Західна Тува . Тут ордовик залягає різко незгідно на кембрійських утвореннях, представлений типово евгеосинклінальними породами: потужним декілька км товщами вулканітів, пісковиків, сланців з трилобітами. Породи складно дислоковані, метаморфізовані, включають тіла ультраосновних масивів, прорвані гранітними інтрузіями. Ордовицькі відклади. В уламковому матеріалі присутні породи кембрію та прориваючих його інтрузій. Характерні строкаті та червоноколірні породи, паралельна та навскісна шаруватість, брижі, тріщини висихання, внутрішньо формаційні конгломерати, погана диференціація уламкового матеріалу – свідчення осадконакопичення в континентальних умовах за жаркого клімату у внутрішніх пересихаючих водоймах або в наземній обстановці.
Ближче до кінця ордовику – умови змінюються, про що свідчать дрібнозернисті породи сірого кольору, з’явились карбонатні прошарки з морською фауною. Ордовицькі породи тут згідно змінюються силурійськими, через відсутність проявів таконської фази.
Не вся територія Урало-Монгольського геосинклінального поясу була морем – існували підняття-острови, що поставляли уламковий матеріал в Центральному Казахстані, Алтає-Саянах та Монголії.
В кінці ордовику на заході центральної частини Урало-Монгольського геосинклінального поясу активно проявилась таконська фаза каледонського орогенезу, утворились широкі підняття в Казахстані від Кокчетаву на південь через Улу Тау, Кара Тау та Північний Тянь-Шань, які були областями зносу на протязі наступного силурійського періоду.
Каледонська складчастість на півночі та сході Урало-Монгольського геосинклінального поясу супроводжувались інтрузивним магматизмом – великі гранітні інтрузії від Північного Тянь-Шаню до Петропавловська та Омська.
Апалацька та Інуїтська геосинкліналі .
В Апалацькій геосинкліналі ордовик поширений. В евгеосинклінальній зоні вулканогенно-осадочні товщі та кременисті сланці досягають загальної потужності 4000 м. В міогеосинклінальній зоні, границею з Північноамериканською платформою, розповсюджені товщі вапняків та пісковиків. В кінці ордовику особливо в північній частині проявилася таконська фаза.
В Інуітській геосинкліналі – на півдні, границею з платформою, в міогеосинклінальній зоні накопичувались карбонатні та глинисті осадки; – на півночі, в евгеосинклінальній зоні – теригенно-вулканогенні товщі.
Тихоокеанський геосинклінальний пояс.
Західно-Тихоокеанська геосинклінальна область . Тут відклади ордовику поширені обмежено. На Північному-Сході Росії – вапняки, піщано-глинисті породи та граптолітова сланці. Вулканогенні породи відомі в Коряцькому хребті. В цій геосинклінальній області, таким чином виділяються евгеосинкліналь та міогеосинкліналь. На Південному Сході Азії панували евгеосинклінальні умови: на території Японії, Катазії; західніше відомі флішоїдна товщі аргілітів, алевролітів, граптолітових сланців, місцями вапняків.
Найбільш широко ордовик представлений в Східній Австралії. Міогеосинклінальна зона розташована на границі з платформою – теригенні породи зрідка вапняки. Ордовик евгеосинклінальної зони представлений лавами, туфами порфіритів, глинистими та кременисто-глинистими сланцями. Потужність до 4000 м. Силур лежить різко незгідно під певним кутом на породах ордовику, що підтверджує прояв таконської фази каледонської складчастості, але геосинкліналь не закрилася, а лише відбулося обміління силурійського басейну.
У Східно-Тихоокеанській геосинклінальній області – евгеосинклінальна зона простежується лише в Північноамериканській частині геосинкліналі – у вузькій смузі вздовж узбережжя від Аляски до Каліфорнії, де відкладалися товщу глинистих та кременистих сланців, лав, туфів. Міогеосинклінальна зона – карбонатні товщі до 2000 м, що на заході заміщуються граптолітовими сланями та алевролітами з потужністю до 200–250 м. Іноді смуга поширення цих порід виділяється в «перехідну» зону від міогеосинкліналі до евгеосинкліналі. Ордовик Південноамериканської частини геосинклінальної області представлений виключно теригенними породами значної потужності. На захід роль піщаних прошарків падає вони заміщуються глинистими сланцями.
