Тема 11. Кайнозойський етап розвитку Землі

Кайнозойську еру виділив 1861 р. Дж.Філіпс. Ця ера складається з палеогенового, неогенового і четвертинного періодів. Два перші інколи об’єднують у третинну систему. Четвертинний період має ряд специфічних ознак, завдяки яким його розглядають окремо.

Палеогеновий період (65-23 млн. років тому) виділив 1866 р. К.Науман. До того часу його за Ч.Лайєлем (1833) називали еоценом. Палеогенові відклади ще називають “нумулітовою системою”. Сьогодні палеоген поділяють на три відділи: палеоцен, еоцен, олігоцен.

Стратотипи ярусів палеогену, що виділені у Міжнародній геологічній шкалі, розташовані в Англо-Французько-Бельгійському басейні. Для Східної Європи, в тому числі України, ці розрізи непридатні, оскільки у палеогені тут були окремі морські басейни з власним режимом і складом осадових товщ. В Україні стратотипові розрізи палеогену є в Гірському Криму. Згідно з Міжнародною геологічною шкалою, серед ярусів трьох відділів палеогену виділяють такі: палеоцен – датський, монський, тенетський; еоцен – іпрський, лютетський, бартонський, приабонський; олігоцен – рюпельський, хатський. У Стратиграфічному кодексі України (1997) палеоген розділено так:: палеоцен –білокам’янський, качинський; еоцен – бахчисарайський, сімферопольсь­кий, новопавлівський, кумський, альмінський; олігоцен – планорбельський, молочан­ський, сірогозький, асканійський, горностаївський яруси.

Органічний світ палеогену суттєво відрізнявся від мезозойського. З крейди до палеогену не перейшли амоніти, белемніти, іноцерами, рудисти, динозаври. Їх замінили, передусім у морських басейнах, нові роди і родини бівальвій, гастропод, костистих риб. Досить поширені були форамініфери, радіолярії, морські їжаки, шестипроменеві корали, губки, моховатки, остракоди. Для середнього палеогену характерний «вибух» великих бентосних форамініфер нумулітид (Nummulites, Assilina).

На суші головне значення мали ссавці, які швидко розвивалися. На початку палеогену з’являються давні хижаки, перші копитні, гризуни, напівмавпи (предки лемурів, довгоп’яти). В еоцені кількість родин ссавців подвоїла; з’явилися перші кінські, носорогові, свиноподібні. Наприкінці палеогену в Африці вже жили людиноподібні мавпи (парапітеки), ссавці:поширилися у морі (вторинноводні сирени, зубасті кити).

У цілому повітряний простір опанували птахи, серед яких з’явилися представники сучасних родин і рядів: зозулеві, соколоподібні, лелечі, куроподібні та інші. Була велика кількість комах (відомо кілька тисяч видів).

Серед наземної флори переважали покритонасінні, хвойні, папороті. Їхнє співвідношення залежало від кліматичних зон. Із кліматичних зон виокремлювалася середньоземноморська тропічна зона. Її оточували з півдня і півночі зони з помірним кліматом.

Структура земної кори в палеогені. Геосинклінальні умови в той час були тільки в межах двох поясів – Середземноморського і Тихоокеанського. У Північній півкулі сформувалися два платформнні масиви – Євразія і Північна Америка. Їх розділяв Атлантичний океан, а в районі Берингової протоки була перемичка. У Південній півкулі Гондвани вже розпалася на окремі материки, що розповзалися.

Cередземноморський рухомий пояс відрізнявся від Тихоокеанського інтенсивнішою складчастістю і більшими площами, на яких вона виявилася. Всередині Середземноморського пояса були дві великі геосинклінальних області – Альпійсько-Гімалайська та Індонезійська. В Альпійсько-Гімалайській області завершальна складчастість відбулася у палеогені та неогені. Тільки на сході області утворилася Тібетсько-Індокитайська складчаста зона, яка закінчила геосинкліналь­ний розвиток у мезозої. В Індонезійській області геосинклінальний розвиток ще тривав.

