Міністерство освіти і науки України

Міністерство освіти і науки України

Львівський національний університет імені Івана Франка

 

С.С.Крижевич

 

Конспект лекцій з курсу Історична геологія

 

Видання друге виправлене

 

 

Львів – 2005

 

 

Рекомендовано до друку

Кафедрою історичної геології і палеонтології

Протокол №3 від 7.03.2000

 

       Подібне видання розраховане на студентів університету геологічних спеціальностей 2-3 року навчання. У конспективній формі наведено тексти лекцій з історичної геології. Курс розділено на дві частини. У першій розглянуто методи історичної геології, у другій – розглянуто обставини геологічного середовища у різні етапи геологічної еволюції Землі. Наведено приклади історико-геологічних об’єктів з різних континентів, у тому числі – України. 

 

ЗМІСТ

 

Передмова………………………………………………………………...

Тема 1. Історична геологія як науковий напрямок……………………..

Тема 2. Методи встановлення віку гірських порід і геологічних

процесів минулого………………………………………………

2.1. Біостратиграфічні методи встановлення віку порід………..

2.2. Методи абсолютної геохронології…………………………..

Тема 3. Міжнародна геохронологічна шкала…………………………..

Тема 4. Фації та формації в історико-геологічному аналізі…………...

Тема 5. Методи палеотектонічної реконструкції………………………

Тема 7. Сучасні уявлення про будову земної кори…………………….

Тема 8. Докембрійський етап розвитку Землі………………………….

8.1. Атмосфера і гідросфера Землі в докембрії………………….

8.2. Біосфера докембрію…………………………………………..

8.3. Літосфера і структура кори докембрію…………………….

8.4. Балтійський щит……………………………………………..

8.5. Канадський щит……………………………………………...

8.6. Український щит…………………………………………….

8.7. Докембрійські часи на теренах України…………………..

Тема 9. Палеозойський етап розвитку Землі…………………………...

9.1. Ранній палеозой………………………………………………..

9.1.1. Кембрійський період………………………………………...

9.1.2. Ордовицький період………………………………………..

9.1.3. Силурійський період………………………………………...

9.1.4. Структура земної кори у ранньому палеозої………………

9.1.5. Кліматичні умови раннього палеозою……………………..

9.1.6. Терени України в ранньому палеозої………………………

9.2. Пізній палеозой…………………………………………………...

9.2.1. Девонський період……………………………………………...

9.2.2. Кам’яновугільний період……………………………………………..

9.2.3. Пермський період………………………………………………

9.2.4. Структура земної кори в пізньому палеозої…………………..

9.2.5. Кліматичні умови пізнього палеозою…………………………

9.2.6. Терени України у пізньому палеозої………………………….

Тема 10. Мезозойський етап розвитку Землі…………………………...

10.1. Тріасовий період………………………………………………...

10.2. Юрський період…………………………………………………

10.3. Крейдовий період……………………………………………….

Тема 11. Кайнозойський етап розвитку Землі………………………….

11.1. Палеогеновий період……………………………………………

11.2. Неогеновий період………………………………………………

11.3. Четвертинний період……………………………………………

Заключення

Рекомендована література………………………………………………

 

 

П Е Р Е Д М О В А

 

Текст лекцій складено для допомоги студентам у вивченні одного із фундаментальних геологічних курсів – історичної геології. Цей курс відповідає, по суті, геології класичного стилю і побудований на принципах історизму та діалектики. Історична геологія використовує дані всіх геологічних напрямів, головними серед яких є стратиграфія, палеонтологія, тектоніка, вчення про фації та формації. Викладання історичної геології на другому (денне відділення) та третьому (заочне відділення) роках навчання пов’язане з певними труднощами, оскільки для розуміння матеріалу доводиться використовувати в певному обсязі дані навчальних курсів, які викладають пізніше. Такі розділи наведено у мінімально необхідному обсязі, вони підпорядковані головній лінії історико-геологічного аналізу.

Після проголошення державної незалежності України орієнтири геологічної освіти суттєво змінилися. В цьому курсі, порівняно з аналогічними курсами радянських часів, збільшена частка логічної та методологічної інформації, що більше відповідає університетському рівню. У розгляді історико-геологічних об’єктів перевага надана розташованим на теренах України, які студенти можуть спостерігати під час геологічних практик. Це – стратотипові розрізи нижнього палеозою Придністер’я, вендські фосфорити й едіакарська фауна південного заходу України, шар’яжі Східних Карпат, вугленосна формація Львівсько-Волинського басейну та ін.

