Вся электронная библиотека      Поиск по сайту

 

ГЕОХИМИЯ ЛАНДШАФТА

Глава 16 ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЭПОХИ

 

геохимия

 

Смотрите также:

 

История атомов и география - Перельман

 

Геохимия - химия земли

 

Геология

геология

Основы геологии

 

Геолог Ферсман

 

Гидрогеохимия. Химия воды

 

Минералогия

минералы

 

Почва и почвообразование

 

Почвоведение. Типы почв

почвы

 

Химия почвы

 

Круговорот атомов в природе

 

Книги Докучаева

докучаев

 

Происхождение жизни

 

Вернадский. Биосфера

биосфера

 

Биология

 

Эволюция биосферы

 

растения

 

Геоботаника

 

 Биографии геологов, почвоведов

Биографии почвоведов

 

Эволюция

 

Окислительно-восстановительная стадия эволюции ландшафтов — верхний палеофит, мезофит и кайнофит (0,4—0 млрд. лет)

 

С девона начинается последняя окислительно-восстановительная стадия развития биогенных ландшафтов. Хотя в водах автономных ландшафтов по- прежнему преобладала окислительная среда, в подчиненных стала развиваться восстановительная. В дальнейшем развитие бика привело к появлению восстановительной среды и в части автономных ландшафтов (на тундровых и таежных равнинах, в верховых болотах и др.).

 

Эволюция окислительно-восстановительных условий в общем отвечает диалектическому закону отрицания отрицания: в начале рифея отрицается восстановительная среда предыдущей (первой) стадии, а во второй стадии (рифей — начало палеофита) развитие окислительной среды неизбежно привело к новому отрицанию — появлению восстановительной среды в верхнем палеофите и позднейших эпохах. Однако это не повторение архейских условий, а качественно новое, более сложное явление: сочетание резкоокислительной среды в элювиальных почвах, реках и озерах с резко восстановительной в болотах и илах. В ландшафтах сформировалась окислительно-восстановительная зональность.

 

Окислительно-восстановительная стадия биогенных ландшафтов самая короткая (400 млн. лет), но она лучше всего изучена и отчетливо разделяется на три крупные геохимические эпохи.

 

Верхний палеофит (девон, карбон и нижняя пермь — 400—250 млн. лет)

 

Начало девона отмечено регрессиями морей, широким распространением аридных климатов и красноцветов, низким содержанием СО2 и О2 в атмосфере. Но все же содержание СО2 (0,087%) было значительно больше современного. Усиление вулканизма в D2—D3 и особенно в нижнем карбоне (Cj) привело к наивысшему за весь фанерозой обогащению атмосферы СО2. Влажный климат D3—Cj благоприятствовал фотосинтезу и максимуму О2 в атмосфере. С этим М.И. Будыко и его соавторы связывают "взрыв видообразования" — появление двух классов рыб, земноводных и рептилий. В дальнейшем содержание СО2 колебалось, а количество О2 постепенно уменьшалось, достигнув минимальных за фанерозой значений в Р2-Т2 (15.2).

 

Различные методы указывают на жаркий климат девона с годовой температурой на территории России близкой к 30°. На преобладающей части аридной области в эйфеле (D2) в год выпадало 500—600 мм атмосферных осадков, в фамене (D3) — 700—800 мм. Помимо аридных были и гумидные ландшафты с 2500—3000 мм осадков (В.М. Синицын).

 

На Урале в Алтае-Саянском регионе и Казахстане в девоне широко распространился континентальный вулканизм. В формировании ландшафтов здесь, вероятно, играли роль термальные воды, рудные элементы, шло образование озерных рудных месторождений В, Li, Sr, W и других элементов, аналогично современному озеру (солончаку) Сёрлз в Калифорнии. Большое влияние на ландшафты верхнего палеофита оказал герцинский орогенез и великое оледенение, охватившее в конце палеофита Гондвану.

