КОНСПЕКТ ЛЕКЦІЙ
З ІСТОРИЧНОЇГЕОЛОГІЇ ТА ОСНОВ ПАЛЕОНТОЛОГІЇ
Київ 2011
Історичнагеологія
Теоретичнірезультати та узагальнення історико-геологічних досліджень сприяють пізнаннюгеологічної історії Землі як цілісної природно-історичної системи реальногосвіту в усій складності її внутрішніх і зовнішніх взаємодій. Саме даніісторичної геології складають базис для розкриття історичної природи континентівта океанів, системного розуміння механізмів і взаємодій глобальних ідеструктивних геологічних процесів як факторів що визначають формування і змінилику Землі, а також закономірності еволюції тектоносфери та біосфери. Простіше,історична геологія – наука про закономірності розвитку земної кори та біосфериу взаємозв’язку. Вона оперує низкою історико-геологічних методів.
Найважливішимзавданням історичної геології є визначення відносного та абсолютного вікувідкладів. У практиці геологічної служби результати і висновкиісторико-геологічних досліджень є невід’ємною складовою частиною науковихобґрунтувань прогнозу і пошуків різноманітних за генезисом родовищ кориснихкопалин; здійснення різноаспектних геологічних робіт стосовно вирішенняактуальних задач розвитку країни в цілому.
Тепер історія іпрактика історико-геологічних знань набуває значення у зв’язку з нагальнимипроблемами охорони довкілля і земної біосфери взагалі, котрі визначаютьнеобхідність 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 передусімпотребує застосування історичного; закономірностей формування древніх тасучасних структур материків і океанів – історична геотектоніка, тектоніка,геофізика;
В методологічноісторико-геологічні дослідження ґрунтуються на принципах історизму і розвитку. Цепідґрунтя визначає специфічні методи та процедури досліджень, що виокремлюютьісторичну геологія у самобутню галузь геологічної науки:
А) методивизначення відносного і «абсолютного» віку гірських порід;
Б) методи іпроцедури моделювання ретроспективних та прогностичних фізико-географічнихобстановок і екосистем суходолу і океану;
В) методи іпроцедури виявлення історико-геологічних етапів еволюції тектоносфери іформування розмаїття структур земної кори.
Підсумовуючи,найголовнішим завданням геологічної науки є пізнання просторово-часовихвідношень, або за висловом С.А. Мороза «траєкторії» розвитку геологічнихоб’єктів. Саме це завдання найґрунтовніше вирішуються узагальнюючими за змістомісторико-геологічними дослідженнями, які постійно збагачуються різноманітноюінформацією, яка іде з різних галузей геології, суміжних наук та геологічноїпрактики: геологічна зйомка, регіональні дослідження континентів і морів;результати яких послідовно і всебічно поглиблюють теорію геології в цілому.
Найбільш тісноісторична геологія пов’язана з палеонтологією, петрографією та регіональноюгеологією.
Палеонтологія –визначає вік гірських порід та допомагає пізнавати історію розвитку органічногосвіту;
Петрографія –вивчає склад та будову гірських порід, допомагає відновити картину їх формування;
Регіональнагеологія – вивчає будову окремих країн, континентів, її кінцевою метою євідновлення їх геологічної історії.
Історичнагеологія це одна з геологічних наук, які засновані на узагальнені даних, щоотримані практичними роботами. Як узагальнююча теоретична наука вона не вирішуєповсякденних завдань пошуків та розвідки корисних копалин, але озброює геологатеоретичним знанням, це запорука успіху в практичній діяльності. Використовуючиметоди історико-геологічного дослідження геологи пізнають закономірностіформування та розміщення корисних копалин в земних надрах, можуть вірноорганізувати їх пошуки та розвідку.
Основні етапирозвитку історичної геології
Ще за епохиВідродження 1669 р. – Стено почав розглядати верстви осадочних порід якматеріал для історичних побудов, він довів, що покриваючий пласт молодший відпідстеляю чого, тобто послідовність верств у вертикальному розрізі віддзеркалюєїх хронологічну послідовність. М.В. Ломоносов поділяв геологічні процесина внутрішні та зовнішні й надавав провідну роль в утворенні гір та западинвнутрішнім. В середині XVIII сторіччя І. Кант та Ж. Буфон на базікосмогонічних гіпотез висловлювали уявлення про мінливість та розвитокВсесвіту, тривалість історії Землі. Ці дослідження створили підґрунтя, на якомуй виникла історична геологія.
Перший етап розвитку– становлення і накопичення фактів – стратиграфічний.
Виникненняісторичної геології як наукового напряму пов’язане з кінцем XVIII сторіччя, колианглійський геолог Вільям Сміт розробив палеонтологічний або біостратиграфічнийметод, за допомогою якого стало можливим виявити послідовність геологічнихподій в часі та корелювати геологічні розрізи, власне, зробив можливимісторичну систематизацію. Між іншим, до цього в 1779 році французький абат ЖироСулаві визначив послідовну зміну комплексів викопних решток організмів врозрізі осадочних товщ Південної Франції, але практично значення викопнихорганізмів для розчленування та кореляції осадочних товщ було доведено лише В. Смітом,який склав першу шкалу вертикальної послідовності осадочних порід Англії. УФранції цей метод започаткували Жорж Кюв’є та Анрі Броньяр. Цей методрозповсюдився дуже швидко. В результаті були створені та опубліковані першігеологічні розрізи – стратиграфічні колонки. На протязі першої половини XIX сторіччя, колиза двадцять років були виділені геологічні системи та майже всі головніпідрозділи загальної стратиграфічної шкали, що дозволило систематизуватигеологічний матеріал у хронологічній послідовності, складені геологічні картинизки країн Європи. Цей етап академік Б.С. Соколов назвав «героїчноюепохою» в розвитку геології. Історична геологія, яка спочатку була «іконографічною»наукою, все більше брала на себе функції встановлення загальних закономірностейгеологічного розвитку регіонів. В ті часи панування ідей катастрофізму,божественних актів творіння, якими пояснювались зміни комплексів тварин увертикальному розрізі. Але вже в тридцяті роки XIX сторіччя з’явиласьвидатна робота англійця Чарльза Лайєля «Основи геології», в якій з актуалістичнихпозицій розглядались геологічні процеси минулого та, всупереч французькомувченому Жоржу Кюв’є, зміни на Землі пояснювались не катастрофічними подіями, аповільними, дуже тривалими процесами еволюції, зокрема органічного світу).Чарльз Лайєль широко застосовував метод актуалізму. Послідовники Дарвін,Ламарк. Зокрема Чарльзу Дарвіну належить праця «Походження видів шляхомприродного добору, яка завдала катастрофізму нищівного удару. Висновки Дарвінапро значення природного добору в еволюції органічного світу зміцнили рольвикопних решток як документів історії життя й підґрунтя хронологічногорозчленування верств гірських порід. Велике значення, доречи, мали ідеї Ч. Дарвінапро неповноту геологічного та палеонтологічного літопису.
Другий етап – узагальнення– почався з середини, так і для всієї земної кулі. Зокрема, одне з перших такихузагальнень було зроблене Неймайром для юрського періоду; а австрійський геологЕдуард Зюсс – зробив таке узагальнення для всієї земної кулі в його знаменитійпраці «Лик Землі». Велике значення для становлення палеогеографії маловизначення поняття про фації. Суть цього поняття в тому, що породи одного вікуможуть мати різний склад, що відповідає умовам їх утворення. Інший видатнийгеолог О.П. Карпинський узагальнив всі дані з геології Європейської Росіїта виявив характер коливальних тектонічних рухів. Вперше в його роботіз’явились палеогеографічні карти. Він же заклав в своїх працях, щорозкривали закономірності геологічного розвитку Європейської частини Росії,заклав підвалини вчення про платформи.
Третій етап з початку XX сторіччя – створеннягеосинклінальної теорії. Ще в 1859 році в Північній Америці зароджуєтьсяуявлення про геосинкліналі. У Увага дослідників була «прикута» догеосинклінальних поясів. Уявлення про геосинкліналі та платформи, як головніструктурні елементи земної кори сформувались у вигляді стрункої теорії французуЕ. Огу, в праці «Геосинкліналі та континентальні площі»; з’явилась низкаузагальнень з історії їх розвитку, які належали німцю Г. Штіллє, австрійцю СергіюБубнову. Розповсюдив ці ідеї А. Борисяк, його головною думкою було –історична геологія – це історія розвитку геосинкліналей та платформ. Радянськимгеологам О.Д. Архангельському, М.С. Шатському, Д.В. Наливкину, М.М. Страхову,П.І. Степанову, М. Губіну тощо… Після робіт Ога, Німецький дослідник А. Вегенерформулює в найбільш повному вигляді гіпотезу дрейфу континентів. Знайшлипояснення формування основних структурних елементів земної кори, типи рухів вземній корі, процеси осадконагромадження, магматизм, утворення кориснихкопалин.
Четвертий етап – з 60-х років XX сторіччя –пов’язаний з виникненням гіпотези неомобілізму, яка на більш ґрунтовних доказахпоновлює та розвиває забуті ідеї Вегенера. Почалась поглиблена розробка різнихгалузей геології. В загалі в XX сторіччі відбулось відкриття багатьох великихродовищ корисних копалин, яким передували ретельні та всебічніісторико-геологічні розвідки. В цей час в розвиток історичної геології внесокзробили А.А. Борисяк, ідеї якого є основою багатьох напрямів сучасноїісторичної геології. Його учень Д.В. Наливкин, ще в 20-х роках закладаєпідвалини вчення про фації. Пізніше Р.Ф. Геккер, Б.П. Марковський, О.С. Вяловта інші починають формувати «палеоекологічний» напрямок у вивченні геологічногоминулого. Поняття «фації» зараз дуже розповсюджене й потрапило в геохімію,теорію метаморфізму, в сучасну океанологію. Великий внесок в розвитокстратиграфії зробили М.М. Страхов, Н.Н. Клюшников, О.Л. Ейнор таінші.
Методивстановлення абсолютного та відносного віку гірських порід
гірськийгеохронологія карбон стратиграфіяВідноснагеохронологія. Будь-яке геологічне дослідження завждискладається з визначення складу відкладів, послідовності їх утворення та віку.Все це потрібно для максимально ймовірної реконструкції історії геологічногорозвитку 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 розчленуваннітовщ осадочних та вулканогенних порід на окремі верстви та їх пачки; описрешток фауни і флори, що містяться в них; визначення віку верств; співставленнявиділених верств даного району з іншими; складання зведеного або узагальненогорозрізу регіону та розробка стратиграфічної шкали не тільки для окремогорегіону, але й для єдиної або міжнародної стратиграфічної шкали для всієїЗемлі. Щоб вирішити ці задачі необхідно визначити не тільки відносний вік порід, що складають товщі й пачки верств, але і їх «абсолютний» вік.
Простоперелічимо методи визначення абсолютного віку, які були спочатку доситьобмежені та недосконалі.
1. Були спробивизначити вік океанів, які були спочатку їх утворення прісними, а сучаснасолоність – результат принесення солі ріками з суходолу, річна кількість якоїможе бути оцінена.
2. За відомоюшвидкістю задкуючої ерозії Ніагарського водоспаду та довжини утвореногоканьйону вираховується вік водоспаду.
3. За похованими пам’яткамикультури в долині Нілу підраховують тривалість формування його дельти тощо.
4. Методвизначення віку за стрічковими глинами. За цим методом було обраховано, щольодовик залишив територію Ленінградської області 16,5 тис. р., а Скандинавію 8–9тис. р. тому.
Методи ядерноїгеохронології
Експериментальнодоведено, що швидкість радіоактивного розпаду елементів постійна та не залежитьвід зовнішніх умов.
Провідні методи:свинцеві, K-Ar, Rb-Sr, Nd-Sm, вуглецевий тощо.
Всвинцевих методах використовують мінерали: монацит, ортіт, уранініт, циркон,тощо. Визначення паралельно співвідношень Pb206U235; Pb208Ar40 метод-11% K40 — Ar40 + 89%Ca40
Цей метод маєшироке застосування та дозволяє визначити вік осадочних порід за польовимишпатами, слюдами, амфіболами, піроксенами, глауконітом.
Застереження: нагрівання до300 оС та високий тиск можуть спотворювати результати.
Rb-Sr метод Rb87-Sr87 через низькушвидкість розпаду використовують для визначення віку докембрійських порід.
Метод C14придатний дляпорід, 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, щонавіть ярусні підрозділи не можуть бути встановлені за цими методами.
2) високавартість аналізів; 3) значні спотворення результатів через метаморфізм; 4) багатопорід взагалі не мають радіоактивних мінералів.
Багаторічнідослідження та їх статистична обробка визначені за даними Джонса, Градштейна таОга, та Одіна. В останній схемі Міжнародного союзу геологічних наук наведенодві колонки дат за Одіном та Міжнародної стратиграфічної комісії:
Архейський еон поділенийна 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.
Протерозойськийеон 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. – неопротерозойІІІ NP3 – 540 млн. р.
Фанерозой маєбільш дрібне розчленування на періоди, відділи, віки. Наводимо межі періодів заОдіном: 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 завданнястратиграфії є розчленування осадових та вулканогенних товщ у відслоненнях тасвердловинах на інтервали різними засобами та за різними ознаками. Намагаютьсявиділити природні частини в розрізі таким чином, щоб їх могли впізнатиінші дослідники. Виділені верстви об’єднують у пачки, товщі, світи; які вподальшому порівнюють з іншими в свердловинах, відслоненнях; визначають кореляційнірівні.
Непалеонтологічні методи.
1. Літологічнийметод полягає в 1) виділення інтервалів за кольором, складом, текстурою,включеннями та іншими літологічними ознаками; 2) визначення в розрізі найбільшпомітних відмінних від інших верств, пачок. Це так звані горизонти маркери. Задопомогою яких 3) розрізи корелюють один з одні та будують зведені розрізи.Деякі маркери поширюються серед товщ різного складу; але буває, що та саматовща при простеженні на великі відстані може послідовно міняти свій вік. Так,заглиблення басейну веде до того, що мілководні відклади переміщуються забереговою лінією й стають відповідно все більш молодими. Зміна вікулітологічних тіл у зв’язку з міграцією берегової лінії отримало назву «принципуМ.О. Головкинського». За цим принципом, мають однаковий вік лише тіосадки, що відкладались вздовж існувавши для кожного часу зон седиментації,паралельних береговій лінії.
