Ранньопалеозойський етап

Размещено на http://www.allbest.ru/

Вступ

Палеозой (з грец. palaios - давній, древній, zoe - життя) - ера, якою розпочинається фанерозой. Нижня межа палеозою і докембрію до сьогодні не визначена. Одні проводять її на рівні 590 млн. років, інші - 542 млн. років тому. Завершилась ера приблизно 250 млн. років тому.

До складу палеозою входять 6 періодів: кембрійський, ордовицький, силурійський, девонський, кам'яновугільний, пермський.[4,ст.257]

За особливостями геологічного розвитку та складом органічного світу палеозойська ера поділяється на два етапи: ранньо- та пізньопалеозойський.

Ранньопалеозойський етап охоплює три періди: кембрійський, ордовицький та силурійський. Сумарна тривалість цих періодів становить 165 млн. років. За цей час відбулися великі події як в еволюції земної кори, так і в пов'язаному з нею фізико-географічному середовищі, значні зміни в складі органічного світу. [3, ст.299]



1. Тектонічна характеристика, рельєф та характерні відклади періоду

палеоз океанічний рельєф кліматичний

У ранньому палеозої сформувалися крупні міжконтинентальні рухомі пояси й великі за площею простори з корою океанічного типу. Дальша еволюція земної кори відбувалася на фоні зближення материкових блоків і закриття океанічних басейнів, що призвело до формування гірських систем. [4, ст.257].

Вже на початку кембрію існували чотири окремі континентальні блоки: три менші - Лаврентія (сучасна Північна Америка, Гренландія, Аляска), Балтика (Сх. Європа), Сибірія, розділені океаном Япетус і Уральським океаном, та один велетенський - Гондвана (сучасна Африка, Пд. Америка, Антарктида, Індія, Австралія, Пд. Китай). Значні площі займав океан Панталаса.

Уся ця континентальна маса рухалася на північ і в кінці кембрію основна частина земної суші розташовувалася у низьких широтах у тропічній і субтропічній зоні, стаючи місцем мілководного карбонатного осадонагромадження.

З палеогеографічного погляду кембрій можна назвати таласократичним, тобто таким, який характеризується постійним зростанням рівня моря і послідовним затопленням суші. Північно-Американська, Західно-Європейська, Східно-Європейська, Сибірська і Китайська платформи зазнали в цей час занурення.

Унаслідок цього низовинні ділянки платформ були затоплені мілководними епіконтинентальними морями, у межах яких нагромаджувалися переважно карбонатні відклади - хемогенні і водоростеві вапняки і доломіти, а місцями формувалися евапоритові відклади - гіпси, кам'яні солі, гіпсоносні глини. Також на мілководдях відкладалися червоноколірні пісковики та глини. Значні площі були зайняті неглибокими шельфовими морями. [4, ст.262].

У тогочасному рельєфі домінували окраїнноконтинентальні низовини, які час від часу затоплювалися водами трансгресуючих морів. Друге місце за площею займали невисокі і середньо високі рівнини. І лише в межах Гондвани існували ділянки середньогірного і низькогірного рельєфу. Серед генетичних типів рельєфу гумідних рівнин у межах Лаврентії, Балтики і Сибірії переважали озерно-алювіальні, озерно-болотні і алювіально-дельтові рівнини, а в межах Гондвани - підвищені денудаційні та акумулятивно-денудаційні рівнини. [4, ст. 263]

Початок ордовику співпав з черговим підвищенням рівня моря. Протягом більшої частини ордовику Лаврентія, Сибірія і Балтика занурювалися. У північній частині тропічного поясу перебували в цей час райони Північної Америки і значна територія Сибіру. Гондвана мігрувала на південь і її південні окраїни опинились у районі Південного полюса. Наприкінці ордовику територію цю прикрив велетенський льодовик, а пов'язані з ним зміни в циркуляції вод світового океану призвели до глобального масового вимирання організмів. [4, ст. 266-267]

Загалом цей етап був тектонічно спокійним, з переважанням опускань над підняттями і слабими проявами вулканізму. Протягом усього ордовику Гондвана лишалася великим фрагментом суші, піднятим над рівнем моря. У межах цього континенту впродовж усього ордовику домінував рельєф континентальних середньо високих рівнин. [4, ст. 267-268]

Проте і в ордовику відбувалися горотворчі процеси, в результаті яких «народилися» відомі нині гірські системи. Зокрема формуються гори Тянь-Шань, Гірський Алтай, Кузнецький Алатау, Зх. Саяни, хребти Зх. Сибіру, Австралійські гори. [4, ст.268]

Горотвірні процеси, які охопили в ордовику та пізньому силурі Північно-Атлантичний пояс, дістали назву каледонської складчастості, а структури, які при цьому сформувалися, названі каледонідами. [3, ст.300]

Склад порід ордовику переважно морський: глауконітові пісковики, строматопорові, коралові, трилобітові та інші вапняки, граптолітові сланці. Лагунні утворення трапляються рідше, представлені вони гіпсо- і соленосними відкладами, хемогенними вапняками, доломітами. [4, ст.269-270]. Для ордовику характерне також накопичення чорного мулу, що складався з вулканічного попелу, пісків та уламкових порід. Було значне поширення коралових поліпів та споруд, які вони будували вздовж узбереж материків.

