направлении от юго-западных окраин Европы до Индокитая. Тектоно-седиментационный режим в его пределах был весьма различен: одни области характеризовались эвгеосинклинальным режимом (Альпы, Большой Кавказ), другие – представляли собой срединные массивы (Закавказье), где накапливались карбонатные толщи сравнительно небольшой мощности. В Альпах, возможно, существовало два эвгеосинклинальных прогиба. В Западных Альпах преобладал морской режим, и происходила вулканическая деятельность. В Восточных и Южных Альпах широкое распространение имели гипсо-соленосные толщи. На Большом Кавказе триас представлен морскими терригенно-известняковыми отложениями общей мощностью около 1500 м.

На восточной окраине Средиземноморского геосинклинального пояса триасовые отложения распространены на северо-западе Вьетнама, в бассейне р. Черной. Низы нижнего триаса представлены здесь красноцветной вулканогенно-терригенной толщей. Вверх по разрезу она сменяется существенно известняковыми отложениями, а последние – черносланцевой толщей. Накопление морских отложений, иногда содержащих вулканиты, закончилось в начале позднего триаса. Суммарная мощность геосинклинальных отложений триасового периода приближается к 5500 м. В середине позднетриасовой эпохи в результате индосинийской фазы мезозойской складчатости произошли процессы консолидации. В конце позднетриасовой эпохи осадконакопление возобновилось и продолжалось до середины мелового периода. В условиях межгорного прогиба накопилась вулканогенно-терригенная угленосная толща мощностью более 6000 м.

Западно-Тихоокеанский геосинклинальный пояс протягивался от северо-восточных окраин России до Новой Зеландии и Тасмании. На Северо-Востоке России в его состав входили Яно-Колымская и Анюйско-Чукотская геосинклинали, разделенные Колымским (Омолоно-Колымским) срединным массивом. В Яно-Колымской геосинклинали общая мощность триасовых отложений, представленных мелко-тонкообломчными породами, достигает 7000-7500 м. Отложения изобилуют остатками морской фауны. В Анюйско-Чукотской геосинклинали, отличие от Яно-Колымской, широкое распространение имеют вулканиты. В пределах Колымского срединного массива мощность триасовых отложений, представленных, в основном, известняками, не превышает 1000 м. Вулканиты развиты в окраинных частях срединного массива.

В Восточно-Тихоокеанском геосинклинальном поясе эвгеосинклинальный режим существовал лишь на территории Кордильер, где накапливались многокилометровые вулканогенно-терригенные толщи морских отложений. Восточнее (ближе к платформе) в пределах Скалистых гор располагалась область миогеосинклинального режима, характеризовавшаяся меньшей мощностью отложений и отсутствием вулканитов. Различие в составе бентосной фауны Западно- и Восточно-Тихоокеанского поясов рассматривается как косвенное подтверждение существования в триасовом периоде глубоководного океана Палеопацифика, в какой-то мере соответствующего современному Тихому океану.

Климат. Большинство исследователей триасового периода выделяет в качестве главных областей морского режима Бореальный бассейн и море Тетис, разделенные обширной сушей. В состав Бореального бассейна входила акватория Северного Ледовитого океана и приполярные области (Северо-Восток России, бассейн низовий р. Лены, Таймыр, Шпицберген, Гренландия, Арктическая Канада). В пределах бассейна накапливались вулканогенно-терригенные отложения. Единство Бореального бассейна подтверждается сходством видового состава фауны отдельных его частей. В море Тетис накапливались карбонатные осадки с широким распространением эвапоритов. Средняя температура воды варьировала здесь в пределах 21-26ºС, в то время как в Бореальном бассейне она приближалась к 15ºС. В целом, триасовый период характеризовался теплым климатом, а существовавшая в это время зональность, в основном, обусловливалась степенью влажности.

