Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

КОНСПЕКТ ЛЕКЦІЙ

З ІСТОРИЧНОЇ ГЕОЛОГІЇ ТА ОСНОВ ПАЛЕОНТОЛОГІЇ

Київ 2011

Історична геологія

Теоретичні результати та узагальнення історико-геологічних досліджень сприяють пізнанню геологічної історії Землі як цілісної природно-історичної системи реального світу в усій складності її внутрішніх і зовнішніх взаємодій. Саме дані історичної геології складають базис для розкриття історичної природи континентів та океанів, системного розуміння механізмів і взаємодій глобальних і деструктивних геологічних процесів як факторів що визначають формування і зміни лику Землі, а також закономірності еволюції тектоносфери та біосфери. Простіше, історична геологія - наука про закономірності розвитку земної кори та біосфери у взаємозв'язку. Вона оперує низкою історико-геологічних методів.

Найважливішим завданням історичної геології є визначення відносного та абсолютного віку відкладів. У практиці геологічної служби результати і висновки історико-геологічних досліджень є невід'ємною складовою частиною наукових обґрунтувань прогнозу і пошуків різноманітних за генезисом родовищ корисних копалин; здійснення різноаспектних геологічних робіт стосовно вирішення актуальних задач розвитку країни в цілому.

Тепер історія і практика історико-геологічних знань набуває значення у зв'язку з нагальними проблемами охорони довкілля і земної біосфери взагалі, котрі визначають необхідність прогнозування подальшого розвитку геологічних процесів та явищ, зміни геологічного середовища, зокрема, під дією антропогенних факторів. Зважимо на те, що Земля і її біосфера, як підкреслював В.І. Вернадський, являють собою єдиний, цілісний природний феномен, пізнання якого передусім потребує застосування історичного; закономірностей формування древніх та сучасних структур материків і океанів - історична геотектоніка, тектоніка, геофізика;

В методологічно історико-геологічні дослідження ґрунтуються на принципах історизму і розвитку. Це підґрунтя визначає специфічні методи та процедури досліджень, що виокремлюють історичну геологія у самобутню галузь геологічної науки:

А) методи визначення відносного і «абсолютного» віку гірських порід;

Б) методи і процедури моделювання ретроспективних та прогностичних фізико-географічних обстановок і екосистем суходолу і океану;

В) методи і процедури виявлення історико-геологічних етапів еволюції тектоносфери і формування розмаїття структур земної кори.

Підсумовуючи, найголовнішим завданням геологічної науки є пізнання просторово-часових відношень, або за висловом С.А. Мороза «траєкторії» розвитку геологічних об'єктів. Саме це завдання найґрунтовніше вирішуються узагальнюючими за змістом історико-геологічними дослідженнями, які постійно збагачуються різноманітною інформацією, яка іде з різних галузей геології, суміжних наук та геологічної практики: геологічна зйомка, регіональні дослідження континентів і морів; результати яких послідовно і всебічно поглиблюють теорію геології в цілому.

Найбільш тісно історична геологія пов'язана з палеонтологією, петрографією та регіональною геологією.

Палеонтологія - визначає вік гірських порід та допомагає пізнавати історію розвитку органічного світу;

Петрографія - вивчає склад та будову гірських порід, допомагає відновити картину їх формування;

Регіональна геологія - вивчає будову окремих країн, континентів, її кінцевою метою є відновлення їх геологічної історії.

Історична геологія це одна з геологічних наук, які засновані на узагальнені даних, що отримані практичними роботами. Як узагальнююча теоретична наука вона не вирішує повсякденних завдань пошуків та розвідки корисних копалин, але озброює геолога теоретичним знанням, це запорука успіху в практичній діяльності. Використовуючи методи історико-геологічного дослідження геологи пізнають закономірності формування та розміщення корисних копалин в земних надрах, можуть вірно організувати їх пошуки та розвідку.

Основні етапи розвитку історичної геології

Ще за епохи Відродження 1669 р. - Стено почав розглядати верстви осадочних порід як матеріал для історичних побудов, він довів, що покриваючий пласт молодший від підстеляю чого, тобто послідовність верств у вертикальному розрізі віддзеркалює їх хронологічну послідовність. М.В. Ломоносов поділяв геологічні процеси на внутрішні та зовнішні й надавав провідну роль в утворенні гір та западин внутрішнім. В середині XVIII сторіччя І. Кант та Ж. Буфон на базі космогонічних гіпотез висловлювали уявлення про мінливість та розвиток Всесвіту, тривалість історії Землі. Ці дослідження створили підґрунтя, на якому й виникла історична геологія.

Перший етап розвитку - становлення і накопичення фактів - стратиграфічний.