Наявність зледеніння в межах Гондвани підтверджена тилітами, льодовиковими подряпинами, моренною галькою, якою сформовані тогочасні моренні височини і рівнини. [4, ст.269]

Протягом силуру більша частина Гондвани розташовувалася в межах Південного полюса і на самому початку силурійського періоду на її підвищених ділянках зберігалися льодовики. Морени силурійського віку знайдено в Південній Америці (Бразилія, Аргентина, Болівія) та Африці. [4, ст.270]

Найістотнішою подією силуру стало зближення Лаврентії і Балтики та мікроконтиненту Авалонія, які ще в ордовику були розділені океаном Япетус. Зіткнення континентів призвело до утворення складчастої гірської системи в Британії і Скандинавії, яка спаяла їх у новий материковий масив Євро-Америку. [4, ст.271]

Орогенні рухи розпочались у північній частині Лаврентії. Це зумовило утворення гірського пасма, яке нині розміщене в північно-східній частині Північної Америки і Гренландії, а також призвело до утворення в Європі Скандинавських гір уздовж атлантичного узбережжя Норвегії.

Між Балтикою та північною окраїною Гондвани розширювався новий океан Рея, з'єднаний з океаном Палеотетіс. Горотворчі процеси найактивніше проявилися на півночі і північному заході Європи (Скандинавські гори, гори Пд. Шотландії, гори Англії, гори Пн. Ірландії і Гренландії). Окремі їх залишки у вигляді серединних масивів знаходимо в герцинських спорудах Зх. Європи. Серед хребтів Центральної Азії до утворень цього часу відноситься Пн. Тянь-Шань, Зх. Саяни, Гірський Алтай, складчасті споруди Західного і Центрального Казахстану, Кузнецького Алатау тощо.

У другій половині силуру море почало регресувати. Епіконтинентальні моря, які займали значні простори Балтики, Сибіру, Казахстану, Лаврентії поступово міліли і втрачали зв'язок з відкритим океаном, перетворюючись у замкнуті або напівзамкнуті евапоритові басейни. У них нагромаджувались потужні товщі доломітів, солей, сульфатних мінералів, гіпсів і ангідритів. Для силурійських морських відкладів характерні теж чорні глинисті сланці, утворення яких відбувалося в умовах пониженого вмісту кисню у воді. [4, ст.272]

Склад порід силуру представлений переважно морськими відкладами: вапняки, мергелі, пісковики, доломіти. Місцями, здебільшого наприкінці періоду, накопичувалися лагунні відклади (кам'яна сіль, гіпс) і строкато забарвлені піщано-глинисті породи прибережного або континентального походження. характерними для силуру є граптолітові і цефалоподові сланці, брахіоподові і табуляторні вапняки, які місцями формували рифові споруди. Трапляються теж вулканогенні породи.

Щодо основних типів морфогенезу, то на території Гондвани були поширені підвищені денудаційні та акумулятивно-денудаційні рівнини, на платформах Балтики, Сибіру, Казахстану, Лаврентії - алювіальні, озерно-алювіальні і делювіальні рівнини. Загалом середні висоти суші в силурі були вищими ніж в ордовику.

Льодовикові умови геоморфогенезу існували в ранньому силурі лише на території Південно-Американської (тиліти) та Африканської (деякі райони Сахари, де виявлені флювіогляціальні відклади) платформ. Рельєф цього типу був представлений моренними підвищеними рівнинами. [4, ст.273]

У девоні чітко проявлялася тенденція закриття океанічних басейнів, яка розпочалася ще раніше у кінці раннього палеозою, що призвело до суттєвих змін у плані розташування суші і океанів. Океан Палеотетіс поступово звужувався, у девоні його африканська частина зіткнулась з Лаврентією. Результатом цього стало формування Аппалачів. [4, ст.275]

В багатьох місцях відбулися горотворчі рухи. Майже всі вони зафіксовані в зонах майбутніх герцинід і розглядаються як перша фаза герцинського тектогенезу.

Висхідні рухи кінця силуру - початку девону охопили значні простори планети, що дає підстави назвати цей часовий інтервал теократичним - тобто епохою розвитку здебільшого континентальних обстановок. Це ж підняття сприяло висушенню клімату і виникненню аридних умов. Значну частину Євро-Америки займали гірські системи, які сформувалися внаслідок каледонського горотворення в силурі. Їх розділяли міжгірні котловини, виповнені грубоуламковими мол асами - продуктами вивітрювання каледонських гірських споруд.

Суходолами у девоні були Сибірська та Австралійська платформи. Південний материк Гондвана теж лишався підвищеним суходолом.

Особливістю девону є поширення лагунних відкладів, тобто кам'яної солі, гіпсів, доломітів, хемогенних вапняків, та наявність серед морських відкладів численних вапняків - брахіоподових, рифових - табулятових і строматопорових. Зниження рівня води в епіконтинентальних морях зумовило формування численних напівізольованих басейнів, у яких нагромаджувалися відклади опріснених або навпаки солоних водоймищ, лагун. У засолених басейнах нагромаджувалися доломіти, товщі гіпсів, калійні і атрієві солі. Поширені були рифові споруди, що простягалися на тисячі кілометрів. [4, ст.276]

Щодо основних типів геоморфогенезу, то значне поширення отримали піщані пустельні рівнини з еоловими формами рельєфу, а також підвищені кам'янисті рівнини. Області з гумідними умовами геоморфогенезу скоротилися порівняно з силуром і були представлені у ранньому девоні підвищеними денудаційними та акумулятивно - денудаційними рівнинами. У пізньому девоні внаслідок розширення морської трансгресії, яка почалася в середньому і продовжувалася в пізньому девоні, у рельєфі знову зростає площа невисоких акумулятивних рівнин.

