Историческая геология

Пал&отектоническая и палеогеографическая обстановка среднекембрийской эпохи мало отличалась от описанной для раннего кембрия.

Гондвана несколько расширила свои контуры на западе Южной Америки, юге Африки, юго-востоке Австралии и восточнее Антарктиды за счет отмирания смежных орогенов. Интенсивность поднятия вошедших в ее состав и расположенных внутри нее позднедокембрийских складчатых систем снизилась, и почти повсеместно установился платформенный тектонический режим. Распространение эпиконтинентальных морей в пределах Гондваны ограничивалось северо-западной Сахарой, Аравийским поясом, восточной частью Австралийского кратона, а также Ираном, Афганистаном, Тибетом и Южным Китаем в полосе Перигондванской эпибайкальской платформы.

На восточной окраине Австралии и в северной части Тасмании и Антарктиды в среднем кембрии ощущается нарастание поднятий, осложненных рифтогенезом, а в западной части Лахланской системы возникает вулканическая дуга с краевым морем в тылу.

В северной (в современных координатах) группе континентов в Северной Америке заканчивалось развитие Южно-Оклахомского авлакогена и море расширилось в направлении центральной части материка. В противоположность этому, в Восточной Европе и Восточной Сибири наблюдалась регрессия. В Северном Китае и Корее море сохранило свои размеры.

В подвижных поясах палеоокеанов нарастает тенденция новообразования вулканических дуг и обособления окраинных морей. Она особенно заметна в Алтае-Саяно-Монгольской области Палеоазиатского пояса, восточная часть которой в эту эпоху пережила мощный импульс латерального сжатия, приведшего к складчато-надвиговым деформациям и к некоторому разрастанию континентальной коры на периферии Тувино-Монгольского и Баргузино-Витимского микроконтинентов. Данная эпоха тектогенеза была выделена под названием салаирской (от хр. Салаир). Поднятие салаирид и одновременная регрессия на Сибирском континенте привели к резкому увеличению привноса обломочного материала в прилегающие моря Центральноазиатского океана и к их постепенному обмелению.

В позднем кембрии относительное, расположение континентальных массивов мало изменилось. Продолжалось расширение палеоокеанов, кроме Прапацифика.

В пределах Гондваны в основном сохранилась та же ситуация, что и в предыдущие кембрийские эпохи. Регрессия ощущается на Аравийском полуострове и в Австралии, трансгрессия -- на севере Сахары. Небольшие трансгрессии отмечаются на крайнем севере и на юго-востоке Южной Америки.

В северной группе континентов дальнейшее развитие трансгрессии приводит к затоплению центральных районов СевероАмериканского континента. Напротив, в Восточной Европе происходит значительная регрессия; в меньшей степени она проявляется в Восточной Сибири.

В Алтае-Саяно-Монгольской области Урало-Охотского подвижного пояса продолжался салаирский орогенез, связанный, вероятно, со столкновением вулканических дуг с Тувино-Монгольским и Баргузино-Витимским микроконтинентами. Эта эпоха орогенеза проявилась также в Буреинском и Ханкайском массивах; в Китае она известна как синкайская (от китайского названия оз. Ханка). В обоих регионах она сопровождалась внедрением гранитоидов.

Несмотря на эти проявления сжатия, Палеоазиатский океан в целом продолжал расширяться, в частности за счет востока Центрального Казахстана и Южного Тянь-Шаня, и достиг ширины порядка 4000 км.

В конце кембрия складчатые деформации, поднятия и гранитообразование проявились на юго-востоке Австралии, в зоне Канманту (деламерская складчатость), на Тасмании и в Трансантарктическом хребте, где они явились завершающими в системе Россид.

На других участках подвижных поясов продолжался рост вулканических островных дуг. Это относится к Центральному Казахстану в Палеоазиатском поясе, к Циляньшаню в Палеотетисе, юго-восточному Китаю в Западно-Тихоокеанском поясе.

9.4 Климатическая и биогеографическая зональность

После вендского похолодания и развития покровного оледенения и последующего потепления в начале кембрийского периода произошло дальнейшее потепление. Практически на всех континентах возникли условия, близкие к тропическим. Вероятно, только на северо-востоке Южно-Американского и на северо-западе Африканского материков, которые в то время располагались вблизи Южного полюса, условия были более прохладными. Тропический режим достаточно уверенно обосновывается широким распространением сульфатно-карбонатных и эвапоритовых формаций, присутствием теплолюбивой археоциатовой, коралловой, брахиоподовой и водорослевой 'биоты, широким развитием биогермных массивов, распространением разнообразных осадочных железных руд и фосфоритов.

Распространение эвапоритовой и сульфатно-карбонатной формаций дает возможность выделить зоны аридного климата (рис. 9.5). На Северо-Американском континенте засушливая область характеризуется присутствием соленосных и гипсово-ангидритовых слоев, а на Южно-Американском материке -- залежами каменной соли в Боливии. Среднекембриискими являются гипсы и ангидриты в Боливийских Андах, а к верхнему кембрию относятся гипсоносные красноцветы Бразилии.

Наиболее обширная область с аридным климатом располагалась в пределах северных материков. Ее присутствие обосновывается накоплением солей и сульфатно-карбонатных осадков, формированием крупных залежей пластовых фосфоритов, марганцевым оруденением и развитием красноцветных карбонатногипсоносных отложений. Наиболее крупные солеродные бассейны располагались на территории Пакистана, Ирана и особенно Сибири.

В условиях сильной засушливости формировались крупные пластовые залежи фосфоритов в Каратау. Аридные условия существовали в Центральном Казахстане, Тянь-Шане, Алтае-Саянской области, Монголии, Китае и во Вьетнаме.

О существовании аридного климата свидетельствуют и состав песчано-глинистых отложений, главным образом существенно аркозовый состав песков и гидрослюдистый тип глин. Большим распространением пользовались пролювиальные и эоловые фации. Среди песчано-глинистых отложений обильны карбонатные и гипсовые конкреции. На поверхностях напластований в большом количестве присутствуют трещины усыхания. Возрастание влажности во второй половине кембрийского периода привело к образованию на денудационных 'поверхностях кор выветривания каолинитово-гидрослюдистого состава.