Виникнення історичної геології як наукового напряму пов'язане з кінцем XVIII сторіччя, коли англійський геолог Вільям Сміт розробив палеонтологічний або біостратиграфічний метод, за допомогою якого стало можливим виявити послідовність геологічних подій в часі та корелювати геологічні розрізи, власне, зробив можливим історичну систематизацію. Між іншим, до цього в 1779 році французький абат Жиро Сулаві визначив послідовну зміну комплексів викопних решток організмів в розрізі осадочних товщ Південної Франції, але практично значення викопних організмів для розчленування та кореляції осадочних товщ було доведено лише В. Смітом, який склав першу шкалу вертикальної послідовності осадочних порід Англії. У Франції цей метод започаткували Жорж Кюв'є та Анрі Броньяр. Цей метод розповсюдився дуже швидко. В результаті були створені та опубліковані перші геологічні розрізи - стратиграфічні колонки. На протязі першої половини XIX сторіччя, коли за двадцять років були виділені геологічні системи та майже всі головні підрозділи загальної стратиграфічної шкали, що дозволило систематизувати геологічний матеріал у хронологічній послідовності, складені геологічні карти низки країн Європи. Цей етап академік Б.С. Соколов назвав «героїчною епохою» в розвитку геології. Історична геологія, яка спочатку була «іконографічною» наукою, все більше брала на себе функції встановлення загальних закономірностей геологічного розвитку регіонів. В ті часи панування ідей катастрофізму, божественних актів творіння, якими пояснювались зміни комплексів тварин у вертикальному розрізі. Але вже в тридцяті роки XIX сторіччя з'явилась видатна робота англійця Чарльза Лайєля «Основи геології», в якій з актуалістичних позицій розглядались геологічні процеси минулого та, всупереч французькому вченому Жоржу Кюв'є, зміни на Землі пояснювались не катастрофічними подіями, а повільними, дуже тривалими процесами еволюції, зокрема органічного світу). Чарльз Лайєль широко застосовував метод актуалізму. Послідовники Дарвін, Ламарк. Зокрема Чарльзу Дарвіну належить праця «Походження видів шляхом природного добору, яка завдала катастрофізму нищівного удару. Висновки Дарвіна про значення природного добору в еволюції органічного світу зміцнили роль викопних решток як документів історії життя й підґрунтя хронологічного розчленування верств гірських порід. Велике значення, доречи, мали ідеї Ч. Дарвіна про неповноту геологічного та палеонтологічного літопису.

Другий етап - узагальнення - почався з середини, так і для всієї земної кулі. Зокрема, одне з перших таких узагальнень було зроблене Неймайром для юрського періоду; а австрійський геолог Едуард Зюсс - зробив таке узагальнення для всієї земної кулі в його знаменитій праці «Лик Землі». Велике значення для становлення палеогеографії мало визначення поняття про фації. Суть цього поняття в тому, що породи одного віку можуть мати різний склад, що відповідає умовам їх утворення. Інший видатний геолог О.П. Карпинський узагальнив всі дані з геології Європейської Росії та виявив характер коливальних тектонічних рухів. Вперше в його роботі з'явились палеогеографічні карти. Він же заклав в своїх працях, що розкривали закономірності геологічного розвитку Європейської частини Росії, заклав підвалини вчення про платформи.

Третій етап з початку XX сторіччя - створення геосинклінальної теорії. Ще в 1859 році в Північній Америці зароджується уявлення про геосинкліналі. У Увага дослідників була «прикута» до геосинклінальних поясів. Уявлення про геосинкліналі та платформи, як головні структурні елементи земної кори сформувались у вигляді стрункої теорії французу Е. Огу, в праці «Геосинкліналі та континентальні площі»; з'явилась низка узагальнень з історії їх розвитку, які належали німцю Г. Штіллє, австрійцю Сергію Бубнову. Розповсюдив ці ідеї А. Борисяк, його головною думкою було - історична геологія - це історія розвитку геосинкліналей та платформ. Радянським геологам О.Д. Архангельському, М.С. Шатському, Д.В. Наливкину, М.М. Страхову, П.І. Степанову, М. Губіну тощо… Після робіт Ога, Німецький дослідник А. Вегенер формулює в найбільш повному вигляді гіпотезу дрейфу континентів. Знайшли пояснення формування основних структурних елементів земної кори, типи рухів в земній корі, процеси осадконагромадження, магматизм, утворення корисних копалин.

Четвертий етап - з 60-х років XX сторіччя - пов'язаний з виникненням гіпотези неомобілізму, яка на більш ґрунтовних доказах поновлює та розвиває забуті ідеї Вегенера. Почалась поглиблена розробка різних галузей геології. В загалі в XX сторіччі відбулось відкриття багатьох великих родовищ корисних копалин, яким передували ретельні та всебічні історико-геологічні розвідки. В цей час в розвиток історичної геології внесок зробили А.А. Борисяк, ідеї якого є основою багатьох напрямів сучасної історичної геології. Його учень Д.В. Наливкин, ще в 20-х роках закладає підвалини вчення про фації. Пізніше Р.Ф. Геккер, Б.П. Марковський, О.С. Вялов та інші починають формувати «палеоекологічний» напрямок у вивченні геологічного минулого. Поняття «фації» зараз дуже розповсюджене й потрапило в геохімію, теорію метаморфізму, в сучасну океанологію. Великий внесок в розвиток стратиграфії зробили М.М. Страхов, Н.Н. Клюшников, О.Л. Ейнор та інші.

