регистрация / вход

Історико-геологічні дослідження з пізнання геологічної історії Землі

Виникнення історичної геології як наукового напряму. Методи встановлення абсолютного та відносного віку гірських порід. Методи ядерної геохронології. Історія сучасних континентів у карбоні. Найбільш значущі для стратиграфії брахіоподи, гоніатіти, корали.

КОНСПЕКТ ЛЕКЦІЙ

З ІСТОРИЧНОЇ ГЕОЛОГІЇ ТА ОСНОВ ПАЛЕОНТОЛОГІЇ

Київ 2011


Історична геологія

Теоретичні результати та узагальнення історико-геологічних досліджень сприяють пізнанню геологічної історії Землі як цілісної природно-історичної системи реального світу в усій складності її внутрішніх і зовнішніх взаємодій. Саме дані історичної геології складають базис для розкриття історичної природи континентів та океанів, системного розуміння механізмів і взаємодій глобальних і деструктивних геологічних процесів як факторів що визначають формування і зміни лику Землі, а також закономірності еволюції тектоносфери та біосфери. Простіше, історична геологія – наука про закономірності розвитку земної кори та біосфери у взаємозв’язку. Вона оперує низкою історико-геологічних методів.

Найважливішим завданням історичної геології є визначення відносного та абсолютного віку відкладів . У практиці геологічної служби результати і висновки історико-геологічних досліджень є невід’ємною складовою частиною наукових обґрунтувань прогнозу і пошуків різноманітних за генезисом родовищ корисних копалин; здійснення різноаспектних геологічних робіт стосовно вирішення актуальних задач розвитку країни в цілому.

Тепер історія і практика історико-геологічних знань набуває значення у зв’язку з нагальними проблемами охорони довкілля і земної біосфери взагалі, котрі визначають необхідність прогнозування подальшого розвитку геологічних процесів та явищ, зміни геологічного середовища, зокрема, під дією антропогенних факторів. Зважимо на те, що Земля і її біосфера, як підкреслював В.І. Вернадський, являють собою єдиний, цілісний природний феномен, пізнання якого передусім потребує застосування історичного; закономірностей формування древніх та сучасних структур материків і океанів – історична геотектоніка, тектоніка, геофізика;

В методологічно історико-геологічні дослідження ґрунтуються на принципах історизму і розвитку. Це підґрунтя визначає специфічні методи та процедури досліджень, що виокремлюють історичну геологія у самобутню галузь геологічної науки:

А) методи визначення відносного і «абсолютного» віку гірських порід;

Б) методи і процедури моделювання ретроспективних та прогностичних фізико-географічних обстановок і екосистем суходолу і океану;

В) методи і процедури виявлення історико-геологічних етапів еволюції тектоносфери і формування розмаїття структур земної кори.

Підсумовуючи, найголовнішим завданням геологічної науки є пізнання просторово-часових відношень, або за висловом С.А. Мороза «траєкторії» розвитку геологічних об’єктів. Саме це завдання найґрунтовніше вирішуються узагальнюючими за змістом історико-геологічними дослідженнями, які постійно збагачуються різноманітною інформацією, яка іде з різних галузей геології, суміжних наук та геологічної практики: геологічна зйомка, регіональні дослідження континентів і морів; результати яких послідовно і всебічно поглиблюють теорію геології в цілому.

Найбільш тісно історична геологія пов’язана з палеонтологією, петрографією та регіональною геологією.

Палеонтологія – визначає вік гірських порід та допомагає пізнавати історію розвитку органічного світу;

Петрографія – вивчає склад та будову гірських порід, допомагає відновити картину їх формування;

Регіональна геологія – вивчає будову окремих країн, континентів, її кінцевою метою є відновлення їх геологічної історії.

Історична геологія це одна з геологічних наук, які засновані на узагальнені даних, що отримані практичними роботами. Як узагальнююча теоретична наука вона не вирішує повсякденних завдань пошуків та розвідки корисних копалин, але озброює геолога теоретичним знанням, це запорука успіху в практичній діяльності. Використовуючи методи історико-геологічного дослідження геологи пізнають закономірності формування та розміщення корисних копалин в земних надрах, можуть вірно організувати їх пошуки та розвідку.

Основні етапи розвитку історичної геології

Ще за епохи Відродження 1669 р. – Стено почав розглядати верстви осадочних порід як матеріал для історичних побудов, він довів, що покриваючий пласт молодший від підстеляю чого, тобто послідовність верств у вертикальному розрізі віддзеркалює їх хронологічну послідовність. М.В. Ломоносов поділяв геологічні процеси на внутрішні та зовнішні й надавав провідну роль в утворенні гір та западин внутрішнім. В середині XVIII сторіччя І. Кант та Ж. Буфон на базі космогонічних гіпотез висловлювали уявлення про мінливість та розвиток Всесвіту, тривалість історії Землі. Ці дослідження створили підґрунтя, на якому й виникла історична геологія.

Перший етап розвитку – становлення і накопичення фактів – стратиграфічний .

Виникнення історичної геології як наукового напряму пов’язане з кінцем XVIII сторіччя, коли англійський геолог Вільям Сміт розробив палеонтологічний або біостратиграфічний метод, за допомогою якого стало можливим виявити послідовність геологічних подій в часі та корелювати геологічні розрізи, власне, зробив можливим історичну систематизацію. Між іншим, до цього в 1779 році французький абат Жиро Сулаві визначив послідовну зміну комплексів викопних решток організмів в розрізі осадочних товщ Південної Франції, але практично значення викопних організмів для розчленування та кореляції осадочних товщ було доведено лише В. Смітом, який склав першу шкалу вертикальної послідовності осадочних порід Англії. У Франції цей метод започаткували Жорж Кюв’є та Анрі Броньяр. Цей метод розповсюдився дуже швидко. В результаті були створені та опубліковані перші геологічні розрізи – стратиграфічні колонки. На протязі першої половини XIX сторіччя, коли за двадцять років були виділені геологічні системи та майже всі головні підрозділи загальної стратиграфічної шкали, що дозволило систематизувати геологічний матеріал у хронологічній послідовності, складені геологічні карти низки країн Європи. Цей етап академік Б.С. Соколов назвав «героїчною епохою» в розвитку геології. Історична геологія, яка спочатку була «іконографічною» наукою, все більше брала на себе функції встановлення загальних закономірностей геологічного розвитку регіонів. В ті часи панування ідей катастрофізму, божественних актів творіння, якими пояснювались зміни комплексів тварин у вертикальному розрізі. Але вже в тридцяті роки XIX сторіччя з’явилась видатна робота англійця Чарльза Лайєля «Основи геології», в якій з актуалістичних позицій розглядались геологічні процеси минулого та, всупереч французькому вченому Жоржу Кюв’є, зміни на Землі пояснювались не катастрофічними подіями, а повільними, дуже тривалими процесами еволюції, зокрема органічного світу). Чарльз Лайєль широко застосовував метод актуалізму. Послідовники Дарвін, Ламарк. Зокрема Чарльзу Дарвіну належить праця «Походження видів шляхом природного добору, яка завдала катастрофізму нищівного удару. Висновки Дарвіна про значення природного добору в еволюції органічного світу зміцнили роль викопних решток як документів історії життя й підґрунтя хронологічного розчленування верств гірських порід. Велике значення, доречи, мали ідеї Ч. Дарвіна про неповноту геологічного та палеонтологічного літопису.

Другий етапузагальнення – почався з середини, так і для всієї земної кулі. Зокрема, одне з перших таких узагальнень було зроблене Неймайром для юрського періоду; а австрійський геолог Едуард Зюсс – зробив таке узагальнення для всієї земної кулі в його знаменитій праці «Лик Землі». Велике значення для становлення палеогеографії мало визначення поняття про фації. Суть цього поняття в тому, що породи одного віку можуть мати різний склад, що відповідає умовам їх утворення. Інший видатний геолог О.П. Карпинський узагальнив всі дані з геології Європейської Росії та виявив характер коливальних тектонічних рухів. Вперше в його роботі з’явились палеогеографічні карти . Він же заклав в своїх працях, що розкривали закономірності геологічного розвитку Європейської частини Росії, заклав підвалини вчення про платформи.

Третій етап з початку XX сторіччя – створення геосинклінальної теорії . Ще в 1859 році в Північній Америці зароджується уявлення про геосинкліналі. У Увага дослідників була «прикута» до геосинклінальних поясів. Уявлення про геосинкліналі та платформи, як головні структурні елементи земної кори сформувались у вигляді стрункої теорії французу Е. Огу, в праці «Геосинкліналі та континентальні площі»; з’явилась низка узагальнень з історії їх розвитку, які належали німцю Г. Штіллє, австрійцю Сергію Бубнову. Розповсюдив ці ідеї А. Борисяк, його головною думкою було – історична геологія – це історія розвитку геосинкліналей та платформ. Радянським геологам О.Д. Архангельському, М.С. Шатському, Д.В. Наливкину, М.М. Страхову, П.І. Степанову, М. Губіну тощо… Після робіт Ога, Німецький дослідник А. Вегенер формулює в найбільш повному вигляді гіпотезу дрейфу континентів. Знайшли пояснення формування основних структурних елементів земної кори, типи рухів в земній корі, процеси осадконагромадження, магматизм, утворення корисних копалин.

Четвертий етап – з 60-х років XX сторіччя – пов’язаний з виникненням гіпотези неомобілізму, яка на більш ґрунтовних доказах поновлює та розвиває забуті ідеї Вегенера. Почалась поглиблена розробка різних галузей геології. В загалі в XX сторіччі відбулось відкриття багатьох великих родовищ корисних копалин, яким передували ретельні та всебічні історико-геологічні розвідки. В цей час в розвиток історичної геології внесок зробили А.А. Борисяк, ідеї якого є основою багатьох напрямів сучасної історичної геології. Його учень Д.В. Наливкин, ще в 20-х роках закладає підвалини вчення про фації. Пізніше Р.Ф. Геккер, Б.П. Марковський, О.С. Вялов та інші починають формувати «палеоекологічний» напрямок у вивченні геологічного минулого. Поняття «фації» зараз дуже розповсюджене й потрапило в геохімію, теорію метаморфізму, в сучасну океанологію. Великий внесок в розвиток стратиграфії зробили М.М. Страхов, Н.Н. Клюшников, О.Л. Ейнор та інші.

Методи встановлення абсолютного та відносного віку гірських порід

гірський геохронологія карбон стратиграфія

Відносна геохронологія. Будь-яке геологічне дослідження завжди складається з визначення складу відкладів, послідовності їх утворення та віку. Все це потрібно для максимально ймовірної реконструкції історії геологічного розвитку та розпізнання порядку тих подій, що «записані» в гірських породах, які відбувались одночасно, або в різні часи, в останньому випадку одні раніше, інші пізніше. Термін стратиграфія дослівно опис верств – визначає одну з гілок геологічної науки, завдання якої полягає в розчленуванні товщ осадочних та вулканогенних порід на окремі верстви та їх пачки; опис решток фауни і флори, що містяться в них; визначення віку верств; співставлення виділених верств даного району з іншими; складання зведеного або узагальненого розрізу регіону та розробка стратиграфічної шкали не тільки для окремого регіону, але й для єдиної або міжнародної стратиграфічної шкали для всієї Землі. Щоб вирішити ці задачі необхідно визначити не тільки відносний вік порід, що складають товщі й пачки верств, але і їх «абсолютний» вік.

Просто перелічимо методи визначення абсолютного віку, які були спочатку досить обмежені та недосконалі.

1. Були спроби визначити вік океанів, які були спочатку їх утворення прісними, а сучасна солоність – результат принесення солі ріками з суходолу, річна кількість якої може бути оцінена.

2. За відомою швидкістю задкуючої ерозії Ніагарського водоспаду та довжини утвореного каньйону вираховується вік водоспаду.

3. За похованими пам’ятками культури в долині Нілу підраховують тривалість формування його дельти тощо.

4. Метод визначення віку за стрічковими глинами. За цим методом було обраховано, що льодовик залишив територію Ленінградської області 16,5 тис. р., а Скандинавію 8–9 тис. р. тому.

Методи ядерної геохронології

Експериментально доведено, що швидкість радіоактивного розпаду елементів постійна та не залежить від зовнішніх умов.

Провідні методи: свинцеві, K-Ar, Rb-Sr, Nd-Sm, вуглецевий тощо.

В свинцевих методах використовують мінерали: монацит, ортіт, уранініт, циркон, тощо. Визначення паралельно співвідношень Pb206 U235 ; Pb208 Ar40 метод - 11% K40 - Ar40 + 89% Ca40

Цей метод має широке застосування та дозволяє визначити вік осадочних порід за польовими шпатами, слюдами, амфіболами, піроксенами, глауконітом.

Застереження: нагрівання до 300 о С та високий тиск можуть спотворювати результати.

Rb-Sr метод Rb87 -Sr87 через низьку швидкість розпаду використовують для визначення віку докембрійських порід.

Метод C14 придатний для порід, вік яких не більший 60 тис. років.

Недоліки методів: 1) точність методів до 3–5%, якщо середня тривалість ярусу в ордовіку 10 млн. років, то похибка методів ядерної геохронології 12–15 млн. років. Зрозуміло, що навіть ярусні підрозділи не можуть бути встановлені за цими методами.

2) висока вартість аналізів; 3) значні спотворення результатів через метаморфізм; 4) багато порід взагалі не мають радіоактивних мінералів.

Багаторічні дослідження та їх статистична обробка визначені за даними Джонса, Градштейна та Ога, та Одіна. В останній схемі Міжнародного союзу геологічних наук наведено дві колонки дат за Одіном та Міжнародної стратиграфічної комісії:

Архейський еон поділений на чотири ери, поділ на періоди відсутній: межа еоархею EA – 3600 млн. р.; палеоархей PA – 3200 млн. р. – мезоархей MA – 2800 млн. р. – неоархей NA – межа архею AR протерозою PR – 2500 млн. р.

Протерозойський еон поділена на три ери : палеопротерозой PP-1600 млн. р., мезопротерозой MP-1000 млн. р. – неопротерозой NP – 540 млн. р. та одинадцять періодів: сидерій PP1 – 2300 млн. р. – ріацій PP2 – 2050 млн. р. – орозій PP3 – 1800 млн. р. статерій PP4 ; – 1600 млн. р. – калиммій MP1 – 1400 млн. р. – естазій MP2 – 1200 млн. р. – стеній MP3 – 1000 млн. р. – тоній NP1 – 850 млн. р. – кріогенній NP2 – 650 млн. р. – неопротерозой ІІІ NP3 – 540 млн. р.

Фанерозой має більш дрібне розчленування на періоди, відділи, віки. Наводимо межі періодів за Одіном : O – 500, S – 435, D – 410, C – 355, P –295, T – 250, J – 203, K – 135, E – 65, N – 23,5, Q – 1,75

Головне завдання стратиграфії є розчленування осадових та вулканогенних товщ у відслоненнях та свердловинах на інтервали різними засобами та за різними ознаками. Намагаються виділити природні частини в розрізі таким чином, щоб їх могли впізнати інші дослідники. Виділені верстви об’єднують у пачки, товщі, світи; які в подальшому порівнюють з іншими в свердловинах, відслоненнях; визначають кореляційні рівні .

Непалеонтологічні методи .

