Studentam.net.ua
Реферати, курсові та дипломні роботи
Головна arrow Землезнавство arrow Історична геологія (Лекції) arrow Лекція 1. ДОГЕОЛОГІЧНА ІСТОРІЯ ЗЕМЛІ.
08.12.2016
Платні роботи
Реферати
Курсові
Дипломні, магістерські ...
Онлайн бібліотека підручників
Біологічні науки
Валеологія
Екологія
Економічні науки
Етика та естетика
Землезнавство
Історія
Літературознавство
Педагогіка
Правознавство
Психологія
Соціальна робота
Корисні матеріали
Біографії
Розробки уроків
Статті
Друзі

Електронна бібліотека




Лекція 1. ДОГЕОЛОГІЧНА ІСТОРІЯ ЗЕМЛІ.

Лекція 1. ДОГЕОЛОГІЧНА ІСТОРІЯ ЗЕМЛІ.

  Історію Землі з моменту утворення як планети і до наших днів прийнято розділяти на два етапи (чи стадії) - догеологічний та геологічний. При цьому серед дослідників існує дві точки зору щодо такої періодизації історії планети.
  Ряд вчених дотримується думки, що відлік геологічної історії Землі слід вести з моменту утворення найдавніших порід. Такі породи знайдені на Алданському щиті Сибірської платформи, Кольському півострові, на півдні Африки. їх вік, за деякими даними, складає 4,5-4,58 млрд. років (за іншими даними, вік найдавніших порід, знайдених у Австралії не перевищує 4,1-4,2 млрд. років). інша група дослідників (М.В.Муратов і ін.) вважає, що геологічна історія Землі починається з моменту сформування первісних земної кори, атмосфери і гідросфери (а, отже, і появи перших осадових порід). Це сталося на рубежі близько 4,0-3,8 млрд. років.
   Таким чином, згідно із цією точкою зору(яка прийнята і в даній роботі), догеологічна стадія розвитку Землі тривала з часу сформування як самостійного космічного тіла (4,6 млрд. років) до утворення первісних геосфер майже 600 млн. років (чи дещо більше).
   Якщо виходити із уявлень про первісно-холодний стан Землі, то на цьому етапі повинен був проходити внутрішній розігрів . Джерела розігріву, як уже відмічалося, могли бути  різними: радіогенне тепло, гравітаційна енергія, енергія, що звільнялася при фазових переходах речовини. При цьому відбувалась диференціація надр планети на внутрішні геосфери. Академік О.П.Виноградов запропонував для пояснення перебігу цих процесів так званий принцип зонної плавки, змодельованої ним у лабораторних умовах. В експерименті був використаний циліндрик із кам'яного метеориту (хондриту), який багатократно прогрівався вздовж осі при температурі 1600 ºС.У кінцевому наслідку речовина хондрита розщепилась на дві фази - в рідку (легкоплавку) фазу виділилось базальтове скло, яке витіснилось у верхню частину циліндрика, а в твердій (тугоплавкій) фазі залишилась ультраосновна олівінова порода - дуніт.
   На думку О.П.Виноградова, утворення олівінових порід верхньої мантії і базальтових магм земної кори в природних умовах можна розглядати як аналог описаного процесу зонної плавки. Згідно із подібними уявленнями, в надрах протопланети на глибинах близько 400 км могли виникати зони розплавів, де температури перевищували точку плавлення заліза. Краплі розплавленого заліза опускалися до центра планети, витісняючи більш легкий матеріал - формувалося залізне ядро Землі, що супроводжувалося, в свою чергу, виділенням гравітаційної енергії, яка йшла на подальший розігрів планети. У кінцевому результаті центральна частина Землі повністю розплавилася. В подальшому зона розплавлення поступово підіймалася вверх подібно до вогника тліючої сигарети, аж поки не відбулося майже повне проплавлення протопланети. Різниця температур між поверхнею Землі і межею ядра спричинила виникнення конвективних потоків, внаслідок яких більш легкі елементи, такі як кисень, кремній, алюміній з домішками інших елементів, виносились назовні, утворювали силікатні сполуки і накопичувались на поверхні, формуючи тонку кірку базальтового складу (внаслідок панування на поверхні температур космічного простору відбувалось швидке їх остигання).
