2.2.6 Корисні копалини
Раннепалеозойских відкладення щодо бідні на корисні копалини. На відміну від докембрію в ранньому палеозої формувалися перші промислові родовища горючих корисних копалин, фосфоритів, кам'яних солей. Родовища металевих корисних копалин є, але їх питома вага в світових запасах і видобутку мінеральної сировини невеликий.
Горючі корисні копалини - нафту. і горючий газ - мають невелике промислове значення, їх родовища відомі в Росії на Сибірській платформі, в США, Канаді і на півночі Африки. Набагато більше значення мають родовища горючих сланців Естонії ордовикского віку.
Родовища металевих корисних копалин поділяються на дві групи. До першої групи належать багаті родовища залізних і марганцевих руд осадового походження. Величезні запаси осадових залізних руд є на сході Північної Америки (гори Аппалачі, Ньюфаундленд). До другої групи належать родовища, пов'язані з магматичними породами, - заліза, марганцю, міді, хрому, нікелю, платини і золота (Алтаї-Саянская область, Урал, Скандинавські гори).
З неметалічних корисних копалин промислове значення мають родовища кам'яної солі на півдні Сибірської платформи біля Іркутська, в США, в Пакистані. Великі родовища фосфоритів зосереджені в США і Китаї. Багаті родовища фосфоритів відомі на хребті Каратау в Середній Азії (кембрій), в Прибалтиці (ордовік), в Східному Саяне і Кузнецькому Алатау. Родовища азбесту і тальку, пов'язані з ультраосновнимі интрузиями, відомі на Уралі.
Розділ 3. Пізній палеозой
Пізній палеозой ділиться на девонський, кам'яновугільний і пермський періоди загальною тривалістю в 170 млн. Років. Відкладення цих періодів складають відповідні системи, які в сукупності утворюють верхнепалеозойских підгрупу. Девонська і кам'яновугільна системи були встановлені в Англії, Пермська - на території колишньої Пермської губернії Росії. Девонська і кам'яновугільна системи діляться на три відділи, Пермська - на два.
3.1 Органічний світ
Органічний світ пізнього палеозою був значно багатшими раннепалеозойских, його розвиток відбувався як в морях, так і на суші. На зміну вимерлим або прийшли в занепад древнім раннепалеозойских групам тварин прийшли нові - позднепалеозойскому. Серед морських безхребетних досягли розквіту замкові брахиоподи, чотирипромінні корали, найпростіші - фузулініди, головоногі молюски - гоніатитам. З хребетних в морях в достатку зустрічалися різні риби. Інтенсивно заселялася суша, на ній виростала пишна рослинність; з'явилися і швидко розселялися наземні хребетні.
Органічний світ девонського періоду. У девоні органічний світ досяг великого розмаїття в морях, а й на суші. Органічний світ моря. Замкові брахиоподи були дуже різноманітні, швидко еволюціонували і панували серед безхребетних, заселивши кращі мілководні ділянки девонських морів. Велику роль грали представники загону спіріферіди.
Гоніатитам, з'явившись на початку девону, швидко і широко поширилися в морях. Вони мали раковину зі слабкою скульптурою і простий перегородочной лінією. Типовим представником є рід тіманітес з гладкою і плоскою раковиною, загостреною у країв. Така форма раковини свідчить, що тіманітес був хорошим плавцем.
Серед голкошкірих були широко поширені морські лілії, представником яких є рід купрессокрінітес. Продовжували свій розвиток найпростіші - форамініфери, губки, мшанки, двостулкові і черевоногі молюски, але всі вони мали другорядне значення.
Серед водних хребетних в достатку зустрічалися різноманітні риби, і тому девон часто називають «століттям риб». На початку девону з'явилися і вимерли в його кінці пластінокожіе риби, представником яких є птеріхтіс з потужним панциром в передній частині тіла. У девонських континентальних басейнах широко поширилися кістеперие і Дводишні риби. З девонських кістеперих можна вказати голоптіхіуса, а з Двоякодихаючих - діптеруса.
Органічний світ суші. На суші відбулися сильні зміни в порівнянні з силуром. Континенти стали населені. В кінці девону з'явилися перші наземні хребетні - найдавніші земноводні - стегоцефали. Вони походять від кистеперих риб. Позднедевонская іхтіостега з Гренландії зберегла в будові тіла багато спільних рис з кистеперої рибами, але її п'ятипалі кінцівки свідчать вже про наземному способі життя.
Вражаюче швидко розвивалися і розселялися наземні рослини. Протягом девону з'явилися основні типи вищих рослин: плауновидні, членістостебельние, стародавні папороті і голонасінні. Рініофіти, з'явившись в силурі, досягли розквіту в середині девону і вимерли до кінця періоду. Типовим представником цих примітивних наземних рослин був рід рінія зі стеблом, що гілкується на дві частини.
Органічний світ кам'яновугільного періоду. У карбоні органічний світ досяг виняткового різноманітності як у морях, так і на суші. Це був час розквіту палеозойских тварин і рослин.
Органічний світ моря. Серед безхребетних панували форамініфери - фузулініди, замкові брахиоподи, гоніатитам, чотирипромінні корали, мшанки, морські лілії і стародавні морські їжаки.
Серед найпростіших виняткового розвитку досягли фузулініди. Їх раковинки схожі на рисові зерна, брали участь у формуванні фузуліновой вапняків.
Брахіоподи були численні, змінився їх склад у порівнянні з девонським періодом. Переважали різні продуктіди, серед яких зустрічалися форми з дуже великої раковиною - гігантопродуктуси багато було спіріферіди - спіріферов, хорістітесов, всі вони брали участь у формуванні вапняків разом з коралами, моховинками і морськими ліліями.
Серед коралів досягли розквіту чотирипромінні, як поодинокі, так і колоніальні. Типовим представником колоніальних коралів є будівельник рифів - рід літостроціон. Широко були поширені хететиди. - Все кам'яновугільні корали брали участь в побудові рифів, зазвичай разом з ними зустрічаються і мшанки. Продовжували свій розвиток гоніатитам, ускладнювалася їх перегородкова лінія і скульптура раковини. Серед голкошкірих були різноманітні і численні морські лілії, з члеників стебел яких складені пласти так званих кріноідних вапняків.
Продовжували розвиватися риби, хоча їх кількість і різноманітність дещо зменшилась в порівнянні з девоном. Особливо багато було хрящових акулових риб, карбон був часом їх розквіту.