В Альпійсько-Гімалайській області у палеогені були численні геосинклінальні прогини, які виникли ще у мезозої. Їх розділяли жорсткі брили палеозойських чи докембрійських утворень. Геосинкліналі були, по суті, прирозломними зонами глибокого закладання з великою пластичністю геологічної речовини, великоградієнтними рухами, коли у западинах накопичувалися потужні товщі вулканогенно-осадового, теригенного і карбонатного складу. В периферійних частинах геосинкліналей формувалися теригенно-карбонатні товщі епіплатформних морів.

Численні геосинклінальні прогини мали власну специфіку розвитку, яка закарбована у літофаціях і часі завершальної складчастості. Так, в еоцені, коли відбувалося найбільше прогинання Альп, у глибоководних западинах накопичувалися товщі теригенного флішу, а в мілководних – нумулітові вапняки і карбонатний фліш. У цей же час у Кавказькій області в глибоководних прогинах формувалися потужні (в Грузії до 7 км) вулканогенно-осадові товщі. Серед епіпалеозойських платформ назвемо Західноєвропейську, Мароканську, Скіфсько-Туркменську.

Для різних структурних зон розрізняють такі фази складчастості: ларамійську (маастріхт-палеоцен); піренейську (еоцен-олігоцен); савську (олігоцен-міоцен).

Західноєвропейська герцинська платформа у палеогені була континентом, у крайових частинах якого відбувалися коливні трангресивно-регресивні цикли. Морські відклади поширені у Північнонімецькій, Паризькій, Аквітанській синеклізах. Представлені вони пісковиками, інколи глинистими, карбонатними чи гіпсоносними, в малопотужних морських, лагунних і континентальних фаціях. У Паризькому басейні, де розроблена західноєвропейська схема стратиграфічного поділу палеогену, морські відклади розвинуті на півночі. В південному напрямі в розрізах є перерви, і морські фації поступово змінюються континентальними.

Скіфсько-Туркменська платформа у палеогені була повністю покрита водами океану Тетис. У палеогені тут накопичувалася потужна (декілька сотень метрів) товща карбонатних глин і мергелів фації відкритого шельфового моря. На мілководних ділянках формувалися товщі нумулітових вапняків.

Давня Східноєвропейська платформа в більшій своїй частині була континентальною областю зносу. Морські палеогенові осади розвинуті на півдні платформи, де частково заповнюють Причорноморську, Українську, Прикаспійську синеклізи і також прогин у середній течії Волги. Представлені вони мілководними пісковиками і більш глибоководними глинисто-карбонатними відкладами. Найбільша потужність палеогенових товщ у Прикаспійській синеклізі сягає 800 м. В Українській синеклізі потужність палеогену не перевищує 300 м. У палеогені та еоцені режим трансгресії переважав. Напрямок трансгресії – північний. В олігоцені морський басейн поступово зменшувався. В Українській синеклізі тоді накопичувалися озерно-алювіальні відклади. З континентальними відкладами палеогену на площі Українського щита пов’язані численні родовища бурого вугілля.

Частини Гондвани були в палеогені окремими континентами. Між Африкою і Південною Америкою до еоцену ще зберігався зв’язок. У палеогені в крайових частинах континентів відбувалася невелика трангресія моря Найбільша трансгресія відома у Північній Африці, де вона зафіксована товщами мілководних нумулітових вапняків. На півдні Африки на величезних теренах Калахарі в цей час утворилися ч ервоноколірні пісковики. Одночасно з процесами прогинання відбувалися масштабні за площею процеси піднімання склепіннєвого типу. В Східній Африці сформувалося величезне склепіннєве підняття, в осьовій частині якого закладена грандіозна система грабенів. Найзначніші з них заповнені водними басейнами: Червоним морем, Мертвим морем, Аденською затокою, озерами Рудольф, Альберт, Ньяса та ін. Утворення величезних зон розтягу і систем рифтів супроводжувалось траповим вулканізмом. Найбільші вулкани, які виникли на початку кайнозою, це – Кіліманджаро (6010 м), Кенія (5194 м), Меру (4565 м і діє і нині).

Процеси тектономагматичної активізації виявилися на платформах (Рейнський грабен, Гренландія, плато Декан, Індія та ін.). За С.А.Морозом (1994) такі процеси відбувалися і на території Українського щита в палеоцені. Зокрема в межах Середньодніпровської тектономагматичної кільцевої структури формувалися грабени, які заповнені олістостромами. До них приурочені прояви вулканізму.