   Між зовнішньою корою і ядром скупчувались більш щільні силікати, в основному силікати магнію і, частково, заліза, формуючи мантію Землі. На поверхні планети в цей час існували кільцеві структури, заповнені базальтовою лавою, вулканічні і метеоритні кратери.
   Земна кора в початкову стадію свого формування була дуже тонкою, крихкою, легко проплавлялася новими порціями лави і ламалась. Тверді ділянки кори чергувались з "озерами" чи цілими "морями" базальтової лави, в яких плавали уламки порід, захоплених при виверженні.  На Землі формувався рельєф, багато в чому подібний до рельєфу сучасного Місяця, у зв'язку з чим відомий російський геолог О.П.Павлов назвав цю стадію розвитку Землі "місячною". Справді, на Місяці тепер можна спостерігати сліди грандіозних вулканічних вивержень - базальтові моря, вулканічні і метеоритні кратери, кільцеві гори тощо. Подібний рельєф був створений, очевидно, і в місячну стадію розвитку Землі, однак після виникнення атмосфери і гідросфери знівелювався наступними екзогенними процесами. На Місяці ж, на думку О.П.Виноградова вже 3-3,5 млдр. років тому майже весь уран, чи значна його частина були винесені з надр на периферію, що викликало згасання вулканічної і магматичної діяльності. З іншого боку, відсутність зовнішніх геосфер, а отже і екзогенних процесів, призвела до "консервації" створеного на ранній стадії розвитку супутника рельєфу, який у подальшому змінювався лише частково під впливом бомбардування поверхні метеоритами.
   Одночасно із виплавленням базальтів вулканічні виверження супроводжувались дегазацією мантії і виносом у навколоземний простір газоподібних продуктів. Останні, утримуючись силами земного тяжіння, поступово окутували Землю щільною оболонкою. Первісна атмосфера, за даними американського дослідника Г. Юрі була відновною і відрізнялась від сучасної значно меншою щільністю. У складі переважали двоокис вуглецю, азот, водяна пара, метан, аміак, синильна кислота, кислі дими (HCl, HF тощо), сірководень, інертні гази.
   Процес остигання земної кори десь на рубежі близько 4 млрд. років тому просунувся настільки, що була пройдена точка кипіння води - почалась конденсація водяної пари в праатмосфері і випадання у вигляді гарячих дощів, які спочатку майже не досягали поверхні Землі, внаслідок ще досить високої температури.
   Однак поступово поверхня планети охолодилась настільки, що дощі, які випадали на неї, почали насичувати приповерхневі породи і заповнювати понижені ділянки рельєфу, утворюючи первісні водойми.
   Почалось формування водної оболонки Землі - гідросфери. О.П.Виноградов доводить,  що  у  процесі зонної плавки виділилось 1.6 1024 г води, що майже дорівнює сучасному об'єму гідросфери. За даними Г.Юрі первісна гідросфера містила лише 10% об'єму води нинішніх морів та океанів. З утворенням первісних водойм вступають у дію екзогенні процеси, тобто вивітрювання порід, розмив, перенос продуктів руйнування текучими водами і відкладання їх на дні ранніх морів, формування перших осадових товщ. Встановлюється взаємодія процесів внутрішньої та зовнішньої геодинаміки, яка у подальшому буде визначати еволюцію земної кори.
   Таким чином, вікові межі місячної ери можна окреслити досить чітко -  від  початку формування земної кори до виникнення первісних атмосфери і гідросфери. Звідси бере початок геологічна історія Землі, зашифрована в осадових породах і тому вивчена на багато детальніше.

 Докембрійський етап.