Органічний світ суші бурхливо розвивався. На континентах росли справжні ліси з гігантськими деревами, до 30-40 м у висоту і до 2 м в діаметрі. Досягли розквіту плауновидні, серед них виділялися гігантські лепідодендрони і сигиллярии, зі стовбурів яких сформувалися великі поклади кам'яного вугілля в Європі. Удосталь росли членістостебельние і серед них колоноподібні каламіти - предки сучасних хвощів. Багато виростало справжніх папоротей і примітивних голонасінних - кордаитов, висота яких досягала 30 м. З стовбурів гігантів-кордаитов сформувалися вугільні родовища Сибіру.
В кінці карбону намітилася чітка диференціація рослинного світу - з'явилися три флористичні області: тропічна - Еврамерійская (Європа і Північна Америка), північна помірна - Ангарська (Сибір) і південна холодна - гондванская.
На суші було багато різних комах, які швидко розмножувалися завдяки відсутності птахів. У повітрі літали гігантські бабки з розмахом крил до 1 м.
Стегоцефали досягли розквіту, населяли береги озер і боліт, лісові хащі. В кінці періоду з'явилися перші стародавні групи плазунів - котилозаври і звіроподібні ящери.
Органічний світ пермського періоду. Протягом цього періоду органічний світ зазнав серйозних змін. На початку періоду він був схожий з кам'яновугільним, а в пізній пермі він став різко скорочуватися за рахунок вимирання багатьох палеозойських груп тварин і рослин. Це було наслідком великих змін на поверхні Землі через інтенсивні процесів горотворення (скорочення морських басейнів, аридизация клімату і т. П.).
Органічний світ моря. Серед безхребетних панували фузулініди, замкові брахиоподи і гоніатитам. Зменшилася роль чотирипромінних коралів, мшанок і голкошкірих. Фузулініди були вельми різноманітні протягом всього періоду. Серед головоногих молюсків в ранній пермі були рясні гоніатитам, а в пізній пермі вони поступилися своїм місцем цератити, які досягли розквіту в тріасі. Брахіоподи відігравали значну роль в ранній пермі; продовжували будувати рифи корали і мшанки. Поступово збільшувалася роль двостулкових і черевоногих молюсків.
Кінець пермського періоду ознаменувався вимиранням багатьох палеозойських безхребетних: фузулінід, чотирипромінних коралів і табулят, гоніатитам, трилобітів, більшості брахіопод і морських лілій. Зміни відбулися і серед морських хребетних: вимерли найдавніші кістеперие і Дводишні риби, скоротилася кількість хрящових риб.
Органічний світ суші також зазнав сильні зміни. Аридизация клімату істотно вплинула на склад наземної рослинності і хребетних. Особливо різкі зміни відбулися в тропічній провінції в другій половині періоду.
Поступово вимирають гігантські деревовидні плауновидні, членістостебельние і кордаїти, але широко поширюються древні хвойні. Флористичний склад всюди оновлюється, досягає свого максимуму відособленість на фітогеографічеських провінції.
Вимирає більшість стегоцефалів, тільки частина з них пристосувалася до життя в сухих областях. Навпаки, палеозойські плазуни досягли свого розквіту. Серед них були широко поширені жінки з короткими парейазаври - незграбні, але досить великі (до 2-3 м) травоїдні тварини і хижаки - іностранцевія.
Процес вимирання палеозойських тварин і рослин відбувався тривалий час. Він був обумовлений як природними законами еволюційного розвитку органічного світу, так і сильними змінами палеогеографічних умов.
3.2 Платформи
Позднепалеозойскому історія древніх платформ була тісно пов'язана з розвитком розташованих поруч геосинклінальних поясів. Великий вплив справив герцинский орогенез, що охопив в другій половині пізнього палеозою великі території геосинклінальних поясів. Тому девонський і кам'яновугільний періоди були часом переважного прогинання древніх платформ північної півкулі, а пермський період - часом поступового їх здіймання і повного осушення в кінці періоду. Південний материк Гондвана протягом усього пізнього палеозою був піднятий, і тільки невеликі крайові його частини періодично покривалися невеликими мілководними морями.
Східно-Європейська древня платформа
Позднепалеозойскому історія цієї платформи відновлена з великою повнотою, вона істотно відрізняється від раннепалеозонской. Опускання на великих площах привели до виникнення великих синеклиз - Московської, Прикаспійської, Польсько-Литовської, в яких тривалий час існували морські умови. У південній частині платформи виник дуже глибокий грабенообразних прогин - Дніпрова-Донецький авлакоген, в якому протягом пізнього палеозою накопичилися відкладення колосальної потужності. Верхнепалеозойськие відкладення поширені на платформі значно ширше ніжнепалеозойських.
Девонські відкладення дуже широко поширені на Східно-Європейській платформі. Серед них переважають морські породи - девонський період був часом максимальної трансгресії за весь час існування платформи. Девонську історію можна добре простежити на схематичному розрізі через всю платформу в широтному напрямку по лінії Рига - Москва - Казань - передгір'я Уралу. Відсутність нижньодевонських відкладень на розрізі вказує на те, що на початку девону платформа була піднята. Опускання почалися в середньому девоні, вони привели до утворення великого морського басейну, який досяг максимуму свого розвитку на початку пізнього девону. На величезній території в мілководній басейні йшло формування карбонатних опадів. Найбільші прогинання були на сході платформи, тут потужність девонських морських відкладень перевищує 900 м, і серед них спостерігаються навіть глибоководні глинисті фації. На заході - в Прибалтиці - серед девонських відкладень переважають континентальні красноцветах породи, дуже схожі на древній червоний піщаник Англії. Потужність девонських відкладень тут майже вдвічі менше, ніж в східній частині платформи. Велика потужність девонських красноцветов на заході і значна площа їх поширення вказують, що недалеко знаходилася область інтенсивного розмиву. В кінці девонського періоду відбувалося поступове скорочення площі морського басейну; його води мали підвищену солоність (присутність прошарків гіпсу і широке поширення доломіту).