Предполагается, что по степени влажности в триасовом периоде выделялись четыре зоны: экстрааридная (зона пустынь), умеренно-аридная (зона сухих саванн), переменно-влажная и равномерно-влажная. Пустынные условия преобладали в Северной Америке, Северной Африке, Северной Австралии. В этих регионах распространены красноцветные континентальные отложения, а среди морских осадков – эвапориты и доломиты. Умеренно-аридные условия существовали на севере Северной Америки, в Северной Европе, в Западной и Южной Сибири, Монголии, в Северо-Восточном Китае. Здесь появились засухоустойчивые ассоциации растений, а кое-где (вероятно по долинам рек и озер) – комплексы влаголюбивых растений. Переменно-влажный климат существовал на северо-востоке Лавразии, в Приморье, на востоке Австралии и северо-западе Канады. В пределах этой области формировались сероцветные терригенные толщи и коры выветривания. Равномерно-влажный климат существовал в Центральной Америке, на Аляске, в Канаде, Сахаре и Северо-Восточной Азии. К концу триасового периода температура ещё несколько повысилась.

Полезные ископаемые. Нефтегазоносные месторождения триасового возраста известны в Тимано-Печорской области, Алжирской Сахаре, Арктической Канаде, на Аляске. Запасы углей обнаружены на Урале (Челябинский буроугольный бассейн), в США (Южно-Аппалачский бассейн), Китае, Австралии. Осадочные руды урана обнаружены в штате Колорадо (США). Запасы каменной и калийной солей известны в Альпах. С трапповой формацией Тунгусской синеклизы связаны алмазоносные трубки взрыва, месторождения меди, никеля, кобальта, железных руд, графита. С раннетриасовыми корами выветривания связаны месторождения минеральных красок в Средней Азии и Сибири.

Юрская система (период, J) в современном объеме впервые была выделена немецким естествоиспытателем А. Гумбольдтом в 1822 году в качестве «формации юры». В 1829 году французский геолог А. Броньяр описал «формацию» как самостоятельную систему. В настоящее время юрская система подразделяется на три отдела и 11 ярусов. Нижний отдел системы иногда называют лейасом, средний – доггером, верхний – мальмом. Продолжительность юрского периода составляет около 62 млн. лет (208 - 145,8 млн. лет).

Органический мир. Морская фауна юрского периода характеризовалась широчайшим распространением одной из групп головоногих моллюсков – аммонитов. На основе изучения этой быстро эволюционировавшей группы было выделено более 40 аммонитовых зон, последовательно сменявшихся в течение рассматриваемого периода. Широкое распространение в юрском периоде имела и другая группа головоногих моллюсков – вымерший надотряд Белемниты. Значительно сократилось распространение наутилоидей. Кроме того, были распространены двустворчатые и брюхоногие моллюски, иглокожие (морские лилии и морские ежи), брахиоподы (ринхонеллиды и теребратулиды), шестилучевые кораллы, фораминиферы. Из водных позвоночных широчайшее распространение, как и в триасовом периоде, имели рыбы, ихтиозавры и ластоногие рептилии.

В фауне суши господствовали рептилии, главным образом динозавры. В юрском периоде благодаря мягкому влажному климату произрастала пышная наземная растительность, обеспечивавшая благоприятную кормовую базу для растительноядных динозавров. Некоторые из них достигали 20-30 м в длину при весе 50-60 тонн. Американские палеонтологи предполагают существование сейсмозавра, вес которого мог достигать 100-120 тонн. Динозавры жили колониями и отличались определенной заботой о потомстве. По-видимому, они обладали более высоким уровнем психического развития, нежели это предполагалось раньше и, следовательно, более развитым мозгом. Гигантские размеры динозавров, возможно, обеспечивали постоянную температуру тела, необходимую для нормального функционирования мозга. Кроме того, увеличение размеров тела растительноядных динозавров способствовало защите от хищников. В то же время это вызывало увеличение размеров хищников.

Продолжалось освоение наземными рептилиями воздушного океана, началом которого стало появление в триасовом периоде «летающей ящерицы» – лонгисквамы. В первой половине юры появились первые представители летающих ящеров (птерозавров) – рамфоринхи. Некоторые палеонтологи считают, что наличие у птерозавров шерсти доказывает существование у них терморегуляции. В конце юры появилась еще одна группа птерозавров – птеродактили, освоившие планирующий полёт. В юрском периоде появились представители класса птиц. До недавнего времени предком птиц считался археоптерикс. Сейчас многие исследователи предполагают, что предковой формой птиц являлся протоавис, обитавший в конце триасового периода, а археоптерикс был представителем птицеподобных динозавров.