Аридные условия в течение кембрия существовали и в Австралии. Аридная зона оконтурнвается на основании развития соленосных отложений в бассейне Амадиес, по присутствию пластов гипса и ангидрита в бассейнах Орд и Дейли-Ривер, а также мощных пачек седиментогенных доломитов и сульфатно-карбонатных пород на побережье залива Бонапарта, во впадине Амадиес и Нгалия. Кроме того, в системе Аделаида известны мощные толщи карбонатных красноцветов и толщи с многочисленными псевдоморфозами по гипсу и галиту.

На остальных территориях, за исключением северо-востока Южно-Американского и северо-запада Африканского континентов, существовали гумидные тропические условия. Доказательством такого типа климата служат повсеместное развитие оолитовых и органогенных известняков, большое число крупных биогермных массивов -- археоциато'во-водорослевых рифов. Последние известны на территории Испании, Франции и Италии. Возможно, в отдельные промежутки времени местами существовали условия, близкие к переменно-влажным, и предположительно в начале кембрия они здесь были даже аридными. Во всяком случае, присутствие толщ зернистых фосфоритов в Монголии и желваковых фосфоритов в Китае (Юньнань) не только не противоречит этой мысли, а скорее подтверждает ее.



Рис. 9.5. Климатическая зональность в кембрийском периоде (по Н. А. Ясаманову):1-- аридные красноцветы; 2 -- красноцветы континентальные слабокарбонатные и бескарбонатные; 3 -- бокситы латеритные и осадочно-латеритные; 4 -- угли; 5 -- гипсы и ангидриты; 6 -- соли каменная и калийная; 7 -- оолитовые и хемогенные известняки; 8 -- доломиты и доломитизированные известняки; 9 -- тиллиты; 10 -- коры выветривания каолинит-гидрослюдистого состава; 11 -- каолинитовые коры выветривания; 12 -- марганцевые руды; 13 -- осадочные руды железа; 14 -- фосфориты; 15 -- комплекс теплолюбивой (тропической) фауны; 16 -- комплекс фауны умеренного климата; 17 -- барьерные и береговые рифы; 18 -- тропическая растительность; 19 -- растительность субтропическая; 20 -- растительность умеренного климата; 21 -- преобладание ксерофильных форм; 22 -- значения палеотемператур, °С; 23 -- тропический и экваториальный пояса; 24 -- субтропический пояс; 25 -- умеренный пояс; 26 -- умеренно-холодный пояс; 27 -- нивальный пояс; 28 -- области аридного климата; 29 -- области переменного увлажнения

В областях гумидного тропического климата в широких масштабах осуществлялась мобилизация железа (Южные Аппалачи,

Рис. 9.6. Климатическая зональность и некоторые индикаторы климата на палеогеодинамической основе для кембрийского периода: 1 -- современные материки; 2 -- морские бассейны; 3 -- аридные красноцветы карбонатные; 4 -- красноцветы бескарбонатные; 5 -- латериты и латеритные коры выветривания; 6 -- угли; 7 -- гипсы и ангидриты; 8 -- соли; 9 -- карбонаты; 10 -- тиллиты; 11 -- теплолюбивая фауна; 12 -- рифы; границы климатических поясов: 13 -- экваториального; 14 -- тропического, 15 -- субтропического,] 16 -- умеренного

Англия, Корея, восток Китая) и марганца (Марокко, Алжир,. Англия). Присутствуют коры выветривания каолинитово-гидрослюдистого типа и толщи существенно кварцевых песков и кварцитов.

Климатическая зональность на палеогеодинамической основе показана на рис. 9.6.

9.5 Полезные ископаемые

Отложения венда и кембрия сравнительно бедны полезными, ископаемыми. Венд-кембрийский возраст имеют нефтеносные горизонты Иркутского амфитеатра и Прибалтики. В основном к кембрию и ордовику относятся продуктивные горизонты гигантского месторождения нефти Хасси-Месауд в Алжирской Сахаре. В. Швеции кембрийский возраст имеют битуминозные квасцовые сланцы, из которых получают топливо и урановый концентрат.

С ультраосновными породами Северной Америки и Алтае-Саянской области часто связаны месторождения асбеста и талька, а с кислыми интрузивными породами -- месторождения олова и вольфрама на востоке России и в КНР. К кембрию приуроченьь месторождения марганца в Кузнецком Алатау, железных руд в Горной Шории, хромитов, руд меди и кобальта в Норвегии, медных руд в Казахстане, полиметаллов в Восточной Сибири и' Мьянме. В целом рудные полезные ископаемые сравнительно редки, а размеры месторождений невелики.

Ранний кембрий -- одна из крупнейших эпох накопления фосфоритов и солей в истории Земли. В это время образовались обширнейшие фосфоритоносные бассейны в Каратау (Казахстан),_ на юго-востоке Китая (провинция Юньнань) и на севере Вьетнама.

Кембрийский период накопления каменных солей сопоставим по масштабам с крупнейшими солеродными эпохами девона w перми.

Наиболее крупным является Лено-Вилюйский соленосный бассейн и бассейн Пакистана.

Глава 10. Ордовикский период

Впервые название «ордовикская система» появилось в 1879 г.. в работе Ч. Лэпворта, посвященной расчленению нижнего палеозоя. Свое название система получила от племени ордовиков, населявших в древности Уэльс. До работы Ч. Лэпворта ордовикские отложения включались в состав силурийской системы, установленной Р. Мурчисоном ' в 1835 г., и считались ее нижним отделом, Долгое время геологи делили силур на два отдела: нижний (ордовик) и верхний (готландий -- по названию о. Готланд в Балтийском море).

Правильная транскрипция «Мерчисон».

Установление Ч. Лэпвортом ордовикской системы окончательно разрешило конфликт, связанный с тем, что, согласно представлениям Р. Мурчисона и А. Седжвика, кембрийская система непосредственно перекрывается силурийской. Типовой разрез ордовикской системы располагается в Уэльсе. Граница между кембри^ем и ордовиком вызывает споры, и ряд геологов нижний ярус ордовика -- тремадокский -- предпочитают относить к кембрию.

Советские ученые А. ф. Лесникова и Д. В. Наливкин в 30-е го,ды выступали за самостоятельность ордовикской и силурийской «систем. В 1951 г. ордовикская система была официально выделеяа на геологических картах СССР, и лишь в 1960 г. на XXI Международном геологическом конгрессе в Копенгагене был окончательно решен вопрос о самостоятельности ордовикской системы.