 

Девонские пустыни. Они разделялись на гумидные, семиаридные и аридные пустыни, с преобладанием окислительных условий и красноцветов (Главное девонское поле и многие другие регионы России). В начале и середине девона (D^и D2) из-за все еще слабого развития растительности красноцветные ландшафты были распространены в таких климатических условиях, в которых позднее отлагались сероцветные осадки, богатые органическим веществом.

 

На палеогеохимических ландшафтных картах девонские аридные красноцветные пустыни выделяются по распространению солей и гипсов, семиаридные пустыни — по красноцветам без соленакопления и гумидные пустыни — по бескарбонатности красноцветов.

 

В эйфеле (D2) аридные пустыни были в Северной и Восточной Европе, Казахстане, Сибири, для них было характерно накопление в осадках мергелей, доломитов и гипсов с пачками ангидритов и каменной соли. В невысоких горах и на возвышенностях, вероятно, преобладали семиаридные пустыни, например, в Казахском нагорье, Саянах, Байкальских горах.

 

В фамене (D3) в связи с гумидизацией климата площадь семиаридных пустынь увеличилась. Они стали характерны для севера Фенно-Сарматии, Воронежского и Украинского островов, невысоких окраин Байкальского нагорья, Верхоянья, Чукотки. Во всех этих районах были распространены красноцветы и пестроцветы, но соли и гипсы отсутствовали. На Таймыре, в Вилюйской синеклизе, Кампендяйской впадине сохранялись аридные пустыни.

 

На востоке Русской платформы в среднем девоне были гумидные пустыни. Таким образом, геохимическое своеобразие девонских семиаридных и гумидных пустынь заключалось в том, что бик в них относился к пустынному типу, а выветривание, сток и частично водная миграция протекали, как в гумидных ландшафтах.

 

В связи с отсутствием сингенетических восстановителей В и С барьеры не были характерны для девонских пустынь, но они могли возникать на участках поступления по разломам восстановителей от расположенных на глубине нефтяных и газовых залежей, из гидротермальных и магматических систем. В таких местах на барьерах ВЗ и СЗ, реже В4 и С4 могли формироваться руды Си, U и других металлов.

 

Во многих районах (Прионежье, на Воронежской антеклизе, Украинском щите, на Урале и Алтае-Саянах) известны девонские выщелоченные коры выветривания. С ферралитным выветриванием в этих районах связаны железистые и глиноземистые осадки с залежами железных руд и бокситов. На Таймыре ферралитные коры выветривания известны в основании Cj. Гумидное выветривание было в Татарии, Башкирии, Прикамье. Отложения фамена (D3) заключают здесь горизонты глиноземистых пород с бокситами. В разрезе содержатся также прослои солитовых шамозитовых руд и песчаников с каолинитом в цементе.

 

На щитах и частично на древних платформах в девоне были распространены и додевонские коры выветривания, возможно, докембрийские. В пустынях девона они могли подвергаться засолению — обогащаться NaCl, Na2S04, гипсом, кальцитом, а также U, Мо, Y, Си и другими рудными элементами. Это необходимо учитывать, оценивая при геохимических поисках аномалии в подобных корах.

 

Палеофитные лесные ландшафты. В верхнем девоне на смену псилофитовой флоре распространились папоротникообразные, в гумидном климате росли настоящие леса. Такие ландшафты были на островах Уральского архипелага, в Алтае-Саянском регионе, Байкальском нагорье. Параллельно с эволюцией флоры развивался и животный мир в девоне, появились амфибии, эволюционировали рыбы.