   Докембрійський етап, що охоплює архейський і протерозойський еони, тривав від 4 млрд. до 570 млн. років. Це особливий етап в історії планети, який сильно відрізняється від пізніших - палеозойського, мезозойського та кайнозойського. Головними особливостями докембрію є: 1)дуже велика тривалість (1,5 млрд. років тривалість архею та майже 2 млрд. років - протерозою, що разом у 6 разів перевищує час всієї подальшої історії Землі); 2) бідний органічний світ, що робить неможливим використання палеонтологічних методів визначення відносного віку гірських порід чи біономічного аналізу для реконструкції фізико-географічного середовища (крім верхнього протерозою); 3) високий метаморфізм докембрійських товщ - ступінь метаморфізованості зростає із віком порід. Магматичні та осадові породи перетворені у різні за складом гнейси, кристалічні сланці, кварцити, мармури тощо; 4) дуже складні умови залягання докембрійських порід, висока дислокованість їх, що утруднює відтворення тектонічних рухів цього часу; 5)своєрідні фізико-географічні  умови, відмінні від сучасних, а також від палеозойських чи мезозойських, що сприяло появі у складі докембрію деяких характерних порід (залізисті кварцити, яшми, марганцеві руди і ін.) і, навпаки, повній відсутності інших - фосфоритів, бокситів, солей тощо.
   Всі перераховані особливості ускладнюють дешифрування геологічної історії докембрію, тому відомості про цей ранній етап еволюції планети багато в чому неповні, фрагментарні. Особливе значення для встановлення віку архейських та протерозойських порід мають методи абсолютної геохронології.

 Еволюція земної кори.