Пропонований текст лекцій є кроком до написання повноцінного навчального посібника з історичної геології. Сьогодні його доцільно використову­вати разом з геолого-палеонтологічним посібником С.А. Мороза “Історія біосфери Землі” (1996).

 

Біосфера докембрію

 

Гіпотеза космічного джерела появи життя на Землі. "Організовані елементи" метеоритів. Рештки живих організмів у породах формації Ісуа Гренландії (3, 8 млрд. років), системи Свазіленд Південної Африки (3,5 млрд. років). У відкладах архейсь­кого віку відомо близько 100 поховань мікробіот у кременях і сотні знаходжень органостінних мікрофосилій. Це відбитки бактерій, синьозелених водоростей (ціано­бактерій), грибів, проблематики. Дані ізотопних співвідношень із сірки і вуглецю свідчать про існування біогенних процесів у ранньому докембрії (фотосинтез, сульфатредукція). Більшість архейських мармурів, кальцифірів, графітових кварцитів виникли завдяки діяльності древніх біот, які не збереглися через відсутність твердого скелету і процесів метаморфізму вмісних порід.

Загальні риси еволюції життя на Землі за С.Морозом (1996). Виникнення близько 4-х млрд. років тому в первинному океані своєрідних бактерій з примітивним фізіологічним апаратом, що діяв на основі низькоенергетичного анаеробного синтезу. Такі бактерії були поширені навколо джерел сірководню. Можливе також існування фотосинтезувальних бактерій, які використовували розсіяний кисень фотохімічних реакцій. Поява синьозеленнх водоростей, здатних до висоенергетичної форми фотосинтезу, призвела до значного поширення прокаріотів. Подальше збільшення вмісту кисню в атмосфері і гідросфері (у 100 разів менше від сучасного рівня) в ранньому протерозої зумовило масовий розвиток залізобактерій, які творили потужні товщі джеспілітів по всьому світу (Кривий Ріг, Канада, Австралія). Подальше нарощування кількості кисню до "точки А.Пастера” (1% від сучасного). Дія зворотнього зв'язку – отримання процесу нагромадження кисню в атмосфері. Перехід близько 1 млрд. роківтому біот від ферментації до дихання значно підвищило життєву енергетику організму.

Поява одноклітинних з відокремленим ядром (евкаріоти) датована початком рифею. Серед евкаріотів припускають наявність перших планктонних форм. На зламі раннього та середнього рифею з’явилися багатоклітинні рослини та тварини. Відбувся розподіл на прикріплений і рухомий бентос (мулоїди). Наприкінці протерозою поширилися строматоліти.

Строматоліти (кам'яні килими) – це карбонатні побудови колоній синьозелених водоростей. Вони відомі, починаючи з пізнього архею (серія Доломіт Південної Родезії) і до сучасності (затока Шарк Західної Австралії, солоні озера Флориди). Розквіт їх був у рифеї, на початку венду кількість і розмаїття строматолітів зменшилися. Класифікація строматолітів грунтується на морфології побудов. Розрізняють стовпчасті, пластові, жовнові та інші форми. На Уралі за строматолітами рифей розділено на чотири підрозділи. Зі строматолітами асоціюють інші продукти діяльності синьозелених водоростей – мікрофітоліти. За походженням це сезонні карбонатні шкірочки навколо уламків на дні водоймищ. Серед них розрізняють онколіти і катаграфії (візерункові вапняки).

Шунгіти – протерозойські антрацитоподібні породи. Вони містять 64-90 % вуглецю і відомі на Кольському півострові, Далекому Сході, Українському щиті.

Едіакарська біота – феномен палеонтології докембрію. Назва походить від назви рудника Едіакара, що в Південній Австралії. Там є товщі білих кварцитів з абсолютним віком 650–700 млн. років; встановлено 29 видів, які належать 25 родам безскелетних морських тварин: медузоподібні, хробаки, безпанцирні трилобіти, петаноли. Аналоги едіакарської фауни знайдені на різних континентах, в тому числі в валдайській серії венду Східноєвропейської платформи, на Білому морі і в Придністер’ї. Причини збереження у викопному стані безскелетної едіакарської фауни.

Проблема різкої зміни біот на межі венду і кембрію. Геологічними методами в платформних безперервних розрізах (кварцити Раунслі в Австралії та ін.) ця межа не фіксується. Головні події того часу: розкол Пангеї, збагачення вмісту кисню в атмосфері і гідросфері, глобальний епізод фосфатоутворення, зміна характеру нагромадження карбонатів, лапландське зледеніння.

