Нина Васильевна Литвинович
Лекции, читанные студентам Географического факультета
Московского Государственного университета
в 1974/75 учебном году
История этого конспекта не совсем обычна.
Профессор Н.В. Литвинович, невзрачного вида старушка со скрипучим голосом, с первой лекции обрушила на нас, студентов 2-го курса Геофака, такой поток сложной и трудноусваиваемой информации, что меня взяла оторопь. Пока речь шла о терминологии, о методах и прочих вводных вещах, занявших примерно шесть (!) лекций, сохранялась надежда, что туман рассеется. Но когда дело дошло до систематического изложения сути предмета, я запаниковал — с голоса я даже самый простой материал воспринимаю туго. К тому же на первой лекции нам было сказано, что никаких печатных пособий по данному курсу нет, учебники же других авторов не годятся. Это была правда, почему — объясню чуть далее. А довольно суровый вид профессора заставлял предполагать, что экзаменатор она безжалостный. Ну, словом, было от чего впасть в панику…
Студентом я был прилежным, лекций никогда не прогуливал, но тут превзошел себя — я стал таскать на лекции магнитофон. Садился у самого преподавательского стола и старался поворачивать микрофон в ту сторону, где находилась проворная старушка, которая много чертила на доске, а порой обращалась к большой и подробной геологической карте.
Дома я прокручивал магнитофонные записи, переписывая лекции в тетрадь — практически слово в слово (мелкая подробность — наушников у меня не было, так что родные имели полную возможность изучать историческую геологию вместе со мной. Отец ворчал, но терпел). Поскольку во время лекций у меня было достаточно времени — ведь писал за меня магнитофон, — всё начертанное профессором на доске я заносил в специальный блокнот, дома же перерисовывал чертежи и схемы в тетрадь с конспектом.
В одну тетрадь весь курс не влез — после шестнадцатой лекции пришлось завести вторую. Увы, она пропала. Так что здесь отсутствуют конец мезозоя и весь кайнозой.
Мне сложно судить о ценности этих записей — ведь я не геолог. Но поскольку учебника Нина Васильевна Литвинович так и не написала, детальная запись примерно половины курса (первые семь лекций по указанным выше причинам были записаны мною кратко и довольно хаотично) представляет интерес по крайней мере с точки зрения истории геологической науки.
Следует иметь в виду, что Н.В. Литвинович была убежденной противницей теории плавающих литосферных плит, созданной Альфредом Вегенером. По-видимому, сформировавшись как ученый в период наибольшей критики гипотезы, высказанной австрийским геологом, она не приняла и новейших аргументов в ее пользу. Вот почему новейшие учебники исторической геологии не годились для того, чтобы изучать этот предмет по Н.В. Литвинович… (Впрочем, если я что-то здесь путаю, пусть меня поправят.)
Несколько замечаний текстологического характера. Фиксируя речь лектора на бумаге, я, конечно, устранял мелкие огрехи речи — пропускал повторы, заминки, слова-паразиты. В одном или двух случаях, помнится, пришлось опустить довольно большие куски, когда лектор слишком далеко уходила от темы лекции.
Сейчас, при перепечатывании, я позволил себе исправить только несколько явных ошибок, сделанных, по-видимому, мною при записи на бумагу (часть их была отмечена, очевидно, уже при подготовке к экзамену).
Мне не удалось найти символ, используемый для обозначения кембрия (латинское C, перечеркнутое волнистой чертой). Пришлось остановиться на символе евро (€) — ничего лучше я не нашел.
А. Бирюков
Методы геологии; систематика. Геохронологическая шкала.
Платформа — устойчивый участок земной коры, не подвергающийся складкообразованию. По своему строению платформа подразделяется на 2 части: фундамент платформы, смятый сильнодислоцированный, пронизанный большим количеством гранитных интрузий, Ar + Pt; и чехол, состоящий из горизонтально лежащих пород. Такого строения платформы получили название древних платформ.
Щит — это выход на дневную поверхность складчатого фундамента. Канадский, Гвианский, Бразильский, Скандинавский, Украинский щиты и др.
Плита — та часть фундамента, которая погружена под топографический уровень на ту или иную глубину и перекрыта горизонтально залегающими осадочными породами.
На плите в результате дифференциации колебательных движений возникают (в чехле) структуры второго порядка — синеклизы и антеклизы.
Древние платформы: Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайская, Южно-Американская (северная часть + Бразильская), платформа Конго, Южно-Африканская, Индийская, Австралийская.
Платформы южного полушария объединяются в Гондвану. Складчатые сооружения, возникшие в конце верхнего Pt, называются байкалидами. Ar + Pt + € (?).
Каледонская складчатость — нижний палеозой (€, O, S). Монголо-уральская складчатая система, саяно-алтайская зона, под молодым чехлом вдоль Сибирской платформы; Атлантический складчатый пояс — Норвежские горы, Великобритания, Ньюфаундленд, Северные Аппалачи, по восточной окраине Гренландии.
Герцинская складчатость — верхний палеозой (D, C, P), широко распространена, в частности, весь Монголо-Уральский пояс.
Эпигерцинские и эпикаледонские платформы (квази-платформы).
Герцинская складчатость — Западная Европа от Испании до Венгрии, юг Атласа, Капская область, Восточная Австралия и др.
Мезозойская складчатость (T, J, K). Завершение — конец мелового периода. Тихоокеанский складчатый пояс.
Альпийская складчатость (Pg—Q) — Камчатка, Курилы, Сахалин, Япония, Филиппины, Новая Гвинея, Новая Зеландия, Южная Европа, Альпы, Малая Азия, Кавказ, горы Ирана.
Рис. 1
Рельеф морского дна.
Геологические и геофизические методы его исследования. Геологические методы — косвенные. Три типа морских берегов — атлантический, тихоокеанский и индийский. Изучение осадков.
Геофизические методы. Метод прохождения сейсмических волн. Магнитометрический метод; гравитационный метод.
Морское дно в морфологическом отношении разделяется на зоны: шельфа, континентального склона, океанического ложа. На океаническом ложе возникают срединные хребты и глубинные впадины. Хребты в центральной части разрезаны разломами — так называемыми рифтами. Срединные хребты (их вершины) покрыты осадками нижнего неогена, к периферии — более древними. Породы — основные и ультраосновные.
Строение и рельеф ложа океана. Верхний слой (мощность слоя 500 м); скорость сейсмических волн (v) — 2,2–2,8 км/сек; осадочные образования.
Второй слой; v = 3,7–4,5 км/сек. Вулканогенно-осадочная толща мощностью 1,7 км.
Третий слой; v = 6,7 км/сек. Состоит из базальтов (мощность ≈ 5 км). Нижняя граница — линия Мохоровичича; глубже идёт мантия.
Все три слоя устанавливаются в Тихом океане, но мощность их неоднородна.
Рис. 2. Схематический профиль дна Атлантического океана
Методы исторической геологии.
Историческая геология — наука, восстанавливающая закономерное развитие всех процессов, протекающих в земной коре, а также развитие органического мира.
Рис. 3
Задачи исторической геологии: восстановление возраста горных пород; воссоздание условий формирования осадков и восстановление палеогеографических условий прошлого Земли (фациальный анализ); восстановление времени проявления тектонических движений в земной коре; восстановление возраста внедрения гранитных интрузий и метаморфизма горных пород.
Возраст пород — относительный и абсолютный.
1. Методы относительной геохронологии. Стратиграфическая группа методов заключает собственно стратиграфический, т.к. при ненарушенном залегании нижний пласт всегда древнее верхнего; метод маркирующего горизонта, основанный на выявлении какого-либо горизонта; метод тяжёлых фракций.
Минералого-петрографический метод: по минералогическому составу сопоставляются далеко отстоящие друг от друга пласты.
Биостратиграфические методы были установлены в начале XIX в. Смитом и Кювье. В основу метода положены нахождения ископаемых в определённых пластах. Методы: руководящих ископаемых; процентно-статистический; филогенетический; палеоэкологический.
Танатоценоз — сообщество мёртвых организмов.
Местные стратиграфические шкалы устанавливаются для тех районов, где мощные толщи горных пород не содержат ископаемых или содержат эндемичные виды ископаемых.
| Серия | → свита | → толща (пачка) | → слой (пласт) | |
| Эра | → период | → эпоха | → век | → время |
| Группа | → система | → отдел | → ярус | → зона |
Рис. 4
Абсолютная геохронология даёт ясное представление о времени накопления горных пород.
Методы: свинцовый и по гелию.
Калий-аргоновый метод; стронциевый; по глаукониту; дисперсионный.
Метод фациального анализа. Необходимо знать осадок, фауну и место нахождения. Фация — участок слоя или горизонта с определённым литологическим составом, комплексом органических остатков, физико-географических условий. Впервые фации были выделены Грёсли.
Метод сравнения современных осадков с древними — метод актуализации.
Дополнительный метод — сравнительно-геологический.
Современные морские осадки.
В прибрежной зоне — конгломераты, галечники, далее по шельфу — песок различной зернистости, затем, после так называемой линии илов — глинистые отложения, затем — карбонатные, далее, на склоне и на ложе — различные органогенные илы; в наиболее глубоких местах — красная океаническая глина.
Проявления вулканизма, рельеф морского дна, влияние рельефа суши и климата, морские течения — факторы, оказывающие большое влияние на морские осадки.
Влияние морских течений выражается в распространении теплолюбивых моллюсков к северу от их ординарной границы. Из-за течений в углублениях морского дна накапливаются тонкие отложения.
Правило Головкинского—Вальтера: мы находим фации, которые близки по строению и структуре. Конгломераты — пески — глинистые сланцы — карбонатные породы.
Биономический анализ: выделяются две группы животных: бентос и нектон (с планктоном). Бентос: кораллы, пелециподы, морские водоросли. В бентосе присутствуют породообразующие животные.
В ископаемом состоянии мы никогда не встречаем цельных биоценозов, а только так называемые танатоценозы.
В нормальных солёных бассейнах (34–35‰ солёности) в литоральной части встречаются разнообразные по структуре осадки: от песчаных до глинистых; фауна либо с толстыми панцирями, либо зарывающиеся, либо прячущиеся под камнями. В дельтах рек присутствуют как морские, так и речные организмы.
В ископаемом состоянии отложения литорали встречаются редко.
В сублиторали за счёт жизнедеятельности организмов идёт накопление карбонатных осадков.
Псевдоабиссаль лежит ниже линии илов; крупные формы не могут зарываться, чаще — зарывающиеся формы. Мощность отложений псевдоабиссали до 150 м.
В батиальной зоне встречаются отложения в виде илов: фораминиферовых, птероподовых; химические осадки. Животные — планктон (радиолярии, диатомовые водоросли).
В абиссальной зоне карбонатные осадки полностью исключаются.
Ненормально солёные бассейны:
а) опреснённые (18–30‰ солёности). Количество морских видов прямо пропорционально солёности. В таких бассейнах малое количество видов компенсируется большим количеством особей. Осадки — по большей части терригенные;
б) осолонённые (>40‰). Осадки — известняки, другие карбонатные породы. Фауна очень бедна. В ископаемом состоянии осолонённые бассейны встречаются очень часто;
в) бассейны с сероводородным заражением. Сероводородное заражение образуется в осолонённых бассейнах. В Черноморском бассейне выделяется три слоя: верхний — 12‰, средний, приносимый из Босфора, мощностью около 120–150 м, 30‰, и нижний, так называемый тяжёлый слой, заражённый сероводородом, выделяющимся в результате гниения отмершего нектона и планктона. Осадок — очень однородный, глинисто-мергелистые породы с конкрециями пирита. В краевых зонах осадок терригенно-карбонатный. В ископаемом состоянии эти бассейны встречаются довольно часто.
Для рассмотрения континентальных отложений используют их распространение.
Территории с гумидным климатом. Накапливаются: коры выветривания (элювий), мощностью до 100 м, сероцветные образования — песчаники, алевролиты, аргиллиты с прослоями, линзами каменного угля — паралического и лимнического. Широкое распространение аллювиальных отложений. Но не происходит накопления карбонатных отложений.
Территории с аридным климатом. Делювиальные отложения, такырные образования, озёрные образования, большое количество песчаных отложений. Пролювий конусов выноса временных, порой значительных, водотоков. Перед конусами часто образуется блюдцевидное озеро с тонкими глинистыми слоистыми отложениями.
Области межгорных и предгорных краевых прогибов.
Отложения ледниковых эпох. Пример — нижнепротерозойское оледенение. Моренные отложения уплотнены и носят название тиллитов.
Рис. 5 |
Флювиогляциальные и озёрно-ледниковые отложения (последние — ленточные глины).
Методом фациального анализа устанавливается палеогеографическая ситуация в то или иное время.
Восстановление истории развития тектонических движений. Проявление вулканизма и метаморфизма. Два типа движения: эпейрогеническое (медленные колебания) и орогеническое (захватывает определённые участки земной коры).
Методы определения эпейрогенических движений: фациальный анализ по разрезу; анализ мощностей; построение палеогеографических карт. Фациальный анализ применим для разрезов небольшой мощности. Для бoльших разрезов применяется метод мощностей.
Рис. 6
Рис. 7
Орогенические колебания проявляются только в геосинклинальных областях. Под геосинклиналью понимают линейно вытянутый участок земной коры, подвергающийся складкообразованию. Характеризуется значительной мощностью пород. Породы имеют значительное протяжение вдоль геосинклинали.
Количество антиклиналей (и геосинклиналей) в геосинклинальных областях может достигать 8–10. Геосинклинали внутренние (эвгеосинклинали) и краевые (миогеосинклинали). Для эвгеосинклиналей характерно малая мощность осадочных толщ, породы слабо метаморфизованы. Для краевых геосинклиналей весьма характерен вулканизм, и эффузивный, и интрузивный; мощность накопленных осадков очень велика — до 10 км.
Складчатые пояса — Монголо-Уральский, Атлантический, Тихоокеанский, Средиземноморский. Каждый пояс включает довольно большое количество синклинальных областей.
Рис. 8
Моласса; флишеподобные образования; соленосные образования; угленосные образования.
Длительность докембрия — 3–4,5 млрд. лет, т.е. в шесть–семь раз больше фанерозоя.
Архей (A) на более дробные группы не подразделяется. Протерозой подразделяется на две самостоятельные группы: нижний + средний нерасчленённые (Pt1+2) и верхний (Pt3).
В некоторых пробах архейского возраста обнаружены споры.
Верхнепротерозойские породы почти не метаморфизованы.
| Верхняя граница, млн лет | Группа | Система (период) | Отдел, верх. граница, млн лет |
|---|---|---|---|
| 500–550 | Верхний протерозой Pt3 | Венд V | |
| Рифей R | R3, 700 | ||
| R2, 1000 | |||
| R1, 1350–1400 | |||
| 1600 | Средний-нижний протерозой Pt1+2 | ||
| 1900 | |||
| 2500–2600 | Архей A |
Рис. 9. Расчленение докембрия
Шунгиты — метаморфизованные угли.