Дискуссия вокруг археоптерикса, в конечном счете, подтвердила разнообразие направлений эволюции органического мира. Из множества путей эволюции, реализуемых в природе различными группами органического мира, наиболее прогрессивным является тот, который сопровождается кардинальной перестройкой организма. Фаунистическая группа, испытавшая такую перестройку, получает в дальнейшем широкое распространение. Примером являются птицы, возникшие за счет кардинальной перестройки одной из групп рептилий. Прочие, приспособившиеся к полетам группы рептилий (например, лонгисквамы, рамфоринхи, птеродактили) в процессе дальнейшей эволюции вымерли. Вымирание происходило тем быстрее, чем менее значительной была перестройка организма. Лонгисквамы, обладавшие крыльями дополнительно к двум парам конечностей, жили более короткий отрезок геологического времени, чем птерозавры, характеризовавшиеся более глубокой перестройкой организма.

Млекопитающие юрского периода являлись одной из групп наземной фауны, имевшей широкое распространение в течение мезозойской эры. По числу видов мезозойские млекопитающие превосходили рептилий. Юрская флора отличается от триасовой исчезновением кордаитов, «семенных папоротников», каламитов. Господствующее положение заняли представители голосеменных: хвойные, гинкговые, цикадовые.

Тектонический режим и осадконакопление. В юрском периоде платформенный режим существовал в Лавразии и Гондване, однако сухопутная связь между этими суперконтинентами нарушилась, в силу чего данный период считается временем распада Пангеи II. Областями геосинклинального режима являлись Средиземноморский, Западно- и Восточно-Тихоокеанский пояса. Из геосинклинальных поясов в течение юрского периода море неоднократно вторгалось на территорию платформ. Максимум трансгрессии пришелся на позднеюрскую эпоху. В Северном полушарии трансгрессия с особой силой проявилась на Восточно-Европейской, Западно-Европейской и Западно-Сибирской платформах, в Южном полушарии – в Восточной Африке, Западной Австралии и на Мадагаскаре. Наличие позднеюрских морских отложений на территории Гондваны, по-видимому, указывает на начало её распада на отдельные континенты, разделенные впадинами Индийского и Атлантического океанов. Мощность юрских трансгрессий позволяет считать этот период талассократическим этапом развития Земли.

Тектоническая жизнь в юрском периоде была достаточно активной. На платформах, как и в триасовом периоде, продолжался рифтогенез, сопровождавшийся вулканической деятельностью. К рифтогенным структурам принадлежат Датско-Польский авлакоген и грабенообразные впадины Забайкалья. На юрский период пришелся максимум мезозойской (киммерийской) складчатости, начавшейся на восточной окраине Средиземноморского геосинклинального пояса в конце триасового периода. С наибольшей силой она проявилась в позднеюрскую эпоху на территории Кордильер, где описана в качестве невадийской фазы.

В состав Лавразии в юрское время входили разновозрастные платформы Северного полушария. На Восточно-Европейской платформе раннеюрские толщи представлены песчано-глинистыми отложениями континентального происхождения, развитыми на Украине и в Прикаспийской впадине. В среднеюрскую эпоху началась южная трансгрессия со стороны моря Тетис и северная – со стороны Бореального бассейна, территориально соответствовавшего Северному Ледовитому океану. В поздней юре большая часть платформы стала дном моря. На Московской синеклизе верхнеюрские отложения, представленные песчано-глинистыми отложениями с остатками морской фауны (мощность около 90 м), несогласно перекрывают среднекаменноугольные известняки.

На Сибирской платформе морские отложения юрского возраста распространены на северных и восточных окраинах в пределах Енисейско-Хатангского (Хатангского), Лено-Анабарского и Приверхоянского прогибов. На Западно-Сибирской плите нижне-среднеюрские отложения представлены песчано-глинистыми континентальными осадками. В позднеюрскую эпоху в результате трансгрессии Бореального бассейна накопились терригенные отложения, изобилующие остатками морской фауны. В это время Западная Сибирь представляла собой огромный морской залив, ограниченный с трех сторон холмисто-увалистой сушей (Урал, Казахстан, Алтай и большая часть Сибирской платформы). Южнее залива располагалась система межгорных впадин, протягивающаяся от Центрального Казахстана до Северного Китая (Карагандинская, Кузнецкая, Канско-Ачинская, Минусинская, Зейско-Буреинская). Во впадинах происходило угленакопление.