Клімат палеогенового періоду визначається кліматичними зонами, положенням полюсів та екватора, щоі наближалися до сучасного стану. У палеоцені екваторіальний вологий клімат був приблизно в рамках сучасних тропічних країн (Південна Америка, Африка, Індостан, Австралія). Лісова рослинність там нагадувала сучасні ліси Амазонки та Екваторіальної Африки. Перехідні терени вологого тропічного клімату були на території США, Західної Європи, в центральних і південних районах Східної Європи.

В еоцені клімат на Землі відповідав одній з найтепліших епох; середньорічна температура Тетису становила 23–25°С. Помірний і помірнохолодний клімат (середньорічні температури 10–15°С) був лише на північному заході Північної Америки і на Північному сході Євразії.

У другій половині олігоцену розпочалося загальне похолодання. У середніх широтах середньорічні температури знизилися до 7–10°С. Розпочалося покривне зледеніння Антарктиди. Це визначило, відповідно, зниження рівня Світового океану, регресії епіконтинентальних морів.

На підставі палеогеографічних реконструкцій доведено, що в палеоцені Гренландія відокремилась від Скандинавії. В олігоцені відбулося зіткнення Індостану з Азією, розпочалося поступове закриття Тетису.

Терени України у палеогені. У цей періодвідбулося поширення епіконтинентальних морів, що наступали з боку Карпатської та Кримсько-Кавказької геосинкліналних областей Тетису. Вони мали відкриті палеогеографічні зв’язки з Палеоатлантикою. Між басейнами півдня України (Крим, Причорноморська западина) і півночі (Дніпровсько-Донецька западина) періодично виникав зв’язок у районі Українського щита і Донбасу. Це були тепловодні акваторії, які заселяла багата біота молюсків, коралів, форамініфер, брахіопод, тощо.

У Карпатській геосинкліналі в палеоцені та еоцені за умов активного пульсуючого прогинання і турбідітових потоків утворювалися флішові товщі. На півдні України в умовах шельфового моря накопичувалися вапнисті осади. Середньорічна температура води нормальної соленитості становила 15–22°С. Акваторія була заселена багатою бентонітовою флорою і фауною. Для Криму характерні потужні моховатково-водоростеві, криноїдні і коралові біогерми. У качинський час південноукраїнський басейн поєднується з “бореальними” водами моря Архангельського. За С.А.Морозом (1996) це фіксується підводними розмивами і появою в розрізах силіцитових утворень.

В еоцені було дві акваторії. Південна, пов’язана з тропічним Тетисом, є -малоглибинний теплий басейн. Під час тимчасових обмілінь на глибинах 15–50 м утворювалися товщі нумулітових вапняків. Північний басейн, пов’язаний з Атлантикою, мав нижчі температури води, там накопичувалися безкарбонатні піщано-глинисті товщі. На берегах цієї акваторії розвивалася субтропічна і тропічна рослинність. Наприкінці еоцену відбулася найбільша епіконтинентальна трансгресія, коли море затопило значну частину Волино-Поділля, Українського щита і Донбасу. Глибини басейну на півдні сягали кількох сотень метрів.

Тектонічні події геосинклінального Середземноморського поясу в палеогені відчувалися на платформній Україні. Одночасно з піренейською фазою альпійського тектогенезу порівняно глибоководний басейн півдня України в альмінський час обмілішав і регресував наприкінці еоцену. У Кіровоградському блоці Українського щита синхронно з ларамійською фазою тектогенезу зони Тетису виникли рифтові зони, своєрідні тектоновулканічні структури. Тектонічні западини успадкував палеорельєф. У них у палеоцені та еоцені утворилися вугленосні товщі Дніпровського буровугільного басейну.

В олігоцені на Україні перважали площі суходолу. Морські акваторії ще збереглися на півдні. У карпатській геосинкліналі закінчувалося утворення флішу. Фліш замінила своєрідна товща темнокольорної бітумінозної менілітової світи, яка утворювалася у мілководних морських умовах. Наприкінці олігоцену обмілів морський басейн. Накопичувалися кременисто-теригенно-глиниста менілітова свита з підвищеним вмістом органічної речовини. З менілітовою свитою часто пов’язують утворення родовищ нафти і газу Передкарпаття. На прибережному мілководді південного басейну сформувалися унікальні поклади марганцевих руд.