1. Літологічний метод полягає в 1) виділення інтервалів за кольором, складом, текстурою, включеннями та іншими літологічними ознаками; 2) визначення в розрізі найбільш помітних відмінних від інших верств, пачок. Це так звані горизонти маркери. За допомогою яких 3) розрізи корелюють один з одні та будують зведені розрізи. Деякі маркери поширюються серед товщ різного складу; але буває, що та сама товща при простеженні на великі відстані може послідовно міняти свій вік. Так, заглиблення басейну веде до того, що мілководні відклади переміщуються за береговою лінією й стають відповідно все більш молодими. Зміна віку літологічних тіл у зв’язку з міграцією берегової лінії отримало назву «принципу М.О. Головкинського». За цим принципом, мають однаковий вік лише ті осадки, що відкладались вздовж існувавши для кожного часу зон седиментації, паралельних береговій лінії.

1а. До літологічних методів відносять мінералого-петрографічний , коли верстви та пачки порівнюють за мінералогічними асоціаціями, ступенями діагенезу та метаморфізму. Ці методи застосовують обмежено, на площах де діяли однакові процеси.

Геофізичні методи близькі до літологічного й базуються на порівнянні порід за їх фізичними властивостями. Вони застосовуються для кореляції розрізів поміж собою та опорним розрізом, вік якого визначений іншими методами.

Аналіз результатів каротажу має різновиди – ПС – потенціал власної поляризації; КС – опір порових вод та самої породи за їх різницею розрізняють уламкові, глинисті, карбонатні породи, рудні тіла, пласти насичені нафтою тощо. На діаграмах ПС – піски та пісковики визначаються мінімумами, а на КС – максимумами; б – гама каротаж – вимірює природне випромінювання та те, що виникає за штучного ініціювання. Підвищену радіоактивність мають бітумінозні породи. калійні солі; низьку – ангідрит, гіпс, доломіт, вапняки без домішок глини.

Застосовують також акустичний, термічний, механічний та інші види каротажу.

Палеомагнітний метод

а) «скаменілий» геомагнетизм при систематичних дослідженнях на великих площах дає інформацію про положення магнітного полюсу…

б) за геомагнітними інверсіями розробляють магнітостратиграфічну шкалу… Недолік – трудомістка робота, необхідно мати багато опорних розрізів.

Ритмостратиграфія полягає у вивченні у вивченні чергування різних порід у розрізах. Визначають набори чергування порід та їх межі. Ритмічність характерна для багатьох товщ тому аналіз ритмічності застосовують для їх розчленування й кореляції. Широко відомі річні ритми стрічкових глин антропогену та іншого віку. М.Б. Вассоєвич запропонував на побудованих ритмограмах виокремлювати аномальні ритми й за ними корелювати розрізи.

Потужність ритмів може бути різною. Виділяють ритми різних порядків. Деякі дослідники вважають, що найбільш великі ритми віддзеркалюють етапи розвитку Землі та є синхронними.

Кліматостратиграфія заснована на періодичних змінах клімату, та пов’язаних з ними змінах будови четвертинних відкладів. Найбільш яскраво вони проявлені в лесових розрізах де кліматичні зміни проявляються в появі горизонтів викопних ґрунтів, а похолодання призводить до відкладенні лесових товщ. Крім цих, яскравими відкладами є морени.

Палеозойська ера – ера стародавнього життя починає новий еон в історії Землі – фанерозой, який об’єднує палеозойську, мезозойську та кайнозойську ери. Вивчення фанерозойських відкладів, їх розчленування та зіставлення значно відрізняються від дослідження докембрійських відкладів широким застосуванням палеонтологічних методів – біостратиграфії та нового напрямку – екостратиграфії, який полягає у комплексному дослідженні групою спеціалістів палеонтологічного, літологічного, екологічного та палеогеографічного аналізів, що дозволяє синхронізувати комплекси різнофаціальних організмів.

Палеозойська ера – найтриваліша в межах фанерозою – 335 млн. років 570–235 млн. років.

На геологічних картах колишнього СРСР – прийнятий 3-х членний поділ палеозойської ери: нижній палеозой, середній палеозой та верхній палеозой. Існує двочленний варіант поділу, коли межа нижнього й верхнього палеозою проводять в крівлі силуру.

Методично є кілька варіантів розгляду історії розвитку Землі. Великими блоками, великими етапами, або малими етапами на всій земній кулі. Останній варіант прийнятий в книжці М. Клюшникова та М. Оніщенка а також підручнику Ленінградського гірничого інституту. Особливо вдалий та лаконічний підручник Миколи Володимировича Короновського та Олександри Федорівни Якушовоі «Основи геології». Багато цікавих відомостей зведено у двокнижжі С.А. Мороза, 1996 р. «Історія біосфери Землі».

Повернемося до конкретної історії Землі у фанерозої, яка відрізняється від більш довгої докембрійської історії.

Головна відміна не тільки бурхливий розвиток органічного життя, але й у відносно швидкій зміні структурного плану земної кори. За сучасними даними в фанерозої давні платформи не мали строго фіксованого положення. Концепція тектоніки літосферних плит передбачає їх пересування в просторі як за широтою так й за довготою, а також їх обертання. Між прадавніми плитами з корою континентального типу знаходились рухливі пояси, та3 за максимуму трансгресії, який прийшовся на другу половину кембрію – карбонатні, місцями – фосфорити.

Північноамериканська платформа зазнала піднять та руйнування й лише за пізнього кембрію трансгресія була максимальною; в середньому кембрії море зосереджувалось на окраїнах – пісковики до 300 м.

Гондвана – морські відклади в Південній Америці на межі з Східно-Тихоокеанською геосинкліналлю; теригенні в басейні Амазонки; на півночі Африки, в Сахарі – пісковики, кварцити, гравеліти та конгломерати – 400 – 600 м;

Гіндустан – Соляний кряж – більше 150 м – мергелі, гіпс, ангідрит, кам’яна сіль та зверху ефузиви та косоверствуваті кварцові пісковики – пурпурові зі знаками брижів, тріщин висихання, гліптоморфозами, вище аргіліти з редліхіями та 80 м доломітів та червоно-фіолетові глинисті породи. Розріз перекритий верхньопалеозойськими тілітами – 500 м. Клімат в районі Соляного кряжу в кембрії був жарким, посушливим – солі, тріщини висихання, колір порід; коса верствуватість та знаки брижів свідчать про мілководні умови.

Морські відклади відомі в Австралії – карбонатні та теригенні до 1000 м.

Геосинкліналі та геосинклінальні пояси

Урало-Монгольський – в кембрії панували морські умови, за виключенням Уралу, який було піднято за байкальської складчастості. Пригинання цієї території розпочалося лише за пізнього кембрію.

В межах Тянь-Шаню та Казахстану було три типи розрізів відповідно тектонічним зонам:

на півдні – міогеосинкліналь – хр. Чаткал, Кара-Тау, Улу-Тау й далі на Кокчетав;

в північному Казахстані – хребти Чингіз, Тарбаган-тай, Джунгарський Алатау – евгеосинклінальна зона, яка тягнулася в Монголію; Між цими зонами була перехідна зона – Північний Тянь-Шань, Бек пак-Дала, Центральний Казахстан. Найкраще вивчений розріз Чингіз Тау: ранній кембрій – лави та туфи основного складу, вище кварцити, яшми й кременисті сланці з рештками радіолярій. Вік визначений за рештками архіціат в лінзах вапняків. Виливи лав були підводними) подушковидна окремість та спіліти). Типовий розріз 1 стадії геосинклінального процесу – спіліт-діабазова формація. Її утворенням завершується ультраосновними інтрузіями.

Нижня частина середнього кембрію – лави, туфи середнього та кислого складу з прошарками пісковиків з трилобітами амгінського віку. Їх накопиченню передувала фаза складчастості. Вище – типова флішоїдна товща – ритмічно побудовані конгломерати з прошарками вапняків – трилобіти майського віку. Їй передувала фаза складчастості: товща лежить незгідно на всіх більш древніх утвореннях. Складчастість супроводжувалась інтрузіями габро та плагіогранітів. Верхня частина кембрію тісно пов’язана з нижнім ордовиком й складена теригенними породами, які вище змінюються лавами й туфами середнього складу. Залягає незгідно на породах майського віку.

Геосинклінальні товщі представлені спіліт-кератофіровою, аспідною та теригенною формаціями, що утворились в Алтає-Саянській області.

Особливістю кембрійської історії цього району є складчастість й підняття, які відбулися у другій половині кембрію. Вони пов’язані з проявами салаірської фази каледонської складчастості, що супроводжувалась різноманітними інтрузіями.

Аппалацька та Інуїтська геосинкліналі. На півночі першої – намітилось уособлення евгеосинклінальної зони, більш яскраво вона проявилася пізніше; захід – теригенні породи; південь – пісковики – знизу; вапняки – зверху. Всього 3000 м.

В другій відкладалися головним чином карбонатні породи в нижньому та середньому відділах; морські осадки верхнього кембрію не утворювались через складчастість й підняття.

Грампіанська геосинкліналь – розрізи кембрію встановлені: повний в Уельсі – пісковики, аргіліти, гравеліти. Всього до 4500–5000 м. В нижній частині товщі є трилобіти Illenus; в середній – Paradoxides та без замкові брахіоподи; вище Lingula та представники роду Ollenelus. Знахідки фауни, та зверху знахідки брижів, косої шаруватості, ходів червів, свідчать про мілководні умови осадконагромадження. А прошарки осадочних марганцевих руд – про жаркий клімат, що сприяв латеритному вивітрюванню на прилеглій суші. Подібність трилобітової фауни Уельсу та западини Осло – є підтвердженням зв’язків цих басейнів.

В Ірландії 7500 м – перешарування пісковиків, алевролітів та глинистих сланців з ходами мулоїдів. В верхній частині знайдено граптолітів низів О, що дозволило віднести цю товщу до кембрію. Відсутність фауни дає підставу вважати можливим формування товщі на значних глибинах.

Середземноморський пояс

Море, вірогідно, було розділено підняттями. В Західній та Центральній Європі: майже всюди відбувалось накопичення теригенного та карбонатного матеріалу, яке змінилося підняттями, а місцями виливами вулканітів. На Кавказі та Памірі: спіліт-кератофірова формація з археоціатами та брахіоподами в лінзах вапняків. На півдні гс пояс – Східна гілка має два типи розрізів міо – та евгеосинклінальний. Перший більш поширений: Північні Кордельєри – нижній кембрій кварцити, кварцові пісковики, чорні вапняки; середній кембрій – глинисті сланці, вапняки, строкаті філіти; верхній кембрій – масивні вапняки, які складають характерні урвища Скелястих гір; вище філіти з багатою та різноманітною фауною. Всього 8000 м. На півдні – Мексика – 1600–1800 м. В Андах – середній кембрій – конгломерати, кварцити, пісковики, алевроліти. Вище – червоноколірні косоверствуваті пісковики та глинисті сланці; зрідка – вулканічні породи.

На півночі Болівії – в середньому кембрії – евапорити. Загальна потужність не менша 5000 м.

Евгеосинклінальний тип – на півночі вздовж Тихого океану: кварцити, червоні та зелені сланці, доломіти, вулканічні породи.

Західно-Тихоокеанська гс області – спіліт-кератофірова формація поширена на островах – Тасманія, Нова Зеландія; піщано-сланцева товща з лавами й туфами основного та кислого складу – на південному сході Китаю.

На півночі евгеосинклінальний комплекс оконтурює південно-східний виступ Сибірської платформи: хр. Джагди та Шантарські о-ви – кременисті сланці та ефузиви потужністю не менше 4000 м.

Клімат – в цілому жаркий, місцями посушливий. Великі поклади фосфоритів, марганцеві руди та боксити в кембрії Сибіру та Англії; потужні товщі вапняків – покажчики вологого жаркого клімату. Але цих відомостей не достатньо для відновлення картини клімату в кембрії.

Корисні копалини – нафтові горизонти – Прибалтика та Іркутський Амфітеатр; кембрій та ордовік – продуктивні горизонти гігантського родовища Кассі-Массауд – Алжирська Сахара.

Бітумінозні квасцові сланці Швеції – сировина пального та уранового концентрату.

Ранній кембрій – епоха накопичення фосфоритів: Кара Тау, південний схід Китаю; південь В’єтнаму. Родовища азбесту Туви пов’язані з ультра основними інтрузіями.

Кам’яна сіль – Лено-Вілюйський басейн.

Рудні родовища мало характерні – боксити в Східних Саянах, манган в Кузнецькому Алатау.

Автор Ч. Лапворт виділив нижню частину силуру під назвою ордовикської системи у 1879 р. Ще в тридцяти роки минулого сторіччя Д.В. Наливкин та О.Ф. Лесникова почали вживати цей термін в своїх публікаціях. З 1951 року ордовик почали показувати на геологічних картах СРСР. В 1960 р. на геологічному конгресі було затверджено його виділення як самостійного періоду. Яруси ордовику виділені в Уельсі. Ордовики – латинська назва стародавнього племені, що населяло півострів Уельс в Англії. Початок пов’язують з датою 505 – кінець 438 млн. р. тому; тривалість 65 млн. р.

Зональна граптолітова шкала ордовику Великої Британії прийнята за міжнародний стандарт.

Органічний світ – подальшого розвитку набули безхребетні: особливо строматопорати, табуляти, геліолітоїдеї, ругози, голкошкірі. Велика кількість без замкових брахіопод, а серед замкових – ортіди, строфоменіди, рінхонеліди, пентамеріди. В ордовику з’явились трилобіти з міцним карбонатним панциром та здатністю згортатися в «клубок». З середнім ордовиком пов’язана друга масова поява різноманітних багатоклітинних, що мали карбонатний скелет: кнідарії, головоногі молюски з прямими фрагмаконами, брахіоподи, голкошкірі. В ордовику продовжувався розквіт трилобітів, з’явились мечохвости та вісеносні граптоліти. Строматорати та корали замінили археоціатів у рифових екосистемах. Хребетні в цей час не дуже різноманітні, вони представлені двома класами безщелепних. Наприкінці ордовику відбувається масове вимирання багатьох древніх груп безхребетних.

Головоногі – ендоцератоідеї – головні хижаки. Важливі граптоліти дендроїдні, однорядні та дворядні, безвісні. Tetragraptus, Didymograptus, Phyllograptus та інші важливі для кореляції ордовикських утворень. За ними побудована зональна граптолітова шкала.

В ордовику знайдені рештки найдавніших безщелепних хребетних – телодонтів.

Флору представляли – багряні та зелені водорості. Прокаріотів – синьо-зелені.

Про життя на суші в ордовику відомостей нема. Непрямі дані: хітинові рештки – акритархи, можуть бути продуктами розмноження суходільних грибів та мохів.

Загальна характеристика . За ордовику відбулася перша одна з найбільших в історії палеозою трансгресій. Майже половина території північних материків, три чверті Китайської, дві третини Сибірської, дві п’ятих Східноєвропейської та Північноамериканської платформ заливалися морем. Про що свідчать морські осадки.

В той же час ордовик майже відсутній на території Гондвани, де поширений обмежено на півночі Африки, наприклад в Марокко. Лише в Австралії він займав майже третину континенту.

Ордовик поширений в геосинклінальних зонах. Продовжувалася каледонська складчастість, в кінці періоду проявилася таконська фаза.

Платформи

СЄП . Тут ордовик найкраще вивчений в трьох регіонах:

Північний-захід мілководного генезису. Черепашки переважно биті, що може бути свідченням утворення шарів в умовах прибережного прибою. За новими даними, ці шари відносять до завершення кембрію.

Вище залягають чорні граптолітова аргіліти з Dictyonema – O1 t. Тремадокський ярус тепер деякі дослідники відносять до кембрію, після відповідного рішення міжнародної стратиграфічної комісії.