   В будові  архейських  блоків  земної кори досить чітко розрізняють два типи структур: гранітогнейсові поля та зелено-кам'яні пояси.
   Граніто-гнейсові комплекси (так звані сірі гнейси ) з віком 3,8-3,5 млрд. років утворюють куполоподібні (овальні) структури розмірами у поперечнику від декількох до сотень кілометрів безвиразної лінійної орієнтації. Відомі на Кольському півострові (Балтійський щит), в межах Українського щита і в інших місцях.
   Ядра таких структур складені гранітами, периферичні частини – граніто-гнейсами, мігматитами, кристалічними сланцями. В літературі подібні утвори відомі також як овоїди, нуклеоїди чи нуклеари , а Є.В.Павловський пропонує час їхнього формування називати нуклеарним етапом (чи стадією) розвитку земної кори. Продовжувався він за різними даними в інтервалі 4-3,5 млрд. років і призвів до сформування ділянок первісної кори континентального типу, потужність якої на кінець архею складала 30-35 км.
   Зелено-кам'яні пояси у класичному вигляді відомі на Канадському щиті, в Південній Африці, на Українському щиті, в Індостані і ін. Протягуються смугами довжиною в сотні кілометрів, у поперечнику складають переважно десятки кілометрів і складені потужними товщами ультраосновних і основних порід, сланцями, залізистими кварцитами тощо, слабометаморфізованими (зелено-сланцева фація).Згідно із В.Ю.Хаїним, за своєю тектонічною природою зелено-кам'яні пояси близькі, з одного боку, до більш пізніх геосинкліналей, з іншого - до континентальних рифтів. У пізньому археї (3,2-2,6 млрд. років тому) в умовах розтягу і суттєвого потоншення первісної кори зелено-кам'яні пояси закладаються на "сіро-гнейсовій" основі і проходять цикл розвитку, подібний до еволюції майбутніх геосинкліналей,  який  завершувався  стиском, метаморфізмом та вторгненням гранітоїдів (біломорська складчастість).
   Початок протерозою ознаменувався, на думку В.Ю.Хаїна, дробленням первісної (протоконтинентальної) кори і розділенням на стійкі ізометричні чи округло-овальні блоки - протоплатформи та рухомі зони, які їх розділяли - протогеосинкліналі. Від справжніх пізньодокембрійських та  фанерозойських платформ протоплатформи відрізнялись меншими розмірами, вищим ступенем метаморфізму, наявністю граніто-гнейсових куполів та іншими ознаками.  Протогеосинкліналі при ширині у сотні кілометрів протягувались на віддалі більше тисячі кілометрів і закладались та розвивались за рахунок деструкції континентальної кори, при цьому розсув кори звичайно був невеликий, не перевищуючи масштабів Червоного моря. У їх зовнішніх зонах  відкладались осадки міогеосинклінального типу - карбонати, кварцити, джеспіліти, аргіліти тощо. Слід сказати, що специфічні утворення пізньоархейських та ранньопротерозойських морів - джеспіліти, тобто породи, що представляють перешарування кварциту із залізистими мінералами (гематитом, магнетитом), практично відсутні  у  молодших  формаціях.  Потужні  скупчення джеспілітів (залізистих кварцитів) при вмісті заліза понад 25-30% є цінною залізною рудою і відомі в різних місцях планети (на Українському щиті - Кременчук, Кривий Ріг, на Канадському щиті - район оз. Верхнього і ін.). Внутрішні зони протогеосинкліналей містять базальти, аргіліти, інтрузії гранітоїдів.
   Ранньокарельська та пізньокарельська епохи складчастості, завершення яких припадає на кінець раннього протерозою (1650 млн. років), перетворили протогеосинклінальні системи у складчасті гірські країни. Складкоутворення супроводжувалось метаморфізмом та гранітизацією. Сформувалися структури, названі  карелідами.
   Після нівелювання їх екзогенними процесами, перетворення у платформи, кареліди разом із сформованими раніше протоплатформами утворили фундамент древніх платформ - ядер майбутніх континентів.