Методи встановлення абсолютного та відносного віку гірських порід

гірський геохронологія карбон стратиграфія

Відносна геохронологія. Будь-яке геологічне дослідження завжди складається з визначення складу відкладів, послідовності їх утворення та віку. Все це потрібно для максимально ймовірної реконструкції історії геологічного розвитку та розпізнання порядку тих подій, що «записані» в гірських породах, які відбувались одночасно, або в різні часи, в останньому випадку одні раніше, інші пізніше. Термін стратиграфія дослівно опис верств - визначає одну з гілок геологічної науки, завдання якої полягає в розчленуванні товщ осадочних та вулканогенних порід на окремі верстви та їх пачки; опис решток фауни і флори, що містяться в них; визначення віку верств; співставлення виділених верств даного району з іншими; складання зведеного або узагальненого розрізу регіону та розробка стратиграфічної шкали не тільки для окремого регіону, але й для єдиної або міжнародної стратиграфічної шкали для всієї Землі. Щоб вирішити ці задачі необхідно визначити не тільки відносний вік порід, що складають товщі й пачки верств, але і їх «абсолютний» вік.

Просто перелічимо методи визначення абсолютного віку, які були спочатку досить обмежені та недосконалі.

1. Були спроби визначити вік океанів, які були спочатку їх утворення прісними, а сучасна солоність - результат принесення солі ріками з суходолу, річна кількість якої може бути оцінена.

2. За відомою швидкістю задкуючої ерозії Ніагарського водоспаду та довжини утвореного каньйону вираховується вік водоспаду.

3. За похованими пам'ятками культури в долині Нілу підраховують тривалість формування його дельти тощо.

4. Метод визначення віку за стрічковими глинами. За цим методом було обраховано, що льодовик залишив територію Ленінградської області 16,5 тис. р., а Скандинавію 8-9 тис. р. тому.

Методи ядерної геохронології

Експериментально доведено, що швидкість радіоактивного розпаду елементів постійна та не залежить від зовнішніх умов.

Провідні методи: свинцеві, K-Ar, Rb-Sr, Nd-Sm, вуглецевий тощо.

В свинцевих методах використовують мінерали: монацит, ортіт, уранініт, циркон, тощо. Визначення паралельно співвідношень Pb²⁰⁶U²³⁵; Pb²⁰⁸Ar⁴⁰ метод - 11% K⁴⁰ - Ar⁴⁰ + 89% Ca⁴⁰

Цей метод має широке застосування та дозволяє визначити вік осадочних порід за польовими шпатами, слюдами, амфіболами, піроксенами, глауконітом.

Застереження: нагрівання до 300 ^оС та високий тиск можуть спотворювати результати.

Rb-Sr метод Rb⁸⁷-Sr⁸⁷ через низьку швидкість розпаду використовують для визначення віку докембрійських порід.

Метод C¹⁴ придатний для порід, вік яких не більший 60 тис. років.

Недоліки методів: 1) точність методів до 3-5%, якщо середня тривалість ярусу в ордовіку 10 млн. років, то похибка методів ядерної геохронології 12-15 млн. років. Зрозуміло, що навіть ярусні підрозділи не можуть бути встановлені за цими методами.

2) висока вартість аналізів; 3) значні спотворення результатів через метаморфізм; 4) багато порід взагалі не мають радіоактивних мінералів.

Багаторічні дослідження та їх статистична обробка визначені за даними Джонса, Градштейна та Ога, та Одіна. В останній схемі Міжнародного союзу геологічних наук наведено дві колонки дат за Одіном та Міжнародної стратиграфічної комісії:

Архейський еон поділений на чотири ери, поділ на періоди відсутній: межа еоархею EA - 3600 млн. р.; палеоархей PA - 3200 млн. р. - мезоархей MA - 2800 млн. р. - неоархей NA - межа архею AR протерозою PR - 2500 млн. р.

Протерозойський еон поділена на три ери : палеопротерозой PP-1600 млн. р., мезопротерозой MP-1000 млн. р. - неопротерозой NP - 540 млн. р. та одинадцять періодів: сидерій PP₁ - 2300 млн. р. - ріацій PP₂ - 2050 млн. р. - орозій PP₃ - 1800 млн. р. статерій PP₄; - 1600 млн. р. - калиммій MP₁ - 1400 млн. р. - естазій MP₂ - 1200 млн. р. - стеній MP₃ - 1000 млн. р. - тоній NP₁ - 850 млн. р. - кріогенній NP₂ - 650 млн. р. - неопротерозой ІІІ NP₃ - 540 млн. р.

Фанерозой має більш дрібне розчленування на періоди, відділи, віки. Наводимо межі періодів за Одіном : O - 500, S - 435, D - 410, C - 355, P -295, T - 250, J - 203, K - 135, E - 65, N - 23,5, Q - 1,75

Головне завдання стратиграфії є розчленування осадових та вулканогенних товщ у відслоненнях та свердловинах на інтервали різними засобами та за різними ознаками. Намагаються виділити природні частини в розрізі таким чином, щоб їх могли впізнати інші дослідники. Виділені верстви об'єднують у пачки, товщі, світи; які в подальшому порівнюють з іншими в свердловинах, відслоненнях; визначають кореляційні рівні.

Непалеонтологічні методи.