Прояви таконської фази каледонського орогенезу викликали стратиграфічні проблеми. Зокрема у визначенні нижньої межі ордовику.

Стратиграфічні підрозділи ордовицької системи: тремадоцький та аренізький яруси – відносять до нижнього ордовику; ланвірнський, ландейльський, карадоцький – до середнього; ашгільський – до верхнього відділу.

Верхня частина – представлена глауконітовими пісковиками та вапняками з численними рештками брахіопод та трилобітів, віднесена до аренізького ярусу – має потужність до 30 м.

Середній ордовик представлений вапняками іноді оолітовими або глинистими, звичайно детритовими. Вапняки містять багатий комплекс фосилій: брахіопод, трилобітів, морських пухирів, граптолітів, конодонтів. У верхній частині ландейльського ярусу – кукрузеський горизонт представлений вапняками та горючими сланцями з тонкостінними стулками брахіопод, моховатками, фрагментами трилобітів тощо. Тонкий осадок утворювався в застійних умовах. Ці сланці сировина для рідкого палива, хімічної промисловості та будівництва. Загальна потужність середнього ордовику до 160 м.

Верхній ордовик представлений різноманітними вапняками, в тому числі глинистими, детритовими – внизу; водоростевими, органогенно-уламковими та біогермними – зверху. Загальна потужність верхнього ордовику – біля 100 м. Характерні водоростеві та коралові структури, черепашки брахіопод, гастропод, поодинокі граптоліти.

Вапняки ордовику складають Балтійсько-Ладозький глінт – знамениту геоморфологічну структуру – древню берегову зону, кліф Балтійського моря, що утворився в древньочетвертичну епоху.

Своєрідний склад ордовику України та Молдови. Волинські розрізи подібні до Прибалтійських але визначаються меншими потужностями відкладів та неповними розрізами з перервами. Загальна потужність до 30 м.

На території Поділля збереглися відклади лише частково. Останці ордовику виділяють в молодовський горизонт з двома світами: гораївською та субіцькою. Загалом молодовський горизонт не більше 4–5 м, звичайно менше. Часто виклинюється.

У Великоземельській тундрі – море прийшло зі сходу з Уральської геосинкліналі. Ордовик тут карбонатний з рештками морської фауни.

Сибірська платформа . Ордовик займає всю західну та центральну її частини, але меншу площу ніж в кембрії. Відслонення зосереджені окраїнами Тунгуської синеклізи та на південному сході платформи. Розрізи відрізняються за літологією та палеонтологічними рештками, що природно через такі великі площі поширення. Переважають карбонатні породи з різноманітною морською фауною. Окраїнами – мілководні осадки: доломітові, строкаті піски й глини іноді з прошарками гіпсу. Регіональна перерва проявлена перед середнім ордовиком. Є лінзи та прошарки фосфоритів низького ґатунку. Загальна потужність кілька сот метрів.

Китайська платформа . Тут поширені відклади нижнього та середнього ордовику, представлені піщано-глинистими та карбонатними відкладами загальною потужністю в кілька сот метрів. Описані рештки брахіопод, гастропод, наутилоідей та коралів.

Північноамериканська платформа . Трансгресія тут приурочена до початку ордовика. Море вкривало значну частину платформи, представлене карбонатними осадками. На початку середнього ордовику прояви незначної регресії. У пізньому ордовику платформа знову занурюється – відкладення вапнякових та доломітових мулів. На сході в море надходив уламковий матеріал – результат розмиву таконських піднять Апалацької геосинкліналі. Потужності перші сотні метрів.

Гондвана . В Північноамериканській частині – панували підняття. Морські уламкові на заході по межі з Східнотихоокеанською геосинклінальною областю. Переважають піщано-глинисті відклади невеликої потужності, що відомі в Амазонській западині.

Африканська частина Гондвани визначається опусканнями в на півночі в кінці кембрію. В ордовику на території Сахари – морські кварцові піски з прошарками галечників та глин. Вони залягають на розвитій поверхні кристалічних порід. Загальна потужність 500–800 м. В авлакогенах до 2000–2500 м.

На Аравійському півострові ордовик представлений піщано-глинистими утвореннями значної потужності.

Австралійська частина – визначається тим, що тут море займало велику площу в центральній частині й поширювалась в широтному напрямку. Відклади представлені пісками та рідше карбонатними мулами.

В геосинкліналях та геосинклінальних поясах ордовик представлений в тих же геосинкліналях, що й у кембрії. Грампіанська геосинкліналь . Тут накопичувались потужні товщі осадочних та вулканогенних порід. Найбільш характерним тут є розріз ордовику Уельсу. Власне це стратотипова місцевість де були виділені ордовицька та силурійська системи. Через значні розривні та складчасті порушення розріз зведений кількох районів:

Тремадоцький ярус – сланці з Dictyonema flabelliforme та трилобітами залягають згідно на кембрійських утвореннях та незгідно з породами аренігу. Це є підставою для деяких дослідників з Англії відносити тремадок до верхнього кембрію.

Аренігський ярус – складається головним чином ефузивами. Знизу пісковики, гравеліти, глинисті сланці. Зрідка – вапнякові прошарки з рештками трилобітів та брахіопод. Вище – основні та середні ефузиви, що змінюються кислими вулканічними породами. Загальна потужність до 1200 м.

Ланвірнський ярус – найбільш карбонатна частина – плитчасті вапняки з численними черепашками та трилобітами. Потужність біля 750 м.

Карадокський ярус – складений карбонатно-теригенними осадочними породами з брахіоподами та граптолітовими сланцями потужністю до 600 м, або ефузивами до 750 м. Ашгільський ярус – в умовах припинення вулканічної діяльності відкладалися поліміктові пісковики, іноді косоверствуваті, зі знаками хвильових брижів, прошарками вапняків та глинистих сланців. Потужності складають кілька сот метрів. Із структурним неузгодженням перекриваються відкладами силуру.

Ордовик Уельсу – типовий приклад геосинклінальних утворень. Це морські та вулканічні товщі, потужність яких досягає 4000–5000 м. Характерні спілітова та граувакова формації. Проявлена складчастість та метаморфізм. Структурні неузгодження пов’язані з проявами каледонської складчастості.

В скандинавській частині Грампіанської геосинкліналі в ордовику виокремлюються евгеосинклінальна та міогеосинклінальна зони, що поділені підняттям. Наприкінці ордовику підняття було зруйноване, магматична діяльність послабилась.

Урало-Монгольський геосинклінальний пояс . Уральська геосинкліналь утворилася в кінці кембрію на початку ордовику на байкальському підґрунті та ще більш давніх утвореннях. На місці сучасного східного схилу Уралу була евгеосинкліналь, де в ордовіку панували вулканічні умови, накопичувалися потужні вулканогенні товщі: представлені лавами, туфами та туфітами. Характерна спілітова формація, ефузиви основного складу. Загально потужність досягає кількох тисяч кілометрів. Вулканічні породи чергуються та змінюються за простяганням кременистими породами яшмової формації. Карбонатні відклади поширені переважно окраїнами прогинів, виповнених вулканічними товщами.

На території західного схилу Уралу панували міогеосинклінальні умови – накопичувались теригенні та теригенно-карбонатні товщі потужністю від 500 до 2000 м. Різноманітний комплекс органічних решток. Відомі мілководні прибережні кварцові пісковики та галечники на західній окраїні моря.

Центральна частина Урало-Монгольського геосинклінального поясу . Ордовик поширений в Казахському дрібносопочнику, де виділяють 27 граптолітових зон. В Казахстані виділяються дві геосинклінальні зони. Перша – у верхів’ях р. Ішим, біля оз. Тенгіз, в Джезказганській западині, Бек пак-Далі до Північного Тянь-Шаню, утворюючи в плані дугу, що опукла на захід.

Друга – займала територію на схід південний схід від Караганди: Північно-Східне Прибалхашшя, хребти Чингіз Тау, Тарбагатай, Джунгарський Алатау. На сході, за границею СНД в межах Центральної Азії обидві евгеосинклінальні зони зливались в одну широтну зону, яка займала південну частину Урало-Монгольського геосинклінального поясу . Тут накопичувались ефузиви основного складу, зрідка кислі – чергувалися з кременисто-теригенними породами, зрідка вапняками. За межами евгеосинклінальних зон переважало накопичення кременисто-теригенних та флішоїдних, іноді карбонатних порід.

В цій зоні показовим є розріз хребта Чингіз Тау, де ордовик залягає згідно на кембрії. Тут визначені всі три відділи, представлені утвореннями, що насичені вулканогенними породами: лавами, лавобрекчіями, туфами середнього, зрідка основного іноді кислого складу. Виключення середня частина – середнього ордовику – регресивна серія осадочних порід – починається вапняками, завершується пісковиками та конгломератами. Тут також зустрічаються горизонти туфів та туфогенний пісковиків. Судячи зі знахідок різноманітної фауни панували мілководні морські умови; іноді, на що вказують горизонти червоноколірних порід – в континентальних умовах. Характерні неодноразові перерви. Тим не менш потужність ордовику досягає 10 км. Все вказує на значну рухливість геосинкліналей. Разом з структурними наявні стратиграфічні неузгодження. З фазами складчастості пов’язане пожвавлення інтрузивної активності: великі гранітні масиви. Значна кількість інтрузій свідчить про довге існування глибинних розломів – каналів проникнення магми. Ці розломи поділяють територію на низку структурно-фаціальних зон; рухи блоків обумовили різницю будови цих зон та перерви в осадконагромадження.

Західна Тува . Тут ордовик залягає різко незгідно на кембрійських утвореннях, представлений типово евгеосинклінальними породами: потужним декілька км товщами вулканітів, пісковиків, сланців з трилобітами. Породи складно дислоковані, метаморфізовані, включають тіла ультраосновних масивів, прорвані гранітними інтрузіями. Ордовицькі відклади. В уламковому матеріалі присутні породи кембрію та прориваючих його інтрузій. Характерні строкаті та червоноколірні породи, паралельна та навскісна шаруватість, брижі, тріщини висихання, внутрішньо формаційні конгломерати, погана диференціація уламкового матеріалу – свідчення осадконакопичення в континентальних умовах за жаркого клімату у внутрішніх пересихаючих водоймах або в наземній обстановці.

Ближче до кінця ордовику – умови змінюються, про що свідчать дрібнозернисті породи сірого кольору, з’явились карбонатні прошарки з морською фауною. Ордовицькі породи тут згідно змінюються силурійськими, через відсутність проявів таконської фази.

Не вся територія Урало-Монгольського геосинклінального поясу була морем – існували підняття-острови, що поставляли уламковий матеріал в Центральному Казахстані, Алтає-Саянах та Монголії.

В кінці ордовику на заході центральної частини Урало-Монгольського геосинклінального поясу активно проявилась таконська фаза каледонського орогенезу, утворились широкі підняття в Казахстані від Кокчетаву на південь через Улу Тау, Кара Тау та Північний Тянь-Шань, які були областями зносу на протязі наступного силурійського періоду.

Каледонська складчастість на півночі та сході Урало-Монгольського геосинклінального поясу супроводжувались інтрузивним магматизмом – великі гранітні інтрузії від Північного Тянь-Шаню до Петропавловська та Омська.

Апалацька та Інуїтська геосинкліналі .

В Апалацькій геосинкліналі ордовик поширений. В евгеосинклінальній зоні вулканогенно-осадочні товщі та кременисті сланці досягають загальної потужності 4000 м. В міогеосинклінальній зоні, границею з Північноамериканською платформою, розповсюджені товщі вапняків та пісковиків. В кінці ордовику особливо в північній частині проявилася таконська фаза.

В Інуітській геосинкліналі – на півдні, границею з платформою, в міогеосинклінальній зоні накопичувались карбонатні та глинисті осадки; – на півночі, в евгеосинклінальній зоні – теригенно-вулканогенні товщі.

Тихоокеанський геосинклінальний пояс.

Західно-Тихоокеанська геосинклінальна область . Тут відклади ордовику поширені обмежено. На Північному-Сході Росії – вапняки, піщано-глинисті породи та граптолітова сланці. Вулканогенні породи відомі в Коряцькому хребті. В цій геосинклінальній області, таким чином виділяються евгеосинкліналь та міогеосинкліналь. На Південному Сході Азії панували евгеосинклінальні умови: на території Японії, Катазії; західніше відомі флішоїдна товщі аргілітів, алевролітів, граптолітових сланців, місцями вапняків.

Найбільш широко ордовик представлений в Східній Австралії. Міогеосинклінальна зона розташована на границі з платформою – теригенні породи зрідка вапняки. Ордовик евгеосинклінальної зони представлений лавами, туфами порфіритів, глинистими та кременисто-глинистими сланцями. Потужність до 4000 м. Силур лежить різко незгідно під певним кутом на породах ордовику, що підтверджує прояв таконської фази каледонської складчастості, але геосинкліналь не закрилася, а лише відбулося обміління силурійського басейну.

У Східно-Тихоокеанській геосинклінальній області – евгеосинклінальна зона простежується лише в Північноамериканській частині геосинкліналі – у вузькій смузі вздовж узбережжя від Аляски до Каліфорнії, де відкладалися товщу глинистих та кременистих сланців, лав, туфів. Міогеосинклінальна зона – карбонатні товщі до 2000 м, що на заході заміщуються граптолітовими сланями та алевролітами з потужністю до 200–250 м. Іноді смуга поширення цих порід виділяється в «перехідну» зону від міогеосинкліналі до евгеосинкліналі. Ордовик Південноамериканської частини геосинклінальної області представлений виключно теригенними породами значної потужності. На захід роль піщаних прошарків падає вони заміщуються глинистими сланцями.

Середземноморський геосинклінальний пояс. Тут виходи ордовику відомі в обмежених районах. Ордовик лежить звичайно з розмивом на кембрійських та більш древніх утвореннях. Він представлений піщано-глинистими товщами, іноді вапняками, характерні граптолітова сланці. В Марокко та на півночі Франції ордовицькі товщі містять горизонти оолітових залізних руд. Ефузиви нетипові, якщо розвинуті, то тяжіють до смуги центральних піднять геосинкліналі, яка включає Центральний Французький масив, Вогези, Шварцвальд та Богемський масив. Іноді окремі частини піднять занурювались нижче рівня моря. Приклад: товщі ордовику, силуру та девону Празького синклінорію, які стали класичними завдяки дослідженням Й. Барранда. В Баррандієні в ордовику розповсюджені конгломерати, диктіонемові сланці та пісковики. Ордовик залягає на кембрії незгідно. Вище пісковики та сланці з трилобітами та граптолітами й кварцити з черепашками брахіопод.

Корисні копалини . В ордовику є продуктивні горизонти Мідконтиненту. Канзас та Оклахома давали до третини річного видобутку нафти США.

В ордовику утворились родовища оолітових залізних руд Уобана на о. Ньюфаундленд. З магматизмом ордовику та силуру пов’язані родовища міді, нікелю, кобальту в Норвегії, поліметали Салаїрського кряжу. До тремадоку належать родовища фосфоритів.

Уявлення про палеогеографічні умови в ордовику не досконалі. В деяких ділянках був розвинутий сухий спекотний клімат, що проявився в утворенні червоноколірних порід. Тропічні умови зафіксовані рифовими спорудами. Деяке похолодання зафіксоване на початку ордовику, що підтверджується утворенням піщаних товщ за відсутності карбонатних.

Силурійська система

В сучасному розумінні затверджена міжнародним геологічним конгресом в 1960 р. Вперше була виділена 1835 року англійським вченим сером Родеріком Мурчисоном на півострові Уельс у Великій Британії. Назву отримала за племенем, що у давнині населяло цю територію. Нагадаємо, що спочатку включала ордовік як нижній відділ.