1а. Долітологічних методів відносять мінералого-петрографічний, коли верствита пачки порівнюють за мінералогічними асоціаціями, ступенями діагенезу таметаморфізму. Ці методи застосовують обмежено, на площах де діяли однакові процеси.
Геофізичні методи близькі долітологічного й базуються на порівнянні порід за їх фізичними властивостями.Вони застосовуються для кореляції розрізів поміж собою та опорним розрізом, вікякого визначений іншими методами.
Аналізрезультатів каротажу має різновиди – ПС – потенціал власноїполяризації; КС – опір порових вод та самої породи за їх різницею розрізняютьуламкові, 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, щовиникає за штучного ініціювання. Підвищену радіоактивність мають бітумінозніпороди. калійні солі; низьку – ангідрит, гіпс, доломіт, вапняки без домішокглини.
Застосовуютьтакож акустичний, термічний, механічний та інші види каротажу.
Палеомагнітнийметод
а) «скаменілий»геомагнетизм при систематичних дослідженнях на великих площах дає інформаціюпро положення магнітного полюсу…
б) загеомагнітними інверсіями розробляють магнітостратиграфічну шкалу… Недолік –трудомістка робота, необхідно мати багато опорних розрізів.
Ритмостратиграфія полягає увивченні у вивченні чергування різних порід у розрізах. Визначають набори чергуванняпорід та їх межі. Ритмічність характерна для багатьох товщ тому аналізритмічності застосовують для їх розчленування й кореляції. Широко відомі річніритми стрічкових глин антропогену та іншого віку. М.Б. Вассоєвич запропонувавна побудованих ритмограмах виокремлювати аномальні ритми й за ними корелюватирозрізи.
Потужність ритмівможе бути різною. Виділяють ритми різних порядків. Деякі дослідники вважають,що найбільш великі ритми віддзеркалюють етапи розвитку Землі та є синхронними.
Кліматостратиграфіязаснованана періодичних змінах клімату, та пов’язаних з ними змінах будови четвертиннихвідкладів. Найбільш яскраво вони проявлені в лесових розрізах де кліматичнізміни проявляються в появі горизонтів викопних ґрунтів, а похолоданняпризводить до відкладенні лесових товщ. Крім цих, яскравими відкладами єморени.
Палеозойська ера –ера стародавнього життя починає новий еон в історії Землі – фанерозой, якийоб’єднує палеозойську, мезозойську та кайнозойську ери. Вивчення фанерозойськихвідкладів, їх розчленування та зіставлення значно відрізняються від дослідженнядокембрійських відкладів широким застосуванням палеонтологічних методів –біостратиграфії та нового напрямку – екостратиграфії, який полягає укомплексному дослідженні групою спеціалістів палеонтологічного, літологічного,екологічного та палеогеографічного аналізів, що дозволяє синхронізуватикомплекси різнофаціальних організмів.
Палеозойська ера– найтриваліша в межах фанерозою – 335 млн. років 570–235 млн. років.
Нагеологічних картах колишнього СРСР – прийнятий 3-х членний поділ палеозойськоїери: нижній палеозой, середній палеозой та верхній палеозой. Існує двочленнийваріант поділу, коли межа нижнього й верхнього палеозою проводять в крівлісилуру.
Методичноє кілька варіантів розгляду історії розвитку Землі. Великими блоками, великимиетапами, або малими етапами на всій земній кулі. Останній варіант прийнятий вкнижці М. Клюшникова та М. Оніщенка а також підручнику Ленінградськогогірничого інституту. Особливо вдалий та лаконічний підручник МиколиВолодимировича Короновського та Олександри Федорівни Якушовоі «Основи геології».Багато цікавих відомостей зведено у двокнижжі С.А. Мороза, 1996 р. «Історіябіосфери Землі».
Повернемосядо конкретної історії Землі у фанерозої, яка відрізняється від більш довгоїдокембрійської історії.
Головнавідміна не тільки бурхливий розвиток органічного життя, але й у відносношвидкій зміні структурного плану земної кори. За сучасними даними в фанерозоїдавні платформи не мали строго фіксованого положення. Концепція тектонікилітосферних плит передбачає їх пересування в просторі як за широтою так й задовготою, а також їх обертання. Між прадавніми плитами з корою континентальноготипу знаходились рухливі пояси, та3 за максимуму трансгресії, який прийшовся надругу половину кембрію – карбонатні, місцями – фосфорити.
Північноамериканськаплатформа зазнала піднять та руйнування й лише за пізнього кембрію трансгресіябула максимальною; в середньому кембрії море зосереджувалось на окраїнах –пісковики до 300 м.
Гондвана– морські відклади в Південній Америці на межі з Східно-Тихоокеанськоюгеосинкліналлю; 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 тазверху ефузиви та косоверствуваті кварцові пісковики – пурпурові зі знакамибрижів, тріщин висихання, гліптоморфозами, вище аргіліти з редліхіями та 80 мдоломітів та червоно-фіолетові глинисті породи. Розріз перекритийверхньопалеозойськими тілітами – 500 м. Клімат в районі Соляного кряжу вкембрії був жарким, посушливим – солі, тріщини висихання, колір порід; косаверствуватість та знаки брижів свідчать про мілководні умови.
Морськівідклади відомі в Австралії – карбонатні та теригенні до 1000 м.
Геосинкліналіта геосинклінальні пояси
Урало-Монгольський– в кембрії панували морські умови, за виключенням Уралу, який було піднято забайкальської складчастості. Пригинання цієї території розпочалося лише запізнього кембрію.
Вмежах Тянь-Шаню та Казахстану було три типи розрізів відповідно тектонічнимзонам:
напівдні – міогеосинкліналь – хр. Чаткал, Кара-Тау, Улу-Тау й далі на Кокчетав;
впівнічному Казахстані – хребти Чингіз, Тарбаган-тай, Джунгарський Алатау –евгеосинклінальна зона, яка тягнулася в Монголію; Між цими зонами булаперехідна зона – Північний Тянь-Шань, Бек пак-Дала, Центральний Казахстан.Найкраще вивчений розріз Чингіз Тау: ранній кембрій – лави та туфи основногоскладу, вище кварцити, яшми й кременисті сланці з рештками радіолярій. Віквизначений за рештками архіціат в лінзах вапняків. Виливи лав були підводними)подушковидна окремість та спіліти). Типовий розріз 1 стадії геосинклінальногопроцесу – спіліт-діабазова формація. Її утворенням завершується ультраосновнимиінтрузіями.
Нижнячастина середнього кембрію – лави, туфи середнього та кислого складу зпрошарками пісковиків з трилобітами амгінського віку. Їх накопиченню передувалафаза складчастості. Вище – типова флішоїдна товща – ритмічно побудованіконгломерати з прошарками вапняків – трилобіти майського віку. Їй передувалафаза складчастості: товща лежить незгідно на всіх більш древніх утвореннях.Складчастість супроводжувалась інтрузіями габро та плагіогранітів. Верхнячастина кембрію тісно пов’язана з нижнім ордовиком й складена теригеннимипородами, які вище змінюються лавами й туфами середнього складу. Залягаєнезгідно на породах майського віку.
Геосинклінальнітовщі представлені спіліт-кератофіровою, аспідною та теригенною формаціями, щоутворились в Алтає-Саянській області.
Особливістюкембрійської історії цього району є складчастість й підняття, які відбулися удругій половині кембрію. Вони пов’язані з проявами салаірської фазикаледонської складчастості, що супроводжувалась різноманітними інтрузіями.
Аппалацьката Інуїтська геосинкліналі. На півночі першої – намітилось уособленняевгеосинклінальної зони, більш яскраво вона проявилася пізніше; захід –теригенні породи; південь – пісковики – знизу; вапняки – зверху. Всього3000 м.
Вдругій відкладалися головним чином карбонатні породи в нижньому та середньомувідділах; морські осадки верхнього кембрію не утворювались через складчастістьй підняття.
Грампіанськагеосинкліналь – розрізи кембрію встановлені: повний в Уельсі – пісковики,аргіліти, гравеліти. Всього до 4500–5000 м. В нижній частині товщі єтрилобіти Illenus; в середній – Paradoxides та без замкові брахіоподи; вище Lingula та представникироду Ollenelus. Знахідки фауни, та зверху знахідки брижів, косоїшаруватості, ходів червів, свідчать про мілководні умови осадконагромадження. Апрошарки осадочних марганцевих руд – про жаркий клімат, що сприяв латеритномувивітрюванню на прилеглій суші. Подібність трилобітової фауни Уельсу тазападини Осло – є підтвердженням зв’язків цих басейнів.
ВІрландії 7500 м – перешарування пісковиків, алевролітів та глинистихсланців з ходами мулоїдів. В верхній частині знайдено граптолітів низів О, щодозволило віднести цю товщу до кембрію. Відсутність фауни дає підставу вважатиможливим формування товщі на значних глибинах.
Середземноморськийпояс
Море,вірогідно, було розділено підняттями. В Західній та Центральній Європі: майжевсюди відбувалось накопичення теригенного та карбонатного матеріалу, якезмінилося 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 – таевгеосинклінальний. Перший більш поширений: Північні Кордельєри – нижнійкембрій кварцити, кварцові пісковики, чорні вапняки; середній кембрій – глинистісланці, вапняки, строкаті філіти; верхній кембрій – масивні вапняки, якіскладають характерні урвища Скелястих гір; вище філіти з багатою тарізноманітною 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.
Напівночі Болівії – в середньому кембрії – евапорити. Загальна потужність неменша 5000 м.
Евгеосинклінальнийтип – на півночі вздовж Тихого океану: кварцити, червоні та зелені сланці,доломіти, вулканічні породи.
Західно-Тихоокеанськагс області – спіліт-кератофірова формація поширена на островах – Тасманія, НоваЗеландія; піщано-сланцева товща з лавами й туфами основного та кислого складу –на південному сході Китаю.
Напівночі евгеосинклінальний комплекс оконтурює південно-східний виступСибірської платформи: хр. Джагди та Шантарські о-ви – кременисті сланці таефузиви потужністю не менше 4000 м.
Клімат– в цілому жаркий, місцями посушливий. Великі поклади фосфоритів, марганцевіруди та боксити в кембрії Сибіру та Англії; потужні товщі вапняків – покажчикивологого жаркого клімату. Але цих відомостей не достатньо для відновленнякартини клімату в кембрії.
Кориснікопалини – нафтові горизонти – Прибалтика та Іркутський Амфітеатр; кембрій таордовік – продуктивні горизонти гігантського родовища Кассі-Массауд – АлжирськаСахара.
Бітумінозніквасцові сланці Швеції – сировина пального та уранового концентрату.
Раннійкембрій – епоха накопичення фосфоритів: Кара Тау, південний схід Китаю; південьВ’єтнаму. Родовища азбесту Туви пов’язані з ультра основними інтрузіями.
Кам’янасіль – Лено-Вілюйський басейн.
Рудніродовища мало характерні – боксити в Східних Саянах, манган в КузнецькомуАлатау.
АвторЧ. Лапворт виділив нижню частину силуру під назвою ордовикської системи у 1879 р.Ще в тридцяти роки минулого сторіччя Д.В. Наливкин та О.Ф. Лесниковапочали вживати цей термін в своїх публікаціях. З 1951 року ордовик почалипоказувати на геологічних картах СРСР. В 1960 р. на геологічному конгресібуло затверджено його виділення як самостійного періоду. Яруси ордовикувиділені в Уельсі. Ордовики – латинська назва стародавнього племені, щонаселяло півострів Уельс в Англії. Початок пов’язують з датою 505 – кінець 438 млн.р. тому; тривалість 65 млн. р.
Зональна граптолітова шкала ордовику Великої Британіїприйнята за міжнародний стандарт.
Органічнийсвіт – подальшого розвитку набули безхребетні: особливостроматопорати, табуляти, геліолітоїдеї, ругози, голкошкірі. Велика кількістьбез замкових брахіопод, а серед замкових – ортіди, строфоменіди, рінхонеліди,пентамеріди. В ордовику з’явились трилобіти з міцним карбонатним панциром таздатністю згортатися в «клубок». З середнім ордовиком пов’язана друга масова появарізноманітних багатоклітинних, що мали карбонатний скелет: кнідарії, головоногімолюски з прямими фрагмаконами, брахіоподи, голкошкірі. В ордовикупродовжувався розквіт трилобітів, з’явились мечохвости та вісеносні граптоліти.Строматорати та корали замінили археоціатів у рифових екосистемах. Хребетні вцей час не дуже різноманітні, вони представлені двома класами безщелепних. Наприкінціордовику відбувається масове вимирання багатьох древніх груп безхребетних.
Головоногі – ендоцератоідеї – головні хижаки. Важливіграптоліти дендроїдні, однорядні та дворядні, безвісні. Tetragraptus, Didymograptus, Phyllograptus та інші важливідля кореляції ордовикських утворень. За ними побудована зональна граптолітовашкала.
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 суходільнихгрибів та мохів.
Загальна характеристика. За ордовику відбуласяперша одна з найбільших в історії палеозою трансгресій. Майже половинатериторії північних материків, три чверті Китайської, дві третини Сибірської,дві п’ятих Східноєвропейської та Північноамериканської платформ заливалисяморем. 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 Австраліївін займав майже третину континенту.
Ордовик поширений в геосинклінальних зонах. Продовжуваласякаледонська складчастість, в кінці періоду проявилася таконська фаза.
Платформи
СЄП. Тут ордовик найкраще вивчений в трьох регіонах:
Північний-захід мілководного генезису. Черепашки переважнобиті, що може бути свідченням утворення шарів в умовах прибережного прибою. Зановими даними, ці шари відносять до завершення кембрію.
Вище залягають чорні граптолітова аргіліти з Dictyonema – O1t. Тремадокськийярус тепер деякі дослідники відносять до кембрію, після відповідного рішенняміжнародної стратиграфічної комісії.
Прояви таконської фази каледонського орогенезу викликалистратиграфічні проблеми. Зокрема у визначенні нижньої межі ордовику.