В среднем протерозое встречаются органогенные мраморы. В Pt3 встречаются ярко выраженные органические остатки, так называемые строматолиты.
Породы архея — гнейсы и мигматиты, сильно метаморфизованы. Были подвергнуты так называемой беломорской складчатости и гранитизованы. Складчатость архея называют текучей тектоникой. Железистые сланцы.
Срединные массивы — ядра будущих платформ, между ними возникают геосинклинальные области. В Pt1+2 выделяют нижнекарельскую и верхнекарельскую серии, различающиеся по степени метаморфизма. Представлены хлоритовыми, кварцитовыми и др. сланцами. Между Pt1 и Pt2 возникает новая складчатость.
В среднем протерозое — песчаники, мраморы и пр. Складчатость ещё более чёткая.
Архей и протерозой — кратонизация пород. Беломорская складчатость — первая стадия.
Внедрение интрузий основного и кислого состава. Гранулитовая стадия.
Крупные прогибы в беломоридах; возникают отдельные жёсткие массивы, между которыми располагаются геосинклинали, в которых происходит накопление терригенных осадков, мощностью 12 км и более. Завершение этого этапа связано с Карельской складчатостью, прорванной гранитными интрузиями.
Миогеосинклинали — породы осадочного типа, карбонатные, песчано-глинистые.
Свеко-фенская складчатость — слабая метаморфизация.
В конце среднего протерозоя появляются горизонтальные отложения, заполняющие грабены.
Распространение архейских пород — на древних платформах. Нижнее- и среднепротерозойские породы принимают участие как в основаниях платформ, так и в их осадочных чехлах. Устойчивые геосинклинальные пояса.
Верхний протерозой подразделяется на венд (V) и рифей (R). Органические остатки — водоросли (строматолиты). В геосинклинальных зонах идёт накопление известняков. Рифей подразделяется на нижний (R1), средний (R2) и верхний (R3). Нижний рифей известен только для геосинклинальных областей; представлен песчаниками, конгломератами, глинисто-сланцевыми породами. Мощность отложений — 2–2,5 км.
Мощность среднего рифея — 1,5 км. Известняки чередуются с песчаниками. Интенсивная вулканическая деятельность. R3 представлен известняками, мощность 1000–1200 м.
Отложения венда известны шире, чем рифейские, но мощность их невелика. В вендских отложениях впервые появляются отпечатки животных. Байкальская складчатость.
На платформах рифейские отложения выполняют авлакогены. Отложения венда на платформах сплошной пеленой покрывают все платформы, за исключением областей сноса. Мощность от нескольких десятков метров до 150 м.
Платформы в течение R–V претерпели значительные изменения за счёт морских трансгрессий.
Байкальская (или Забайкальская) геосинклиналь испытывала значительное опускание, сопровождавшееся вулканизмом.
Полезные ископаемые докембрия. Так как отложения разрушены и смыты, ископаемые редки. Месторождения золота, олова, никеля, меди. Осадочные — железнорудные (джезпиллиты), приуроченные исключительно к докембрию, фосфориты. Обильны строительные материалы.
В начале палеозоя образуются древние платформы: Североамериканская, Гондвана и др.
Фанерозой подразделяется на палеозой (Pz), мезозой (Mz) и кайнозой (Kz).
Палеозой делится на нижний (Pz1) (Каледонский этап развития, заканчивающийся Каледонской складчатостью) и верхний (Pz2).
Нижний палеозой включает кембрий (€), ордовик (O) и силур (S). Кембрий выделен в 1836 г. геологом Седжвиком в Уэльсе, ордовик — в 1956 г. на территории СССР, силур — в 1835 г. Мурчисоном. Кембрийская система делится на €1, €2 и €3; ордовик — также на три отдела: O1, O2 и O3, силур — на S1 и S2.
В силуре появляются наземные растения, в основном Psilophyton. Наземная фауна появляется также в S1 — это многоножки и скорпионы. В верхнем силуре появляются водные позвоночные — панцирные рыбы с хрящевым скелетом. Трилобиты примитивны, носят признаки архаичности: непостоянство количества туловищных члеников (от 2 до 40), хвостовой щиток в виде лопатки. В ордовике и силуре характер и форма трилобитов резко изменяются: Jllaenus — подвижные, питающиеся водорослями; Asaphus — зарывающиеся хищники; Trinucleus — глубоководные; планктонные формы — Cheirurus и др. В силуре количество видов сокращается. Брахиоподы кембрия — примитивные, беззамковые, панцирь — известково-хитинный; в ордовике появляются замковые (articulata).
Archeoceatus занимают положение между губками и коралалми. В ордовике и силуре они заменяются кораллами.
Граптолиты — сложноколониальные животные. Двурядные характерны для ордовика, monograptus — для силура.
Головоногие cephalopodae появляются в €1, в силуре появляются Nautilus.
Иглокожие появляются в ордовике, достигают значительного развития в силуре; морские лилии, морские ежи. Губки — каменистые.
Гигантские раки (в верхнем силуре) встречаются в опреснённых лагунах; достигают 1 м длины.
Грампианская геосинклиналь (Каледонская) захватывает Ирландию (крайняя южная часть) — Уэльс — южную Шотландию — Норвегию. Нижний кембрий почти целиком представлен отложениями суши, в среднем кембрии появляются мелководные отложения мощностью около 1200 м, отлагаются тонкие глины с большим количеством брахиопод.
Рис. 10
Мощность ордовикских отложений — 4500 метров.
Таконская фаза складчатости (не образует горных систем).
Рис. 11
Зоны Грампианской складчатости — Уэльская и Норвежско-шотландская.
По характеру осадков, по их составу, по их мощности выделяется прогиб, который окружён с запада и с востока поднятиями.
Норвежско-шотландская зона располагалась к северо-западу от Уэльской. Она значительно больше Уэльской; захватывает всю Норвегию, южную Шотландию, среднюю Англию и северную Ирландию. По всей вероятности, она связана с геосинклиналью, расположенной по юго-восточной окраине Северной Америки.
Эта зона очень хорошо прослеживается по выходам ордовикских и силурийских отложений. Кембрийские отложения на территории Норвежско-шотландской зоны не известны лишь только потому, что они, по всей вероятности, перекрыты более молодыми отложениями. История развития этой зоны несколько отличается от истории развития Уэльской зоны. Как видно из рис. 12, мощность отложений ордовика (до 4,5 км) объясняется главным образом наличием мощных толщ вулканических пород. Между вулканическими породами залегают тонкие глинистые сланцы, главным образом граптолитовые.
Рис. 12. Профиль через отложения ордовика и силура
южной Шотландии и северной Англии
Раз Грампианская геосинклиналь состоит из геосинклиналей и геоантиклиналей, то к югу и к северу от зоны прогиба располагались какие-то поднятия. Эти поднятия, как и зона прогиба, испытывали движения земной коры, причём движения неравномерные: прогиб интенсивно опускался, тогда как поднятия задерживались в своём движении. В результате возникли очень крупные разломы, которые достигали мантии. По разломам происходило поднятие магмы. Лава поднималась и разливалась по морскому дну, перемешиваясь с туфами и тонкими глинистыми породами. Этот прогиб являлся компенсированным — поступление материала соответствовало прогибу этого участка.
В центральной части мощности пород очень малы, но глубина бассейна была та же; в данном месте мы видим компенсированный прогиб.
Силурийская история для Норвежско-шотландской зоны резко отличается от истории ордовика. Отличие это заключается в том, что здесь накапливались осадки исключительно мелководного характера. Здесь мы видим как морские, так и континентальные отложения, причём очень чётко различаются нижнесилурийские и верхнесилурийские отложения. Такая резкая смена в характере осадков связана с начавшимися тектоническими движениями. Если в S1 идёт накопление карбонатных, песчано-глинистых пород (морские образования), то уже начиная с верхнего силура по всей зоне резко меняется характер осадков. Между нижним и верхним силуром происходят горообразовательные движения, которые захватывают крайнюю южную часть Шотландии.
В верхнем силуре в связи с этим резко меняется состав пород; происходит накопление мелководных морских образований, которые далее сменяются глинистыми и карбонатными породами, а на крайнем юге — граптолитовыми сланцами.
Верхний силур подразделяется на два яруса — лудлоу и даунтон. Между лудлоу и даунтоном происходят новые горообразовательные движения, которые воздымают возникшую уже ранее складчатую структуру и сильно сминают в складки значительную часть южной Шотландии. В течение даунтона здесь складкообразования уже не происходит. Осадки накапливаются лишь в центральной части, они представлены красноцветными глинами, которые далее сменяются морскими песчаниками; конец даунтона характеризуется новой складчатостью, которая обычно выделяется под названием Ново-Каледонской. Эта складчатость как бы приподнимает в центральной части складчатые структуры, дополнительно их сминает и воздвигает горные сооружения, закрывающие Грампианскую геосинклиналь, которая в конце силура и прекращает своё существование.
В дальнейшем, в конце силура — начале девона, начавшиеся складкообразовательные движения продолжаются, но они выражаются в том, что очень резко воздымается вся горная страна, и в результате этого крупные древние платформы как бы придвигаются, тем самым подрезая корни каледонских складчатых структур и опрокидывая их веерообразно на платформы, частично на Североамериканскую, частично на Восточно-Европейскую.
Таким образом, мы видим, что Каледонский орогенез на платформах на даёт развития краевых прогибов, которые очень типичны для всех остальных складчатых эпох.
Нижнепалеозойский этап развития заканчивается Каледонской. В связи с этим происходит как бы наращивание древних платформ, увеличение их площади и уменьшение площади геосинклиналей. В частности, Северо-Атлантический пояс превращается в складчатую структуру, и, м.б., даже здесь возникает суша, которая соединяет Северную Америку и Восточно-Европейскую платформу.
В целом нижнепалеозойские отложения довольно широко известны. Нижний палеозой явился временем становления всех геосинклинальных областей, выявились крупные изменения и структуры в геосинклинальных областях.
Например, в западноевропейской части Средиземноморского геосинклинального пояса можно выделить три зоны: Западноевропейскую синклиналь на севере, крупную геоантиклиналь, включающую Главное Французское плато, Вогезы, Шварцвальд и Богемский, или Чешский массив; эта геоантиклиналь отделяла северную синклиналь от южной, т.н. Альпийской геосинклинали. Эти структурные элементы заложились в начале кембрийского периода.
Однако в пределах этих структурных элементов кембрийские отложения встречаются только в нескольких участках, и то они представлены обособленными разрезами; сплошных выходов кембрийских отложений нет. Это связано прежде всего с длительным развитием Средиземноморского пояса и значительным количеством тех складчатых проявлений, которые захватывали эту территорию. Нижнепалеозойские отложения, как самые древние, частично переработаны, частично метаморфизованы и перекрыты более молодыми отложениями. Выступают на дневную поверхность они главным образом на Центральноевропейском поднятии: например, на юге Центрального Французского плато, в районе Праги (стратотипический разрез нижнего палеозоя). Эти места выходов показывают, что Центральноевропейское геоантиклинальное поднятие в нижнем палеозое перекрывалось морем.
Большой интерес представляет история развития Монголо-Уральского пояса. Монголо-Уральский пояс в структурном отношении — гетерогенная структура, на которой широко развиты различного возраста складчатости; в связи с этим всю эту зону подразделяют на целый ряд зон, которые развивались тесно связанно между собой, но в то же время каждая зона имела свои черты в развитии. Наиболее крупные из них — Саяно-Салаирская на востоке (Западные Саяны, Кузнецкий Алатау, ограничивается Салаиром, Тува), Алтайская, Казахстано-Северотяньшанская, Урало-Тяньшанская.
Саяно-Салаирская зона характеризовалась очень широким проявлением Каледонской складчатости, причём она имела место здесь не только в силуре, но захватила и верхнюю чать кембрия.
В Урало-Тяньшанской зоне следует отметить почти полное отсутствие кембрия, что связано с тем, что Урал в конце верхнего протерозоя был захвачен Байкальской складчатостью и в начале нижнего палеозоя этот участок стоял высоко над уровнем моря. С ордовика Урал испытывает опускание; ордовикские и силурийские отложения на Урале и Тяньшане широко представлены, главным образом терригенными породами, в которых встречаются прослои карбонатных и большая примесь вулканогенных пород. Вулканогенные породы широко развиты по восточному склону и полностью отсутствуют по западному (см. рис. 13). Вместе с вулканогенными породами во время подводных извержений выделяется много кремнекислоты, которая, коагулируя и уплотняясь, даёт кремнистые породы, носящие на Урале название яшм.
 |
Рис. 13. Стратиграфическая схема Центрального Урала 1 — эвгеосинклиналь; 2 — миогеосинклиналь |
Непосредственно на силурийские отложения, согласно, залегают девонские образования.
Казахстано-Северотяньшанская зона выделена вследствие того, что в конце силура здесь возникают отдельные крупные каледонские массивы, занимающие западную часть нынешнего центрального Казахстана. В связи с этим и характер отложений здесь несколько иной, чем в Урало-Тяньшанской зоне: здесь имеются и кембрийские, и ордовикские, и силурийские отложения. Однако они не имеют такого широкого распространения, как в Грампианской геосинклинали, имеются лишь отдельные выходы. Это связано с тем, что в нижнем палеозое Казахстано-Северотяньшанская зона являлась островным бассейном; острова возникли в результате колебательных, дифференцированных движений; одни участки испытывали поднятие, другие — опускание. Крупные острова являлись поставщиками обломочного материала. В центральной части зоны кембрийские отложения представлены карбонатными породами, а в западной части это терригенно-карбонатные; главным образом здесь накапливались обломочные породы с прослоями известняков.
Непосредственно на кембрийских отложениях лежат отложения ордовика и силура, но в них почти нацело отсутствуют карбонатные породы; главным образом — терригенные и вулканические. Вулканические породы концентрируются в основном на юго-востоке, и здесь выделяется эвгеосинклинальная зона. Миогеосинклинальная зона северо-запада в конце силурийского периода захватывается Каледонской складчатостью. Здесь возникает срединный массив, который, спаивая между собой острова, образует единую структуру. Западная часть зоны продолжала существовать и в верхнем палеозое.
Саяно-Салаирская зона очень интересна в том смысле, что она полностью закрывается в результате Каледонского орогенеза, превращаясь в складчатую горную страну, примыкающую к байкальским складчатым сооружениям, обрамляющим Сибирскую платформу. За счёт каледонид увеличивается в размерах Сибирская платформа. Здесь нижнепалеозойские отложения очень широко развиты, причём представлены они в основном вулканическими породами, среди которых имеются грубообломочные породы в виде конгломератов, гравелитов, крупнозернистых песчаников. Обломочные породы приходили, во-первых, с востока и юго-востока, где располагались горные сооружения Байкальской складчатости, которые разрушались и их обломки сносились в эту геосинклинальную зону.