 

Балтійський щит

 

Балтійський щит складається з низки тектонічних блоків, виділених за геологічними даними Визначення абсолютного віку відіграє допоміжну роль. Розрізняють такі блоки (масиви): Карельський, Кольський, Південноскандинавсь­кий. Фундамент масивів складений гранітогнейсами з нерозшифрованою складчас­тою структурою. Всередині масивів розташовані прогини, виповнені молодшими складчастими метаморфічними комплексами. Вони залягають на фундаменті незгідно. Кожен з них має індивідуальну внутрішню структуру. Між масивами розміщені блоки з глибоко зануреним фундаментом. За речовинним складом і особливостями структури метаморфічних утворень цих прогинів виділено метамор­фічні комплекси і відповідні їм фази складчастості: біломорську, північноморську, сфекофенську, карельську, готську.

Найкраще вивчена північно-східна частина щита. Зведений загальний розріз наступний:

1. Комплекс основи; присутній у всіх блоках-масивах. Складений граніто-гнейсами зі скіалітами амфіболітів і гнейсів. Вік – архей (3500–2560 млн. років).

2. Біломорський комплекс. Утворює складчасту зону північно-західного простягання між Карельським та Кольським масивами. Складений гнейсами і кристалічними сланцями амфіболітової та гранулітової фацій метаморфізму. Загальна потужність сягає 20 км. Вік датовано інтервалом від пізнього архею до раннього протерозою.

3. Лопський комплекс. Розвинутий у Карельському і Кольському масивах, де виповнює вузькі прогини серед комплексу основи. Складений головно амфіболітами та роговообманковими гнейсами (метавулканіти). Менше розвинуті біотитові гнейси. В основі комплексу є базальні конгломерати. В середній частині розрізу лопського комплексу залягає товща джеспілітів з промисловими родовищами заліза. Інколи трапляються товщі високоглино­земистих гнейсів. Вік відповідає ранньому протерозою.

4. Карельський комплекс. Виповнює прогини та комплекси основи. На різних ділянках склад змінюється (є різні серії). Головна частина комплексу складена континентальними кварцовими конгломератами та гравелітами, які вміщують підпорядковані їм товщі вулканітів переважно основного складу. Місцями розвинуті морські товщі доломітів із строматолітами. Ступінь регіонального метаморфізму, в цілому, невисокий і не перевищує фації зелених сланців. В базальних конгломератах відомі родовища золота та урану, аналогічні до нижньому гурону Канадського щита. В верхні частині онезької серії (середній карелій) розвинуті шунгіти і доломіти зі строматолітами. Потужність – до 6 км, вік – пізній протерозой.

5. Іотнійський комплекс. Утворює покров на теренах усього щита. Складений червоноколірними неметаморфізованими пісковиками. Потужність – до 2,5 км. Вік – венд.

 

 

Канадський щит

 

За площею він дорівнює майже всій Європі. У внутрішній будові виділяють ряд провінцій (блоків), які розрізняють за абсолютним віком інтрузивних комплексів, вони завершують геосинклінальний розвиток. Відповідно виділені тектономагматичні етапи: архейський - кеноранський (завершення 2560 млн. років тому), протерозойський - гудзонський (завершення 1800 млн. років тому), ельсонський (завершення 1400 років тому), гренвільський (завершення 1000 млн. років тому). Стоквел (1964) поділяє протерозой на арбій (2560–1800 млн. років), хелікій (1800–1000 млн. років), хандрій (1000–600 млн. років).

Архейські провінції (області кеноранської складчатості): Озера Верхнього, Озера Невільників. Провінції протерозойської складчатості: Черчіл, Озера Великого Ведмежого, Південна, Гренвіл, Найн.

Серед архейських провінцій розглянемо провінцію Озера Верхнього, яка займає береги Гудзонової затоки. Тут на гранітогнейсовий фундамент, складений породами гранулітової фації метаморфізму, у вигляді ланцюжків широтного простягання накладені численні прогини, виповнені зеленокам'яними вулканітами основного і середнього складу, а також осадовими метатеригенними породами. Такі структури відомі під назвою зеленокам'яних поясів типу Абітібі. Загалом у їхньому розрізі виділяють дві частини: нижня вулканогенна вміщує тіла розшарованих інтрузій основного складу; верхня частина трансгресивно залягає на нижній і складена грауваками та конгломератами, метаморфізованими в умовах фації зелених сланців. Такий розріз уже нагадує розріз фанерозойських геосинкліналей. Складчаста структура проста – це чергування антикліналей та синкліналей, ускладнених поздовжніми розломами. Складчастий комплекс прорваний кеноранськими гранітами.

