ЕВОЛЮЦІЯ ЗЕМНОЇ КОРИ ТА РОЗВИТОК ГЕОГРАФІЧНОЇ ОБОЛОНКИ В ДОКЕМБРІЇ ТА ПАЛЕОЗОЇ.

План:

1. Формування земної кори та розвиток географічної

оболонки в докембрії.

2. Формування земної кори та розвиток географічної

оболонки в ранньому палеозої.

3. Формування земної кори та розвиток географічної

оболонки в пізньому палеозої.

1.

«Формування земної кори та розвиток географічної оболонки в докембрії»

Докембрійський етап формування земної кори і планети відповідає КРИПТОЗОЙСЬКОМУ (гр.- «κρυπτός kryptós» і «ζωή, zoe» - прихований і життя) еону, який характеризувався наступними особливостями:

1.- великою тривалістю (на докембрій припадає більша частина геологічної історії Землі - 3.5-3.8 млрд. років (архей тривав понад 1.5 млрд. років, а протерозой – понад 2 млрд. років)). Хронологія докембрію (криптозою) розроблена значно гірше ніж фанерозою;

2.-дуже бідний органічний світ (органічні рештки майже зустрічаються), що унеможливлює використання палеонтологічних методів визначення відносного віку гірських порід і біономічного аналізу для реконструкції фізико-географічних умов (за винятком верхнього протерозою). Інтенсивне вивчення геологічної історії докембрію почалось з появою потужних методів ізотопної геохронології (наприкінці ХХ ст.);

3.- висока зміненість (метаморфізм) гірських порід, що збільшується зі зростанням їх віку;

4.- дуже складні умови залягання докембрійських гірських порід і їх висока дислокованість, що значно ускладнює відтворення тогочасних тектонічних рухів;

5.- фізико-географічні умови не характерні для інших геологічних епох

При характеристиці докембрійського етапу історії Землі часто використовують 2 терміни: догеологічний та геологічний етапи розвитку.

Початком геологічного етапу розвитку Землі вважають: 1) час утворення найдавніших гірських порід (4.5-6 млрд. років), які виходять на денну поверхню в межах щитів (Алданського, Балтійського, Українського та ін.) і складають фундамент платформ, а також 2) час формування первинної земної кори (дуже тонкої і крихкої), атмосфери й гідросфери та, як наслідок, поява осадових гірських порід (4.0-3.8 млрд. років).

Серед часових відрізків докембрію існують суттєві відмінності. Так, для блоків земної кори АРХЕЙСЬКОГО віку характерна наявність граніто-гнейсових полів та зелено-кам’яних поясів. Граніто-гнейсові поля (їх часто називають сірігнейси) мають вік 3.8-3.5 млрд. років. Вони утворюють куполоподібні структури різного розміру (від кількох до сотень км в діаметрі), які зустрічаються в межах Балтійського і Українського щитів, а також на інших територіях. Вік граніто-гнейсових полів оцінюється в 4-3.5 млрд. роки. Вважається, що протягом даного часового відрізку сформувались ділянки первинної континентальної кори потужністю 30-35 км.

Зелено-кам’яні пояси являють собою смуги довжиною сотні, а шириною десятки км. Вони складені потужними товщами ультраосновних та основних порід і зустрічаються в межах п-ва Індостан, на півдні Африки, на Канадському та Українському щитах та інших територіях. Тектонічна природа поясів має багато спільного як з геосинкліналями, так і з континентальними рифтами. У пізньому археї в межах зелено-кам’яних поясів (3.2-2.6 млрд. р.) мало місце значне потоншання земної кори і процеси подібні до геосинклінальних.

АТМОСФЕРА: нагадувала атмосферу Венери (щільна, важка, суцільні хмари, сонячні промені не досягали поверхні). Склад атмосфери – вуглекислий газ (60%), азот, сірководень, аміак, інертні гази, «кислі дми» (HCl, HF), пара, кисню майже не було. Клімат: важко роботи загальні висновки, але можна стверджувати, що давні зледеніння мали місце. Про свідчать ТИЛІТИ – викопні морени, знайдені в Південній і Центральні Африці та Австралії.

ОРГАНІЧНИЙ СВІТ світ архейської ери: органічні залишки в архейських відкладах майже не зустрічаються, однак з цього не слідує, що тварини і рослини в архейську еру взагалі не існували. Вважається, що в археї, принаймні в кінці, на земній кулі існували одноклітинні, а може й багатоклітинні організми, що не мали мінерального скелета, який міг би зберегтися у викопному стані до наших днів. Найдавнішими, виявленими на півдні Африки, органічними рештками (3.4-3.1 млрд. р.) є бактерії та синьозелені водорості, крім того, в Австралії знайдено продукти життєдіяльності синьозелених водоростей (строматоліти - 3.5 млрд. р.).

Ранній ПРОТЕРОЗОЙ, що розпочався 2.6 млрд. р. назад і тривав 950 млн. років характеризувався подрібненням давньої континентальної кори й поділом її на окремі округло-овальні блоки – протоплатформи (гр.- «перші») та рухомі зони, що їх розділяли – протогеосинкліналі.

Протоплатформи відрізнялись від справжніх платформ наступними ознаками: 1) меншим розміром, 2) вищим ступенем метаморфізму, 3) наявністю граніто-гнейсових куполів та ін.

Протогеосинкліналі утворювались внаслідок розсування земної кори. Їх довжина становила тисячі, а ширина – сотні км. Для протогеосинкліналей характерна наявність гірських порід, в яких є перешарування кварциту та залізистих мінералів (гематит, магнетит). Ці породи називають ДЖЕСПІЛІТИ (англ.- «яшма»). Вони зустрічаються в межах Українського (Кременчук, Кривий Ріг) та Канадського (район оз. Верхнього) щитів.