Во всём нижнем палеозое здесь широко был развит вулканизм; геосинклиналь заложилась ещё в верхнем протерозое, когда она была на стадии прогибания. Огромное количество кембрийских и ордовикских вулканических пород соответствует второй стадии развития геосинклинали. В конце силура, в третьей стадии развития, происходят горообразовательные движения.
Таким образом, Монголо-Уральский складчатый пояс состоит из целого ряда зон, которые развивались не единовременно. Одни зоны закрываются в нижнем палеозое, другие закрываются частично, а третьи продолжают развиваться и в верхнем палеозое.
И каждый такой пояс характеризуется своими особенностями, своим характером осадков, движений и т.д. Разное время заложения геосинклиналей в одной зоне связано, с одной стороны, с Байкальской складчатостью, а с другой стороны — с большой подвижностью зоны, лежащей вблизи Байкальской складчатости.
 |
Рис. 14. Тектонические движения верхнего протерозоя |
Как явствует из рис. 14, граница между протерозоем и вышележащими породами несогласная. Каледонский орогенез в районе Монголо-Уральской зоны начинается в верхнем кембрии Салаирской складчатостью. Но каких-либо горных сооружений Салаирская складчатость не даёт, она лишь приподнимает эту геосинклиналь; уже в ордовике геосинклиналь вновь испытывает опускание. Складчатость, не дающая горных образований, носит название неустойчивой. На границе ордовика и силура отмечается таконская фаза складчатости. Таконская фаза складчатости имеет значительно более широкое распространение, она несколько сокращает размеры геосинклинальных зон — возникает целый ряд линейно вытянутых островов, на которых осадкообразование уже не идёт. И, наконец, в верхнем силуре происходит Ново-Каледонская складчатость. Это — последний этап в развитии Каледонской складчатости, который смыкает («закрывает») геосинклинальные области. В результате этой складчатости прекращается геосинклинальное развитие. С этой складчатостью связано очень массивное внедрение интрузивных пород.
Итак, мы видим, что последовательность развития складчатости приводит к изменению структур той или иной геосинклинали.
В Западной Европе в силуре наблюдается целый ряд фаз складчатости. В целом, весь силур был очень активен в тектоническом отношении, в то время как кембрийский период был в относительном покое.
Платформы в нижнем палеозое. Их было довольно много; южные платформы соединялись, образуя материк Гондвану, северные же платформы были разобщены геосинклиналями. Это, конечно, сказывалось на распространении морских условий и, следовательно, на характере складкообразования.
Остановимся на истории развития Восточно-Европейской платформы. Восточно-Европейская платформа располагается между двух крупных геосинклинальных поясов — Монголо-Уральского и Атлантического. Формирование чехла на Восточно-Европейской платформе началось в верхнем протерозое; отложения рифея и венда уже входят в осадочный чехол. Это были, по всей видимости, отложения морского типа. После Байкальской складчатости почти все платформы, в том числе Восточно-Европейская, были приподняты и стояли высоко. В начале кембрия она подвергается дифференцированным колебательным движениям. Опускания, происходившие а составе этих колебаний, захватили тот прогиб, который возник в венде-рифее. Морской бассейн в результате этого трансгрессирует в западную часть Русской платформы. В Балтийском прогибе кембрийские отложения представлены неполным разрезом; здесь отмечаются только нижнекембрийские породы, представленные песками и синими глинами, причём синие глины среди песков залегают линзовидно. Их образование можно трактовать по-разному: в глинах встречаются органические осадки морского типа; Н.В. Литвинович считает, что это образования глубоководные и что в Балтийском прогибе были районы со значительными глубинами, где и отлагались синие глины.
Средний и верхний кембрий в Балтийском прогибе отсутствуют, однако, по всей видимости, накопления в среднем кембрии были, поскольку мы находим отдельные крупные гальки с фауной €2 в вышележащих ордовикских отложениях. В верхнем же кембрии эта часть, по-видимому, приподнялась, и отложения €2 были размыты. Ордовик здесь представлен полным разрезом. Здесь встречаются главным образом глауконитовые пески и песчаники, известняки — морские образования с большим количеством морской фауны. К среднему ордовику относится прослой кукерскитов (кукерских горючих сланцев), использующихся как местное топливо.
Силур в районе Балтийского прогиба может быть разбит на две части; в нижнюю часть входят нижний силур и лудлоу, в верхнюю — даунтон. Нижняя часть — это морские отложения, м.б. ненормальной солёности; появляется большое количество доломитов (о-в Сааремаа). Верхняя часть на Русской платформе в Прибалтике и в районе Ленинграда характеризуется красноцветными образованиями — красноцветными песчаниками, конгломератами с отпечатками растений (Psilophyton) и гигантских раков — образования лагунного или озёрного типа.
Таким образом, как следует из рис. 15, вначале, в ордовике, морской бассейн был разной глубины; затем, к концу силура, происходит поднятие и образование континента.
Рис. 15
В целом, западная часть Восточно-Европейской платформы в нижнем палеозое испытывала частые колебания, направленные то вверх, то вниз, с чем и связано изменение характера осадков. На образование континента в верхнем силуре оказала влияние Каледонская складчатость, имевшая место на западе. С закрытием Грампианской геосинклинали не только образуются горные сооружения, но и приподнимается западная часть платформы.
Восточно-Европейская платформа в течение нижнего палеозоя представляла собой довольно устойчивую систему. Испытывали погружение только небольшие её участки, в частности, погружение происходило в западной части платформы, где образовался Балтийский прогиб (в рифее—венде); этот опущенный участок продолжал прогибаться, и море трансгрессировало. Характер этого морского бассейна был очень любопытен. В восточной части, в районе Москвы, Вологды он не имел постоянной береговой линии, испытывая всё время колебательные движения, в связи с чем мы имеем частые перерывы в разрезе нижнего палеозоя; осадки представлены здесь в основном обломочными породами. По направлению к западу мы видим фациальное изменение пород, т.е. более устойчивый бассейн, в котором идёт накопление карбонатных пород, накапливающихся, как известно, в условиях открытого морского бассейна. Наконец, на крайнем западе, в частности, на юге Норвегии, где сохранились отложения нижнего палеозоя, они представлены в основном глинистыми сланцами. Таким образом, мы видим тесную связь эпиконтинентального бассейна Восточно-Европейской платформы с геосинклинальным бассейном; отсюда, с запада, шла трансгрессия. Мы видим последовательно области глубоководные, постепенно переходящие к областям мелководным. Вся же остальная территория представляла собой области поднятия, но рельеф Восточно-Европейской платформы в нижнем палеозое был очень сглажен и снос обломочного материала был ничтожен.
На Североамериканской платформе кембрийские отложения выступают только на юго-востоке, в районе Мексиканского залива; узкой полосой они проходят вдоль Скалистых гор, причём разрез начинается с €2—€3, это в основном песчано-глинистые породы. Поэтому можно говорить о том, что в кембрии Североамериканская платформа испытывала только своими краевыми частями — западной и юго-восточной. Она значительно большее время была приподнята (после верхнего протерозоя); в течение €1 это была область денудации, погружение платформы под уровень моря начинается только в среднем кембрии. Ордовик и силур здесь распространены довольно широко — они захватывают не только плиту, но и Канадский щит. Ордовикские и силурийские отложения известны в районе Великих озёр, в районе южного побережья Гудзонова залива; широко известны они и на севере, в бассейне р. Макензи. Любопытно отметить то, что и ордовикские, и силурийские породы в разрезах представлены с перерывами. Это связано с тем, что морской бассейн на территории Североамериканской платформы был очень мелководным, плоскодонным, и малейшие движения, направленные вверх или вниз, открывали или закрывали огромные участки. Это — отличительная черта Североамериканской платформы в это время. С этим же мелководием бассейна связано частое образование лагун, где шло накопление озёрных фаций. Особенно это характерно для верхнего силура. Эти фации, по-видимому, связаны не только с медленными колебательными движениями, но и с теми предпосылками Каледонской складчатости, которые имели место в Аппалачской геосинклинали.
В общем же Североамериканская платформа стояла довольно высоко в течение €1, и только в ордовике и силуре море захватывает её восточную часть в районе Гудзонова залива.
История Сибирской платформы отличается прежде всего тем, что бассейн верхнего протерозоя сохранился и в кембрии. В течение €1—€2 почти вся территория Сибирской платформы была покрыта морем. Море трансгрессировало из Урало-Монгольской зоны, а также с востока и северо-востока. Не были покрыты морем область Алданского щита и серии гор, располагавшиеся вдоль западной окраины Сибирской платформы. В связи с таким широким развитием морских условий в нижнем и среднем кембрии почти повсеместно накапливались карбонатные породы. Верхний протерозой же на Сибирской платформе представлен так называемой юдомской серией — карбонатными породами с большим количеством строматолитов. На эти строматолитовые известняки непосредственно залегают розовые известняки нижнего кембрия с трилобитовой фауной. Вблизи байкалид, в частности, на юго-западе платформы, возникает довольно крупный прогиб. Этот прогиб был очень мобилен, и в краевых частях этого прогиба шло накопление лагунных осадков в виде соли (месторождение каменной соли в районе Усолья, севернее Иркутска); на остальных территориях шло накопление известняков.
Салаирская складчатость, первая фаза каледонского орогенеза (в €3) оказала очень большое влияние на поведение Сибирской платформы. Сибирская платформа в конце €3 испытывает поднятие в краевых частях, там, где мы наблюдаем проявление Каледонской складчатости. Кроме того, постепенное поднятие наблюдается на севере, и карбонатные породы замещаются или красноцветными, или соленосными.
Подготовка к интенсивному горообразованию, таким образом, не только захватывает геосинклинальные области, но и оказывает влияние на платформы.
В ордовике и силуре морской бассейн значительно сокращается, дно приподнимается в восточной и северо-восточной его частях. В этот момент формируются два крупных срединных массива — Анабарское поднятие и поднятие к югу от дельты р. Лены. Вместе они составляют антеклизу, которая очень чётко отбивается положением и распространением верхнекембрийских отложений. Вот поэтому Анабарский массив не называют щитом — это поднятие позднейшее, произошедшее не в момент формирования фундамента.
Следствием приподымания восточной части морского бассейна явилось изменение состава пород. Вначале породы кембрия были карбонатные; в ордовике и силуре в основном начинают преобладать терригенные породы, песчано-глинистые, и только на крайнем западе, на территории Тунгусской впадины, идёт накопление чередующихся карбонатных и терригенных пород. Это обусловлено, во-первых, поднятием восточной части, а во-вторых, дифференциацией движения и на западе, возникновением серии островов, являвшихся поставщиками обломочного материала в этот эпиконтинентальный бассейн.
Таким образом, поведение северных платформ — Восточно-Европейской, Североамериканской и Сибирской — в течение нижнего палеозоя было различно. Если две первые были довольно устойчивы и опускались медленно, отдельными небольшими участками, то мобильность Сибирской платформы была очень большой, особенно в начале Pz1.
Китайская платформа имела почти ту же историю, что и Сибирская; нижнепалеозойские отложения здесь очень широко развиты, морской бассейн также перекрывал всю территорию этой платформы.
Гондвана в начале палеозоя представляла собой единый, очень устойчивый материк, малоподвижный. Морские отложения представлены здесь очень слабо и только в краевых частях — в Амазонской впадине, в северной Африке, где морской бассейн был непосредственным продолжением Средиземноморской геосинклинали, в северной части Аравийского полуострова, в северо-западной части Австралии. Все эти морские отложения — отложения мелководные, что указывает на то, что отдельные части этого крупного материка испытывали незначительные погружения и ингрессию моря. Породы в основном песчано-глинистые, реже — карбонатные (в частности, в Амазонской впадине). В центральных частях современных материков (т.е. в центральной части бывшей Гондваны) наблюдаются и континентальные образования; в частности, кембрийские отложения широко известны в районе впадины Конго. Представлены эти отложения красноцветными породами озёрного типа и, по всей вероятности, коллювиальные образования грубого, конгломератовидного сложения. Это подчёркивает то, что Гондвана была относительно расчленена, особенно в центральной части. Здесь находились, по всей вероятности, довольно крупные горные сооружения, оставшиеся после Байкальской складчатости. Эти байкальские складчатые сооружения являлись поставщиками грубообломочного материала, который периодически поступал в эту крупную котловину.
В других частях материка, в частности, в Австралии, отмечаются ледниковые образования (в районе гор Аделаиды, Байкальской складчатости). Всё это позволяет наметить климатические зоны. В северной части Земного шара климатические условия, по всей вероятности, были тёплыми, влажными (гумидная зона); в районе северных материков был, по-видимому, аридный климат, о чём свидетельствуют мощные красноцветные толщи. На юге же мы видим явные признаки ледникового характера климатических условий.
Конечно, для установления зональности климатических условий нужны были бы более полные сведения, мы же лишь можем указать климатические условия осадконакопления.
Итак, материк Гондвана, в противоположность северным материкам, стоял очень высоко.
Для того, чтобы подвести итог истории нижнего палеозоя, необходимо кратко остановиться на узловых её моментах.
Первое. Нижнепалеозойские породы очень разнообразны по условиям формирования. Широко развиты морские отложения (как глубоководные, так и мелководные фации). Континентальные отложения имеют подчинённое значение, встречаясь в отдельных районах, в частности лагунные (на Сибирской платформе, в районе Соляного кряжа на северо-западе Индии, в юго-восточной части Северной Америки), красноцветные (в центральной Африке). Для геосинклинальных областей очень характерно интенсивное проявление вулканизма, в частности, широко известны вулканические породы (начиная с кембрия) в Саяно-Салаирской зоне, в ордовике — в Грампианской и в Аппалачской геосинклиналях; в силуре и ордовике вулканические породы широко развиты в Монголо-Уральской геосинклинали. Всё это свидетельствует об очень интенсивном прогибании, об очень значительной мобильности геосинклинальных областей.
Во-вторых, нижний палеозой является временем очень интенсивных горообразовательных движений, причём кембрийский период — это период относительного покоя. Начиная с ордовика происходят очень интенсивные горообразовательные движения, которые захватывают целый ряд геосинклиналей и превращают их в складчатые горные сооружения. Это — Грампианская геосинклиналь, Саяно-Салаирская зона, часть Аппалачской геосинклинали.
Наконец, в-третьих, в нижнем палеозое широко развиты морские растения в виде водорослей; наземная растительность представлена очень примитивной группой Psilophyton. Нижний палеозой в развитии органического мира несёт в себе черты архаичных форм, но наряду с этим появляются формы высокоорганизованные; органический мир — переходного характера.