Протерозойські утворення розвинуті на поверхні в три–чотири рази менше, ніж архейські. Вони розкидані у вигляді відокремлених плям на всій площі щита. У формації Гурон (південна частина провінції Озера Верхнього) виявлені дуже важливі факти для розуміння палеофаціальних умов у басейнах осадонакопичення докембрію.

Формація Гурон залягає на розмитій поверхні архею. Місцями на цій поверхні виявлені рештки древньої кори звітрювання. Потужність формації Гурон становить близько 10 км. Вона прорвана інтрузіями основного складу з абсолютним віком 2150–1700 млн. років. У складі формації переважають континентальні теригенні породи:кварцити, конгломерати, інколи вулканіти, аргіліти, вапняки, доломіти зі строматолітами. В загальному розрізі виділяють чотири трансгресивні цикли з базальними конгломератами. Місцями конгломерати ураноносні. В основі верхнього циклу є тиліти. Складчастість виявлена на різних ділянках нерівномірно Простежуються складчасті напружені зони та спокійні платформенні мульди.

Туту виявлено такі важливі факти: по-перше, горизонт кір звітрювання на поверхні архею не збагачений, як у фанерозої, залізом, і закисне залізо в ньому переважає над окисним; по-друге, у нижньому туроні нема червоноколірних теригенних відкладів; вони з’являються тільки у верхах турону; по-третє, в базальних конгломератах знайдено гальку, складену піритом та уранітом. Отже, в атмосфері на початку протерозою не було вільного кисню. Наприкінці туронського часу відбулося перше з відомих на Землі зледенінь.

 

 

Український щит

Український щит – це виступ на денну поверхню фундаменту древньої Східноєвропейської платформи. Площа щита близько 250000 кв.км. Він має складну будову, в якій беруть участь метаморфічні та магматичні утворення різного віку – від архею до пізнього протерозою.

Головними структурними елементами є масивні тектонічні блоки син- та антиклінорного типів. Блоки розділені глибинними розломами субмеридіонального напрямку. До антиклінорних блоків належать Волино-Подільський, Кіровоград­ський, Приазовський, до синклінорних – Білоцерковсько-Одеський, Придніпровсь­кий. На думку Г.І.Каляєва (1977) антиклінорні блоки належать до протоплатформ, а синклінорні – до протогеосинкліналей. Протоплатфомні блоки складені біотитови­ми, роговообманковими, піроксеновими гнейсами та мігматитами. Первинний склад їх неясний. Характерні комплекси калієвих гранітів (кіровоградсько-житомирський комплекс гранітів та мігматитів, граніти типу "рапаківі"). Протогеосинклінальні блоки складені геосинклінальними формаціями різних фацій метаморфізму – від гранулітової до зеленосланцевої.

Волино-Подільський блок складений мігматитами та гранітогнейсами гранулітової фації метаморфізму, серед яких у вигляді ксенолітів і окремих пачок наявні гнейси амфіболітової фації, джеспіліти, мармури, кальцифіри, графітові, піроксенові та силіманіт-кордієритові гнейси. Наявність у межах блоку метаморфітів різних фацій можна пов'язати з проявами діафторезу (собіти–діафторити регресивної амфіболітової фації), а також з наявністю різновікових комплексів (дані Г.І.Каляєва про факти концентрації основних та ультраосновних інтрузій у зонах контактів гранулітовнх та амфіболітових товщ).

Внутрішня структура блока визначена спокійними брахіформними гранітогнейсовими куполами, між якими розвинуті складніші синклінальні зони.

Важливу роль у внутрішній будові блока відіграють магматичні утворення. Граніти кіровоградсько-житомирського комплексу формують ядра купольних структур. Коростенський комплекс складений формацією типу "рапаківі", утворює величезні батоліти, які завершують геосинклінальний етап розвитку щита. Платформний чохол утворений теригенними пісковиковими товщами, інколи з вулканітами сублужного складу. Осади чохла прорвані дайками діабазів.

Придніпровський блок обмежений на заході Криворізьким, а на сході – Орехіво-Павлоградським розломами. Для порід блока характерна порівняно невисокий ступінь регіонального метаморфізму. В загальному розрізі беруть участь декілька різновікових комплексів: архейський конксько-верховцевський, пізньо­архейський-ранньопротерозойський кварц-кератофіровий, ранньопротерозойський комплекс криворізької серії, пізньопротерозойська фрунзенська серія.