На Западно-Европейской платформе сравнительно полный разрез юрской системы наблюдается в пределах Германской впадины. Здесь представлены все три отдела общей мощностью 450-750 м. В составе нижнеюрских отложений доминируют глинистые сланцы, средне- и верхнеюрский отделы сложены известняками. Накопление этой толщи происходило в морском бассейне при теплом или даже жарком климате. Сравнительно небольшая мощность отложений и слабая дислоцированность указывают на платформенный режим области их накопления. Североамериканская часть Лавразии в юрском периоде, в основном, являлась сушей. Морские отложения, чередующиеся с континентальными, развиты лишь на западе платформы, на окраинах Кордильер.

В конце юры закладываются впадины Атлантического и Индийского океанов. Известняки позднеюрского возраста, залегающие непосредственно на океанических базальтах, обнаружены в Северной Атлантике в районе Багамских островов. Таким образом, оказались разделенными евразиатская и североамериканская части Лавразии. В Южной Атлантике юрские морские отложения обнаружены у берегов Западной Африки. Морские отложения юрского возраста, указывающие на зарождение Индийского океана, обнаружены в пределах «Мозамбикского рукава», у побережья Индостана, в Западной Австралии. Бореальный бассейн юрского возраста более или менее соответствовал Северному Ледовитому океану, но резко отличался от него теплым климатом.

Геосинклинальный режим в юрском периоде существовал в пределах Средиземноморского, Западно- и Восточно-Тихоокеанского поясов. Средиземноморский пояс к началу юрского периода сократился за счет герцинской и индосинийской складчатостей. Областями осадконакопления здесь являлись прогибы и срединные массивы. В прогибах накапливались многокилометровые толщи вулканогенно-терригенных пород с пластами известняков и яшм, в срединных массивах мощность юрских отложений, нередко угленосных, не превышает сотен метров.

Примером прогибов являются Северный и Южный прогибы на северном и южном макросклонах Большого Кавказского хребта. В Северном прогибе нижне-среднеюрские отложения глубоко метаморфизованы; их мощность достигает 12000 м. В Южном прогибе степень метаморфизма меньше, а мощность не превышает 5000 м. Однако в Южном прогибе, в отличие от Северного, среднеюрские отложения представлены не осадочными толщами, а вулканитами. Таким образом, вопрос о том, какой из этих прогибов отвечает признакам эвгеосинклинали, а какой миогеосинклинали остается открытым. Этот пример показывает, что разделение геосинклинальных прогибов на эв- и миогеосинклинали в ряде случаев носит условный характер. Верхнеюрские отложения Северного и Южного прогибов резко несогласно залегают на нижне-среднеюрских, что указывает на проявление на средне-позднеюрском рубеже складчатости. Она, однако, не уничтожила различий тектонического режима Северного и Южного прогибов. Областями геосинклинального режима в юрском периоде оставались также Памир и Тибет.

В Западно-Тихоокеанском геосинклинальном поясе продолжали развитие Яно-Колымская и Анюйско-Чукотская геосинклинали, разделенные Колымским срединным массивом. Вулканизм в это время наблюдался на границе срединного массива и геосинклиналей. В поздней юре произошла консолидация геосинклиналей, сопровождавшаяся внедрением гранитоидов. В это же время на границе с Сибирской платформой заложился Приверхоянский прогиб.

В Восточно-Тихоокеанском геосинклинальном поясе областью эвгеосинклинального режима являлись Западные Кордильеры, где накапливались вулканогенно-терригенные отложения мощностью до 6000 м. В позднеюрскую эпоху здесь произошла невадийская фаза мезозойской складчатости, обусловившая возникновение углового несогласия внутри позднеюрских отложений. В конце юрского периода эвгеосинклинальный режим сохранялся на Береговых хребтах, где накапливались мощные терригенные отложения. Областью миогеосинклинального режима в юрском периоде являлась территория Скалистых гор.

