Терени України у ранньому палеозої

  У кембрії територія України – це переважно підвищений суходіл. Лише в західній частині, що належить до Дністерського перикратонного прогину, і дотичних районів Карпатської геосинклі­налі, був епіконтинентальний морський басейн. Цей басейн – велика морська акваторія, яка простягалася аж до Північної Америки. У морському басейні впродовж кількох трансгресивних циклів накопичувалися теригенні товщі з рештками водоростей. У цілому кембрійська історія теренів України вивчена недостатньо внаслідок значного розмиву кембрійських відкладів після їхнього утворення. Денудацію кембрійських порід пов'язують із підняттями, зумовленими ранньокале­донською складчастістю у суміжних геосинкліналях Палеотетису.

В ордовику морські умови були в західній частині території України. Тут виділено декілька палеогеографічних районів: Західнополіський, Галицько-Молдавський, Галицький. Західнополіський (Ковельський) регіон належав до складу Палеобалтійського епіконтинентального басейну, тісно пов'язаного із Грампіансь­кою геосинклінальною областю. Західнополіська акваторія була мілководною, її населяли численні представники ордовицької біоти. До Галицького району належали терени Передкарпаття і Прадобружжя, що були в складі Середньо­європейської провінції Палеотетису. ' Тут панували умови досить глибокого моря і нагромаджувалися переважно глинисті відклади. Галицько-Молдавський палеогеографічний район охоплював західний і південно-західний схили Українського щита і суміжні терени Львівського прогину. Цей регіон бувсушею, на яку неодноразово трансгресувало море з боку Передкарпатської геосинкліналі. Панування на теренах України упродовж пізнього ордовику континентальних умов пов'язують із загальним зниженням рівня Світового океану внаслідок пізньно­ордовицького зледеніня та з епейрогенічним підняттям, зумовленим таконською фазою каледонського тектогенезу.

У силурі загальні особливості палеогеографії України збереглися. Добре вивчені палеогеографічні обставини площі на захід від лінії Рівне–Хмельницький–Одеса. На початку ландоверського віку існувала Подільсько–Буковинська суша – околиця Фено-Сарматського материка. Наприкінці ландовері цю сушу покрили води епіконтинентального морського басейну, який насувався з боку Палеотетису. У подальшому ландоверійська трансгресія поширилася до Південної Прибалтики і під водою опинилася Волино-Подільська плита. Суша, яка примикала до морської акваторії, була рівниною. Кліматичні умови відповідали тропічному і теплому поміркованому типам.

 

 

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 шість кліматичних зон. Тропічна волога зона проходила через теперішні Апалачі, Гренландію, Казахстан, Центральну Азію. Були південна і північна зони аридного клімату. Південна зона займала сучасні Великобританію, Скандинавію, Прибалтику, Білорусь, Північну Україну, Підмосков’я, Північний Казахстан. На півдні Африки була зона холодного клімату.

Середня глобальна температура у девоні (Мороз, 1996) становила 24°С. У середньому девоні температури сягали 26–28°С. Підвищена температура зумовила великий вміст у повітрі водяної пари. Крім того, атмосфера була збагачена вуглекислим газом вулканічного походження. Саме з цим пов'язують просування рослинності від акваторій углиб континентів. Упродовж раннього девону домінувала трав'яниста псилофітова рослинність. З середнього девону бурхливо розвивалася так звана археоптерієвої флора (папоротеподібні, плаунові, хвощі), яка утворила первісні ліси.

Клімат на початку карбону, успадкований від пізнього девону; був  тропічним, переважно вологого типу, а на деяких ділянках (Антарктида, схід Євразії) – помірний. Після тектонічної перебудови наприкінці раннього карбону (судетська фаза герцинського орогенезу) і відповідної регресії епіконтинентальних морів відбулася диференціація клімату. З середнього карбону розпочалося загальне похолодання, що призвело у пізньому карбоні до утворення на теренах Гондвани покривного зледеніння.

Клімат пермі успадкував зональний розподіл пізнього карбону, однак набув тенденції потепління. Гондванське зледеніння збереглося до початку артинського віку (Західна Австралія). Наприкінці пермі відбувалася поступова арідизація клімату на всій території Лавразії. На теренах Гондвани були поширені гумідні умови помірно теплого клімату.

Терени України на пізньопалеозойському етапі. Ранньодевонські часи зафіксовані лише на західних теренaнах. У них виділяють два етапи. Перший – тверський, за якого були умови теплого відкритого моря, де жили численні організми. Наприкінці тверського етапу внаслідок регресії морське середовище збереглося лише на крайньому півдні України. Клімат того часу відповідав аридному типу. Утворювалися лагунно-континентальні червоноколірні осади. Другий етап –дністровський, тоді в умовах низовинної акумулятивної рівнини, де були численні річки та озера; накопичувалися червонобарвні теригенні товщі з рештками панцирних риб, водоростей, наземних рослин.

На початку середнього девону утворилися Львівський та Придобружський прогини і почала формуватися Дніпровсько-Донецька западина. Їхні площі заповнили епіконтинентальні морські басейни. Режим прогинання був циклічний, завдяки чому в розрізах чергуються морські, лагунні та континентальні фації. Місцями відбувалися виверження вулканів. Клімат того часу відповідав теплому гумідному й аридному типам.

Пізньодевонська епоха вирізнялася тектоновулканічною активністю Дніпровсько-Донецької западини. Прогинання у Львівському і Придобружському прогинах відбувалося значно спокійніше і без прояву вулканізму. Клімат зберігався теплим і гумідним.

На території сучасної України синхронно з бретонською фазою герцинського тектогенезу на початку карбону відбулося загальне підняття і регресія епіконтинентальних морів, однак у турнейському віці відновилася тенденція до ритмічного прогинання. У Дніпровсько-Донецькій западині відбулися дві послідовні трансгресії. У Львівському прогині виникло короткочасне морське середовище. Впродовж раннього і на початку середнього карбону в цих прогинах відбулося інтенсивне пульсивне прогинання. В розрізах великої потужності сформувалися циклічні товщі, складені чергуванням морських і континентальних осадів. Гумідний клімат того часу й озерно-болотні ландшафти зон прогинів зумовили інтенсивні процеси вуглеутворення Львівсько-Волинського і Донецького басейнів. У кам'яновугільній флорі низовинних рівнин домінували папороті, клинолисти, сигілярії, птеридосперми; на підвищеннях росли птеридосперми і хвойні.

 У середині башкирсьского віку середнього карбону Львівсько-Волинський басейн перестав існувати, а Донецький значно зменшився. У пізньому карбоні простежувалася тенденція до зменшення акумулятивного басейну у межах Дніпровсько-Донецького прогину і прилеглих територій.

На початку ранньої пермі в межах Дніпровсько-Донецького авлакогену переважали континентальні умови. Їх порушували короткочасні незначні морські трансгресії моря. За умов аридного клімату нагромаджувалися червоноколірні та евапоритові товщі лагунно-континентального типу. У межах геосинклінального Карпатського регіону протягом пермського періоду відбувався орогенез і утворювалися соленосні моласи. Клімат пермського періоду змінювався від теплого гумідного до аридного.