Конксько-верхівцівський спіліт-діабазовий комплекс є найдревнішим на Українському щиті. Його вік, визначений калій-аргоновим методом за роговою обманкою, сягає 3,5 млрд. років. Комплекс поширений у вигляді окремих виходів розміром до 50 км, розташованих між гранітогнейсовими куполами. Припускають, що раніше вулканогенна товща займала більшу територію, однак потім була "розірвана" на окремі частини і частково знищена процесами гранітизації. Комплекс складений амфіболітами, біотит-роговообманковими ортосланцями і гнейсами, апоспілітами, слюдяними сланцями і залізистими кварцитами. За хімічним складом амфіболіти відповідають толеїтам і лужним олівіновим базальтам. Залізисті породи представлені хлорит-магнетитовими, роговообманково-магнетитовими кварцитами та сланцями. Інколи їхня потужність зростає (Чортомлицький синклінорій) до 150–200 м, і вони набувають промислового значення. Потужність конксько-верхівцівського комплексу у центральній Сурській зоні дорівнює близько 3500 м, у крайових частинах вона зменшується до 500 м.

Кварц-кератофіровий комплекс залягає на спіліт-діабазовому. Складений він кварц-біотитовими, серицит-хлоритовими сланцями, апокератофірами, метаморфі­зованими туфопісковіками, кварцевими пісковіками і гравелітами. Потужність комплексу в Білозерському синклінорії сягає 2600 м.

Криворізька серія формує крила лінійних вузьких синкліноріїв Криворізько-Кременчуцької зони меридіонального простягання. В межах України вона простягається на 250 км і далі прямує до району Курської магнітної аномалії. В розрізі криворізької серії виділяють дві частини. Нижня складена кварцитами і кварцовими пісковиками з прошарками амфіболітів та філітів; місцями породи трансгресивно залягають на древні саксаганські граніти з метаморфізованою корою звітрювання; потужність нижньої частини – 200–300 м. Верхня залізорудна частина складена джеспілітами і філітами. Потужність її зростає до 2000 м.

Фрунзенська (родіонівська) серія залягає зі стратиграфічним неузгодженням на криворізькій серії. У внутрішній будові виділяють два вікові комплекси. Ранній складений доломітовими (з графітом) мармурами, графітовими, кварц-карбонатними, кварц-біотитовими сланцями. Базальний горизонт представлений кварцито-пісковиками із магнетитовим цементом і залізистими сланцями, які розробляють як залізну руду. Рудні відклади є продуктами розмиву і перевідкладення джеспілітів криворізької серії. Виявлено цікавий факт збереження графітовими сланцями включень вуглеводнів органічного походження, що підтверджено даними ізотопії вуглецю. В західному напрямі від Кривого Рогу графітові сланці по латералі заміщені графітовими гнейсами. Потужність раннього комплексу досягає 800 м. Верхній комплекс складений кварцито-пісковиками, конгломератами і різноманітними сланцями. Його розглядають як моласову формацію. Породи зім'яті в напружені складки і нерівномірно метаморфізовані (від фації зелених сланців до амфіболітової). Інколи породи гранітизовані. Потужність досягає 2000 м.

Ранній палеозой

Пізній палеозой

 

Девонський період (410 – 360 млн. років тому) виділили А.Седжвік і Р.Мурчісон (1839) у графстві Девоншир в Англії. Але стратотипові розрізи девону, які належать морським фаціям, розташовані в Арденах і Рейнських сланцевих горах. Девонський період розділено на три епохи. Нижня епоха охоплює жединський, зігенський, емський віки, середня – ейфельський, живетський, пізня – франський, фаменський. У стратиграфічному кодексі України ранній девон поділяють на лохківський, празький та емський віки.

Органічний світ девону. Головною особливістю розвитку біосфери була поступова заміна ранньопалеозойської біоти пізньопалеозойською. Крім того, вже організми вийшли на сушу. Серед морських безхребетних панували замкові брахіоподи. Кількість їхніх родів у девоні перевищила 320, що виявилось максимальним за весь час їхнього існування. Серед брахіопод найбпоширенішими були спірифериди (Cyrtospirifer, Eospirifer), атрипіди (Atrypa, Кarpinskia), ринхонелі­ди (Сamaratoechia). Також були поширені амоноідеї (Тоrnoceras, Сlimenia). Серед коралів ще існували табуляти, проте вже швидко розвивалися тетракорали (Сalceola, Zaphrentis). У лагунах і прісноводних водоймах мешкали ракоскорпіони (Рterygotus), остракоди, ластоногі раки. У різних за типом акваторіях були численні представники риб, завдяки чому девон називають віком риб. Серед риб існували безщелепні, хрящові і кісткові. Кісткові риби були представлені китицеперими, дводишними, променевоперими. До сучасних часів дожив один рід китицеперих – латимерія. Вважають, що саме від китицеперих риб пішли наземні хребетні амфібії-стегоцефали. На зволожених ділянках суходолу розселилися перші безкрилі комахи, кліщі, павукоподібні.