   Ці платформи називають ще епікарельськими. Таким чином, фундамент древніх платформ - це сукупність різновікових структур, сформованих протягом архею і раннього протерозою і складених сильно дислокованими, метаморфізованими та гранітизованими кристалічними породами. Починаючи з пізнього протерозою, в межах древніх платформ формується уже їх верхній структурний поверх - осадовий чохол.
  Інують уявлення, що на початку пізнього протерозою всі платформи об'єднувались у єдиний континентальний масив (Пангея), а отже, слід говорити і про існування єдиного величезного океану - Панталаса, попередника Тихого океану.
   В пізньому протерозої відбувалось подальше дроблення древніх платформ по розломах на блоки, закладання та розвиток у їх межах авлакогенів, які заповнювались континентальними осадками та ефузивами. Тому цей етап формування осадового чохла платформ називають авлакогенним. В окремих випадках процеси деструкції континентальної кори платформ призводили до початку формування великих міжконтинентальних геосинклінальних поясів (Урало-Монгольський, Середземноморський, Північно-Атлантичний).  інші  великі  геосинклінальні пояси - Тихоокеанський, Арктичний закладалися на окраїнах древніх платформ. Починаючи з раннього протерозою розвивались два малих пояси: Бразильський та Внутрішньо африканський. В поясах нагромаджувались потужні осадово-вулканогенні товщі порід.
   У пізньому протерозої в межах геосинклінальних поясів проявилось декілька орогеній, найбільш інтенсивною з яких була байкальська, приурочена в часі до кінця рифею - початку венду.
   Наслідком потужного байкальського орогенезу було повне завершення геосинклінального режиму в обох малих поясах - Бразильському та Внутрішньоафриканському, що призвело у  першому  випадку  до об'єднання двох платформ Південної Америки в єдину Південноамериканську платформу, а у другому - до об'єднання Північно-Африканської, Південно-Африканської та Аравійської платформ, які існували після карельської складчастості,  в  єдину  Африкано-Аравійську платформу. Байкальським орогенезом були створені також складчасті гірські системи на місці сучасного Уралу, Тімано-Печорської області (Тіман, Большеземельська тундра, півострови Канін, Рибачий і Варангер), Східного Саяну, Патомського нагір'я, Західного Забайкалля, Єнісейського та Туруханського кряжів. Ці структури приєднались до Східноєвропейської  (Тімано-Печорська система) та Сибірської платформ, наростивши їх по околицях. В єдину Китайську платформу байкальськими структурами спаялись три невеликі платформи: Таримська, Китайсько-Корейська та Південно-Китайська. Невелика область (Аделаїда) причленувалась до Австралійської платформи. Слід сказати, що, очевидно, площі байкалід в кінці протерозою значно перевищували площі сучасних - значна частина їх в подальшому була розроблена, втягнута в нові опускання і збереглась лише частково у вигляді окремих масивів. Невеликі території зайняті сучасними байкалідами не повинні створювати враження незначного розмаху байкальських тектоно-магматичних процесів - насправді це була друга після карельської за масштабами епоха складчастості в історії Землі.
   Після байкальської  складчастості  вдається досить чітко виділити всі древні платформи: в північній  півкулі  це  - Східно-Європейська, Північно-Американська, Сибірська та Китайська; в південній - Африкано-Аравійська, Південно-Американська, індостанська (чи  індійська),  Австралійська  та Антарктична.
   Південні платформи в кінці протерозою продовжували залишатись єдиним цілим - у вигляді суперконтиненту Гондвана . Теперішні північні платформи існували як окремі континетальні масиви і віддалялись від Гондвани широтним океаном Палеотетіс.
   Таким чином, процеси рифтогенезу у пізньому протерозої спричинили розкол єдиного материка Пангея, на суперматерик Гондвану та ряд менших за розмірами материків, які роз'єднувалися новоутвореними геосинклінальними поясами Урало-Монгольським, Північно-Атлантичним та Середземно морським, розкриття останніх активно проходило у палеозої.