1. Літологічний метод полягає в 1) виділення інтервалів за кольором, складом, текстурою, включеннями та іншими літологічними ознаками; 2) визначення в розрізі найбільш помітних відмінних від інших верств, пачок. Це так звані горизонти маркери. За допомогою яких 3) розрізи корелюють один з одні та будують зведені розрізи. Деякі маркери поширюються серед товщ різного складу; але буває, що та сама товща при простеженні на великі відстані може послідовно міняти свій вік. Так, заглиблення басейну веде до того, що мілководні відклади переміщуються за береговою лінією й стають відповідно все більш молодими. Зміна віку літологічних тіл у зв'язку з міграцією берегової лінії отримало назву «принципу М.О. Головкинського». За цим принципом, мають однаковий вік лише ті осадки, що відкладались вздовж існувавши для кожного часу зон седиментації, паралельних береговій лінії.

1а. До літологічних методів відносять мінералого-петрографічний, коли верстви та пачки порівнюють за мінералогічними асоціаціями, ступенями діагенезу та метаморфізму. Ці методи застосовують обмежено, на площах де діяли однакові процеси.

Геофізичні методи близькі до літологічного й базуються на порівнянні порід за їх фізичними властивостями. Вони застосовуються для кореляції розрізів поміж собою та опорним розрізом, вік якого визначений іншими методами.

Аналіз результатів каротажу має різновиди - ПС - потенціал власної поляризації; КС - опір порових вод та самої породи за їх різницею розрізняють уламкові, глинисті, карбонатні породи, рудні тіла, пласти насичені нафтою тощо. На діаграмах ПС - піски та пісковики визначаються мінімумами, а на КС - максимумами; б - гама каротаж - вимірює природне випромінювання та те, що виникає за штучного ініціювання. Підвищену радіоактивність мають бітумінозні породи. калійні солі; низьку - ангідрит, гіпс, доломіт, вапняки без домішок глини.

Застосовують також акустичний, термічний, механічний та інші види каротажу.

Палеомагнітний метод

а) «скаменілий» геомагнетизм при систематичних дослідженнях на великих площах дає інформацію про положення магнітного полюсу…

б) за геомагнітними інверсіями розробляють магнітостратиграфічну шкалу… Недолік - трудомістка робота, необхідно мати багато опорних розрізів.

Ритмостратиграфія полягає у вивченні у вивченні чергування різних порід у розрізах. Визначають набори чергування порід та їх межі. Ритмічність характерна для багатьох товщ тому аналіз ритмічності застосовують для їх розчленування й кореляції. Широко відомі річні ритми стрічкових глин антропогену та іншого віку. М.Б. Вассоєвич запропонував на побудованих ритмограмах виокремлювати аномальні ритми й за ними корелювати розрізи.

Потужність ритмів може бути різною. Виділяють ритми різних порядків. Деякі дослідники вважають, що найбільш великі ритми віддзеркалюють етапи розвитку Землі та є синхронними.

Кліматостратиграфія заснована на періодичних змінах клімату, та пов'язаних з ними змінах будови четвертинних відкладів. Найбільш яскраво вони проявлені в лесових розрізах де кліматичні зміни проявляються в появі горизонтів викопних ґрунтів, а похолодання призводить до відкладенні лесових товщ. Крім цих, яскравими відкладами є морени.

Палеозойська ера - ера стародавнього життя починає новий еон в історії Землі - фанерозой, який об'єднує палеозойську, мезозойську та кайнозойську ери. Вивчення фанерозойських відкладів, їх розчленування та зіставлення значно відрізняються від дослідження докембрійських відкладів широким застосуванням палеонтологічних методів - біостратиграфії та нового напрямку - екостратиграфії, який полягає у комплексному дослідженні групою спеціалістів палеонтологічного, літологічного, екологічного та палеогеографічного аналізів, що дозволяє синхронізувати комплекси різнофаціальних організмів.

Палеозойська ера - найтриваліша в межах фанерозою - 335 млн. років 570-235 млн. років.

На геологічних картах колишнього СРСР - прийнятий 3-х членний поділ палеозойської ери: нижній палеозой, середній палеозой та верхній палеозой. Існує двочленний варіант поділу, коли межа нижнього й верхнього палеозою проводять в крівлі силуру.

Методично є кілька варіантів розгляду історії розвитку Землі. Великими блоками, великими етапами, або малими етапами на всій земній кулі. Останній варіант прийнятий в книжці М. Клюшникова та М. Оніщенка а також підручнику Ленінградського гірничого інституту. Особливо вдалий та лаконічний підручник Миколи Володимировича Короновського та Олександри Федорівни Якушовоі «Основи геології». Багато цікавих відомостей зведено у двокнижжі С.А. Мороза, 1996 р. «Історія біосфери Землі».

Повернемося до конкретної історії Землі у фанерозої, яка відрізняється від більш довгої докембрійської історії.

Головна відміна не тільки бурхливий розвиток органічного життя, але й у відносно швидкій зміні структурного плану земної кори. За сучасними даними в фанерозої давні платформи не мали строго фіксованого положення. Концепція тектоніки літосферних плит передбачає їх пересування в просторі як за широтою так й за довготою, а також їх обертання. Між прадавніми плитами з корою континентального типу знаходились рухливі пояси, та3 за максимуму трансгресії, який прийшовся на другу половину кембрію - карбонатні, місцями - фосфорити.