У прибережних районах із гумідним кліматом швидко розвивалася рослинність. У ранньому і середньому девоні панували псилофіти, які наприкінці девону вимерли. Їхнє місце зайняли представники спорових рослин: плаунові, членистостеблові, папороті. У пізньому девоні з’явилися перші ліси, які складалися, головно, із папоротей, хвощів та плаунів.

Кам'яновугільний період (360–295 млн. років тому) як самостійну одиницю в иділили У.Конібер і У.Філіпс у 1822 р., але сучасний об'єм карбону визначили у 1839 р. А.Седжвік і Р.Мурчісон. Назва періоду і відповідної системи зумовлена наявністю серед відкладів системи великої кількості покладів кам'яного вугілля. Загальноприйнятої схеми розчленування карбону нема. У країнах СНД кам'яновугільний період поділяють на три епохи. Рання охоплює турнейський, візейськнй та серпухівський віки; середня – башкирський, московський; пізня – касимівський, гжельський. Для Західної Європи прийнята схема розчленування карбону на дві епохи. Рання охоплює турнейський і візейський віки, а пізня – намюрський, вестфальський, стефанський. У Північній Америці кам'яновугільну систему поділяють на дві епохи: ранню (міссісіпій) та пізню (пенсільваній).

 

Органічний світ карбону. Головна особливість органічного світу карбону – надзвичайно різноманітна і величезна за біомасою наземна флора. Розвитку флори сприяло те, що наприкінці девону вміст кисню в атмосфері сягав сучасного рівня, а клімат по всій Землі у першій половині карбону був тропічним та субтропічним. Завдяки цьому наземна рослинність наприкінці девону існувала лише на узберіжжі морів, а на початку карбону зайняла великі ділянки континентів. Сушу обширних гумідних зон вкрили ліси, які складалися зі спорових плауноподібних, членистостеблових, папоротей, голонасінних кордаїтів та птеридоспермід.

Коротко схарактеризуємо флористичні групи карбону (за С.А. Морозом, 1996). Кордаїтові – викопні голонасінні рослини (дерева, можливо чагарники), відомі за залишками листя; з'явилися наприкінці пізнього карбону і вимерли у пермі; є предками хвойних. Плауноподібні – найдавніша група вищих рослин, що походять від псилофітів; відомі вже у силурі, але розквіту досягли у карбоні, коли були представлені вимерлими потім лепідодендронами і сигіляріями. Каламітові – членисто­стеблові рослини класу хвощів; з'явилися у ранньому карбоні і вимерли наприкінці пермі; предки і нащадки невідомі; нагадували велетенські хвощі, коли деревоподібні форми сягали висоти 20 м. Голонасінні – найдавніші насінні рослини; поділяються на чотири класи: саговникові, гнетові, гінкгові, хвойні; виникли у девоні від різноспорових і деревоподібних папоротеподібних

У водних басейнах кам'яновугільного віку були різноманітні зелені, харові та інші водорості, з решток яких утворилися поклади сапропелітового вугілля.

На кам'яновугільний період припадає розквіт типової пізньопалеозойської біоти. У морських басейнах вже зникли рештки ранньопалеозойських осеносних граптолітів, тентакуліти, безщелепні рибоподібні, панцирні риби, різко занепали трилобіти, наутилоідеї, ракоскорпіони, а їх місце зайняли нові групи форамініфер, замкових брахіопод, чотирипроменевих коралів та ін.

Серед морських безхребетних були поширені великі бентосні фораменіфери (Fuzulina), чотирипроменеві корали (Саninia, Lithostrotion), замкові брахіоподи (Spirifer, Рroductus), головоногі молюски, гоніатити та агоніатити. Разом з ними існували бівальвії, гастроподи. Серед гастропод з'явилися перші легеневі форми. В акваторіях були риби: акантоди, акулові, кісткові.

На суші існувало розмаїття павукоподібних, скорпіонів, комах (серед комах – велетенські метелики з розмахом крил до 1 м). Стегоцефали були морфологічно різноманітними. У середині кам'яновугільного періоду заявилися перші плазуни – котилозаври.