Після відділення ордовіку силур став найкоротшим періодом палеозою приблизно 25–30 млн. р. Яруси встановлені в стратотиповий місцевості, за винятком найвищого, пржидольського, що затверджений у 1984 році на території Чехії поділяються так: лландовері – радданій, аероній, телічій; венлок – шейнвудій, гомерій; лудлов – горстій та ладфордій; пржидолій не має загально визнаного поділу.

Органічний світ стає ще більш «розквітлим», більш різноманітним та багатшим ніж в ордовіку. Продовжували існувати головні групи організмів, що характеризували ордовік, але з’явилися нові їх представники, цілком змінився характер граптолітової фауни, лишились тільки однорядні вісеносні, які в свою чергу майже зникли наприкінці силуру.

Дуже широко розповсюдились та стали більш різноманітними представники кишечнопорожнинних. Численними й більш різноманітними і іноді породоутворюючими стали брахіоподи. Хоча кількість родів стала менша, але з’явились нові ряди: Spiriferida, Productida, більшого значення набули Rhynchonellida, Pentamerida. Трилобіти представлені формами, що згорталися, але їх кількість помітно зменшилась. Вважають, що менше стало головоногих, але це питання, ще потрібно дослідити. Головоногі залишаються одними з головних хижаків. Більш різноманітними стали морські лілеї. Інші представники голкошкірих не мали суттєвого значення. Існували губки, бівальвії та черевоногі молюски. Значну роль для стратиграфії мали остракоди. Характерні ракоскорпіони, які існували в прісних та опріснілих водоймах.

Через регресію наприкінці лудлову та на початку пржидолію виникло багато басейнів з ненормальною солоністю, де існували лінгули, двостулкові та гастроподи й деякі остракоди. Взагалі силурійська біота успадковує більш древню ордовицьку з певними відмінами. Серед хребетних з’явилися більш високоорганізовані риби. В силурі виникли перші вищі рослини – псилофіти – Cooкsonia pertoni та інші представники куксонієвої флори, які почали освоювати, або завойовувати суходіл. Але головною ареною життя все ще лишалося море, хоча життя почало поширюватися на континенти починаючи з річок та озер й прилеглих до них низовин.

В силурійському періоді почалась регресія. Море залишило північну частину Китайської платформи, скоротилося і на інших платформах Північної півкулі. Але в Гондвани дещо збільшилось за виключенням Австралії, яка повністю звільнилась від моря. Моря лишилися в Бразилії, на півночі Африки до п’ятої частини площі. В силурі продовжувалась каледонська складчастість, яка саме й призвела до регресії в північній півкулі, яка тривала і на початку девону. Супроводжувалась різноманітними інтрузіями в усіх геосинкліналях. Каледонська складчастість проявилась кількома фазами. Вперше ввів поняття про фази складчастості Георг Штіллє в 1924 році. Він узагальнив матеріали з структурних неузгоджень в різних районах світу й склав канон фаз складчастості, виділивши їх під власними іменами. Тоді вважалося, що фази складчастості одночасні в усіх геосинкліналях й розділяються спокійними епохами.

Уявлення Штіллє швидко розповсюдились отримавши широку відомість й зіграли значну роль в науці, полегшуючи складання узагальнюючих матеріалів з геології складчастих областей, сприяли з’ясуванню їх геологічної історії. Але незабаром з’явилися факти, які не відповідали цим уявленням: 1) виявилися фази, що відсутні серед канонічних; 2) навіть в одному великому регіоні та сама фаза в різних його частинах може проявлятися в різний час, або навіть бути відсутньою; 3) дослідження Д.В. Налівкина, М.С. Шатського та інших довели, що утворення складок може відбуватися довгий час – одночасно з осадконакопичення.

За сучасними уявленнями, фази складчастості – це моменти прискорення складкоутворення, що накладаються на процес повільного росту складок.

Хоча фази складчастості не глобальні, й, строго кажучи, не синхронні, тим не менше в окремі епохи геологічної історії відбувається згущення фаз складчастості, що проявлені в той самий час в різних геосинкліналях. Найбільш інтенсивно й широко виражені наступні фази каледонської складчастості: в середньому кембрії – салаїрська; перед силуром – таконську; наприкінці силуру й в ранньому девоні – пізньокаледонська. Ці фази проявилися в різних геосинкліналях в різному ступені. Найбільш інтенсивні прояви призводили до «закриття» геосинклінального режиму та утворення складчастих споруд – каледонід. За каледонської складчастості геосинклінальний режим був ліквідований в Грампіанській геосинкліналі – її каледоніди з’єднали Північноамериканську та СЄП в результаті утворилась велика Північноатлантична платформа – Лавренція. Каледонська складчастість створила каледоніди в центрально-азійській частині Урало-Монгольського геосинклінального поясу та безпосередньо на південь та північний захід Сибірської платформи: Алтайсько-Саянська складчастість, південно-західна частина Забайкалля. Алтайсько-Саянська область включає: Гірський Алтай, Кузнецький Алатау, Гірську Шорію, Західні Саяни, Туву, Мінусинську западину, південний схід Східних Саянів. Ці каледоніди додали жорсткості Сибірській платформі, наростивши її.

Інший пояс каледонід виник на території Казахстану та Середньої Азії, на карті він утворює дугу опуклу на північ та захід. За Д.В. Наливкіним – це Казахський макроперешийок. До Уральсько-Тянь-Шанської частини входили: Нова Земля, Урал, Пай-Хой, Мугоджари, Кизил Куми, Південний Тянь-Шань. До Центрально-Азійської – входять: центральні та південні райони Казахського дрібносопочника, Джунгарський Алатау, Калбинський, Рудний Алтай та Південно-Західний Алтай, Салаїрський кряж, Кузнецьку западину, Південну, Центральну та Східну Монголію, хр. Великий Хінган, Буреїнський хребет.

Каледонська складчастість проявилась також у Західно-Тихоокеанській геосинклінальній області – були створені каледоніди на південному сході Китаю, східними окраїнами австралійської частини Гондвани. У Східній Тихоокеанській геосинклінальній області каледоніди наростили з південного заходу Південноамериканську частину Гондвани. У східній частині Середземноморського геосинклінального поясу каледоніди Центрального Китаю приєднались з півдня до Китайської платформи.

Наслідком каледонської складчастості стала широка середньо палеозойська регресія кінця силуру – початку девону, яка досягла свого максимуму в ранньому девоні. Вона особливо проявилась на Північноамериканській та Сибірській платформах. Регресія викликала зміну клімату. Панувавший в ордовіку й частково в силурі теплий і вологий клімат змінився до кінця силуру посушливим. Утворення великих просторів суші й зміни клімату призвели до змін органічного світу: з’явились перші мешканці континенту.

Каледонська складчастість супроводжувалась інтенсивним ефузивним та інтрузивним магматизмом, з яким пов’язане утворення корисних копалин.

СЄП виходи силуру відносно не великі за площею: острови на Балтиці, Прибалтика, Поділля – кращій в Європі й мабуть в світі, на півночі Тіману. Поширення силуру значно більше площі виходів в Прибалтиці, на заході України, в Молдові, на півночі Велико-Земельської тундри та в районі Ярославля та Волгограду за свердловинами доведений палеонтологічно силур. Вірогідно море заливало Московську синеклізу й через вузький рукав з’єднувалось з морями Урало-Монгольського поясу. В західній частині басейну накопичувались карбонатні осадки, на сході – глинисті. Після регресії в кінці ордовіку на початку силуру море повернулося на південний захід СЄП і існувало тут до раннього девону. Море до Тіману та Большеземельської тундри потрапило з Уралу й залишило товщу карбонатно-теригенних порід.

В підручнику можете познайомитись з розрізом силуру Прибалтики.

Силурійський розріз Поділля складають зеленкуваті мергелі, масивні вапняки та чорні аргіліти болотинської серії близько 20 м. Вище з стратиграфічною перервою залягають вапняки ярузької серії: тернавська, фурманівська світи, створили циклічну товщу з тенденцією до поступового огрубіння детритової компоненти й збільшення карбонатної складової у глинистих вапняках. Вище лежать баговицька світа та малиновецька серія представлені переважно домеритами та грудкуватими вапняками. Домерити індикатори дуже мілководних умов лагун з солоністю відмінною від нормальної морської. При більш високому стоянні рівня моря утворювалися смуги біогермів в баговицькій, конівській та рихтівській світах. Свердловини відкрили рифи й на інших рівнях.

Сальська серія віддзеркалює поступову трансгресію від лагунних умов пригородоцької світи до чергування лагун й біостромів дарницької світи й грудкуваті вапняки з біогермами верхньої частини трубчинської світи й переважно грудкуваті вапняки дзвенигородської світи. Знизу та в горі розрізу є знахідки граптолітів, що дозволяє точно прив’язати розріз до міжнародної граптолітової граптолітової шкали. Подільський розріз отримав статус парастратотипового пржидольського ярусу та межі силур – девон.

Співставлення розрізів різних регіонів досі ще важке завдання, яке різні автори вирішують по-різному. Варто згадати, що спершу дослідники виділили лландовері в повному обсязі – виявилось, те що колись відносили до лудлова, тепер впевнено корелюється з нижнім девоном, а між лудловом та жедіном виявилась товща, яка дорівнює ярусу відділу, який отримав назву пржидолію.

Дуже великі успіхи у вивченні розрізів Прибалтики. Там також розроблена детальна регіональна стратиграфічна схема. Але у відслоненнях верхня частина силуру представлена дуже мілководними фаціями, а «над лудлов» відсутній. Для силуру тут розроблена фаціальна модель, побудовані палеогеографічні карти та фаціальні профілі. Пізніше подібні дослідження були проведені в Латвії, Литві, Білорусі та на Україні. В Литві, Латвії, Білорусі в кернах свердловин поділ спирався на знахідки граптолітів.

Сибірська платформа . Тут силур поширений на заході платформи та в басейні р. Вілюй. Відслонюється долинами річок на півдні та північному заході платформи. Опорний розріз на р. Мойєро, де виділені всі регіональні горизонти. В силурі морський басейн скорочується й відступає в північно-західному напрямі, тому верхній силур відомий лише на крайньому північному заході платформи. Силурійські відклади різноманітні за літологією та палеонтологічною характеристикою. Регресія змінилась трансгресією з широким розповсюдженням карбонатних фацій та органогенних рифів. Наприкінці силуру виникли велетенські солеродні басейни. Потужність досягає кількох сотень м, в западинах зростає. Наприклад, в мічиганській – 1300 м.

Девонську систему виокремили у 1839 році Седжвік та Р. Мурчісон у Великій Британії, в графстві Девоншир. Девон поділяється на три відділи. За сучасними геохронологічними відомостями його початок припадає на 410 а закінчення на 355 млн. років тому.

Поділ системи на яруси такий: Нижній девон має в черепашкових фаціях має такий поділ – лохків, прагій, емс. Середній девон – ейфель, живет. Пізній девон – фран, Фамен.

Каледонський орогенез наклав певний відбиток на фізико-географічні умови ранньої епохи девону, яка була яскравим прикладом геократичного етапу в геологічній історії Землі. В середньому девоні занурення в геосинклінальних зонах викликали нове затоплення платформ, максимум яких прийшовся на франський вік. Для фамену характерне часткове підняття, регресія моря, а подекуди й гороутворюючі рухи, якими започаткувався новий тектогеничний цикл. Особливості відкладів цієї системи відбивають складний хід девонської історії.

1. Вперше тут широко розповсюджені континентальні відклади. Одна з найхарактерніших фація old-red-sandstone – дуже поширена в області каледонської складчастості та на платформах північної півкулі. Це переважно німі, або з рештками риб, ракоскорпіонів й рослин – червоноколірні або строкаті пісковики, конгломерати, сланці – алювіального, пролювіального, озерного та пустельного генезису. Вони розвинені на рівнинах, що примикають до каледонід та в їх міжгірських прогинах, де потужність досягає 6000 км. та далі на схід до Сибіру.

2. Поширення лагунних відкладів – кам’яної солі, гіпсу, доломіту, хемогенних вапняків.

3. Серед морських відкладів багато органогенних вапняків.

Органічний світ . Зміна фізико-географічних умов викликали істотні зміни в складі органічного світу. Занепали або зникли ряд груп організмів, що були поширені в силурі; разом з тим розквітли інші, які пристосувалися до змінених умов життя й набули поширення, різноманітності, високої організації. Це перші вапнякові губки, кишечнопорожнинні: ругози – Neoomphima, Zaphrentis, строматопори – Amphipora, аулопори – Cladochonus, Aulocystis; трилобіти – Dalmanites, Proetus, Acastella tiro тощо. Взагалі різноманітність трилобітів стає меншою, частина їх вимирає. Серед інших членистоногих знайдено ракоскорпіонів Stylonurus, Pterigotus тощо остракоди, філоподи, перші багатоніжки, кліщі, павукоподібні.

Серед пелеципод з’явились перші Pinnidae, Aviculopectenidae, Mitilidae, Solenidae тощо; гастроподи – Belerophon sp.; головоногі – Oncoceratidae: Ooceras, Elvanoceas, Ovoceras, Brevicoceras – ряд вимирає в кінці девону. Ортоцератіди дожили до кінця палеозою й до тріасу. З’явились бактритоідеї; амоноідеї – агоніатіти; гоніатіти і клименії. Останні характерні виключно для рамену і мали широкий ареал.

Брахіоподи дуже поширені. Важливі спіріферіди та атрипіди; строфоменіди; хонетіди; рінхонелліди; теребратулліди. Моховатки – Fenestellidae. Кріноідеї різні.

Вимирають карпоідеї, цистоідеї. Відомі морські зірки, правильні їжаки. В ранньому девоні вимирають останні Monograptus.

Хребетні різноманітні: багато риб, з’являються перші примітивні амфібії. Серед безщелепних панцирні Drepanaspis, Hemicyclaspis, безпанцирні Rhyncholepis. З’явились справжні риби акантоди; пластинокожі, хрящові акули Cladoselache; кісткові, серед яких відомі три класи: кистепері – Choloptichius, Osteolepis, дводишні Dipterus та давні промінепері. Найбільш цікаві для нас дводишні та кистепері, які були як і панцирні риби мешканцями солонувато водних басейнів й прісних водойм. Дводишні мали пристосований для повітряного дихання плавальний міхур, але вони не дали тієї радіації форм, що кистепері. Сліпа гілка. Кистепері мали прогресивну будову плавців, які були пов’язані з осьовим скелетом і відігравали роль кінцівок. Мабуть з них і пішли амфібії, які виникли в кінці пізнього девону. Знахідки у Гренландії черепів Ichthyostega, Ichtiostegopsis, Acantostega. У верхньому девоні Пенсільванії знайдено чотирипалий відбиток ступні – проблематичної тварини Tinopus. Іхтіостегі ще мали певні реліктові ознаки риб: форма тулуба, черепа, луску, рудименти зябрових кришок, розміщення носових отворів.

Серед рослинного світу сине-зелені й багряні водорості, в лагунах – перші харові. Велетенські водоростеподібні Nematophyton, плаунові та членистостеблові. Одночасно зникають псилофітові, але з’являються насінні папороті – сперідосперми. Окремі родини близькі до кордаїтових, справжні папороті – Archaeopteris. Рослини були вже кілька м висоти, утворювали лісові масиви або чагарники, що займали широкі простори. Місцями їх рештки утворювали поклади торфу і вугілля.