Відкладення карбону поширені на Східно-Європейській платформі широко, але на меншій площі, ніж девонские.Вони майже повсюдно складаються з вапняків, переповнених скам'янілостями: брахиоподами, коралами, найпростішими, голкошкірими і іншими морськими безхребетними. Потужність вапняків карбону зростає в східному напрямку: в Підмосков'ї вона становить 400--450 м, а в Передураллі досягає 1000 м. Великий мілководна морська басейн розташовувався в Московській синеклизе, яка представляла собою дуже пологу западину на північному сході і в центрі платформи величиною понад 1 млн. км2 (вона перевищувала подвоєну площу Франції). У західній і південній крайових частинах синеклизи поширені піски і глини, серед яких залягають копалини вугілля (Підмосковний вугільний басейн) і боксити (околиці Тихвіна). Буре містять багато мінеральних домішок (45%) і води (35%). Незважаючи на низьку якість, ці буре вугілля мають велике народногосподарське значення і широко використовуються як паливо. На північному заході вугленосні відкладення заміщаються боксітоносние (Тихвін), але боксити тут уже давно вироблені. У східному напрямку вугленосні відкладення заміщаються нафтоносними пісками і глинами морського походження.
Протягом кам'яновугільного періоду відбувалося поступове скорочення морського басейну на Східно-Європейській платформі, і в пізньому карбоні він придбав меридіональну форму, повідомляючи на півдні і півночі з водами Атірового океану.
У пермському періоді морської басейн охоплював значні площі Східно-Європейської платформи, але його розміри були менше кам'яновугільного. Особливістю розвитку приміського морського басейну було поступове скорочення його площі і перетворення в величезну лагуну. На початку ранньої пермі басейн мав нормальну солоність і в ньому йшло накопичення карбонатних опадів, як і в кам'яновугільному періоді. У зв'язку з підняттям платформи розміри басейну зменшувалися, сольовий режим порушувався, солоність в ньому все більше і більше підвищувалася. Цьому сприяв сухий жаркий клімат пермського періоду, що викликав інтенсивне випаровування. Замість вапняків стали формуватися доломіт, потім в осад стали випадати гіпси і різні солі. Найбільшою солоності морської води досягли в кінці ранньої пермі, коли в осад стали випадати кухонна і калійна солі; осолоненя піднімалося часом до 25-30% (замість нормальної солоності в 3,5%). В історії Землі це була найграндіозніша за своїми розмірами лагуна, ніколи і ніде більше повторився. Вона залишила після себе колосальні запаси найрізноманітніших солей і супутніх їм мінералів.
У пізній пермі сталася короткочасна трансгресія моря з півночі, з Арктичного басейну. Після цього море надовго покинуло територію Східно-Європейської платформи. В умовах сухого жаркого клімату йшло накопичення континентальних червоноколірних порід на величезній рівнині. Це були річкові, озерні, еолові і пролювіальние відкладення. Основною областю знесення були гірські ланцюги уральських герцинид.
Підняття, які охопили Східно-Європейську платформу в пермському періоді, пов'язані з проявом герцинського складчастості в Урало-Монгольському і Середземноморському поясах.
Зовсім по-іншому йшов розвиток південній частині Східно-Європейської платформи. Тут в середньому девоні відбулися різкі опускання, в результаті яких фундамент був розбитий поруч розломів північно-західного напрямку. Уздовж цих розломів утворився вузький, але значний за протяжністю прогин у вигляді величезного грабена - Дніпрова-Донецький авлакоген (в його східній частині знаходиться Донбас). У девонського періоду в авлакогене відбувалося накопичення морських і континентальних опадів, яке супроводжувалося виливом лав по розломах. Потужність девонських відкладень в Донбасі досягає 1300 м.
Особливий інтерес представляє історія авлакогена в кам'яновугільному періоді. У ранньому карбоні, як і на всій іншій території платформи, накопичувалися карбонатні опади, а протягом середнього і пізнього карбону формувалася вугленосна серія колосальної потужності. На південному сході Донбасу вона досягає 18 км. Накопичення товщі порід такої потужності було можливо лише в умовах інтенсивного прогинання авлакогена з одночасним надходженням у нього великої кількості уламкового матеріалу. Так як накопичення вугленосної серії відбувалося в континентальних умовах (з короткочасними трансгрессиями моря), то прогинання весь час компенсувалося надходженням уламкового матеріалу з поруч розташованих височин.
Вугленосні відкладення детально вивчені в Донбасі, в їх будові спостерігається певна закономірність. Вся вугленосна серія складається з великої кількості пачок-ритмів, відокремлених один від одного слідами розмиву. У підставі ритму залягає піщаник річкового походження, вище йдуть глинисті породи з прошарками вугілля. Це озерно-болотні та прибережно-морські опади. Закінчується ритм морськими вапняками і мергелями. Така будова характерно для вугленосної серії Приморський типу, т. Е. Сформувалася в умовах приморської рівнини, періодично заливати морем. У Донбасі відомо до 300 прошарку вугілля, з них 60 розробляються. Вугілля мають високу якість, вугленагромадження відбувалося в тропічних умовах.
У пермі тривало прогинання Дніпрова-Донецької авлакогена, але в меншій мірі, ніж в карбоні. В умовах сухого клімату пермського періоду вуглеутворення не відбувалося, в прогині йшло накопичення глинистих порід з кам'яною сіллю і гіпсом. У тріасовому періоді прогинання в Дніпрово-Донецькому авлакогене закінчилися і він припинив своє існування.
3.3 Геосинклінальні пояса
Геосинклінальні пояса протягом пізнього палеозою розвивалися по-різному. На великих площах усіх поясів панував геосинклінальний режим. Істотним подією позднепалеозойскому історії був герцинский орогенез, який проявився у всіх геосинклінальних поясах і привів до виникнення великих складчастих областей - герцинид. В результаті герцинського складчастості на значних площах завершився геосинклінальний режим, а Атлантичний, Урало-Монгольський і Арктичний пояса до кінця палеозойської ери повністю перетворилися в молоді платформи. Розглянемо геологічну історію Середземноморського і Урало-Монгольського поясів.
Середземноморський геосинклінальний пояс
Цей пояс, витягнутий в широтному напрямку, охоплює велику територію між Гондваною і древніми платформами - Східно-Європейської, Таримской і Південно-Китайської. Він простягається через всю Європу і Азію від узбережжя Атлантичного океану на заході до Нової Гвінеї на сході. В межах поясу в палеозої існували численні системи геосинклінальних прогинів, які входили до складу ряду геосинклінальних областей. Великий інтерес представляє позднепалеозойскому історія Західно-Європейської області.