Стратиграфічні підрозділи ордовицької системи: тремадоцькийта аренізький яруси – відносять до нижнього ордовику; ланвірнський,ландейльський, карадоцький – до середнього; ашгільський – до верхнього відділу.
Верхня частина – представлена глауконітовими пісковиками тавапняками з численними рештками брахіопод та трилобітів, віднесена до аренізькогоярусу – має потужність до 30 м.
Середній ордовик представлений вапняками іноді оолітовими абоглинистими, звичайно детритовими. Вапняки містять багатий комплекс фосилій:брахіопод, трилобітів, морських пухирів, граптолітів, конодонтів. У верхнійчастині ландейльського ярусу – кукрузеський горизонт представлений вапняками тагорючими сланцями з тонкостінними стулками брахіопод, моховатками, фрагментамитрилобітів тощо. Тонкий осадок утворювався в застійних умовах. Ці сланцісировина для рідкого палива, хімічної промисловості та будівництва. Загальна потужністьсереднього ордовику до 160 м.
Верхній ордовик представлений різноманітними вапняками, втому числі глинистими, детритовими – внизу; водоростевими,органогенно-уламковими та біогермними – зверху. Загальна потужність верхньогоордовику – 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 Балтійськогоморя, що утворився в древньочетвертичну епоху.
Своєрідний склад ордовику України та Молдови. Волинськірозрізи подібні до Прибалтійських але визначаються меншими потужностямивідкладів 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: гораївськоюта субіцькою. Загалом молодовський горизонт не більше 4–5 м, звичайноменше. Часто виклинюється.
У Великоземельській тундрі – море прийшло зі сходу зУральської геосинкліналі. Ордовик тут карбонатний з рештками морської фауни.
Сибірська платформа. Ордовик займає всю західну та центральнуїї частини, але меншу площу ніж в кембрії. Відслонення зосереджені окраїнамиТунгуської синеклізи та на південному сході платформи. Розрізи відрізняються залітологією та палеонтологічними рештками, що природно через такі великі площіпоширення. Переважають карбонатні породи з різноманітною морською фауною.Окраїнами – мілководні осадки: доломітові, строкаті піски й глини іноді зпрошарками гіпсу. Регіональна перерва проявлена перед середнім ордовиком. Єлінзи та прошарки фосфоритів низького ґатунку. Загальна потужність кілька сотметрів.
Китайська платформа. Тут поширені відклади нижнього тасереднього ордовику, представлені піщано-глинистими та карбонатними відкладамизагальною потужністю в кілька сот метрів. Описані рештки брахіопод, гастропод,наутилоідей та коралів.
Північноамериканська платформа. Трансгресія тутприурочена до початку ордовика. Море вкривало значну частину платформи,представлене карбонатними осадками. На початку середнього ордовику проявинезначної регресії. У пізньому ордовику платформа знову занурюється –відкладення вапнякових та доломітових мулів. На сході в море надходив уламковийматеріал – результат розмиву таконських піднять Апалацької геосинкліналі.Потужності перші сотні метрів.
Гондвана. В Північноамериканській частині – панувалипідняття. Морські уламкові на заході по межі з Східнотихоокеанськоюгеосинклінальною областю. Переважають піщано-глинисті відклади невеликоїпотужності, що відомі в Амазонській западині.
Африканська частина Гондвани визначається опусканнями в напівночі в кінці кембрію. В ордовику на території Сахари – морські кварцовіпіски з прошарками галечників та глин. Вони залягають на розвитій поверхнікристалічних порід. Загальна потужність 500–800 м. В авлакогенах до 2000–2500 м.
На Аравійському півострові ордовик представленийпіщано-глинистими утвореннями значної потужності.
Австралійська частина – визначається тим, що тут море займаловелику площу в центральній частині й поширювалась в широтному напрямку.Відклади представлені пісками та рідше карбонатними мулами.
В геосинкліналях та геосинклінальних поясах ордовик представленийв тих же геосинкліналях, що й у кембрії. Грампіанська геосинкліналь. Тутнакопичувались потужні товщі осадочних та вулканогенних порід. Найбільшхарактерним тут є розріз ордовику Уельсу. Власне це стратотипова місцевість дебули виділені ордовицька та силурійська системи. Через значні розривні таскладчасті порушення розріз зведений кількох районів:
Тремадоцький ярус – сланці з Dictyonema flabelliforme та трилобітамизалягають згідно на кембрійських утвореннях та незгідно з породами аренігу. Цеє підставою для деяких дослідників з Англії відносити тремадок до верхньогокембрію.
Аренігський ярус – складається головним чином ефузивами.Знизу пісковики, гравеліти, глинисті сланці. Зрідка – вапнякові прошарки зрештками трилобітів та брахіопод. Вище – основні та середні ефузиви, щозмінюються кислими вулканічними породами. Загальна потужність до 1200 м.
Ланвірнський ярус – найбільш карбонатна частина – плитчастівапняки з численними черепашками та трилобітами. Потужність біля 750 м.
Карадокський ярус – складений карбонатно-теригеннимиосадочними породами з брахіоподами та граптолітовими сланцями потужністю до 600 м,або ефузивами до 750 м. Ашгільський ярус – в умовах припиненнявулканічної діяльності відкладалися поліміктові пісковики, інодікосоверствуваті, зі знаками хвильових брижів, прошарками вапняків та глинистихсланців. Потужності складають кілька сот метрів. Із структурним неузгодженнямперекриваються 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 таметаморфізм. Структурні неузгодження пов’язані з проявами каледонськоїскладчастості.
В скандинавській частині Грампіанської геосинкліналі вордовику виокремлюються евгеосинклінальна та міогеосинклінальна зони, щоподілені підняттям. Наприкінці ордовику підняття було зруйноване, магматичнадіяльність послабилась.
Урало-Монгольський геосинклінальний пояс. Уральськагеосинкліналь утворилася в кінці кембрію на початку ордовику набайкальському підґрунті та ще більш давніх утвореннях. На місці сучасного східногосхилу Уралу була евгеосинкліналь, де в ордовіку панували вулканічні умови,накопичувалися потужні вулканогенні товщі: представлені лавами, туфами татуфітами. Характерна спілітова формація, ефузиви основного складу. Загальнопотужність досягає кількох тисяч кілометрів. Вулканічні породи чергуються тазмінюються за простяганням кременистими породами яшмової формації. Карбонатнівідклади поширені переважно окраїнами прогинів, виповнених вулканічнимитовщами.
На території західного схилу Уралу панувалиміогеосинклінальні умови – накопичувались теригенні та теригенно-карбонатнітовщі потужністю від 500 до 2000 м. Різноманітний комплекс органічнихрешток. Відомі мілководні прибережні кварцові пісковики та галечники назахідній окраїні моря.
Центральна частина Урало-Монгольського геосинклінальногопоясу. Ордовик поширений в Казахському дрібносопочнику, де виділяють 27граптолітових зон. В Казахстані виділяються дві геосинклінальні зони. Перша – уверхів’ях р. Ішим, біля оз. Тенгіз, в Джезказганській западині, Бек пак-Далі доПівнічного Тянь-Шаню, утворюючи в плані дугу, що опукла на захід.
Друга – займала територію на схід південний схід відКараганди: Північно-Східне Прибалхашшя, хребти Чингіз Тау, Тарбагатай,Джунгарський Алатау. На сході, за границею СНД в межах Центральної Азії обидвіевгеосинклінальні зони зливались в одну широтну зону, яка займала південнучастину Урало-Монгольського геосинклінального поясу. Тут накопичувалисьефузиви основного складу, зрідка кислі – чергувалися з кременисто-теригеннимипородами, зрідка вапняками. За межами евгеосинклінальних зон переважалонакопичення кременисто-теригенних та флішоїдних, іноді карбонатних порід.
В цій зоні показовим є розріз хребта Чингіз Тау, де ордовикзалягає згідно на кембрії. Тут визначені всі три відділи, представленіутвореннями, що насичені вулканогенними породами: лавами, лавобрекчіями, туфамисереднього, зрідка основного іноді кислого складу. Виключення середня частина –середнього ордовику – регресивна серія осадочних порід – починається вапняками,завершується пісковиками та конгломератами. Тут також зустрічаються горизонтитуфів та туфогенний пісковиків. Судячи зі знахідок різноманітної фауни панувалимілководні морські умови; іноді, на що вказують горизонти червоноколірних порід– в континентальних умовах. Характерні неодноразові перерви. Тим не меншпотужність ордовику досягає 10 км. Все вказує на значну рухливістьгеосинкліналей. Разом з структурними наявні стратиграфічні неузгодження. Зфазами складчастості пов’язане пожвавлення інтрузивної активності: великігранітні масиви. Значна кількість інтрузій свідчить про довге існуванняглибинних розломів – каналів проникнення магми. Ці розломи поділяють територіюна низку структурно-фаціальних зон; рухи блоків обумовили різницю будови цихзон та перерви в осадконагромадження.
Західна Тува. Тут ордовик залягає різко незгідно накембрійських утвореннях, представлений типово евгеосинклінальними породами:потужним декілька км товщами вулканітів, пісковиків, сланців з трилобітами.Породи складно дислоковані, метаморфізовані, включають тіла ультраосновнихмасивів, прорвані гранітними інтрузіями. Ордовицькі відклади. В уламковомуматеріалі присутні породи кембрію та прориваючих його інтрузій. Характерністрокаті та червоноколірні породи, паралельна та навскісна шаруватість, брижі,тріщини висихання, внутрішньо формаційні конгломерати, погана диференціаціяуламкового матеріалу – свідчення осадконакопичення в континентальних умовах зажаркого клімату у внутрішніх пересихаючих водоймах або в наземній обстановці.
Ближче до кінця ордовику – умови змінюються, про що свідчатьдрібнозернисті породи сірого кольору, з’явились карбонатні прошарки з морськоюфауною. Ордовицькі породи тут згідно змінюються силурійськими, черезвідсутність проявів таконської фази.
Не вся територія Урало-Монгольського геосинклінального поясубула морем – існували підняття-острови, що поставляли уламковий матеріал вЦентральному Казахстані, Алтає-Саянах та Монголії.
В кінці ордовику на заході центральної частиниУрало-Монгольського геосинклінального поясу активно проявилась таконська фазакаледонського орогенезу, утворились широкі підняття в Казахстані від Кокчетаву напівдень через Улу Тау, Кара Тау та Північний Тянь-Шань, які були областямизносу на протязі наступного силурійського періоду.
Каледонська складчастість на півночі та сходіУрало-Монгольського геосинклінального поясу супроводжувались інтрузивниммагматизмом – великі гранітні інтрузії від Північного Тянь-Шаню доПетропавловська та Омська.
Апалацька та Інуїтська геосинкліналі.
В Апалацькій геосинкліналі ордовик поширений. Вевгеосинклінальній зоні вулканогенно-осадочні товщі та кременисті сланці досягаютьзагальної потужності 4000 м. В міогеосинклінальній зоні, границею зПівнічноамериканською платформою, розповсюджені товщі вапняків та пісковиків. Вкінці ордовику особливо в північній частині проявилася таконська фаза.
В Інуітській геосинкліналі – на півдні, границею зплатформою, в міогеосинклінальній зоні накопичувались карбонатні та глинистіосадки; – на півночі, в евгеосинклінальній зоні – теригенно-вулканогенні товщі.
Тихоокеанський геосинклінальний пояс.
Західно-Тихоокеанська геосинклінальна область. Тут відкладиордовику поширені обмежено. На Північному-Сході Росії – вапняки,піщано-глинисті породи та граптолітова сланці. Вулканогенні породи відомі вКоряцькому хребті. В цій геосинклінальній області, таким чином виділяютьсяевгеосинкліналь та міогеосинкліналь. На Південному Сході Азії панувалиевгеосинклінальні умови: на території Японії, Катазії; західніше відоміфлішоїдна товщі аргілітів, алевролітів, граптолітових сланців, місцямивапняків.
Найбільш широко ордовик представлений в Східній Австралії.Міогеосинклінальна зона розташована на границі з платформою – теригенні породизрідка вапняки. Ордовик евгеосинклінальної зони представлений лавами, туфамипорфіритів, глинистими та кременисто-глинистими сланцями. Потужність до 4000 м.Силур лежить різко незгідно під певним кутом на породах ордовику, щопідтверджує прояв таконської фази каледонської складчастості, але геосинклінальне закрилася, а лише відбулося обміління силурійського басейну.
У Східно-Тихоокеанській геосинклінальній області – евгеосинклінальназона простежується лише в Північноамериканській частині геосинкліналі – увузькій смузі вздовж узбережжя від Аляски до Каліфорнії, де відкладалися товщуглинистих та кременистих сланців, лав, туфів. Міогеосинклінальна зона –карбонатні товщі до 2000 м, що на заході заміщуються граптолітовимисланями та алевролітами з потужністю до 200–250 м. Іноді смуга поширенняцих порід виділяється в «перехідну» зону від міогеосинкліналі доевгеосинкліналі. Ордовик Південноамериканської частини геосинклінальної областіпредставлений виключно теригенними породами значної потужності. На захід рольпіщаних прошарків падає вони заміщуються глинистими сланцями.
Середземноморський геосинклінальний пояс. Тут виходиордовику відомі в обмежених районах. Ордовик лежить звичайно з розмивом накембрійських та більш древніх утвореннях. Він представлений піщано-глинистимитовщами, іноді вапняками, характерні граптолітова сланці. В Марокко та напівночі Франції ордовицькі товщі містять горизонти оолітових залізних руд. Ефузивинетипові, якщо розвинуті, то тяжіють до смуги центральних піднятьгеосинкліналі, яка включає Центральний Французький масив, Вогези, Шварцвальд таБогемський масив. Іноді окремі частини піднять занурювались нижче рівня моря.Приклад: товщі ордовику, силуру та девону Празького синклінорію, які сталикласичними завдяки дослідженням Й. Барранда. В Баррандієні в ордовикурозповсюджені конгломерати, диктіонемові сланці та пісковики. Ордовик залягаєна кембрії незгідно. Вище пісковики та сланці з трилобітами та граптолітами йкварцити з черепашками брахіопод.
Корисні копалини. В ордовику є продуктивні горизонтиМідконтиненту. Канзас та Оклахома давали до третини річного видобутку нафтиСША.