Середземноморський геосинклінальний пояс. Тут виходи ордовику відомі в обмежених районах. Ордовик лежить звичайно з розмивом на кембрійських та більш древніх утвореннях. Він представлений піщано-глинистими товщами, іноді вапняками, характерні граптолітова сланці. В Марокко та на півночі Франції ордовицькі товщі містять горизонти оолітових залізних руд. Ефузиви нетипові, якщо розвинуті, то тяжіють до смуги центральних піднять геосинкліналі, яка включає Центральний Французький масив, Вогези, Шварцвальд та Богемський масив. Іноді окремі частини піднять занурювались нижче рівня моря. Приклад: товщі ордовику, силуру та девону Празького синклінорію, які стали класичними завдяки дослідженням Й. Барранда. В Баррандієні в ордовику розповсюджені конгломерати, диктіонемові сланці та пісковики. Ордовик залягає на кембрії незгідно. Вище пісковики та сланці з трилобітами та граптолітами й кварцити з черепашками брахіопод.
Корисні копалини . В ордовику є продуктивні горизонти Мідконтиненту. Канзас та Оклахома давали до третини річного видобутку нафти США.
В ордовику утворились родовища оолітових залізних руд Уобана на о. Ньюфаундленд. З магматизмом ордовику та силуру пов’язані родовища міді, нікелю, кобальту в Норвегії, поліметали Салаїрського кряжу. До тремадоку належать родовища фосфоритів.
Уявлення про палеогеографічні умови в ордовику не досконалі. В деяких ділянках був розвинутий сухий спекотний клімат, що проявився в утворенні червоноколірних порід. Тропічні умови зафіксовані рифовими спорудами. Деяке похолодання зафіксоване на початку ордовику, що підтверджується утворенням піщаних товщ за відсутності карбонатних.
Силурійська система
В сучасному розумінні затверджена міжнародним геологічним конгресом в 1960 р. Вперше була виділена 1835 року англійським вченим сером Родеріком Мурчисоном на півострові Уельс у Великій Британії. Назву отримала за племенем, що у давнині населяло цю територію. Нагадаємо, що спочатку включала ордовік як нижній відділ.
Після відділення ордовіку силур став найкоротшим періодом палеозою приблизно 25–30 млн. р. Яруси встановлені в стратотиповий місцевості, за винятком найвищого, пржидольського, що затверджений у 1984 році на території Чехії поділяються так: лландовері – радданій, аероній, телічій; венлок – шейнвудій, гомерій; лудлов – горстій та ладфордій; пржидолій не має загально визнаного поділу.
Органічний світ стає ще більш «розквітлим», більш різноманітним та багатшим ніж в ордовіку. Продовжували існувати головні групи організмів, що характеризували ордовік, але з’явилися нові їх представники, цілком змінився характер граптолітової фауни, лишились тільки однорядні вісеносні, які в свою чергу майже зникли наприкінці силуру.
Дуже широко розповсюдились та стали більш різноманітними представники кишечнопорожнинних. Численними й більш різноманітними і іноді породоутворюючими стали брахіоподи. Хоча кількість родів стала менша, але з’явились нові ряди: Spiriferida, Productida, більшого значення набули Rhynchonellida, Pentamerida. Трилобіти представлені формами, що згорталися, але їх кількість помітно зменшилась. Вважають, що менше стало головоногих, але це питання, ще потрібно дослідити. Головоногі залишаються одними з головних хижаків. Більш різноманітними стали морські лілеї. Інші представники голкошкірих не мали суттєвого значення. Існували губки, бівальвії та черевоногі молюски. Значну роль для стратиграфії мали остракоди. Характерні ракоскорпіони, які існували в прісних та опріснілих водоймах.