 Палеогеографічні умови.

   На думку ряду дослідників атмосфера Землі в катархеї нагадувала сучасну атмосферу Венери. Вона була досить щільною і важкою, хмарний покрив був суцільним і до поверхні планети не досягали сонячні промені. Тому у цей час панувала темрява. Атмосфера мала відновні властивості, до складу входили, згідно із російським літологом Ю.Б.Казанським, який вивчав склад газових пухирців у архейських кварцитах, вуглекислий газ (до 60%), азот, сірководень, аміак, інертні гази та "кислі дими" (HCl i HF). Вільний кисень практично був відсутній, незначна кількість його містилась, можливо, у верхніх шарах атмосфери, де він міг утворюватись внаслідок дисоціації води і СО2 під дією ультрафіолетових променів. Температура атмосфери залишалась ще досить високою, хоча нижчою 100 ºС, тиск складав, можливо, 2-3 атм.
   Типовими архейськими ландшафтами були неглибокі океанічні басейни з окремими островами та архіпелагами, монолітних континентальних масивів не існувало.
   У воді первісних океанів, які щойно сформувалися, були розчинені у значній кількості газоподібні вулканічні продукти - соляна, плавикова, борна кислоти, сірководень, вуглекислий газ, метан і інші вуглеводні. Вода мала кислий характер, солоність за даними М.М.Страхова, не перевищувала 2,5%.
   Поступово склад води у водоймах діставав характер хлоридного розчину з невеликою кількістю сульфатів за відсутності карбонатів. До кінця архею в океанах відбувається перетворення води хлоридного типу в хлоридно-карбонатну, у зв'язку з інтенсивним зносом із суші карбонатів, які, по-перше, нейтралізували сильні кислоти ранньоархейських морів, а по-друге, призводили до формування перших карбонатних відкладів - CaCO3, MgCO3 , FeCO3 і ін.
   Відсутність організмів, які засвоюють кремнезем, сприяла його нагромадженню у морській воді та осадженню, що може пояснювати дуже широке поширення кремнистих порід типу кварцитів.
   До кінця архею в атмосфері конденсується основна маса пари води, поступово розсіюється густа темрява, змінюючись присмерками. Різко падає вміст "кислих димів", аміаку, метану, вуглекислого газу, зростає вміст азоту, появляється в незначній кількості кисень.
   На протязі протерозою еволюція атмосфери продовжується - зростає вміст азоту та вільного кисню (останній уже має в основному біогенне походження - за рахунок фотосинтезу первісних рослин), зменшується кількість вуглекислого газу, повністю випадають "кислі дими", знижується температура, що в цілому призводить до зменшення агресивності атмосфери і зниження на континентах ролі хімічного вивітрювання. За підрахунками американських геохіміків Л.Беркнера і Л.Маршалла десь біля 600 млн. років тому в атмосфері була досягнута так звана  точка Пастера, коли кількість кисню склала 1% від сучасної. Такий вміст кисню, на  думку  цих дослідників є тим критичним рівнем, при якому озон, що утворюється під дією сонячного проміння, починає концентруватися поблизу поверхні Землі. Це сприяло формуванню в кінці протерозою озонового шару, що значно зменшило жорстку ультрафіолетову радіацію, згубну для живих організмів . Води морів в пізньому протерозої стають хлоридно-сульфатно-карбонатними, солоність їх наближається до сучасної.
   Типовими ландшафтами рифею були пустинні  континентальні рівнини, які облямовувались гірськими масивами. Такий тип ландшафту названий А.Перельманом  примітивно-пустинним.  Континенти обмивались мілководними океанами та морями з архіпелагами островів.
   Про кліматичні умови архею і протерозою судити важко через сильну метаморфізованість порід та збідненість органічними рештками. Єдиними свідками клімату служать знахідки викопних морен - тилітів, які вказують на наземні біляполярні зледеніння. Тиліти знайдені серед архейських порід в Центральній і Південній Африці, Австралії. В ранньому і середньому протерозої мали місце два великі зледеніння. Сліди першого з них (2,5-2,4 млрд. років) знайдені на Канадському щиті, в Африці, Індії, сліди другого (біля 2 млрд. років) відомі в Карелії, Канаді, Африці.
   На пізній протерозой припадають також два зледеніння. Рифейське зледеніння (1500-600 млн. років) зафіксоване в Африці та Австралії. Дуже потужним було  венське  зледеніння  (680-660 млн. років) - воно поширювалось на півночі Східноєвропейської платформи, в Скандинавіїї, Гренландії, сліди його відомі і на південних платформах - в Австралії, Африці, Південній Америці.
   Зледеніння вважається чи не найбільшим в історії Землі. Склад порід та органічні рештки пізнього протерозою дозволяють робити висновки, що в цілому, попри перераховані великі наземні зледеніння, клімат того часу був жарким і вологим. Слабодиференційований рельєф та високий вміст СО2 в атмосфері сприяли існуванню парникового, слабозонального типу клімату. Одиничні визначення палеотемператур по рештках строматолітів дають значення, рівні 35-45 ºС. Встановити положення кліматичних зон поки що не вдається.

 Органічний світ.