В ордовику утворились родовища оолітових залізних руд Уобанана о. Ньюфаундленд. З магматизмом ордовику та силуру пов’язані родовища міді,нікелю, кобальту в Норвегії, поліметали Салаїрського кряжу. До тремадокуналежать родовища фосфоритів.
Уявлення про палеогеографічні умови в ордовику не досконалі.В деяких ділянках був розвинутий сухий спекотний клімат, що проявився вутворенні червоноколірних порід. Тропічні умови зафіксовані рифовими спорудами.Деяке похолодання зафіксоване на початку ордовику, що підтверджуєтьсяутворенням піщаних товщ за відсутності карбонатних.
Силурійськасистема
Всучасному розумінні затверджена міжнародним геологічним конгресом в 1960 р.Вперше була виділена 1835 року англійським вченим сером Родеріком Мурчисоном напівострові Уельс у Великій Британії. Назву отримала за племенем, що у давнинінаселяло цю територію. Нагадаємо, що спочатку включала ордовік як нижнійвідділ.
Після відділення ордовікусилур став найкоротшим періодом палеозою приблизно 25–30 млн. р. Ярусивстановлені 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 таладфордій; пржидолій не має загально визнаного поділу.
Органічний світ стає ще більш «розквітлим»,більш різноманітним та багатшим ніж в ордовіку. Продовжували існувати головнігрупи організмів, що характеризували ордовік, але з’явилися нові їхпредставники, цілком змінився характер граптолітової фауни, лишились тількиоднорядні вісеносні, які в свою чергу майже зникли наприкінці силуру.
Дуже широкорозповсюдились та стали більш різноманітними представники кишечнопорожнинних. Численнимий більш різноманітними і іноді породоутворюючими стали брахіоподи. Хочакількість родів стала менша, але з’явились нові ряди: Spiriferida, Productida, більшогозначення набули Rhynchonellida, Pentamerida. Трилобіти представлені формами, щозгорталися, але їх кількість помітно зменшилась. Вважають, що менше сталоголовоногих, але це питання, ще потрібно дослідити. Головоногі залишаютьсяодними з головних хижаків. Більш різноманітними стали морські лілеї. Іншіпредставники голкошкірих не мали суттєвого значення. Існували губки, бівальвіїта черевоногі молюски. Значну роль для стратиграфії мали остракоди. Характерніракоскорпіони, які існували в прісних та опріснілих водоймах.
Через регресіюнаприкінці лудлову та на початку пржидолію виникло багато басейнів зненормальною солоністю, де існували лінгули, двостулкові та гастроподи й деякіостракоди. Взагалі силурійська біота успадковує більш древню ордовицьку зпевними відмінами. Серед хребетних з’явилися більш високоорганізовані риби. Всилурі виникли перші вищі рослини – псилофіти – Cooкsonia pertoni та іншіпредставники куксонієвої флори, які почали освоювати, або завойовувати суходіл.Але головною ареною життя все ще лишалося море, хоча життя почало поширюватисяна континенти починаючи з річок та озер й прилеглих до них низовин.
В силурійськомуперіоді почалась регресія. Море залишило північну частину Китайської платформи,скоротилося і на інших платформах Північної півкулі. Але в Гондвани дещозбільшилось за виключенням Австралії, яка повністю звільнилась від моря. Морялишилися в Бразилії, на півночі Африки до п’ятої частини площі. В силуріпродовжувалась каледонська складчастість, яка саме й призвела до регресії впівнічній півкулі, яка тривала і на початку девону. Супроводжуваласьрізноманітними інтрузіями в усіх геосинкліналях. Каледонська складчастістьпроявилась кількома фазами. Вперше ввів поняття про фази складчастості Георг Штіллєв 1924 році. Він узагальнив матеріали з структурних неузгоджень в різнихрайонах світу й склав канон фаз складчастості, виділивши їх під власнимиіменами. Тоді вважалося, що фази складчастості одночасні в усіх геосинкліналях йрозділяються спокійними епохами.
Уявлення Штіллєшвидко 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, якіне відповідали цим уявленням: 1) виявилися фази, що відсутні серед канонічних;2) навіть в одному великому регіоні та сама фаза в різних його частинах можепроявлятися в різний час, або навіть бути відсутньою; 3) дослідження Д.В. Налівкина,М.С. Шатського та інших довели, що утворення складок може відбуватисядовгий час – одночасно з осадконакопичення.
За сучаснимиуявленнями, фази складчастості – це моменти прискорення складкоутворення, щонакладаються на процес повільного росту складок.
Хоча фази складчастостіне глобальні, й, строго кажучи, не синхронні, тим не менше в окремі епохигеологічної історії відбувається згущення фаз складчастості, що проявлені в тойсамий час в різних геосинкліналях. Найбільш інтенсивно й широко вираженінаступні фази каледонської складчастості: в середньому кембрії – салаїрська;перед силуром – таконську; наприкінці силуру й в ранньому девоні –пізньокаледонська. Ці фази проявилися в різних геосинкліналях в різномуступені. Найбільш інтенсивні прояви призводили до «закриття» геосинклінальногорежиму та утворення складчастих споруд – каледонід. За каледонськоїскладчастості геосинклінальний режим був ліквідований в Грампіанськійгеосинкліналі – її каледоніди з’єднали Північноамериканську та СЄП в результатіутворилась велика Північноатлантична платформа – Лавренція. Каледонськаскладчастість створила каледоніди в центрально-азійській частиніУрало-Монгольського геосинклінального поясу та безпосередньо на південь тапівнічний 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 додалижорсткості Сибірській платформі, наростивши її.
Інший пояскаледонід виник на території Казахстану та Середньої Азії, на карті він утворюєдугу опуклу на північ та захід. За Д.В. Наливкіним – це Казахськиймакроперешийок. 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.
Каледонськаскладчастість проявилась також у Західно-Тихоокеанській геосинклінальнійобласті – були створені каледоніди на південному сході Китаю, східнимиокраїнами австралійської частини Гондвани. У Східній Тихоокеанськійгеосинклінальній області каледоніди наростили з південного заходуПівденноамериканську частину Гондвани. У східній частині Середземноморськогогеосинклінального поясу каледоніди Центрального Китаю приєднались з півдня доКитайської платформи.
Наслідкомкаледонської складчастості стала широка середньо палеозойська регресія кінцясилуру – початку девону, яка досягла свого максимуму в ранньому девоні. Вонаособливо проявилась на Північноамериканській та Сибірській платформах. Регресіявикликала зміну клімату. Панувавший в ордовіку й частково в силурі теплий івологий клімат змінився до кінця силуру посушливим. Утворення великих просторівсуші й зміни клімату призвели до змін органічного світу: з’явились першімешканці континенту.
Каледонськаскладчастість супроводжувалась інтенсивним ефузивним та інтрузивниммагматизмом, з яким пов’язане утворення корисних копалин.
СЄП виходи силурувідносно не великі за площею: острови на Балтиці, Прибалтика, Поділля – кращійв Європі й мабуть в світі, на півночі Тіману. Поширення силуру значно більшеплощі виходів в Прибалтиці, на заході України, в Молдові, на півночіВелико-Земельської тундри та в районі Ярославля та Волгограду за свердловинамидоведений палеонтологічно силур. Вірогідно море заливало Московську синеклізу йчерез вузький рукав з’єднувалось з морями Урало-Монгольського поясу. В західнійчастині басейну накопичувались карбонатні осадки, на сході – глинисті. Післярегресії в кінці ордовіку на початку силуру море повернулося на південний західСЄП і існувало тут до раннього девону. Море до Тіману та Большеземельськоїтундри потрапило з Уралу й залишило товщу карбонатно-теригенних порід.
В підручникуможете познайомитись з розрізом силуру Прибалтики.
Силурійськийрозріз Поділля складають зеленкуваті мергелі, масивні вапняки та чорні аргілітиболотинської серії близько 20 м. Вище з стратиграфічною перервою залягаютьвапняки ярузької серії: тернавська, фурманівська світи, створили циклічну товщуз тенденцією до поступового огрубіння детритової компоненти й збільшеннякарбонатної складової у глинистих вапняках. Вище лежать баговицька світа тамалиновецька серія представлені переважно домеритами та грудкуватими вапняками.Домерити індикатори дуже мілководних умов лагун з солоністю відмінною віднормальної морської. При більш високому стоянні рівня моря утворювалися смугибіогермів в баговицькій, конівській та рихтівській світах. Свердловини відкрилирифи й на інших рівнях.
Сальська серія віддзеркалюєпоступову трансгресію від лагунних умов пригородоцької світи до чергуваннялагун й біостромів дарницької світи й грудкуваті вапняки з біогермами верхньоїчастини трубчинської світи й переважно грудкуваті вапняки дзвенигородської світи.Знизу та в горі розрізу є знахідки граптолітів, що дозволяє точно прив’язатирозріз до міжнародної граптолітової граптолітової шкали. Подільський розрізотримав статус парастратотипового пржидольського ярусу та межі силур – девон.
Співставленнярозрізів різних регіонів досі ще важке завдання, яке різні автори вирішуютьпо-різному. Варто згадати, що спершу дослідники виділили лландовері в повномуобсязі – виявилось, те що колись відносили до лудлова, тепер впевненокорелюється з нижнім девоном, а між лудловом та жедіном виявилась товща, якадорівнює ярусу відділу, який отримав назву пржидолію.
Дуже великіуспіхи у вивченні розрізів Прибалтики. Там також розроблена детальнарегіональна стратиграфічна схема. Але у відслоненнях верхня частина силурупредставлена дуже мілководними фаціями, а «над лудлов» відсутній. Для силурутут розроблена фаціальна модель, побудовані палеогеографічні карти та фаціальніпрофілі. Пізніше подібні дослідження були проведені в Латвії, Литві, Білорусіта на Україні. В Литві, Латвії, Білорусі в кернах свердловин поділ спирався назнахідки граптолітів.
Сибірськаплатформа. Тут силур поширений на заході платформи та в басейні р. Вілюй.Відслонюється долинами річок на півдні та північному заході платформи. Опорнийрозріз на р. Мойєро, де виділені всі регіональні горизонти. В силурі морськийбасейн скорочується й відступає в північно-західному напрямі, тому верхнійсилур відомий лише на крайньому північному заході платформи. Силурійськівідклади різноманітні за літологією та палеонтологічною характеристикою. Регресіязмінилась трансгресією з широким розповсюдженням карбонатних фацій таорганогенних рифів. Наприкінці силуру виникли велетенські солеродні басейни.Потужність досягає кількох сотень м, в западинах зростає. Наприклад, вмічиганській – 1300 м.
Девонську систему виокремили у1839 році Седжвік та Р. Мурчісон у Великій Британії, в графстві Девоншир. Девонподіляється на три відділи. За сучасними геохронологічними відомостями йогопочаток припадає на 410 а закінчення на 355 млн. років тому.
Поділсистеми на яруси такий: Нижній девон має в черепашкових фаціях має такий поділ– лохків, прагій, емс. Середній девон – ейфель, живет. Пізній девон – фран,Фамен.
Каледонськийорогенез наклав певний відбиток на фізико-географічні умови ранньої епохидевону, яка була яскравим прикладом геократичного етапу в геологічній історіїЗемлі. В середньому девоні занурення в геосинклінальних зонах викликали новезатоплення платформ, максимум яких прийшовся на франський вік. Для фаменухарактерне часткове підняття, регресія моря, а подекуди й гороутворюючі рухи,якими започаткувався новий тектогеничний цикл. Особливості відкладів цієїсистеми відбивають складний хід девонської історії.
1.Вперше тут широко розповсюджені континентальні відклади. Одна знайхарактерніших фація old-red-sandstone – дуже поширена в області каледонськоїскладчастості та на платформах північної півкулі. Це переважно німі, або зрештками риб, ракоскорпіонів й рослин – червоноколірні або строкаті пісковики,конгломерати, сланці – алювіального, пролювіального, озерного та пустельногогенезису. Вони розвинені на рівнинах, що примикають до каледонід та в їхміжгірських прогинах, де потужність досягає 6000 км. та далі на схід доСибіру.
2.Поширення лагунних відкладів – кам’яної солі, гіпсу, доломіту, хемогеннихвапняків.
3.Серед морських відкладів багато органогенних вапняків.
Органічнийсвіт. Зміна фізико-географічних умов викликали істотні зміни в складіорганічного світу. Занепали або зникли ряд груп організмів, що були поширені всилурі; разом з тим розквітли інші, які пристосувалися до змінених умов життя йнабули поширення, різноманітності, високої організації. Це перші вапняковігубки, 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 ракоскорпіонівStylonurus, Pterigotus тощо остракоди, філоподи, перші багатоніжки, кліщі,павукоподібні.
Середпелеципод з’явились перші Pinnidae, Aviculopectenidae, Mitilidae, Solenidaeтощо; гастроподи – Belerophon sp.; головоногі – Oncoceratidae: Ooceras,Elvanoceas, Ovoceras, Brevicoceras – ряд вимирає в кінці девону. Ортоцератідидожили до кінця палеозою й до тріасу. З’явились бактритоідеї; амоноідеї –агоніатіти; гоніатіти і клименії. Останні характерні виключно для рамену і малиширокий ареал.
Брахіоподидуже поширені. Важливі спіріферіди та атрипіди; строфоменіди; хонетіди;рінхонелліди; теребратулліди. Моховатки – Fenestellidae. Кріноідеї різні.
Вимираютькарпоідеї, цистоідеї. Відомі морські зірки, правильні їжаки. В ранньому девонівимирають останні Monograptus.
Хребетнірізноманітні: багато риб, з’являються перші примітивні амфібії. Середбезщелепних 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 такистепері, які були як і панцирні риби мешканцями солонувато водних басейнів йпрісних водойм. Дводишні мали пристосований для повітряного дихання плавальнийміхур, але вони не дали тієї радіації форм, що кистепері. Сліпа гілка. Кистеперімали прогресивну будову плавців, які були пов’язані з осьовим скелетом івідігравали роль кінцівок. Мабуть з них і пішли амфібії, які виникли в кінціпізнього девону. Знахідки у Гренландії черепів Ichthyostega, Ichtiostegopsis,Acantostega. У верхньому девоні Пенсільванії знайдено чотирипалий відбитокступні – проблематичної тварини Tinopus. Іхтіостегі ще мали певні реліктовіознаки риб: форма тулуба, черепа, луску, рудименти зябрових кришок, розміщенняносових отворів.