10.1 Стратиграфическое расчленение и стратотипы

Ордовик был установлен по типичным разрезам в районе Арениг-Бала в северной части Уэльса. Первоначально границы ордовика и его подразделений были определены по изменению комплексов раковинной фауны, а значительно позднее для этих целей стали использовать быстро эволюционировавших граптолитов. Поэтому до настоящего времени существуют две стратиграфические шкалы, которые окончательно еще. не увязаны друг с другом, а это затрудняет корреляцию разрезов Уэльса с разрезами других регионов, расчлененных по остаткам граптолитов.

В Англии нижнюю границу ордовика проводят по подошве аренига, так как тремадок здесь тесно связан с кембрием. В других странах Европы и в России нижним ярусом ордовика считается тремадокский. Верхняя граница системы формально совпадает с кровлей ашгильского яруса. Однако надо заметить, что положение как нижней, так и верхней границы ордовика дискуссионно и не получило официального международного признания.

Ярусная и зональная шкалы ордовика основываются на граптолитах, а начало деления ордовика заложено работами Ч.Лэпворта и Г. Эллеса. Лэпворт предложил трехчленное деление ордовика, но чаще пользовался двучленным. Это связано с определенными трудностями расчленения и является предметом дискуссии. В России принято трехчленное деление ордовика, хотя границы между отделами в ряде случаев недостаточно определенные.

Продолжительность ордовикского периода составляет около 65 млн лет. По данным английских геологов, он начался 505 и закончился 438 млн лет назад. Французские исследователи дают несколько иные цифры -- 500 и 435 млн лет соответственно. По новейшим данным, нижняя граница ордовика располагается на уровне 495, а верхняя -- 443 млн лет.

Стратотип тремадокского яруса располагается в Карнарвон-шире. Его объем был установлен А. Седжвиком, относившим этот ярус к кембрию. Стратотипический разрез аренигского яруса находится в Аренигских горах Северного Уэльса. Он также установлен А. Седжвиком. Стратотип неполный и плохо охарактеризован фауной.

Лланвирнский ярус описан в Пембрукшире в Западном Уэльсе. Здесь распространены сланцы с многочисленными граптолитами. Среди них Didymograptus. Лландейлский ярус среднего ордовика в Кармартеншире в Уэльсе слагается плитчатыми известняками с Glyptograptus и Nemagraptus.

В Западной Англии в Шропшире находится стратотип карадокского яруса. Здесь развиты кварцевые песчаники и кварциты, содержащие Dicranagraptus, Climacograptus.

Ашгильский ярус свое название получил от ручья Аш Гилл в Ланкашире в Северной Англии. Здесь обнажается толща сланцев с Dicellagraptus.

Характерные разрезы ордовика и силура показаны на рис. 19.1.

10.2 Органический мир

В морях ордовикского периода были широко распространены беспозвоночные и водоросли и дальнейшее развитие получили позвоночные организмы. На суше во второй половине ордовика появились наземные растения. Трилобиты, игравшие ведущую роль в кембрии, хотя и сохраняют свою роль, но число их уменьшается. Среди многочленистых доминировали формы с прочным и толстым известковым панцирем. В отличие от кембрийских форм трилобиты ордовика приобрели способность свертываться, защищая мягкую брюшную мембрану. Ордовикские трилобиты имеют хотя и небольшое, но постоянное в пределах родственной группы число туловищных сегментов, обладают не только опистопарными, но очень часто пропарными лицевыми швами (Asaphus, Illaenus, Pterygome'topus). Характерными ордовикскими формами, кроме того, являются Onnia, Chasmops. Наиболее типичные организмы ордовика изображены на рис. 10.2.

Очень важную роль в ордовике играли граптолиты. Широко распространены кустистые колонии стереостолонат. Граптолиты в ордовике быстро эволюционировали, обладали значительными -ареалами и поэтому являются руководящими ископаемыми. Для раннего и среднего ордовика характерны безосные формы (Phy-

Рис. 10.1. Сводные стратиграфические разрезы ордовикских и силурийских отложений (условные обозначения см. на рис. 8.1)



Рис. 10.2. Характерные представители ордовикских организмов. Трилобиты- 1 -- Asaphus; 2 -- Onnia; За и 36 -- Chasmops; 4 -- Pterygometopus; 5 -- Megalaspis. Иглокожие: 6 -- Echinosphaerites; 7 -- Pleurocystis; 8 -- Cyathocrinus, 9 -- Bothricidans. Граптолиты: 10 -- Phyllograptus; 11 -- Didymograptus; 12 -- Diplograptus Брахиоподы: 13 -- Porambonites; 14 -- Orthis. Наутилоидеи: 15 -- Gomphoceras, 16 -- Cyrthoceras; 17 -- Endocerasllograptus, Didymograptus), для среднего и позднего -- осеносные двурядные граптолиты (Diplograptus, Climacograptus).

Кишечнополостные представлены строматопороидеями, примитивными однозонными четырехлучевыми кораллами -- ругозами. Появились первые гелиолиты, а среди табулят развиты несообщающиеся формы. Все они вместе с водорослями принимали активное участие в построении рифов.

Брахиоподы представлены как беззамковыми с хитиново-фосфатной раковиной (Obolus), так и ставшими многочисленными замковыми формами с известковой раковиной. Среди последних важное значение имели ортиды, пентамериды и строфомениды. Иглокожие играли активную роль среди представителей донной фауны. Это были в основном морские пузыри (цистоидеи) и морские лилии (криноидеи). Наряду с ними существовали хомалозои (карпоидеи), астерозои и эхинозои.

Широким распространением в ордовике пользовались головоногие моллюски -- наутилоидеи, эндоцератоидеи, ортоцератоидеи,, которые вели активный образ жизни. Размер раковин у этих хищников достигал в длину 2--3 м. В морях ордовика помимо перечисленных организмов жили фораминиферы, радиолярии, разнообразные губки и черви, остракоды, двустворчатые и брюхоногие моллюски, мшанки и конодонты, а также бесчелюстные рыбообразные организмы. Благодаря находкам остатков спор предполагается существование на прибрежных сильно заболоченных низменностях наземных растений.

10.3 Палеотектонические и палеогеографические условия

В раннем ордовике Гондванокий суперконтинент стал смещаться к югу, а от его северной окраины начали откалываться микроконтиненты (Авалония, Арморика), в дальнейшем сближавшиеся с Северо-Американским континентом (рис. 10.3). С этим было связано раскрытие глубоководного бассейна с корой океанского типа в северной части европейского сегмента Палеотетиса.