Неогеновий період (розпочався 24 млн. років тому назад)   виділив М.Гернес, який 1833 р. об’єднав у одному періоді міоцен і пліоцен. Для неогену є зональні шкали розчленування за форамініферами, радіоляріями, диноцистами, діатомеями. Сьогодні опрацьовані шкали розчленування регіоярусів у межах Середземномор”я, Західного і Східного Паратетису. Тривалість неогенового періоду – 22,5 млн. років. Неогеновий період розділено на два відділи: нижній (міоцен) і верхній – (пліоцен). Ярусний розподіл для України охоплює три регіональних шкали: для західних, південних і північних регіонів.

У західних областях у міоцені виділяють три підвідділи. У нижньому знизу вгору розрізняють такі яруси: егейський, егенбурзький, отанзький, карпатський; у середньому – тільки баденський;.у верхньому – сарматський, панонський, понтичний. У пліоцені виділено два підвідділи: нижній складений дакійським, а верхній – румунським ярусами.

Відсутність єдиної ярусної шкали для неогену пояснюють тим, що в цей час у Європі, яка є основою стратиграфічних і геохронологічних еталонних одиниць, було декілька седиментаційних морських басейнів, які часом поєднувались, а часом існували ізольовано. Ці басейни утворюють систему акваторій Паратетису.

Органічний світ неогену. Неогену властиве поступове похолодання, що було головним чинником зміни біот. Крім того, у неогеновому періоді відбулося найбільше осушення площі континентів за весь фанерозой.

У морських акваторіях були ті ж комплеси безхребетних, що й у палеогені. Серед вторинноводних ссавців виникли перші дельфінові, тюлені, моржі. На суші панували ссавці, птахи. Збільшилось розмаїття ссавців. Поширилися ведмеді, коти, гієни, олені, носороги, жирафи. Досягли розквіту людиноподібні мавпи; наприкінці пліоцену з’явилися австралопітеки. У міоцені були відокремлені один від одного центри еволюції ссавців: в Австралії розвивалися лише сумчасті та однопрохідні, в Південній Америці не було хижаків і хоботових, зате поширилися архаїчні копитні, сумчасті, неповнозубі (панцерникові, лінивці). У Північній Америці жили своєрідні копитні, хижаки, проте не було хоботних, рогатих оленів, порожнисторогих, людиноподібних мавп.

Обмін фауною між Євразією і Північною Америкою відбувся у пліоцені. Тоді ж унаслідок загального похолодання клімату, що зумовило зміну рослинності, почали вимирати мастодонти, антракотерії.

 

Структура земної кори в неогені. Наприкінці неогену материки набули сучасних контурів. Євразію і Північна Америку з пізнього міоцену з’єднувала суша між Чукоткою та Аляскою. Океан Тетис розділився на західну частину (Середземне море) і східну, яка належала до Індійського океану. Утворився Паратетис.

Геосинклінальний режим існував у Середземноморському і Тихоокеанському поясах. Відбувалася альпійська складчастість. У неогені в різних регіонах виділено такі фази альпійського тектогенезу: савську (рубіж олігоцену і міоцену), штирійську (середина міоцену); аттічну (наприкінці міоцену), ронську (середина пліоцену), волоську (плейстоцен). Фази складчастості у геосинкліналях супроводжувалися одночасно активізацією окремих ділянок на ближніх платформах (зони епіплатформного орогенезу).

На початку неогену в межах Середземномор’я утворилися гірські складчасті споруди: Піринеї, Альпи, Карпати, Апенніни, Балкани, Кавказ, Атлас, гори Малої Азії, Памір, Гіндукуш, гори Бірми та Індонезії. У передгірських прогинах накопичувалися моласові товщі.

Клімат неогену (за М.О.Ясамановим) мав такі головні риси: 1) загальне похолодання з появою льодовитості у полярних областях; 2) зростання контрасту температур між високими і низькими широтами; 3) переважання умов континентального клімату. Неогенове похолодання відбувалося хвилями, коли етапи похолодання чергувалися з епохами потепління. Загальна конфігурація кліматичних зон неогену наближалася до сучасної.