   Питання про шляхи походження життя в докембрії до цього часу є дискусійним і може бути предметом окремого викладу. Вкажемо, лише, що значний вклад у розробку цієї проблеми вніс російський учений О.Опарін та його послідовники, згідно з уявленнями яких еволюція життя на Землі пройшла дві стадії: хімічну і біологічну.
   Хімічна еволюція охоплювала місячну стадію розвитку Землі, а починаючи з архею відбувалась уже біологічна еволюція організмів.
   Найдавніші органічні рештки виявлено у породах  системи Свазіленд (Південна  Африка), вік яких оцінюється у 3,4-3,1 млрд. років. Американські спеціалісти виявили в них сферичні, паличкоподібні й нитчасті упорядковані утворення, одні з яких вони віднесли до бактерій (Eobacterium isolatum), інші -до синьо-зелених кокоїдних водоростей (Archaeosphaeroides bavbartonensis). Виявлені з допомогою електронного мікроскопа численні згустки й нитчасті форми без структурних деталей вони вважають полімеризованими речовинами так званого "первісного бульйону", тобто середовища, у якому відбувалися процеси зародження та первісної еволюції органічних форм. Продукти життєдіяльності синьо-зелених водоростей - строматоліти за деякими даними, виявлені у Західній Австраліїї в породах з віком 3,5 млрд. років. Усі перераховані (і багато інших) знахідки первісних організмів із певним ступенем організації вказують на те, що зародження життя відбувалося ще раніше, можливо біля 4 млрд. років тому. Таким чином, поява життя на Землі співпадає з початком геологічної історії.
   Добре вивченими є рештки мікрофлори із кременистих сланців формації Гантфлінт на березі оз. Верхнього у Канаді. Тут виділено зокрема шість різновидів водоростей, два різновиди бактерій, дев'ять форм неясної систематичної належності. При цьому у деяких форм виділяються органи розмноження. Вік формації - біля 2 млрд. років. У гантфлінтській мікробіоті були описані своєрідні істоти (розміром 12-30 мк), складені із округлого тільця з ніжкою та парасолькоподібним віночком, без ядра, які дістали назву Kakabekia umbellata. Подібні до них утворення недавно були виявлені американськими дослідниками у грунтових зразках,  які поміщали в інкубатори з температурою біля 25 ºС та з атмосферою багатою аміаком і метаном, а також в зразках грунту в Уельсі, на Алясці, Ісландії, Гаваях. Тобто даний рід можна вважати, можливо, найстарішим мешканцем планети.
   Таким чином, наявні у сучасної палеонтології факти свідчать, що в морях архею і раннього протерозою панували такі організми, як бактерії, синьо-зелені водорості, гриби, найпростіші. Перші організми були прокаріотами. Десь близько 3-2,9 млрд. років тому появився примітивний фотосинтез і почався пов'язаний з ним розвиток кисневого середовища. На рубежі біля 2 млрд. років (за іншими даними дещо пізніше 1,5-1,4 млрд. років) відбувся поділ організмів на прокаріотів та еукаріотів.
   Найбільш поширеними в археї та протерозої були синьо-зелені водорості, які живою тонкою плівкою покривали величезні простори морського дна і, очевидно, узбереж. Значення їх для геології полягає в тому, що за їхніми вапнистими побудовами - строматолітами проводиться розчленування (стратифікація) протерозойських товщ.
   Синьо-зелені водорості унікальні утворення,їїх зустрічають тепер в льодах Арктики та Антарктики, гірських льодовиках, в гарячих водах гейзерів, у нафтових покладах, вони витримують навіть смертоносне випромінювання при ядерних вибухах. Розквіт їх припадає на рифей.
   Перші багатоклітинні тварини появились в морях приблизно 1,5 млрд. років тому. Характерною особливістю їх, як власне і більш давніх, була повна відсутність черепашок, панцирів, скелетів. Тому у викопному стані зустрічаються лише їх відбитки, чи зліпки. У пізньому протерозої відома вже досить багата фауна безхребетних - губки, археоціати, кишковопорожнинні, черви, примітивні  голкошкірі. Дуже багате захоронення організмів виявлено, наприклад, у 1947р .в гористій місцевості біля рудника Едіакари, розташованого у Південній Австралі. Тут було знайдено понад 1400 екземплярів зліпків, відбитків, які належать до 13 родів медузоподібних, а також численні кільчасті черви, безпанцирні трилобіти й петанолами. Останні належать до кишковопорожнинних і подібні на сучасні "м'які корали" (альціонарії) чи "морське пір'я" (пенатулярії).
   Виявлена фауна дістала назву едіакарської. Пізніше аналоги цієї фауни були знайдені і в інших місцях планети, зокрема на Анабарському щиті в Сибіру, на узбережжі Білого моря поблизу м.Архангельська, в Придністров'ї і ін. Для викопної фауни безскелетних морських тварин Придністров'я,  яка  вивчалася  палеонтологом О.К.Каптаренко-Чорноусовою, характерні здебільшого медузоподібні форми. Дослідження придністровської фауни тривають.
   Цікаво, що на думку деяких дослідників, в кембрійській фауні по суті нема потомків едіакарської фауни, що є палеонтологічною загадкою.
   Рослинний світ венду був представлений бактеріями, грибами і синьо-зеленими водоростями.
   Слід відмітити, що в археї і протерозої життя концентрувалося виключно в водному середовищі. При цьому популярна думка про те, що організми заселяли в основному мілководдя. Підраховано, що для захисту  від  згубного  ультрафіолетового  випромінювання потрібна глибина всього 10м, тим більше на невеликих глибинах поселялись і водорості, яким необхідне сонячне світло. З формуванням озонового екрана організми освоювали, очевидно, все мілкіші ділянки морів, сприятливі для життя.