Вулканогенний тип рельєфу (вулканічні плато) був поширений лише на платформах Євразії. У ранньому девоні завершився каледонських тектогенез, а у пізньому девоні розпочався герцинських тектогенез.

Льодовикові умови існували лише на Південно-Американській платформі. [4, ст.278]

Карбон характеризується складністю і різноманітністю геологічних подій, зумовлених герцинськими тектонічними рухами, з якими пов'язане утворення таких гірських споруд, як Ардени, Рейнські сланцеві гори, Гарц, гори Тюрінгії, Рудні гори, Західна та Східні Судети, Атлаські гори, гірські пасма Східної і Центральної Монголії та Китаю, східна частина австралійських Кордильєр. Герциніди утворилися теж у Пн. Африці.

Карбон характеризується різнорідністю порід: морські мілководні фації (сланцюваті глини, пісковики, вапняки), вугленосні товщі, глинисті та кременисті сланці, аргіліти, кварцити, вапняки, туфогенні і вулканогенні породи. І врешті карбон завжди асоціюватиметься з вугіллям, якого у той час сформувалося понад 30% усіх запасів нашої планети, вугілля, що утворилося завдяки специфічному клімату, бурхливому розквіту флори, відмиранню і консервації рослинних решток у численних широких заплавах і дельтах тогочасних рік та величезних внутріконтинентальних і надморських озерно-болотних системах.

У карбоні продовжувалося зближення північних материків і континентальних блоків: Євро-Америки (Лаврусії), Сибіру і Казахстану. До кінця періоду вони вже стали одним континентом, хоча й були розділені вузькими і глибокими морськими проходами. Остаточно континентальні блоки були спаяні в результаті горотворчих процесів герцинського орогенезу. [4, ст.281-282]

Південний субматерик Гондвана усе ще залишався грандіозним єдиним континентом. Своїм північно-західним краєм Гондвана зближалася з південною окраїною Євро-Америки поступово замикаючи океан Рея. Гондвана переміщувалася так, що Південний полюс виявися майже в центрі цього материка. У кінці кам'яновугільного періоду завершилося «велике плавання» земних континентів, усі вони злилися в один величезний материк - Пангею.

Зміни у фізичному вигляді планети, зокрема значна концентрація в одному місці суші, з центром цієї суші на Південному полюсі, призвели до покривного зледеніння Гондвани на рубежі середнього і пізнього карбону і як наслідок - до осушення епіконтинентальних морів: вода перетворювалась у лід, починався черговий в історії Землі період високого стояння материків.

Про величезні масштаби покривного зледеніння на Гондвані свідчать могутні льодовикові відклади, відомі на території Індії, Африки, Австралії, Аравії, Південної Америки. Створюється враження, що величезний суперматерик був покритий суцільною гігантською крижаною бронею.

Місцями льодовикові відклади перешаровуються з вугленосними породами, що свідчить про чергування гляціальних та інтергляціальних епох і помірний клімат останніх.

Льодовиковий покрив проіснував до кінця кам'яновугільного періоду.

Тоді ж гарячі умови панували в екваторіальній і тропічній зонах, де вздовж північно-східного краю континенту Євро-Америка формувалися поклади вугілля, а в епіконтинентальних морях західної частини континенту Євро-Америка - вапняки й евапорити. [4, ст.282]

Такий контрасний розподіл осадонагромадження був обумовлений яскраво вираженою кліматичною зональністю, сформованою у кам'яновугільний період.

Перерозподіл водних і материкових мас повністю змінив глобальну систему океанічних течій, зокрема зупинив переніс теплих тропічних вод у Південну півкулю. Усе тепло залишалося в тропіках. Висхідні потоки нагрітого в тропічній зоні повітря швидко охолоджувалися, що викликало рясні опади. У тропічній і субтропічній зонах формувалися дощові ліси. Залишки дерев не згнивали, а накопичувалися могутніми товщами. Вони захоронювалися в осадових породах і перетворювалися в поклади кам'яного вугілля. [4, ст.283]

Підсумовуючи історію розвитку рельєфу материків у карбоні, можна констатувати, що у рівнинно-платформних областях переважали в цей час умови для формування геоморфогенезу гумідного і морського типів. Озерно-болотні, озерно-алювіальні рівнини й узбережні, періодично затоплювані морем, заболочені низовини займали найбільші за весь палеозой площі. Області з аридним типом займали обмежені ділянки. Серед генетичних категорій аридного рельєфу переважали піщані і піщано-глинисті пустельні рівнини, а в межах платформ Гондвани - кам'янисті пустельні та напівпустельні денудаційні рівнини. У пізньому карбоні територія Гондвани зазнала зледеніння. Серед генетичних категорій тут переважали моренні рівнини, меншу площу займали водно-льодовикові рівнини. [4, ст.284]

Площі з вулканогенним рельєфом займали невеличку територію в Євразії, переважно на території епікаледонських платформних областей Британії, Центрального Казахстану (базальтові лавові плато). Середньо-пізньокарбоновий етап палеорельєфоутворення - етап значного поширення територій з ерогенними умовами геоморфогенезу. Складчасті ерогенні області герцинід займали величезні площі на північній окраїні середземноморського поясу, у межах Урало-Монгольського поясу, у Східній Австралії, в Альпах, в Андах. У рельєфі переважали складчасті і складчасто-брилові гори, розділені між гірськими западинами. [4, ст.285]

На час карбону припадає формування величезних вугільних басейнів - Донецького, Підмосковного, Дніпровського, Львівсько-Люблінського, Кузнецького, Карагандинського вугільних басейнів Німеччини, Великобританії, США, Індії, ПАР. [4, ст.286]

Пермський період, особливо верхній перм - геократична епоха. У пермі не було великих океанів, які б розділяли окремі континенти. Приєднання Сибіру до Східної Європи у верхньопермський час було фактично останнім актом комплектування суперконтиненту Пангеї. Окремим блоком залишалася лише Південно-Східна Азія.