Найбільш значущі для стратиграфії брахіоподи, гоніатіти, корали, форамініфери та спорові комплекси.

Східноєвропейська платформа . Морський поширений від Дністрового до м. Заліщиків на Дністрі та континентальний ранній девон – притоками Дністра; у Прибалтиці; між Волгою та Уралом.

Морський середній та пізній девон. В середньому девоні в цоколі СЄП починається формування трьох великих западин – Східноєвропейська, Московська, Дніпрово-Донецька, які заповнюються морськими трансгресивними відкладами з Урало-Тянь-Шанського геосинклінального басейну. В центральних частинах девон глибоко занурений, на периферії виходить на поверхню, або під четвертинні відклади. Такі області називають девонськими полями: Воронезьке, Німанське, Головне; Виходи девону є на південному Донбасі. У середньому девоні море трансгресувало з Тенісу на захід Волині, Поділля та Молдови. Майже до межі верхнього девону – нижнього карбону.

В ейфельському віці майже на всій платформі континентальний режим, але місцями починається накопичення морських осадочних товщ. В живецькому віці продовжувався наступ моря на захід головного девонського поля. Кінець живету – регресія. У Прип’ятському прогині та ДДЗ – великі лагуни, в яких накопичуються товщі кам’яної солі, що утворила пізніше діапірові нафтоносні й газоносні структури. У франському віці відбулась нова найбільша в девоні трансгресія: майже вся платформа за винятком щитів занурюється під воду. Берегова лінія моря простежується вздовж окраїн Балтійського щита відслоненнями. В ДДЗ у франському віці відбулись розколи та інтенсивний донний вулканізм. Уламки порід з ефузивами у брекчії соляних куполів на поверхні. За фамену відбулось загальне підняття, обміління, утворилися лагуни у Прип’ятському прогині, Московській западині та далі на схід від лінії Нар’ян-Мар – Ухта – Солікамськ – Казань – Нижній Новгород море збереглося до кінця періоду.

Породи девону СЄП різноманітні: D1 – морські аргіліти – суходільні озерно-річкові з флорою і комплексом нижньодевонських риб. Франські – морські органогенні вапняки і мергелі. Регресія в живету й фамену призвела до утворення до 1000 м лагунних соленосних товщ. У франський вік ефузиви й туфи утворили товщі від 10 до 2500 м й більше.

Сибірська платформа . Девон поширений на окраїнах Тунгуська западина, Хатанзька та Вілюйська западини. Жаркий та сухий клімат, що панував сприяв накопиченню лагунних і континентальних червоноколірних порід та гіпсів, доломітів, домеритів, кам’яної солі. Загальна потужність до 670 м з рештками риб, гігантських раків, псилофітів. Морські відклади до 10 м у Хатанзькій западині та північному заході Тунгуської западини.

Китайська платформа . Після арійської фази орогенезу на значній площі – суша, але різко посилюються диференційні вертикальні рухи. На занурених ділянках піщано-глинисті моласи, які на півдні внаслідок короткочасних трансгресій з Тенісу та Східно-Азійського басейну, чергуються з мілководними морськими уламковими породами й вапняками. У середньому та пізньому девоні трансгресії з Монголо-Охотського басейну. Південно-Китайський щит об’єднаний з Катазією; протока між ними й Та римським щитом сполучала Китайські та Монголо-Охотський басейни. Товщі уламкових. Місцями карбонатних й вулканогенних порід мінливі, іноді до 3000 м потужності. У вапняках поширені корали та брахіоподи.

Канадська платформа наприкінці силуру інтенсивні висхідні рухи; D1 – суша, D2 – трансгресія з Арктичної та Апалацької геосинкліналей. D3 fr – море найбільших розмірів; D3 fm – поступове скорочення. Девонське море не досягало розмірів моря силуру. Величезні площі на сході й в центральній частині лишалося сушею й зазнавало денудації. Посилилась тектонічна диференціація цоколя, виникли западини та підняття. Це наклало відбиток на особливості осадконагромадження як у девоні так й в наступні періоди.

Гондвана. Геологічна історія континенту в девоні дуже складна:

Бразильська платформа – початок раннього девону – суша, кінець раннього девону – трансгресія, що затопила не тільки западини, а й частини щитів. В середньому девоні нові підняття. Пізній девон – від моря залишилося лише дві затоки в Південній Патагонії та в Паранаїбській западині.

Африканська платформа – море займало майже ту х площу, що й у силурі; тільки на Аравійській плиті в ранньому девоні зберігся морський режим на північному-сході Саудівської Аравії. У північній Африці підпорядкованій депресіям у цоколі платформи, потужність досягала 2500 м завдяки стійким низхідним рухам. Найбільш поширений та потужній верхній девон. За межами поширення морського девону на північ від о. Чад, у Судані та на Аравійському півострові – континентальні піщані товщі з рештками наземної флори.

Австралійська платформа – девонські відклади починаються з живету, який доведений у западинах Карнарвон, Бонапарта, Канінг. В останньому басейні – багата фауна й потужність до 1000 м.

Морський девон Гондвани – уламкові породи з вапняками на півночі з альпійськими формами, а на півдні – мальвінокапські.

В Антарктиді – девон входить до серії «бікон», що поширена на західній частині платформи, й складається з континентальних й в окремих про верстках – морських пісковиків та аргілітів з рештками рослин, риб, австральних брахіоподи.

Післякембрійські складчасті системи: Каледонська Північно-Західної Європи – горбиста суша в западинах рельєфу – «олд-ред» формувався на фоні занурення, що компенсувалось темпами накопичення, потужність до 6000 м, западина Осло – пісковики. Південна межа континентального девону проходила Брістольською затокою, за якою починається складчаста система Корнуолу.

У Шотландії, Північній Англії, Орклендських та Шетлендських о-вах з раннім девоном пов’язані потужності до 1100 м товщі основних порід. Олд-ред Великобританії містить багато риб й наземної флори.

Герцинська Центральної та Західної Європи – девон тут переважно морський утворювався в складних палеогеографічних та тектонічних умовах. На нижній межі – продовжували існування невеликі морські водойми – затока Тетісу. Решта – суша. В ранньому девоні відбулись блокові опускання цієї суші, в занурені ділянки інгресує море – жедін – Рейнські та Арденські гори; зіген – поширюється далеко на схід до Гарцю, Східних Судет та Свентокшишських гір. Трансгресія супроводжувалась розколами та донним вулканізмом. Потужності осадочних товщ в Арденнах до 5000 м. Північний берег затоки видно в Північній Ірландії, на півночі Корнуолу й в Північній Бельгії, де в нижньому девоні – чергування морських та лагунних піщано-глинистих фацій з рештками панцирних риб, остракоди й велетенських раків.

В середньому девоні море продовжує поширюватись на південь Саксоно-Тюрінгських гір й Богемського щита, на півдні Північно-германської западини й через Прибалтику й Прип’ятський прогин сполучається з СЄП на сході досягає УЩ й затоплює північ Поділля. Майже скрізь поширені глинисті сланці з птероподами й гоніатітами, мергелі й різноманітні вапняки. У багатьох місцях – донний вулканізм.

Фран – максимум трансгресії – затоплені Західні Судети й Центральний масив, відкривається зв’язок з Тенісом, припиняється вулканізм. Скрізь глинисті й карбонатні фації з численною фауною.

Фамен – загальні підняття, море міліє, переважають уламкові відклади. Наприкінці девону відбулися горотворні рухи, які найінтенсивніше виявилися в Бретоні. Фаза отримала назву Бретонської, цією фазою почався новий, другий у палеозої цикл тектогенезу – герцинський. Крім півострову Бретань, ця фаза охопила Богемію, де утворилася складчаста система Барранда, а в ослабленій формі – й Рейнські Сланцеві гори, Вогези та гори Тюрінгії. Найбільша потужність у Рейнських горах – 10000 м.

Альпійсько-Гімалайська – девон виявлений на обмежених площах в серединних масивах або в осьових частинах синкліноріїв. В Європі – Севени, Астурія та Кантабрія, на о-вах Балеарських, Сардинія, Ельба, в східних Альпах, Румунії, Болгарія, о-ви Егейського моря. Характерний поступовий перехід від силуру до девону й карбону. Це свідчення того, що тут не відчувся вплив каледонських та бретонських рухів. Найкращі розрізи в Евенках та Піренеях, де девон карбонатний з гоніатітами, брахіоподами, трилобітами, коралами, які свідчать про наявність всіх ярусів системи.

У Північній Африці – відклади девону – вапняки – Марокканська месетта, Високий Атлас. Марокканські розрізи одні з найкращих.

Кавказ – Передовий хребет – на південному схилі та в осьовій частині Головного Кавказького хребта, де він складений морськими та вулканогенними породами – 5700 м.

На Малому Кавказі – найповніший й в безперервному розрізі спостерігається в Нахічеванській складчастій зоні – вапняки, сланці, пісковики, алевроліти з верствами основних ефузивів. Ранній девон – умовний, решта добре охарактеризовані фауною безхребетних Європейського складу.

Памір – девон карбонатний з фауною.

Азія – в склепіннях хребтів, або в серединних масивах: Мала Азія, Іран, Афганістан, Гімалаї, Бірма, Західний Китай, Індонезія.

Мала Азія – Босфор та захід Понтид у Таврі – вапняки та уламкові породи з багатою фауною. Подекуди між відкладами силуру й девону – кутові неузгодження й сліди розмивів. Морський девон починається з середнього девону.

В Північному Афганістані D складчастий залягає незгідно на метаморфізованій товщі нижнього протерозою й представлений франськими брахіоподами та коралами. В південному Афганістані – відсутній.

В Гімалаях – – Штати Джамму й Кашмір та Читрал. Найкращий у світі розріз силуру-девону-карбону без ознак перерв – пісковики, кварцити, темноколірні вапняки з багатою фауною. Фауна Бірми істотно відрізняється від фауни гімалайського девону, що свідчить про їх ізольованість.

В Індонезії девонські відклади є найдавнішими з числа фауністично визначених систем – представлений сланцями з рештками нижньодевонських коралів й строматопор.

Урало-Тяншанська система – на місці Уралу геосинклінальний морський басейн, поділяється на східну й західну структурно-фаціальні зони:

Східна евгеосинклінальна – вулканізм у нижньому девоні : основні ефузиви, туфогенні породи та осадочні кластичні.

У Західній зоні – відкрите море піщано-глинисті породи й вапняки. Потужність 1000–2000 м. Подібні розрізи морського девону в Мугоджарах, Пайхої, на островах Вайгач, Нова Земля.

Західносибірські герциніди – інгресії моря – руйнування каледонських хребтів.

Тянь-Шанська зона – нижній та середній девон – Середній та Північний Тянь-Шань – горбиста суша, низхідні рухи, вулканізм; Південний Тянь-Шань – успадкований від силуру морський басейн, сполучений з Тенісом, розростався: живет – схід Північного Тянь-Шаню; фамен – досягло південних хребтів Північного Тянь-Шаню. Наступу моря передувало накопичення континентальних порід та ефу зівів.

Казахстанська зона – на межі силуру й девону – гірська суша крім Джунгаро-Балхашської області й Північного Прибалхашша. На схід між гірські западини, в яких – червоноколірні моласи та ефузиви. Наступні віки до франського – поширення моря поступове – Тарбагатай, Чингіз, Байянаульський, Екібастузький, Карагандинський райони; кінець франу – початок герцинського циклу – підняття було короткочасним, фаменське море знову трансгресує й об’єднується з девонським морем Уралу.

В Алтає- Саянській зоні трансгресія в середньому девоні була значно більша за пізньодевонську трансгресію. Відклади: ефузиви, туфі, вапняки, ліпарито-сланцеві, флішові…

В Туві з Середнім девоном пов’язана потужна товща 300 м – кам’яної солі.

Західносибірська й Тургайська западини – верхній девон в свердловинах – на бортах тяжіють до Уралу та Казахстану. Захід Тургайського прогину за винятком морського рамену – червоноколірні конгломерати та вулканогенні породи.

Верхояно-Чукоцька система – всі яруси – найбільш розвинений фран. Девон згідний – морський острівний басейн.

Східно-Азійська система – Пенжинський, Коряцький хребти – геосинклінальні – кремені, вулканогенні, карбонатні.

Монголо-Охоцька – Фауна раннього девону подібна до Казахстанської; у середньому та верхньому девоні – ціла низка Північноамериканських форм. Частина Примор’я та Північна Монголія були нижче рівня моря, де зберігався геосинклінальний басейн, що відокремлював Ангариду від Китайсько-Корейської суші.

Складчасті системи Західної півкулі : Аппалачі – орогенні рухи в девоні переміщувались з півночі на південь.

Східно-Гренландська система – суша – 7000 м – червоноколірна моласа та ефузиви середнього та верхнього девону в грабені.

Кордильєрська система – в ранньому девоні окремі затоки на заході; в середньому та пізньому девоні – занурення та інгресія моря – теригенні й вулканогенні.

У Скелястих горах – за середнього та пізнього девону – до 60 м платформенного карбонатного.

Каньйон Колорадо – девон на верхньому кембрії…

Анди – початок раннього девону – суша; кінець раннього девону – трансгресія. Девон встановлений в горах Болівії, Венесуели, Колумбії, Аргентини; найбільша потужність а Болівії – 5000 м. Найкращі скам’янілості в девоні Колумбії у хребтах на південь від м. Богота – велетенські трилобіти.

Капська система – дві потужні серії по 750 м: Боквельд та Вітеберг.

Східно-Австралійська система – девон в Австралійських Кордильєрах та горах Тасманіє: в західній зоні силур-девон – без перерви; ранній та середній девон – мілководно-морський та вулканогенний; пізній девон утворився в прісній воді, або на суходолі й вулканогенно-осадочний. В центральній зоні – платформенний – до 259 м. В східній зоні – девон морський, потужність 2000–3000 м, а на заході Нової Англії, в складках Великого вододільного хребта до 12000 м.

Головні риси геологічної історії

В девоні горотворчі рухи слабші за силурійські. Протягом всього девону платформи зазнавали диференційованих рухів. Поновлювались геосинклінальні умови. Девон чітко поділяється на два етапи:

1 – ранній – теократичний – величезні материки були оперезані, або перегороджені високими горами, які в умовах континентального клімату інтенсивно руйнувались. За рахунок їх розмиву в перед гірських та міжгірських западинах формувались потужні товщі уламкових континентальних порід. В багатьох районах діяли вулкани. Епіконтинентальних морів було обмаль. Переважали геосинклінальні басейни, кількість яких зменшилась.

У північній півкулі на континентах склалися пустельні, або напівпустельні умови. В пересихаючих лагунах й озерах відкладались пласти гіпсових та солемістких порід.

В гірських районах південної Африки утворились льодовики.

2 – Одночасно починається новий етап опускань й поступове розширення геосинкліналей та епіконтинентальних морів: Корнуол, Рейнські гори, Арденни; Поширюються Андійський геосинклінальний басейн. Епіконтинентальні басейни на території Бразилії і в північних районах Африканської платформи. Поширюється Урало-Тянь-Шанський геосинклінальний басейн.

В середньому девоні збільшується масштаб опускань і акваторії морів. Утворюються западини на платформах СЄП: ДДЗ, Московська, Східно-Російська; на заході Канадської платформи, півночі Африканської.

Аппалацький геосинклінальний басейн наступає на південь й південний схід Канадської платформи. Геосинклінальне море – в западинах Алтає-Саянської й Казахської зон та на великих просторах заходу Сибірської платформи. У герцинській Європі – море у Рейнсько-Германській зоні й через Південну Польщу проникає в західне Поділля та на окраїни УЩ.