Середрослинного світу сине-зелені й багряні водорості, в лагунах – перші харові.Велетенські водоростеподібні Nematophyton, плаунові та членистостеблові. Одночаснозникають псилофітові, але з’являються насінні папороті – сперідосперми. Окреміродини близькі до кордаїтових, справжні папороті – Archaeopteris. Рослини буливже кілька м висоти, утворювали лісові масиви або чагарники, що займали широкіпростори. Місцями їх рештки утворювали поклади торфу і вугілля.
Найбільшзначущі для стратиграфії брахіоподи, гоніатіти, корали, форамініфери та споровікомплекси.
Східноєвропейськаплатформа. Морський поширений від Дністрового до м. Заліщиків на Дністрі таконтинентальний ранній девон – притоками Дністра; у Прибалтиці; між Волгою таУралом.
Морськийсередній та пізній девон. В середньому девоні в цоколі СЄП починаєтьсяформування трьох великих западин – Східноєвропейська, Московська,Дніпрово-Донецька, які заповнюються морськими трансгресивними відкладами зУрало-Тянь-Шанського геосинклінального басейну. В центральних частинах девонглибоко занурений, на периферії виходить на поверхню, або під четвертиннівідклади. Такі області називають девонськими полями: Воронезьке, Німанське,Головне; Виходи девону є на південному Донбасі. У середньому девоні моретрансгресувало з Тенісу на захід Волині, Поділля та Молдови. Майже до межіверхнього девону – нижнього карбону.
Вейфельському віці майже на всій платформі континентальний режим, але місцямипочинається накопичення морських осадочних товщ. В живецькому віціпродовжувався наступ моря на захід головного девонського поля. Кінець живету –регресія. У Прип’ятському прогині та ДДЗ – великі лагуни, в яких накопичуютьсятовщі кам’яної солі, що утворила пізніше діапірові нафтоносні й газоносніструктури. У франському віці відбулась нова найбільша в девоні трансгресія:майже вся платформа за винятком щитів занурюється під воду. Берегова лінія моряпростежується вздовж окраїн Балтійського щита відслоненнями. В ДДЗ у франськомувіці відбулись розколи та інтенсивний донний вулканізм. Уламки порід зефузивами у брекчії соляних куполів на поверхні. За фамену відбулось загальнепідняття, обміління, утворилися лагуни у Прип’ятському прогині, Московськійзападині та далі на схід від лінії Нар’ян-Мар – Ухта – Солікамськ – Казань –Нижній Новгород море збереглося до кінця періоду.
Породидевону СЄП різноманітні: D1 – морські аргіліти – суходільніозерно-річкові з флорою і комплексом нижньодевонських риб. Франські – морськіорганогенні вапняки і мергелі. Регресія в живету й фамену призвела до утвореннядо 1000 м лагунних соленосних товщ. У франський вік ефузиви й туфиутворили товщі від 10 до 2500 м й більше.
Сибірськаплатформа. Девон поширений на окраїнах Тунгуська западина, Хатанзька таВілюйська западини. Жаркий та сухий клімат, що панував сприяв накопиченнюлагунних 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 Хатанзькійзападині та північному заході Тунгуської западини.
Китайськаплатформа. Після арійської фази орогенезу на значній площі – суша, алерізко посилюються диференційні вертикальні рухи. На занурених ділянкахпіщано-глинисті моласи, які на півдні внаслідок короткочасних трансгресій зТенісу та Східно-Азійського басейну, чергуються з мілководними морськимиуламковими породами й вапняками. У середньому та пізньому девоні трансгресії зМонголо-Охотського басейну. Південно-Китайський щит об’єднаний з Катазією;протока між ними й Та римським щитом сполучала Китайські та Монголо-Охотськийбасейни. Товщі уламкових. Місцями карбонатних й вулканогенних порід мінливі,іноді до 3000 м потужності. У вапняках поширені корали та брахіоподи.
Канадськаплатформа наприкінці силуру інтенсивні висхідні рухи; D1 – суша,D2 – трансгресія з Арктичної та Апалацької геосинкліналей. D3 fr– море найбільших розмірів; D3 fm – поступове скорочення. Девонськеморе не досягало розмірів моря силуру. Величезні площі на сході й в центральнійчастині лишалося сушею й зазнавало денудації. Посилилась тектонічнадиференціація цоколя, виникли западини та підняття. Це наклало відбиток наособливості осадконагромадження як у девоні так й в наступні періоди.
Гондвана.Геологічнаісторія континенту в девоні дуже складна:
Бразильськаплатформа – початок раннього девону – суша, кінець раннього девону –трансгресія, що затопила не тільки западини, а й частини щитів. В середньомудевоні нові підняття. Пізній девон – від моря залишилося лише дві затоки вПівденній Патагонії та в Паранаїбській западині.
Африканськаплатформа – море займало майже ту х площу, що й у силурі; тільки наАравійській плиті в ранньому девоні зберігся морський режим на північному-сходіСаудівської Аравії. У північній Африці підпорядкованій депресіям у цоколіплатформи, потужність досягала 2500 м завдяки стійким низхідним рухам.Найбільш поширений та потужній верхній девон. За межами поширення морськогодевону на північ від о. Чад, у Судані та на Аравійському півострові –континентальні піщані товщі з рештками наземної флори.
Австралійськаплатформа – девонські відклади починаються з живету, який доведений узападинах Карнарвон, Бонапарта, Канінг. В останньому басейні – багата фауна йпотужність до 1000 м.
Морськийдевон Гондвани – уламкові породи з вапняками на півночі з альпійськимиформами, а на півдні – мальвінокапські.
ВАнтарктиді – девон входить до серії «бікон», що поширена на західній частиніплатформи, й складається з континентальних й в окремих про верстках – морськихпісковиків та аргілітів з рештками рослин, риб, австральних брахіоподи.
Післякембрійськіскладчасті системи: Каледонська Північно-Західної Європи – горбиста суша взападинах рельєфу – «олд-ред» формувався на фоні занурення, що компенсувалосьтемпами накопичення, потужність до 6000 м, западина Осло – пісковики.Південна межа континентального девону проходила Брістольською затокою, за якоюпочинається складчаста система Корнуолу.
У Шотландії, Північній Англії, Орклендських та Шетлендських о-вахз раннім девоном пов’язані потужності до 1100 м товщі основних порід.Олд-ред Великобританії містить багато риб й наземної флори.
ГерцинськаЦентральної та Західної Європи – девон тут переважно морський утворювався вскладних палеогеографічних та тектонічних умовах. На нижній межі – продовжувалиіснування невеликі морські водойми – затока Тетісу. Решта – суша. В ранньомудевоні відбулись блокові опускання цієї суші, в занурені ділянки інгресує море– жедін – Рейнські та Арденські гори; зіген – поширюється далеко на схід доГарцю, Східних Судет та Свентокшишських гір. Трансгресія супроводжуваласьрозколами та донним вулканізмом. Потужності осадочних товщ в Арденнах до 5000 м.Північний берег затоки видно в Північній Ірландії, на півночі Корнуолу й вПівнічній Бельгії, де в нижньому девоні – чергування морських та лагуннихпіщано-глинистих фацій з рештками панцирних риб, остракоди й велетенськихраків.
В середньому девоні море продовжує поширюватись на південьСаксоно-Тюрінгських гір й Богемського щита, на півдні Північно-германськоїзападини й через Прибалтику й Прип’ятський прогин сполучається з СЄП на сходідосягає УЩ й затоплює північ Поділля. Майже скрізь поширені глинисті сланці зптероподами 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 йкарбонатні фації з численною фауною.
Фамен– загальні підняття, море міліє, переважають уламкові відклади. Наприкінцідевону відбулися горотворні рухи, які найінтенсивніше виявилися в Бретоні. Фазаотримала назву Бретонської, цією фазою почався новий, другий у палеозої циклтектогенезу – герцинський. Крім півострову Бретань, ця фаза охопила Богемію, деутворилася складчаста система Барранда, а в ослабленій формі – й РейнськіСланцеві 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 частинахсинкліноріїв. 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 свідченнятого, що тут не відчувся вплив каледонських та бретонських рухів. Найкращірозрізи в Евенках та Піренеях, де девон карбонатний з гоніатітами,брахіоподами, трилобітами, коралами, які свідчать про наявність всіх ярусівсистеми.
УПівнічній Африці – відклади девону – вапняки – Марокканська месетта, ВисокийАтлас. Марокканські розрізи одні з найкращих.
Кавказ– Передовий хребет – на південному схилі та в осьовій частиніГоловного Кавказького хребта, де він складений морськими та вулканогеннимипородами – 5700 м.
НаМалому Кавказі – найповніший й в безперервному розрізі спостерігається в Нахічеванськійскладчастій зоні – вапняки, сланці, пісковики, алевроліти з верствами основнихефузивів. Ранній девон – умовний, решта добре охарактеризовані фауноюбезхребетних Європейського складу.
Памір–девон карбонатний з фауною.
Азія–в склепіннях хребтів, або в серединних масивах: Мала Азія, Іран, Афганістан,Гімалаї, Бірма, Західний Китай, Індонезія.
МалаАзія – Босфор та захід Понтид у Таврі – вапняки та уламкові породи збагатою фауною. Подекуди між відкладами силуру й девону – кутові неузгодження йсліди розмивів. Морський девон починається з середнього девону.
ВПівнічному Афганістані D складчастий залягає незгідно на метаморфізованійтовщі нижнього протерозою й представлений франськими брахіоподами та коралами.В південному Афганістані – відсутній.
ВГімалаях – – Штати Джамму й Кашмір та Читрал. Найкращий у світі розрізсилуру-девону-карбону без ознак перерв – пісковики, кварцити, темноколірнівапняки з багатою фауною. Фауна Бірми істотно відрізняється від фаунигімалайського девону, що свідчить про їх ізольованість.
ВІндонезії девонські відклади є найдавнішими з числа фауністично визначенихсистем – представлений сланцями з рештками нижньодевонських коралів йстроматопор.
Урало-Тяншанськасистема – на місці Уралу геосинклінальний морський басейн, поділяється насхідну й західну структурно-фаціальні зони:
Східнаевгеосинклінальна– вулканізм у нижньому девоні: основні ефузиви, туфогенні породи та осадочнікластичні.
УЗахідній зоні – відкрите море піщано-глинисті породи й вапняки. Потужність1000–2000 м. Подібні розрізи морського девону в Мугоджарах, Пайхої, наостровах Вайгач, Нова Земля.
Західносибірськігерциніди – інгресії моря – руйнування каледонських хребтів.
Тянь-Шанськазона – нижній та середній девон – Середній та Північний Тянь-Шань – горбистасуша, низхідні рухи, вулканізм; Південний Тянь-Шань – успадкований від силуруморський басейн, сполучений з Тенісом, розростався: живет – схід ПівнічногоТянь-Шаню; фамен – досягло південних хребтів Північного Тянь-Шаню. Наступу моряпередувало накопичення континентальних порід та ефу зівів.
Казахстанськазона – на межі силуру й девону – гірська суша крім Джунгаро-Балхашськоїобласті й Північного Прибалхашша. На схід між гірські западини, в яких – червоноколірнімоласи 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.
ВАлтає-Саянській зоні трансгресія в середньому девоні була значно більшаза пізньодевонську трансгресію. Відклади: ефузиви, туфі, вапняки,ліпарито-сланцеві, флішові…
ВТуві з Середнім девоном пов’язана потужна товща 300 м – кам’яноїсолі.
Західносибірськай Тургайська западини – верхній девон в свердловинах – на бортах тяжіютьдо Уралу та Казахстану. Захід Тургайського прогину за винятком морського рамену– червоноколірні конгломерати та вулканогенні породи.
Верхояно-Чукоцькасистема – всі яруси – найбільш розвинений фран. Девон згідний – морськийострівний басейн.
Східно-Азійськасистема – Пенжинський, Коряцький хребти – геосинклінальні – кремені,вулканогенні, карбонатні.
Монголо-Охоцька–Фауна раннього девону подібна до Казахстанської; у середньому та верхньомудевоні – ціла низка Північноамериканських форм. Частина Примор’я та ПівнічнаМонголія були нижче рівня моря, де зберігався геосинклінальний басейн, щовідокремлював Ангариду від Китайсько-Корейської суші.
Складчастісистеми Західної півкулі: Аппалачі – орогенні рухи в девоніпереміщувались з півночі на південь.
Східно-Гренландськасистема – суша – 7000 м – червоноколірна моласа та ефузивисереднього та верхнього девону в грабені.
Кордильєрськасистема – в ранньому девоні окремі затоки на заході; в середньому тапізньому девоні – занурення та інгресія моря – теригенні й вулканогенні.
УСкелястих горах – за середнього та пізнього девону – до 60 мплатформенного карбонатного.
КаньйонКолорадо – девон на верхньому кембрії…
Анди– початокраннього девону – суша; кінець раннього девону – трансгресія. Девонвстановлений в горах Болівії, Венесуели, Колумбії, Аргентини; найбільшапотужність а Болівії – 5000 м. Найкращі скам’янілості в девоні Колумбії ухребтах на південь від м. Богота – велетенські трилобіти.
Капськасистема – дві потужні серії по 750 м: Боквельд та Вітеберг.
Східно-Австралійськасистема – девон в Австралійських Кордильєрах та горах Тасманіє: в західнійзоні силур-девон – без перерви; ранній та середній девон – мілководно-морськийта вулканогенний; пізній девон утворився в прісній воді, або на суходолі йвулканогенно-осадочний. В центральній зоні – платформенний – до 259 м. Всхідній зоні – девон морський, потужність 2000–3000 м, а на заході НовоїАнглії, в складках Великого вододільного хребта до 12000 м.
Головніриси геологічної історії
Вдевоні горотворчі рухи слабші за силурійські. Протягом всього девону платформизазнавали диференційованих рухів. Поновлювались геосинклінальні умови. Девончітко поділяється на два етапи:
1 –ранній – теократичний – величезні материки були оперезані, або перегородженівисокими горами, які в умовах континентального клімату інтенсивно руйнувались.За рахунок їх розмиву в перед гірських та міжгірських западинах формувалисьпотужні товщі уламкових континентальних порід. В багатьох районах діяливулкани. Епіконтинентальних морів було обмаль. Переважали геосинклінальнібасейни, кількість яких зменшилась.