У ранньому протерозої вібувались ранньо- та пізньокарельська епохи складчастості, а також, у межах давніх платформ, формувався осадовий чохол.

Пізній ПРОТЕРОЗОЙ почався 1.65 млрд. р. назад і тривав 1.080 млн. років. Досить часто в геологічній літературі можна зустріти висловлювання про те, що в цей час на планеті існував єдиний материк (ПАНГЕЯ - 1) і єдиний океан (ПАНТАЛАС – гр.- «все» і «море») – попередник Тихого океану. У пізньому протерозої відбувалось також подальше подрібнення платформ та утворення в їх межах гігантських синекліз (АВЛАКОГЕНІВ), які заповнювались потужними шарами осадових порід.

Крім того, у пізньому протерозої на окраїнах давніх платформ мало місце формування великих міжконтинентальних геосинклінальних поясів – Урало-Монгольського, Середземноморського, Північно-Атлантичного, Тихоокеанського та Арктичного. У Південній Америці та Африці розвивались два малі геосинклінальні пояси – Бразильський та Внутрішньоафриканський.

Пізній протерозой характеризується також наявністю Байкальської складчастості, наслідком якої стало завершення геосинклінального розвитку Внутрішньоафриканського та Бразильського поясів. Завдяки цьому, у першому випадку після об’єднання Північно-Африканської, Південно-Африканської та Аравійської платформ, утворилась Африкано-Аравійська платформа, а у другому - Південноамерикаська. Крім того, внаслідок об’єднання Таримської, Китайсько-Корейської та Південно-Китайської платформ виникла єдина велика Китайська платформа.

У байкальську складчастість сформувались також гірські системи на місці сучасного Уралу й Тімано-Печорської області (Тіманський кряж; Великоземельська тундра; п-ви Канін, Рибачий і Варангер), а також Східний Саян; Патомське нагір’я; Західне Забайкалля; Енісейський і Туруханський кряжі. Названі області приєднались до Східно-Європейської та Сибірської платформ значно збільшивши їх розміри. Слід відзначити також, що в цей же час до Австралійської платформи приєдналась невелика складчаста область АДЕЛАЇДА.

Важливим наслідком байкальського орогенезу стало чітке виділення всіх давніх платформ. При цьому південні платформи об’єднувалися в єдиний суперматерик ГОНДВАНА, а північні були відокремлені від Гондвани океаном ПАЛЕОТЕТІС і існували як окремі континентальні масиви.

Загалом, можна стверджувати, що процеси рифтогенезу у пізньому протерозої спричинили розкол єдиного материка ПАНГЕЯ – 1, на суперматерик ГОНДВАНА і кілька менших материків, що були роз’єднані новоутвореними геосинклінальними поясами (Урало-Монгольським, Середземноморським, Північно-Атлантичним).

АТМОСФЕРА: зменшується вміст вуглекислого газу, зникають «кислі дими», зростає кількість кисню (600 млн. років тому в атмосфері було досягнуто точки Пастера – вміст О2 1% від сучасного). У пізньому протерозої поблизу поверхні Землі формується також озоновий шар. Клімат: положення кліматичних зон не встановлено, але, загалом, можна стверджувати, що він був жарким і вологим. Є також свідчення про наявність значних пустельних просторів і сліди давніх зледенінь (ранньо-протерозойського (Канада, Африка, Індія) – 2.5-2.4 млрд. р. тому; середньо-протерозойського (Карелія, Канада, Африка) - 2 млрд. р. тому; рифейське (Африка, Австралія) – 900-700 млн. р. тому; вендське (Сх-Європейська платформа, Скандинавія, Африка, Австралія, Південна Америка).

ОРГАНІЧНИЙ СВІТ протерозойської ери: у протерозойських відкладах органічні рештки зустрічаються набагато частіше, ніж у архейських. Вони представлені вапняковими виділеннями синьо-зелених водоростей, кременистими й вапняковими скелетами радіолярій і форамініфер, спікулами губок, ходами червів, залишками кишковопорожнинних і членистоногих, примітивними голкошкірими та примітивними черепашками брахіопод. Крім вапнякових водоростей, до давніх рослинних залишків належать скупчення графіто-вуглистої речовини, що утворилися в результаті розкладання Corycium enigmaticum. У кременистих сланцях залізорудної формації Канади знайдені ниткоподібні водорості, грибні нитки й форми, близькі до сучасних коколітофорид. У залізистих кварцитах Північної Америки й Сибіру виявлені залізисті бактерії.

КОРИСНІ КОПАЛИНИ ДОКЕМБРІЮ:

Залізні руди: Україна (Кривий Ріг, Кременчук), Росія (КМА), Швеція (Кірунавара), Бразилія (Ітабіра), Канада (п-ів Лабрадор), ПАР (Трансвааль), Китай, Індія.

Нікелево-кобальтові руди: Росія (Кольський п-ів), Канада (Садбері, Кобальт, Томсон), Конго, Замбія, Марокко.

Поліметалічні (свинцево-цинкові) руди: Канада (Салліван), Австралія (Брокен-Хілл).

Олов’яні руди: Конго, Уганда, Бурунді, Танзанія.

Золото: Росія (Алданський щит), Індія, Австралія, ПАР (Вітватерсранд), Канада (р-н озер Гурон та Велике Невільниче).

Уранові руди: Росія, Україна. ПАР, Канада, Індія, Намібія, Австралія.

Слюди: Росія (р. Чуя), США, Бразилія, Індія.

Алмази: Бразилія (Мінас-Жерайс, Парана), Індія.