 

Пермський період (295 – 245 млн. років тому) в иділив у 1841 р. Р.Мурчісон у передгір'ї Уралу. Назва походить від давнього царства Пермія, колись розташованого на цьому місці. Пермські відклади різних регіонів нагромаджувалися за різних фаціальних умов, тому є певні проблеми біостратиграфічної кореляції регіональних схем пермі. Пермські відкладиуральського регіону і прилеглих теренів переважно морські. За стратотиповим розрізом пермська система і, відповідно, пермський період, розділені на дві частини. Ранню епоху поділяють на асельський, сакмарський, артинський і кунгурський віки; пізню епоху – на уфимський, казанський і татарський. Така схема була прийнята у країнах СНД і збереглася у новому Стратиграфічному кодексі України. У Західній Європі, де пермські відклади сформувалися переважно за континентальних умов, є інша схема біострати­графічного розчленування, у якій виділяють дві частини.

 

Органічний світ пермі. У пермі завершився палеозойський етап розвитку біот. Наприкінці пермі повністю зникли трилобіти, ракоскорпіони, чотирипроменеві корали, бластоідеї, продуктиди і сперифериди, давні морські їжаки, наутилоідеї з прямою черепашкою, гоніатити і переважна кількість агоніатитів, фузулініди та ін. Їхнє місце зайняли представники нових мезофітних груп.

Упродовж ранньопермської епохи органічний світ був майже такий, як у карбоні. У морських акваторіях невеликих глибин переважали фузулініди (Schvagerina), головоногі молюски, гоніатити й агоніатити, замкові брахіоподи (Рroduсtus, Richthofenia). У пізній пермі панували численні різновиди земноводних стегоцефалів. У прісноводних водоймах і на суходолі жили численні рептилії з великим розмаїттям родів. Існували хижі (Іnostrancevia) і рослиноїдні (Моchops) види. На суші зявилися нові ряди комах: коникові, твердокрилі та ін. Рослинність суші протягом ранньопермської епохи була подібна до рослинності кам’яно­вугільного періоду. У пізній пермі внаслідок аридизації клімату зникли плауно­подібні, членистостеблові, папороті. Їхні місця почали займати хвойні голонасінні, з'явилися цикадові, гінкгові. Наприкінці пермі наземна флора набула такого вигляду, як у мезозої.

 

Структура земної кори у пізньому палеозої. У пізньому палеозої існували всі давні платформи. Будова геосинклінальних поясів ускладнилася. На деяких ділянках геосинклінальний процес закінчився і сформувалися складчасті гірські споруди – каледоніди. Інші ділянки продовжували розвиватися як геосинклінальні прогини. Ускладнювальними елементами також виявились підняті блоки байкальської складчастості. Був суперконтинент Гондвана, а наприкінці девону утворився материк Лавразія.

       Середземноморський пояс. У рухомому поясі можна виділити низку геосинкліналь­них систем і серединних масивів, що їх розділяли. Розрізняють такі області: Західно­європейська, Південноєвропейська, Північноафриканська, Південно-Західну Азія, Гімалайська, Добруджинсько-Бухарська, Памір і Центральна Азія, Індонезійська.

       Західноєвропейська область об'єднує герцинську (варисційську) складчасту систему, до якої належать частина Південної Англії, Північна Франція, Південна Бельгія, Південна Німеччина, Чеські Судети і частина Польщі, а також розташовані на південь від рухомої зони три серединні масиви: Чеський, Армориканський і Центральний Французьский.

Детальне вивчення стратиграфії дало змогу  реконструювати історію розвитку цього району у пізньому палеозої. В девоні продовжувалося формування геосинклінальних прогинів з процесами підводного вулканізму. Наприкінці девону місцями відбулася бретонська фаза складчастості, однак головною фазою герцинського тектогенезу була судетська, (кінець раннього карбону). Наприкінці карбону та на початку пермі тут вже сформувалася гірська складчаста область, у передгірських і внутрішніх западинах якої нагромаджувалася потужна вугленосна моласова формація. У пізній пермі в районі розпочався платформений режим розвитку. Про це свідчить тип залягання верхньопермських відкладів, які не беруть участі у заповненні міжгірських западин і незгідно залягають на них у вигляді платформного чохла.