Центральна частина Північноатлантичного континенту – суша протягом всього девону з різко континентальними умовами. Такі самі умови на всій Сибірській платформі й прилеглих пасмах ранніх каледонід; на Австралійській платформі.

Ерогенні рухи слабші за ордовицьку та силурійські, але на межі середнього й верхнього девону й головне наприкінці девону в багатьох місцях відбулися горотворні рухи. Майже всі вони зафіксовані в зонах майбутніх герциніди й розглядаються як перша герцинського циклу тектогенезу. Споруди виявились не стійкими, були зруйновані. Яскраві прояви: Армориканська й Аппалацька геосинкліналь; у геосинкліналях Китаю, Монголії, Алтає-Саянської області, Австралії, Рейнсько-Судецької зони тощо).

Клімат – в ранньому девоні сухий, в середньому – помірний, в пізньому девоні – м’який.

Корисні копалини – Нафта й газ – Волго-Уральська обл., Прип’ятська та ДДЗ, Тіман, Мінусинська западина.

Кам’яна сіль – ДДЗ, Білорусь, Нордвікський район Сибіру.

Горючі сланці – Західний Сибір, Кузнецька западина.

Боксити – Салаїрський кряж, Урал – Суброве.

Залізні руди – Урал, Алтай, басейн р. Колими.

Мідний колчедан – Східний Урал, Північний Кавказ.

Марганцеві руди – Східний Урал, Казахстан.

Золото – Урал, Якутія.

Фосфорити – Кузбас.

Алмази – Західний Урал, Тунгуська синекліза.

Вугілля – Ведмежій, Тіману, Північний-схід Кузбасу.

Калійні солі – Саскачеван, Старо-Більське родовище.

Кам’яновугільний період.

За даними ізотопної геохронології кам’яновугільний період почався 345, закінчився 280, тривав 65 млн. р. тому. Назва походить від широкого розповсюдження серед відкладів системі кам’яного вугілля. Система встановлена в 1822 році Д. Конібером та В.Філліпсом в Англії. МСГН та МСК працюють над вдосконаленням поділу системи: який відмінний в країнах СНГ, Західній Європі та США. Нижній карбон складають – турне, візе, серпухів; середній – башкир, московський; верхній – касимов, гжель. Карбон Західної Європи має поділ на дві частини – нижню та верхню. Інший варіант США – дві системи міссісіпська та пенсільванська, але межа на іншому рівні ніж в Європі.

До 1975 р. в СРСР нижній карбон поділявся, як у Західній Європі, тоді нижня частина нам юра була виділена в серпухівський ярус, а верхня приєднана до башкиру.

Загальна характеристика періоду. В карбоні продовжували існувати Північноатлантична, Сибірська, Китайська платформи та суперплатформа Гондвана. Між ними існували Аппалацька, Середземноморська, Тихоокеанська, Урало-Монгольська геосинкліналі та геосинклінальні пояси.

В ранньому карбоні переважало морське осадконагромадження, пов’язане з широкою морською трансгресією. Море займало геосинкліналі, а також заходило на захід, південний захід та схід Північноатлантичної платформи; на північний захід та північний схід Сибірської платформи частково на Китайську платформу. Гондвана являла собою суходіл. Море заходило лише на її окраїни.

Органічний світ та керівні комплекси організмів . Карбон характеризується активним розвитком органічного світу в морі та на суші. Континенти покриваються лісами, що стають місцем життя різноманітних членистоногих. Вологі ліси й болота заселяють різноманітні земноводні – стегоцефали. Через те. Що в карбоні було багато боліт та за древніми земноводними цей період іноді називають земноводним.

До початку карбону зникли граптоліти, трилобіти зустрічаються рідко, вимерли гігантські раки та псилофіти. Археоптерисова флора девону змінилася комплексом деревоподібних рослин, який отримав назву «атракофіт». Цей комплекс існував до середини пермі – судинні спорові рослини, а також перші голонасінні, до особливої групи яких належать кордаїти. Потужна «коренева система» карбонових рослин, велика кількість «листя» спрощували засвоєння ними поживних речовин й сприяли їх бурхливому розквіту. Рослинна маса, що утворилась при цьому, захоронювалась й виникали найбільші в історії Землі накопичення вугілля.

В морях карбону розповсюдились форамініфери, які іноді мали породоутворююче значення. Чисельно збільшились брахіоподи, але їх різноманітність упала. Типовими для карбону були Productidacae, Spireferidacae. Відзначається масова поява чотирипроменевих коралів, які разом з моховатками й водоростями створювали рифи. Багато чисельними були конодонти й морські їжаки. Морські лілеї утворювали на дні зарості. Розквітли гоніатіти, бівальвії, черевоногі. Бівальвії заселяли не тільки моря, але й прісні басейни. Сприятливі умови клімату, пишна рослинність визначили велику кількість наземних членистоногих: павуків, скорпіонів, тарганів, бабок. В морях карбону існували багато численні риби. Різноманітні стегоцефали населяли береги озер, зарослі лісів.

В кінці карбону стегоцефали дали початок першим рептиліям. Прогресивними ароморфічними ознаками рептилій є роговий покрив, що запобігав втраті вологи; розмноження яйцями, які відкладались на суходолі. Це дозволило плазунам мігрувати вглиб континентів.

Для стратиграфії морських відкладів карбону найбільш важливі гоніатіти, форамініфери, брахіоподи й конодонти; корали й бівальвії. Визначення віку континентальних відкладів базується на вивченні рештків рослин. Комплексів спор й пелеципод. Деякі важливі форми: Стегоцефали – покритоголові – Ichtriostega C1 , Diplovertebron C3, Dolichosoma, Cotylosaurus…; Fusulina, Eostafella, Schubertella; Chaetetes, Chaetetipora, Aulopora, Cladochonus, Syringoporinus, Roemeripora, Michelinia, Syringopora, Lithostrotion, Lonsdaleia, Caninia, Bothrophyllum; Phillipsia, Griffithites.

Вимирають головоногі з прямою черепашкою, залишились тільки пласко-спіральні, які відокремились в девоні від ортоцератид, їх представники в карбоні – Tainoceras, Metacoceras, Endolobus тощо. Белемнітоподібні бактритоідеї, серед амоноідеї давні ряди: агоніатіти – Pronorites та гоніатіти – Bashkirites, Antracoceras, Goniatites, Gastrioceras. Морські бівальвії – Pseudomonotis, Pernopecten, Aviculopecten, Posidonia та прісноводні – Anthracosia, Anthraconauta, Carbonicola, Anthracomya. Черевоногі – Omphalotrochus, Dawsonella, наземні гастроподи Physidae, Siphonariidae; моховатки – Fenestella, Polypora; кріноідеї – Woodocrinus, Poteriocrinus; правильні морські їжаки – Archaeocidaris. Залишки водоростей Pila, Reinschia – складають основну масу богхедів. Перші гриби, дрібні трав’яні мохоподібні рослини. Вищі псилогенові рослини: плавуни, членистостеблові та папороті. Лепідоліти досягали 40 м висоти, утворювали могутні дихотомічно розгалужені крони; великі кореневища – стигмарії; стовбури були полі, зовні покриті рубцями від опадання спорангій та філоїдів : Lepidodendron, Sigilaria, Bothrodendron; членистостеблові – клинолисти: Sphaenophyllum, каламіти: Annularia, Calamites.

Папороті примітивні й справжні папороті.

Голонасінні. Умовні роди за окремими рештками листів – вайів.

Найбільш високої організації досягли кордаїтові, висотою до 30 м, з широким цільним листям.

Розподіл флори у ранньому карбоні був рівномірним, а в середньому та пізньому карбоні було три фітогеографічних зони: 1-тропічна, яка включала США, Південну та Середню Європу, Китай. Індонезію; 2-північна, або тунгуська, що охоплювала Північну Європу й Азію; 3 – Південна, або Гондванська, яка займала південні материки.

Історія сучасних континентів у карбоні

Східноєвропейська платформа . Карбон поширений майже всюди крім щитів, Білоруської антеклізи та Прибалтики. Широка смуга від Білого моря до Середньо руського підняття, на Тимані та в ДДЗ. Карбонова історія СЄП зводиться до серії тривалих опускань і відносно короткочасних піднять – відповідно – поширень й скорочень басейнів, які її вкривали. Турне 70–80 м – вапняки з про верстками мергелів, глин і доломітів. На периферії піщано-глинисті породи. Фауна свідчить про мілке море, нормальну солоність і відносно високу температуру басейну.

Раннє візе – скорочення моря, на залишеній морем площі – заболочені й вкриті лісами рівнини відклади Пенсільванію представлені вугленосною товщею паралічного походження. В британських каледонідах вугленосна товща у верхній частині нагромаджувалось частково в лімнічних умовах.

Сибірська платформа – переважали континентальні умови на більшій частині C1 - море лише на південно-західній та північно-східній окраїнах платформи. Вапняки й сланці смугою від Курейки до Норильську, в Лено-Вілюйській западині, в Норвик-Хатанзькому районі й на Схилі Анабарського щита. Наприкінці раннього карбону – морські басейни зникли. Потім аж до тріасу тривав новий етап розвитку платформи, основним змістом якого було утворення величезних Тунгуської та Вілюйської западин та нагромадження в них потужних товщ континентальних пісковиків, алевролітів й глинистих сланців з лінзами та пластами вугілля, рештками пелеципод, остракоди та глосоптерисової флори. Комплекс цих порід об’єднаний під назвою тунгуська серія.

Китайська платформа. C1 – море залишилось в південній частині, карбонатні осадки. C2 – трансгресія на північ платформи. При наступі моря на цю територію в результаті перемиву кори вивітрювання, яка утворилась на протязі C1 , виникли поклади бокситів й залізних руд. Вище лежить паралічна вугленосна формація – в сотні м.

Територія Катазії в C1 – область зносу. C2 – C3 – утворились карбонатні товщі з проверстками континентальних піщано-глинистих й вугленосних відкладів. Потужність в декілька сотень м.

Гондвана в карбоні як і в девоні більша частина зберігала підняте положення. Лише за раннього карбону крайові частини суперконтиненту опускались. Море існувало на півночі африканської частини Гондвани, куди воно потрапило з Середземноморського поясу геосинкліналей. Породи: піски, глини, карбонати, місцями рифи.

Море було також на заході австралійської частини Гондвани, де утворились карбонатні відклади, на південному сході – теригенні осадки. Континентальні й лагунні породи раннього карбону у Гондвані обмежені: на півночі Африки – периферією морського басейну – піщано-глинисті з рештками рослин. На сході Бразилії – теригенна товща з прошарками вугілля. За середнього карбону море проникало на південний схід Бразилії та в басейн Амазонки.

Середній карбон півночі африканської частини Гондвани – регресія, вугленосна товща. Пізній карбон – знаменний широким зледенінням Гондвани. Тіліти відомі в Африці, на Мадагаскарі, Індостані, в Австралії, Південній Америці та Антарктиді, де вони входять до складу гондванської серії континентальних відкладів. Тіліти – несортировані в різному ступені обкатані гальки й валуни докембрійських порід до 2 м, які вкриті льодовиковою штриховою й зцементовані піщано-глинистим матеріалом. В глинах, що зустрічаються прошарками – рештки риб, молюсків й криноідей – свідчення короткочасного проникнення моря. Тіліти лежать на нерівній, відполірованій льодовиком й покритій шрамами поверхні. Широке розповсюдження тілітів – безсумнівний доказ існування зледеніння в пізньому карбоні Гондвани. Теплий клімат, судячи зі знахідок червоноколірних відкладів, існував лише на півночі Африки. Єдність континенту Гондвана крім кліматичних умов підтверджується також загальним комплексом пізньопалеозойської флори й решток рептилій.

Геосинкліналі та геосинклінальні пояси .

Урало-монгольський геосинклінальний пояс – Уральська, Тянь-шанська, Джунгаро-Балхашська, Зайсанська, Монгольська геосинкліналі – які були відокремлені одна від одної областями каледонської й більш древніх складчастостей. Геологічна історія цих геосинкліналей починаючи з середнього карбону різна через різний прояв в них перших фаз герцинського горотворення.

Уральська геосинкліналь – загальна картина дуже складна, але у зведеному вигляді розрізи трьох зон Уралу такі: західна – нижній карбон органогенні вапняки, середній-верхній – доломіти та доломітизовані вапняки 500–1300 м, нижня перм – моласи. Рекомендується як типовий для морського карбону. Морський басейн простягався й далі на захід в СЄП. На півночі західної зони в візе – вугленосна товща з про верстками вапняків, що стверджує приморське положення заболоченої рівнини. Типовий міогеосинклінальний розріз, червоноколірні й вулканогенні товщі у верхньому карбоні. Мілке море існувало у середній осьовій частині складчастої системи в середньому карбоні. Утворювалась типова морська моласа, місцями вугленосна.

В кузнецькому басейні розріз карбону повний; добре охарактеризований. Детально вивчений, є опорним для Середнього Сибіру й прилеглих районів. Турне-візе – морські карбонатні й теригенні – 1000 м. Вище – вугленосна формація з серпухова ах до верхньої пермі – 5000–8000 м – чергування сірих пісковиків, алевролітів, менше кам’яне вугілля. Кордаїтова флора, є двостулкові, баланси, риби, комахи. В нижній частині формації – горизонт вапняковистих пісковиків з морською фауною. Формація має до 300 пластів вугілля потужністю до 370 м.

Казахстанські каледоніди – в ранньому карбоні – трансгресія, що почалась в верхньому девоні, накопичувались малопотужні карбонатно-кременисті товщі, які у другій половині раннього карбону змінилися теригенними відкладами, місцями вугленосними. Вугленакопичення було потужним на півночі казахських каледонід, а також на границі каледонід та герцинід. В середньому та пізньому карбоні уособились Тенгізька та Джезказганська западини, в яких накопичувались континентальні червоноколірні теригенні осадки. На сході, в Чингіз-Тау – вплив суміжних геосинкліналей – пожвавішала вулканічна діяльність.

Аппалацька геосинкліналь – найбільш інтенсивна акадська фаза, карбонова історія півночі й півдня геосинкліналі різні. На півночі – міжгірні западини й потужні моласи, в значному ступені вугленосні. Накопичення потужних піщано-глинистих товщ в південній частині геосинкліналі в кінці міссісіпського часу було перервано герцинської складчастістю. У пограничній зоні платформної області розвинувся крайовий прогин заповнений вугленосною моласою.

Середземноморський геосинклінальний пояс – розрізи карбону Західноєвропейських герциніди еталонні щодо вироблення стратиграфічної схеми карбонової системи. Дінант – геосинкліналь – типові глинисті сланці з прошарками пісковиків, кременистих сланців, місцями ефузивів місцева назва «кульм». В місцях, що тяжіють до Північноатлантичної платформи – вапняки з численною фауною коралів та брахіоподи, на яких засновано поділ дінанту на турне й візе. Після судецької фази складчастості, що супроводжувалась інтрузіями, на південній окраїні геосинклінального поясу виникла гірська область. Осадконагромадження перемістилось у між гірські прогини, де формувались лімнічні вугленосні товщі. Намюр та вестфал – море збереглося лише на границі гірської споруди й платформи – типовий крайовий прогин – від Південної Англії через північ Франції, Бельгію, Германію, південь Польщі та Чехії – паралічна вугленосна моласа. Накопичення її припинилося в стефанський час, коли в результаті астурійської фази складчастості ця область була захоплена підняттями.