Складні фізико-географічні умови пермі зумовили строкатий, різний у різних районах, найчастіше континентальний, мілководно - морський або лагунний склад порід. Серед лагунних порід поширені кам'яна і калійна солі, гіпси, доломіти, ангідрити, хемогенні та оолітові вапняки, які перешаровуються з глинами та алевролітами. З морських відкладів пермі розвинені конгломерати, пісковики, різноманітні органогенні вапняки, сланці, піщано-глинистий фліш. Вулканогенні породи, у складі як морських, так і континентальних формацій, поширені зокрема у Європі, Азії, Африці тощо.

Протягом пермі єдиний материк Пангея ріс вшир і вгору. Через великі розміри новонародженого континенту його клімат аридизувався, зумовлюючи поступове зникнення болотних масивів. У пізній пермі домінував гарячий і сухий клімат і, як наслідок, інтенсивне накопичення евапоритових відкладів. Меридіональною дугою континент Пангея простягався від північних до південних полярних широт. Увігнуту частину дуги займав океан Палеотетіс. З випуклої сторони розташовувався єдиний тогочасний океан Панталаса.

Зближення Сибірського континенту з Казахським призвело до утворення на їхньому стику високої гірської країни, що охоплювала Алтай, Саяни, нагір'я Центрального Казахстану. Хребти розділялися між гірськими западинами. Уральський океан перетворився у вузький морський прохід перед гірською країною, що піднімалася на сході - Передуральським передовим прогином. У другій половині пермі на місці морського прогину утворилися Уральські гори - як результат закриття океану і зіткнення Сибірії та Балтики. На захід від них простягався озерно-болотний край. [4, ст.288]

Для пермі характерний був інтенсивний вулканізм, унаслідок якого сформувалися серії вулканічних порід, які нині будують декілька гірських систем Європи: численні гранітні масиви Ірландії, Чеського масиву, Судетів і Гір Свєнтокшиських.

На західному узбережжі Північної і Пвденної Америки, яке у пермі розміщувалося на західній окраїні Лаврентії та Гондвани, продовжувала наростати континентальна кора. Океанічна кора субдукувала під край цих континентів, унаслідок чого утворився вулканічний ланцюг. [4, ст.289]

Наприкінці пермі невеликі континентальні блоки (Південно - Китайський, Північно - Китайський, Таїландський) спаялися в єдиний континентальний блок, і океан Палеотетіс перетворився у Середземне море.

На західному схилі Передуральського прогину у першій половині пермі виросли величні рифові будівлі, що простягнулися ланцюгом на 2 тис. км уздовж краю моря. Зараз у оренбурзьких і стерлитамакських степах височать вапнякові пагорби меридіанного простягання - шихани. Це і є залишки тих пермських рифів.

У другій половині пермського періоду море відступало й епіконтинентальні моря перетворювалися у гігантські солеродні басейни, де відкладалися гіпс, доломіт, калійні і кухонні солі. Понад 80% усіх світових запасів калійної солі утворилося у цей час. [4, ст.290]

Окрім перенасичених солями басейнів і озер, у зниженнях суходолу існували озерно-болотні низовини, порослі вологолюбною рослинністю.

У пермі вздовж східної окраїни Африканської платформи відбулося рифтоутворення, яке відокремило Мадагаскар і дало початок формуванню західної частини Індійського океану.

пермський період завершується двома епізодами масового вимирання, які відбулися з відступом у кілька мільйонів років: масового вимирання у кінці передостаннього поверху пермі і чергового - у самому кінці пермського періоду. У першому епізоді раптове вимирання торкнулося більшості рифотворчих організмів, у другому, яке було найбільшою подією масового вимирання тварин у історії Землі, зникло близько половини раніше існуючих сімейств морських організмів і понад 80% родів.

Цей період був одним із найбільш теократичних у давній історії Землі, водночас це був період чи не найбільшої аридизації клімату і панування на континентах геоморфогенезу аридного типу. Переважали піщані, піщано-глинисті, глинисто-щебенисті пустельні і напівпустельні різновисотні рівнини. [4, ст.291] Області з геоморфогенезом гумідного типу займали порівняно обмежені площі у межах сибірської платформи ,Західно-Європейської плити, північної частини Пн.-Американської та Китайської платформ. У палеорельєфі домінували озерно-алювіальні заболочені низовини і хвилясті денудаційні рівнини на тектонічних підняттях. [4, ст.292]

У пермі завершився герцинських орогенез і відбувся перехід до нового альпійського етапу. [4, ст.293]

2. Кліматичні умови палеозою

Атмосфера кембрію поступово набувала киснево-вуглекисло-азотного складу. Вміст СО₂ досяг 0,3 %, а вміст кисню порівняно із рифеєм зріс у кілька разів. Протягом ордовика й силуру відбувалося подальше зростання в атмосфері концентрації вільного кисню й зменшення частки СО₂. До середини ордовицького періоду (470 млн. р. тому) вміст вільного кисню досяг 10% від його концентрації в сучасній атмосфері. У середньому девоні СО₂ в атмосфері стало приблизно в 4 рази менше, ніж у силурі, а вміст кисню зріс лише в 1,3 рази. [3, ст.305]

Відбулось утворення озонового шару. В карбоні склад атмосфери наблизився до сучасного.