Одним з факторів регіональних кліматичних змін була тектоніка. Наприкінці міоцену сталася так звана месинська криза. Внаслідок закриття Гібралтарської протоки повністю висохло Середземне море. Цей період тривав близько 1000 років. За цей час на дні моря накопичилася двокілометрова евапоритова товща (месинський сольфифер). Водночас відбувалася понтична регресія Східного Паратетису, яка призвела до аридизації клімату на півдні Східноєвропейської платформи.

 

Терени України в неогені. Фізико-географічні умови в неогені визначали гірські хребти Карпат, Криму і Східноєвропейська платформа; в Передкарпатті і Закарпатті були залишкові морські басейни Центрального і Східного Паратетису.

На початку міоцену Дніпровсько-Донецька западина була мілководним морським басейном, який поширився зі сторони Кримсько-Кавказької провінції. Цей басейн швидко перетворився в опріснене море-озеро й алювіальну рівнину, де місцями формувалося буре вугілля. Наприкінці міоцену в умовах арідного клімату тут розвинулися ландшафти пересихаючих озер, де відкладалися товщі червоно-бурих глин. У пліоцені внаслідок гумідизації клімату в районі Дніпровсько-Донецької западини накопичувалися потужні алювіальні відклади.

Передкарпатський і Закарпатський прогини утворилися в ранньому міоцені і їх відзразу ж почали заповнювати соленосні моласові (потужність до 3 км) товщі. В Закарпатському прогині широко розвинулися процеси вулканізму, з якими пов’язані невеликі родовища золота, поліметалів, ртуті. У Передкарпатті до середнього сармату включно були мілководні, нормальносолоні акваторії, пов’язані із Середземномор’ям. Закарпатський прогин наприкінці міоцену перетворився на озеро.

Басейни Східного Паратетису, які мали тимчасові зв’язки з Середземним морем, декілька разів трансгресували і затоплювали Причорноморську западину, степовий Крим, схили Українського щита. Максимум трансгресії відбувся у сарматський час. Упродовж пліоцену в умовах регіональної регресії морські акваторії деградували, а наприкінці пліоцену Східний Паратетис перестав існувати. В пліоцені за умов гумідного клімату і потепління сформовалися унікальні поклади залізних руд Керчі.

 

Четвертинний період (антропоген) виділив Ж.Денуає 1825 р. Його розділено на два відділи: нижній – плейстоцен і верхній – голоцен.

Головні особливості періоду: мала тривалість (за стратиграфічним кодексом України - 1,8 млн.років), часті зледеніння, поява сучасної людини (тому період називають ще антропогеном). Нижня межа періоду і системи визначена в Їталії. Вона корелює з магнітостратиграфічною шкалою епізодом Олдувей (1,88–1,72 млн. років тому).

Стратиграфічне і хронологічне розчленування антропогену специфічне і  побудовано на основі кліматостратиграфії. Четвертинну систему поділяють на розділи, які прирівнюють до зон. Геохронологічним еквівалентом розділу є фаза (тривалість 1,5–0,7 млн. років). Плейстоцен розділений на нижній розділ (еоплейстоцен) і верхній – неоплейстоцен. Розділ охоплює декілька кліматичних циклів і поділений на ланки. Їхнім геохронологічним еквівалентом є доба (тривалість 0,5–0,2 млн. років), яка відповідає кліматичному ритму, складеному з етапу потепління і похолодання. Ланки розділені на етапи з геохронологічними еквівалентами термохронами. Тривалість їх в середньому близька до 40 тис.років, етап відповідає окремому похолоданню чи потеплінню.

Органічний світ антропогену. Плейстоценові форми успадкували систематичний склад пліоценових біот. За умов періодичних змін клімату і поширення міграцій фауни між континентами відбувалася прискорена еволюція з масовим вимиранням окремих родів і видів. На початку голоцену тільки у Північній Америці зникло 337 родів ссавців. Повністю вимерли мегатерії, гігантські броненосці, мастодонти, шерстисті носороги; у Північній Америці вимерли, проте збереглися на інших континентах, верблюди, лами, яки, коні. Значне вимирання плейстоценових тварин в той же час відбулося в Європі (приблизно 11 тис. років тому), а ще раніше в Австралії (13 тис. років тому) та в Африці – 40-50 тис. років тому.