Західно-Європейська геосинклінальна область
Ця область, розташована на заході Середземноморського пояса, є найбільш добре вивченим ділянкою пояса. Саме тут ще в першій половині минулого століття були встановлені основні стратиграфічні підрозділи девонской, кам'яновугільної і пермської систем. До складу Західно-Європейської області входили Франція, Чехія, південні частини Англії, Бельгії, Німеччини і Польщі.
У девонського періоду в багатьох геосинклінальних прогинах, що утворилися ще на початку палеозойської ери, йшло накопичення потужних морських осадових і вулканічних товщ, хороші розрізи яких є в Арденнах і Рейнських Сланцевих горах. Девонські відкладення мають великі потужності, в Рейнських Сланцевих горах вони досягають 10-15 км. І склад відкладень, і великі потужності підтверджують, що область перебувала на головному геосинклінальному етапі.
У більш складних умовах протікала геологічна історія Західно-Європейської області в кам'яновугільному періоді. Хорошим прикладом можуть служити Саксонські Рудні і тюрінзькому гори на півдні Німеччини. Тут в ранньому карбоні розташовувався широтний геосинклінальний прогин, в якому формувалися різні фації. На півночі накопичувалася мілководна карбонатная фация вапняків, а на більшій частині прогину йшло освіту більш глибоководної глинистої фації з прошарками кременистих, піщаних і вулканічних порід. Основна область зносу була на півдні, де розташовувався піднятий Чеський масив. Це доводиться збільшенням потужності в південному напрямку. Потужність глинистої фації значно перевищувала потужність вапняків і досягала 4-5 км.
В кінці раннього карбону відбулися сильні зміни. Вони були викликані інтенсивними горотворних процесами, які отримали назву герцинського складчастості. На місці широкого прогину виникли складчасті гірські ланцюги Судет, Рудних і тюрінзькому гір. Могутні товщі глинистих відкладень нижнього карбону були зім'яті в складні складки і перетворені в глинисті сланці, які на півдні Німеччини (в Саксонії і Тюрінгії) здавна служать прекрасним покрівельним матеріалом для дахів. Процес утворення гірської складчастої області супроводжувався формуванням крайового прогину, який виник на півночі. У ньому протягом середнього карбону накопичилася потужна вугленосна серія (до 3-5, км). Місцезнаходження цього широтного крайового прогину добре встановлено; воно фіксується смугою найбільших вугільних басейнів Західної Європи: Південно-Уельського, франко-Бельгійського, Рурського-Вестфальського, Верхньосілезького.
Вугленосна серія являє собою потужну товщу, що складається з чергуються пісковиків і глинистих сланців з численними прошарками кам'яного вугілля. Вона формувалася на приморській рівнині, де виростала багата рослинність. Присутність у вугленосній серії прошарку морських вапняків свідчить, що ця прибережна рівнина зрідка заливалася морем. По складу викопної флори встановлено, що на території Західної Європи в середньому карбоні існував тропічний клімат. Вугілля, що утворилися в прибережних рівнинах, мають високу якість. Вони називаються Приморський (від грецького слова «паралії» - прибережний).
У пізньому карбоні опускання крайового прогину закінчилися і осадконакопление припинилося. Вся територія Західно-Європейської області перетворилася в складчасту гірську країну. У континентальних умовах осадконакопление відбувалося в окремих міжгірських западинах, де формувалися переважно конгломерати, пісковики і глинисті породи з прошарками викопного вугілля. Вугленагромадження тут відбувалося в озерних умовах і, на відміну від Приморський, це вугілля отримали назву лімніческіх (озерних). Якість цього вугілля значно нижче Приморський, так як вони містять велику кількість різних домішок.
Континентальні умови зберігалися і в ранній пермі, але клімат став сухішим. Процеси угленакопления припинилися, повсюдно формувалися грубі червоноколірна пісковики, конгломерати, піщанисті глини. Широко проявлявся наземний вулканізм. Склад порід, їх поширення і великі потужності дозволяють зробити висновок, що починаючи з середнього карбону до пізньої пермі Західно-Європейська область перебувала на заключному етапі геосинклінального розвитку, який протікав в основному в континентальних умовах.
У пізній пермі геосинклінальний режим змінився платформним. Велика частина області продовжувала перебувати в континентальних умовах, але на півночі виникла велика Північно-Німецька синеклиза, в якій в морських умовах накопичувалися спочатку малопотужні вапняки, а потім глини з гіпсом, калійної і кам'яною сіллю. Породи верхньої пермі залягають горизонтально, мають невелику потужність, серед них відсутня вулканічний матеріал.
Коротке знайомство з позднепалеозойскому геологічною історією Західно-Європейської геосинклінальної області дозволяє намітити три основних етапи. Перший з них - головний геосинклінальний - охоплює девон і ранній карбон. Другий, заключний, або орогенний, тривав з середнього карбону до пізньої пермі. Третій етап - платформний - почався в пізній пермі і продовжується в наш час.
Урало-Монгольський геосинклінальний пояс
Інститути, які в пізньому палеозої на території цього величезного пояса геосинклінальні складчасті області відрізнялися один від одного геологічною історією і будовою.
Урало-Тянь-Шаньской геосинклінальна область.Уральська геосинклінальна система. З пізнім палеозоем пов'язано формування найголовніших родовищ корисних копалин Уралу. Тому його позднепалеозойскому історія відновлена досить докладно.
У девонського періоду і ранньому карбоні на Уралі продовжували існувати дві меридионально витягнуті зони геосинклінальних прогинів, розділені геоантіклінальних підняттям. Як і в ранньому палеозої, в західній зоні відбувалися помірні прогинання, йшло накопичення теригенних і карбонатних опадів, вулканічна діяльність не виявлялася. Потужність відкладень девону і нижнього карбону тут не перевищує 2-3 км.
На сході Уралу відбувалися диференційовані руху земної кори з різким переважанням опусканий. Тут накопичилися потужні морські формації, що складаються з вулканічних, вулканогенно-осадових і кременистих порід: лав, туфів, яшм, пісковиків, глин величезної потужності - до 12-13 км (девон і нижній карбон). З девонскими відкладеннями пов'язані родовища дуже цінних і різноманітних за забарвленням уральських яшм, що представляють собою крем'янисті породи вулканічного походження. Немає сумніву в тому, що Уральська геосинклінальна система в девоні і ранньому карбоні перебувала на головному етапі геосинклінального розвитку.