У кембрії і на початку першої половини ордовика на Землі панували теплі кліматичні умови з характерною їх особливістю - відсутністю термічної широтної зональності. Як у високих широтах, так і на екваторі існували приблизно однакові температури. Кліматична зональність виражалася лише у розподілі вологості. Поряд із гумідними, були зони аридного клімату. В останніх, унаслідок інтенсивного випаровування мілководні моря засолювалися і в їх межах нагромаджувалися кам'яні і калійні солі, гіпси, ангідрити. Таких басейнів було багато, зокрема це теперішні соляні басейни Сибірської платформи, Пакистану.

Починаючи з середини ордовика клімат почав погіршуватися. Відбулося досить стрімке зниження температури, і в полярних зонах вони стали від'ємними. Це викликало появу льодовикових шапок у межах височинної суші Гондвани в районі Південного полюса. Звідси льодовики розпочали свій рух у низькі широти. Древні моренні відклади відомі в Бразилії і в Пн.-Зх. Африці, на Аравійському півострові, в Іспанії і в Пд. Франції. [4]

На початку силурійського періоду на континентах продовжували панувати порівняно прохолодні умови. Пізніше відбувалось загальне підвищення температури та аридизація кліматичних обстановок. Останнє пов'язується зі збільшенням територій, зайнятих суходолом та зростанням контрастності рельєфу континентів. Аридні умови існували, зокрема, на півночі Канади, в північній частині Росії, на Сибірській платформі, в Зх. Монголії і Забайкаллі, на Тянь-Шані, Кунь-Луні тощо, де в епіконтинентальних басейнах відкладалися червонокольори, гіпси та доломіти. [3, ст.307]

У девоні на більшості тогочасної суші панував сухий клімат, доказом чого є пустельні відклади, датовані девоном (червоні девонські пісковики).

Прояв аридного клімату в девоні був одним із найбільших в історії Землі. На його масштаби вказують величезні площі, зайняті червоноколірними відкладами, доломітами та гіпсами в Північній Америці, на півночі Європи та Азії, в Африці та Австралії. В другій половині девону клімат дещо пом'якшується, однак території аридного осадконагромадження все ще дуже великі. Гумідні умови протягом усього девону зберігались на півночі Пн. Америки, в центральній, східній та південній частинах Євразії, на північному заході Африки та північному сході Австралії. В цілому ж можна говорити про тропічний тип клімату девону, характерний для всіх тодішніх материків. [3]

Клімат раннього карбону нагадував пізньодевонський, він був близьким до клімату сучасних вологих тропіків. Аридність була різко ослаблена. Вологий екваторіальний пояс тоді охоплював південь та схід Пн. Америки, Західну та Південну Європу, Пн.-Зх. Африку, Сибір, Малу Азію, південь Китаю, Індокитай. Він добре простежується за смугою вугільних басейнів США (Пенсільванський, Аппалацький, Техаський тощо), Європи (Рурський, Сілезький, Донецький тощо), Китаю, а також за покладами марганцевих руд і бокситів. На північ та південь від екваторіального поясу розміщувались аридні зони, далі - гумідні помірні. (И.М.Свинко, М.Я.Сивий)

У пермі настає нова теократична епоха й аридні зони набувають великого поширення. Континентальні червоноколірні і лагунні соленосні відклади - найпоширеніші осадки того часу. Вони фіксують аридні зони на великій території Пн.-Американської, Зх.-Європейської і Сх.-Європейської платформ, а також у Центральній Африці, Південній Америці. Екваторіальний вологий пояс охоплював Центральну Америку, північний захід Південної Америки, західну та центральну Африку. В цілому період виділяється як один із найбільш жарких і сухих у палеозойській ері. Температура води в морях тропічного поясу становила 20…26 °С.

Унаслідок глобальної аридизації клімату в пермі у низьких географічних широтах були поширені евапоратові фації і значно обмежені заболочені ділянки.

Пізній палеозой - це період великомасштабних кліматичних перетворень. У карбоні кліматичні умови в Європі, Пн. Америці, Сибіру дозволяли формуватися найбільшим з відомих нині на планеті покладів кам'яного вугілля. А довкола Південного полюса на території Гондвани в цей же час існував велетенський льодовик, який розтанув аж у пермський період. Існують докази того, що клімат Гондвани був холодний протягом близько 80 млн років. Під час цього тривалого періоду охолодження відбулося кілька циклів гляціації і дегляціації, ритмічність яких записана в ритмах вугленагромадження в межах тогочасних північних континентів.



3. Характеристика рослинного і тваринного світу

Поява на початку палеозою захисного озонового шару зумовила в кембрії «вибух» життя в морях. Він проявився як у різкому зменшенні числа видів, так і в зростанні кількості особин всередині кожного з видів. Відбувалась також швидка біологічна еволюція органічного світу, що спричинило появу і становлення вже до кінця кембрію всіх відомих типів тварин (крім хордових). [3, ст.308]

Життя в ранньому палеозої повністю концентрувалось у водоймах, суходіл залишався пустинним, якщо не враховувати перших колоній псилофітів по берегах морів, озер, боліт тощо, бактерій та деяких форм грибів (И.М.Свинко, М.Я.Сивий). Причиною цього була відсутність захисного озонового екрану, високі температури, нестабільний тектонічний режим тощо.