Донбас . Розріз починається з середнього та верхнього девону – конгломерати й гравеліти, пісковики з рештками флори й риб. У вапняках – морська фауна. Відклади до нижнього девону проблематичні. В основі розрізу 10–20 км древніх ефузивів початку утворення авлакогену. Вапняки з багатою фауною. Потужність від см до 5–30 м. Потужність циклів у низах товщі 5–6 м, в середньому карбоні -15–24 м, до 50 м; налічено 330 вугільних пластів, тільки 130 мають промислове значення. Донецький басейн являв собою величезну заболочену лагунну область. Відклади накопичувались за активного прогинання, що компенсувалось осадконагромадження за геосинклінального режиму на фоні коливальних рухів, що обумовило ритмічну будову й складну палеогеографію. Клімат вологий тропічний.

В нижній частині пермі залягають червоноколірні пісковики й аргіліти з сірими прошарками, які несуть мідне зруденіння. Вище – соленосні товщі, що складаються більше ніж на половину з пластів солі та ангідритів, які чергуються з аргілітами та алевролітами. Відклади ранньої пермі Донбасу – чудовий приклад арідних формацій. Умови: сухий, жаркий клімат у засоленому басейні. Іноді зв’язок з морем поновлювався – пласти вапняків з фауною. Структурне неузгодження на межі нижньої та верхньої пермі свідчить про прояв герцинської складчастості, що зібрала в складки всі палеозойські відклади, супроводжувалась магматизмом й метаморфізмом. Герциніди Донбасу й прилеглих районів, де вони перекриті чохлом мезо-кайнозойських відкладів, наростили з півдня Ангариду.

Тихоокеанський геосинклінальний пояс . Західна геосинклінальна область – три типи розрізів: 1-евгеосинклінальний. Потужність карбону 3–4 км. 3-розповсюджений в межах серединних масивів, складений малопотужною карбонатно-теригенною й андезит-базальтовою формаціями.

Східна геосинклінальна область – евгеосинклінальна зона тільки на півночі – вузька смуга вздовж океану від Аляски до Мексики – карбон в кременистих й глинистих фаціях, вапняки, лави й туфи андезитового складу.

В міогеосинклінальній зоні прояв бретонської фази складчастості – відклади міссісіпію всюди залягають неузгоджено на більш древніх утвореннях. В Кордильєрах Північної Америки вони представлені морськими теригенними осадками, а по границі з платформою – карбонатними породами. Через інтенсивний прояв судецької фази складчастості відклади пенсільванію розповсюджено обмежено, вони залягають неузгоджено на підстелюючих породах й представлені конгломератами й грубозернистими пісковиками.

В південноамериканській частині геосинклінальної області бретонська фаза складчастості супроводжувалась гранітними інтрузіями, вона призвела до підняття Центральних Анд, що тривало весь ранній карбон, і до гірського зледеніння. В міжгірських депресіях відкладалася строката моласа з прошарками вугілля, лав й кислих туфів, місцями – заміщується пісками, глинами, вапняками – морські. В пенсільванії утворились вапняки з про верстками глин, які заміщувалися по границі з платформою континентальними червоноколірними породами.

Клімат й палеогеографія

На початку раннього карбону більша частина планети мала вологий клімат, що залишався ще з пізнього девону. Ознаки зледеніння в Центральних Андах не міняють загальної картини. Зледеніння було гірським і відбувалось в зоні помірного вологого клімату, судячи зі знахідок в сусідніх районах одновікових вугленосних відкладів.

Середній та пізній карбон в зв’язку з горотворними процесами й регресією відбулась значна диференціація клімату. У відповідності з реконструкціями Н.М. Страхова на цей час існувало 5 кліматичних зон. Північна помірно-волога окреслювалась за вугленосними відкладами Караганди, Кузбасу, Екібістузу та Тунгуського басейнів. Південніше виділяється арідна зона . Її положення визначають гіпсоносні відклади, відомі в центральних й західних районах США; про верстки доломітів в середньому та верхньому карбоні Європейської частини СНГ, гіпсу й червоноколірних порід в Західному Казахстані, ангідриту в Тянь-Шані, гіпсу в Західному Китаї. Зона вологого тропічного клімату впевнено встановлена за вугленосними відкладами сходу США, західної та Південної Європи, Донбасу. В цій же зоні відомі поклади бокситу. Південна арідна зона пов’язується з виходами червоноколірних відкладів на півночі Сахари й в Бразилії. Нарешті, зона помірного холодного клімату визначається розповсюдженням тілітів в Гондвані.

Відповідно цій схемі екватор в середньому та верхньому карбоні проходив через Панамський перешийок, центральну частину Західної Європи, устя Дунаю та південне узбережжя Каспію. Південний полюс – в Атлантичному океані – на південний захід від південної Африки. М.М Страхов вважав зледеніння верхнього карбону Індії та Австралії гірським, що знаходилось в екваторіальній зоні. Інший варіант пале кліматичної зональності побудований з урахуванням палеомагнітних даних. Уявлення про клімат карбону обгрунтовано викопною фауною. В середньому карбоні простежено три палеофлористичні області – для зони тропічного клімату типова пишна і різноманітна деревинна рослинність – Вестфальська область. Розташування Тунгуської області визначається кордаїтовою тайгою – є сезонні кільця. Область помірного холодного клімату займала більшу частину Гондвани – малорослі папороті, що нагадували рослинність тундри.

Палеогеографічне районування моря не було таким чітким: Середземноморська й Кореальна провінції. Бореальна тісно пов’язана з Північноамериканською. В форельній області зникли фузулініди та колоніальні корали, з’явились нові родини брахіоподи.

Корисні копалини

Головне – широке вугленакопичення – в міжгірних та крайових прогинах герциніди та на платформах. 27% світових запасів. Донецький, Карагандинський, Кизелывський, Підмосковний, Екібастузький, нижні горизонти Кузнецького Мінусинського, Тунгуського басейнів.

Західна Європа: Польща, Чехія, Німеччина, Бельгія, Франція й Англія – «вугільний канал Західної Європи», Астурійський басейн в Іспанії. США – Аппалацький та Пенсільванській басейни.

Більше половини запасів нафти Волго-Уральської провінції пов’язані з карбоном; Оренбурзький газ .

Боксити : Тихвінське та Північно-Онезьке родовища. Родовища Китаю.

Свинець та цинк – родовища хребта Кара-тау та інші в Середній Азії, басейну р. Міссісіпі;

Мідь – Джезказган;

Залізна руда – гора Магнітна, Катарське, Сарбайське, Соколовське.

Золото – Уралу.

Пермський період

Загальна характеристика . Початок – 280, закінчення –235 млн. років тому, тривалість 45 млн. р. Це єдина з геологічних систем, яка виділена на території СНГ. Відклади пермі широко розповсюджені в Європейській Росії, під різними назвами відомі ще «рудознавцям», тому що з ними пов’язані поклади мірі, солей й соляні джерела. Ще в 1831 р. професор Гірничого кадетського корпусу Д.І. Соколов довів синхронність цих відкладів червоному пісковику Германії, а в 1839 році виділив їх в якості самостійної системи, але не дав їй назви. В 1841 р. російський геолог Г.П. Гельмерсен показав пермські відклади на геологічній карті Європейської частини Росії, використав назву «пермський пісковик».

Система була виділена в 1841 році англійським геологом Родеріком Мурчісоном, який і дав їй назву «пермська система». В СНГ пермська система поділяється на два відділи й сім ярусів. Їх стратотипи знаходяться в Передураллі та Європейській частині Росії. Але через значні відміни в складі пермських фауни і флори в різних районах світу, що викликане ізольованістю морських басейнів й контрастністю кліматичних умов, встановлення цих ярусів забруднене. Тому в Західній Європі, та Північній Америці прийняті інші схеми поділу пермської системи. По цій же причині вироблена самостійна шкала для пермських відкладів Тетісу.

СНГ Тетіс Західна Європа Північна Америка

татарський

дорашанський

очоа

джульфинський

гваделупа капітан

казанський

мідійський

борд

P2

P2

мургабський

цехштейн

уфимський

кубергандинський

верхній

леонард

кунгурський

болорський

червоний

артинський

яхташський

лежень

сакмарський

сакмарський

нижній червоний

вульфкемп

P1

асельський

P1

асельський

лежень

Пермський період був часом, коли завершувався герцинський тектогенез. Серед порід, що формувались в цей час значна роль належала лагунним і континентальним відкладам. Серед лагунних порід поширені кам’яна та калійна солі, гіпси, доломіти, ангідрити, хемогенні та оолітові вапняки, які звичайно чергуються з тонко відмученими глинами та алевритами. Серед відкладів континентального походження виділяються піщано-глинисті строкаті та лімнічні вугленосні породи. З морських відкладів пермі розвинені конгломерати, пісковики, різноманітні, органогенні вапняки, сланці, піщано-глинистий фліш.

Вулканогенні породи у складі як морських так і континентальних формацій поширені в Західній Європі, Азії, на Уралі, займають величезні площі на Сибірській платформі.

Органічний світ та його особливості .

В морях були поширені форамініфери; замкові брахіоподи, гоніатіти, які досягли розквіту в ранній пермі, в пізній пермі змінились цератітами. Було багато пелеципод, гастропод, остракоди та конодонтів; а також риб, що опанували морські, прісноводні й солонуватоводні басейни.

Стегоцефали продовжували розквіт в ранній пермі, в пізній пермі згасли, поступившись місцем плазунам. Численні рештки цих тварин відомі в відкладах верхньої пермі Південної Африки, Північної Америки. На території Росії вони вперше знайдені в басейні Північної Двіни в 1895 р. В.П. Амалицьким, де знайдені хижаки, наприклад Inostrantsevia, так й великі незграбні травоїдні парейзаври. В кінці пермі вимерли фузулініди, чотирипроменеві корали, табулят, більшість брахіоподи, гоніатіти, ортоцератіти, древні представники голкошкірих, останні трилобіти, багато древніх риб й ряд хребетних.

Наземна флора пермі – це збіднена флора карбону, але вона відрізняється присутністю хвойних. В другій половині пермі склад флори починає мінятися. Ці зміни були особливо різкими в зоні тропічного клімату, де з пізньої пермі почався мезофіт – ера розквіту голонасінних рослин, представлених хвойними, цикадовими й гінкговими. За межами тропічної зони мезофіт почався з тріасу.

Стратиграфічно-важливі групи

Фузуліни: Pseudofusulina, Schwagerina, Neoschwagerina, Sumatrina тощо.

Кнідарії значно бідніші за карбонові. З табулят знайдені: Tetraporinus, Michelinia, Pseudofavosites – майже всі вимирають під кінець пермі. Верхньопермські табулят здебільшого дрібні форми, які переходять до паразитарного способу життя. Закінчують існування ругози – Caninia, Timania, Ufimia, Lonsdaleia.

Трилобіти при ще дуже широких ареалах представлені незначною кількістю родів: Phillipsia, Paraphillipsia, Griffithides, Neoproetus – які зникають в кінці пермі. Відомі інші членистоногі, серед яких остракоди та комахи.

Серед молюсків найбільше значення мають головоногі: Liroceras, Domatoceras, Parapinacoceras, Scyphoceras. Вимирають бактриди. Дуже розвинені амоноідеї – агоніатіти: Sundaites, Aktubinskia, Medlicottia. Спочатку дуже поширені, але в кінці пермі повністю вимирають гоніатіти – Thalassoceras, Timorites, Cyclolobus, Paragastrioceras. З’являються цератітіди – Otoceras, Xenodiscus. Серед бівальвії багато солонувато водних та прісноводних.

Брахіоподи характерні – Richthofenia, Lyttonia, Terebratula, Choristites, Strophalosia, переважна більшість їх наприкінці пермі зникає.

Хребетні – вимирають акантоди, зменшується кількість акул, з’являються акули з спіральною верхньою щелепою – Helicoprion. Серед кистеперих з’явилися родини целокантид. Прогресують кісткові промінепері як в морських так й у прісних водах.

Наземні хребетні через посуху зазнали значних змін у складі: з амфібій далі панували стегоцефали, серед яких з’явились форми, що пристосувались до життя в сухих лісових та степових умовах. Плазуни досягли великої різноманітності, їх розмноження і розвиток не залежали від наявності водойм.

Відомі два головних центри проживання і розвитку хребетних. Це південні й південно-західні штати США, де рештки поховані в континентальних відкладах нижньої пермі; та Південна Африка, де фауна пізньої пермі. В Американській провінції з амфібій характерні – Eriops, Cacops, батрахозаври, або жабо ящери, – Seymouria, Diplocaulus. Серед рептилій велику групу тут становили примітивні плазуни – котилозаври. Це справжні наземні тварини розмірів від ящірки до бегемота. Характерні їх представники – рослиноїдних Diadectes та молюскоїдні Labidosaurus, Romeria. Другу групу рептилій становили звіроподібні, переважно хижаки – пелікозаври, з кістковими виростами на хребцях, що утворювали високі захисні гребні. Розмір їх досягав 3,0 м – Sphenacodon, Dimertodon, Edaphosaurus.

В Африці рештки хребетних знайдено на півдні Капської провінції та Наталю, а також у районі о. Ньяса в породах гондванської серії, зокрема в пермсько-тріасовій світі Бофорт. Відклади містять величезну кількість родів й видів хребетних, причому їх комплекси вгору за розрізом змінюють один одного. Фауна пермських хребетних тут істотно відрізняється від північноамериканської й має ряд спільних рис з пермською фауною східної частини СЄП й Шотландії. Переважають рептилії . Порівняно нечисленні амфібії належать до стегоцефалів або лабіринтодонтів. Серед плазунів різні за способом життя та виглядом тероморфи та рослиноїдні котилозаври. Це великі незграбні рослиноїдні тварини, що досягали 2,7 м довжини, 1,2 м висоти, їх шкіра на спині й на боках вкрита панциром.

На СЄП рештки пермських хребетних знайдено в континентальних відкладах верхньої пермі Волго-Окського, Печоро-Двінського басейнів та Приураллі. Комплекс фауни подібний до південноафриканського. Разом з ними знайдено рештки глосоптерисової флори й прісноводних молюсків антракозій, також характерних для Гондвани. Тут знайдено лабіринтодонті амфібії, котилозаври, звіроподібні тероморфи.

В пермі відбулась також зміна в складі рослинного покриву. В центральній – тропічній провінції в ранній пермі, ще існували лепідолітові, хвощові, багато папоротевих, серед яких справжні папороті. У складі примітивних голонасінних чимало насінних папоротей, глосоптеридних та кордаїтових. В кінці ранньої пермі з'явились перші хвойні, саговникові й гінкгові. У пізній пермі головне місце в комплексі рослин належить хвойним та цикадовим. У гондванській та тунгуській провінціях, де в карбоні плаунові займали незначне місце, зміни в складі флори в пізній пермі менш чіткі.

Наприкінці пермі вимирають гоніатітіди, трилобіти, табулят, ругози, бластоїдеї, давні морські їжаки, майже всі спіріферіди, продуктіди, фузулініди, швагереніди. З хребетних – стегоцефали, примітивні рептилії, багато акантод, кистеперих, дводишних та давніх променеперих риб. З рослин зникають гігантські плавунові, давні папоротеподібні, каламітові, клинолисті, багато насінних папоротей, глосоптеридних та кордаїтів.

Загальна палеотектонічна схема на початок пермі:

Платформи : Ангарида складалась з СЄП, Західної Європи, Північна Америка – західна Ангарида; Таймир, Сибірська платформа, Китайська платформа – східна Ангарида; Гондвана : Бразильська, Індійська, Австралійська, Антарктична.