На півдні Східної Європи (куди належать південь України і Молдова) виявлені фауністичні комплекси, що відповідають послідовній зміні кліматичних умов. Наприкінці пліоцену, до еоплейстоцену включно, за умов савани існували мастодонти, слони, гіпаріони, верблюди, бізони, шаблезубі тигри.

У ранньому плейстоцені, коли почалося похолодання, був тираспільський комплекс, на півдні якого існував слон В’юста, носоріг Мерка, бізон, лось (широколобий), а в північних районах – вівцебика, північний олень, лемінг.

Під час середньоплейстоценового (міндель-ризького) потепління сформувався сингільський комплекс, у якому жили давній лісовий слон, носоріг Мерка. За часів дніпровського (ризького) зледеніння хазарський комплекс, поєднував шерстистого носорога, хазарського коня, довгорогого бізона, сайгу.

У пізньому плейстоцені, під час періодичних похолодань (валдайське зледеніння) сформувався своєрідний пізньопалеолітичний комплекс (виявлений за рештками палеолітичних стоянок людини), у якому були мамонти, шерстисті носороги, коні кабалюс, тигролеви, бурі ведмеді тощо.

Зазначимо, що в четвертинний період виникла людина. На думку більшості вчених, людина походить від африканських людиноподібних мавп палеогенового періоду. В еволюційному дереві людини розрізняють декілька гілок та етапів розвитку. Найбільш ранні ланки еволюції представлені єгиптопітеком і міоцен-пліоценовим дріопітеком. Цих напівдеревно-напівназемних мавп розглядають як предкиів сучасних африканських людиноподібних мавп і людини. Період життя дріопітеків в Кенії – близько 20 млн. років тому. Антропоїдна гілка еволюції відокремилася 1–6 млн. років тому. Десь 5 млн. років тому з’явилися австралопітеки, які розселилися в саванах і світлих місцях Африки. Серед австралопітеків розрізняють чотири види. Вважається, що саме один з них започаткував еволюційний стовбур антропоїдів, від еволюційної гілки яких відокремився рід Homo. Перехідним видом був Homo habilis (людина уміла), що з’явилася близько 2 млн. років тому. Цей рід довго співіснував з австралопітеками і створив олдувейську галькову культуру. Вид Homo habilis трасформувався у Homo erectus (людина прямоходяча) 3–1,5 млн. років тому. 1 млн років тому австралопітеки вимерли, і Homo erectus залишився єдиним представником гомінідів. Представники “первісного стада” – архантропів – розселилися на Землі. Вони відомі під назвами пітекантропів, сінантропів, гейдельберської людини. Архантропи використовували вогонь і виготовляли грубі кам’яні знаряддя.

Архантропів замінили палеонтропи, що належали вже до роду Homo sapiens. Вони жили до 40 тис. років тому і ще відрізнялися від сучасної людини.

Подальшою ланкою в напрямі розвитку сучасної людини були неандертальці. Нащадки палеонтропів – неантропи вже вміли полювати, виробляти примітивні прикраси, творити наскельний живопис, шити одяг і мали родовий суспільний лад. Їхніми представниками є кроманьйонці, які жили близько 30 тис. років тому.

 

Структура земної кори антропогену н аближалася до сучасної. Активні континентальні структури належали до альпійських споруд. Гороутворення відбувалося в Альпах, Балканах, Карпатах, на Кавказі, Памірі, Західних Кордильєрах, Андах. Характерними були занурення великих регіонів (Чорне, Егейське моря, Мексиканська затока). Унаслідок систематичних зледенінь відповідно змінився рівень Світового океану. Амплітуда коливань сягала 100 м, завдяки чому дещо змінювалися лінії берегів континентів, материки короткочасно з’єднувалися. На теренах континентів в окремих зонах відбувався рифтогенез, склепіннєвіі підняття. Ділянки суші, що їх тимчасово покривали потужні льодовики, відчували своєрідні епейрогенічні рухи. Під дією маси льодовика кора на цих ділянках опускалася у верхню мантію. Після відступу льодовика кора дещо піднімалася. Приклад – район Ботнічної затоки після відступу льодовика за останні 9 тис. років піднявся на 250 м. Індикатором тектонічної активності сьогодні є землетруси. Епіцентри землетрусів підпорядковані зонам зіткнення літосферних плит. Саме до таких зон приурочені найбільші гірські споруди Землі, наприклад, Тибет і Гімалаї.