 Корисні копалини.

   Докембрійські товщі винятково багаті на родовища цінної мінеральної сировини. В них зосереджено до 70-80% всіх запасів руд заліза, титану, нікелю, золота, урану; 1/4 запасів марганцю, міді; 1/5 хрому, а також великі поклади свинцю, цинку, кобальту, платини, слюд, азбесту та інших корисних копалин.
   Дуже широко поширені на всіх древніх платформах родовища залізних руд, приурочені до залізистих кварцитів архею та нижнього протерозою. Вони відомі в Росії (Курська магнітна аномалія, Ангаро-Пітське), в Україні (Кривий Ріг, Кременчук), в Швеції (Кірунавара), Бразилії, Канаді (півострів Лабрадор), ПАР (Трансвааль), Китаї, Індії
   Нікелево-кобальтові родовища відомі в Росії (Нікель  на Кольському півострові), в Канаді (Садбері, Кобальт, Томсон), Заїрі, Замбії, Марокко.
   Поліметалічні руди (свинець, цинк) утворюють унікальні родовища в Канаді (Салліван і ін.), в Австралії (Брокен-Хілл).
   Дуже велике  олов'яне зруднення відоме в центральній Африці, де протягується через Заїр, Бурунді, Уганду, Танзанію.
   Родовища докембрійського  золота  відомі в Росії (Алданська золотоносна провінція), Австралії, Індії. Проте основні запаси цього дорогоцінного металу зосереджені в протерозойських конгломератах родовища Вітватерсранд (ПАР), а також в родовищах Канади (райони озер Гурон та Великого Невільничого).
   З осадовими відкладами та з магматичними породами докембрію пов'язані поклади уранових руд Канади, ПАР, Намібії, Австралії, Індії, України.
   З неметалічних корисних копалин слід відмітити слюди: родовища Росії (Мамсько-Чуйський район, Слюдянка, Ковдор), Бразилії, Індії, США; алмази: Бразилія (штати Мінас-Жерайс, Парана), Індія; графіт: Україна (Завалівське), Південна Корея (Хванган), Індія, Мадагаскар.
   Докембрійські товщі багаті також високоякісними будівельними матеріалами - гранітами, кварцитами, лабрадоритами, мармурами тощо.
   В той же час в докембрії повністю відсутні поклади горючих корисних копалин (торф, вугілля, нафта і горючі гази), солей, фосфоритів, бокситів.

  Контрольні запитання і завдання.

1.    В чому полягає принцип зонної плавки?
2.    Опишить  основні  події на Землі у місячній ері.
3.    Назвіть характерні особливості докембрію.
4.    Які події відбувались на нуклеарному етапі розвитку Землі
5.    Як формувався фундамент древніх платформі
6.    Що таке джеспіліти
7.    Охарактеризуйте основні наслідки байкальської складчастості.
8.    Покажіть на тектонічній карті світу древні платформи, великі та малі геосинклінальні пояси.
9.    Як проходила еволюція атмосфери та гідросфери у докембрії
10.  Що таке точка Пастера
11.  Що таке тиліти
12.  Що Ви знаєте про знахідки найдавніших організмів
13. Чим представлена едіакарська фауна
14. Покажіть на карті основні родовища корисних копалин, утворені в докембрії

Всі опубліковані на сайті матеріали належать їх авторам. Матеріали розміщено виключно для ознайомлення. Копіювання та використання інформації суворо заборонено.

 
< Попередня   Наступна >
 
Авторські реферати, курсові та дипломні роботи. Онлайн бібліотека підручників.
Studentam.net.ua © 2016