Графіт: Україна (Завалівське), Південна Корея (Хванган), Індія, Мадагаскар.

Будівельні матеріали: граніт, лабрадорит, кварцит, мармур.

НЕМАЄ: горючих (торф, вугілля, нафта. газ) і хемогенних (солі, боксити, фосфорити) корисних копалин.

2.

«Формування земної кори та розвиток географічної оболонки в ранньому палеозої»

Ранній палеозой розпочався 570 млн. років назад і тривав 165 млн. років. Він охоплював 3 періоди: кембрій, ордовік та силур. В цей час материк ГОНДВАНА був відокремлений від північних масивів суходолу (Північно-Американської та Східно-Єврпейської платформ) океаном Палеотетіс (Середземноморським поясом).

Східно-Європейська, Сибірська та Китайська платформи розділялись Палеоазіатським океаном (Урало-Монгольський пояс) шириною близько 4000 км, а між Східно-Єропейською та Північно-Американською платформами знаходився океан Япетус (Північно-Атлантичний пояс). Вважається також доведеним, що на початку палеозою вже існувала западина Тихого океану.

Основні геологічні події раннього палеозою відбувалися в межах Північно-Атлантичного і Урало-Монгольського поясів.

ПІВНІЧНО-АТЛАНТИЧНИЙ пояс – це давній рифт, що сформувався у пізньому рифеї та венді. У кембрії та ордовіку (570 – 480 млн. р. тому) в його межах розкрився океан Япетус. Він досягав максимальної ширини (до 3000 км) у ордовіку. В цей період у межах Япетуса формувались окраїнні моря та вулканічні острівні дуги.

Потужні морські піщано-глинисті відклади (до 4.5 км) кембрійського віку зустрічаються в Уельсі. Протягом ордовіку сформувалась товща (до 5 км) глинистих та ефузивних порід, що стало наслідком інтенсивного вулканізму. В силурі спочатку формувались переважно піщано-глинисті відклади, а в кінці періоду грубоуламкові.

У пізньому силурі в межах Північно-Атлантичного поясу почався орогенний етап розвитку, а наприкінці силуру - початку девону почалося зближення Північно-Американської та Східно-Європейської літосферних плит, яке призвело до стискання, а потім і до закриття океану Япетус.

Завдяки горотворчим процесам, які отримали назву КАЛЕДОНСЬКОЇ (Каледонія — давня назва північної частини о-ва Великобританія, на північ від валу Адріана або валу Антоніна, ототожнюється з нинішньою Шотландією) складчастості, сформувались: Грампіанська область (охоплювала більшу частину Ірландії, Великобританію та північну частину Скандинавського п-ва); північ Аппалачів; східна частина Гренландії; о. Ньюфаундленд та західна частина Шпіцбергена.

Загалом, можна стверджувати, що наслідком колізії Північно-Американської і Східно-Європейської літосферних плит та каледонського орогенезу стало утворення великого північного материка, який отримав назву ЛАВРУСІЯ (Лавренція, Євроамерика).

В межах УРАЛО-МОНГОЛЬСЬКОГО поясу завдяки каледонському орогенезу сформувались Алтає-Саянська та Центрально-Казахстанська області. В межах першої виникли гірські споруди Алтаю, Кузнецького Алатау, Гірської Шорії. Західного Саяну і Туви, які створили своєрідну «підкову» на південному заході Сибірської платформи та сформували разом з нею та байкалідами новий великий материк АНГАРИДУ. В межах Центрально-Казахстанської області виникли: західна частина Казахського дрібноспопковика, хребет Каратау, Північний Тань-шань, Чу-Ілійські гори, хребти Чінгіз і Тарбагатай. Названі гірські споруди являли собою гористий континентальний масив посередині Палеоазійського океану.

Крім названих територій, каледонські гірські споруди мають місце на півдні Китаю (Нань-Шань). Тут вони приєдналися до сформованого, внаслідок байкальського орогенезу, Китайського материка і збільшили його площу. Зустрічаються також каледонські споруди на сході Австралії (північна і південна частини Великого Вододільного хребта, Тасманія), де вони приєдналися до Гондвани.

Що до розвитку давніх платформ, то в ранньому палеозої він характеризувався трансгресивно-регресивною діяльністю водних басейнів у північній півкулі. Свідченням цього є потужні товщі морських теригенних, а також глинистих і карбонатних відкладів. В цей час мали місце три великі трансгресії, які чергувалися з короткочасними регресіями.

Перша велика трансгресія відбулася у кембрійському періоді, коли значні простори Сх-Європейської, Пн-Американської та Сибірської платформ були покриті епіконтинентальними морями.

Друга, одна з найбільших трансгресій палеозою, трапилась у ордовіку. Відклади цього віку покривають 75% території Китайської, 67% Сибірської і 20% Сх-Європейської та Пн-Американської платформ.

Третя велика трансгресія відбулася в ранньому силурі після нетривалої пізньоордовіцької регресії.

Гондвана, на відміну від материків північної півкулі, протягом раннього палеозою була високо припіднятим суходолом. Море покривало лише її окраїни.

Слід відзначити також, що у ранньому палеозої в межах платформенних просторів почалося формування синекліз (над пізньопротероозойським авлакогенами) та антекліз.

АТМОСФЕРА: Атмосфера кембрію поступово ставала киснево-вуглекисло-азотною. Протягом наступних двох періодів характерним було зменшення вмісту СО2 і збільшення О2, причому вміст кисню збільшувався у кілька разів швидше і в середині ордовіку (470 млн. років тому) досяг так званої точкиБеркнера-Маршалла – 10% від його концентрації в сучасній атмосфері). Ця точка означає перехід до кисневої атмосфери, за умов якої озон формувався в же на значній висоті.