Рис. 10.3 Положение материков и океанов в раннем и среднем ордовике (по Л. П. Зоненшайну, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 9.3

Рис. 10.4. Палеотектоническая реконструкция для раннего ордовика (проекция му). Условные обозначения



Меркатора с центром 0° с. ш. и 90° в. д.) (по В. Е. Ханну и К. Б. Сеславинскосм. на рис. 9.4

Этот бассейн нередко выделяют в качестве самостоятельного океана Реикум (в греческой мифологии Рея -- дочь Зевса). Между тем океан Япетус, сливавшийся на юго-западе с Реикумом (Палеотетиеом), продолжал расширяться, несмотря на то что в середине эпохи произошли деформации сжатия по его северо-западной окраине в Шотландии (грампианская складчатость) и юго-восточной окраине на севере Норвегии (финнмаркская складчатость). При этом Восточно-Европейский континент испытал смещение к северо-западу, а в его тылу раскрылся Уральский глубоководный бассейн. Последний часто описывается как самостоятельный Уральский палеоокеан; в действительности он представлял окраинный бассейн Палеоазиатского океана, отделенный от его осевой части 'Казахским и Ханты-Мансийским микроконтинентами.

Практически во всех подвижных поясах в раннем ордовике усиливается рост вулканических дуг. Такие дуги впервые (?) появляются на западе Кордильерской системы Тихоокеанского пояса, а также по северной периферии Иннуитской системы, в Северных Андах, в Британо-Скандинавской системе, в европейской части Средиземноморского пояса и продолжают развиваться в. Центральном Казахстане, Северном Тянь-Шане, в Алтае-Саянской области, в Палеоазиатском океане, в Циляныпане, в Палеотетисе, в Лахланской системе Западно-Тихоокеанского пояса. На юге Центральных Анд возникает окраинное море на коре океанскоготипа, являвшееся следствием откалывания микроконтинента от юго-западной окраины Гондваны.

Сама Гондвана продолжала в целом испытывать слабое поднятие и в основном являлась денудационной сушей (рис. 10.4). С течением времени морская трансгрессия заметно продвинулась на 'западе и юге Южной Америки, на севере Сахары, в Аравии и на северо-западе Австралии.

В эпиконтинентальных и окраинных морях накапливались терригенные и терригенно-карбонатные осадки. В глубоководных зонах (подножие континентального склона и, по-видимому, периокеанические области) формировалась своеобразная ассоциация граптолитовых сланцев и алевролитов мощностью до 3 км. Подобные осадки распространены в Эквадорско-Колумбийской системе Андского геосинклинального пояса. В Чилийско-Аргентинской системе развиты спилиты, кремнистые и глинистые сланцы. Их накопление происходило, вероятно, на коре океанского типа.

На западе Австралийской платформы в раннем ордовике началось погружение бассейна Фицрой. Здесь накапливались карбонатные и песчаные породы мощностью до 500 м. В восточном и юго-восточном направлениях карбонаты постепенно замещаются терригенными образованиями. Бассейн Фицрой на юго-востоке соединялся с продолжающим погружаться авлакогеном Амадиес. В его пределах накапливались мелководные песчаные толщи. В бассейне Джорджина продолжали осаждаться карбонатные илы, но в конце раннего ордо'вика произошла регрессия. Наряду с карбонатами здесь присутствуют прослои гипсов, свидетельствующие о повышенной солености вод. В бассейне Бонапарт существовали аналогичные условия.

В Восточной Австралии в глубоководной области происходили подводные излияния. Наряду с базальтами присутствуют и андезиты. В районе вулканической дуги Молонг-Канберра извержения андезитов преобладали. К западу от вулканической области формировался флиш, а к востоку располагалась глубоководная зона с пелитовым осадконакоплением. На континентальном склоне, примыкавшем к Аделаидскому орогену, продолжали накапливаться турбидиты. В северной и южной частях о. Южный Новой Зеландии формировались терригенные и андезитовые комплексы, а в средней части -- сланцевые толщи.

Практически вся Восточно-Антарктическая платформа и Западно-Антарктический орогенный пояс представляли собой обширнейшую область размыва. Только в зоне Пенсакола-Элсуэрт в шельфовой обстановке накапливались песчано-глинистые отложения.

Из континентов северной группы трансгрессия наблюдалась на Восточно-Европейском континенте и северо-востоке Сибирского, испытавшего смещение к северу. Площадь Сибири несколько увеличилась за счет обрамлявших с запада и юго-запада и возникших во вторую половину кембрия салаирских складчатых горных сооружений.

Море постепенно заняло территорию Балтийско-Московской синеклизы на Восточно-Европейской платформе. Наиболее характерными осадками являются кварцевые и кварц-глауконитовые пески, граптолитовые илы и органогенные известняки. Все они накапливались в обстановке нормально-соленого мелкого моря. В перикратонной части на юго-западе платформы и на Мезийском блоке преобладали песчаные отложения. Наиболее глубоководные условия существовали в пределах Рюгенско-Поморского прогиба, где в обстановке некомпенсированного прогибания формировалась черносланцевая формация. Эта зона рассматривается как принадлежащая морю Торнквиста, окаймлявшему Восточно-Европейский континент (Балтику) с запада.

Размеры Сибирской платформы в раннем ордовике увеличились за счет присоединения к ней районов Енисейского кряжа и северо-востока Западной Сибири, где после орогенного режима установились платформенные условия. Карбонатными и карбонатно-терригенными комплексами заполнялись бассейны на северо-востоке платформы. В связи с тем что в ряде районов Восточной Сибири известна загипсованность карбонатных пород, предполагается существование бассейнов с повышенной соленостью.

Возвышенности и небольшие горные массивы Южной Сибири круто обрывались в сторону окраинного морского бассейна. В пределах современной Монголии развиты глубоководные песчаноглинистые осадки, в том числе и турбидиты, а также кремнистые отложения.

В раннем ордовике сильно расширяется Уральский глубоководный бассейн, который представлял собой окраинный бассейн Палеоазиатского океана. Шельфовая зона бассейна, примыкавшая с востока к Восточно-Европейской платформе, являлась областью .накопления песчано-галечных и песчано-глинистых отложений. В зоне континентального склона и у его подножия накапливались тур|бидиты, а в более, глубоководных условиях формировались сланцевые, кремнистые и вулканогенные комплексы. Все они располагаются на офиолитах и тем самым подтверждается их образование на коре океанского типа.