Упівнічній півкулі на континентах склалися пустельні, або напівпустельні умови.В пересихаючих лагунах й озерах відкладались пласти гіпсових та солемісткихпорід.
Вгірських районах південної Африки утворились льодовики.
2 –Одночасно починається новий етап опускань й поступове розширення геосинкліналейта епіконтинентальних морів: Корнуол, Рейнські гори, Арденни; Поширюються Андійськийгеосинклінальний басейн. Епіконтинентальні басейни на території Бразилії і впівнічних районах Африканської платформи. Поширюється Урало-Тянь-Шанськийгеосинклінальний басейн.
Всередньому девоні збільшується масштаб опускань і акваторії морів. Утворюютьсязападини на платформах СЄП: ДДЗ, Московська, Східно-Російська; на заходіКанадської платформи, півночі Африканської.
Аппалацькийгеосинклінальний басейн наступає на південь й південний схід Канадськоїплатформи. Геосинклінальне море – в западинах Алтає-Саянської й Казахської зонта на великих просторах заходу Сибірської платформи. У герцинській Європі –море у Рейнсько-Германській зоні й через Південну Польщу проникає в західнеПоділля та на окраїни УЩ.
Центральначастина Північноатлантичного континенту – суша протягом всього девону з різкоконтинентальними умовами. Такі самі умови на всій Сибірській платформі йприлеглих пасмах ранніх каледонід; на Австралійській платформі.
Ерогеннірухи слабші за ордовицьку та силурійські, але на межі середнього й верхньогодевону й головне наприкінці девону в багатьох місцях відбулися горотворні рухи.Майже всі вони зафіксовані в зонах майбутніх герциніди й розглядаються як першагерцинського циклу тектогенезу. Споруди виявились не стійкими, були зруйновані.Яскраві прояви: Армориканська й Аппалацька геосинкліналь; у геосинкліналяхКитаю, Монголії, Алтає-Саянської області, Австралії, Рейнсько-Судецької зонитощо).
Клімат– вранньому девоні сухий, в середньому – помірний, в пізньому девоні – м’який.
Кориснікопалини – Нафта й газ – Волго-Уральська обл., Прип’ятська та ДДЗ,Тіман, Мінусинська западина.
Кам’янасіль – ДДЗ, Білорусь, Нордвікський район Сибіру.
Горючісланці – Західний Сибір, Кузнецька западина.
Боксити–Салаїрський кряж, Урал – Суброве.
Залізніруди – Урал, Алтай, басейн р. Колими.
Міднийколчедан – Східний Урал, Північний Кавказ.
Марганцевіруди – Східний Урал, Казахстан.
Золото–Урал, Якутія.
Фосфорити–Кузбас.
Алмази– ЗахіднийУрал, Тунгуська синекліза.
Вугілля–Ведмежій, Тіману, Північний-схід Кузбасу.
Калійнісолі – Саскачеван, Старо-Більське родовище.Кам’яновугільнийперіод.
За данимиізотопної геохронології кам’яновугільний період почався 345, закінчився 280,тривав 65 млн. р. тому. Назва походить від широкого розповсюдження середвідкладів системі кам’яного вугілля. Система встановлена в 1822 році Д. Коніберомта В.Філліпсом в Англії. МСГН та МСК працюють над вдосконаленням поділусистеми: який відмінний в країнах СНГ, Західній Європі та США. Нижній карбонскладають – турне, візе, серпухів; середній – башкир, московський; верхній –касимов, гжель. Карбон Західної Європи має поділ на дві частини – нижню таверхню. Інший варіант США – дві системи міссісіпська та пенсільванська, алемежа на іншому рівні ніж в Європі.
До 1975 р. вСРСР нижній карбон поділявся, як у Західній Європі, тоді нижня частина нам юрабула виділена в серпухівський ярус, а верхня приєднана до башкиру.
Загальнахарактеристика періоду. В карбоні продовжували існуватиПівнічноатлантична, Сибірська, Китайська платформи та суперплатформа Гондвана.Між ними існували Аппалацька, Середземноморська, Тихоокеанська,Урало-Монгольська геосинкліналі та геосинклінальні пояси.
В ранньомукарбоні переважало морське осадконагромадження, пов’язане з широкою морськоютрансгресією. Море займало геосинкліналі, а також заходило на захід, південнийзахід та схід Північноатлантичної платформи; на північний захід та північнийсхід Сибірської платформи частково на Китайську платформу. Гондвана являласобою суходіл. Море заходило лише на її окраїни.
Органічний світта керівні комплекси організмів. Карбон характеризується активним розвиткоморганічного світу в морі та на суші. Континенти покриваються лісами, що стаютьмісцем життя різноманітних членистоногих. Вологі ліси й болота заселяютьрізноманітні земноводні – стегоцефали. Через те. Що в карбоні було багато болітта за древніми земноводними цей період іноді називають земноводним.
До початкукарбону зникли граптоліти, трилобіти зустрічаються рідко, вимерли гігантськіраки та псилофіти. Археоптерисова флора девону змінилася комплексомдеревоподібних рослин, який отримав назву «атракофіт». Цей комплекс існував досередини пермі – судинні спорові рослини, а також перші голонасінні, доособливої групи яких належать кордаїти. Потужна «коренева система» карбоновихрослин, велика кількість «листя» спрощували засвоєння ними поживних речовин йсприяли їх бурхливому розквіту. Рослинна маса, що утворилась при цьому,захоронювалась й виникали найбільші в історії Землі накопичення вугілля.
В морях карбонурозповсюдились форамініфери, які іноді мали породоутворююче значення. Чисельнозбільшились брахіоподи, але їх різноманітність упала. Типовими для карбону булиProductidacae, Spireferidacae. Відзначаєтьсямасова поява чотирипроменевих коралів, які разом з моховатками й водоростями створювалирифи. Багато чисельними були конодонти й морські їжаки. Морські лілеїутворювали на дні зарості. Розквітли гоніатіти, бівальвії, черевоногі.Бівальвії заселяли не тільки моря, але й прісні басейни. Сприятливі умовиклімату, пишна рослинність визначили велику кількість наземних членистоногих:павуків, скорпіонів, тарганів, бабок. В морях карбону існували багато численніриби. Різноманітні стегоцефали населяли береги озер, зарослі лісів.
В кінці карбонустегоцефали дали початок першим рептиліям. Прогресивними ароморфічними ознакамирептилій є роговий покрив, що запобігав втраті вологи; розмноження яйцями, яківідкладались на суходолі. Це дозволило плазунам мігрувати вглиб континентів.
Для стратиграфіїморських відкладів карбону найбільш важливі гоніатіти, форамініфери, брахіоподий конодонти; корали й бівальвії. Визначення віку континентальних відкладівбазується на вивченні рештків рослин. Комплексів спор й пелеципод. Деяківажливі 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.
Вимираютьголовоногі з прямою черепашкою, залишились тільки пласко-спіральні, яківідокремились 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. Морськібівальвії – Pseudomonotis, Pernopecten, Aviculopecten, Posidonia та прісноводні –Anthracosia, Anthraconauta, Carbonicola, Anthracomya. Черевоногі – Omphalotrochus, Dawsonella, наземнігастроподи Physidae, Siphonariidae; моховатки – Fenestella, Polypora; кріноідеї – Woodocrinus, Poteriocrinus; правильніморські їжаки – Archaeocidaris. Залишки водоростей Pila, Reinschia – складаютьосновну масу богхедів. Перші гриби, дрібні трав’яні мохоподібні рослини. Вищіпсилогенові рослини: плавуни, членистостеблові та папороті. Лепідоліти досягали40 м висоти, утворювали могутні дихотомічно розгалужені крони; великікореневища – стигмарії; стовбури були полі, зовні покриті рубцями від опаданняспорангій та філоїдів: Lepidodendron, Sigilaria, Bothrodendron;членистостеблові – клинолисти: Sphaenophyllum, каламіти: Annularia, Calamites.
Папоротіпримітивні й справжні папороті.
Голонасінні. Умовніроди за окремими рештками листів – вайів.
Найбільш високоїорганізації досягли кордаїтові, висотою до 30 м, з широким цільним листям.
Розподіл флори уранньому карбоні був рівномірним, а в середньому та пізньому карбоні було трифітогеографічних зони: 1-тропічна, яка включала США, Південну та СереднюЄвропу, Китай. Індонезію; 2-північна, або тунгуська, що охоплювала ПівнічнуЄвропу й Азію; 3 – Південна, або Гондванська, яка займала південні материки.Історія сучаснихконтинентів у карбоні
Східноєвропейськаплатформа. Карбон поширений майже всюди крім щитів, Білоруської антеклізита Прибалтики. Широка смуга від Білого моря до Середньо руського підняття, наТимані та в ДДЗ. Карбонова історія СЄП зводиться до серії тривалих опускань івідносно короткочасних піднять – відповідно – поширень й скорочень басейнів,які її вкривали. Турне 70–80 м – вапняки з про верстками мергелів, глин ідоломітів. 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 паралічногопоходження. В британських каледонідах вугленосна товща у верхній частинінагромаджувалось частково в лімнічних умовах.
Сибірськаплатформа – переважали континентальні умови на більшій частині C1 — море лише напівденно-західній та північно-східній окраїнах платформи. Вапняки й сланці смугоювід Курейки до Норильську, в Лено-Вілюйській западині, в Норвик-Хатанзькомурайоні й на Схилі Анабарського щита. Наприкінці раннього карбону – морськібасейни зникли. Потім аж до тріасу тривав новий етап розвитку платформи,основним змістом якого було утворення величезних Тунгуської та Вілюйськоїзападин та нагромадження в них потужних товщ континентальних пісковиків,алевролітів й глинистих сланців з лінзами та пластами вугілля, решткамипелеципод, остракоди та глосоптерисової флори. Комплекс цих порід об’єднанийпід назвою тунгуська серія.
Китайськаплатформа. C1 – море залишилось в південній частині, карбонатніосадки. C2 – трансгресія на північ платформи. При наступіморя на цю територію в результаті перемиву кори вивітрювання, яка утворилась напротязі C1, виникли поклади бокситів й залізних руд. Вищележить паралічна вугленосна формація – в сотні м.
Територія Катазії в C1 – область зносу.C2 – C3 – утворилиськарбонатні товщі з проверстками континентальних піщано-глинистих й вугленоснихвідкладів. Потужність в декілька сотень м.
Гондвана в карбоні як і вдевоні більша частина зберігала підняте положення. Лише за раннього карбонукрайові частини суперконтиненту опускались. Море існувало на півночіафриканської частини Гондвани, куди воно потрапило з Середземноморського поясугеосинкліналей. Породи: піски, глини, карбонати, місцями рифи.
Море було такожна заході австралійської частини Гондвани, де утворились карбонатні відклади,на південному сході – теригенні осадки. Континентальні й лагунні породираннього карбону у Гондвані обмежені: на півночі Африки – периферією морськогобасейну – піщано-глинисті з рештками рослин. На сході Бразилії – теригеннатовща з прошарками вугілля. За середнього карбону море проникало на південнийсхід Бразилії та в басейн Амазонки.
Середній карбонпівночі африканської частини Гондвани – регресія, вугленосна товща. Пізнійкарбон – знаменний широким зледенінням Гондвани. Тіліти відомі в Африці, наМадагаскарі, Індостані, в Австралії, Південній Америці та Антарктиді, де вонивходять до складу гондванської серії континентальних відкладів. Тіліти –несортировані в різному ступені обкатані гальки й валуни докембрійських поріддо 2 м, які вкриті льодовиковою штриховою й зцементовані піщано-глинистимматеріалом. 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 розповсюдженнятілітів – безсумнівний доказ існування зледеніння в пізньому карбоні Гондвани.Теплий клімат, судячи зі знахідок червоноколірних відкладів, існував лише напівночі Африки. Єдність континенту Гондвана крім кліматичних умовпідтверджується також загальним комплексом пізньопалеозойської флори й рештокрептилій.Геосинкліналі та геосинклінальні пояси.
Урало-монгольськийгеосинклінальний пояс – Уральська, Тянь-шанська, Джунгаро-Балхашська,Зайсанська, Монгольська геосинкліналі – які були відокремлені одна від одноїобластями каледонської й більш древніх складчастостей. Геологічна історія цихгеосинкліналей починаючи з середнього карбону різна через різний прояв в нихперших фаз герцинського горотворення.
Уральськагеосинкліналь – загальна картина дуже складна, але у зведеному вигляді розрізитрьох зон Уралу такі: західна – нижній карбон органогенні вапняки,середній-верхній – доломіти та доломітизовані вапняки 500–1300 м, нижняперм – моласи. Рекомендується як типовий для морського карбону. Морський басейнпростягався й далі на захід в СЄП. На півночі західної зони в візе – вугленоснатовща з про верстками вапняків, що стверджує приморське положення заболоченоїрівнини. Типовий міогеосинклінальний розріз, червоноколірні й вулканогеннітовщі у верхньому карбоні. Мілке море існувало у середній осьовій частиніскладчастої системи в середньому карбоні. Утворювалась типова морська моласа, місцямивугленосна.
В кузнецькомубасейні розріз карбону повний; добре охарактеризований. Детально вивчений, єопорним для Середнього Сибіру й прилеглих районів. Турне-візе – морськікарбонатні й теригенні – 1000 м. Вище – вугленосна формація з серпухова ахдо 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 зморською фауною. Формація має до 300 пластів вугілля потужністю до 370 м.
Казахстанськікаледоніди – в ранньому карбоні – трансгресія, що почалась в верхньомудевоні, накопичувались малопотужні карбонатно-кременисті товщі, які у другійполовині раннього карбону змінилися теригенними відкладами, місцямивугленосними. Вугленакопичення було потужним на півночі казахських каледонід, атакож на границі каледонід та герцинід. В середньому та пізньому карбоніуособились Тенгізька та Джезказганська западини, в яких накопичувалиськонтинентальні червоноколірні теригенні осадки. На сході, в Чингіз-Тау – впливсуміжних геосинкліналей – пожвавішала вулканічна діяльність.