Клімат: В ранньому палеозої на Землі мали місце 6 кліматичних поясів: екваторіальний, тропічний гумідний, тропічний аридний, субтропічний, помірний та холодний. У кембрії екватор проходив через Північно-Американський континент, Гренландію, південніше Східно-Європейського та Сибірського континентів, тому на їх території панували тропічний і екваторіальний кліматичні пояси. У межах Гондвани існували помірний, субтропічний, тропічний та екваторіальний кліматичні пояси. В ордовіку, через зменшення вмісту СО2, на планеті сталося похолодання, а поблизу південного полюсу (захід Пд-Америки, Сахара) мало місце давнє зледеніння. Про це свідчить наявність тилітів, льодовикового рельєфу і флювіогляціальних відкладів. Силур характеризувався поступовим загальним потеплінням на планеті та наявністю аридиних умов у окремих регіонах (північ Канади й Росії, Сибір, Забайкалля, Західна Монголія, Тянь-Шань, Кунь-Лунь).

Загалом, кембрій та ордовік характеризувалися пануванням ТАЛАСОКРАТИЧНИХ УМОВ, а силур (особливо його друга половина) – ГЕОКРАТИЧНИМ РЕЖИМОМ.

Органічний світ раннього палеозою (життя в ранньому палеозої розвивалось майже виключно у водоймах):

РОСЛИННІСТЬ: для водойм були характерні водорості (синьозелені, зелені, багряні, бурі), а на межі суходолу й моря розвивались нематофіти (проміжна ланка між водоростями і вищими рослинами). Правда цю думку поділяють далеко не всі вчені, більшість вважає, що прибережні заболочені ділянки суходолу були заселені псилофітами (перехідми організмами між водоростями та наземними рослинами). ТВАРИННИЙ СВІТ був представлений безхребетними: трилобітами (понад 1000 видів – 60% морської фауни); брахіоподами з вапняковими черепашками (другі за поширенням); граптоліти (вели планктонний спосіб життя); археоціати (вимерли до кінця кембрію, разом з губками і водоростями були першими рифтобудівниками); кишковопорожнинні (стромаопори, корали); молюски(головоногі, черевоногі та двостулкові); черви; моховатки; ракоскорпіони; павуки; багатоніжки; перші скелетні (рибоподібні істоти та панцирні риби).

Основні події в розвитку біосфери раннього палеозою:

1 – інтенсивний розвиток життя в морях;

2 – поява та поширення організмів з карбонатними, фосфорними та хітиновими скелетами;

3 – початок заселення суходолу рослинними й тваринними організмами.

КОРИСНІ КОПАЛИНИ РАННЬОГО ПАЛЕОЗОЮ:

Нафта: Алжир (Сахара (Хассі-Мессауд)), США (Мідконтинент - понад 30% річного видобутку – Канзас, Оклахома, Техас).

Горючі сланці: Естонія (Кохтла-Ярве.

Поліметалічні (свинцево-цинкові) руди: Канада (Салліван), Австралія (Брокен-Хілл).

Хроміти: Росія (Урал).

Залізні руди: США (Клінтон), Канада (Ньюфаундленд).

Фосфорити: Казахстан (хр. Каратау), Росія (Ленінградськ обл.), Естонія (Азеру, Маарду), Китай (пров. Юньнань), США (Теннесі).

Азбест: Росія (Урал (Азбест), Забайкалля, Східний Саян, Оренбурзька обл. (Киємбаївське)), Канада (Ньюфаундленд).

Графіт:Росія (Східний Саян (Ботогольське)).

Кам’яна сіль: Росія (Лено-Вілюйський соленосний басейн), США (Мічиганський соленосний басейн).

3.

«Формування земної кори та розвиток географічної оболонки в пізньому палеозої»

Пізній палеозой розпочався 405 млн. років назад і тривав близько 175 млн. років. Він охоплював 3 періоди: девонський, карбоновий і пермський.

Цей часовий відрізок характеризувався тенденцією до закриття океанічних басейнів. Деякі океани зникли, а інші значно ускладнили своє русло. Середземноморський і Урало-Монгольський пояси продовжували в пізньому палеозої свій розвиток.

В межах СЕРЕДЗЕМНОМОРСЬКОГО поясу розвивалось багато геосинклінальних систем та областей. Це, зокрема, Західно-Європейська, Південно-Європейська, Північно-Африканська, Південно-Західно Азіатська, Добрджинсько-Бухарська області. Найактивніше проходив розвиток Західно-Європейської геосинклінальної області, яка охоплювала території Польщі, Німеччини, Франції, Чехії, Бельгії, Нідерландів, Люксембургу, Словаччини і південної Англії. У геосинклінальних прогинах відбувалося накопичення осадових і вулканогенних порід (девон - потужність 10-15 км), а також вапняків та глини (карбон - потужність 4-5 км).

Наприкінці карбону почалося інтенсивне горотворення (ГЕРЦИНСЬКИЙ орогенез), яке тривало до кінця пермського періоду. Завдяки йому виникли наступні гірські споруди: Судети, Арденни, Рейнські сланцеві гори, Рудні гори, Гарц, гори Корсіки, Сардінії та Піренейського п-ва (крім Піренеїв та Андалузьких).

На північ від названих гірських масивів почалося формування крайового прогину. До нього були приурочені мілководні басейни й заболочені території, у яких протягом карбону активно нагромаджувались органічні речовини, що, з часом, перетворювались на вугілля (Південно-Уельський, Франко-Бельгійський, Рурський та Сілезький басейни). Через це даний прогин називають ще «великим вугільним каналом Європи».