 

В каменноугольном периоде палеофитные влажные тропики распространились широко. В них преобладала "вестфальская флора" из плаунов, папоротников, хвощей высотой в десятки метров. Были в лесах и примитивные голосеменные. В автономных ландшафтах интенсивно протекал бик, разложение большого количества органических веществ определяло кислую реакцию почвенных растворов и глубокое разложение подстилающих пород — формировались каолиновые коры выветривания. Подчиненные ландшафты представляли собой лесные болота, в которых происходило захоронение стволов деревьев, давших мощные залежи углей. В болотах интенсивно развивалось оглеение, вынос Fe, Мп. Этим Г.И. Бушинский объяснял образование огнеупорных глин, которые формировались в болотах в результате "отбеливания" (т.е. оглеения) красноземных каолинитовых континентальных отложений. Для последних также были характерны сидериты, белые кварцевые пески, бокситы.

 

В каменноугольном периоде существовали уже все основные классы влажных тропиков, рассмотренные в гл. 7: кислый, кислый глеевый (лесные болота низменностей), аналоги падангов (на кварцевых песках), Са и Са—Н класс (на известняках), Na—H2S — класс (мангры). Эти ландшафты были лишь аналогичны, но не тождественны современным влажным тропикам, отличаясь от них по видовому составу растительности, составу атмосферы. Во второй половине каменноугольного периода содержание О2 в атмосфере, возможно, было больше современного (15.2).

 

Накопление большой биомассы в палеофитных влажных тропиках знаменовало новый качественный этап в эволюции биосферы, определило увеличение роли живого вещества в миграции атомов. Однако это должно было привести к минеральному голоданию растений и животных, что описано в главе 7.

 

Наряду с влажнотропической вестфальской флорой в карбоне существовали две влажноумеренные: тунгусская и гондванская, но арктической флоры не было. В Гондване в карбоне существовали и аридные ландшафты, но в целом для этого периода более характерны гумидные тропические и умеренные ландшафты.

 

Аридные ландшафты нижней перми. В эту эпоху резко усилилась аридизация, на территории России распространились экстрааридные пустыни соленосного класса (Na+ — CI — SO4.2-). Как и в девоне, в лагунах происходило мощное накопление солей. Вне солеродных лагун формировались красноцветы. Наибольшее соленакопление было в конце нижней перми в кунгурский век, который отмечен грандиозным накоплением солей в гигантской лагуне Волжского моря — самой крупной в истории Земли. Максимальное отложение солей происходило в заливах и частях лагуны, расположенных в Приуралье, Прикаспийской низменности и Донбассе. Здесь осолонение временами достигало 25—30%, накапливались каменная и калийные соли (Соликамское, Сольилецкое, Артемовское и другие месторождения).

 

Мезофит — верхняя пермь, триас, юра и нижний мел (250—100 млн. лет)

 

В конце нижней перми многие папоротникообразные вымерли и во второй половине пермского периода стала господствовать новая мезофитная флора голосеменных, состоящая из гингковых и хвойных. В мезофите начался альпийский тектоно-магматический цикл, как и у предыдущих — байкальского, каледонского и герцинского, его начало ознаменовалось регрессиями морей, сравнительно низким содержанием СО2 в атмосфере (15.2). По М.И. Будыко, во второй половине пермского периода количество углекислого газа в атмосфере резко понизилось, хотя все еще в 4 раза превышало современное (около 0,12% против 0,03%). Количество кислорода было таким же, как в начале девона и нижнем палеофите. Геохимические следствия этого важно учитывать при анализе эволюции животных, которые должны были приспосабливаться к недостатку кислорода. Однако на окислительно-восстановительные условия в ландшафтах дефицит кислорода, вероятно, не оказывал существенного влияния, на что указывает широкое распространение красноцветов.

 

Аридный климат верхней перми (Р2) и большей части триаса не благоприятствовал фотосинтезу, что, по мнению М.И. Будыко, привело к низкому содержанию О2 в атмосфере, задержало эволюцию животных (в Р2—Т^+2, сократилось число таксонов ряда позвоночных). Для нижнего триаса (Т^) характерен резкий минимум углеобразования.