Заключний (орогенний) етап геосинклінального розвитку Уралу почався в середньому карбоні і тривав до кінця пермського періоду. Цей етап відрізнявся від головного геосинклінального переважанням підняттів над опусканиями, накопиченням молассових формацій в міжгірських западинах і крайовому прогині, впровадженням гранітних інтрузій. Горотворні і складкообразовательние процеси почалися в середньому карбоні в східній зоні Уральської системи, а в кінці карбону і на початку пермі охопили весь Урал. Герцинський орогенез досяг максимуму в раннепермского епоху, коли вся Уральська геосинклінальна система перетворилася в складчасту гірську систему, піддавалася процесам розмиву.
Одночасно з процесами складчастості у внутрішніх частинах Уральської системи відбувалося впровадження численних гранітних інтрузій, з якими пов'язані найрізноманітніші родовища корисних копалин. Серед них особливо багато родовищ металів (Fe, Au, Mo, W, Sn, Pb, Zn, Ni, Co і ін.) І дорогоцінного каміння (смарагдів, топазів, аметистів і ін.).
Добре відновлена геологічна історія Предуральского крайового прогину. Так як вона є типовою і для інших крайових прогинів, то буде, розглянута як приклад. Вивчення історії Предуральского крайового прогину має велике наукове і практичне значення - з цим прогином пов'язані великі родовища кам'яних солей і викопного вугілля.
Формування Предуральского крайового прогину тісно пов'язане з проявом герцинського складчастості на Уралі. Прогин почав утворюватися в кінці кам'яновугільного періоду та розвивався в ранній пермі. Він простягався вздовж всієї Уральської гірської складчастої системи, накладаючись на краю Східно-Європейської древньої платформи і Тимано-Печорської області байкаліди. Осадконакопление в прогині відбувалося за рахунок розмиву уральських герцинских гірських споруд. У ранній пермі на півдні і в центральній частині Предуралья в крайовому прогині в морських умовах накопичувалися спочатку потужні конгломерато-піщані товщі, а потім в лагунних умовах - соленосна формація. Пісковики і конгломерати потужністю до 2000--3000 м формувалися в східній частині прогину біля підніжжя гір за рахунок величезних мас грубообломочного матеріалу, що зноситься річковими потоками з гірських хребтів. Ці хребти, ймовірно, досягали декількох тисяч метрів і були покриті льодовиками і снігами, за рахунок танення яких і виникали повноводні і бурхливі річкові потоки. Соленосна формація накопичувалася в центрі прогину. У нижній частині вона складається з глин і гіпсів, а вище - з кам'яної, калійної і магнезіальною солей. Загальна потужність солей досягає 800 м, вони видобуваються в одному з найбільших в світі - Соликамском родовищі. Освіта солей відбувалося в умовах жаркого і сухого клімату в великих осолоненних морських лагунах.
У північній частині Предуральского прогину, на відміну від більш південних районів, замість соленосних накопичувалася вугленосна формація потужністю до 1000 м. Вона складається з ритмічно чергуються глинистих сланців, пісковиків, конгломератів з прошарками кам'яного вугілля. Накопичення в один і той же час різних за складом відкладень було пов'язано з відмінностями кліматичних умов. Північна частина крайового прогину розташовувалася в зоні помірного вологого клімату, де виростала пишна рослинність, з якої і утворилися вугленосні пласти. Пермські вугілля розробляються в Печорському вугільному басейні в околицях Воркути. У пізній пермі Предуральский крайової прогин закінчив свій розвиток. Прогинання в ньому припинилися, і на великих площах, прилеглих до Уральської гірської системи, накопичувалися континентальні червоноколірні відкладення.
Алтаї-Саянская геосинклінальна область. Вся ця величезна область, в якій виявилася раннепалеозойских (ранньо-та позднекаледонская) складчастість в пізньому палеозої перебувала на заключному етапі геосинклінального розвитку. Тут у великих міжгірських западинах, оточених більш-менш високими підняттями, накопичувалися потужні, переважно континентальні відкладення. Найбільш великими западинами були Кузнецкая, Мінусинська і Тувинская.
Девонські відкладення в цих западинах представлені переважно потужними червоноколірними конгломератами і пісковиками молассового формації (потужністю до 5-6 км), з рясними прошарками базальтових лав і туфів. Лише в середньому девоні присутні морські глини і вапняки, що утворилися в результаті короткочасної трансгресії моря з півдня. Широкий розвиток червоноколірних континентальних відкладень свідчить про жаркому сухому кліматі девонського періоду.
Море заливало западини в ранньому карбоні, а починаючи з середнього карбону аж до нашого часу вся територія Алтаї-Саянской області перебувала в континентальних умовах. Клімат став помірним, вологим; повсюдно виростала багата рослинність, серед якої переважали гігантські кордаїти. Вугленагромадження в карбоні відбувалося у всіх великих міжгірських западинах, а в пермі воно тривало в Коваля і Мінусинської. Багата кам'яними вугіллям вугленосна серія Коваля западини, в якій знаходиться один з відомих в Росії вугільний басейн з запасами високоякісного вугілля.
Навіть короткий розгляд позднепалеозойскому історії двох геосинклінальних областей Урало-Монгольського пояса показує, що вони розвивалися по-різному. Герцинський орогенез проявився в Урало-Тянь-Шаньской області і привів до закінчення головного геосинклінального етапу в ранньому карбоні. Починаючи з середнього карбону до кінця пермі тут тривав заключний етап геосинклінального розвитку. В Алтаї-Саянской області заключний етап охопив весь пізній палеозой.
Герцинський орогенез привів до утворення великих гірських масивів, в межах яких панували континентальні умови. На палеогеографических картах добре видно, що значна частина складчастого Урало-Монгольського пояса, а також вся територія Сибірської платформи починаючи з середнього карбону і до кінця пермі входили до складу великого материка, який отримав назву Ангаріду. Геосинклінальноє розвиток Урало-Монгольського пояса повністю завершилося на початку мезозою. Настав новий - платформний етап.
3.4 Епохи складчастості
Одна з них - каледонская складчастість - з найбільшою інтенсивністю виявилася на початку і особливо в середині палеозойської ери; головні її фази відзначаються між Ордовик і силуром і на початку девону, після чого на широких площах почалося формування гірських ланцюгів і накопичення червоноколірних уламкових відкладень молассового формації.