Південноєвропейська область охоплює Альпи, Карпати, Балкани, Апеніни, Кавказ – територію, на якій у мезо-кайнозої сформувалася Альпійська геосинклі­нальна область. У цьому регіоні в палеозої на верхньопротерозойському фундаменті виникла система геосинклінальних прогинів, розділених верхньопротерозойськими серединними масивами. До виділених структурних елементів належать: система Східних Альп і Західних Карпат; система Динарид, і Західної Анатолії; Старо­планинська система Болгарії; Кавказ. Майже всі ці системи сьогодні перекриті молодшими утвореннями.

У девоні і карбоні прогини розвивалися в евгеосинклінальному режимі. В них нагромаджувалися потужні глинисто-сланцеві й ефузивні товщі. У середньому і пізньому карбоні почалося гороутворення, що зафіксовано у континентальних, інколи вугленосних, моласах.

 

Атлантичний геосинклінальний пояс. На початку пізнього палеозою на більшій частині цієї площі переважали складчасті споруди каледонід, які перебували на орогенній стадії розвитку. Виняток – район Південних Апалачів, де каледонський тектогенез виявився слабко і геосинклінальне прогинання тривало до кінця раннього карбону. Гірські системи каледонід були розділені широкими міжгірськими западинами. Увздовж розломів, які обмежили западини, відбувалися виверження вулканів. У западинах нагромаджувались потужні товщі молас.

У Грампіанській геосинклінальній системі впродовж девону завдяки аридному клімату утворилися червоноколірні теригенні товщі значної (до 6000 м) потужності. Серед червоноколірних континентальних молас де-не-де виявлено вулканічні апарати із ефузивами різної основності.

Наприкінці девону гірський рельєф на території британських каледонід був знівельований. На початку карбону внаслідок регіональної трансгресії сформувались товщі органогенних вапняків. Морська трансгресія поширювалася з півдня і успадковувала особливості залишкового епікаледонського рельєфу. Наприклад, на місці гірських піднять закладалися острівні системи, а міжгірські западини перетворювалися на морські мілководні акваторії. Трансгресивний процес супроводжувався основним вулканізмом. Про інтенсивність вулканізму свідчить  потужність вулканогенних товщ, яка у Шотландії сягає 600–900 м. У пізньому карбоні був регресивним режим. Тоді в лагунно-континентальних умовах утворилася вугленосна товща. Наприкінці кам'яновугільного періоду відбулося загальне підняття, завдяки якому відклади девону й карбону виявились зім'ятими у складки. Процес підняття тривав і в ранньопермський період. У передгірських прогинах того часу накопичувалися грубоуламкові червоноколірні відклади. Потужності нижньопермських вулканогенних і осадових товщ сягали 300 м і більше. У пізній пермі розпочався платформений етап розвитку британських каледонід. Відклади верхньої пермі мають субгоризонтальне залягання і різко незгідно покривають зім'яті у складки давніші утворення. За фаціальним типом вони відповідають продуктам лагун зони аридного клімату.

 

Східноєвропейська платформа. Пізньопалеозойська історія розвитку платформи суттєво відрізнялася від ранньопалеозойської. У ранньому палеозої прогинання відбувалося лише на заході платформи, а в пізньому воно охопило центральні і східні території. На початку девону Східноєвропейська платформа була піднята і утворювала континент. Прогин із морським заповненням простежувався лише на західній околиці платформи. Він продовжував розвиток аналогічної ранньопалеозойської структури, завдяки чому відклади девону згідно нарощують розріз силуру. Наприкінці раннього девону платформа була найвищою, завдяки чому морські відклади західних теренів заміщені континентальними. У середньому девоні розпочався новий етап розвитку. Відбулося прогинання східної частини платформи і сформувалися величезні грабени-авлакогени (Дніпровсько-Донецька западина). Розколи фундаменту у районах авлакогенів супроводжувала вулканічна діяльність. Тектонічна підготовка зумовила розвиток трансгресії моря на величезних територіях. Трансгресія відбувалася в імпульсному режимі за чотири стадії. Морські мілководні басейни чергувалися в часі з величезними за площею лагунами. Аридний клімат сприяв утворенню евапоритових басейнів і накопиченню червоноколірних теригенних товщ.

Кліматичні умови пізнього палеозою. Клімат пізнього палеозою в цілому відповідав тропічному типу. У девонському періоді впродовж 20 млн. років рівень океану мав тенденцію до зниження з середньою швидкістю близько 4,2 м за 1 млн. років. Це сприяло поширенню континентів з аридним кліматом. Поряд із аридними існували зони гумідного клімату. За часів середнього девону, коли почалися трансгресії епіконтинентальних морських басейнів на платформах, виокремилися