Через регресію наприкінці лудлову та на початку пржидолію виникло багато басейнів з ненормальною солоністю, де існували лінгули, двостулкові та гастроподи й деякі остракоди. Взагалі силурійська біота успадковує більш древню ордовицьку з певними відмінами. Серед хребетних з’явилися більш високоорганізовані риби. В силурі виникли перші вищі рослини – псилофіти – Cooкsonia pertoni та інші представники куксонієвої флори, які почали освоювати, або завойовувати суходіл. Але головною ареною життя все ще лишалося море, хоча життя почало поширюватися на континенти починаючи з річок та озер й прилеглих до них низовин.
В силурійському періоді почалась регресія. Море залишило північну частину Китайської платформи, скоротилося і на інших платформах Північної півкулі. Але в Гондвани дещо збільшилось за виключенням Австралії, яка повністю звільнилась від моря. Моря лишилися в Бразилії, на півночі Африки до п’ятої частини площі. В силурі продовжувалась каледонська складчастість, яка саме й призвела до регресії в північній півкулі, яка тривала і на початку девону. Супроводжувалась різноманітними інтрузіями в усіх геосинкліналях. Каледонська складчастість проявилась кількома фазами. Вперше ввів поняття про фази складчастості Георг Штіллє в 1924 році. Він узагальнив матеріали з структурних неузгоджень в різних районах світу й склав канон фаз складчастості, виділивши їх під власними іменами. Тоді вважалося, що фази складчастості одночасні в усіх геосинкліналях й розділяються спокійними епохами.
Уявлення Штіллє швидко розповсюдились отримавши широку відомість й зіграли значну роль в науці, полегшуючи складання узагальнюючих матеріалів з геології складчастих областей, сприяли з’ясуванню їх геологічної історії. Але незабаром з’явилися факти, які не відповідали цим уявленням: 1) виявилися фази, що відсутні серед канонічних; 2) навіть в одному великому регіоні та сама фаза в різних його частинах може проявлятися в різний час, або навіть бути відсутньою; 3) дослідження Д.В. Налівкина, М.С. Шатського та інших довели, що утворення складок може відбуватися довгий час – одночасно з осадконакопичення.
За сучасними уявленнями, фази складчастості – це моменти прискорення складкоутворення, що накладаються на процес повільного росту складок.
Хоча фази складчастості не глобальні, й, строго кажучи, не синхронні, тим не менше в окремі епохи геологічної історії відбувається згущення фаз складчастості, що проявлені в той самий час в різних геосинкліналях. Найбільш інтенсивно й широко виражені наступні фази каледонської складчастості: в середньому кембрії – салаїрська; перед силуром – таконську; наприкінці силуру й в ранньому девоні – пізньокаледонська. Ці фази проявилися в різних геосинкліналях в різному ступені. Найбільш інтенсивні прояви призводили до «закриття» геосинклінального режиму та утворення складчастих споруд – каледонід. За каледонської складчастості геосинклінальний режим був ліквідований в Грампіанській геосинкліналі – її каледоніди з’єднали Північноамериканську та СЄП в результаті утворилась велика Північноатлантична платформа – Лавренція. Каледонська складчастість створила каледоніди в центрально-азійській частині Урало-Монгольського геосинклінального поясу та безпосередньо на південь та північний захід Сибірської платформи: Алтайсько-Саянська складчастість, південно-західна частина Забайкалля. Алтайсько-Саянська область включає: Гірський Алтай, Кузнецький Алатау, Гірську Шорію, Західні Саяни, Туву, Мінусинську западину, південний схід Східних Саянів. Ці каледоніди додали жорсткості Сибірській платформі, наростивши її.
Інший пояс каледонід виник на території Казахстану та Середньої Азії, на карті він утворює дугу опуклу на північ та захід. За Д.В. Наливкіним – це Казахський макроперешийок. До Уральсько-Тянь-Шанської частини входили: Нова Земля, Урал, Пай-Хой, Мугоджари, Кизил Куми, Південний Тянь-Шань. До Центрально-Азійської – входять: центральні та південні райони Казахського дрібносопочника, Джунгарський Алатау, Калбинський, Рудний Алтай та Південно-Західний Алтай, Салаїрський кряж, Кузнецьку западину, Південну, Центральну та Східну Монголію, хр. Великий Хінган, Буреїнський хребет.