До областей складчастості Каледонії (каледоніди) відносяться: в Європі - каледоніди Ірландії, Шотландії, Уельсу, Північної Англії, північно-західні частини Скандинавського півострова, острова Шпіцберген; в Азії - каледоніди Центрального Казахстану (західна частина), Західного Саяна, Гірського Алтаю, Монгольського Алтаю і Південно-Східного Китаю. До каледоніди відносяться також складчасті споруди Тасманії і Лакланська системи Східної Австралії, Північної та Східної Гренландії, Ньюфаундленду і Північних Аппалачів. Крім того, прояви цієї складчастості встановлені на Уралі, в північно-східній частині Верхояно-Чукотської області, на сході Аляски, в Центральних і Північних Андах і в деяких ін. Більш молодих складчастих спорудах. У Північній Атлантиці з каледонской складчатостью пов'язують освіту Грампіанських гірської країни, яка об'єднала Північно-Американську платформу і острів Гренландію в континент Лавренція.
Найбільш ранні фази складчастості Каледонії відносяться до середини - кінця кембрію (Салаїрський, або сардінскій), основні фази захоплюють кінець ордовика - початок силуру (таконская) і кінець силуру - початок девону (позднекаледонская), а заключні - середину девону (оркадская , або Свальбардський). Каледонская складчастість особливо чітко проявилася в Великобританії, на Скандинавському півострові, на Шпіцбергені, в Казахстані, в Західному Саяне, в Ньюфаундленді і Аппалачах.
Грандіозна герцинського складчастість охоплює кінець палеозою; найбільш інтенсивні її прояви відзначаються в другій половині кам'яновугільного періоду і в пермському періоді.
Назва «герцинського складчастість» дано М. Бертраном по гірській групі Середньої Європи, відомої у древніх римлян як Герцинський Ліс (Hercynia Silva, Saltus Hercynius). У літературі на німецькій мові, для позначення дислокацій північно-західного напрямку, замість терміна «герцинская» застосовується термін «варісськой, варісцийськая, складчастість», введений Е. Зюссом по древньому назвою областей сучасної Саксонії, Тюрінгії та Баварії (Cur Variscorum).
Перша епоха герцинського складчастості - бретонська (у Америці - акадская) - кінець девону - початок карбону - виявилася в Аппалачах, Канадському Арктичному архіпелазі, Андах, центральних частинах палеозойської геосинкліналі Західної Європи і Центральної Азії (Куньлунь). Головна епоха герцинського складчастості - судетськая (кінець раннього - початок середнього карбону) - мала основне значення в створенні складчастої структури європейських герцинид і перетворенні палеозойських геосинкліналей в складчасті гірські споруди. Відкладення середнього карбону (вестфала) зім'яті в складки рухами т.з. астурійськой епохи (фази) складчастості верхнього карбону (стефана) і низів пермі - заальской. З середини ранньої або з пізніше пермі на більшій частині областей герцинського складчастості Центральної і Західної Європи встановився платформний режим, в той час як в Південній Європі ще тривали, а в Східній Європі, на Уралі і в Донецькому кряжі тільки почалися процеси складчастості і горотворення. Для Донбасу, Передкавказзя, Уралу, Аппалачів головна епоха складчастості відноситься до кінця карбону - початку пермі; підняття і ськладкообразованіє місцями (Предуральский передовий прогин, Тянь-Шань, Кордильєри Північної і Південної Америки, Австралійські Альпи) тривали до початку, навіть середини тріасу. У Карпато-Балканської обл., На Великому Кавказі, Алтаї і в Монголо-Охотской системі горотворення почалося в кінці раннього карбону і орогенний період зайняв весь пізній палеозой і початок тріасу.
Після закінчення герцинського складчастості вперше виникли складчасті гірські споруди (герциніди) Західної, Центральної та Південної Європи, Північно-Західної Африки (Марокканська Месета), Північного Кавказу і Передкавказзя, Уралу, Тянь-Шаню, Алтаю, Монголії, Великого Хінгану, Аппалачів, Уошито, канадського Арктичного архіпелагу, Анд Південної Америки, Австралійських Альп; в Кордильєрах Північної Америки герцинського складчастість створила ряд внутрішній підняттів. Герцинское горотворення поширилося і на області складчастості Каледонії Північно-Західної Європи, західної частини Центрального Казахстану, східної частини Алтаї-Саянской області, Північної Монголії і Північного Забайкалля. На півдні і сході Середземноморського пояса (Дінаріди-Елленіди, гори Анатолії, південний схил Кавказу і Гіндукушу і центральний Памір) герцинського складчастість загасає, а в частині пояса, що знаходиться в межах Передньої і Південно-Східної Азії, аж до Гімалаїв, Бірми і Малайського півострова , герцинские руху висловилися лише слабкими підняттями і перервою в накопиченні опадів. У цій частині Тетиса тектонічний режим в палеозої і ранньому мезозої тут був близький до платформеного.
З каледонской і герцинской складчатостью пов'язують освіту древніх континентів і суперконтинентів Землі.Так, в кінці ордовика - силурі, в перебігу якого відбувалася каледонская складчастість, утворилися Гондвана: в результаті зіткнення південних платформ і Лавразия: в результаті об'єднання Сибірської, Російської, Китайської і Північно-Американської платформ. До утворення цих найбільших масивів суші на Землі вже існували інші материки: Лавренції (об'єднував Північну Америку і Гренландію), Бразильський, Африканський (разом з островом Мадагаскар і Аравійським п-вом), Русский (на місці однойменної платформи), Ангаріду (Сибірська платформа) , Китайський, Австралійський.
Кам'яновугільний і пермський періоди - час герцинського складчастості, відзначені злиттям утворилися раніше Лавразии і Гондвани в суперконтинент Пангею. Цьому сприяли інтенсивні тектонічні рухи, що відбувалися на околицях платформ в геосинклінальних поясах.
3.5 Фізико-географічні умови
У пізньому карбоні - ранній пермі сталося зіткнення Євроамериканські матеріака з Сибірським, а Сибірського материка з казахстанським континентом. В кінці девону почалася грандіозна епоха Герцинской складчастості з найбільш інтенсивним проявом при формуванні гірських систем Альп в Європі, що супроводжувалися інтенсивної магматичної діяльністю. У місцях зіткнення платформ виникли гірські системи (з висотою до 2000--3000 м), деякі з них проіснували і до нашого часу, наприклад Урал іліАппалачі. Поза Пангеї перебувала тільки Китайська брила. До кінця Палеозоя в персмком періоді Пангея простягалася від південного полюса до Північного. Південний географічний полюс в цей час знаходився в межах сучасної Східної Антарктиди. Входив до складу Пангеї Сибірський материк, що був північною околицею, наближався до Північного географічного полюса, не доходячи до нього 10-15 ° по широті. Північний полюс протягом всього палеозою знаходився в океані. В цей же час утворився єдиний океанічний басейн з головною Прото-Тихоокеанської западиною і єдина з нею западина океану Тетіс.