Полезные ископаемые нижнего палеозоя. Осадочные полезные ископаемые — соли (почти на всех северных континентах), соответствующие силуру; фосфориты (Восточно-Европейская платформа); газ и нефть (в крупных прогибах, например, Ангаро-Вилюйском), относящиеся (в Северной Америке) к ордовику; кукерские горючие сланцы (на территории СССР); различные глины, пески, бутовый камень. Вулканические полезные ископаемые — чаще всего интрузивные, т.к. складчатость нижнего палеозоя сопровождалась большим количеством интрузий; полиметаллические полезные ископаемые — месторождения Au, Cu (Урал), Pt, Cr, Sn, W.
Из осадочных полезных ископаемых следует ещё отметить яшмы.
Продолжительность верхнего палеозоя — 175 млн лет. Это больше, чем весь мезозой.
Характерной особенностью этого периода является то, что здесь проявляется очень интенсивное складкообразовательное движение, которое резко меняет облик всей структуры земной коры, и в этот момент возникает два крупных материка — Лавроазиатский и Гондвана. Второй характерной чертой является то, что на южных материках к этому времени относится крупнейшее древнее оледенение, захватившее все современные южные материки и Индию. Кроме того, в Pz2 уже можно выделить три климатические зоны (по развитию растений). Вулканическая деятельность в верхнем палеозое была очень интенсивна как в проявлении излияний, подводных и наземных, так и во внедрениях, в основном кислого и среднего состава. В верхнем палеозое очень широко развиты континентальные образования — красноцветные отложения.
Девон и карбон были установлены в Западной Европе, а пермь — на территории Советского Союза.
| Система (период) | Отдел | Европейская часть СССР | Западная Европа | Северная Америка | |
|---|---|---|---|---|---|
| Пермь P | P2 | Татарский Казанский Уфимский |
|||
| P1 | |||||
| Карбон C | C3 | Гжельский Касимовский |
C2 | Стефанский Вестфальский Намюрский |
Пенсильванская система |
| C2 | Московский Башкирский |
||||
| C1 | Намюрский Визейский Турнейский |
C1 | Визейский Турнейский |
Миссисипская система | |
| Девон D | D3 | Фаменский | |||
| Франский | |||||
| D2 | Живетский | ||||
| Эйфельский | |||||
| D1 | Эмский | ||||
| Зигенский | |||||
| Жединский | |||||
Рис. 16. Расчленение верхнего палеозоя
Органический мир верхнего палеозоя. Наземная растительность нижнего палеозоя была приурочена главным образом к водоёмам, держалась вблизи водных бассейнов и была представлена очень примитивной группой Psilophyton. В верхнем палеозое растительность очень богата и разнообразна, но появлялась она на земной поверхности постепенно, в медленном развитии. В девоне мы видим широкое распространение псилофитовой флоры, наряду с нею появляются первые папоротникообразные представители — Archaeopteris, также ещё приуроченные к водным бассейнам. В девоне центральные части материков были пустынны, безжизненны. Климатические условия были резко континентальны, что также препятствовало проникновению растительности вглубь континентов.
В каменноугольную систему, когда морские бассейны занимали обширнейшие территории, климат стал более влажным, что способствовало широкому распространению растительности. Появляется целый ряд новых растительных групп — плауновых (до 40 м высотой), с полыми стеблями, и поэтому при сильных ветрах они легко падали на землю, очень быстро заносились илом и являлись основным материалом для накопления каменных углей. К плауновым относятся роды Sigilaria, Lepidodendron. Хвощи каламиты (Calamites) до 12–15 м высотой. В каменноугольную эпоху появляются первые голосеменные, которые представлены Cordiates. В пермскую эпоху наряду с папоротниками появляется целый ряд других групп — древние хвойные, например, Walchia piniformis, другие вальхии и т.д. Появляются также саговые пальмы. Хвойные и саговые, появившиеся в P2, имеют уже мезозойский вид. Стволы подчас имеют годовые кольца, что свидетельствует об их произрастании в умеренной зоне.
По растительным танатоценозам начиная с карбона на Земле выделяют три климатические зоны: северную, характеризующуюся кордаитовой флорой, влажную зону (захватывающую современную Среднюю Европу), для коей характерно развитие различных влаголюбивых растений — плауновых, Calamites и др., южную зону с семенными папоротниками Glossopteris, Gangamopteris, создавшими огромные леса на территории Гондваны.
Животный мир в верхнем палеозое представлен большим количеством насекомых и первыми представителями земноводных и пресмыкающихся, постепенно, вместе с растениями, расселявшихся в глубинные части материков. Земноводные и пресмыкающиеся достигали в длину 3 м, на очень коротеньких ножках, жили на болотах.
Наряду с наземными позвоночными широкое распространение имели позвоночные морские. В силуре появляются панцирные рыбы, кистеперые. В девоне появляются двоякодышащие и первые хрящевые рыбы. Они населяли все водные бассейны, девонский период иногда называют периодом рыб. В карбоне панцирные рыбы начинают постепенно отмирать, господствующее положение завоёвывают рыбы кистеперые и хрящевые; кроме того, появляются ганоидные рыбы. В пермский период почти нацело исчезают панцирные рыбы, в значительно меньшем количестве остаются кистеперые рыбы, двоякодышащие, их место занимают главным образом ганоидные рыбы, которые распространяются по всем морским бассейнам. Появляются первые представители костистых рыб.
В нижнем палеозое беспозвоночные были представлены очень небольшой группой очень примитивных форм; в верхнем палеозое разнообразие беспозвоночных резко увеличивается, беспозвоночные представлены всеми группами животного мира — и скелетными, и бесскелетными, разнообразного типа. Но наиболее важными, характерными являются брахиоподы, представленные разнообразнейшими формами: замковые, высокоорганизованные, имеют сложное внутреннее строение. Но основное представление при определении этих животных мы имеем по внешним морфологическим признакам: хорошо развитой скульптуре, площадке, отверстию, откуда выходила ножка. Брахиоподы представлены главным образом семействами спириферид, атрипид, ринхонеллид и теребратулид. В карбоне количество брахиопод возрастает, появляется группа форм, получивших название продуктид. Каменноугольное море именуется иногда продуктидовым. Продуктиды — также прикреплённая, но довольно специализированная форма, очень крупная, породообразующая. В юрский период продолжают существовать брахиоподы, которые уже узко специализированы; некоторые формы становятся похожими на кораллы. Но эта специализация форм брахиопод и их очень сложная [?] организация привели к тому, что брахиоподы к концу верхнего палеозоя вымирают; в мезозой переходят лишь те, у которых ещё не достигли наивысшей организации внутренние части тела [и] внешняя раковина — церебратулиды и др. Некоторые брахиоподы (Lingula) доходят и до наших дней и имеют относительно широкое распространение.
В течение всего верхнего палеозоя брахиоподы являются очень важными сратиграфически. На основании отдельных представителей брахиопод — продуктид, спириферид определяется относительный возраст отложений. Второй очень важной группой животных являются аммоноидеи. В нижнем палеозое аммоноидей как таковых не было, была близкая группа Nautiloides — прямые, слабозагнутые или спирально загнутые в одной плоскости. В девоне появляется огромное количество аммоноидей, отличающихся от наутилусов строением перегородочной линии, т.н. лопастной линии. Она не прямая, как у всех Nautiloides, а состоит из лопастей и сёдел (см. рис. 17).
Рис. 17. Форма лопастной линии у Nautiloides и аммоноидей
Группа аммоноидей, существовавших в течение девона и карбона, получила название гониатитовых. Это простейшая по строению лопастей группа. Аммоноидеи перми, имеющие слаборасчленённые (рис. 17, в) лопасти, получили название цератитовой группы.
Усложнение лопастной линии связывается с переходом к подвижной жизни в толще воды и более глубоководному образу жизни.
Из фораминифер в верхнепалеозойских отложениях присутствуют фузулиниды, швагериниды. Фораминиферы появляются в девоне, количество форм в карбоне резко увеличивается. Появляются планктонные и бентонные виды, широк диапазон размеров и т.д. В частности, фузулиниды являются не только важными руководящими формами (фузулиновые известняки повсеместно встречаются в Подмосковье), но и породообразующими, огромные их скопления дают большие мощности. То же самое можно сказать и о швагеринидах, достигающих расцвета в нижней перми.
Кораллы. Трубчатые (Tabulata) в верхнем палеозое почти вымирают, остаются отдельные представители, их место занимают четырёхлучевые кораллы (Tetracoralla), колониальные и одиночные, также дающие массовые скопления и являющиеся породообразующими.
Иглокожие. В отличие от нижнего палеозоя, морские ежи верхнего палеозоя имеют таблички, сочленённые подвижно, в то время как древние морские ежи имели очень прочный скелет (почему и встречаются они в лучшем состоянии, чем более поздние). Верхнепалеозойские морские ежи именуются новыми, своего расцвета они достигают в мезозое, сохраняются и до наших дней. Морские ежи не являются руководящими ископаемыми, но они входят в комплексы организмов, которые позволяют говорить о каких-то сообществах, характерных для того или иного участка морского дна.
Трилобиты теряют своё руководящее значение, приобретая лишь биономическое значение, т.е. они дают представление о глубине морского бассейна, о его характере. От 1200 родов силурийских трилобитов к девону остаётся лишь 220–230, в карбоне их всего 3 рода, а в перми — лишь один род (филликсия).
Геологическая история Земли за верхний палеозой. В верхнем палеозое (в девоне) Каледонской складчатостью спаиваются две крупные платформы — Восточно-Европейская и Североамериканская; образуется единый крупный материк. Довольно резко увеличивается по своим размерам Сибирская платформа, главным образом за счёт каледонских структур на юго-востоке. На остальной территории Каледонская складчатость имела очень ничтожное проявление, оказав большое влияние только на северные геосинклинали — Грампианскую, Гренландскую и частично Аппалачскую. Частично оказала влияние на Монголо-Уральский пояс (закрывается Саяно-Салаирская зона).
История геосинклиналей. Наиболее хорошо изученной является Средиземноморская геосинклиналь. Она разбита геологами на три части: Северо-западную геосинклинальную систему, Центральное Европейское поднятие и Южную (Альпийскую) геосинклиналь.
Остановимся на истории Северо-Европейской геосинклинали. Следует отметить, что Каледонская складчатость оказала влияние на структуру этой геосинклинали. В северных частях эта геосинклиналь была приподнята и в течение нижнего девона стояла высоко над уровнем моря, и только со среднего девона стала испытывать прогибание. Остальная же часть территории Северо-Европейской геосинклинали в результате каледонского орогенеза изменила свою структуру, приобретя большую сложность; она состояла из целого ряда поднятий и опусканий. Это — очень сложно построенная группа отдельных зон, которые характеризовались определённым типом осадка. Любопытно, что в течение нижнего и среднего девона везде, во всех крупных геосинклинальных прогибах происходило накопление обломочного материала, поступавшего с одной стороны с юга, с другой стороны — с каледонид севера. Но прогибания были очень интенсивными, и мощность осадков нижнего и среднего девона достигала в некоторых местах, в частности, в Рейнских сланцевых горах, до 7,5 тыс. м. С этим же интенсивным прогибанием связаны и крупные разрывные нарушения, по которым шло поднятие лав основного типа. Среди песчаников наблюдаются пластовые тела лав и их туфов. В основном за счёт вулканических пород и происходит увеличение мощности девонских отложений. В верхнем девоне на этой территории происходит верхняя фаза герцинского орогенеза, с которой связано как бы упрощение строения морского дна, т.е. поднятие; как бы уравниваются геоантиклинали с геосинклиналями, морское дно приобретает очень пологую форму, без резкого рельефа. В связи с таким резким изменением характера морского дна меняется и характер осадков: на краевых частях появляются обломочные породы, которые фациально замещаются карбонатными породами, а в краевых частях Центрального Европейского бассейна морской бассейн совершенно отсутствует, здесь накапливаются маломощные красноцветные породы.
Итак, на высших каледонидах, неустойчивых, развивается очень сложная структура морского дна, возникают геосинклинали и геоантиклинали; по направлению к центральной части прогибание усиливается и мощности пород достигают значительных размеров, к краевым частям мощности уменьшаются. В верхнем девоне, в начале фаменского века происходят очень интенсивные, но местного характера, складкообразовательные движения, которые не создают каких-то поднятий, горных сооружений — они только изменяют рельеф морского дна, существовавшего до фаменского века, происходит выравнивание, уплощение его; в связи с этим сменяется и характер осадков. Идёт накопление на территории мелкого моря карбонатных и песчано-глинистых пород.
Каменноугольный период характеризуется более простой историей, а с другой стороны — более интенсивным проявлением складкообразовательных движений. Происходит расчленение всего морского дна по типу осадка на две зоны (см. рис. 18).
Рис. 18. История карбона на Северо-Европейской синклинали
Район каледонид соответствует Англии, зона горного известняка захватывает юг Англии и северную Францию (п-ов Бретань, Арденны), зона Кульма территориально отвечает Рейнским сланцевым горам и до Богемского массива.
В карбоне область Центрально-Европейского поднятия представляла собой приподнятую, может быть слаборасчленённую часть Средиземноморской геосинклинали, зона Кульма представляла собой очень глубокий прогиб; здесь шло накопление глинистых, кремнистых и песчанистых образований, среди которых встречаются вулканические породы. Это соотношение пород в Западной Европе носит название фации Кульма. В зоне горного известняка мы видим очень мелководный бассейн, который заходит и в южную Англию. Здесь везде, фациально замещаясь, накапливаются карбонатные породы, а обломочные породы полностью отсутствуют, что свидетельствует о том, что английские каледониды были сильно снивелированы и представляли собой пенеплен.
На границе между C1 и C2 происходит вторая фаза герцинского орогенеза, получившая название Судетской. В результате этих горообразовательных движений Центральное Европейское плато приподнимается в виде блоков; область, где шло накопление фации Кульма, превращается в складчатую систему, складки приподнимаются над уровнем моря; район горного известняка по отношению к этой горной стране превращается в предгорный (краевой) прогиб; структура зоны горного известняка резко меняется, усложняется. Для предгорного прогиба характерно чёткое проявление на геологической карте за счёт наличия органогенных осадков — каменных углей и др. Здесь мы отмечаем, что намюрские отложения представлены песчано-глинистыми породами, кварцевыми песчаниками, накапливающимися, по всей вероятности, в условиях мелководного прибрежного бассейна. Над ними пластуются толщи (примерно в несколько сотен метров) глин, песков с прослоями каменных углей высокого качества. В районе каледонид в течение среднего и верхнего карбона накапливаются также угленосные серии в небольших прогибах и песчано-глинистые породы, которые разделяют отдельные прогибы. Они развивались на структурах Каледонской складчатости. Эти одновозрастные отложения угленосных фаций в зоне горного известняка и в районе каледонид различаются в положении и в строении.