Після завершення опускання прогину (в пізньому карбоні) осадконагромадження в його межах відбувалося вже в континентальному режимі. Відкладалися конгломерати, пісковики та вугленосні товщі озерного типу (Саарський басейн). У ранній пермі, за умов панування посушливого клімату, мали місце прояви наземного вулканізму і проходило формування червоноколірних пісковиків, конгломератів та глин, а в пізній пермі на даній території встановлюється морський режим і відкладаються вапняки, глини, гіпси, калійна та кам’яна солі.

Слід відзначити також, що в девоні Альпи, Карпати і Великий Кавказ являли собою острівні дуги, які були відокремлені від Східно-Європейської платформи западинами окраїнних та внутрішніх морів. На південь від них розташовувався океан ПАЛЕОТЕТІС, який у середині карбону почав закриватися внаслідок зближення континентальних брил.

Крім того, у пізньому палеозої (в герцинську епоху) сформувались наступні території: більша частина Піренейського п-ва, північ п-ва Мала Азія, частина Західних Карпат, Передкавказзя, Степовий Крим, плато Устюрт, п-ів Мангишлак, Каракум. Герцинідами складений також фундамент молодої Скіфської (Скіфсько-Туранської) платформи. У герцинську епоху сформувався й Південний Атлас, який приєднавшись до Гондвани спаяв її в єдине ціле із Західною Європою.

На сходу СЕРЕДЗЕМНОМОРСЬКОГО поясу ПАЛЕОТЕТІС відкривався в Палеотихий океан, являючи собою велику затоку, що роз’єднувала Гондвану та північні материки. Існує також думка, що наприкінці палеозою – початку мезозою виникли сприятливі умови для зародження нового океану ТЕТІС (НЕОТЕТІС), еволюція якого проходила вже в альпійський час.

В УРАЛО-МОНГОЛЬСЬКОМУ поясі продовжилось формування Уралу. В девоні та ранньому карбоні на цій території мали місце два меридіональні прогини розділені підняттям Уралтау. На заході накопичувались уламкові й карбонатні породи потужністю 2-3 км, а на сході – осадово-вулканогенні породи потужністю12-13 км (пісковики, глини, лави, туфи, яшми).

З середнього карбону й до кінця пермі відбувається орогенний етап розвитку території, завдяки чому виникають Уральські гори, а на їх межі із Східно-Європейською платформою – меридіональний Передуральський крайовий прогин. На території прогину проходило інтенсивне накопичення грубоуламкових відкладів, солей та вугленосних товщ (Печорський басейн).

Крім Уралу, герцинський орогенез в межах Урало-Монгольського поясу охоплював Нову Землю, Пай-Хой, Південний Тянь-Шань, гори Монголії, Північного Китаю і лівобережжя середньої течії Янцзи.

Загалом, у герцинську епоху для Урало-Монгольського поясу, завдяки складчастим рухам і субдукції, було характерне: 1) закриття окремих прогинів, 2) формування вулканічних острівних дуг, 3) виникнення окраїнних морів. Завдяки герцинському орогенезу припинив своє існування ПАЛЕОАЗІАТСЬКИЙ океан, оскільки в його північній частині спаялись в єдине ціле ЛАВРЕНЦІЯ та АНГАРИДА і почала формуватись молода Західно-Сибірська платформа, а в південній частині Палеоазіатського океану АНГАРИДА з’єдналась з КИТАЙСЬКИМ материком.

Виходячи з вище зазначеного, можна стверджувати, що ГОЛОВНИМ НАСЛІДКОМ герцинського орогенезу стало формування з окремих материків єдиного гігантського суперконтененту ЛАВРАЗІЇ!!!

Щодо еволюції інших геосинклінальних поясів, то тут картина була наступною:

- Західно-Тихоокеанський пояс – переважали геосинклінальні умови, а герцинське горотворення мало місце лише на сході Австралії та на південному-сході Тасманії;

- Атлантичний пояс – сформувалась південна частина Аппалачів, а на межі гір з Пн-Американського платформою заклаався Передаппалацький прогин;

- Арктичний пояс – завдяки герцинському орогенезу сформувались гори Канадського арктичного архіпелагу.

Загалом наприкінці пізнього палеозою на планеті сталися наступні події:

1) повністю завершився геосинклінальний розвиток трьох поясів Арктичного, Північно-Атлантичного та Урало-Монгольського;

2) Лавразія в західній частині Палеотетісу (Аппалачі, Західна Європа, Атлас) об’єдналась з Гондваною і утворили (вдруге) єдиний великий підньопалеозойський материк ПАНГЕЯ – 2, що омивався водами Палеотихого океану.

Розвиток платформ у пізньому палеозої:

Східно-Європейська платформа – в девоні фіксується найбільша трансгресія за весь час існування материка Лавреція. Море покривало його західні, центральні та східні райони. Серед девонських відкладів переважали карбонатні породи, піски, пісковики, гіпси, солі, нафта (Волго-Уральська нафтогазоносна провінція), глини. У південній частині Східно-Європейської платформи проходили опускання території і дроблення фундаменту. Тут сформувалась ДДЗ, в межах якої відкладалися потужні відклади теригенних та ефузивних порід. В карбоні поверхня материка покривалась епіконтинентальними морями. Карбонові відклади представлені головним чином вапняками, гіпсами, вугленосними товщами (Підмосковний, Львівсько-Люблінський басейни), відкладами бокситів (Тихвінське та Північно-Онезьке родовища), нафтою (Волго-Уральська нафтогазоносна провінція). В межах ДДЗ осадові відклади цього віку досягали 18 км. Пермський період характеризувався тим, що територія Східної Європи була покрита неглибокими морями, площа яких наприкінці періоду значно зменшилась завдяки підняттям пов’язаним з проявами герцинського орогенезу. В невеликих водоймах, що залишилися, в умовах сухого клімату відкладалися гіпси, солі (Артемівськ) та інші відклади.