Климат юрского периода, вероятно, был значительно теплее современного: следов континентального оледенения в приполярных областях не обнаружено. Для юрского периода, в некоторой мере условно, намечается пять климатических поясов: экваториально-тропическо-субтропический, два аридных и два умеренных. Раннеюрская эпоха характеризовалась преобладанием на Земном шаре экваториально-тропическо-субтропического климата, фиксированного широким накоплением ископаемых углей и бокситов. Термический экватор в это время, по-видимому, располагался в пределах Средиземноморского геосинклинального пояса. Сравнительно небольшое распространение имели области аридного климата. В дальнейшем, в течение юрского периода происходит аридизация и похолодание климата. В средней юре несколько увеличивается область субтропического климата при соответствующем сокращении области экваториально-тропического. Резко расширяется область умеренного климата. В позднеюрской эпохе климатические пояса несколько смещаются в южном направлении и приобретают черты сходства с современными, но среднегодовые температуры были выше. В целом, климатические изменения в течение юрского периода не были значительными. В этой связи не вполне понятна интенсивная изменчивость юрских аммоноидей.

Полезные ископаемые. Теплый влажный климат юрского периода обеспечивал благоприятные условия для процессов угле- и бокситообразования. В юрских отложениях заключено около 1/6 мировых запасов ископаемых углей. Крупнейшими буроугольными бассейнами являются Канско-Ачинский, Убоганский, Иркутский. Крупные запасы каменного угля содержатся в юрских отложениях Южно-Якутского бассейна, угольных бассейнов Грузии, Китая, Австралии. Месторождения бокситов юрского возраста известны на Урале, в Тургайском прогибе, Средней Азии, Енисейском кряже, Средиземноморье. Крупнейшие месторождения нефти юрского возраста найдены на территории Саудовской Аравии, Предкавказья, Средней Азии, Западной Сибири. Газоносные месторождения обнаружены в Баренцевом море. Крупные месторождения осадочных железных руд известны на юге Западной Сибири, Англо-Парижском и Польско-Германском бассейнах.

Мощная интрузивная деятельность во второй половине юрского периода обеспечила формирование месторождений олова, молибдена, вольфрама, золота в пределах Западно- и Восточно-Тихоокеанского геосинклинального поясов. С юрским вулканизмом связано формирование месторождений марганца на Балканах и в Калифорнии, а также меди – в Закавказье.

Меловая система (период, К) в качестве особого подразделения Международной стратиграфической шкалы была выделена бельгийским ученым О. д’Аллуа в 1822 году в Англо-Парижском бассейне. Свое название она получила по широкому распространению в составе отложений белого писчего мела. Двучленное строение меловой системы утверждено Международным геологическим конгрессом в 1885 году, однако в некоторых европейских государствах она расчленяется на три отдела. Ярусное расчленение системы, в основном, произведено в XIX веке. Согласно современным представлениям каждый из двух отделов расчленен на 6 ярусов. Продолжительность периода, по данным 2008 года, составляет около 80 млн. лет (145-65 млн. лет).

Органический мир. Морская фауна беспозвоночных мелового периода характеризуется широким распространением аммоноидей, белемнитов, двустворчатых и брюхоногих моллюсков, морских ежей, губок, мшанок, шестилучевых кораллов, фораминифер. Среди аммоноидей появляются группы, отличающиеся от ранее существовавших строением раковины и межкамерной перегородки. Получает распространение гигантизм: некоторые виды достигают 2 м. На рубеже раннего и верхнего мела значительно обновляются белемниты. Среди двустворчатых моллюсков господствуют иноцерамы, а в тропических морях – рудисты, образовывавшие рифовые скопления. Шестилучевые кораллы участвуют в рифообразовании вместе с рудистами. Значительное распространение в середине периода получили брюхоногие моллюски. Снижается разнообразие брахиопод, но возрастает разнообразие мшанок. Среди морских ежей выделяются группы правильных и неправильных. Во второй половине мелового периода возрастает разнообразие губок. Важным элементом органического мира морских бассейнов мелового периода были микроскопические водоросли – наннопланктон. Среди морских позвоночных большое распространение получают лучеперые и костистые рыбы. Среди водных рептилий исчезают ихтиозавры, но продолжается развитие плезиозавров. Значительное распространение получают гигантские водные ящерицы – мозозавры, которые обитали в большом диапазоне глубин, в силу чего в их скелетах часто заметны следы кессонной болезни.