Рассмотрим строение зоны каледонид в карбоне. На границе среднего карбона (стефанский ярус) происходит новая фаза складчатости, получившая название астурийской. Эта фаза усложняет древние структуры Центрального Европейского поднятия — продолжается дробление и поднятие (и на современных картах видны эти приподнятые блоки), усложняется структура, возникшая в судетскую фазу складчатости; здесь возникают сильно перемятые, осложнённые разломами, гранитными интрузиями, межгорные котловины [?].
Пермская история геосинклинали.
Выделяют: P1 — первый этап; P2 — второй этап.
Раннепермская эпоха — период завершения складчатости и превращения Европейской геосинклинали в горную страну.
В крупных котловинах, возникших в разломах (доходящих до мантии), находится грубообломочный материал, называемый красным мёртвым лежнем (см. рис. 19), лишённый каких-либо органических остатков. На герцинских структурах верхнего карбона возникают межгорные котловины, заполняющиеся продуктами разрушения герцинских структур — грубообломочным материалом. Испания, Франция, Германия полностью, западная часть Польши и почти вся Чехословакия — всё это представляет собой герцинские структуры, которые причленились с одной стороны к каледонидам, а с другой — к Восточно-Европейской платформе, увеличивая этим размер суши.
Рис. 19
Верхнепермский этап характеризуется медленными колебательными движениями. Происходит движение отдельных блоков, которые возникли в нижнепермском этапе. Огромные территории, такие как, например, Германия, представляют собой обширнейшие области погружения. На территорию Германии с севера трансгрессирует море. В этом мелководном бассейне накапливаются породы: в нижней части — медистые сланцы (использующиеся как полезное ископаемое), возникшие в результате размыва эффузивных горных пород; в верхней — известняки, получившие в Германии название цехштейновых, мощностью 15–17 м. Над цехштейном залегают мощные толщи (до 300 м) соленосных образований — доломитов, гипсов, ангидритов, галита, сильвинита. Наличие мощных толщ калийных солей говорит о том, насколько жаркими должны были быть климатические условия. Таким образом, общая мощность осадочных толщ, отложившихся на территории этой крупной низины в Германии, достигает 500 м — мощность очень небольшая. Верхнепермские отложения мы можем сопоставить с чехлом древних платформ — герциниды, закончившие своё формирование в нижней перми, в верхней перми переходят в новый этап развития — платформенный этап. Данный этап особенно хорошо выражен тем характером осадков, которые мы видим в Германии.
После накопления известняков возникает, по-видимому, какой-то вал, отгораживающий море на территории Германии от океана; море превращается в медленно высыхающую лагуну.
Итак, мы рассмотрели на примере небольшой территории всю сложность развития, которое претерпевают отдельные участки земной коры — первоначальное развитие геосинклинали, переход её к развитию складчатой структуры и переход в платформенную структуру.
Рис. 20 |
История каледонид. Каледониды очень хорошо изучены в Великобритании и в Норвегии. Каледониды возникают в конце силура, как высоко приподнятые горные сооружения, имеющие веерообразное строение. Начало девона для каледонид выразилось в том, что складкообразование сменилось деструкцией складок и переотложением разрушенных материалов в отдельных понижениях. На каледонидах возникают три крупные межгорные впадины. Одна впадина, получившая название Аркадской, располагалась на севере (в частности, на севере Шотландии); вторая располагалась в южной Шотландии — северной Англии, она получила название Каледонской; третья впадина — в районе Уэльса и графства Шропшир. Во всех этих крупных впадинах шло накопление грубообломочных пород, причём очень чётко выражается фациальность (см. рис. 20). В краевых частях впадин накапливались грубообломочные породы, которые по направлению к центру замещались песчаниками, а самая центральная часть была выполнена глинистыми сланцами и мергелями. Видно, что впадины заполнены были вначале континентальными образованиями, затем — озёрными. По-видимому, на территории каледонид возникли крупные речные долины; реки заполнили эти впадины водой и наносили осадок. В мергелях и сланцах центральных частей впадин часто встречаются остатки панцирных рыб, пресноводных пелеципод, а также микроорганизмы — сине-зелёные водоросли, простейшие ракообразные. Эти осадочные породы были изрезаны трещинами, по которым поднимались лавы основного характера, не образующие, однако, пластовых тел. В литературе этот тип пород получил название древнего красного песчаника — oldredstone. Это очень типичная фация, которую мы увидим при рассмотрении других районов, в частности, в Саяно-Салаирской зоне, где также имеются каледонские складчатые структуры.
Нижний карбон — время широкой трансгрессии моря, которое почти достигает северной Англии. Образуется мелководный бассейн, характер отложения очень напоминает характер отложений горного известняка Северо-Европейской геосинклинали, с обильным количеством кораллов, разнообразие видов которых служит репером для более дробных делений нижнего карбона. Нижний карбон для каледонид — это время развития морских условий; затем море уходит, уходит надолго: в течение среднего и верхнего карбона и перми развиваются континентальные отложения. Это означает, что средний карбон — это угленосные образования; верхний карбон и пермь — это красноцветные образования. Даже верхнепермские отложения по своему типу очень сходны с отложениями Северогерманской впадины. И в настоящее время на юге Северного моря устанавливаются отдельные купола, которые слагаются соленосными образованиями, к которым приурочены нефтяные и газовые месторождения.
Из платформ наиболее хорошо изученной является Восточно-Европейская. В конце силура вся территория Восточно-Европейской платформы испытала поднятие и уход моря. Начало девона ознаменовалось погружением восточной, тесно связанной с Уральской геосинклиналью, части платформы. Этим и объясняется характер отложений, смена фаций. Западная часть Восточно-Европейской платформы к началу девона представляла собой довольно сильно расчленённый участок. Начиная со среднего девона здесь происходит накопление континентальных красноцветных отложений. Красноцветные отложения занимают значительную территорию от Прибалтики до Москвы. Эти же красноцветные отложения имеются на Воронежской антеклизе и в районе Тиммана. И лишь начиная с конца среднего девона и во франкский век наблюдается очень широкая трансгрессия моря; море проникает вплоть до Риги. Везде мы встречаемся с мелководными осадками, представленными мергелями, известняками и мергелистыми глинами. Конец верхнего девона (фаменский век) характеризуется медленной регрессией моря, связанной с бретонской фазой складчатости, но выражена она не в виде складкообразовательных движений, а в виде восходящего движения, приподнявшего всю платформу.
Сразу за регрессией моря на западе начинают накапливаться обломочные красноцветные образования, а на востоке — доломиты с прослоями гипсов и даже соль, что говорит о том, что огромный бассейн распался на ряд лагун в результате движений.
Рис. 21 |
Палеогеографическая обстановка за девонский период на Русской платформе изображена на палеогеографическом графике (рис. 21). В девоне Русская платформа подвергается раскалыванию — продолжается тот процесс, который начался в начале рифея. В южной части платформы, где в настоящее время расположен Донецкий бассейн, происходит образование крупного авлакогена (прогиба), получившего название авлакогена Большого Донбасса. Здесь девонские отложения начинаются с грубообломочных пород; к девону же относится довольно интенсивная вулканическая деятельность. Здесь мы встречаем как эффузивные, так и интрузивные породы, с которыми связаны месторождения ртути. Весьма похожа история бывших байкальских структур на Тимане. Тиман в девоне представляет собой очень сложную структуру, состоит из отдельных ступенчатых блоков, в которых девонские отложения накапливаются только в грабенах. С таким сильным расчленением Тимана также связана вулканическая деятельность; по крупным трещинам проникает лава среднего и основного состава, примерно диабазо-базальтового.
В начале девона Восточно-Европейская платформа стояла высоко над уровнем моря. Начиная со среднего девона платформа испытывает опускание, причём опускание, которое захватывает её почти всю; характер осадков резко меняется. Трансгрессия моря начинается с востока (см. рис. 22), и в среднем девоне море захватывает восточную часть Восточно-Европейской платформы и доходит примерно до района Москвы. Западная часть платформы тоже испытывает опускание, но здесь накапливаются не морские, а красноцветные образования. По своему составу они близки к древнему красному песчанику и представляют собой чередующиеся карбонатные и песчано-глинистые породы. И те, и другие залегают на докембрийских образованиях. Начало верхнего девона характеризуется очень широкой трансгрессией моря, которое захватывает не только восточную, но и западную часть платформы и соединяется с северо-западной геосинклиналью. Осадки представлены мергелями, известняками с обилием ископаемых. В конце девона происходит поднятие, начинается регрессия, и почти повсеместно накапливается регрессивный тип осадков. На западе он выражен в виде красноцветных пород, окаймляющих поднятия.
Рис. 22. Конец девона на Восточно-Европейской платформе
С дальнейшим поднятием море разбивается на отдельные бассейны. В этих бассейнах идёт в одних случаях накопление доломитов, доломитов и гипсов, в других, преимущественно на востоке, вместе с доломитами и гипсами начинается выпадение ангидритов и, небольшими линзами, солей.
К началу каменноугольного периода вся Восточно-Европейская платформа приподнимается, и в нижнем карбоне происходит новая трансгрессия моря. Эта трансгрессия идёт также с востока, с Урало-Сибирской (Уральской) геосинклинали. В C1 вся территория платформы покрывается морем, но это море мелководно, имеет большое количество островов, которые выявляются очень чётко по развитым на них осадкам. Так например, между нынешними Ленинградом и Тихвином на севере и Тулой и Москвой на юге тянется крупный остров. На этом острове на севере возникает группа озёр, в которых идёт накопление бокситоносных толщ. Фациально они замещаются к юго-востоку угленосными толщами, образующими Подмосковный буроугольный бассейн.
В €1 везде здесь в морском мелководном бассейне накапливались известняки. В конце нижнего кембрия наблюдалась перестройка Восточно-Европейской платформы. Эта перестройка была вызвана крупными опусканиями северной части платформы. Южная часть приподнималась, а северная испытывала значительное опускание, причём этот прогиб приобретает меридиональное направление, и море начинает трансгрессировать с севера. Образовавшийся в результате перестройки платформы прогиб часто носит название Восточно-Русской впадины, которая начинает существовать с C2. Отложения среднего карбона залегают почти повсеместно с размывом; отсутствует верхняя часть намюрского яруса (C1) и башкирский ярус (C2).
Осадки в среднем и нижнем карбоне — в основном известняки и доломиты; таков же характер осадконакопления и в нижнепермскую эпоху, тут нет резких изменений: C3 постепенно переходит в P1. Отличие состоит лишь в том, что в верхней части P1 появляется большее количество доломитов, которые покрыты толщей соленосных образований. Их западная граница намечается по меридиану Горького.
Верхняя пермь на Восточно-Европейской платформе представлена красноцветными породами; это в основном осадки рек и озёр, содержащие озёрного типа фауну. Следует отметить и то, что примерно в районе Казани и по направлению к северу, до района Северной Двины, встречаются морские осадки, относящиеся к Казанскому веку (верхняя пермь содержит три яруса — уфимский, казанский и татарский). Осадки эти часто сопоставляются с осадками цехштейна в северной Германии и по характеру фауны, и по характеру самих пород.
Начиная с нижнего карбона Восточно-Европейская платформа испытывает постоянное погружение, здесь всё время держится мелководный бассейн, и только к концу верхнего карбона появляются хемогенные осадки, а в перми наступает континентальный период.
По палеогеографической схеме (рис. 23) видно, с чем связаны угленосные образования, с какими палеогеографическими условиями связаны хемогенные осадки, с какими — континентальные. Палеогеографическая схема показывает, что Восточно-Европейская платформа в течение верхнего палеозоя очень подвижна.
Рис. 23. Палеогеографическая схема для Восточно-Европейской платформы
В геосинклиналях мы видим очень интенсивное опускание, мощное накопление терригенных осадков с вулканическими (фация Кульма). Последующие явления вызвали сильные складкообразовательные движения, образование приподнятой области и примыкающего к ней краевого прогиба, для которого были характерны угленосные образования. Это, по существу, единственные по возрасту угленосные образования карбона для Западной Европы; в другие периоды угленакопления в Западной Европе не происходило. Интенсивный вулканизм проявлялся в интрузивной деятельности, внедрилось значительное количество интрузий. Это — единственный интрузивный этап в развитии Западной Европы, с которым связаны полезные ископаемые полиметаллического типа. Последовательность, таким образом, в истории развития геосинклиналей характеризуется прогибанием, накоплением, вулканической деятельностью, складкообразованием и внедрением интрузивных тел.
Для каледонид (возникших в конце силура) в начальных этапах развития характерны: сильно расчленённый рельеф, образование крупных межгорных котловин, выполнение этих котловин обломочными породами типа моласс — осадком, который говорит о завершении геосинклинального развития территории; на территории каледонид не происходит складкообразовательных движений, а эта область подверглась только радиальным расколам, образуются так называемые блоковые структуры. Вулканизм проявляется, но только эффузивный; интрузивный нацело отсутствует.
На платформе в рассматриваемый период мы видим перестройку тектонического плана; эта перестройка связана с образованием крупных радиальных расколов и возникновением девонского возраста авлакогенов. Таким авлакогеном является территория, расположенная к северу от Украинского щита и носящая название прогиба Большого Донбасса, простирающаяся от Бреста. Возникает очень сложная структура на территории Тимана, здесь возникает блоковая структура, которая связана с проявлением вулканизма в начале D3. Перестройка платформ вызвана ещё медленными колебательными движениями, когда восточная часть платформы опускается и море трансгрессирует на Восточно-Европейскую платформу; затем знак движения меняется, на юге и западе идёт опускание.
Рассмотрим историю Монголо-Уральского геосинклинального пояса. Для того, чтобы понять всю сложность строения, изобразим его графически (рис. 24). Платформа граничит с геосинклиналью тектонической зоной, далее идёт геосинклиналь Урала, которая разбивается на две не совсем равные части поднятием Урал-Тау, возникшим ещё в Байкальскую складчатость. Далее идёт срединный массив Казахстана (каледонский), граничащий с геосинклиналью, куда входит восточная часть Казахстана, Алтай. Затем вновь идут каледониды, которые соприкасаются с Байкальской складчатостью.
Рис. 24
Девонские отложения в западной части Урала представлены довольно различными фациями — песчаными, глинистыми, карбонатными. На восточном склоне, который представлял собой эвгеосинклиналь, помимо осадочных терригенных пород, залегающих на силуре согласно, огромное количество вулканических пород и кремнистых сланцев, среди которых встречаются прослои известняков и глин. Здесь также мы отмечаем вулканические и кремнистые породы. На территории каледонид происходит интенсивное дробление, образование крупных межгорных котловин, которые выполнены вулканическим породами и красноцветными образованиями типа моласс. И только в верхних частях прогибов появляются карбонатные породы, завершая цикл осадконакопления. В Алтайской зоне девонские отложения распространены неравномерно: если на западе девонские отложения, представленные как морскими, так и вулканогенными породами, довольно обширны, то на востоке — исключительно континентальные, в том числе вулканические, породы. Каледониды Саяно-Салаирской зоны по своему характеру, развитию структур напоминают английские каледониды: здесь возникает два крупных прогиба — Кузнецкий и Минусинский. Причём Минусинский прогиб захватывает не только каледониды, но и байкалиды. В Саяно-Салаирской зоне накапливаются сначала красноцветные — крупноблочные, типа древнего красного песчаника, осадки, затем тонкий материал с вулканическими породами, и завершается развитие карбонатными морскими образованиями.