Аппалацькагеосинкліналь – найбільш інтенсивна акадська фаза, карбонова історіяпівночі й півдня геосинкліналі різні. На півночі – міжгірні западини й потужні моласи,в значному ступені вугленосні. Накопичення потужних піщано-глинистих товщ впівденній частині геосинкліналі в кінці міссісіпського часу було перерваногерцинської складчастістю. У пограничній зоні платформної області розвинувсякрайовий прогин заповнений вугленосною моласою.
Середземноморськийгеосинклінальний пояс – розрізи карбону Західноєвропейських герцинідиеталонні щодо вироблення стратиграфічної схеми карбонової системи. Дінант– геосинкліналь – типові глинисті сланці з прошарками пісковиків, кременистихсланців, місцями ефузивів місцева назва «кульм». В місцях, що тяжіють доПівнічноатлантичної платформи – вапняки з численною фауною коралів табрахіоподи, на яких засновано поділ дінанту на турне й візе. Після судецькоїфази складчастості, що супроводжувалась інтрузіями, на південній окраїнігеосинклінального поясу виникла гірська область. Осадконагромадженняперемістилось 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 їїприпинилося в стефанський час, коли в результаті астурійської фазискладчастості ця область була захоплена підняттями.
Донбас. Розрізпочинається з середнього та верхнього девону – конгломерати й гравеліти,пісковики з рештками флори й риб. У вапняках – морська фауна. Відклади донижнього девону проблематичні. В основі розрізу 10–20 км древніх ефузивівпочатку 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 промисловезначення. Донецький басейн являв собою величезну заболочену лагунну область.Відклади накопичувались за активного прогинання, що компенсувалосьосадконагромадження за геосинклінального режиму на фоні коливальних рухів, щообумовило ритмічну будову й складну палеогеографію. Клімат вологий тропічний.
В нижній частиніпермі залягають червоноколірні пісковики й аргіліти з сірими прошарками, якінесуть мідне зруденіння. Вище – соленосні товщі, що складаються більше ніж наполовину з пластів солі та ангідритів, які чергуються з аргілітами таалевролітами. Відклади ранньої пермі Донбасу – чудовий приклад аріднихформацій. Умови: сухий, жаркий клімат у засоленому басейні. Іноді зв’язок зморем поновлювався – пласти вапняків з фауною. Структурне неузгодження на межінижньої та верхньої пермі свідчить про прояв герцинської складчастості, щозібрала в складки всі палеозойські відклади, супроводжувалась магматизмом йметаморфізмом. Герциніди Донбасу й прилеглих районів, де вони перекриті чохломмезо-кайнозойських відкладів, наростили з півдня Ангариду.
Тихоокеанськийгеосинклінальний пояс. Західна геосинклінальна область – три типирозрізів: 1-евгеосинклінальний. Потужність карбону 3–4 км. 3-розповсюдженийв межах серединних масивів, складений малопотужною карбонатно-теригенною йандезит-базальтовою формаціями.
Східнагеосинклінальна область – евгеосинклінальна зона тільки на півночі –вузька смуга вздовж океану від Аляски до Мексики – карбон в кременистих йглинистих фаціях, вапняки, лави й туфи андезитового складу.
Вміогеосинклінальній зоні прояв бретонської фази складчастості – відкладиміссісіпію всюди залягають неузгоджено на більш древніх утвореннях. ВКордильєрах Північної Америки вони представлені морськими теригенними осадками,а по границі з платформою – карбонатними породами. Через інтенсивний проявсудецької фази складчастості відклади пенсільванію розповсюджено обмежено, вонизалягають неузгоджено на підстелюючих породах й представлені конгломератами йгрубозернистими пісковиками.
В південноамериканськійчастині геосинклінальної області бретонська фаза складчастості супроводжуваласьгранітними інтрузіями, вона призвела до підняття Центральних Анд, що триваловесь ранній карбон, і до гірського зледеніння. В міжгірських депресіяхвідкладалася строката моласа з прошарками вугілля, лав й кислих туфів, місцями– заміщується пісками, глинами, вапняками – морські. В пенсільванії утворилисьвапняки з про верстками глин, які заміщувалися по границі з платформоюконтинентальними червоноколірними породами.
Клімат йпалеогеографія
На початкураннього карбону більша частина планети мала вологий клімат, що залишався ще зпізнього девону. Ознаки зледеніння в Центральних Андах не міняють загальноїкартини. Зледеніння було гірським і відбувалось в зоні помірного вологогоклімату, судячи зі знахідок в сусідніх районах одновікових вугленоснихвідкладів.
Середній тапізній карбон в зв’язку з горотворними процесами й регресією відбулась значнадиференціація клімату. У відповідності з реконструкціями Н.М. Страхова нацей час існувало 5 кліматичних зон. Північна помірно-вологаокреслювалась за вугленосними відкладами Караганди, Кузбасу, Екібістузу таТунгуського басейнів. Південніше виділяється арідна зона. Її положеннявизначають гіпсоносні відклади, відомі в центральних й західних районах США;про верстки доломітів в середньому та верхньому карбоні Європейської частиниСНГ, гіпсу й червоноколірних порід в Західному Казахстані, ангідриту в Тянь-Шані,гіпсу в Західному Китаї. Зона вологого тропічного клімату впевнено встановленаза вугленосними відкладами сходу США, західної та Південної Європи, Донбасу. Вцій же зоні відомі поклади бокситу. Південна арідна зона пов’язується звиходами червоноколірних відкладів на півночі Сахари й в Бразилії. Нарешті,зона помірного холодного клімату визначається розповсюдженням тілітів вГондвані.
Відповідно ційсхемі екватор в середньому та верхньому карбоні проходив черезПанамський перешийок, центральну частину Західної Європи, устя Дунаю тапівденне узбережжя Каспію. Південний полюс – в Атлантичному океані – напівденний захід від південної Африки. М.М Страхов вважав зледеніння верхньогокарбону Індії та Австралії гірським, що знаходилось в екваторіальній зоні.Інший варіант пале кліматичної зональності побудований з урахуванням палеомагнітнихданих. Уявлення про клімат карбону обгрунтовано викопною фауною. В середньомукарбоні простежено три палеофлористичні області – для зони тропічного кліматутипова пишна і різноманітна деревинна рослинність – Вестфальська область.Розташування Тунгуської області визначається кордаїтовою тайгою – є сезоннікільця. Область помірного холодного клімату займала більшу частину Гондвани –малорослі папороті, що нагадували рослинність тундри.
Палеогеографічнерайонування моря не було таким чітким: Середземноморська й Кореальна провінції.Бореальна тісно пов’язана з Північноамериканською. В форельній області зниклифузулініди та колоніальні корали, з’явились нові родини брахіоподи.
Корисні копалини
Головне – широкевугленакопичення – 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 половинизапасів нафти Волго-Уральської провінції пов’язані з карбоном;Оренбурзький газ.
Боксити: Тихвінське таПівнічно-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.
Пермськийперіод
Загальнахарактеристика. Початок – 280, закінчення –235 млн. років тому, тривалість 45 млн. р. Це єдина з геологічнихсистем, яка виділена на території СНГ. Відклади пермі широко розповсюджені вЄвропейській Росії, під різними назвами відомі ще «рудознавцям», тому що з нимипов’язані поклади мірі, солей й соляні джерела. Ще в 1831 р. професорГірничого кадетського корпусу Д.І. Соколов довів синхронність цих відкладівчервоному пісковику Германії, а в 1839 році виділив їх в якості самостійноїсистеми, але не дав їй назви. В 1841 р. російський геолог Г.П. Гельмерсенпоказав пермські відклади на геологічній карті Європейської частини Росії,використав назву «пермський пісковик».
Системабула виділена в 1841 році англійським геологом Родеріком Мурчісоном, який і давїй назву «пермська система». В СНГ пермська система поділяється на два відділий сім ярусів. Їх стратотипи знаходяться в Передураллі та Європейській частиніРосії. Але через значні відміни в складі пермських фауни і флори в різнихрайонах світу, що викликане ізольованістю морських басейнів й контрастністюкліматичних умов, встановлення цих ярусів забруднене. Тому в Західній Європі,та Північній Америці прийняті інші схеми поділу пермської системи. По цій жепричині 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
Пермськийперіод був часом, коли завершувався герцинський тектогенез. Серед порід, щоформувались в цей час значна роль належала лагунним і континентальнимвідкладам. Серед лагунних порід поширені кам’яна та калійна солі, гіпси,доломіти, ангідрити, хемогенні та оолітові вапняки, які звичайно чергуються зтонко відмученими глинами та алевритами. Серед відкладів континентального походженнявиділяються піщано-глинисті строкаті та лімнічні вугленосні породи. З морськихвідкладів пермі розвинені конгломерати, пісковики, різноманітні, органогеннівапняки, сланці, піщано-глинистий фліш.
Вулканогенніпороди у складі як морських так і континентальних формацій поширені в ЗахіднійЄвропі, Азії, на Уралі, займають величезні площі на Сибірській платформі.
Органічнийсвіт та його особливості.
В морях булипоширені форамініфери; замкові брахіоподи, гоніатіти, які досягли розквіту вранній пермі, в пізній пермі змінились цератітами. Було багато пелеципод,гастропод, остракоди та конодонтів; а також риб, що опанували морські,прісноводні й солонуватоводні басейни.
Стегоцефалипродовжували розквіт в ранній пермі, в пізній пермі згасли, поступившись місцемплазунам. Численні рештки цих тварин відомі в відкладах верхньої перміПівденної Африки, Північної Америки. На території Росії вони вперше знайдені вбасейні Північної Двіни в 1895 р. В.П. Амалицьким, де знайденіхижаки, наприклад Inostrantsevia, так й великі незграбні травоїдні парейзаври. Вкінці пермі вимерли фузулініди, чотирипроменеві корали, табулят, більшістьбрахіоподи, гоніатіти, ортоцератіти, древні представники голкошкірих, останнітрилобіти, багато древніх риб й ряд хребетних.
Наземнафлора пермі – це збіднена флора карбону, але вона відрізняється присутністюхвойних. В другій половині пермі склад флори починає мінятися. Ці зміни булиособливо різкими в зоні тропічного клімату, де з пізньої пермі почався мезофіт– ера розквіту голонасінних рослин, представлених хвойними, цикадовими йгінкговими. За межами тропічної зони мезофіт почався з тріасу.Стратиграфічно-важливігрупи
Фузуліни:Pseudofusulina, Schwagerina, Neoschwagerina, Sumatrina тощо.
Кнідарії значно біднішіза карбонові. З табулят знайдені: Tetraporinus, Michelinia, Pseudofavosites – майже всівимирають під кінець пермі. Верхньопермські табулят здебільшого дрібні форми,які переходять до паразитарного способу життя. Закінчують існування ругози – Caninia, Timania, Ufimia, Lonsdaleia.
Трилобіти при ще дужешироких ареалах представлені незначною кількістю родів: Phillipsia, Paraphillipsia, Griffithides, Neoproetus – які зникають вкінці пермі. Відомі інші членистоногі, серед яких остракоди та комахи.
Середмолюсків найбільше значення мають головоногі: Liroceras, Domatoceras, Parapinacoceras, Scyphoceras. Вимираютьбактриди. Дуже розвинені амоноідеї – агоніатіти: Sundaites, Aktubinskia, Medlicottia. Спочатку дужепоширені, але в кінці пермі повністю вимирають гоніатіти – Thalassoceras, Timorites, Cyclolobus, Paragastrioceras. З’являютьсяцератітіди – Otoceras, Xenodiscus. Серед бівальвії багато солонувато водних тапрісноводних.
Брахіоподи характерні – Richthofenia, Lyttonia, Terebratula, Choristites, Strophalosia, переважнабільшість їх наприкінці пермі зникає.
Хребетні–вимирають акантоди, зменшується кількість акул, з’являються акули з спіральноюверхньою щелепою – Helicoprion. Серед кистеперих з’явилися родини целокантид. Прогресуютькісткові промінепері як в морських так й у прісних водах.
Наземніхребетні через посуху зазнали значних змін у складі: з амфібій далі панувалистегоцефали, серед яких з’явились форми, що пристосувались до життя в сухихлісових та степових умовах. Плазуни досягли великої різноманітності, їхрозмноження і розвиток не залежали від наявності водойм.
Відомідва головних центри проживання і розвитку хребетних. Це південні йпівденно-західні штати США, де рештки поховані в континентальних відкладахнижньої пермі; та Південна Африка, де фауна пізньої пермі. В Американськійпровінції з амфібій характерні – Eriops, Cacops, батрахозаври, або жабо ящери, – Seymouria, Diplocaulus. Серед рептилійвелику групу тут становили примітивні плазуни – котилозаври. Це справжніназемні тварини розмірів від ящірки до бегемота. Характерні їх представники –рослиноїдних Diadectes та молюскоїдні Labidosaurus, Romeria. Другу групурептилій становили звіроподібні, переважно хижаки – пелікозаври, з кістковимивиростами на хребцях, що утворювали високі захисні гребні. Розмір їх досягав3,0 м – Sphenacodon, Dimertodon, Edaphosaurus.
В Африцірештки хребетних знайдено на півдні Капської провінції та Наталю, а також урайоні о. Ньяса в породах гондванської серії, зокрема в пермсько-тріасовійсвіті Бофорт. Відклади містять величезну кількість родів й видів хребетних,причому їх комплекси вгору за розрізом змінюють один одного. Фауна пермськиххребетних тут істотно відрізняється від північноамериканської й має рядспільних рис з пермською фауною східної частини СЄП й Шотландії. Переважають рептилії.Порівняно нечисленні амфібії належать до стегоцефалів аболабіринтодонтів. Серед плазунів різні за способом життя та виглядом тероморфи тарослиноїдні котилозаври. Це великі незграбні рослиноїдні тварини, що досягали2,7 м довжини, 1,2 м висоти, їх шкіра на спині й на боках вкритапанциром.
НаСЄП рештки пермських хребетних знайдено в континентальних відкладах верхньоїпермі Волго-Окського, Печоро-Двінського басейнів та Приураллі. Комплекс фауниподібний до південноафриканського. Разом з ними знайдено рештки глосоптерисовоїфлори й прісноводних молюсків антракозій, також характерних для Гондвани. Тутзнайдено лабіринтодонті амфібії, котилозаври, звіроподібні тероморфи.