 

Энергичный вулканизм, начавшийся в верхней юре, привел к росту содержания СО2. В дальнейшем его количество понизилось, но все же значительно превышало современное. В Т3 и J начался резкий рост О2 в атмосфере, с чем связывают появление последних двух классов позвоночных — птиц и млекопитающих.

 

В начале юры огромную площадь заняли мезофитные влажные тропики. В Европе, Африке и Австралии флора была однообразна. Геохимическое сопряжение в общем было то же, что и в карбоне — лесные автономные ландшафты с окислительной средой и мощной кислой корой выветривания сопрягались с лесными болотами.

 

Хвойные деревья содержат сравнительно мало золы, и в лесных автономных ландшафтах мезофита биогенная аккумуляция водных мигрантов была сравнительно слабой, а выщелачивание подвижных элементов из почв сильным. В результате, как и в палеофите, условия существования растений ухудшались, плодородие почв понижалось, они сильно выщелачивались. Такой тип бика мы назвали консервативным. В современную эпоху он играет подчиненную роль, хотя и господствует в таежной зоне северного полушария.

 

Вслед за сменой флоры в конце перми сменилась фауна: вымерли многие амфибии, насекомые, начиная с триаса, сушу, воду и воздух завоевали пресмыкающиеся, многие из которых имели гигантские размеры. В юре появились птицы и млекопитающие.

 

Наряду с влажными тропиками в мезофите были и влажные умеренные и аридные красноцветные ландшафты (мел Средней Азии, Казахстана, Центральной Азии, Северной Америки).

 

Верхняя Пермь

 Верхняя пермь — начало триаса — один из величайших теократических максимумов в истории Земли, когда обсохли все платформы и на большей части былых геосинклиналей стали господствовать континентальные условия. Это эпоха завершения герцинской складчатости, особенно сильные проявления которой были в Урало-Тянь-Шаньской геосинклинали, где возникли высокие горные хребты. Русская и Сибирская платформы также испытали поднятия, на месте морей возникли разобщенные полузамкнутые и замкнутые высыхающие бассейны и заболоченные равнины.         

 

В начале верхней перми на Урале, в Средней Азии, Казахстане, на юге Западной и Восточной Сибири средняя высота гор достигала 1000—1500 м. В Сибири и на Дальнем Востоке продолжалась интенсивная вулканическая деятельность с излиянием огромных масс эффузивов. В конце перми на Сибирской платформе началось трещинное излияние магм основного состава — траппов.

 

Хотя в верхней перми были зоны тропического, субтропического и умеренного климата, все же не термический режим, а распределение атмосферных осадков определяло климатическую зональность. По расчетам В.М. Синицына, годовое количество осадков колебалось от 500 мм в некоторых районах Русской платформы до 2000 и более мм на побережье Тихого океана. В горах проявлялась высотная поясность, и на склонах Уральских гор, расположенных в областях аридного и семиаридного климата, были, по-видимому, гумидные или семигумидные условия, вершины покрыты снежными шапками. На это указывает многочисленность и многоводность рек, стекавших с Урала и отложивших на Русской платформе огромное количество осадков с обломками и целыми стволами деревьев. Реки опресняли прибрежные воды мелкого Волжского моря, расположенного в зоне экстрааридного климата (у уральского берега море имело резко пониженную соленость вплоть до полного опреснения — здесь отлагались пресноводные красноцветные осадки). Тем же, вероятно, объясняется и пресноводность Мангышлакского озера, располагавшегося в пустыне у подножья хребта Карпинского и Ферганского моря — озера в межгорной экстрааридной долине. Все это объяснимо стоком рек с окружавших гумидных хребтов. В Чаткало-Кураминской горной стране Т.А. Сикстель открыла пермскую флору, которая могла развиваться только в условиях вертикальной зональности. По Н.Д. Наливкину, флора пермского Алтая также различалась в зависимости от былой высоты местности.