Сибірська платформа – покривалась морем лише на окраїнах. У середньому карбоні-пермі тут, у межах Тунгуської синеклізи, сформувався найбільший у світі Тунгуський вугільний басейн. Наприкінці пермі для території синеклізи був характерний інтенсивний вулканізм. Вулкани розміщувались вздовж глибинних розломів, які виникали внаслідок швидкого й різкого опускання її окремих частин. Завдяки вулканізму утворились потужні (до 3000 м) лавові покриви, що отримали назву трапової формації. Трап (англ. trap – «пастка») – загальна назва вивержених гірських порід основного складу (головним чином базальтів і діабазів), які залягають у вигляді великого покриву. До трапових покривів приурочені родовища алмазів, міді, нікелю, кобальту.

Гондвана – морем було покрито лише окраїнні райони, а решта території материка являла собою при піднятий суходіл. У пізньому палеозої на територія Гондвани встановлено 5 тривалихльодовикових епох. Найбільше зледеніння («велике гондванське») почалося з середини карбону і тривало 50 млн. років. Його центр знаходився в Південній Африці та Східній Антарктиді, а потужність крижаного покриву досягала 6 м. Сліди цього зледеніння (тиліти, водно-льодовикові відклади, рештки льодовикового рельєфу) фіксуються на всіх материках, які входили до складу Гондвани, адже всі вони на той час були розміщені поблизу південного полюса.

Природні умови пермського періоду на території Гондвани сильно відрізнялись від карбонових (відбулося потепління). Сліди зледеніння мають місце лише в Австралії. На решті території панував помірний вологий клімат, в умовах якого на всіх південних материках активно розвивались ліси папоротеподібних. Цей факт використав А. Вегенер для обґрунтування спільності еволюції цих континентів у складі Гондвани. Серед осадових порід цього віку найбільш відомими є озерні та алювіальні. До них приурочені родовища вугілля (Південна Африка).

Наприкінці пермі в межах Гондвани почалося формування континентальних рифтів. Перший з них відокремив Мадагаскар від Африки. Підтвердженням даної версії є наявність прошарків вапняків з багатою морською фауною серед червоноколірних континентальних відкладів на заході острова.

АТМОСФЕРА: в девонському періоді сформувався сучасний склад атмосфери та гідросфери.

Клімат: в ранньому девоні досягає максимуму аридизація клімату, що розпочалась у другій половині силуру. Свідченням цього є значне поширення червоноколірних відкладів, доломітів та гіпсів у Північній Америці, на півночі Європи й Азії, в Африці та Австралії. У другій половині девону мало місце деяке пом’якшення клімату, але території аридного осадконагромадження залишались все ще значними.

Гумідні умови на протязі всього девону зберігалися на півночі Північної Америки, в центральній, східній та південній частинах Євразії, на північному заході Африки та північному сході Австралії. Загалом для всіх материків у девоні був характерний тропічний тип клімату (середньорічні температури, зокрема в Євразії, коливались в межах 27-33ºС).

У ранньому карбоні великі площі суходолу були покриті морем. Це спричинило формування кліматичних умов близьких до сучасних вологих тропіків. Середній та пізній карбон характеризувався істотним похолоданням і появою на південних материках потужного зледеніння. Це зумовило скорочення і зміщення у бік екватора субтропічного і тропічного поясів. Вологий екваторіальний пояс охоплював південь та схід Північної Америки, Західну та Південну Європу, північний захід Африки, п-ів Мала Азія, південь Китаю та Індокитай. В межах цього поясу сформувались вугільні басейни США (Пенсільванський, Аппалацький, Техаський), Європи (Рурський, Сілезький, Донецький та ін.), Китаю, а також поклади марганцевих руд і бокситів. На північ та південь від екваторіального поясу розміщувались аридні пояси, далі - гумідні помірні. Для карбону було характерне потужне покривне зледеніння на території Гондвани (до 45-50º пд. ш.) та морське зледеніння у північній півкулі.

Перм є одним з найжаркіших та найсухіших періодів палеозою. Аридні зони в пермі збільшуються і займають значні простори Північно-Американської, Західно-Європейської та Східно-Європейської платформ, а також у Центральній Африці та Південній Америці. Екваторіальний пояс охоплював Центральну Америку, північний захід Південної Америки, Західну та Центральну Африку.

Загалом клімат пізнього палеозою відрізнявся від сучасного меншою континентальністю. Причиною цього є великі площі океанічних та внутрішньоматерикових басейнів. У пізньому силурі-середньому девоні та пермі переважають геократичні умови, а в пізньому девоні та карбоні – таласократичні. Вважається, що аридні зони того часу були несхожі на сучасні пустелі – зберігалась сильна хмарність, знижена випаровуваність та інтенсивний поверхневий стік. Про це свідчить поширеність серед пізньопалеозойських відкладів червоноколірних порід алювіальних фацій. Вважається також, що середньорічна кількість опадів в аридних зонах могла досягати 600-800 мм.

Органічний світ пізнього палеозою:

На рубежі раннього і пізнього палеозою відбулись значні зміни у складі органічного світу землі, спричинені процесами, які протікали на поверхні планети, як наслідок каледонського орогенезу (утворення численних гірських систем, скорочення площі океанічних акваторій і пов'язана з цим аридизація, континенталізація клімату). Зміни у фізико-географічному середовищі планети викликали істотне оновлення органічного світу.