В карбоне на западном склоне Урала происходит накопление исключительно карбонатных пород, в эвгеосинелинали восточного склона накапливаются грубообломочные породы, в нижней части — песчано-глинистые с прослоями известняков, в C2 — молассы. Верхний карбон как таковой здесь отсутствует.
На каледонском основании в нижнем карбоне происходит накопление карбонатных и песчано-глинистых пород, а в C2—C3 красноцветных отложений, т.е. молассовых образований. В восточном Казахстане здесь песчано-глинистые породы с вулканическими образованиями, для Саяно-Салаирской зоны каменноуголиный период (как и пермский) угленосный. Кузнецкий бассейн превращается в краевой прогиб, для которого характерны фации угленакопления.
Пермские отложения на западе Урала представлены только нижней пермью, появляются предгорный и краевой прогибы; на восточном склоне пермские отложения как таковые отсутствуют, а на каледонидах Казахстана пермь представлена молассой.
В Казахстано-Алтайской зоне пермские отложения представлены вулканическими породами, туфами, туффитами, с редкими прослоями песчаника. Это континентальные отразования, причём пермские породы залегают горизонтально.
На Урале формирование складчатых структур в западной части отвечает нижней перми; последнее поднятие происходит в верхнепермскую эпоху. Восточный склон закрывается в конце среднего и в верхнем карбоне.
Каледониды подвергаются раскалыванию, возникают отдельные блоковые структуры. В этих блоках впоследствии происходит накопление более молодых, мезозойских отложений. Блоковая структура возникает также в конце среднего и в верхнем карбоне. Пермские отложения сильно сокращаются в своём распространении и приурочены к наиболее глубоким прогибам каледонского массива.
В восточном Казахстане складкообразование заканчивается в среднем карбоне. Верхнекаменноугольные и пермские отложения здесь представлены вулканическими и осадочными горными породами, представляющими собой большие горизонтально лежащие поля.
Иначе говоря, Герцинская складчатость здесь начинается в среднем карбоне, а завершается в перми.
В Саяно-Салаирской зоне, так же, как и на территории каледонид Казахстана, со складчатостью связаны внедрения крупных интрузивных тел — батолитов, в основном по восточному склону, в краевых частях каледонид и (особенно обширные) в Казахстано-Алтайской зоне.
В Аппалачской геосинклинальной зоне также, как и в Монголо-Уральском поясе, происходит накопление как осадочных, так и вулканических пород; завершение складчатости отвечает верхнему карбону. Как на окраине Восточно-Европейской платформы, так и на Североамериканской платформе, около возникших складчатых сооружений формируется краевой прогиб. В геосинклинали происходят резкие поднятия, а в это время на платформе по тектоническому шву, соединяющему геосинклиналь и платформу, происходит опускание и возникает краевой прогиб, который выполняется типичными для прогиба осадками: молассой, угленосными образованиями, соленосными (и другими хемогенными) осадками, флишоидной фацией, т.е. с чередованием тонких слоёв.
Развитие Североамериканской платформы за верхний палеозой. Нижнепалеозойская история Североамериканской платформы завершилась тем, что значительная её часть приподнялась вслед за Аппалачской геосинклиналью, где в это время происходили складкообразовательные движения; наблюдается регрессия моря с Североамериканской геосинклинали. Об этом можно заключать на основании того, что нижнедевонские отложения на территории Североамериканской платформы неизвестны.
Начиная со среднего девона территория Аппалачей испытывает опускание, которое захватывает юго-восточную часть платформы; трансгрессия моря идёт также с Кордильерской геосинклинали. Морской бассейн захватывает западную и юго-восточную области платформы. Канадский щит остаётся высоко приподнятым, являясь областью сноса материала.
Характер осадков на Североамериканской платформе распределяется следующим образом (см. рис. 25). На юго-западе накапливаются карбонатные породы с обильной морской фауной, которая позволила американским геологам создать свою местную стратиграфию очень дробного расчленения. На севере, в районе озера Медвежьего, в девонское время существовал глубоководный бассейн, о чём свидетельствует тонкий глинистый материал с исключительно планктонно-нектонной фауной. С этими отложениями связаны крупнейшие высококачественной нефти. Есть предположение даже, что этот участок моря в верхнем девоне имел сероводородное заражение. Здесь же, на западе, мы встречаемся с песчано-глинистыми отложениями с небольшими прослоями и линзами известняков.
 |
Рис. 25. Североамериканская платформа |
Каменноугольная система также очень сложна в соотношении различных фаций на Североамериканской платформе. Нижний карбон — это морские отложения, причём нижнекаменноугольный морской бассейн соответствовал границам распространения моря в девоне. Резкие изменения начинаются со среднего карбона. Очень интенсивные горообразовательные движения в геосинклиналях вызвали поднятие морского бассейна и образование краевого прогиба, который чётко оформляется в верхнем карбоне. Предгорный прогиб по отношению к Аппалачской горной структуре связан с накоплением угленосных образований. Морской бассейн остаётся только в средней части платформы и на севере, о чём свидетельствуют карбонатные породы. Пермская история Североамериканского материка характеризуется закрытием краевого прогиба соленосными осадками. В верхней перми происходит поднятие и почти повсеместно там, где был морской бассейн, идёт накопление красноцветных толщ.
Североамериканская и Восточно-Европейская платформы в своём развитии очень сходны: в нижнем палеозое они были весьма стабильны, а начиная с Pz2 обе приобретают большую подвижность, с чем связано накопление осадков в девоне, карбоне и перми. Конец пермского периода характеризуется общим поднятием не только Североамериканской и Восточно-Европейской, но и других платформ, о чём говорит наличие и на них красноцветных образований.
Остановимся на Сибирской платформе. В конце силура в восточной её части происходит приподымание, сопровождающееся регрессией моря. Начало верхнего палеозоя характеризуется перестройкой платформы, которая выразилась прежде всего в интенсивном поднятии Алданского щита, Анабарского массива и в значительном опускании западной части платформы. Возникает крупный прогиб, получивший название Тунгусской впадины. Перестройка ведёт к перераспределению осадков на платформе. На юго-востоке, в зоне Байкальской складчатости и примыкающих каледонид, происходит, начиная с нижнего девона, накопление красноцветных пород типа моласс, древнего красного песчаника. На остальной территории в девоне мы наблюдаем морские образования. Море трансгрессирует с запада и захватывает зону, испытывающую интенсивное опускание, проникая отдельными языками в район р. Вилюя и Оленека. Это были очень неустойчивые бассейны, которые в результате колебательных движений обращались в лагуны; на их месте ныне встречаются соленосные образования в виде куполов. Морская фауна, присутствующая в известняках и доломитах этих куполов, указывает на возраст этих солей.
Нижний карбон представлен очень слабо и известен только в районе низовий рек Курейки и Тунгуски. Это — морские мелководные образования. Средний и верхний карбон выполняют Тунгусскую впадину и представлены угленосной серией, т.е. континентальными образованиями. Мощность углей здесь колоссальная и угли по качеству очень высокие; добыча их не ведётся из-за их недоступности, как географической, так и геологической: они перекрыты мощной толщей вулканических пород.
 |
Рис. 26. Траппы |
Пермская система для Сибирской платформы является временем интенсивных расколов. Тунгусская впадина в центральной части испытывает интенсивное опускание; на краях же эти опускания задерживаются. Та часть, которая представляет собой обрамление Тунгусской впадины, слабо приподнимается. Эти разнонаправленные напряжения вызывают разломы, обрамляющие всю Тунгусскую впадину. В связи с этим в Тунгусской впадине в перми и триасе происходит накопление вулканических пород, мощность которых исчисляется километрами. Вулканические породы изливаются на поверхность, внедряются между осадочных пород. Они получили название траппов. Вулканические породы слабо выветриваются, в отличие от осадочных — образуются ступеньки (см. рис. 26). Эффузивная деятельность исключительно характерна для платформ; такого типа образований в геосинклиналях мы не встречаем.
В Тунгусской впадине в среднем карбоне, перми и, м.б., в триасе накапливается толща пород, получившая название тунгусской серии, которая подразделяется на две части — на угленосные и вулканогенные образования. Угленосные соответствуют C2–P1, а вулканогенные — P2–T.
Вся западная часть Сибирской платформы подверглась опусканию, восточная — поднятию; неравномерное движение вызвало очень крупные разломы, которые захватывают всю окраинную часть Сибирской платформы. Такие же разломы наблюдаются на северо-западе и в центральной части синеклизы (см. рис. 27). По этим глубинным трещинам поднимается лава, рассекает пласты осадочных пород и застывает в виде силл и даек. Таким образом, большая интенсивность вулканической деятельности изменяет характер самих отложений. Для P и T преобладающими являются крупные пластовые залежи диабазо-базальтового состава пород, получившие название траппов.
Рис. 27
С трапповыми излияниями на Сибирской платформе связаны крупные месторождения, имеющие большое экономическое значение.
С уплотнением вулканических тел связаны месторождения алмазов (P2, T и, возможно, J1). Вулканические тела, соприкасаясь с осадочными породами — углями, дают графит, месторождения которого широко известны на Сибирской платформе. Подобное же происхождение имеет исландский шпат.
Южные платформы, как известно, представляли собой в Pz2 единый массив, именуемый материком Гондвана. Начало верхнего палеозоя ничем здесь не отличается от нижнего палеозоя: Гондвана высоко стоит над уровнем моря. Только отдельные, в частности, северные, участки Гондваны испытывают некоторое погружение. Такое погружение наблюдается, например, на Южноамериканской платформе, в бассейне р. Амазонки. Морские мелководные осадки этого времени наблюдают и в районе Сахары, и на севере Аравийского п-ова.
Девонские отложения мы видим также в районе Соляного кряжа, на северо-западе Индийской платформы. Ничтожная трансгрессия моря наблюдается в Австралии.
Характер южных материков резко изменяется со среднего карбона. Прежде всего здесь возникают довольно крупные прогибы (впадина Конго и др.). Вначале здесь накапливаются красноцветные осадки, что говорит о том, что рельеф Африканской платформы к началу C2 был довольно расчленённым, и во впадины поступало значительное количество обломочного материала. Такой же характер осадконакопления наблюдается и в Индии. Здесь возникает серия узких прогибов, которые постепенно заполняются красноцветными образованиями.
 |
Рис. 28 |
С конца среднего карбона и а течение всего верхнего карбона южные части Африканского и Южноамериканского континентов и Индия были покрыты материковыми льдами. Везде здесь находят сильно метаморфизованные филлиты (моренные образования), перекрытые осадочными, озёрными образованиями. Это можно увидеть на примере разреза в районе Капской земли (см. рис. 28). На сильно разрушенную поверхность докембрийского основания залегает небольшая толща валунных пород, суглинок с большим количеством крупных валунов, несомненно говорящих об их ледниковом происхождении. На них лежит толща глинистых сланцев с остатками водорослей озёрного типа. Выше мы вновь наблюдаем ледниковые образования.
Судя по валунам и по штриховке докембрийских отложений, движение ледников было с севера на юг, причём было несколько ледниковых очагов. По-видимому, ледниковые отложения имеются и в прибрежных частях Атлантического океана: валуны со штриховкой добывались из-под современных и мезозойских отложений.
Нахождение ледниковых отложений на дне Атлантического океана подтверждает и точку зрения фиксистов, и точку зрения мобилистов.
Мобилисты утверждают, что некогда материки были сближены, а после Pz2 стали расползаться. Фиксисты же утверждают, что на месте южной Атлантики, Индийского океана и, частично, Тихого океана существовал материк Гондвана, на котором были ледники, была растительность: Glossopteris, Gangamopteris.
Существует несколько гипотез о причинах оледенения Гондваны. Одна из гипотез говорит о том, что рельеф Гондваны был горный, на вершинах гор образовались ледники, которые спускались вниз, неся огромное количество обломочного материала. Вторая гипотеза связывает оледенение с положением полюса, который по этой гипотезе находился на юге Африки. Третья гипотеза связывает оледенение с движением воздушных волн, которые двигались с полюса.
В перми климат в Гондване был умеренный, о чём свидетельствуют широко распространённые растительные остатки. Вся территория Африки, южная часть Южной Америки, Индия, Австралия были покрыты тайгой с одним типом растений — кордаитами, близкими по строению семени к хвойным. Кордаитовая тайга занимала обширнейшие пространства. Огромное скопление органического вещества в результате гибели растений дало крупные месторождения каменных углей. Это — единственный период угленакопления за палеозойскую эру на этих территориях.
Начиная с конца верхней перми наблюдается довольно широкое развитие морских условий. Морские условия устанавливаются в бассейне Параны; вначале здесь накапливаются песчано-глинистые, карбонатные породы, а позже замещаются лагунными соленосными образованиями. Проникновение моря на территорию Южной Америки связано с расколами. Для подтверждения этой точки зрения проводились исследования не только в области развития морских отложений, но исследовалось сочленение морских и докембрийских отложений. Было установлено наличие вулканических пород, свидетельствующее о том, что здесь, так же, как на Сибирской платформе, происходило раскалывание. Море проникает вглубь Гондваны в районе к востоку от Африки. Везде здесь накапливаются морские мелководные образования с фауной того же типа, что и в Средиземноморском бассейне, что доказывает их связь. Образовавшийся морской бассейн делит Гондвану на западную часть в составе Южной Америки, Африки и Южной Атлантики и восточную в составе Индии, Мадагаскара, Австралии и Индийского океана. К началу мезозоя на Земле существовало два крупных материка — Лавразия и Гондвана. Размеры разделяющего их морского бассейна резко сократились.
Верхний палеозой в тектоническом отношении характеризуется очень интенсивным проявлением складкообразовательных движений, в результате чего возникают крупные горные сооружения, которые закрывают целый ряд геосинклиналей — Атлантический пояс (Аппалачская геосинклиналь), Урало-Монгольский пояс, Капская зона, Австралийская зона, входящая в состав Тихоокеанского пояса. Меняется и структурный план древних платформ, возникают серии прогибов и поднятий — Тунгусская впадина на Сибирской платформе, развиваются Московская и Печорская синеклизы, возникает крупный Миссисипский прогиб в Северной Америке, впадина Конго, в Гондване возникают впадины в районе Капской земли и на востоке Индии. В связи с возникновением разрывных нарушений в складчатых областях интенсивно проявлялся вулканизм — как эффузивный, так и интрузивный, причём первый наблюдался и на древних платформах.