В органическом мире суши господствующую роль играли растительноядные и хищные динозавры, нередко достигавшие значительных размеров. Среди растительноядных динозавров наиболее крупными были гадозавры (утконосые динозавры), среди хищников и трупоядных – тиранозавры, вес которых достигал 2 тонн. Во второй половине мелового периода, в связи с появлением покрытосеменных растений, некоторые группы растительноядных динозавров приспособились к питанию семенами и приобрели конвергентное сходство с птицами (клювоголовые рептилии). В конце периода появились змеи и крокодилы, получившие широкое распространение в кайнозойской эре. Млекопитающие в меловом периоде были представлены сумчатыми, населяющими в настоящее время Австралию, Северную и Южную Америку. Птицы мелового периода принадлежали к группам ящерохвостых и веерохвостых. Современные птицы произошли от веерохвостых.

В раннем мелу наземная растительность характеризовалась господством голосеменных, представленных цикадовыми, гинкговыми, беннетиттовыми, хвойными. Во второй половине периода появились и получили широкое распространение покрытосеменные растения, многие из которых сохранились до настоящего времени (дуб, платан, лавр, магнолия). В непосредственной связи с наземной растительностью протекала эволюция насекомых, широко распространенных в меловом периоде.

Мел-палеогеновый рубеж ознаменовался одним из крупнейших вымираний органического мира Земли. По подсчетам палеонтологов вымерло более 100 семейств морских беспозвоночных и примерно такое же количество таксонов наземных животных и растений. Вопрос о причинах периодических вымираний (и, соответственно, обновлений) остается открытым. Большинство исследователей объясняет эти события воздействием космического фактора.

Тектонический режим и осадконакопление. В начале мелового периода имела место небольшая регрессия. По-видимому, она была связана с раннемеловой (колымской) фазой мезозойской складчатости, обусловившей отмирание геосинклинального режима на значительной части Западно-Тихоокеанского пояса. На платформах эта фаза складчатости проявилась глыбовыми движениями в Забайкалье, Монголии, Китае. Трапповый магматизм наблюдался в это время в Южной Америке (бассейн р. Параны) и на Земле Франца-Иосифа. Во второй половине раннего мела регрессия сменяется мощной трансгрессией, в ходе которой окончательно оформились океанические впадины (Атлантическая и Индоокеанская), разделившие Лавразию на Северную Америку и Евразию, а Гондвану – на континенты Южного полушария. Трансгрессия, распространившаяся на большую часть современных континентов, фиксирована накоплением карбонатных толщ, в том числе белого писчего мела. Широкое распространение трасгрессии позволяет считать меловой период талассократическим этапом развития Земли.

В конце мелового периода произошла первая (ларамийская) фаза альпийской складчатости. Трапповый магматизм в это время проявился на плато Декан (полуостров Индостан) и в Западной Африке. Продолжалось развитие океанических впадин, однако связь между континентами (по крайней мере, эпизодическая) бесспорно существовала. Об этом свидетельствует сходство наземных рептилий и млекопитающих разных континентов.

В Северном полушарии в результате распада Лавразии образовались Евразия и Северная Америка. В состав Евразии входило несколько разновозрастных платформ. На Восточно-Европейской платформе в течение раннемеловой эпохи находился меридионально ориентированный пролив, соединявший Бореальный бассейн и океан Тетис. Здесь накапливались тонкообломочные отложения с желваками фосфоритов. В начале позднего мела пролив утратил связь с Бореальным бассейном и превратился в обширный залив океана Тетис, восточная граница которого проходила по меридиану Аральского моря. Монголия и Алтае-Саянская складчатая область являлись сушей, населенной динозаврами. В пределах Западно-Сибирской плиты располагался залив Бореального моря, и накапливались нефтегазоносные толщи мощностью более 2000 м. Морским режимом характеризовалась также территория Хатангского прогиба, а Таймыр, возможно, являлся в это время островом. На востоке Сибирской платформы в пределах Вилюйской синеклизы в меловом периоде в условиях наземного режима сформировалась угленосная толща. За счет разрушения гор Верхояно-Чукотской области Западно-Тихоокеанского пояса в Приверхоянском прогибе накопилась терригенные осадки.