Рослинний світ водойм було представлено водоростями (синьозеленими, зеленими, багряними, бурими). Наприкінці силуру нащадки водоростей - псилофіти - вперше в історії Землі починають заселяти прибережні заболочені ділянки материків. Псилофіти - перехідна форма між водоростями та наземними рослинами. Це кущисті й трав'янисті рослини, які розмножувались споровим способом, зі слабко розвинутою кореневою системою і зачатками листя у вигляді шипів.

Тваринний світ морів було представлено безхребетними: трилобітами, брахіоподами, граптолітами, археоціатами, головоногими, черевоногими та двостулковими молюсками, моховатками, червами, голкошкірими, форамініферами тощо. [3, ст.309]

Найпоширенішими в ранньому палеозой були трилобіти - мешканці морського дна. Наприклад, у кембрії трилобіти становили 60% морської фауни, 30% припадало на плечоногих і лише 10% на представників інших типів. У кембрії відомо близько 1000 видів трилобітів ,в ордовику - 1200, в силурі кількість їх скорочується.

Відповідно виділяють три фауни трилобітів: кембрійську, ордовицьку та силурійську.

· Кембрійські, найпримітивніші трилобіти мали панцир із зроговілого шкірного шару, в них був добре розвинутий головний щит і слабко - хвостовий.

· Ордовицькі трилобіти мали вже міцний вапнистий панцир, навчилися згортатись у клубочок, захищаючи головним і хвостовим щитами м'яку черевну мембрану.

· Силурійські трилобіти також згорталися, мали сітчасто-складі очі з кольоровим зором, які давали змогу орієнтуватись за ультрафіолетовими та інфрачервоними сигналами. Поширення в ранньопалеозойських морях хижих форм, переважно наутилоідей (головоногих), привело до поступового вимирання цих цікавих тварин.

Друге місце за поширенням у морях раннього палеозою посідали брахіоподи. В кембріїі відомі примітивні без замкові форми з хітиново-фосфатними черепашками, в ордовику та силурі поширюються замкові брахіоподи з вапнистими черепашками.

Важливе значення для стратиграфії нижньопалеозойських відкладів мають такі морські організми, як граптоліти. Це тварини, рештки яких трапляються переважно у відкладах ордовику та силуру, хоча дожили вони до раннього карбону. Належить до напівхордових. Хітиновий скелет граптолітів мав вигляд прямих або вигнутих гілочок, уздовж яких розташовувалися циліндричні чи конічні комірки з окремими зооїдами. Жили колоніями і вели планктонний спосіб життя (переважно), використовуючи для зависання у воді плавальний міхур.

Дуже характерними мешканцями ранньокембрійських тропічних морів були археоціати - одиничні та колоніальні. Разом із губками і водоростями вони були першими рифобудівниками. Повністю вимерли до кінця раннього кембрію.

Починаючи з протерозою розвивались кишковопорожнинні (гідроїдні поліпи - стоматопори, трубчасті та чотирипроменеві корали). Їх справжній розквіт і широке розселення починається з ордовика.

З раннього кембрію відомі представники двостулкових та черевоногих молюсків, з пізнього кембрію поширюються головоногі молюски (наутилоідеї) - хижі форми, які панували в ранньопалеозойських морях. Розквіт їх припадає на ордовицький та силурійський періоди. Полювали на трилобітів, брахіоподи. [3, ст.310]

У силурі з'являються перші безхребетні, які пристосувалися до життя в наземних умовах. Це павукоподібні тварини, близькі за будовою до нинішніх скорпіонів. Разом із багатоніжками вони почали заселяти прибережні ділянки майже одночасно з псилофітами.

В ранньому палеозої відомі вже і перші хребетні. В континентальних відкладах раннього ордовика знаходять кістяні пластинки та шкіряні зуби перших безщелепних, рибоподібних тварин, позбавлених щелеп і плавників і покритих кістяними лусками (панцир). Ці тварини повністю вимерли до кінця девону. Їх далекі родичі - сучасні міноги та ланцетники.

В силурійських морях відомі перші щелепороті риби - акант оди та пластино шкірі. Перші з них мали веретеноподібне тіло, покрите бронею із дрібних квадратних лусок, та внутрішній хрящовий скелет. У пластиношкірих (панцирних) риб було невелике (до 50 см) тіло, голова покривалася панциром із кістяних пластин. Населяли морське мілководдя. [3, ст.311]

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

Рослини поступово завойовують суходіл. До кінця девону повністю вимирають псилофіти, що заселяли ранньодевонські моря. Це було пов'язано з гумідизацією клімату, але ще раніше вони встигли дати початок папоротеподібним, членистостебловим і плаунам. У пізньому девоні особливого поширення набули давні папороті. 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. [3, ст. 325]

У кам'яновугільному періоді склались надзвичайно сприятливі умови для еволюції рослин - в атмосфері зросла кількість кисню, теплий вологий клімат панував на великих просторах планети, інтенсивні опади призводили до заболочування величезних ділянок, які вкривалися густими тропічними лісами. У лісах карбону росли гігантські плауноподібні - лепідодендрони і сигілярії (заввишки 40…50 м, з діаметром стовбура 1-2 м), предки сучасних хвощів - калам іти (заввишки 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 на пласти кам'яного вугілля.

У середньому та пізньому карбоні рослини заселяли вододільні простори, тому на їх розповсюдження почали впливати кліматичні особливості. В середині карбону з'являються перші ознаки термічної диференціації рослинності, а в пізньому карбоні поясна зональність вже досить чітка. Виділяють для цього часу три фіто географічні зони: вестфальську, або вологу тропічну, тунгуську, або північну помірну, гондванську ,або південну помірну.