Осевую часть Палеоазиатского океана составляли современные территории Казахстана, Алтае-Саянской области и Тянь-Шаня. В Алтае-Саянской области большое распространение получили флишевые толщи мощностью до 2 км и известны андезиты. В Казахстано-Тяньшаньской геосинклинальной области андезитовый и базальтовый вулканизм островодужного типа происходил в пределах Ерментау-Чу-Илийской системы и на перифериях Ко'кчетавското, Улутауского массивов. Наряду с вулканитами присутствуют граувакки. Мощность нижнего ордовика здесь составляет 2--4 км. Глубоководные условия существовали в ДжунгароБалхашской системе и Ишимо-Таласской зоне. В южной части эта зона подвергалась расколу, и здесь в подводных условиях изливались лавы основного состава. Только в Чингиз-Тарбагатайской системе сохранились условия начальной стадии развития. Здесь формировались мощные (до 2--3 км) подводно-вулканогенные, кремнистые и терригенные комплексы.

Таримский массив представлял собой крупное островное поднятие, подвергавшееся интенсивному размыву. Значительная часть территории массива и Китайско-Корейской платформы покрывалась мелководным морем, в котором осаждались карбонаты. Наиболее глубоководные области располагались в пределах Циляньшаньской складчатой системы, где формировались андезит-базальтовый и кремнисто-сланцевый комплексы. Здесь существовали как глубоководные, так и островодужные условия. В ее югозападной части располагался континентальный склон, в пределах которого формировались турбидиты мощностью до 1,5 км.

На юго-востоке Азии распространен карбонатно-терригенный комплекс, накопившийся в условиях шельфа. Близкий по составу комплекс известен на западе п-ова Малакка, хотя скорее всего он, как и терригенные отложения на востоке полуострова и карбонатные отложения к востоку от массива Шан, формировались в глубоководных условиях.

В раннем ордовике продолжилось развитие Верхояно-Колымской системы. В это время она представляла собой сравнительно узкую глубоководную область, в пределах которой накапливались карбонатно-терригенные осадки.

Глубоководная область океана Япетус находилась в Южной Шотландии, в пределах Британо-Скандинавской складчатой системы. Здесь в раннем ордовике продолжался спрединг. В осевой зоне происходило образование основных вулканогенных, кремнистых и сланцевых комплексов. В краевых частях осаждались грубые терригенные. толщи, в том числе и граувакки. Мощность нижнего ордовика в Ирландии составляет 4 км, в Уэльсе, на юге Шотландии и на западе Норвегии -- более 2 км. Среди вулканитов кроме базальтов присутствуют андезиты и реже риолиты. В Британии, по обе стороны от осевой зоны, располагались мелководные шельфовые области, в пределах которых формировались терригенные комплексы. Обширный шельф находился на северозападе Норвегии и в районе Восточного Финнмарксвидда.

В пределах океана Палеот&тис древние массивы, как и прежде, представляли собой крупные островные поднятия, поставлявшие обломочный материал в прилегающие глубоководные прогибы. В их пределах изливались основные лавы, что было следствием дальнейшего развития процессов растяжения континентальных блоков.

В среднем ордовике Гондвана продолжала смещаться к югу,. достигнув полюса (рис. 10.5). Общая палеогеографическая обстановка в пределах суперконтинента практически не изменилась по сравнению с ситуацией в раннем ордовике; можно лишь отметить дальнейшее продвижение к югу трансгрессии в Сахаре. Мало изменилась обстановка и на континентах северной группы (рис. 10.6).



Рис. 10.5. Положение материков и океанов в позднем ордовике (по Л. П. Зоненшайну, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 9.3

Рис. 10.6. Палеотектоническая реконструкция для среднего ордовика (проекция му). Условные обозначения

Меркатора с центром 0° с. ш. и 90° в. д.) (по В. Е. Хаину и К. Б. Сеславинскосм. на рис. 9.4

Межматериковые океанские бассейны -- Япетус, Палеотетис, Палеоазиатский, Арктический--в среднем ордовике достигли максимальной ширины. По их активным окраинам продолжали развиваться вулканические дуги; этот процесс теперь распространился на Аппалачи и интенсивно проявлялся в Центральном Казахстане, Алтае-Саянской области и Северном Тянь-Шане, на Урале. В глубоководных частях перечисленных океанов накапливались глинистые и кремнистые осадки, а также вулканиты. На континентальном склоне формировались турбидиты. В обрамляющих их шельфовых зонах преобладало терригенно-карбонатное осадконакопление.

В конце эпохи в ряде подвижных поясов активных окраин континентов и микроконтинентов начались деформации сжатия, сопровождавшиеся обдукцией офиолитовых покровов на бывшие пассивные континентальные окраины, а также поднятиями и горообразованием в более внутренних зонах. Эти процессы наиболее ярко проявлены в Аппалачах, где соответствующая фаза тектогенеза получила название таконской (от горы Таконик в США). Таконские деформации Аппалачей были вызваны столкновением островной дуги с Северо-Американским континентом. Другим районом интенсивных тектонических деформаций явился Центральный Казахстан и Северный Тянь-Шань; причиной деформаций также было столкновение континентальных глыб: микрокоятинента Среднего Тянь-Шаня -- обломка Таримского континента -- с более крупным Казахско-киргизским микроконтинентом (Казахстанией). Здесь широкое распространение получили связанные с этой фазой тектогенеза граниты. Аналогичные события отмечены еще в трех регионах -- в Марокканской Месете, в Лахланской системе Австралии и на юге Центральных Анд.

В позднем ордовике Гондвана располагалась в основном уже в южной околополярной области и Южный полюс находился в Северной Африке, охваченной в связи с этим покровным оледенением, следы которого известны на пространстве от Ньюфаундленда, Новой Шотландии, северо-западной Франции до крайнего юга Африки, а на востоке до Египта включительно. Факт распространения следов этого оледенения на атлантическую окраину Северной Америки и запад континентальной Европы показывает, что эти районы все еще тяготели к Гондване и находились в высоких широтах.