РОСЛИННІСТЬ: Рослини поступово завойовують сушу. Таласофітна ера розвитку рослин в пізньому силурі змінилась палеофітною, початок якої знаменується поширенням псилофітів. Узбережжя ранньодевонських морів заселялись їхніми колоніями. До кінця ДЕВОНУ псилофіти повністю вимирають, що було пов'язано з гумідизацією клімату, але ще раніше вони встигли дати початок, як вже відмічалося, папоротеподібним, членистостебловим і плаунам. У пізньому девоні особливого поширення набули давні папороті, тому флору цього часу інколи називають АРХЕОПТЕРИСОВОЮ, за назвою роду Archaeopteris. У девонських рослин формуються коренева система, стебло, листя. Від трав'янистих, кущистих форм до кінця девону рослини переходять до деревоподібних. Густі зарості поки що розташовуються у найбільш зволожених місцях, значні площі внутрішніх частин континентів залишаються пустельними. Рослинність девону була однорідною, не диференційованою на флористичні області.

У КАМЯНОВУГІЛЬНОМУ ПЕРІОДІ склались надзвичайно сприятливі умови для еволюції рослин - у атмосфері зросла кількість кисню, теплий вологий клімат панував на значних просторах планети, інтенсивні осадки призводили до заболочування величезних ділянок, які покривалися густими тропічними лісами. У лісах карбону росли гігантські плауноподібні - лепідодендрони і сигілярії (висотою 40-50 м, з діаметром стовбура 1-2 м), предки сучасних хвощів - каламіти (висотою 10-30 м, з діаметром стовбура до 1 м), а також різноманітні папороті, перші голонасінні. На місці тропічних лісів карбону формувалися потужні поклади торфу, які згодом перетворилися в пласти кам'яного вугілля, тому флору раннього карбону іменують ще АНТРАКТОФІТОВОЮ - (від грецького «антрактос» - вугілля).

В середньому та пізньому карбоні рослини заселяли вододільні простори, тому на їх розповсюдження почали впливати кліматичні особливості. В середині карбону появляються перші ознаки термічної диференціації рослинності, а в пізньому карбоні поясна зональність вже досить чітка. Відомий палеоботанік А.М.Криштофович виділяє для цього часу три фітогеографічні зони (області): 1) тунгуську (північну помірну), 2) гондванську (південну помірну), 3) вестфальську (вологу тропічну).

Вестфальська флора займала Західну і Південну Європу, Середню і Центральну Азію, Південний Китай, Індонезію, Північну Америку і була подібною до тепло- і вологолюбивої флори раннього карбону. Тут переважали каламіти, сигілярії, лепідодендрони, деревоподібні папороті - рослини без річних кілець, з ознаками гігантизму.

Тунгуська флора (Північна Євразія, Кузбас, Північна Джунгарія) була більш дрібною, низькорослішою. Її основу складали кордаїти - голонасінні великі дерева з річними кільцями, які утворювали кордаїтову тайгу, а також папороті.

Гондванська флора розвивалась на Гондвані у періоди міжльодовиків'їв і відзначалась ще меншою, ніж тунгуська, різноманітністю видів, низькорослістю та пригніченістю форм. Поширені були насінні папороті (p.Glossopteris - звідси і назва цієї флори - глосоптерієва), трав'янисті хвощі, місцями росла кордаїтова тайга.

У ПЕРМСЬКОМУ ПЕРІОДІ, особливо у другій його половині, в зв'язку з аридизацією клімату, в тропічній зоні вологолюбиві плауни, хвощі і папороті поступово витісняються голонасінними росли нами - хвойними, гінкговими, цикадовими. Флора дістає ксерофільний характер, що проявлялось у зменшенні загального розміру рослин, скороченні площі листа, заміні товстого і соковитого листя тонким, сухим і шкіристим. Величезні ліси кам'яновугільного періоду змінюються дрібними і рідкими оазисами, розкиданими по долинах річок. У кінці пермі і в тріасі (мезозой) голонасінні завойовують усі кліматичні зони, останньою змінилась флора помірних зон, що пов'язане, очевидно, із більшою стійкістю, порівняно з тропічною та меншою спеціалізацією.

Слід відмітити також, що в зв'язку із заселенням суші рослинами, а також мікроорганізмами, починаючи з кам'яновугільного періоду, почала формуватись ґрунтова оболонка Землі.

ТВАРИННИЙ СВІТ: Із морських безхребетних важливу роль у пізньому палеозої відігравали брахіоподи, які особливо поширились у карбоні, а також головоногі молюски, корали, найпростіші. Серед коралів у карбоні досягли розквіту чотирипроменеві (ругози), як одиничні так і колоніальні. Типовий представник колоніальних коралів карбону - рифобудівний рід Lithostrotion. В морях карбону і пермі відклались потужні товщі фузулінових та швагеринових вапняків.

Серед хребетних у ДЕВОНІ особливого поширення набули риби - девон часом навіть називають "віком риб". Панівною групою в цей час були пластиношкірі, або панцирні риби - малорухомі хижі створіння, які вимерли до кінця періоду. До кінця палеозою розвивались акантоди, які дали початок хрящовим та кістковим рибам. Останні в процесі еволюції розділились на три вітки: кистопері, дводихаючі і променевопері. З девонських відкладів відомі рештки зубів хрящових (акули, скати). Проте особливий інтерес для палеонтології викликають кистепері і дводихаючі риби, розвиток яких у девоні був спричинений різким скороченням морських акваторій.