Північноамериканська платформа зазнала піднять та руйнування й лише за пізнього кембрію трансгресія була максимальною; в середньому кембрії море зосереджувалось на окраїнах - пісковики до 300 м.

Гондвана - морські відклади в Південній Америці на межі з Східно-Тихоокеанською геосинкліналлю; теригенні в басейні Амазонки; на півночі Африки, в Сахарі - пісковики, кварцити, гравеліти та конгломерати - 400 - 600 м;

Гіндустан - Соляний кряж - більше 150 м - мергелі, гіпс, ангідрит, кам'яна сіль та зверху ефузиви та косоверствуваті кварцові пісковики - пурпурові зі знаками брижів, тріщин висихання, гліптоморфозами, вище аргіліти з редліхіями та 80 м доломітів та червоно-фіолетові глинисті породи. Розріз перекритий верхньопалеозойськими тілітами - 500 м. Клімат в районі Соляного кряжу в кембрії був жарким, посушливим - солі, тріщини висихання, колір порід; коса верствуватість та знаки брижів свідчать про мілководні умови.

Морські відклади відомі в Австралії - карбонатні та теригенні до 1000 м.

Геосинкліналі та геосинклінальні пояси

Урало-Монгольський - в кембрії панували морські умови, за виключенням Уралу, який було піднято за байкальської складчастості. Пригинання цієї території розпочалося лише за пізнього кембрію.

В межах Тянь-Шаню та Казахстану було три типи розрізів відповідно тектонічним зонам:

на півдні - міогеосинкліналь - хр. Чаткал, Кара-Тау, Улу-Тау й далі на Кокчетав;

в північному Казахстані - хребти Чингіз, Тарбаган-тай, Джунгарський Алатау - евгеосинклінальна зона, яка тягнулася в Монголію; Між цими зонами була перехідна зона - Північний Тянь-Шань, Бек пак-Дала, Центральний Казахстан. Найкраще вивчений розріз Чингіз Тау: ранній кембрій - лави та туфи основного складу, вище кварцити, яшми й кременисті сланці з рештками радіолярій. Вік визначений за рештками архіціат в лінзах вапняків. Виливи лав були підводними) подушковидна окремість та спіліти). Типовий розріз 1 стадії геосинклінального процесу - спіліт-діабазова формація. Її утворенням завершується ультраосновними інтрузіями.

Нижня частина середнього кембрію - лави, туфи середнього та кислого складу з прошарками пісковиків з трилобітами амгінського віку. Їх накопиченню передувала фаза складчастості. Вище - типова флішоїдна товща - ритмічно побудовані конгломерати з прошарками вапняків - трилобіти майського віку. Їй передувала фаза складчастості: товща лежить незгідно на всіх більш древніх утвореннях. Складчастість супроводжувалась інтрузіями габро та плагіогранітів. Верхня частина кембрію тісно пов'язана з нижнім ордовиком й складена теригенними породами, які вище змінюються лавами й туфами середнього складу. Залягає незгідно на породах майського віку.

Геосинклінальні товщі представлені спіліт-кератофіровою, аспідною та теригенною формаціями, що утворились в Алтає-Саянській області.

Особливістю кембрійської історії цього району є складчастість й підняття, які відбулися у другій половині кембрію. Вони пов'язані з проявами салаірської фази каледонської складчастості, що супроводжувалась різноманітними інтрузіями.

Аппалацька та Інуїтська геосинкліналі. На півночі першої - намітилось уособлення евгеосинклінальної зони, більш яскраво вона проявилася пізніше; захід - теригенні породи; південь - пісковики - знизу; вапняки - зверху. Всього 3000 м.

В другій відкладалися головним чином карбонатні породи в нижньому та середньому відділах; морські осадки верхнього кембрію не утворювались через складчастість й підняття.

Грампіанська геосинкліналь - розрізи кембрію встановлені: повний в Уельсі - пісковики, аргіліти, гравеліти. Всього до 4500-5000 м. В нижній частині товщі є трилобіти Illenus; в середній - Paradoxides та без замкові брахіоподи; вище Lingula та представники роду Ollenelus. Знахідки фауни, та зверху знахідки брижів, косої шаруватості, ходів червів, свідчать про мілководні умови осадконагромадження. А прошарки осадочних марганцевих руд - про жаркий клімат, що сприяв латеритному вивітрюванню на прилеглій суші. Подібність трилобітової фауни Уельсу та западини Осло - є підтвердженням зв'язків цих басейнів.

В Ірландії 7500 м - перешарування пісковиків, алевролітів та глинистих сланців з ходами мулоїдів. В верхній частині знайдено граптолітів низів О, що дозволило віднести цю товщу до кембрію. Відсутність фауни дає підставу вважати можливим формування товщі на значних глибинах.