Каледонська складчастість проявилась також у Західно-Тихоокеанській геосинклінальній області – були створені каледоніди на південному сході Китаю, східними окраїнами австралійської частини Гондвани. У Східній Тихоокеанській геосинклінальній області каледоніди наростили з південного заходу Південноамериканську частину Гондвани. У східній частині Середземноморського геосинклінального поясу каледоніди Центрального Китаю приєднались з півдня до Китайської платформи.
Наслідком каледонської складчастості стала широка середньо палеозойська регресія кінця силуру – початку девону, яка досягла свого максимуму в ранньому девоні. Вона особливо проявилась на Північноамериканській та Сибірській платформах. Регресія викликала зміну клімату. Панувавший в ордовіку й частково в силурі теплий і вологий клімат змінився до кінця силуру посушливим. Утворення великих просторів суші й зміни клімату призвели до змін органічного світу: з’явились перші мешканці континенту.
Каледонська складчастість супроводжувалась інтенсивним ефузивним та інтрузивним магматизмом, з яким пов’язане утворення корисних копалин.
СЄП виходи силуру відносно не великі за площею: острови на Балтиці, Прибалтика, Поділля – кращій в Європі й мабуть в світі, на півночі Тіману. Поширення силуру значно більше площі виходів в Прибалтиці, на заході України, в Молдові, на півночі Велико-Земельської тундри та в районі Ярославля та Волгограду за свердловинами доведений палеонтологічно силур. Вірогідно море заливало Московську синеклізу й через вузький рукав з’єднувалось з морями Урало-Монгольського поясу. В західній частині басейну накопичувались карбонатні осадки, на сході – глинисті. Після регресії в кінці ордовіку на початку силуру море повернулося на південний захід СЄП і існувало тут до раннього девону. Море до Тіману та Большеземельської тундри потрапило з Уралу й залишило товщу карбонатно-теригенних порід.
В підручнику можете познайомитись з розрізом силуру Прибалтики.
Силурійський розріз Поділля складають зеленкуваті мергелі, масивні вапняки та чорні аргіліти болотинської серії близько 20 м. Вище з стратиграфічною перервою залягають вапняки ярузької серії: тернавська, фурманівська світи, створили циклічну товщу з тенденцією до поступового огрубіння детритової компоненти й збільшення карбонатної складової у глинистих вапняках. Вище лежать баговицька світа та малиновецька серія представлені переважно домеритами та грудкуватими вапняками. Домерити індикатори дуже мілководних умов лагун з солоністю відмінною від нормальної морської. При більш високому стоянні рівня моря утворювалися смуги біогермів в баговицькій, конівській та рихтівській світах. Свердловини відкрили рифи й на інших рівнях.
Сальська серія віддзеркалює поступову трансгресію від лагунних умов пригородоцької світи до чергування лагун й біостромів дарницької світи й грудкуваті вапняки з біогермами верхньої частини трубчинської світи й переважно грудкуваті вапняки дзвенигородської світи. Знизу та в горі розрізу є знахідки граптолітів, що дозволяє точно прив’язати розріз до міжнародної граптолітової граптолітової шкали. Подільський розріз отримав статус парастратотипового пржидольського ярусу та межі силур – девон.
Співставлення розрізів різних регіонів досі ще важке завдання, яке різні автори вирішують по-різному. Варто згадати, що спершу дослідники виділили лландовері в повному обсязі – виявилось, те що колись відносили до лудлова, тепер впевнено корелюється з нижнім девоном, а між лудловом та жедіном виявилась товща, яка дорівнює ярусу відділу, який отримав назву пржидолію.
Дуже великі успіхи у вивченні розрізів Прибалтики. Там також розроблена детальна регіональна стратиграфічна схема. Але у відслоненнях верхня частина силуру представлена дуже мілководними фаціями, а «над лудлов» відсутній. Для силуру тут розроблена фаціальна модель, побудовані палеогеографічні карти та фаціальні профілі. Пізніше подібні дослідження були проведені в Латвії, Литві, Білорусі та на Україні. В Литві, Латвії, Білорусі в кернах свердловин поділ спирався на знахідки граптолітів.