Дводихаючі (відомі і нині) у воді дихають зябрами, а при пересиханні водойми загортаються в плівку і засинають, зарившись в намул. Дихання при цьому здійснюється легенями через отвір у коконі біля рота. Кистепері риби для переповзання із пересихаючих водойм у більш повноводні використовували грудні плавники, як кінцівки чотириногих. Вони вважалися повністю вимерлою групою тварин, аж поки у 1938 році в індійському океані не було виловлено сучасного представника - рід Latimeria. На даний час відомо вже десятки знахідок цих живих викопних організмів, які в процесі своєї тривалої еволюції (більше 300 млн. років) були витіснені з континентального мілководдя на значні морські глибини і при цьому, на відміну від інших живих потомків давніх риб, майже не змінилися. Існує думка, що саме кистепері риби у пізньому девоні дали початок амфібіям. Це були так звані стегоцефали ("дахоголові") - хижі тварини, які живились в основному рибою і вели земноводний спосіб життя. Часом їх розквіту був кам'яновугільний період. Стегоцефали населяли заболочені узбережжя озер, боліт, лісові зарослі (вимерли до кінця тріасу). В пізньому карбоні та пермі відомі також і інші амфібії - так звані жабоящери (батрахозаври) які, на думку окремих дослідників, можуть бути предками рептилій. Характерні представники - роди сеймурія (Seymouria) і котласія (Kotlassia).

У КАМЯНОВУГІЛЬНОМУ ПЕРІОДІ з'являються перші рептилії - котилозаври, які мали суцільний череп, подібний як у жабоящерів, короткі товсті кінцівки та кістяні пластини на спині. Погіршення клімату в пермі сприяло еволюції рептилій, які протягом цього періоду поступово витісняють амфібій. Рептилії заселяли посушливі пустинні і напівпустинні райони, де в них не було конкурентів, крім цього вони володіли цілим рядом переваг перед амфібіями - грубою, сухою, захищеною роговими або кістяними щитками шкірою, розмноженням за допомогою яєць, також захищених роговою чи вапнистою оболонкою і, нарешті, більш розвинутим головним мозком, кровоносною системою та ін. Серед котилозаврів відомі хижі, рослинноїдні та комахоїдні форми. Типовий представник - парейязавр або щокастий ящер, рештки якого виявлені в Африці, на півночі Росії. Досягав у довжину 3 м, шкіра його була покрита характерними роговими виростами, які відігравали захисну роль. Вважають, що котилозаври були тією групою організмів, яка в подальшому дала початок широкій різноманітності мезозойських рептилій. Зокрема, ще в кінці карбону від них відділилась водна група рептилій - мезозаври, перші плазуни, які перейшли від наземного до водного способу життя.

У ПЕРМСЬКОМУ ПЕРІОДІ із рептилій розвивалися також черепахи, звірозубі ящери (характерний представник іностранцевія (іnostrancevia) - великий шаблезубий хижак),які з’явилися ще в пізньому карбоні.

На суходолі значного розповсюдження набули комахи – (павукоподібні, скорпіони, таргани, бабки). Деякі з них, через відсутності конкурентів, досягали гігантських розмірів, як, наприклад, бабки-меганеври, розмах крил яких доходив до 1 м.

Основні події в розвитку біосфери пізнього палеозою:

1 – рослинний світ, який ще у девоні носив амфібійний характер, в кам'яновугільному періоді освоює вододільні ділянки материків, що призводить до утворення ґрунтової оболонки планети;

2 - починаючи з середини карбону проявляється термічна диференціація рослинності Землі, а разом з нею географічна зональність на материках;

3 - заселення суходолу рослинністю спричинило зростання біогенного кисню в атмосфері планети і зменшення двоокису вуглецю, що, в свою чергу, призвело до "вибуху" у розвитку тваринного світу материків у карбоні й пермі;

4 - виникнення рослинного і ґрунтового покривів, а також інтенсивне заселення суші тваринами створили умови, при яких різко зросла швидкість міграції хімічних елементів, загальний вплив живої речовини на процеси руйнування, переносу та осадження порід літосфери, тобто, біосфера починає відігравати роль важливої геологічної сили (фактора) в еволюції планети.

КОРИСНІ КОПАЛИНИ ПІЗНЬОГО ПАЛЕОЗОЮ:

Вугілля: Кузнецький; Донецький; Карагандинський, Львівсько-Люблінський, Екібастузький, Печорський, Таймирський, Тунгуський, Мінусінський, Підмосковний, Рурський, Аахенський, Саарський, Йоркширський, Південно-Уельський, Шотландський, Північно-Французький, Бельгійський, Пенсільванський, Аппалацький басейни.

Нафта і газ: Росія (Волго-Уральська провінція); Україна (ДДЗ), США (Мідконтинент (Канзас)), Канада (Атабаска).

Залізні руди: Казахстан (Кустанай, Караджаль), Росія (Урал (Качканар)), Алжир (Гара-Джабіле), Німеччина, Австрія.

Мідні руди:Росія (Урал), Казахстан (Джезказган), Іспанія (Ріо-Тінто), Великобританія (Корнуел), Німеччина (Мансфельд), Польща.

Боксити: Росія (Тіманський кряж, Урал, Тіхвінське, Північно-Онезьке).

Поліметалічні (свинцево-цинкові) руди: Росія (Рудний Алтай), Казахстан (хр. Каратау), Канада, США, Німеччина, Італія.

Ртуть: Україна (Микитівка), Іспанія (Альмаден), Киргизтан (Хайдаркен).

Золото: Росія (Урал).

Калійні солі: Білорусь (Старобінське), Росія (Верхньокамське), Забайкалля, Канада (Саскачеван), США (Делавер), Німеччина (Верра-Фульда, Стасфуртське).

Кам’яна сіль:Україна (Артемівськ, Слов’янськ), Німеччина (Стасфуртський басейн).

Апатити: Росія (Хібіни).

Графіт: Росія (Курейське, Ногінське).

Л - № 11(2 години)