Середземноморський пояс

Море, вірогідно, було розділено підняттями. В Західній та Центральній Європі: майже всюди відбувалось накопичення теригенного та карбонатного матеріалу, яке змінилося підняттями, а місцями виливами вулканітів. На Кавказі та Памірі: спіліт-кератофірова формація з археоціатами та брахіоподами в лінзах вапняків. На півдні гс пояс - Східна гілка має два типи розрізів міо - та евгеосинклінальний. Перший більш поширений: Північні Кордельєри - нижній кембрій кварцити, кварцові пісковики, чорні вапняки; середній кембрій - глинисті сланці, вапняки, строкаті філіти; верхній кембрій - масивні вапняки, які складають характерні урвища Скелястих гір; вище філіти з багатою та різноманітною фауною. Всього 8000 м. На півдні - Мексика - 1600-1800 м. В Андах - середній кембрій - конгломерати, кварцити, пісковики, алевроліти. Вище - червоноколірні косоверствуваті пісковики та глинисті сланці; зрідка - вулканічні породи.

На півночі Болівії - в середньому кембрії - евапорити. Загальна потужність не менша 5000 м.

Евгеосинклінальний тип - на півночі вздовж Тихого океану: кварцити, червоні та зелені сланці, доломіти, вулканічні породи.

Західно-Тихоокеанська гс області - спіліт-кератофірова формація поширена на островах - Тасманія, Нова Зеландія; піщано-сланцева товща з лавами й туфами основного та кислого складу - на південному сході Китаю.

На півночі евгеосинклінальний комплекс оконтурює південно-східний виступ Сибірської платформи: хр. Джагди та Шантарські о-ви - кременисті сланці та ефузиви потужністю не менше 4000 м.

Клімат - в цілому жаркий, місцями посушливий. Великі поклади фосфоритів, марганцеві руди та боксити в кембрії Сибіру та Англії; потужні товщі вапняків - покажчики вологого жаркого клімату. Але цих відомостей не достатньо для відновлення картини клімату в кембрії.

Корисні копалини - нафтові горизонти - Прибалтика та Іркутський Амфітеатр; кембрій та ордовік - продуктивні горизонти гігантського родовища Кассі-Массауд - Алжирська Сахара.

Бітумінозні квасцові сланці Швеції - сировина пального та уранового концентрату.

Ранній кембрій - епоха накопичення фосфоритів: Кара Тау, південний схід Китаю; південь В'єтнаму. Родовища азбесту Туви пов'язані з ультра основними інтрузіями.

Кам'яна сіль - Лено-Вілюйський басейн.

Рудні родовища мало характерні - боксити в Східних Саянах, манган в Кузнецькому Алатау.

Автор Ч. Лапворт виділив нижню частину силуру під назвою ордовикської системи у 1879 р. Ще в тридцяти роки минулого сторіччя Д.В. Наливкин та О.Ф. Лесникова почали вживати цей термін в своїх публікаціях. З 1951 року ордовик почали показувати на геологічних картах СРСР. В 1960 р. на геологічному конгресі було затверджено його виділення як самостійного періоду. Яруси ордовику виділені в Уельсі. Ордовики - латинська назва стародавнього племені, що населяло півострів Уельс в Англії. Початок пов'язують з датою 505 - кінець 438 млн. р. тому; тривалість 65 млн. р.

Зональна граптолітова шкала ордовику Великої Британії прийнята за міжнародний стандарт.

Органічний світ - подальшого розвитку набули безхребетні: особливо строматопорати, табуляти, геліолітоїдеї, ругози, голкошкірі. Велика кількість без замкових брахіопод, а серед замкових - ортіди, строфоменіди, рінхонеліди, пентамеріди. В ордовику з'явились трилобіти з міцним карбонатним панциром та здатністю згортатися в «клубок». З середнім ордовиком пов'язана друга масова поява різноманітних багатоклітинних, що мали карбонатний скелет: кнідарії, головоногі молюски з прямими фрагмаконами, брахіоподи, голкошкірі. В ордовику продовжувався розквіт трилобітів, з'явились мечохвости та вісеносні граптоліти. Строматорати та корали замінили археоціатів у рифових екосистемах. Хребетні в цей час не дуже різноманітні, вони представлені двома класами безщелепних. Наприкінці ордовику відбувається масове вимирання багатьох древніх груп безхребетних.

Головоногі - ендоцератоідеї - головні хижаки. Важливі граптоліти дендроїдні, однорядні та дворядні, безвісні. Tetragraptus, Didymograptus, Phyllograptus та інші важливі для кореляції ордовикських утворень. За ними побудована зональна граптолітова шкала.

В ордовику знайдені рештки найдавніших безщелепних хребетних - телодонтів.

Флору представляли - багряні та зелені водорості. Прокаріотів - синьо-зелені.

Про життя на суші в ордовику відомостей нема. Непрямі дані: хітинові рештки - акритархи, можуть бути продуктами розмноження суходільних грибів та мохів.

Загальна характеристика. За ордовику відбулася перша одна з найбільших в історії палеозою трансгресій. Майже половина території північних материків, три чверті Китайської, дві третини Сибірської, дві п'ятих Східноєвропейської та Північноамериканської платформ заливалися морем. Про що свідчать морські осадки.

В той же час ордовик майже відсутній на території Гондвани, де поширений обмежено на півночі Африки, наприклад в Марокко. Лише в Австралії він займав майже третину континенту.