Большая часть Гондваны в позднем ордовике оставалась сушей, но мелкое море проникало в область будущего разъединения Западной Африки и севера Южной Америки. Северная Америка также подверглась морской трансгрессии, наибольшей за весь. палеозой, в то время как остальные северные континенты испытали регрессию: Китайско-Корейский континент полностью освободился от морских вод, в Восточной Сибири регрессия также была значительной, меньшие масштабы она имела в Восточной Европе.

Обстановка в подвижных поясах местами претерпела существенные изменения вследствие таконского орогенеза. Так, значительно расширились контуры Казахско-Киргизского микроконтинента. Увеличились размеры суши и на востоке Алтае-Саянской области, а также на западе Тасманского пояса Австралии, на юге Центральных и севере Южных Анд. На других участках тех же и других подвижных поясов продолжали активно развиваться вулканические дуги, в частности в Северо-Американских Кордильерах, Аппалачах, Центральной Европе, Южном Тянь-Шане, Циляньшане, Катазии (юго-восточный Китай), Лахланской системе Австралии.

10.4 Климатическая и биогеографическая зональность

На протяжении ордовикского периода климат претерпел существенные изменения. В раннем ордовике он был в целом теплым с некоторым преобладанием аридных условий, но в среднем ордовике усилилась гумидизация климата, а в позднем началась новая аридизация с одновременным понижением температур, возникновением в полярных районах ледниковых шапок и развитием обширного покровного оледенения.

В течение всего ордовикского периода тропические условия существовали в пределах Северо-Американской, Восточно-Европейской, Сибирской, Австралийской платформ и на крайнем юге Южной Америки (рис. 10.7). Палеоклиматическая зональность на палеогеодинамической основе показана на рис. 10.8. Эти условия обосновываются интенсивным карбонатонакоплением, присутствием сульфатно-карбонатных и существенно эвапоритовых осадков, рифовых тел, развитием континентальных толщ с высокой степенью дифференциации осадочного материала, возникшего в основном за счет размыва латеритных и каолиновых кор выветривания. Морские бассейны тропической и экваториальной областей были населены весьма теплолюбивой фауной, состоящей из разнообразных кораллов, мшанок, строматопор, брахиопод, трилобитов и моллюсков.

Выделяются две крупные палеозоогеографические области с тропическим комплексом фауны, которые отличаются друг от друга экологическими особенностями. В позднем ордовике в наиболее северной Канадско-Сибирской области были распространены коралловые, мшанковые и строматолитовые биогермы, обитали брахиоподы (ринхоллидно-ортидо-строфоменидный комплекс), трилобиты (батиуриды, реноплеуриды) и цефалоподы (актиноцератиды). В южной (Казахстано-Аппалачской) области широко распространены кораллово-мшанковые биогермы, своеобразный комплекс брахиопод, ортоцератитовая фауна цефалопод, а из трилобитов известны только реноплеуриды.

Рис. 10.8. Климатическая зональность ордовикского периода на палеогеодияамической основе. Условные обозначения см. на рис. 9.6

По степени увлажненности в пределах тропического пояса выделяются области аридного и гумидного климата. На СевероАмериканской платформе аридный климат существовал на севере Канады и на Аляске. По-видимому, к южному аридному поясу относилась территория США. В Мичиганском бассейне преобладают доломиты и хемогенные оолитовые известняки, а в бассейне Иллинойс присутствуют слои ангидритов. Однако в среднем ордовике климат здесь стал гумндным. В позднем ордовике эвапориты стали формироваться в Виллистонском бассейне и бассейне Гудзонова залива. Значительным распространением пользуются гипсоносные отложения этого возраста в штатах Иллинойс, Монтана и Северная Дакота.

Предположительно термический экватор проходил от провинции Британская Колумбия до средней части о. Баффинова Земля.

В течение всего ордовика в Евразии аридные условия господствовали в Восточной Сибири, Южном Китае и Индокитае. К южному аридному поясу относились Прибалтика и юг Скандинавии..

Экваториальный влажный климат в течение всего ордовикского периода существовал на востоке Восточно-Европейской платформы, на Урале, в Западной Сибири, Центральном Казахстане, Прибайкалье и Забайкалье. В Восточной Сибири, Западной н Центральной Европе господствовали гумидные тропические условия. Именно в таком климате происходило формирование оолитовых железных руд севера Скандинавии, Бретани, Нормандии и северо-запада Испании, разнообразных карбонатов и каолинитовых глин.

Значительная часть Австралии находилась в аридных тропических условиях, лишь на юге и в Новой Зеландии продолжали существовать гумидные условия. Показатели теплых, почти тропических условий известны на северо-западе Африки и северовостоке Южной Америки.

Среди верхнеордовикских отложений Южной Америки и северо-запада Африки широко распространены ледниковые отложения. На Африканском континенте они известны в Магрибе и в. Южной Африке (р. Оранжевая), а на Южно-Американском континенте -- в Бразилии (р. Парана), Северной Аргентине и Боливии. Типичные тиллиты, флювиогляциальные пески и захороненные ледниковые долины с отполированными днищами обнаружены в Сахаре и на Аравийском полуострове.

Оледенение в Южной Америке и на северо-западе Африки носило покровный характер, а в Южной Африке и на Аравийском полуострове существовали горные ледники. Центры оледенений находились в Бразилии, на северо-западе Сахары и на Аравийском полуострове. Ледники на Южно-Американском континенте двигались в западном и юго-западном направлениях, а в Африке -- в северном направлении.

Похолодание, наступившее в позднем ордовике, сильно отразилось на особенностях литогенеза. Тропический пояс существенно сузился, а увлажнение на всей планете заметно уменьшилось. Уровень океана понизился, сократились площади карбонатонакопления, значительно обеднились фаунистические комплексы,. расширилось терригенное осадконакопление и в перигляциальных. областях появилось много аркозового материала.

10.5 Полезные ископаемые

Многие продуктивные горизонты Мидконтинента США (штаты Канзас и Оклахома), которые дают почти одну треть годовой добычи нефти США, имеют ордовикский возраст. В ордовике были сформированы месторождения горючих сланцев на ВосточноЕвропейской платформе (Эстония) и оолитовые шамозит-гематитовые руды осадочного происхождения на Ньюфаундленде, а также на территории Аргентины и в ряде стран Западной Европы.

В раннем и среднем ордовике образовались зернисто-ракушняковые фосфориты на Восточно-Европейской и Сибирской плат*формах, в Англии и Швеции, бокситы Китая и проявления бокситов в Центральном Казахстане. В глинистых сланцах нижнего ордовика Швеции известен уран осадочного происхождения.