Северо-Американский континент, более или менее соответствовавший Северо-Американской платформе, в начале мелового периода испытывал трансгрессию с юга из Мексиканского залива и с севера – из Бореального бассейна. На юге континента накапливались терригенно-карбонатные отложения, на севере – терригенные. В конце мелового периода в связи с ларамийской фазой альпийской складчатости началась регрессия. Накопилась мощная континентальная угле-нефтегазоносная толща, содержащая отпечатки наземных растений и костей динозавров.

Континенты Южного полушария («обломки» Гондваны) в раннемеловую эпоху, в основном, представляли собой высоко поднятую сушу. Морской режим существовал на востоке Африки, на Мадагаскаре, на западе Индостана, в Австралии. В Центральной Африке в наземных условиях отлагались озерно-болотные и аллювиальные отложения. Позднемеловая трансгрессия, в основном, проявилась в Африке, где образовался пролив, соединивший Северо-Африканский бассейн с Гвинейским заливом Атлантического океана. В пределах Конго и Нигерии в это время отлагались континентальные, иногда угленосные толщи. В Южной Америке (на территории Амазонии) угленосные отложения накапливались в течение позднемеловой эпохи.

К концу мелового периода уже имелись все современные океаны. Палеопацифика превратилась в Тихий океан. Доказательством существования южной части Атлантической впадины является смена вверх по разрезу континентальных отложений нижнего мела морскими осадками на атлантических побережьях Африки и Южной Америки. Распределение глубин в пределах впадин приближалось к современному: мелководные отложения Атлантического и Индийского океанов распространены вблизи континентов, глубоководные – в центральных частях впадин. Большинство исследователей считает, что в раннемеловую эпоху в океанах отсутствовали холодные придонные воды, в силу чего циркуляция океанических вод была слабой. Это приводило к заражению сероводородом глубоководных осадков позднего мела.

В результате образования срединных океанических хребтов часть океанской воды могла быть вытолкнута в зону шельфа. Это повысило базис речной эрозии и, соответственно, уменьшило её интенсивность, благодаря чему сократился твердый сток в океаны. Вместо терригенных илов стали накапливаться карбонатные, превратившиеся затем в белый писчий мел. Повышение уровня Мирового океана, возможно, стало причиной позднемеловой трансгрессии.

В пределах Средиземноморского геосинклинального пояса выделяется три области: Альпийско-Гималайская, Восточно-Азиатская и Индонезийская. Наиболее изучена западная часть Альпийско-Гималайской области. Она подразделяется на осевую зону, характеризовавшуюся существованием цепи эвгеосинклинальных прогибов, и две миогеосинклинальные зоны, расположенные севернее и южнее. В состав осевой зоны входили эвгеосинклинальные прогибы Центральных Альп, Динарид, Понтийских гор, Малого Кавказа. В северную миогеосинклинальную зону входили Пиренеи, Северные Альпы, Карпаты, Горный Крым, Большой Кавказ, Копетдаг. Южная миогеосинклинальная зона включала Северный Атлас, Андалузские горы, Южные Альпы, Восточную Адриатику, южные склоны Восточного Тавра, Загрос.

Примером динамики распределения зон является Кавказско-Крымско-Карпатская область. К осевой зоне принадлежал Малый Кавказ, в состав которого входили ээвгеосинклинальный прогиб и Закавказский срединный массив. В раннемеловую эпоху в эвгеосинклинальном прогибе произошло складкообразование и внедрение гранитоидных интрузий, а во второй половине периода – внедрение магм основного и ультраосновного состава. В пределах срединного массива накапливались маломощные толщи известняков.

В пределах Большого Кавказа продолжали развитие миогеосинклинальные прогибы, заложившиеся в юрском периоде. В Северном прогибе накапливалась терригенно-известняковая толща мощностью более 1100 м, в Южном – флишевая толща мощностью до 5500 м. В позднем мелу увеличилось поднятие, разделявшее эти прогибы, в результате чего они оказались оттесненными, соответственно, в северном и южном направлениях. В конце позднего мела Кавказ стал областью денудации, но затем здесь возобновилось осадконакопление. В Горном Крыму в начале мелового периода установился субплатформенный режим: нижнемеловые отложения (мощность 100 м) несогласно залегают на верхнеюрских песчаниках; верхнемеловые – представлены известняками (мощность 200-400 м). В Восточных Карпатах в миогеосинклинальных условиях накапливались флишевые толщи (мощность до 2000 м).