Из осадочных пород в верхнем палеозое преобладающими являются континентальные — красноцветные породы типа моласс, угленосные образования, развитые главным образом на северных платформах. Помимо континентальных встречаются и морские отложения, в основном мелководные; также широко развиты породы лагунные — соленосные, нефтеносные и т.п. образования. Такое разнообразие фаций связано непосредственно с тектоническими движениями, которые оказали большое влияние на распределение осадков.
Полезные ископаемые верхнего палеозоя. Из осадочных это, во-первых, угольные месторождения, а также месторождения различных солей — магнезиальных, натриевых и калийных. Отлагались различные горючие сланцы, а также нефть и газ. Известны осадочного происхождения меднорудные месторождения, в частности, в Казахстане, в Приуралье, на Русской платформе. Известны месторождения графита. С вулканической деятельностью связаны меднорудные месторождения (эффузивные), титано-магнетитовых руд, хромитовых руд, асбеста и полиметаллических руд — Ag, Sn, Pb, W и др.
Мезозойская эра является естественным этапом в жизни земной коры: конец мезозоя ознаменован очень крупными складкообразовательными движениями, называемыми Мезозойской складчатостью.
В мезозойскую эру входят три периода: триасовый (T), юрский (J) и меловой (K). Общая продолжительность — 165–170 млн лет.
К началу мезозойской эры возникает два крупных материка — Лавразия и Гондвана, разделяемые геосинклинальным поясом, в мезозое носящим название океана Тейтиса. Тейтис подразделяется на две части — западную, от Мексиканского залива до Гималаев, иногда называемую собственно Тейтисом, и восточную, в которую входят Гималаи, Индокитай, Зондские острова, Новая Гвинея и Новая Зеландия, именуемая Гималайской или Восточно-Азиатской частью океана. В несколько сокращённом виде продолжает существовать и Тихоокеанский пояс.
Органический мир мезозоя резко отливается от органического мира палеозоя. Отличие это заключается в том, что выявляется новый облик фауны и флоры, получивший название мезозойского, занимающий промежуточное положение между палеозойским и современным органическим миром.
Из растительности в триасе и юре основную роль играли саговые, хвойные и другие голосеменные растения, с примесью, особенно в триасе, форм древней флоры, которые представлены Calamites и некоторыми плаунами. В мелу, наряду с цикадовыми, хвойными, саговыми существует новая группа — двудольные. Изменения в растительном мире связаны с изменением климата, рельефа суши и т.д. В меловой период появляется травяная растительность. В связи с этим меняется и характер наземных ископаемых. Появляются первые млекопитающие — мелкие, размером с кошку, животные. Широко развиты различные пресмыкающиеся; огромную роль играют динозавры. Все пресмыкающиеся по образу жизни подразделяются на три группы: наземные, водные (ихтиозавры, мозозавры, плезиозавры) и воздушные (птеродактили и рамфоринхусы). Хищная форма — тираннозавр — до 12 м в высоту и 25 м в длину.
Огромные рептилии сами себя изжили: их высокая специализация привела к их вымиранию. У многих рептилий очень хорошо развиты хвост и задние конечности. В верхней юре появляются первые птицы — Archaeopteryx, размером с голубя. Они имели челюсти, усаженные большим количеством зубов; перья не имели крючков, не создавалось опахала. Хвост оперённый, но позвонковый.
В мезозое костистые рыбы составляли уже подавляющую массу (почти 95%) рыб.
Беспозвоночная фауна морских бассейнов также сильно отличается от фауны палеозоя. Полностью вымирают трилобиты, четырёхлучевые кораллы, значительно вымирают брахиоподы. Их место занимают более высокоорганизованные формы. Если в палеозое были широко распространены древние аммониты, так называемые гониатиты, то в мезозое господствующее положение занимают новые аммониты, с очень сложным строением лопастной линии: и лопасти, и сёдла сильно рассечены, с развитой скульптурой. В меловой эпохе в строении раковины происходят изменения, начинается специализация форм; многие раковины начинают развёртываться. К концу мела эти формы вымирают. К мезозою относится появление головоногих моллюсков белемнитов. Белемниты просуществовали недолго и вскоре вымерли. Они имели очень сложное внутреннее строение раковины.
В мезозое ещё обильны были морские ежи, морские лилии и т.д. Начинают распространяться шестилучевые кораллы.
Особенности и характер тектонических движений и осадконакопления в мезозойскую эру. Прежде всего следует отметить, что мезозойская эра явилась эрой очень интенсивных тектонических и вулканических движений. В течение конца триаса, юры и мела имела место так называемая мезозойская складчатость, которая резко изменила лик земной поверхности. Кроме того, следует отметить очень интенсивные вулканические проявления, причём не только в геосинклиналях, но и на платформах. В этом отношении развитие геосинклиналей и платформ резко отличается от палеозойского. Мезозой является эрой раскалывания материка Гондваны; начиная с мезозоя происходит его постепенное расчленение на современные материки.
Мезозойская история Средиземноморского геосинклинального пояса. Южная часть его носит название Альпийской, или Альпийско-Гималайской; выделяется также юго-восточная зона, простирающаяся от Гималаев до Новой Зеландии. Герцинская складчатость в своё время захватила Альпийскую геосинклиналь. В начале триаса она представляла собой область, состоящую из целого ряда замкнутых бассейнов, в которых шло накопление песчано-глинистых и соленосных образований. Такой тип осадка не характерен для геосинклиналей и носит название аномального. Он связан с Герцинской складчатостью. Начиная с T2 и в T3 море постепенно расширяется; отдельные существовавшие поднятия перекрываются морем и идёт накопление карбонатных осадков. Это тоже аномально для геосинклиналей. Образование ранее существовавших здесь геосинклинальных зон идёт заново. Структура дна Альпийской геосинклинали приобретает несколько иной характер в юре. Это связано с тем, что в конце триаса происходит первая фаза мезозойской складчатости, получившая название Древне-Киммерийской. Складчатость эта не имеет широкого распространения и носит скорее местный характер, но несмотря на это она вносит большие изменения в структуру дна моря. Начиная с юрского периода происходит формирование типичных геосинклинальных прогибов и поднятий, которые в Альпийской геосинклинали явилось не чем иным, как будущими ядрами современных Альп. Эти поднятия состоят из пород как триасового, так и более древнего времени. Осадки в юрское время накапливаются в прогибах и, очень редко, на поднятиях. В плане Альпийская геосинклиналь состояла из чередования поднятий и прогибов. В современном строении Альп находят большое количество покровных структур, состоящих из покрова Гельветского, покрова Пеннинского и покрова Восточно-Альпийского (см. рис. 29) — крупных шарьяжных структур. В каждом из этих покровов наблюдаются и древние, и молодые осадки. Это очень сложная по своему характеру структура. Юрские отложения залегают на более древние образования с угловым несогласием и размывом.
Рис. 29. Покровные струкруры юры в Альпах
В то же время характер осадков здесь очень различен. Для примера можно рассмотреть разрез с северо-запада на юго-восток Альпийской геосинклинали, точнее, через Центральное Французское плато (см. рис. 30). Вдоль Французского плато проходит очень крупный прогиб, получивший название прогиба зоны Дофинэ. Зона Дофинэ ограничивается очень крупными докембрийскими поднятиями. Она характеризуется полным разрезом юрских отложений. Здесь встречаются как карбонатные породы рифового типа, так и терригенные, обломочные породы, которые совместно выполняют этот ров. К юго-востоку от Дофинэ, в районе Брионсонэ, мощность юрских отложений уменьшается до 200 м, отложения перемежаются частыми размывами. Зона Брионсонэ свидетельствует о том, что уже в юре здесь было поднятие. Породы в основном обломочные, главным образом песчаники различного состава. В Пьемонте юрские отложения представлены совершенно иными породами, это главным образом так называемые блестящие сланцы — порода, образованная из глинистых отложений посредством метаморфизма. Среди этих сланцев — включения базальтов, хорошо препарирующихся в современном рельефе. По основаниям этих трёх разрезов прекрасно выделяется юрское геоантиклинальное поднятие.
Рис. 30. Мощность юрских отложений
на Центральном Французском плато
В конце верхней юры происходит новая фаза складчатости, получившая название Ново-Киммерийской. Эта фаза нашла своё отражение в структуре морского дна Альпийской зоны и в характере осадков. Неоком в Альпийской зоне представлен обломочными породами. Происхождение их таково. Ново-Киммерийская фаза складчатости не вызвала образования горных структур, а лишь приподняла морское дно, что привело к возникновению серии островов, которые и послужили источником обломочного материала. Породы апта — карбонатные, а альб на территории Альп отсутствует. Отсутствие альба (и нижней части K2) объясняется новой фазой складчатости — Австрийской.
| Эпоха (отдел) | Ярус (век) | По д’Орбиньи |
|---|---|---|
| Верхний мел (K2) | Датский Маастрихтский Кампанский Сантонский Коньякский Туронский Сеноманский |
Сенонский |
| Нижний мел (K1) | Альбский Аптский Барремский Готеривский Валанжинский |
Неокомский |
Рис. 31. Расчленение мела
Верхнемеловые отложения в Альпах представлены карбонатными породами, значит, здесь был мелководный открытый морской бассейн.
Конец меловой эпохи вновь характеризуется очень крупными тектоническими проявлениями, выделяемыми под названием Лярамийской фазы складчатости. Таким образом, к концу мела южная часть Альпийской зоны в некоторых участках превращается в сушу, но эта складчатость не создала в Альпах, по существу, никаких горных сооружений. Альпийская зона продолжала существовать как геосинклиналь и в кайнозое.
В Карпатах в течение всего мезозоя, от триаса и до мела, шло накопление осадочных пород; каких-либо крупных тектонических движений не наблюдалось, только в некоторых местах были отмечены вулканические излияния.
Мезозойская история Кавказа очень близка к таковой для Альп, отличие состоит лишь в том, что герциниды, поднявшие на поверхность породы докембрия, нижнего и верхнего палеозоя, продолжали существовать в течение всего мезозоя в виде острова и делили геосинклинальную область Главного Кавказского хребта на две части — северную, миогеосинклинальную, и южную, эвгеосинклинальную. В этих частях шло накопление разнотипных отложений — на юге осадочных и вулканических, на севере только осадочных. Малый Кавказ, возникший как устойчивая структура в Байкальскую складчатость, представлял собой огромную глыбу суши. Триасовые отложения присутствуют на крайнем юге. В юре эта глыба начинает крушиться, возникает геосинклинальная зона. Происходят очень крупные излияния лав; вулканические породы на этой территории развиты очень широко.
Мезозойская история восточной части Средиземноморского геосинклинального пояса. К востоку и юго-востоку от Памира складчатость была настолько сильна, что вся эта территория превратилась в складчатую структуру.
Между герцинидами Монголо-Уральского пояса и Индийской и Китайской платформами возникает крупное складчатое сооружение, соединяющее эти два материка.
Мезозойская история западноевропейских герцинид, располагающихся к северу от южной части Средиземноморской геосинклинальной системы. В состав этой системы входят: территория Испании, вся Франция, юг Англии, вся Германия, территория Чехословакии, юг и средняя часть Польши. Герциниды возникли в конце верхнего карбона, в стефанском ярусе. В перми происходит их раскалывание, образование межгорных котловин, накопление моласс и вулканических пород. Верхняя пермь характеризуется уже образованием чехла, превращением герцинских структур в эпигерцинскиую платформу. На севере Германии возникает Северогерманская впадина, имеющая широкое простирание и с востока на запад, и с севера на юг. В этой впадине в верхней перми накапливаются маломощные осадочные породы — песчаники, известняки и соленосные образования. В мезозое расчленение герцинид продолжается, возникают новые крупные области опускания. В триасе такая область образовалась на юге Германии — Южногерманская впадина, являющаяся продолжением Северогерманской. Вторая впадина возникает в начале юры. Она захватывает юг Англии, центральную и северную Францию и получает название Англо-Парижского бассейна. Третий прогиб на герцинидах возникает к югу от Центрального Французского плато; он именуется Аквитанской впадиной.
Наиболее полно и чётко триасовые отложения представлены в Северогерманской впадине. Они подразделяются на три части, каждая из которых соответствует отделу. Нижний отдел представлен пёстрым песчаником, это континентальные образования. В этих песчаниках содержатся остатки ксерофитной флоры, которая указывает на жаркие климатические условия. К среднему триасу относится небольшая пачка известняков, получивших название раковинных. Их накопление происходило в постепенно осолоняющемся бассейне. По существу это была большая лагуна, ещё, по-видимому, связанная с морем, располагавшимся к северу. Третья часть триасовых отложений получила в Германии название кейпер. Эта толща пород в основании состоит из морских образований, а средняя и верхняя части — красноцветные континентальные образования, содержащие тоже ксерофитную флору. Всё это говорит за то, что в северной части герцинид установились близкие к аридным климатические условия. В других частях — Англо-Парижском бассейне, Аквитанской впадине триасовые отложения почти не представлены; в это время здесь была суша.
Триасовый период на всей земной поверхности отвечает геократическому режиму — суша преобладает над морем.
Юрские отложения на герцинидах имеют очень широкое распространение. Юрские отложения мы подразделяем на три отдела — нижний, получивший в Западной Европе название лейаса, или чёрной юры, средний, или доггер (бурая юра), верхний, получивший название мальма, или белой юры.
Стратотипическим разрезом юрских отложений является разрез в районе Англо-Парижского бассейна. Нижнеюрские отложения в Англо-Парижском бассейне представлены чёрными глинистыми сланцами. Они везде имеют один и тот же характер. Суша, окружавшая Англо-Парижский бассейн, была сильно сглажена, сносившийся обломочный материал был очень тонким. Мощность чёрных глин невелика, залегают они на размытую поверхность палеозоя или нижнего триаса. Начало средней юры характеризуется небольшими поднятиями, морской бассейн сокращается, очень сильно мелеет, в нём происходит накопление бурых железистых песчаников, часто оолитовых. Накопление этих песчаников идёт в условиях интенсивного привноса обломочных пород и растворённых соединений железа реками. Считается, что поверхность суши, окружавшей морской бассейн, была изрезана большим количеством рек, несших обломочный материал.