С магматизмом ордовика связаны месторождения меди и кобальта Норвегии, полиметаллических руд Салаирского кряжа и золота Казахстана.

Глава 11. Силурийский период

Силурийская система была установлена в 1835 г. английским геологом Р. Мурчисоном, как и кембрий и ордовик, в Уэльсе. Ее название происходит от наименования древнего кельтского племени силуров. Объем силурийской системы с течением времени менялся. Первоначально ее выделяли в составе отложений от подошвы тремадокского яруса до подошвы девонского «древнего красного песчаника», т. е. она включала почти весь ордовик. В 1960г. силурийская система была утверждена в ее современном объеме.

11.1 Стратиграфическое расчленение и стратотипы

На Британских островах силурийская система представлена морскими мелководными и глубоководными (граптолитовыми) фациями. Стратиграфические разрезы этих фаций слабо увязаны друг с другом. Межведомственным стратиграфическим комитетом СССР было рекомендовано нижнюю границу силура проводить по подошве граптолитовой зоны, расположенной в основании лландоверийского яруса. При этом силур принято делить на два отдела (табл. 11.1).

Таблица 11.1. Общие стратиграфические подразделения силурийской системы

Отдел	Ярус
Верхний	даунтонский S;d (пшидольский Sap) * лудловский S;ld
Нижний	венлокский SiV лландоверийский Sil

Продолжительность силурийского периода по сравнению с другими периодами довольно короткая -- всего около 30 млн лет. По принятой в России геохронологической шкале силур начался 'около 435 млн лет назад и закончился 405 млн лет назад. Близкие параметры предполагают английские (начало 438 и конец, 408 млн лет назад) и французские (начало 435 и конец 410 млн лет назад) исследователи.

Названия «ллаидоверийский», «венлокскин» и «лудловский» ярусы впервые были предложены Р. Мурчисоном для карбонатнотерригенных отложений Британии, содержащих разнообразный комплекс органических остатков, имеющих широкое распространение. Эти подразделения являются общепринятыми, несмотря на то что в ряде стран существуют другие их наименования.

Лландоверийский ярус был установлен в Уэльсе в 1859 г. и назван по местности Лландовери. В стратотипе он представлен чередованием ракушняков и граптолитовых сланцев общей мощностьюдо 1000 м. Наряду с граптолитами в них встречаются табуляты, брахиоподы,трилобиты.

Венлокский ярус был установлен также Р. Мурчисоном в Англии в 1829 г. и название получил по местности Венлок. В стратотипическом разрезе отложения венлока продолжают лландоверийские и состоят из чередования ракушняков и граптолитовых сланцев, мощностью около 600 м. Кроме граптолитов в них встречаются в большом количестве кораллы, брахиоподы, по которым устанавливается зональное деление.

Лудловский ярус установлен Р. Мурчисоном в 1833 г. и назван по местности Лудлов в Шропшире (Англия). Представлен преимущественно ракушняками и реже граптолитовыми сланцами, мощностью около 450 м. Главнейшими органическими остатками являются кораллы, брахиоподы и граптолиты.

В процессе исследований было обнаружено, что верхняя часть отложений, выделенных Р. Мурчисоном под названием «лудловский ярус», не содержит ископаемых остатков в стратотипическом районе и к тому же залегает на нижележащих с несогласием. Длительное время эти толщи носили название «нижний и верхний лудловский ярусы».

В 1879 г. Ч. Лэпворт верхнюю часть карбонатного разреза силура Англии, не содержащую граптолитов, предложил именовать даунтонским ярусом. Позднее к даунтонскому ярусу были присоединены отложения, залегающие в основании девона, в которых были обнаружены остатки граптолитов. В 1950 г. Е. Вайт выделил в составе даунтонского яруса ряд палеонтологических зон. Вместе с тем стратиграфическое положение отложений этого яруса до сих пор строго не определено. Исходя из этого названием «даунтонский ярус», по мнению российских и ряда зарубежных геологов, не следует пользоваться, и он не может быть выбран в качестве ярусного подразделения.

В 1960 г. О. И. Никифорова и А. М. Обут предложили за нижним лудловским ярусом, в его старом понимании, оставить название «лудлов» со стратотипом в Англии, а верхнему лудлову, соответствующему борщевскому и чертковскому горизонтам Подолии с их стратотипами по р. Днестр, дать новое название «тиверский ярус». Отложения, соответствующие этому ярусу, в Англии из-за размыва частично отсутствуют.

Наиболее полно тиверский ярус представлен в бассейнер. Днестр. Здесь обнажается чередование карбонатно-терригенных пород мощностью до 300 м. Они содержат многочисленные и разнообразные группы фауны, в том числе табуляты, мшанки, брахиоподы, большое количество остракод, гастропод, двустворок, тентакулитов и наутилоидей.

Однако это предложение не нашло поддержки, и многие геологи нередко вместо даунтонского яруса предпочитают выделять пшидольский ярус, стратотип которого находится в Чехии.

11.2 Органический мир

В силурийском периоде органический мир стал намного богаче и разнообразнее, чем в начале палеозоя. Фауна и флора населяли морские просторы, а сушу постепенно стали заселять высшие растения.

В морях силурийского периода главенствующее положение занимали те же группы организмов, которые доминировали в кембрии и ордовике. Характерные формы организмов изображены на рис. 11.1. По-прежнему важнейшую роль играли граптолиты^ на основании которых и производится расчленение силура. Граптолиты представлены двурядными и главным образом однорядными осеносными формами (Rastrites, Monograptus). Количество видов однорядных граптолитов резко сокращается, но отдельные их формы доживают до раннего девона. Рифостроители представлены строматопороидеями, табулятами (Halysites, Paleofavosites), гелиолитами. Впервые появились двузонные четырехлучевые кораллы, у которых в отличие от однозонных развита пузырчатая ткань, нередко заполняющая всю внутренность теки (Goniophyllum). Головоногие моллюски хотя и представлены теми же группами, что и в ордовике, но совершенно иными видами. Появились бактритиды, явившиеся предковыми формами более поздней группы аммоноидей. Наряду с отрядами брахиопод, характерными для ордовикского периода, широко распространены атрипиды, спирифериды, ринхонеллиды, появились первые продуктиды. Для силурийского периода характерно появление брахиопод со сложно построенным ручным аппаратом.