Складчасті системи : Західноєвропейська каледонсько-герцинська система; Урало-Тяншанська; Верхояно-Чукоцька; Східно-Азійська; Монголо-Охотська; Альпійсько-Гімалайська; Кордильєрська та Східно-Австралійська системи.

Палеогеографічні умови й особливості осадконакопичення на платформах

В Ангариді – Східна Європа – класична область розвитку пермі – західний схил Уралу, Передуралля та східна частина Російської плити: докунгурські відклади в західних районах складені вапняками, мергелями, доломітами з численними форамініферами – це осадки теплого мілководного моря. На схід вздовж західної окраїни Передуралля на сотні км тягнуться ланцюги рифових масивів, створюючи бар’єрний риф, побудований гідроїдними та моховатками, коралами, криноідними, форамініферовими та брахіоподовими вапняками. Висота рифів від кількох до 600–1000 м. Довжина – 2–3 км. Поховані рифові масиви часто є пастками нафти. На схід від смуги рифових вапняків – глинисті вапняки з форамініферами потужністю кілька м. Ще далі на схід з’являються спочатку алеврито-глинисті, піщано-глинисті і, нарешті, на самому сході Передуралля й на західному схилі Уралу – грубоуламкові відклади. Зі складу гальок зрозуміло, що руйнувався Урал, який був значної висоти, мав льодовиковий покрив…

Присутність форамініфер та гоніатитів в цементі галечника свідчить про те, що продукти руйнування потрапляли в прибережну частину морського басейну. Який тягнувся від Передуралля вздовж східної частини СЄП.

В ранній пермі Герцинська складчастість захопила вже західну частину Уральської геосинкліналі, де виникла молода гірська споруда. Західніше, в Передуралля та на сході Російської плити, розташувалось успадковане від карбону тепле море нормальної солоності, з рифами, відмілинами й глибоководними западинами. Потужність докунгурських відкладів від кількох м до кількох сотень м – на сході.

Кунгурський ярус на східному краю Руської плити складений доломітами, з прошарками ангідритів, гіпсів та глин. В Передураллі кунгур представлений соляною товщею до 1200–1600 м. На півночі Середнього Уралу крім галіту є калійні солі. А на самій півночі Уралу, в Печорському районі кунгур – паралічний вугленосний.

Пізньопермські відклади в Передуралля – червоноколірні та строкаті пісковики, алевроліти, глини континентального походження рідко з рештками фауни й флори. В західній частині розріз більш складний. На червоноколірних породах уфимського ярусу залягають карбонатно-глинисті відклади казанського ярусу з рештками численної, але одноманітної морської фауни. Що є покажчиком ненормальної солоності моря. В східному напрямі брахіоподові черепашники заміщуються пелециподовими, а потім континентальними осадками, а на південному заході – – соленосними відкладами.

Д.В. Наливкин порівнює казанське море з сучасним Каспієм. Казанське море сполучалось на півночі з океаном й розпріснялось ріками з Уралу, було оточено пустельним суходолом. У моря була гірко-солона затока. Коли море зникло, територія Східної Європи перетворилася на величезну пустелю. У верхньопермських річкових відкладах в басейні Північної Двіни знайдено унікальні повні кістяки та окремі кості травоїдних парейзаврів та хижих іностранцевій.

В Донбасі в ранній пермі також існував відмираючий геосинклінальний басейн: картамиська – алевроліти, аргіліти, пісковики, вапняки, прояви мідних мінералів; микитівська світа – гіпси, доломіти, вапняки, алевроліти, аргіліти з брахіоподами, амоноїдеями, бівальвіями та форамініферами; Слов’янська світа; краматорська світа. Всі світи беруть участь у будові Донецької складчастої структури.

Сибірська платформа , як й у карбоні, тут панував континентальний режим. Лише Хатанзька западина та Верхоянський передгірний прогин зазнавали трансгресій моря, яке наступало з Верхоянської геосинкліналі. Головною подією в пермі було подальше занурення Тунгуської западини і накопичення в ній континентальних порід. У пізній пермі цей процес викликав розколи цоколю та багаторазові виверження основних лав – трапів. Відклади пермі утворюють тунгуську серію, в нижній частині якої пісковики, глини, алевроліти та численні пласти кам’яного вугілля; в верхній частині багато пластових трапів, туфів та туфітів, які перешаровуються, а потім заміщують осадочні породи. Траповий вулканізм охопив не тільки тунгуську западину, а й суміжні частини платформи.

У Хатанзькій западині пермська морська лише знизу – переверстування морських мілководних і континентальних, де-не-де вуглевмісних порід, а у верхніх верствах – континентальними вугленосними відкладами, туфами і туфітами.

У Верхоянському прогині перм виключно морська карбонатно-уламкового складу.

Китайська платформа – Північна частина піднялась вище базису ерозії. Пермські континентальні відклади відкладались лише в западинах в Ордоському та Шандунському щитах, в горах Наньшань, хр. Ціньлінь та інших, у пролювіальних, річкових та озерно-болотних фаціях. Місцями з пластами вугілля, рештками флори і солонувато водних безхребетних. Найбільше поширена верхня перм.

Південна частина розширились морські басейни, що залишились від пізнього карбону, утворився єдиний, найбільший в палеозої басейн. Який мав багато островів та заток, але судячи з фауни, добре сполучався з Східно-Азійським та Тетісом. Перм 200-800 м – вапняки, пісковики, сланці підводні ефузиви. На суші залізорудні породи, боксити, вугленосні породи.

Канадська платформа: рання перм – морська лише на захід від р. Міссісіпі, де відкладались органогенні вапняки, карбонатні глини, доломіти, а потім – товщі глин та алевритів, що чергування з пластами гіпсів, ангідритів, калійні солі; пізня перм – лагуни утримувались тільки на півдні, а до кінця періоду зникли. Потужність пермських відкладів варіює від десятків до 2500 м, збільшуючись на південь. У південно-західній частині платформи перм виходить на денну поверхню, або перекрита четвертинними відкладами, а до Мексиканської затоки занурюється на глибину, ховаючись під відкладами мезокайнозою. Тут за даними буріння, перм містить потужні поклади солі, що утворює численні куполи, з якими пов’язана нафта.

Германська западина – нижня перм – структурно незгідна породам нижнього карбону, що викликано судетською фазою складчастості, складена континентальними, переважно червоноколірними конгломератами, пісковиками, алевролітами, глинами з про верстками вугілля й глинистих вапняків: рештки ракоподібних, пелеципод, риб, амфібій. Ця товща має назву «мертвий червоний лежень». Гірняцька назва порід, що підстеляють рудну товщу й не мають руди. Потужність від кількох десятків м краями й до 1200 м в її центральній частині. Це орогенна формація.

Вище нове структурне неузгодження, що викликане заальскою фазою орогенезу. Конгломерати та вище – малопотужна, але слідкується на значній площі, – пачка бітумінозних аргілітів зі скупченням сульфідів міді, срібла, цинку та інших металів мідисті сланці . Відсутність бентосу. Характер поховання зустрінутих тут рештків риб, збагачення органічними рештками свідчать про відновлювальний режим та несприятливий для існування тварин газовий склад. Вище рудоносної пачки – вапняки та доломітизовані вапняки потужність кілька м, з рештками численної, але одноманітної фауни. Це відклади моря з ненормальною солоністю, що досягало Шпіцбергену та Гренландії.

Верхня частина розрізу: переверстування глинистих порід, ангідритів, кам’яної та калійної солі. Потужність соленосної товщі досягає кількох сотень метрів. Верхня перм складає підґрунтя платформного чохла.

Гондвана в пермі – суша тільки кліматичні умови зазнали значних змін. Ще до початку пермі зникло зледеніння на Бразильській й Африканській платформах, а наприкінці ранньої пермі – на Австралійській й Антарктичній.

На Бразильській платформі осадконагромадження зафіксовано в Паранаїбській та Паранській западинах. У ранній пермі там існували великі водойми: перша – прісноводна замкнена, друга – значно більша – сполучалась з Арктичним басейном. Наприкінці епохи, внаслідок піднять, які збігаються з горотворними рухами в Андах, цей зв’язок припиняється. В Паранській западині, де розріз більш повний, рання перм – переверстування бітумінозних сланців, пісковиків, скременілих вапняків та аргілітів з рештками глосоптеридної флори, невеликих морських рептилій риб, брахіоподи та бівальвії; пізня перм – строкаті породи – свідчення посушливого клімату, з рештками мезофітних рослин і прісноводної фауни.

На Сахарсько-Аравійській плиті перм в окремих депресіях – червоноколірні пісковики та глини.

У Центральній й Південній Африці в численних западинах успадкованих від пізнього карбону, тривало накопичення континентальної серії кару – гумусова ні уламкові породи з рештками глосоптеридної флори та хребетних – за ранньої пермі та строкатих теригенних відкладів, місцями з численними кістками хребетних – за пізньої пермі.

На Індійській платформі перм є продовженням серії кару, що складається з озерних, болотяних й алювіальних порід з пластами вугілля та ангідриту, залишками рослин, амфібій та ганоїдних риб.

Австралійська та Антарктична платформи за ранньої пермі – як й за пізнього карбону – тут переважали льодовикові відклади, що чергуються з гумусовими пісковиками й глинами, з рештками глосоптеридної флори, а верхня – виключно озерно-болотні породи, також з залишками рослин й пластами вугілля.

Про великі масштаби зледеніння Австралійської платформи свідчать численні сліди діяльності льодовика, які збереглися в різних її частинах. Останній, як й у карбоні, насувався на платформу з гористої суші, що була десь на півдні, а також з Кордільєр Австралії.

Значною подією у пермі було утворення великих прогинів у східній частині Гондвани та трансгресія по цих прогинах вод Тетісу. Утворенням цих прогинів почалось формування западин Індійського океану. Найбільша Мадагаскарська. Друга утворилася вздовж західного краю Австралійської платформи. В першій на докембрійському фундаменті, або на серії кару – лежить товща переверстування континентальних й морських відкладів з рештками рослин, рептилій, риб, водоростей, брахіопод. Серед морських тварин – спільні з Тенісом. В другій море заходило періодично: континентальні й льодовикові) відклади ранньої пермі чергуються з морськими мілководними породами з фауною амонітів спільних з Індійськими й самарського ярусу Західного Уралу. Пізня перм виключно морська.

Центральна Індія – про верстки черепашкових вапняків з залишками раньопермських гастроподи, брахіоподи, криноідей та риб, виявлене серед порід серії кару.

У складчастих системах : Західноєвропейська каледонсько-герцинська система – палеогеографічно нагадує пізній карбон, але досить швидко рівний вологий клімат міняється на сухий аридний – весь пермський період, відповідно – початок ранньої пермі – темні глини з прошарками вугілля і рештками рослин, а друга половина ранньої та пізня перм – червоноколірні пісковики, конгломерати та алевроліти : в Північно-Німецькій западині, Саарській та Сілезький басейн, Тюрінгія, Богемія, окраїни Центрального плато, Армориканські та Пеннінські гори, Гарц тощо. Потужність від кількох до 1600 м. У Західних Судетах та Сілезії у відкладах нижньої пермі – ефузиви й туфи. У зв’язку з заальскою фазою на межі ранньої та верхньої пермі – відбулося ускладнення давніх структур, роздрібнення їх і, головне, поновлення значних низхідних рухів в області Північно-Німецкої западини, які призвели до величезної трансгресії з півночі – цехштейновий басейн на заході досяг підніжжя каледонських герциніди; на півдні – інгресував у глиб герцинських споруд Германії, а на сході поширився до Сілезького басейну, Свентокшишських гір, Брестської западини та Прибалтійської синеклізи.

У Брестській западині 22 м, Прибалтійська Синекліза 370 м, знизу вгору: конгломерати, пісковики, бітумінозні глини, вапняки, доломіти, гіпси, кам’яна сіль. У пізній пермі море було не глибоким, потім розпалося на окремі лагуни, а наприкінці періоду зникло.

Урал – передгірний прогин, про нього мова вже була.

Тянь-Шань – суша. Морські умови тільки в прогинах, переважно в південних районах. На півдні тянь-шанське море сполучалося з Тенісом, на півночі по окремих протоках досягало Фергани, а на заході Гісарського хребта. Тут за ранньої пермі відклалося до 3,5 км сланців, пісковиків та вапняків з комплексом тропічної фауни. На суші та в депресіях відкладалися теригенні верстви – до 4 км.

Рання перм закінчилася горотворною фазою. Умовно, пізня перм встановлена у Ферганській западині – піщано-глинисті вугленосні породи з багатою деревною флорою.

В Казахстані – озерні, річкові та делювіальні часто переверствовані лавами, туфами й туфітами.

Монголо-Охоцька система – рання перм подібна до пізнього карбону – суша. На сході й півдні геосинклінальні басейни – Селенгинський та Східно-Монгольський вулканічні пояси. За пізньої пермі – диференіцьйовані рухи, кінець періоду горотворна фаза. Уламкові та уламково-вулканогенні породи до 7 км.

Альпійсько-Гімалайська система. Тут основний зміст подій пермського періоду – подальше відновлення геосинклінального режиму, поширення моря на захід. Рання перм – руйнування до пермських споруд, пізня перм – занурення на Апеннінах, Сицилії, решта Східних Альп, до східного краю Атласу. В районах вище рівня моря – континентальні вугленосні в або червоно-бурі без вугільні піщано-глинисті товщі. Найповніша перм у Карнійських Альпах, Туреччина, Афганістан, Бірма, Південний Китай, Індонезія та Гімалаї, де вапняки, глина, мергелі 20–200 м до 500 м в районі Евересту. Значне опускання й трансгресія моря; невелика потужність й відсутність вулканогенних порід свідчить про відкритий платформний характер моря в Гімалаях.

Кордильєрська система – нижня перм – до 3,6 км на заході смуги переважно підводно-вулканогенні, на сході – теригенно-карбонатні відклади, більш мілководні. На півдні – товщі моласи початку нижньої пермі та – вапняки і доломіти – верхньої частини нижньої пермі. Верхня перм – товща моласи.

В Андах – пізньокарбонове зледеніння; у ранній пермі – зледеніння зникає, утворюються потужні карбонати; в північній частині – піщано-глинисті червоноколірні моласи. У пізній пермі висхідні рухи на всій території Анд, у передовому прогині – моласи. Повторне зледеніння в Болівії та Західній Аргентині за пізньої пермі. Перу, Чилі, Аргентина – вулкани.

Східно-Австралійська система – рання перм – у крайовому прогині та міжгірських улоговинах – відклади до 6 км, пласти тілітів; у ранній пермі остання фаза складної історії Австралійських Кордильєр. Пізня перм – висхідні рухи – відклади континентальні уламкові породи в депресіях, незгідно з нижньою Перм’ю.


Перелік літератури

1. Владимирская Е.В. и др. «Историческая геология с основами палеонтологии. – Л.: Недра, 1985.

2. Короновский Н.В., Якушова А.Ф. Основі геологии. М.: «Высшая школа», 1991, 416 с.

3. Михайлова А.И., Бондаренко О.Б., Обручева О.П. «Общая палеонтология» М.: «МГУ», 1989, 354 с.

4. Макридин В.П., Барсков И.С. Палеонтологія; Палеоекологія; Еволюційна теорія. Стратиграфія. Словник-довідник. Харків: «Око», 1995, 287 с.

ОТКРЫТЬ САМ ДОКУМЕНТ В НОВОМ ОКНЕ

ДОБАВИТЬ КОММЕНТАРИЙ [можно без регистрации]

Ваше имя:

Комментарий