 

К началу верхней перми обособились четыре климатические зоны: 1) европейская с тропическим и субтропическим климатом, 2) уральская с умеренно- тропическим периодически засушливым климатом, 3) тунгусская с умеренно- теплым гумидным климатом и 4) охотская с умеренным экстрагумидным климатом. Анализ палеоклиматических, палеоботанических, литологогических особенностей верхней перми, а также ископаемых почв позволил выделить три типа палеоландшафтов: 1) тропические и субтропические пустыни, 2) семиаридные субтропики, 3) гумидные и семигумидные лесные ландшафты умеренного пояса.

 

Климат верхней перми нашел отражение в литологии континентальных отложений, мировым эталоном которых служат осадки востока Русской платформы. В гумидных ландшафтах континентальные отложения, как правило, были сероцветными (оглеенными), бескарбонатными и малокарбонатными с накоплением органического вещества. В Печорской, Кузнецкой, Минусинской и Тунгусской впадинах угленосные отложения достигают огромной мощности. Пермское угленакопление — одно из крупнейших в истории Земли и лишь немногим уступает каменноугольному. На протяжении пермского периода накопление углей уменьшалось и в конце Р2 прекратилось почти полностью. В прибрежных мелководьях, заливах и лагунах морей накапливались и органические вещества, послужившие исходным материалом для образования залежей нефти и газа, известных в Волго-Уральской области, Печорской и Днепровско-Донецкой впадинах.

 

Ископаемые пермские почвы

 

Они известны на Русской платформе, в Донбассе, Кузбассе и Средней Азии. Нередко большая часть разреза красноцветных и пестроцветных отложений сложена породами, заметно переработанными почвенными процессами. А.И. Перельманом и Е.Н. Борисенко ископаемые почвы установлены в красноцветах Пермской области, Башкирии, Оренбургской области, а В.И. Чалышевым — в пермских и триасовых отложениях севера Предуральского прогиба. По Чалышеву горизонты ископаемых почв встречаются в среднем через каждые 2—3 м. Они диагностируются по отсутствию слоистости, изменению цвета, хорошо выраженным иллювиальным горизонтом, известковым конкрециям, белоглазке, ортштейновым зернам и бобовинам оксидов Fe, сидеритовым конкрециям и другим новообразованиям. Цвета ископаемых почв различные: от светло- и темно-бурых, красно-бурых и красных до голубовато- серых (оглеенных). Почвы формировались на красноцветном аллювии в условиях интенсивного перераспределения карбонатов. Отчетливо выделяются элювиальный горизонт выщелачивания и иллювиальный карбонатный с максимумом карбонатов в верхней части (барьер D2-D3). Энергичное перераспределение карбонатов — специфика почв пермских пустынь, т.к. для почв современных пустынь оно не характерно и более типично для степей.

 

Наряду с Са мигрировали Sr и Мп, накапливающиеся в карбонатном горизонте на щелочном барьере D3. Вместе с Мп мог перемещаться и тесно с ним ассоциирующийся Со. Энергичная миграция Мп и слабая Fe указывает на слабоокислительную обстановку пермских почв. Очевидно, в условиях этой среды происходило восстановление соединений четырехвалентного Мп, а образующийся Мп2+ вел себя аналогично Са и Sr, давая подвижные бикарбонатные соединения. Вместе с тем такая среда была окислительной для Fe, которое находилось в трехвалентной форме и не мигрировало. Слабоокислительная среда с подвижным Мп характерна для всех красноцветных ландшафтов (не только пермских). Так как травянистая растительность в перми еще не приспособилась к засушливым условиям, пермское почвообразование, вероятно, носило примитивный характер и в аридных, и семиаридных условиях в основном сводилось к перераспределению Са, Mg, Sr, Мп и некоторых микроэлементов (V, Си, Сг и др.). Биогенная аккумуляция, вероятно, отсутствовала. Катионогенные микроэлементы в красноцветах обычно тесно ассоциированы с Fe.