Иглокожие в основном представлены прикрепленными формами, но заметно уменьшается число цистоидей, резко возрастает значение морских лилий, появляются бластоидеи. Сильно сокращается количество, а значит, и роль трилобитов, но усиливается значение конодонтов, которые становятся более разнообразными.

Наряду с перечисленными организмами морские бассейны силурийского периода населяли простейшие, губки, черви, остракоды, эвриптериды, водные скорпионы, двустворчатые моллюски, гастроподы, древнейшие тентакулиды, мшанки, морские ежи и морские звезды. Характерной особенностью силурийского периода является освоение во второй его половине бесчелюстными позвоночными организмами пресноводных бассейнов. В конце силура появились первые настоящие рыбы. Продолжали развиваться различные водоросли, среди них синезеленые, зеленые, бурые, красные. На суше появились мхи, грибы, а также высшие растения -- риниофиты, а в самом конце силура -- примитивные плауновые.

Рис. 11.1. Характерные представители силурийских организмов. Трилобиты: 1-- Gheirurus; 2 -- Illaenus; 3 -- Deiphion. Граптолиты: 4 -- Monograptus; 5 -- Rastrites; 6 -- Sprirograptus. Ракоскорпионы: 7 -- Eurypterus; S -- Pterygotus. Брахиоподы: 9 -- Conchidium; 10 -- Eospirifer; 11 -- Pentamerus. Кишечнополостные: 12 -- Streptelasma; 13 -- Halysites; 14 -- Palaeofavosites. Двоякодышащие рыбы: 15 -- Lamarkia; 16 -- Birkenia. Растения: 17 -- Lepidodendron: a -- реставрированное дерево; Ь и с -- куски коры; d -- жусок ствола с листьями; е -- лист; / -- плодовая шишка; g -- два листа из шишки с плодами

11.3 Палеотектонические и палеогеографические условия

В раннем силуре Гондвана все еще находится в Южном полушарии, причем в основном в его высоких широтах, кроме Австралии. На площади Гондваны развивается широкая трансгрессия, вероятно являющаяся следствием эвстатического повышения уровня Мирового океана после исчезновения позднеордовикского покровного оледенения. Эта трансгрессия затронула Южную Америку, Северную и Западную Африку, Аравию. Некоторое расширение морских бассейнов наблюдается и на северных континентах, за исключением Северной Америки, где, напротив, происходит регрессия. Все эти континенты располагались в экваториальном и тропическом поясах -- Сибирь и Гиперборея к северу от экватора, Северная Америка и Восточная Европа -- к югу (рис. 11.2 и 11.3).

Многие эпиконтинентальные моря обладали нормальной соленостью и в их пределах формировались тонкотерригенные и карбонатные осадки. Размерность обломочного материала возрастала в сторону областей сноса. В процессе развития регрессии, особенно во второй половине силура, связь с открытым морем терялась и полузамкнутые бассейны с повышенной соленостью становились ареной накопления эвапоритов. Мощные эвапоритовые толщи, состоящие из 'пластов солей, сульфатов и доломитов, были сформированы в Мичиганском бассейне, примыкавшем к Аппалачам. В другом засоленном бассейне -- Гудзонова залива -- среди доломитов имеются прослои гипса и ангидрита. Этот бассейн временами осушался, и тогда формировались красноцветные гипсоносные и карбонатные континентальные отложения. Третий эвапоритовый 'бассейн в позднем силуре располагался на севере СевероАмериканской платформы в районе о. Сомерсет (Канадский Арктический архипелаг). Довольно широким распространением в пределах Северо-Американской платформы пользовались рифовые фации, а отдельные рифы протягивались на значительные расстояния.

Бассейны с повышенной соленостью в раннем силуре находились и в пределах Печорской впадины на Восточно-Европейской платформе.

Рис. 11.2. Положение материков и океанов в силурийском периоде (по Л. П. Зоненшайну, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 9.3

На Сибирской платформе в раннем силуре развивается широкая трансгрессия, а во второй половине силура, как и на других материках, началась регрессия. Вся территория Тунгусского и Таймырского бассейнов представляла собой единый морской бассейн. Среди осадков преобладали карбонаты, содержащие очень обильный комплекс бентосной фауны. Только на севере Таймырского бассейна широко распространены граптолитовые сланцы. В конце силура Тунгусский бассейн обмелел и временами терял связь с открытым морем. В связи с возникновением участков моря с повышенной соленостью преобладало накопление доломитов и местами гипсов. В конце силура обмелел Сетта-Дабанский бассейн и уменьшилась площадь Яно-Колымского моря, где формировались известково-доломитовые осадки, а на северовостоке известны и эвапориты и небольшие покровы базальтов.

Во всех подвижных поясах произошли определенные, изменения. В Протоатлантическом океане -- Япетусе -- расширение сменяется тенденцией к закрытию этого бассейна, достигающей своей кульминации в конце периода (см. рис. 11.3). На северо-западной окраине Япетуса складчато-надвиговые деформации охватывают Южные Аппалачи и Восточную Гренландию. Эта тенденция к закрытию Япетуса связана с перемещением к северо-западу микроконтинентов, ранее отделившихся от Гондваны, -- Авалонии и Арморики, а также со сближением Восточной Европы (Балтики), Гипербореи и Северной Америки (Лаврентии). В течение силурийского времени в пределах океана Япетус располагались многочисленные небольшие островные поднятия, сложенные вулканитами или рифогенными постройками. Сохранившиеся до настоящего времени фрагменты этого океана представлены разнообразным комплексом пород.

В Иннуитской системе на месте ранее существовавшего глубоководного прогиба с глинистым осадконакоплением началось формирование флишевого комплекса. Глубоководные условия с глинистым осадконакоплением сохранились только в крайней западной части. Севернее флишевого трога располагалась шельфовая зона с участками островной суши. На шельфе накапливались мощные толщи карбонатных образований. Аппалачская система почти в два раза сократилась в размерах. В Аппалачах преобладали активные поднятия, сопровождающиеся складчатостью и метаморфизмом. Вместе с тем здесь сохранились протяженные зоны прогибания с подводными, а по краям -- и наземными излияниями основных 'и средних лав. В перерывах между извержениями накапливались морские терригенные комплексы. Вулканизм соответствовал островодужному. Наряду с вулканитами и терригенными отложениями присутствуют рифовые известняки.

...