Вестфальська флора була поширена в Західній і Південній Європі, Середній і Центральній Азії, Південному Китаї, Індонезії, Північній Америці і була подібною до тепло- і вологолюбивої флори раннього карбону. Тут переважали калам іти, сигілярії, лепідодендрони, деревоподібні папороті - рослини без річних кілець, з ознаками гігантизму.

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

Гондванська флора - розвивалась на Гондвані в епохи міжльодовиків'їв і позначилась ще меншою, ніж тунгуська, різноманітністю видів, низькорослістю та пригніченістю форм. Поширені були насінні папороті, трав'янисті хвощі, місцями росла кордаїтова тайга.

У пермському періоді, особливо в другій його половині, в зв'язку з юридизацією клімату, в тропічній зоні вологолюбні плауни, хвощі і папороті поступово витісняються голонасінними рослинами - хвойними, гінкговими, цикадовими. Флора набуває ксерофільного характеру, що проявлялось у зменшенні загального розміру рослин, скороченні площі листя, заміні товстого і соковитого листя тонким, сухим та шкіристим. [3, ст.326]

Величезні ліси кам'яновугільного періоду змінюються дрібними і рідкими оазисами, розкиданими по долинах річок.

Заселення суходолу рослинами, а також мікроорганізми, починаючи з кам'яновугільного періоду, зумовило початок формування грунтової оболонки Землі. [3, ст.327]

Щодо розвитку тваринного світу, то 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.

Серед хребетних у девоні особливого поширення набули риби - девон часом навіть називають «віком риб». Панували в цей час пластино шкірі, або панцирні риби - малорухомі хижі створіння, які вимерли до кінця періоду. До кінця палеозою розвивались акант оди, які дали початок хрящовим та кістковим рибам. Проте особливий інтерес для палеонтології викликають кистопері і дводихаючі риби, розвиток яких у девоні був зумовлений різким скороченням морських акваторій. Дводихаючі (відомі і нині) у воді дихають зябрами, а при пересиханні водойми загортаються в плівку і засинають, зарившись у намул. Дихання здійснюється легенями крізь отвір у коконі біля рота. Кистопері риби для переповзання із пересохлих водойм у повноводні використовували грудні плавники, як кінцівки чотириногих. [3, ст.327]

Вважають, що саме кистепері риби у пізньому девоні дали початок амфібіям. Це були так звані стегоцефали - хижі тварини, які живились переважно рибою і вели земноводний спосіб життя. Кам'яновугільний період був часом розквіту стегоцефалів, які населяли заболочені узбережжя озер, боліт, лісові зарослі. В пізньому карбоні і пермі відомі й інші амфібії - так звані жабоящери.

У карбоні з'являються перші рептилії - котилозаври, які мали суцільний череп, подібний до жабо ящерів, 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 пустельні і напівпустельні райони, де в них не було конкурентів. Серед котилозаврів відомі хижі, рослиноїдні та комахоїдні форми. Наприкінці 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, які з'явилися ще в пізньому карбоні.

На суходолі великого поширення набули комахи - павукоподібні, скорпіони, таргани ,бабки. [3, ст.328]

4. Формування території України в палеозої

Початок кембрію на території України позначився трансгресією моря з заходу та північного заходу. Одночасно наступ моря йшов з півдня та південного заходу, з боку Тетісу. В результаті цієї трансгресії вся область Волино-Поділля, Передкарпаття та Карпат опинилася під рівнем моря. Ця трансгресія на території України відбувалася в умовах порівняно рівнинного рельєфу.

Нижній кембрій на території України представлений виключно теригенними породами: аргілітами, алевролітами, пісковиками. Суходіл за цієї епохи займав на території України значні простори.

Дніпровсько-Донецька западина являла собою понижений суходіл на відміну від відносно підвищеного суходолу Українського кристалічного щита і Воронезького масиву.

В кінці ранньокембрійської епохи море відступило на захід з території Волино-Поділля. Доказом цього є пачка строкатокольорових порід потужністю до 10-12 м, яка простежується в Зх. Волині.

В середню та пізню епохи суходіл займав більші простори, ніж у ранньокембрійську епоху. Відрізнявся він від останнього і вищим гіпсометричним рівнем. Це стверджується значним нагромадженням пісків в середню та пізню епохи кембрію в прилеглих до континенту частинах моря.

В ордовику почалось поступове опускання, що супроводжувалось трансгресією ордовицького моря. Вона йшла як з заходу та північного заходу, так мабуть і з південного заходу, з боку Тетісу, через який море Волино-Поділля сполучалося з морем області Кавказу.

Переважно вапняковий склад ордовицьких відкладів в Зх. Волині без істотної домішки теригенного матеріалу та велика кількість в них решток фауни трилобітів та головоногих вказують на те, що море було відкритим і неглибоким.

Прилегла до Поділля певна частина Українського кристалічного щита залишалася помітно піднесеною в рельєфі суходолу. Відклади представлені пісковиками.

На схід від Волино-Поділля вся територія була суходолом, який був відносно пониженим.

Ранньосилурійська епоха позначилася опусканням південно-західних і західних окраїн Російської платформи і поширенням трансгресії моря на всю площу Зх. України.

На всьому просторі від Наддністрянського Поділля до району м. Ковеля нижньосилурійські відклади представлені майже в однаковій фації неглибокого відкритого моря, в якому відкладався переважно вапнистий та глинисто-вапнистий мул з рештками різноманітної фауни брахіоподи, трилобітів, часом коралів.