 

Клімат антропогену був різко нестабільним. Епохи похолодання, які зумовлювали потужні зледеніння, чергувалися з епохами потепління. В загальній історії Землі такі часті коливання клімату притаманні тільки четвертинному періоду. Причини глобальних кліматичних коливань остаточно не з’ясовані, на думку вчених це зміна активності Сонця, вулканічна діяльність, яка впливала на вміст вуглекислого газу в атмосфері, тощо.

Розвиток зледенінь відбувався в гірській і покривній формах Північної пувкулі. Приполярне морське зледеніння формувало потужні пакові, місцями фірнові, покрови. Північні частини Північної Америки і сходу Євразії були областями материкового та шельфового зледеніння в екваторіальних теренах. У Південній півкулі поширилися плямки гірського зледеніння. Уздовж межільодовиків на континентах формувалися широкі простори перигляціальних і тундрових рівнин.

Cеред факторів похолодань можна виділити первинні та вторинні. Первинним фактором було глобальне зниження температури. Таке зниження зумовлювало розвиток льодовиків, які, зв’язуючи величезну кількість води, призводили до масштабних регресій. Рівень Світового океану в цьому разі зменшувався майже на 100 м, що спричинило арідизацію клімату помірних приморських рівнин. Крім того, розвиток світлих льодовиків збільшував відбиття сонячної енергії та призводив до регіональних похолодань. На загал площа, зайнята льодовиками, не перевищувала 15% площі поверхні Землі.

Кліматостратиграфічну шкалу четвертинного періоду започатковали на початку ХХ ст. в Альпах А.Пенк і Е.Брикнер, які виділили для плейстоцену чотири зледеніння: гюнцське, міндельське, риське, вюрмське. Крім Альп, схеми зледенінь розроблені для Північної Європи, Європейської Росії, платформеної України, Північної Америки. Внаслідок регіональних причин ці схеми різняться між собою і мають також місцеві назви. В сучасному вигляді альпійська антропогенова схема налічує десять етапів похолодань. У платформенній Україні виділяють дев”ять таких етапів: куяльницький, приазовський, сульський, тилігульський, дніпровський, тясьминський, удайський, буський, причорномор­ський. У голоцені почався етап загального потепління.

 

Україна в антропогені. Для території України четвертинного періоду складено стратокліматичну шкалу, найдрібнішою одиницею якої є етап (страти­графічний аналог горизонту). У кліматичній шкалі виділено етапи потепління і похолодання щодо сучасного клімату. Шкала скорельована з архелогічними етапами розвитку людини (ранній, середній і пізній палеоліт, неоліт, епоха заліза і бронзи).

Головним об’єктом вивчення стратохронологічної і кліматичної історії України була так звана лесова формація. Вона характерна для четвертинного віку і складена своєрідними суглинками водно-наземного походження. В розрізах лесових товщ закарбована мінливість палеокліматичних і палеогеографічних умов, що відображено в органічних рештках макрофауни і пилку рослин. Головним фактором регіональних палеогеографічних змін уважають трансгресії і регресії Чорного моря.

На початку антропогену у приазовський час (1 млн.–920 тис. років тому) відбулося перше відчутне похолодання. Середньорічна температура на півдні України становила близько + 6°, а на півночі + 3-4°С. Це пов’язано з чаудинською регресією Чорного моря. У південних районах була степова зона, яка сягала широти Запоріжжя і Луганська. Тут жив слон В’юста, широколобий лось, носоріг Мерка, бізон Шетензака тощо. Північніше до широти Черкаси – Полтава існувала степова зона; росли окремі гаї сосни, берези, вільхи, тополі. Степ був покритий лободовими, полинними та злаковими травами.

Лісова зона займала північ платформної України і мала рівнинний ландшафт. У лісах росли ялина, сосна, береза, вільха; серед тварин були бізоніи, носороги, слони. У водоймах жили окуні, щуки, судаки, карпові.

Мартаноський час (920–780 тис. років) характеризувався потеплінням. На півдні умови наближалися до субтропіків, коли середньорічна температура становила + 12-14°С. Клімат був подібний до сучасного клімату Італії.