Ордовик поширений в геосинклінальних зонах. Продовжувалася каледонська складчастість, в кінці періоду проявилася таконська фаза.

Платформи

СЄП. Тут ордовик найкраще вивчений в трьох регіонах:

Північний-захід мілководного генезису. Черепашки переважно биті, що може бути свідченням утворення шарів в умовах прибережного прибою. За новими даними, ці шари відносять до завершення кембрію.

Вище залягають чорні граптолітова аргіліти з Dictyonema - O₁t. Тремадокський ярус тепер деякі дослідники відносять до кембрію, після відповідного рішення міжнародної стратиграфічної комісії.

Прояви таконської фази каледонського орогенезу викликали стратиграфічні проблеми. Зокрема у визначенні нижньої межі ордовику.

Стратиграфічні підрозділи ордовицької системи: тремадоцький та аренізький яруси - відносять до нижнього ордовику; ланвірнський, ландейльський, карадоцький - до середнього; ашгільський - до верхнього відділу.

Верхня частина - представлена глауконітовими пісковиками та вапняками з численними рештками брахіопод та трилобітів, віднесена до аренізького ярусу - має потужність до 30 м.

Середній ордовик представлений вапняками іноді оолітовими або глинистими, звичайно детритовими. Вапняки містять багатий комплекс фосилій: брахіопод, трилобітів, морських пухирів, граптолітів, конодонтів. У верхній частині ландейльського ярусу - кукрузеський горизонт представлений вапняками та горючими сланцями з тонкостінними стулками брахіопод, моховатками, фрагментами трилобітів тощо. Тонкий осадок утворювався в застійних умовах. Ці сланці сировина для рідкого палива, хімічної промисловості та будівництва. Загальна потужність середнього ордовику до 160 м.

Верхній ордовик представлений різноманітними вапняками, в тому числі глинистими, детритовими - внизу; водоростевими, органогенно-уламковими та біогермними - зверху. Загальна потужність верхнього ордовику - біля 100 м. Характерні водоростеві та коралові структури, черепашки брахіопод, гастропод, поодинокі граптоліти.

Вапняки ордовику складають Балтійсько-Ладозький глінт - знамениту геоморфологічну структуру - древню берегову зону, кліф Балтійського моря, що утворився в древньочетвертичну епоху.

Своєрідний склад ордовику України та Молдови. Волинські розрізи подібні до Прибалтійських але визначаються меншими потужностями відкладів та неповними розрізами з перервами. Загальна потужність до 30 м.

На території Поділля збереглися відклади лише частково. Останці ордовику виділяють в молодовський горизонт з двома світами: гораївською та субіцькою. Загалом молодовський горизонт не більше 4-5 м, звичайно менше. Часто виклинюється.

У Великоземельській тундрі - море прийшло зі сходу з Уральської геосинкліналі. Ордовик тут карбонатний з рештками морської фауни.

Сибірська платформа. Ордовик займає всю західну та центральну її частини, але меншу площу ніж в кембрії. Відслонення зосереджені окраїнами Тунгуської синеклізи та на південному сході платформи. Розрізи відрізняються за літологією та палеонтологічними рештками, що природно через такі великі площі поширення. Переважають карбонатні породи з різноманітною морською фауною. Окраїнами - мілководні осадки: доломітові, строкаті піски й глини іноді з прошарками гіпсу. Регіональна перерва проявлена перед середнім ордовиком. Є лінзи та прошарки фосфоритів низького ґатунку. Загальна потужність кілька сот метрів.

Китайська платформа. Тут поширені відклади нижнього та середнього ордовику, представлені піщано-глинистими та карбонатними відкладами загальною потужністю в кілька сот метрів. Описані рештки брахіопод, гастропод, наутилоідей та коралів.

Північноамериканська платформа. Трансгресія тут приурочена до початку ордовика. Море вкривало значну частину платформи, представлене карбонатними осадками. На початку середнього ордовику прояви незначної регресії. У пізньому ордовику платформа знову занурюється - відкладення вапнякових та доломітових мулів. На сході в море надходив уламковий матеріал - результат розмиву таконських піднять Апалацької геосинкліналі. Потужності перші сотні метрів.

Гондвана. В Північноамериканській частині - панували підняття. Морські уламкові на заході по межі з Східнотихоокеанською геосинклінальною областю. Переважають піщано-глинисті відклади невеликої потужності, що відомі в Амазонській западині.

Африканська частина Гондвани визначається опусканнями в на півночі в кінці кембрію. В ордовику на території Сахари - морські кварцові піски з прошарками галечників та глин. Вони залягають на розвитій поверхні кристалічних порід. Загальна потужність 500-800 м. В авлакогенах до 2000-2500 м.

На Аравійському півострові ордовик представлений піщано-глинистими утвореннями значної потужності.

Австралійська частина - визначається тим, що тут море займало велику площу в центральній частині й поширювалась в широтному напрямку. Відклади представлені пісками та рідше карбонатними мулами.