Тільки на крайньому заході Волині в районі м. Рави-Руської була відносно глибша зона моря.

Відсутність нижньосилурійських відкладів на решті території дозволяє розглядати її як понижений суходіл.

В районі Передкарпаття та Карпат відбувалось чергування мілкого моря з пониженим суходолом.

В пізньосилурійську епоху відбулось поширення трансгресії моря на Волино-Поділля. Воно було відносно глибоким. На Поділлі в цей час відкладались товщі вапняків, аргілітів.

В цей час на Волино-Поділлі позначається 2 фаціально-різні морські зони: 1) - зона відкритого епіконтинентального моря, в якій нагромаджувався вапнистий та вапнистоглинистий матеріал, і 2) - зона моря геосинклінальної області з нагромадженням в ній лише глинистого матеріалу зчисленними рештками граптолітів.

Звільнилась від покриву морських вод і частина території сучасних Карпат, розташована на захід від Поділля.

Український щит зазнав значних піднять. Вони відбивали прояв останніх фаз каледонського орогенезу.

Решта території на схід від Волино-Поділля (за винятком окремих ділянок Українського щита) являла собою невисокий суходіл.

В ранню епоху девону майже вся площа України була суходолом. Море захоплювало лише південну та південно-західну частину цієї території, куди воно, очевидно, заходило з боку Добруджі і Польщі.

Осадконагромадження відбувалося на південно-західній окраїні Волино-Поділля, де розміщувалась широка дельтова низина з затоками, протоками, озерами, де відбувалось нагромадження переважно піскуватого, а часом і алевритового матеріалу. Всі вони переважно червоно-бурого забарвлення.

На території Дніпровсько-Донецької западини та на площі Донецького басейну існувала акумулятивна рівнина або прогин.

Український щит продовжував зазнавати піднять.

Середній девон позначився трансгресією моря. Його відклади відомі лише на Волино-Поділлі. Вони представлені піскуватими доломітами з прошарками мергелів, аргілітів. В цих відкладах присутні рештки коралів, брахіопод, водоростів.

Море на Волино-Поділлі було напівзамкнутим. Воно охоплювало західну частину України, вузьку смугу на півночі та Дніпровсько-Донецьку западину.

У пізньому девоні трансгресія поступово розвивається до максимальних розмірів. Море було поширене як на заході - на Волині, так і на сході - в Дніпровсько-Донецькій западині. Сполучення морів здійснювалось через Прип'ятський прогин. Вся ця площа зазнала значного опускання, яке супроводжувалось нагромадженням потужних товщ осадових теригенних і хемогенних порід.

Характерними відкладами є бітумінозні породи, насичені нафтою та горючими газами. Присутні горючі сланці. Відбувалось накопичення солей в Дніпровсько-Донецькій западині. Початок інтенсивного вулканізму.

Море мало відкритий характер, було неглибоким, досить теплим.

Карбон характеризувався широким розвитком моря. Це море являло собою невелику частину обширного морського басейну, який вкривав величезні простори Російської платформи та Уралу, і був тісно пов'язаний з середземноморським басейном - Палеотетісом.

Ранню епоху характеризує послідовний наступ моря на суходіл, який досягав свого максимуму в другій половині епохи. Ця епоха відзначала пануванням морського карбонатного, теригенного або теригенно-карбонатного осадконагромаджування. У крайових зонах місцями відбувалися процеси торфоутворення.

Суходіл знаходився в південно-західній частині, охоплюючи площу сучасного Українського кристалічного щита і простір, що прилягає до нього з півдня та південного заходу.

Після великої регресії, що відповідає кінцю ранньої епохи карбону та наступної широкої трансгресії початку середньої епохи морський басейн поступово скорочується, відступаючи на північний схід.

У відкладах все більшого значення набувають лагунні, часто строкатокольорові, лагунно-морські та, частково, континентальні фації.

Велику роль відігравали процеси торфоутворення.

Домінуючих типів геоморфогенезу в Україні, впродовж всього карбону, було два: морський (субаквальних рівнин) та континентальний гумідний.

Пермський період в Україні пройшов на фоні різкого скорочення морських басейнів ,обумовленого загальним підняттям території. Разом з тим у міжорогенні періоди траплялися короткочасні морські трансгресії ,яякі проте були локальними. Сухий і теплий, а у другій половині - напівпустельний клімат, сприяли відкладенню солей. Місцем такого солена громадження майже протягом усього пермського періоду було лівобережжя Дніпра. Найнижче гіпсометричне положення займала у пермі Дніпровсько-Донецька западина. Решта території України була підвищеним плато та характеризувалася посиленою денудацією.

На початку пермі на півдні й південному заході України через Крим, Добруджу і Карпати простягалася гірська система ,яка майже повністю була зденудована до кінця періоду. [1, ст.7-30]



Висновки

Як бачимо, територія України, зокрема її західна частина, загалом розвивалася у загальному руслі. Якщо розглядати окремо західну та східну частини України, то можна спостерігати часткові відмінності на початку палеозойського періоду: у західній частині переважало море, а східна, як правило, характеризувалась континентальними умовами. Лише у девоні море охопило як західну, так і східну частини. Центральна частина ж залишалась підвищеним суходолом. У карбоні ця тенденція до поширення моря продовжувалась. Проте вже у пермі морські басейни зазнали вагомого скорочення.

Размещено на Allbest.ru

...