В Восточно-Азиатской области орогенная фаза развития началась еще в конце триасового периода в результате индосинийской фазы мезозойской складчатости. Этот процесс продолжался и в последующее время. В конце мелового периода здесь в условиях платформенного режима происходило накопление известняков.

Западно-Тихоокеанский геосинклинальный пояс в меловом периоде характеризовался отмиранием геосинклинального режима на территории Верхояно-Чукотской области и большей части Сихотэ-Алиня. Эти регионы превратились в горно-складчатые сооружения, в пределах которых областями осадконакопления (в том числе, угленакопления) оставались межгорные прогибы. Во второй половине раннемеловой эпохи произошла колымская фаза мезозойской складчатости, сопровождавшаяся внедрением гранитоидов. В это время обособился Чукотско-Катазиатский вулканогенный пояс, ограниченный с запада зоной глубинных разломов. Произошло отмирание Приверхоянского передового прогиба.

В Восточно-Тихоокеанском геосинклинальном поясе после невадийской фазы мезозойской складчатости областью горного рельефа стали Центральные Кордильеры. Восточнее располагалась область миогеосинклинального режима, западнее (в пределах Береговых хребтов) – эвгеосинклинального. Во второй половине раннемеловой эпохи вновь произошла фаза складчатости, а в середине позднемеловой – следующая, сопровождавшаяся внедрением на Аляске гранитоидных интрузий. В результате этих фаз областью горного рельефа стала вся территория Кордильер. В конце мелового периода в результате ларамийской фазы альпийской складчатости прекратила существование область миогеосинклинального режима, занимавшая территорию Скалистых гор.

Климат. В начале мелового периода имела место некоторая аридизация климата, а в конце раннемеловой эпохи произошло кратковременное похолодание. В целом, географическая зональность климата была близка к современной, но термический режим отличался более высокими температурами. Также как и в юрском периоде выделялись экваториально-тропический гумидный пояс, два аридных и два умеренных пояса. Экваториально-тропический пояс, возможно, имел более широкое распространение, нежели в настоящее время, поскольку включал в себя значительную часть современных субтропиков. С другой стороны, не исключено, что значительная часть территории экваториально-тропического пояса характеризовалась не гумидным, а аридным климатом. Зонами умеренного климата в меловом периоде являлись области, принадлежащие в настоящее время к нивальному поясу. Для морей северной гумидной зоны характерна бореальная фауна, а для континентов – холоднолюбивые растения и углеобразование, широко проявившееся в Евразии и Северной Америке. Наиболее холодный климат, судя по растительным остаткам, наблюдался в Антарктиде, где средние температуры были близки к 15ºС.

Полезные ископаемые. Важнейшими полезными ископаемыми осадочного происхождения, заключенными в отложениях меловой системы являются угли, железные руды, бокситы, фосфориты, белый писчий мел, нефтегазоносные толщи. В меловых отложениях содержится более 1/5 мировых запасов углей. В России крупнейшими угольными бассейнами мелового возраста являются Ленский и Зырянский. Оолитовые железные руды образуют крупный железорудный бассейн на юго-востоке Западно-Сибирской плиты. Месторождения фосфоритов известны на Восточно-Европейской платформе. Цепь этих месторождений прослеживается также на южном побережье Средиземного моря (от Марокко до Сирии). Месторождения бокситов известны в Тургайском прогибе, на Енисейском кряже и Южном Урале. Месторождения солей обнаружены в Туркменистане и Северной Америке. Нефтегазоносные месторождения известны в Западной Сибири, в Ливии, Кувейте, Нигерии, по берегам Мексиканского залива, в Канаде. С кислыми интрузиями Тихоокеанских геосинклинальных поясов связаны месторождения золота, олова, свинца, вольфрама, сурьмы, ртути. В кимберлитовых трубках мелового возраста заключены месторождения алмазов в Южной Африке и Индии.