В геосинкліналях та геосинклінальних поясах ордовик представлений в тих же геосинкліналях, що й у кембрії. Грампіанська геосинкліналь. Тут накопичувались потужні товщі осадочних та вулканогенних порід. Найбільш характерним тут є розріз ордовику Уельсу. Власне це стратотипова місцевість де були виділені ордовицька та силурійська системи. Через значні розривні та складчасті порушення розріз зведений кількох районів:

Тремадоцький ярус - сланці з Dictyonema flabelliforme та трилобітами залягають згідно на кембрійських утвореннях та незгідно з породами аренігу. Це є підставою для деяких дослідників з Англії відносити тремадок до верхнього кембрію.

Аренігський ярус - складається головним чином ефузивами. Знизу пісковики, гравеліти, глинисті сланці. Зрідка - вапнякові прошарки з рештками трилобітів та брахіопод. Вище - основні та середні ефузиви, що змінюються кислими вулканічними породами. Загальна потужність до 1200 м.

Ланвірнський ярус - найбільш карбонатна частина - плитчасті вапняки з численними черепашками та трилобітами. Потужність біля 750 м.

Карадокський ярус - складений карбонатно-теригенними осадочними породами з брахіоподами та граптолітовими сланцями потужністю до 600 м, або ефузивами до 750 м. Ашгільський ярус - в умовах припинення вулканічної діяльності відкладалися поліміктові пісковики, іноді косоверствуваті, зі знаками хвильових брижів, прошарками вапняків та глинистих сланців. Потужності складають кілька сот метрів. Із структурним неузгодженням перекриваються відкладами силуру.

Ордовик Уельсу - типовий приклад геосинклінальних утворень. Це морські та вулканічні товщі, потужність яких досягає 4000-5000 м. Характерні спілітова та граувакова формації. Проявлена складчастість та метаморфізм. Структурні неузгодження пов'язані з проявами каледонської складчастості.

В скандинавській частині Грампіанської геосинкліналі в ордовику виокремлюються евгеосинклінальна та міогеосинклінальна зони, що поділені підняттям. Наприкінці ордовику підняття було зруйноване, магматична діяльність послабилась.

Урало-Монгольський геосинклінальний пояс. Уральська геосинкліналь утворилася в кінці кембрію на початку ордовику на байкальському підґрунті та ще більш давніх утвореннях. На місці сучасного східного схилу Уралу була евгеосинкліналь, де в ордовіку панували вулканічні умови, накопичувалися потужні вулканогенні товщі: представлені лавами, туфами та туфітами. Характерна спілітова формація, ефузиви основного складу. Загально потужність досягає кількох тисяч кілометрів. Вулканічні породи чергуються та змінюються за простяганням кременистими породами яшмової формації. Карбонатні відклади поширені переважно окраїнами прогинів, виповнених вулканічними товщами.

На території західного схилу Уралу панували міогеосинклінальні умови - накопичувались теригенні та теригенно-карбонатні товщі потужністю від 500 до 2000 м. Різноманітний комплекс органічних решток. Відомі мілководні прибережні кварцові пісковики та галечники на західній окраїні моря.

Центральна частина Урало-Монгольського геосинклінального поясу. Ордовик поширений в Казахському дрібносопочнику, де виділяють 27 граптолітових зон. В Казахстані виділяються дві геосинклінальні зони. Перша - у верхів'ях р. Ішим, біля оз. Тенгіз, в Джезказганській западині, Бек пак-Далі до Північного Тянь-Шаню, утворюючи в плані дугу, що опукла на захід.

Друга - займала територію на схід південний схід від Караганди: Північно-Східне Прибалхашшя, хребти Чингіз Тау, Тарбагатай, Джунгарський Алатау. На сході, за границею СНД в межах Центральної Азії обидві евгеосинклінальні зони зливались в одну широтну зону, яка займала південну частину Урало-Монгольського геосинклінального поясу. Тут накопичувались ефузиви основного складу, зрідка кислі - чергувалися з кременисто-теригенними породами, зрідка вапняками. За межами евгеосинклінальних зон переважало накопичення кременисто-теригенних та флішоїдних, іноді карбонатних порід.

В цій зоні показовим є розріз хребта Чингіз Тау, де ордовик залягає згідно на кембрії. Тут визначені всі три відділи, представлені утвореннями, що насичені вулканогенними породами: лавами, лавобрекчіями, туфами середнього, зрідка основного іноді кислого складу. Виключення середня частина - середнього ордовику - регресивна серія осадочних порід - починається вапняками, завершується пісковиками та конгломератами. Тут також зустрічаються горизонти туфів та туфогенний пісковиків. Судячи зі знахідок різноманітної фауни панували мілководні морські умови; іноді, на що вказують горизонти червоноколірних порід - в континентальних умовах. Характерні неодноразові перерви. Тим не менш потужність ордовику досягає 10 км. Все вказує на значну рухливість геосинкліналей. Разом з структурними наявні стратиграфічні неузгодження. З фазами складчастості пов'язане пожвавлення інтрузивної активності: великі гранітні масиви. Значна кількість інтрузій свідчить про довге існування глибинних розломів - каналів проникнення магми. Ці розломи поділяють територію на низку структурно-фаціальних зон; рухи блоків обумовили різницю будови цих зон та перерви в осадконагромадження.

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.