Верхняя юра резко отличается по своей истории тем, что почти вся поверхность бывшей суши перекрывается широкой трансгрессией моря, соответствующей келловей-киммериджу. Над водой остались только Рейнские Сланцевые горы, часть Армориканского массиваи центральная часть Французского плато. На территории Англо-Парижского бассейна шло в это время накопление карбонатных осадков — органогенных, глинистых известняков. После киммериджа, в титоне, вновь наблюдается поднятие, вновь наступает регрессия моря. Все рассмотренные котловины осушаются.
| Эпоха (отдел) | Ярус (век) | ||
|---|---|---|---|
| Западная Европа | Россия | Англия | |
| Верхняя юра, или мальм (J3) | Титонский Киммериджский Оксфордский Келловейский |
Нижне-волжский Верхнее-волжский |
Портланд |
| Средняя юра, или доггер (J2) | Батский Байосский Ааленский |
||
| Нижняя юра, или лейас (J1) | Тоарский Плинсбахский Синемюрский Геттангский |
||
Рис. 32. Расчленение юры
Начало меловой эпохи для Англо-Парижского бассейна характеризуется накоплением континентальных образований, соответствующих неокому. В этих континентальных образованиях находят огромное количество рептилий. Эта толща континентальных пород в Западной Европе получила название фации вельда. Начиная с апта происходит трансгрессия моря с севера, из района южной Англии, постепенно захватывающая весь Англо-Парижский бассейн. Осадки образовавшегося морского бассейна представлены песчаниками и глинами, содержащими бореальную фауну.
На границе нижнего и верхнего мела Австрийская фаза складчатости привела к поднятию и сгону моря на север; море уходит из Англо-Парижского бассейна, с Северогерманской впадины, и здесь на некоторое время устанавливаются континентальные условия. Но начиная с верхнего мела новая трансгрессия моря идёт с юга, захватывая все впадины. Накапливаются исключительно карбонатные осадки, в частности, белый писчий мел, имеющий широкое распространение в Англо-Парижском бассейне, Аквитанской и Северогерманской впадинах. Конец меловой эпохи характеризуется новой регрессией моря.
Рис. 33. Палеогеографическая кривая
для мезозойской истории Западноевропейских герценид
История платформ за мезозойскую эру. К началу мезозоя платформы были спаяны герцинидами и представляли собою два крупных материка. Морские бассейны соответствовали только геосинклинальным областям; существовал геократический режим. На платформах морские бассейны почти отсутствовали. Трансгрессия моря в нижнем триасе, например, наблюдалась только в Прикаспийской впадине. Осадки — исключительно континентальные: образования коры выветривания и, в некоторых случаях, угленосные. Такие угленосные образования имеются на восточном склоне Урала между Челябинском и Копейском. На Сибирской платформе продолжается вулканическая деятельность, которая началась в конце перми. Вдоль Аппалачской геосинклинали, состоявшей к началу триаса из каледонид и герцинид, возникает краевой прогиб, состоящий из отдельных ячей. Северо-восточная часть прогиба, идущая вдоль каледонид, осложнена большим количеством разломов; она испытывала интенсивное опускание. Здесь накапливаются грубообломочные породы — конгломераты, переслаивающиеся с базальтами, мощностью до 3–4 км. В юго-западной части прогиба, идущей вдоль герцинид, прогибание шло гораздо медленнее и накапливались сероцветные образования с углями. Полностью отсутствуют вулканические породы. Мощность триасовых отложений 600–700 м. По-видимому, в северо-восточной зоне климат был аридным (так же, как и в Европе на этой широте), а в юго-западной — гумидным, но умеренным.
В нижней и средней юре Восточно-Европейская платформа имела тот же характер, что и в триасе — накапливалось ничтожное количество осадка, платформа стояла высоко над уровнем моря. Начиная с верхней юры структурный план Восточно-Европейской платформы резко меняется. Центральная, восточная и южная части платформы опускаются, море трансгрессирует с севера и отлагает особый тип осадка — глинистые породы, песчаники, глаукониты и фосфориты. Весь этот комплекс пород носит бореальный характер, карбонатные породы здесь нацело отсутствуют. В Прикаспийской низменности и в Донецком бассейне к бореальной фауне примешиваются элементы фауны южной, что говорит о сочленении этой верхнеюрской морской трансгрессии со Средиземноморской геосинклиналью. В конце юры, в волжском ярусе, происходит поднятие южной части Восточно-Европейской платформы, отвечающее Ново-Киммерийской фазе складчатости. Поэтому отложения верхне-волжского яруса представлены только на севере; на юге их нет.
Меловая история Восточно-Европейской платформы разделяется на два этапа. Первый этап, соответствующий K1, по развитию морского бассейна сходен с верхнеюрским, характер осадков тот же, однако размеры морского бассейна значительно меньше — он вытягивается в узкую полосу, меридионально направленную. Однако соединение со Средиземноморским бассейном ещё сохраняется. Фауна — типично бореальная, в частности аммонит Simbirskites.
Второй этап соответствует K2. Ориентировка морского бассейна резко изменяется и приобретает широтное направление. Море захватывает всю южную часть Восточно-Европейской платформы и преобладающим становится влияние южного моря Тейтиса. В связи с этим изменяется характер осадка — здесь главным образом накапливаются карбонатные породы, а начиная турона — белый писчий мел. Он широко известен не только на территории Восточно-Европейской платформы, но и в Англо-Парижском бассейне.
Относительно глубины морского бассейна в это время существует целый рад предположений; в последнее время принято считать, что белый писчий мел и мелоподобные породы накапливались в очень неглубоких участках морского бассейна. А.Д. Архангельский, специально занимавшийся этим вопросом, установил, что глубина бассейна не превышала 80–100 м. В настоящее время на такой глубине живут водоросли из того же рода, что и в мелу. Суша, окружавшая этот морской бассейн, была сильно снивелирована, почему снос обломочного материала почти не происходил, и осадок был исключительно органогенным. Северная часть платформы представляла собой область, высоко приподнятую. В районе Поволжья и Прикаспийской впадины среди верхнемеловых отложений встречаются прослои опок — кремнистых пород. Опоки являются образованиями морей холодных. Относительно их происхождения существует следующая гипотеза. Верхнемеловой морской бассейн простирался вдоль восточного склона Урала; в районе Мугоджар, на юге Урала, существовал пролив, через который соединялись обе части морского бассейна. Тёплыми течениями холодная вода из северного бассейна отжималась к востоку, где и шло накопление кремнистых образований.
На территории Восточно-Европейской платформы к северу от Прикаспийской впадины мы не встречаемся с верхнемеловыми отложениями. Представить себе, что в верхнемеловую эпоху здесь был прогиб, трудно; кроме того, есть сведения о том, что здесь были горы.
Итак, мезозойская история Восточно-Европейской платформы подразделяется на три этапа. Первый соответствует триасовому периоду, нижней и средней юре. Это — высокое стояние и накопление почти исключительно континентальных образований. Второй этап соответствует верхней юре и нижнему мелу, когда происходило очень интенсивное опускание и захват огромной территории Восточно-Европейской платформы северным морем. Существует талласократический режим, преобладание моря над сушей. Третий период соответствует верхнему мелу и продолжается в палеогене. Структурный план платформы меняется — северная часть приподнимается, южная опускается и тесно соединяется со Средиземноморской геосинклиналью.
 |
Рис. 34. Кордильерская геосинклиналь |
История двух геосинклинальных областей Тихоокеанского пояса — Кордильерской и Северо-Восточной (с Камчатско-Сахалинской) в мезозое и близка, и отлична. В начале триаса Кордильерская геосинклиналь чётко разбивалась на две части — западную и восточную (см. рис. 34), между которыми располагались герцинского возраста Кордильеры; в плане это была серия островов. Эти поднятия носят название Мезокордильерских. В триасе происходит интенсивное опускание Кордильерской геосинклинали. Накапливаются вулканические и осадочные породы мощностью до 3–4,5 км. Западная часть представляла собой эвгеосинклиналь, восточная — миогеосинклиналь. В миогеосинклинальной зоне идёт накопление песчаников, глинистых сланцев и др. терригенных пород мощностью от 300 до 1000 м. В юрский период происходят некоторые изменения в соотношения суши и моря в восточной части. Наблюдается трансгрессия, как с севера, так и с юга, что подтверждается находками и северной, и южной фауны в юрских известняках. Осадки на юге карбонатные, на севере песчано-глинистые. Морские бассейны, однако, не соединяются, они разделены перемычкой, о чём говорят находки красноцветных образований. В эвгеосинклинальной, западной, части продолжается накопление вулканических пород, переслаивающихся с осадочными, на юге — карбонатными, на севере — обломочными, породами. На границе J3 и K1 происходит Невадийская фаза складчатости, В Западной Европе ей соответствует Ново-Киммерийская фаза. Эта складчатость увеличивает размеры суши, объединяет воедино острова и образует сильно складчатую структуру. Складчатость постепенно начинает сокращать площадь Кордильерской геосинклинали, причём не с краёв, а из середины. К этой структуре относятся современные Скалистые горы и Сьерра-Невада. Мел здесь, так же, как и в Европе, делится на два этапа. Нижний мел характеризуется высоким стоянием, однако море начинает проникать по миогеосинклинальному прогибу; идёт накопление песчано-глинистых пород. В эвгеосинклинали вулканизм затухает; осадки — песчано-глинистые, карбонатные, мощностью 800–1500 м. В начале верхнего мела происходит образование краевого прогиба, захватывающего край миогеосинклинальной зоны и значительную часть платформы. Краевой прогиб выполняется породами как терригенными, так и карбонатными. Начиная с кампана и в маастрихте происходят новые, очень интенсивные горообразовательные движения, которые разбивают морской бассейн на отдельные ячеи. В конце мела западная часть эвгеосинклинали превращается в складчатую структуру. Таким образом, в конце мелового периода в результате Ларамийской фазы складчатости Кордильерская геосинклиналь превращается в складчатую структуру. В краевом прогибе идёт накопление угленосных отложений, моласс и изредка — вулканических пород. Лишь небольшая полоса, соответствующая современным береговым хребтам, остаётся не преобразованной и превращается в горы лишь в Альпийскую складчатость. Североамериканская платформа в течение всего мезозоя стояла высоко над уровнем моря, и меловые отложения, за исключением западной окраины, неизвестны.
Восточно-Азиатская геосинклиналь расположена между Сибирской платформой и Корякским хребтом на западе и Камчаткой на востоке. Начиная с триаса эта территория испытывает интенсивное погружение. Триасовая толща, очень большой мощности, состоит из песчаников и глинистых сланцев. Вулканические породы здесь нацело отсутствуют.
В центре геосинклинали находится срединный массив, возникший, по всей вероятности, в Байкальскую складчатость; существует, правда, мнение, что этот массив является отторженцем Сибирской платформы. Края этого массива в Каледонскую и Герцинскую складчатость были переработаны, о чём свидетельствуют горные хребты, окаймляющие этот массив. Эти горные сооружения сложены породами девона, карбона и перми, сам же центральный массив сложен докембрийскими образованиями. В юре характер осадков здесь меняется; на севере они бореальные, в районе Сихотэ-Алиня и южнее — карбонатные, с гнёздами полезных ископаемых и кристаллами кальцита. Среди терригенных пород встречаются вулканические образования, впрочем, совсем небольшие.
В конце J возникают горные сооружения — Верхоянский хребет и др. В юре происходит очень крупное раздробление так называемой Монголо-Охотской геосинклинали (герциниды). Здесь встречаются юрского и мелового возраста интрузивы, с которыми связаны золотоносные жилы. Меловые отложения — это песчано-глинистые осадки мелководного моря. Конец нижнего мела ознаменовался новой фазой складчатости, сопоставляемой с Австрийской фазой в Европе. Эта фаза полностью закрывает Восточноазиатскую геосинклиналь, возникают горные сооружения. Граница между горными сооружениями и геосинклиналью выражена в крупном глубинном разломе. Этот разлом выделяется в линейном распространении вулканических пород.
Верхнемеловые отложения известны только на древнем массиве, в Зыряновской впадине.
Ново-Киммерийская и Австрийская фазы складчатости оказали на срединный массив сильное влияние, выразившееся в том, что он начинает разбиваться на отдельные блоки. По глубинным разломам поднимается основного типа лава. Образуются траппы. Этот срединный массив от всех прочих очень сильным вулканизмом. На Сибирской платформе возникает так называемый Предверхоянский краевой прогиб, закладывающийся в конце J3 — начале K1. Краевой прогиб накладывается на структуру, возникшую уже в триасе.
В конце перми и в триасе Тунгусская впадина на западном крае Сибирской платформы заполняется большим количеством вулканических пород, которые образуют покровы, силлы, дайки и т.д. и высоко поднимается над уровнем моря. В конце триаса произошло опускание северной части Сибирской платформы, а также восточной и юго-западной частей. Возникает четыре крупные впадины: Хатангская, выполненная меловыми отложениями, на севере, Вилюйская, захватившая всю восточную часть платформы, Иркутская, на северо-восточных склонах Саян, Канская впадина, расположенная между Енисейским кряжем и северными оконечностями Восточных Саян. Образование этих многочисленных впадин объясняется тем, что Сибирская платформа была окружена геосинклиналями, прогибание которых влекло опускание краёв платформы, тем более что они были рассечены серией разломов.
Характер осадков в этих впадинах можно рассмотреть на примере Хатангской. Триасовые отложения представлены и морскими, и вулканическими породами; правда, триас обнаружен только в Хатангской впадине, что говорит о меньшем возрасте остальных впадин. В Вилюйской впадине отложения юры, как морские, так и континентальные, представлены очень широко; границей морских и континентальных отложений является р. Вилюй. В Хатангской впадине — исключительно морские отложения Мел представлен как нижнее-, так и верхнемеловыми отложениями, причём в K1 это исключительно морские, а в K2 континентальные отложения преобладают, но есть и морские. Все породы — песчано-глинистые, карбонатных нигде нет. С этими песчано-глинистыми породами связано угленакопление; они же являются коллекторами нефти и газа.
Общим признаком, объединяющим мезозойскую историю платформ, являются постоянные колебательные движения, направленные вверх и вниз. Велики различия в проявлении вулканизма в мезозое — на Североамериканской впадине он отсутствует почти нацело, точно то же на Восточно-Европейской платформе, тогда как на Сибирской платформе в триасе, а возможно, и в нижней юре, вулканизм был развит широко.
В конце перми намечаются первые небольшие опускания Гондваны. Триас в этом отношении является продолжением перми — триасовые отложения накапливаются в тех же прогибах, что и пермские. Это угленосные и (в верхней части) красноцветные образования, что указывает на повышение аридности на южных материках. В триасе здесь, как на Сибирской платформе, широко развиты вулканические извержения — в бассейне р. Параны, в южной Африке и в районе Соляного кряжа. Морские трансгрессии в триасе почти отсутствуют.
В юрском периоде расчленение Гондваны идёт дальше. Расширяется Мозамбикский пролив, возникает эпиконтинентальный бассейн между Индией и Австралией. Гондвана расчленяется на отдельные блоки, которые, впрочем, ещё гораздо больше современных материков. По-видимому, разделяются Южная Америка и Южная Африка.