 

По мере гумидизации красноцветные почвы сменялись красноцветно- сероцветными и сероцветными. Они изучены В.И. Чалышевым в Северном Приуралье и имеют хорошо развитый профиль, часто с полным набором генетических горизонтов, заметным изменением минерального состава почвообразующих пород и отчетливым накоплением органических веществ в верхних горизонтах. Снизу вверх уменьшается количество хлорита, слюд, монтмориллонита и увеличивается каолинита. В почвах высоко содержание Р и К. Так, содержание Р2О5 в гумусовых горизонтах составляло 7—8%, содержание органических веществ 2—7%, что указывает на высокую биологическую продуктивность пермских семигумидных ландшафтов.

 

Тропические и субтропические красноцветные пустыни. Почти вся европейская Россия, Украина, Кавказ, Средняя Азия и Казахстан в верхней перми располагались в зоне аридного и семиаридного тропического климата. По В.М. Синицыну, годовое количество осадков составляло 500—800 мм, т.е. по крайней мере в 2,5 раза большем, чем в современных пустынях. На аллювиальных равнинах отлагались красноцветы. Ландшафты относились к кальциевому, кальциево-натриевому, хлоридно-сульфатному и содовому классам, а в областях активного вулканизма — к сернокислому и солянокислому классам.

 

Красноцветные пустыни соленосного класса. Как в девоне и нижней перми, для этих ландшафтов было характерно накопление гипсов и легкорастворимых солей в депрессиях рельефа.

 

Красноцветные пустыни содового класса. Повышенные содержания в иллювиальном горизонте некоторых ископаемых почв Си, V, Be указывают на содовый состав почвенных растворов. Напомним, что кислородные содовые воды благоприятны для миграции Na, Al, Si, С1, а также Li, Be, B, F, Sc, Ti, V, Cr, Cu, Zn, Ge, Se и др. элементов (гл. 4, гл. 8). С другой стороны, эти воды "запрещены" для Са, Mg, Sr, Ва, Fe и ряда других металлов. Подобная геохимическая обстановка, очевидно, создавала очень своеобразные, часто неблагоприятные условия для организмов. Красноцветные ландшафты содового класса, вероятно, были центрами видообразования, в которых на эволюцию особенно большое влияние оказывали геохимические факторы: организмы здесь испытывали резкий дефицит Са (плохое развитие скелета?), Fe, на них могли влиять высокая щелочность вод, повышенное содержание в водах Si, Al, Си, многих редких элементов.

 

Пермские красноцветы часто обогащены медью, в Приуралье известны две широкие меридиональные полосы с тысячами рудопроявлений медистых песчаников. Они известны и в Центральном Казахстане в красноцветах Чу- Сарысуйской впадины, которая в перми была аллювиальной равниной с реликтовыми солоноватыми озерами.

 

Месторождения и рудопроявления меди, возможно, формировались в ландшафтах содового класса на границе аридных и семиаридных тропических пустынь, т.к. меридиональные меденосные зоны в Приуралье соответствуют этой границе. Медь, вероятно, поступала в ландшафты из меденосных районов Урала в составе терригенных частиц временных и постоянных водотоков. Содовые воды выщелачивали медь из частиц, она мигрировала и осаждалась на сероводородном (В4, В8) или слабокислом глеевом (Е8) барьерах.

 

Верхнепермские красноцветы Приуралья местами также обогащены Сг (до 0,03—0,05%), для миграции которого в форме СгО^' благоприятны содовые воды. Хромсодержащие песчаники, месторождения и рудопроявления хромового монтмориллонита-волконскоита (ценной минеральной зеленой краски) также приурочены к семиаридным тропическим пустыням содового класса. Осаждение Сг, очевидно, происходило на кислом барьере В4.

 

В отложениях красноцветных аридных и семиаридных пустынь содового класса часто отмечаются повышенные содержания ванадия.