3.6 Корисні копалини
З Каледоніями і герцинськимі інтрузивними породами палеозою на Уралі, в Казахстані, на Алтаї, в Західній Європі і Північній Америці пов'язані найбагатші рудні родовища.
До осадових порід палеозойської ери приурочені нафтові родовища Ірану, Волго-Уральської області СНД, центральної частини Північної Америки, провінції Альберта в Канаді; родовища кам'яного вугілля Донецького, Підмосковного, Печорського, Карагандинського і Кузнецького, Таймирського, Тунгуського басейнів, вугільних басейнів Західної Європи, Аппалачів (Північна Америка), Китаю, Індії та Австралії; родовища горючих сланців Естонії і мідистих пісковиків Приуралля і Казахстану. Палеозойський вік мають також великі родовища фосфоритів (Каратау в СНД, Скелясті гори в США), бокситів (Урал, Салаир і ін.), Кам'яних і калійних солей (Солікамськоє, Ілецьк і Іркутська група родовищ в СНД, Штасфуртськоє в ФРН).
У складчастих областях з інтрузіями ультраосновних складу пов'язані родовища хроміту (Південний Урал), азбесту (Тува, Канада), а з інтрузіями кислого складу - золоторудні родовища Північного Казахстану і Кузнецького Алатау.
З раннегеосінклінальним вулканізмом пов'язане утворення родовищ медноколчеданних руд на Уралі, в Аппалачах; а з періодом завершального етапу складчастості і освітою магматичних тіл середнього і кислого складів пов'язано освіту гідротермальних родовищ золота на Уралі, олова - Корнуолл (Англія), залізо і міднорудних скарнових родовищ (м Магнітна, Висока, Краснотурьинск та інших.).
Багато гірські породи палеозойської ери використовуються як чудовий будматеріал (ордовикские вапняки околиць Санкт-Петербурга, кам'яновугільні вапняки Підмосков'я, уральський мармур і ін.).
Розділ 4. Мезозойська ера
Мезозойська ера ділиться на тріасовий, юрський і крейдяний періоди загальною тривалістю 173 млн. Років. Відкладення цих періодів складають відповідні системи, які в сукупності утворюють мезозойську групу. Тріасова система виділена в Німеччині, юрська і крейдяний - в Швейцарії і Франції. Тріасова і юрська системи діляться на три відділи, крейдяний - на два.
4.1 Органічний світ
Органічний світ мезозойської ери сильно відрізняється від палеозойської. На зміну вимерлим в пермі палеозойським групам з'явилися нові - мезозойські.
У мезозойських морях отримали виключне розвиток головоногі молюски - амоніти і белемніти, різко збільшилася різноманітність і кількість двостулкових і черевоногих молюсків, з'явилися і розвивалися шестипроменеві корали. З хребетних широко поширилися костисті риби і плаваючі рептилії.
На суші панували надзвичайно різноманітні плазуни (особливо динозаври). Серед наземних рослин випробували розквіт голонасінні.
Органічний світ тріасового періоду. Особливістю органічного світу цього періоду було існування деяких архаїчних палеозойских груп, хоча переважали вже нові - мезозойські.
Органічний світ моря. Серед безхребетних були широко поширені головоногі і двостулкові молюски. Серед головоногих панували цератити, які витіснили гоніатитам. Характерним родом був цератітес з типовою цератітовой перегородочной лінією. З'явилися перші белемніти, але в тріасі їх було ще мало.
Двостулкові молюски заселили багаті їжею мілководні ділянки, на яких в палеозої жили брахиоподи. Двустворкі швидко розвивалися, ставали більш різноманітні за складом. Збільшилося число черевоногих молюсків, з'явилися шестипроменеві корали і нові морські їжаки з міцним панциром.
Продовжували розвиватися морські хребетні. Серед риб скоротилося число хрящових, стали рідкісні кістеперие і Дводишні. На зміну їм з'явилися костисті риби. У морях мешкали перші черепахи, крокодили і іхтіозаври - великі плаваючі ящери, схожі на дельфінів.
Органічний світ суші теж змінився. Вимирали стегоцефали, а плазуни ставали панівною групою. На зміну вимираючим Котилозаври і звіроподібні ящери прийшли мезозойські динозаври, особливо широко поширилися в юре і крейди. В кінці тріасу з'явилися перші ссавці, вони мали невеликі розміри і примітивну будівлю.
Рослинний світ на початку тріасу був сильно збіднений, позначався вплив посушливого клімату. У другій половині тріасу клімат зволожити, з'явилися різноманітні мезозойські папороті і голонасінні (цикадові, гінкгові і ін.). Поряд з ними були широко поширені хвойні. До кінця тріасу флора придбала мезозойский вигляд, що характеризується пануванням голонасінних.
Органічний світ юрського періоду
Органічний світ юри був найбільш типовим для мезозойської ери.
Органічний світ моря. Серед безхребетних панували амоніти, вони мали складну перегородковий лінію і були надзвичайно різноманітні за формою раковини і її скульптурі. Одним з типових позднеюрских амонітів є рід віргатітес з властивими тільки йому пучками ребер на раковині. Багато стало белемнитов, їх ростри зустрічаються в масовій кількості в юрських глинах. Характерними пологами є ціліндротеутіс з довгим циліндричним ростри і гіболітес з ростри веретеноподібної форми.
Двостулкові і черевоногі молюски стали численні і різноманітні. Серед двустворок було багато устриць з товстої раковиною різноманітної форми. У морях мешкали різні шестипроменеві корали, морські їжаки і численні найпростіші.
Серед морських хребетних продовжували панувати рибоящери - іхтіозаври, з'явилися лускаті ящери - мезозаври, схожі на гігантських зубастих ящірок. Швидко розвивалися костисті риби.