Впермі відбулась також зміна в складі рослинного покриву. В центральній –тропічній провінції в ранній пермі, ще існували лепідолітові, хвощові, багатопапоротевих, серед яких справжні папороті. У складі примітивних голонасіннихчимало насінних папоротей, глосоптеридних та кордаїтових. В кінці ранньої перміз'явились перші хвойні, саговникові й гінкгові. У пізній пермі головне місце вкомплексі рослин належить хвойним та цикадовим. У гондванській та тунгуськійпровінціях, де в карбоні плаунові займали незначне місце, зміни в складі флорив пізній пермі менш чіткі.
Наприкінціпермі 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 гігантськіплавунові, давні папоротеподібні, каламітові, клинолисті, багато насіннихпапоротей, глосоптеридних та кордаїтів.
Загальнапалеотектонічна схема на початок пермі:
Платформи: Ангарида складаласьз СЄП, Західної Європи, Північна Америка – західна Ангарида; Таймир, Сибірськаплатформа, Китайська платформа – східна Ангарида; Гондвана: Бразильська,Індійська, Австралійська, Антарктична.
Складчастісистеми: Західноєвропейська каледонсько-герцинська система;Урало-Тяншанська; Верхояно-Чукоцька; Східно-Азійська; Монголо-Охотська;Альпійсько-Гімалайська; Кордильєрська та Східно-Австралійська системи.Палеогеографічніумови й особливості осадконакопичення на платформах
ВАнгариді – Східна Європа – класична область розвитку пермі – західнийсхил Уралу, Передуралля та східна частина Російської плити: докунгурськівідклади в західних районах складені вапняками, мергелями, доломітами зчисленними форамініферами – це осадки теплого мілководного моря. На схід вздовжзахідної 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 відкількох до 600–1000 м. Довжина – 2–3 км. Поховані рифові масиви частоє пастками нафти. На схід від смуги рифових вапняків – глинисті вапняки зфорамініферами потужністю кілька м. Ще далі на схід з’являються спочаткуалеврито-глинисті, піщано-глинисті і, нарешті, на самому сході Передуралля й назахідному схилі Уралу – грубоуламкові відклади. Зі складу гальок зрозуміло, щоруйнувався Урал, який був значної висоти, мав льодовиковий покрив…
Присутністьфорамініфер та гоніатитів в цементі галечника свідчить про те, що продуктируйнування потрапляли в прибережну частину морського басейну. Який тягнувся відПередуралля вздовж східної частини СЄП.
Вранній пермі Герцинська складчастість захопила вже західну частину Уральськоїгеосинкліналі, де виникла молода гірська споруда. Західніше, в Передуралля тана сході Російської плити, розташувалось успадковане від карбону тепле моренормальної солоності, з рифами, відмілинами й глибоководними западинами.Потужність докунгурських відкладів від кількох м до кількох сотень м – насході.
Кунгурськийярус на східному краю Руської плити складений доломітами, з прошаркамиангідритів, гіпсів та глин. В Передураллі кунгур представлений соляною товщеюдо 1200–1600 м. На півночі Середнього Уралу крім галіту є калійні солі. Ана самій півночі Уралу, в Печорському районі кунгур – паралічний вугленосний.
Пізньопермськівідклади в Передуралля – червоноколірні та строкаті пісковики, алевроліти,глини континентального походження рідко з рештками фауни й флори. В західнійчастині розріз більш складний. На червоноколірних породах уфимського ярусузалягають карбонатно-глинисті відклади казанського ярусу з рештками численної,але одноманітної морської фауни. Що є покажчиком ненормальної солоності моря. Всхідному напрямі брахіоподові черепашники заміщуються пелециподовими, а потімконтинентальними осадками, а на південному заході – – соленосними відкладами.
Д.В. Наливкинпорівнює казанське море з сучасним Каспієм. Казанське море сполучалось напівночі з океаном й розпріснялось ріками з Уралу, було оточено пустельнимсуходолом. У моря була гірко-солона затока. Коли море зникло, територія СхідноїЄвропи перетворилася на величезну пустелю. У верхньопермських річковихвідкладах в басейні Північної Двіни знайдено унікальні повні кістяки та окремікості травоїдних парейзаврів та хижих іностранцевій.
ВДонбасі в ранній пермі також існував відмираючий геосинклінальний басейн: картамиська– алевроліти, аргіліти, пісковики, вапняки, прояви мідних мінералів; микитівськасвіта – гіпси, доломіти, вапняки, алевроліти, аргіліти з брахіоподами,амоноїдеями, бівальвіями та форамініферами; Слов’янська світа;краматорська світа. Всі світи беруть участь у будові Донецької складчастоїструктури.
Сибірськаплатформа, як й у карбоні, тут панував континентальний режим. ЛишеХатанзька западина та Верхоянський передгірний прогин зазнавали трансгресійморя, яке наступало з Верхоянської геосинкліналі. Головною подією в пермі булоподальше занурення Тунгуської западини і накопичення в нійконтинентальних порід. У пізній пермі цей процес викликав розколи цоколю табагаторазові виверження основних лав – трапів. Відклади пермі утворюютьтунгуську серію, в нижній частині якої пісковики, глини, алевроліти та численніпласти кам’яного вугілля; в верхній частині багато пластових трапів, туфів татуфітів, які перешаровуються, а потім заміщують осадочні породи. Траповийвулканізм охопив не тільки тунгуську западину, а й суміжні частини платформи.
У Хатанзькійзападині пермська морська лише знизу – переверстування морських мілководнихі континентальних, де-не-де вуглевмісних порід, а у верхніх верствах – континентальнимивугленосними відкладами, туфами і туфітами.
У Верхоянськомупрогині перм виключно морська карбонатно-уламкового складу.
Китайськаплатформа – Північна частина піднялась вище базису ерозії. Пермськіконтинентальні відклади відкладались лише в западинах в Ордоському таШандунському щитах, в горах Наньшань, хр. Ціньлінь та інших, у пролювіальних,річкових та озерно-болотних фаціях. Місцями з пластами вугілля, рештками флориі солонувато водних безхребетних. Найбільше поширена верхня перм.
Південначастина розширились морські басейни, що залишились від пізнього карбону,утворився єдиний, найбільший в палеозої басейн. Який мав багато островів тазаток, але судячи з фауни, добре сполучався з Східно-Азійським та Тетісом. Перм200-800 м – вапняки, пісковики, сланці підводні ефузиви. На сушізалізорудні породи, боксити, вугленосні породи.
Канадськаплатформа: рання перм – морська лише на захід від р. Міссісіпі, девідкладались органогенні вапняки, карбонатні глини, доломіти, а потім – товщіглин 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, збільшуючисьна південь. У південно-західній частині платформи перм виходить на деннуповерхню, або перекрита четвертинними відкладами, а до Мексиканської затокизанурюється на глибину, ховаючись під відкладами мезокайнозою. Тут за данимибуріння, перм містить потужні поклади солі, що утворює численні куполи, з якимипов’язана нафта.
Германськазападина – нижня перм – структурно незгідна породам нижнього карбону, щовикликано судетською фазою складчастості, складена континентальними, переважночервоноколірними конгломератами, пісковиками, алевролітами, глинами з проверстками 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 мкраями й до 1200 м в її центральній частині. Це орогенна формація.
Вищенове структурне неузгодження, що викликане заальскою фазою орогенезу.Конгломерати та вище – малопотужна, але слідкується на значній площі, – пачкабітумінозних аргілітів зі скупченням сульфідів міді, срібла, цинку та іншихметалів мідисті сланці. Відсутність бентосу. Характер похованнязустрінутих тут рештків риб, збагачення органічними рештками свідчать провідновлювальний режим та несприятливий для існування тварин газовий склад. Вищерудоносної пачки – вапняки та доломітизовані вапняки потужність кілька м, зрештками численної, але одноманітної фауни. Це відклади моря з ненормальноюсолоністю, що досягало Шпіцбергену та Гренландії.
Верхнячастина розрізу: переверстування глинистих порід, ангідритів, кам’яної та калійноїсолі. Потужність соленосної товщі досягає кількох сотень метрів. Верхня пермскладає підґрунтя платформного чохла.
Гондвана в пермі – суша тількикліматичні умови зазнали значних змін. Ще до початку пермі зникло зледеніння наБразильській й Африканській платформах, а наприкінці ранньої пермі – наАвстралійській й Антарктичній.
НаБразильській платформі осадконагромадження зафіксовано в Паранаїбській таПаранській 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 вАндах, цей зв’язок припиняється. В Паранській западині, де розріз більш повний,рання перм – переверстування бітумінозних сланців, пісковиків, скременілих вапняківта аргілітів з рештками глосоптеридної флори, невеликих морських рептилій риб,брахіоподи та бівальвії; пізня перм – строкаті породи – свідчення посушливогоклімату, з рештками мезофітних рослин і прісноводної фауни.
НаСахарсько-Аравійській плиті перм в окремих депресіях – червоноколірніпісковики та глини.
УЦентральній й Південній Африці в численних западинах успадкованих від пізньогокарбону, тривало накопичення континентальної серії кару – гумусова ні уламковіпороди з рештками глосоптеридної флори та хребетних – за ранньої пермі тастрокатих теригенних відкладів, місцями з численними кістками хребетних – запізньої пермі.
На Індійськійплатформі перм є продовженням серії кару, що складається з озерних,болотяних й алювіальних порід з пластами вугілля та ангідриту, залишкамирослин, амфібій та ганоїдних риб.
Австралійськата Антарктична платформи за ранньої пермі – як й за пізнього карбону –тут переважали льодовикові відклади, що чергуються з гумусовими пісковиками йглинами, з рештками глосоптеридної флори, а верхня – виключно озерно-болотніпороди, також з залишками рослин й пластами вугілля.
Провеликі масштаби зледеніння Австралійської платформи свідчать численні слідидіяльності льодовика, які збереглися в різних її частинах. Останній, як й укарбоні, насувався на платформу з гористої суші, що була десь на півдні, атакож з Кордільєр Австралії.
Значноюподією у пермі було утворення великих прогинів у східній частині Гондвани татрансгресія по цих прогинах вод Тетісу. Утворенням цих прогинів почалосьформування западин Індійського океану. Найбільша Мадагаскарська. Другаутворилася вздовж західного краю Австралійської платформи. В першій надокембрійському фундаменті, або на серії кару – лежить товща переверстуванняконтинентальних й морських відкладів з рештками рослин, рептилій, риб,водоростей, брахіопод. Серед морських тварин – спільні з Тенісом. В другій морезаходило періодично: континентальні й льодовикові) відклади ранньої пермічергуються з морськими мілководними породами з фауною амонітів спільних зІндійськими й самарського ярусу Західного Уралу. Пізня перм виключно морська.
ЦентральнаІндія – про верстки черепашкових вапняків з залишками раньопермськихгастроподи, брахіоподи, криноідей та риб, виявлене серед порід серії кару.
Ускладчастих системах: Західноєвропейська каледонсько-герцинська система– палеогеографічно нагадує пізній карбон, але досить швидко рівний вологийклімат міняється на сухий аридний – весь пермський період, відповідно – початокранньої пермі – темні глини з прошарками вугілля і рештками рослин, а другаполовина ранньої та пізня перм – червоноколірні пісковики, конгломерати таалевроліти: 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 Сілезіїу відкладах нижньої пермі – ефузиви й туфи. У зв’язку з заальскою фазою на межіранньої та верхньої пермі – відбулося ускладнення давніх структур, роздрібненняїх і, головне, поновлення значних низхідних рухів в області Північно-Німецкоїзападини, які призвели до величезної трансгресії з півночі – цехштейновийбасейн на заході досяг підніжжя каледонських герциніди; на півдні – інгресуваву глиб герцинських споруд Германії, а на сході поширився до Сілезького басейну,Свентокшишських гір, Брестської западини та Прибалтійської синеклізи.
УБрестській западині 22 м, Прибалтійська Синекліза 370 м, знизу вгору:конгломерати, пісковики, бітумінозні глини, вапняки, доломіти, гіпси, кам’янасіль. У пізній пермі море було не глибоким, потім розпалося на окремі лагуни, анаприкінці періоду зникло.
Урал – передгірнийпрогин, про нього мова вже була.
Тянь-Шань– суша. Морські умови тільки в прогинах, переважно в південних районах. Напівдні тянь-шанське море сполучалося з Тенісом, на півночі по окремих протокахдосягало Фергани, а на заході Гісарського хребта. Тут за ранньої пермівідклалося до 3,5 км сланців, пісковиків та вапняків з комплексомтропічної фауни. На суші та в депресіях відкладалися теригенні верстви – до 4 км.
Ранняперм закінчилася горотворною фазою. Умовно, пізня перм встановлена уФерганській западині – піщано-глинисті вугленосні породи з багатою деревноюфлорою.
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 півднігеосинклінальні 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-Гімалайськасистема. Тут основний зміст подій пермського періоду – подальшевідновлення 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-глинистітовщі. Найповніша перм у Карнійських Альпах, Туреччина, Афганістан, Бірма,Південний Китай, Індонезія та Гімалаї, де вапняки, глина, мергелі 20–200 мдо 500 м в районі Евересту. Значне опускання й трансгресія моря; невеликапотужність й відсутність вулканогенних порід свідчить про відкритий платформнийхарактер моря в Гімалаях.
Кордильєрськасистема – нижня перм – до 3,6 км на заході смуги переважнопідводно-вулканогенні, на сході – теригенно-карбонатні відклади, більшмілководні. На півдні – товщі моласи початку нижньої пермі та – вапняки ідоломіти – верхньої частини нижньої пермі. Верхня перм – товща моласи.
В Андах –пізньокарбонове зледеніння; у ранній пермі – зледеніння зникає, утворюютьсяпотужні 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-Австралійськасистема – рання перм – у крайовому прогині та міжгірських улоговинах – відкладидо 6 км, пласти тілітів; у ранній пермі остання фаза складної історіїАвстралійських Кордильєр. Пізня перм – висхідні рухи – відклади континентальніуламкові породи в депресіях, незгідно з нижньою Перм’ю.
Переліклітератури
1. Владимирская Е.В. и др. «Историческая геология сосновами палеонтологии. – Л.: Недра, 1985.
2. Короновский Н.В., Якушова А.Ф. Основігеологии. 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.