Сибірська платформа . Тут силур поширений на заході платформи та в басейні р. Вілюй. Відслонюється долинами річок на півдні та північному заході платформи. Опорний розріз на р. Мойєро, де виділені всі регіональні горизонти. В силурі морський басейн скорочується й відступає в північно-західному напрямі, тому верхній силур відомий лише на крайньому північному заході платформи. Силурійські відклади різноманітні за літологією та палеонтологічною характеристикою. Регресія змінилась трансгресією з широким розповсюдженням карбонатних фацій та органогенних рифів. Наприкінці силуру виникли велетенські солеродні басейни. Потужність досягає кількох сотень м, в западинах зростає. Наприклад, в мічиганській – 1300 м.
Девонську систему виокремили у 1839 році Седжвік та Р. Мурчісон у Великій Британії, в графстві Девоншир. Девон поділяється на три відділи. За сучасними геохронологічними відомостями його початок припадає на 410 а закінчення на 355 млн. років тому.
Поділ системи на яруси такий: Нижній девон має в черепашкових фаціях має такий поділ – лохків, прагій, емс. Середній девон – ейфель, живет. Пізній девон – фран, Фамен.
Каледонський орогенез наклав певний відбиток на фізико-географічні умови ранньої епохи девону, яка була яскравим прикладом геократичного етапу в геологічній історії Землі. В середньому девоні занурення в геосинклінальних зонах викликали нове затоплення платформ, максимум яких прийшовся на франський вік. Для фамену характерне часткове підняття, регресія моря, а подекуди й гороутворюючі рухи, якими започаткувався новий тектогеничний цикл. Особливості відкладів цієї системи відбивають складний хід девонської історії.
1. Вперше тут широко розповсюджені континентальні відклади. Одна з найхарактерніших фація old-red-sandstone – дуже поширена в області каледонської складчастості та на платформах північної півкулі. Це переважно німі, або з рештками риб, ракоскорпіонів й рослин – червоноколірні або строкаті пісковики, конгломерати, сланці – алювіального, пролювіального, озерного та пустельного генезису. Вони розвинені на рівнинах, що примикають до каледонід та в їх міжгірських прогинах, де потужність досягає 6000 км. та далі на схід до Сибіру.
2. Поширення лагунних відкладів – кам’яної солі, гіпсу, доломіту, хемогенних вапняків.
3. Серед морських відкладів багато органогенних вапняків.
Органічний світ . Зміна фізико-географічних умов викликали істотні зміни в складі органічного світу. Занепали або зникли ряд груп організмів, що були поширені в силурі; разом з тим розквітли інші, які пристосувалися до змінених умов життя й набули поширення, різноманітності, високої організації. Це перші вапнякові губки, кишечнопорожнинні: ругози – Neoomphima, Zaphrentis, строматопори – Amphipora, аулопори – Cladochonus, Aulocystis; трилобіти – Dalmanites, Proetus, Acastella tiro тощо. Взагалі різноманітність трилобітів стає меншою, частина їх вимирає. Серед інших членистоногих знайдено ракоскорпіонів Stylonurus, Pterigotus тощо остракоди, філоподи, перші багатоніжки, кліщі, павукоподібні.
Серед пелеципод з’явились перші Pinnidae, Aviculopectenidae, Mitilidae, Solenidae тощо; гастроподи – Belerophon sp.; головоногі – Oncoceratidae: Ooceras, Elvanoceas, Ovoceras, Brevicoceras – ряд вимирає в кінці девону. Ортоцератіди дожили до кінця палеозою й до тріасу. З’явились бактритоідеї; амоноідеї – агоніатіти; гоніатіти і клименії. Останні характерні виключно для рамену і мали широкий ареал.
Брахіоподи дуже поширені. Важливі спіріферіди та атрипіди; строфоменіди; хонетіди; рінхонелліди; теребратулліди. Моховатки – Fenestellidae. Кріноідеї різні.
Вимирають карпоідеї, цистоідеї. Відомі морські зірки, правильні їжаки. В ранньому девоні вимирають останні Monograptus.
Хребетні різноманітні: багато риб,
29-04-2015, 00:37