Органічний світ суші був дуже своєрідним. Безроздільно панували гігантські ящери - динозаври - різноманітної форми та розмірів. З першого погляду вони здаються прибульцями з позаземного світу або плодом фантазії художників.
Найбільш багаті залишками динозаврів пустеля Гобі і сусідні ділянки Центральної Азії. Ця величезна територія протягом 150 млн. Років до юрського періоду перебувала в континентальних умовах, сприятливих для тривалого розвитку викопної фауни. Припускають, що ця область стала осередком виникнення динозаврів, звідки вони розселилися по всьому світу аж до Австралії, Африки, Америки.
Динозаври мали гігантські розміри. Сучасні нам слони - найбільші сьогодні з наземних тварин (ростом до 3,5 м і масою до 4,5 т) - здаються карликами в порівнянні з динозаврами. Найбільш великими були рослиноїдні динозаври. «Живі гори» - брахіозаври, бронтозаври і діплодоки - мали довжину до 30 м і досягали 40-50 т. Величезні стегозаври несли на спині великі (до 1 м) кісткові пластини, які захищали їх масивне тіло. На кінці хвоста стегозаврів знаходилися гострі шипи. Серед динозаврів було чимало страшних хижаків, які пересувалися набагато швидше за своїх травоїдних родичів. Розмножувалися динозаври за допомогою яєць, зариваючи їх в гарячий пісок, як це роблять сучасні черепахи. У Монголії досі знаходять стародавні кладки яєць динозаврів.
Повітряне середовище освоїли літаючі ящери - птерозаври з гострими перетинчастими крилами. Серед них виділялися рамфоринхи - зубасті ящери, що харчувалися рибою і комахами. В кінці юри з'явилися первоптіци - археоптерикси - завбільшки з галку, вони зберегли багато рис своїх предків - плазунів.
Рослинний світ суші відрізнявся розквітом різноманітних голонасінних: цикадових, гинкгових, хвойних та ін. Юрская флора була досить однорідною на земній кулі і тільки в кінці юри почали намічатися флористичні провінції.
Органічний світ крейдяного періоду
Протягом цього періоду органічний світ зазнав істотних змін. На початку періоду він був схожий з юрським, а в пізньому крейдяному періоді став різко скорочуватися за рахунок вимирання багатьох мезозойських груп тварин і рослин.
Органічний світ моря. Серед безхребетних були поширені ті ж групи організмів, як і в юрському періоді, але склад їх змінився.
Продовжували панувати амоніти, серед них з'явилося багато форм з частково або майже повністю розгорнутої раковиною. Відомі крейдяні амоніти зі спірально-конічної (як равлики) і палкообразной раковиною. В кінці періоду всі амоніти вимерли.
Белемніти досягли свого розквіту, вони були численні й досить різноманітні. Особливо широко був поширений рід белемнітелла з ростри, схожим на сигару. Збільшувалася значення двостулкових і черевоногих молюсків, вони поступово захоплювали панівне становище. Серед двустворок було багато устриць, іноцерамусов і пектенов. У тропічних морях пізньої крейди жили своєрідні бокаловидні гіппуріти. За формою своєї раковини вони нагадують губок і одиночних коралів. Це є доказом того, що ці двостулкові молюски вели прикріплений спосіб життя, на відміну від своїх родичів. Великої різноманітності досягли черевоногі молюски, особливо до кінця періоду. Серед морських їжаків панували різні неправильні їжаки, одним з представників яких є рід мікрастер з раковиною серцеподібної форми.
Тепловодні позднемеловой моря були переповнені мікрофауною, серед якої переважали дрібні форамініфери - глобігеріни і ультрамикроскопические одноклітинні вапняні водорості - кокколітофоріди. Скупчення кокколити утворювало тонкий вапняний мул, з якого в подальшому формувався писальний крейда. Найбільш м'які різниці писального крейди майже повністю складаються з кокколити, домішка форамініфер в них незначна.
У морях було багато хребетних. Швидко розвивалися костисті риби, і вони завойовували морське середовище. До кінця періоду існували плаваючі ящери - іхтіозаври, мозозаври.
Органічний світ суші в ранній крейді мало відрізнявся від юрського. В повітрі панували літаючі ящери - птеродактилі, схожі на гігантських кажанів. Розмах їх крил сягав 7-8 м, а в США був виявлений скелет гігантського птеродактиля з розмахом крил 16 м. Поряд з такими величезними літаючими ящерами мешкали птеродактилі розміром не більше горобця. На суші продовжували панувати різні динозаври, але в кінці крейдяного періоду всі вони вимерли разом зі своїми морськими родичами.
Наземна флора раннемеловой епохи, як і в юре, характеризувалася пануванням голонасінних рослин, але починаючи з кінця ранньої крейди з'являються і швидко розвиваються покритонасінні, які разом з хвойними стають панівною групою рослин до кінця крейдяного періоду.Голонасінні різко скорочуються в кількості і різноманітності, багато хто з них вимирають.
Таким чином, в кінці мезозойської ери відбулися істотні зміни як у тваринному, так і в рослинному світі. Зникли всі амоніти, більшість белемнитов і брахіопод, все динозаври, крилаті ящери, багато водні рептилії, стародавні птиці, ряд груп вищих рослин з голонасінних.
Серед цих істотних змін особливо вражає швидке зникнення з лиця Землі мезозойських гігантів - динозаврів. Що ж стало причиною загибелі такої великої і різноманітної групи тварин? Ця тема давно привертає вчених і досі не сходить зі сторінок книг і наукових журналів. Існує кілька десятків гіпотез, і з'являються нові. В основу однієї групи гіпотез покладено тектонічні причини - сильний орогенез викликав істотні зміни палеогеографії, клімату і харчових ресурсів. Інші гіпотези пов'язують загибель динозаврів з процесами, що відбувалися в космосі, головним чином зі зміною космічної радіації. Третя група гіпотез пояснює загибель гігантів різними біологічними причинами: невідповідність між об'ємом мозку і вагою тіла тварин; швидким розвитком хижих ссавців, їли дрібних динозаврів і яйця великих; поступовим потовщенням шкаралупи яєць до такої міри, що дитинчата не могли її пробити. Існують гіпотези, що зв'язують загибель динозаврів зі збільшенням мікроелементів у навколишньому середовищі, з кисневим голодуванням, з вимиванням вапна з грунту або зі зростанням сили тяжіння на Землі до такої міри, що гіганти-динозаври були розчавлені власною вагою.