В подальшому чергувалися етапи похолодання і потепління. Широко розселилися архантропи У періоди похолодань – тилігульський (520–410 тис. років тому) та дніпровський (270–180 тис. років тому) етапи, на теренах України поширилися болотно-тундрові ландшафти. Північну частину (до Дніпропетровська) покривали льодовики. Середньорічна температура у північних районах становила + 1°, а в південних + 2–4°С. Фауна була представлена тундровими ссавцями: північним оленем, лемінгом, шерстистим носорогом, мамонтом та ін.

У голоцені (близько 10 тис. років тому) розпочалося глобальне потепління клімату, яке триває і нині.

Заключення

         

     Геологічна історія нашої планети триває більше ніж 4 млрд. років, що у 2000 разів перевищує час існування людини на Землі. Але сучасні методології та аналітичні можливості дозволяють заглянути у обставини давно минулих епох.

       Теоретичним підґрунтям історичної геології виступає еволюційна теорія та системний підхід. Еволюцію розглядають як стан і головну умову існування Всесвіту. Всі обєкти нашої планети існують у стані постійного руху у просторі й часі. Крім того, вони тісно пов’язані між собою та утворюють певні структури.

       Історичною геологією доведено, що плин часу чітко позначився на геологічних процесах та геологічній будові нашої планети. Будова земної кори та фізико-географічні обставини на поверхні планети у минулі часи суттєво різнилися з їх сучасним станом. Наприклад, у складі докембрійської атмосфери та гідросфери практично не було кисню,  а континенти того часу являли собою пустелі без жодних ознак життя. Розташування континентів та океанів у геологічному минулому також весь час змінюється. Всі сучасні океани є відносно молодими і започатковані лише у мезозойську еру. Суттєво змінювалося положення полюсів відносно континентів.   

       Геологи використовують принцип історизму і геологічну історію сприймають як послідовну зміну певних часових одиниць (еони, періоди, віки), що документовані відповідними породними та біологічними комплексами. Такі комплекси мають специфіку у літології, палеонтології та інших ознаках. Незворотний характер еволюції геологічного середовища підтверджено наявністю деяких порід, які поширені лише серед утворень певного віку. Наприклад, гранулітові метаморфічні комплекси відомі лише серед архейських товщ, джеспілітові – серед нижньопротерозойських, камяне вугілля встановлено у осадових породах починаючи з девону, писальна крейда – притаманна відкладам мезозою. Етапність геологічної історії зафіксовано у Міжнародній геохронологічній та стратиграфічній шкалі.

       Для вирішення завдань історичної геології окрім традиційних видів геологічного і палеонтологічного аналізу зараз широко використовують сучасні фізико-хімічні методи (радіологія, палеомагнітні дослідження, термобарогеохімія,  математичне моделювання та ін.). На базі отриманих нових даних стала можливою розробка нових геологічних концепцій та теорій, широке впровадження геодинаміки.. Найбільш відома з них – теорія літосферних плит, яка нарешті дозволила вирішити проблему протиставлення концепцій фіксізму і мобілізму, системно поєднати генетично різні геологічні обєкти і відповідні напрямки їх вивчення: тектоніку, петрологію, геохронологію, вчення про корисні копалини та ін.

       Історична геологія (як і вся геологія) серед інших природничіх наук і наукових напрямків є відносно молодою. Тому їй притаманні певні недоліки росту. Це ще низька ступінь формалізації і математизації, переважання емпіричного знання над теоретичним, незначна кількість відкритих  геологічних законів та ін. Подальшій розвиток історико-геологічного знання можна повязати з вдосконаленням методів палеофаціального аналізу, деталізацією та кореляцією різних геохронологічних схем, широким впровадженням формально-логічного та системного підходу.  

СПИСОК ЛІТЕРАТУРИ

 

1. Историческая геология /Под ред. Г.И. Немкова/ М., Недра; 1974.

2. История геологии /Под ред. И.В.Батюшкова/. М., Наука; 1973.

3. Леонов Г.П. Историческая геология. Основы и методы. Докембрий.М.: Из-во Москов. ун-та,1980.

4. Монин А.С. История Земли. Л., Наука; 1977.

5. Мороз С.А., Оноприенко В.И. Методология геологической науки. Киев, Вища школа, 1985.

6. Мороз С.А. Історія біосфери Землі. Кн. 1, 2. Київ, Заповіт, 1996.