 

Общие черты пермских красноцветных пустынь. Эти ландшафты не имеют современных аналогов: в гидроклиматическом отношении они были аналогичны современным степям (саваннам?), а по биологическому круговороту — пустыням. Пермские аридные и семиаридные ископаемые почвы также не имеют современных аналогов из-за отсутствия в перми травянистой растительности, дернового процесса и гумусонакопления.

 

Семиаридные субтропики. В начале верхней перми подобные ландшафты были распространены в Северном Приуралье, Печорской синеклизе, Западно-Сибирской равнине, Восточном Казахстане. В конце перми они распространились и на западную часть Восточной Сибири. Годовое количество осадков в этих регионах, по В.М. Синицыну, составляло 800—1200 мм/год. Основными доминантами растительности были угнетенные формы кордаитов, гингковых, хвойных и мелколиственных папоротников (редколесье?). Кольца годового прироста в окаменелой древесине кордаитов указывают на сезонные засухи.

 

В районах Северного Приаралья, Зауралья, Восточного Казахстана, примыкающих к зоне пустынь, были широко распространены красноцветы с прослоями мергелей и озерных известняков. Восточнее в районах, тяготеющих к зоне бореальных гумидных лесов, климат был влажнее, преобладали слабокарбонатные и бескарбонатные пестроцветы. На аккумулятивных равнинах накапливались сероцветные угленосные отложения. Угли были преимущественно сапропелевыми и сапропелево-гумусовыми, что указывает на образование их в хорошо освещавшихся и прогревавшихся озерах и болотах.

 

На водораздельных пространствах семиаридных субтропиков преобладали ландшафты переходного (Н+—Са^+) класса с нейтральными и слабощелочными кислородными водами, неблагоприятными для миграции большинства катионогенных металлов. Для аккумулятивных впадин и областей угленакопления были характерны ландшафты кальциево-глеевого класса с нейтральными и слабощелочными бескислородными водами. В этих ландшафтах могли легко мигрировать многие металлы в виде металлорганических комплексов, развиваться процессы глеевого выщелачивания, формироваться глеевые барьеры СЗ.

 

Гумидные ландшафты умеренного пояса. В Восточной Сибири и на Дальнем Востоке, по В.М. Синицыну, среднегодовые температуры составляли 18—24°С, годовое количество осадков — 1200—2000 мм. В Восточной Сибири господствовали семигумидные, ближе к Тихому океану — гумидные ландшафты. Сезонные изменения были связаны в основном с колебаниями влажности, зим с длительным понижением температуры ниже 0° не было. На аллювиальных равнинах Восточной Сибири росли хвойно-гингковые, кордаитовые и папоротниковые леса. К концу перми, в татарский век, вследствие общей аридизации они поредели, в древостое уменьшилась роль кордаитов, папоротников и возросла роль хвойных, гингковых, цикадовых, птеридосперм. На западе и в центре Восточной Сибири, испытавших сильное прогибание — в Тунгусской, Енисейской и Ленской низменностях накапливались мощные угленосные толщи. С юга эту низменность ограничивали Байкальские глыбовые нагорья с ландшафтами кислого и переходного от кислого к кальциевому классам.

 

В конце верхней перми в Восточной Сибири начался мощный вулканизм. Вулканы располагались правильными рядами, нарушая однообразие равнин, с болотами и озерами. На поверхность изливалась основная лава и выбрасывалась масса обломочного материала, давшего начало толщам туфов и туффитов. Особенно мощная толща вулканогенных пород накопилась на северо-западе — в Норильском районе.

 

 

 

К содержанию книги: А.И. Перельман, Н.С. Касимов - Геохимия ландшафтов

 

 

Последние добавления:

 

Жизнь в почве

 

Шаубергер Виктор – Энергия воды

 

Агрохимик и биохимик Д.Н. Прянишников

 

 Костычев. ПОЧВОВЕДЕНИЕ

 

Полынов. КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ

 

Тюрюканов. Биогеоценология. Биосфера. Почвы