— система поглядiв i низка гiпотез, що передбачають перiодичне розширення i стискання нашої планети. Пiдставою для таких уявлень послужили численнi данi про перiодичну змiну глобального тектогенезу, активiзацiї та загасання вулкано-процесiв, складкоутворення, швидкостi прогинання в депресiях, чергування рiзних формацiй, що свiдчать про пожвавлення здiймань. Останнiм часом уточнюється перiодичнiсть подiбних чергувань характеру тектогенезу, що дорiвнює приблизно 25 млн рокiв. Інодi вона пов'язується з рухами Сонячної системи в космосi й перiодичною змiною гравiтацiйного поля, а також наявнiстю в нашiй системi другої зiрки, названої Немезiдою. Механiзм П. 3. i природу цього явища розумiють по-рiзному, i поки що не має хоч трохи однозначного трактування. Одним з її проявiв може бути iснування епох рiзної тектонiчної рухливостi. Уперше гiпотеза П. 3. була висунута А. Ротплетцем (1902) i була бiльш повно обґрунтована американським геологом В. Бухером (1933). Активними прихильниками П. 3. були М. А. Усов (1940) i В. О. Обручев(1940); останнiм часом цi погляди розвивали й доповнювали В. П. Казарiнов, Є. Є. Мiлановський та iн. П. 3. називають також явище, що зумовлює седиментацiйну циклiчнiсть. У сейсмологiї пiд цiєю же назвою видiляють установленi коливання земної кори у виглядi хвиль iз вогнищами невеликої амплiтуди.
Революцiї геологiчнi, тектонiчнi — уявлення про них було введено Г. Штiлле (1913, 1918, 1922, 1924), який назвав так активнi орогенiчнi рухи, що епiзодично проявляються й чергуються з епейрогенiчними, або еволюцiйними, за його термiнологiєю, рухами. Цей термiн i подiбнi йому уявлення набули поширення в американськiй геологiї (Шухерт, 1922, 1933; Джолi, 1929; Ірд-лi, 1954), де їх також розумiють як епоху гороутворення, i в радянськiй лiтературi першої половини XX ст. У В. О. Обручева (1948) епоха Р. — це "епiзод, що перериває еволюцiю i створює... у геосинклiналях докорiнний переворот умов ". Поняття про революцiйнi перiоди фiгурує в М. М. Тетяєва (1934); О. М. Мазарович вважає революцiйнi перiоди короткочасними епохами перебудови всiєї земної кори. Останнiми десятилiттями термiн цей у вiтчизнянiй лiтературi майже не використовується, а Р. прийнято вважати моменти рiзкої змiни глобальних тектонiчних режимiв (структурно-геологiчнi перебудови).
"рiвномiрнiсть") — рiвномiрний прояв або чергування, розмiрнiсть повторення певних процесiв або подiй, зазвичай короткочасних, повторюванiсть чого-небудь через чiтко визначенi iнтервали часу. Поняття про Р. є дуже поширеним у геологiї. У лiтологiї це Р. осадконакопичення, класичними прикладами якої можуть бути стрiчковi глини, флiш, деякi вугленоснi вiдкладення. У геотектонiцi й динамiчнiй геологiї можна говорити про Р. "твердих припливiв", деяких про Р. пульсацiї Землi, що проявляються через 25 мли рокiв, або Р. структурно-геологiчних перебудов у фанерозої, якi вiдбуваються через 75-80 млн рокiв. У палеогеографiї Р. може встановлюватися для деяких трансгресивно-регресивних процесiв, можливо, окремих клiматичних проявiв (наприклад, великих зледенiнь, що вiдбуваються в пiзньому докембрiї i фанерозої приблизно через 300 млн рокiв). Р. трактується iнодi як синонiм перiодичностi або циклiчностi, що не можна визнати правильним. Головним показником i критерiєм видiлення Р. є узгодженiсть i впорядкованiсть протiкання, повторюванiсть певних геологiчних процесiв i явищ через чiтко окресленi iнтервали часу. Р. широко використовується в стратиграфiї (ритмостратиграфiя), де обґрунтовується видiлення рiзноманiтних ритмокомплексiв, ритмопачок та iн. пiдроздiлiв, що базуються на бiльш або менш чiтких повтореннях у часi.
що рiзко змiнюють седиментацiйно-палеогеографiчний i тектоно-магматичний план розвитку бiльшостi рухливих областей. Складовою таких повторiв є тектонiчнi фази, найбiльш виразнi прояви яких вiдбуваються приблизно через 26 млн рокiв. Кожна третя перебудова виражається однотипно: пiсля активного сiалiчного магматизму й консолiдацiї материкових площ починаються їхнi розколи, материковий рифтогенез, базито-вий вулканiзм на великих площах; таке явище вiдбувалося 13, 245, 480 i 710 млн рокiв тому. Це дозволяє говорити, щонайменше, про чотириразовий рiвень повторення однотипних перетворень, якi вiдбувалися через 26, 78, 234 i 700 млн рокiв, а також про космiчну його природу, оскiльки таку тривалiсть прояву в часi можуть забезпечити лише розвиток планет i рухи у Всесвiтi. Деякi дослiдники пропонували використовувати подiбнi ритми для перiодизацiї фанерозою та всiєї iсторiї земної кори.
(1945) на Пiвденному Уралi. Нижня вiкова межа Р. останнiм часом установлюється на рiвнi 1,65 млрд рокiв. На пiдставi лiтологiчного складу й решток строматолiтiв i мiкро-фiтолiтiв подiляється на три частини: нижнiй, середнiй i верхнiй, або бурзянiй, юрматинiй i каратавiй, з вiковими межами 1,4, 1,05 i 0,7 млрд рокiв. Спочатку Р. був видiлений як комплекс, представлений у стратотипi пiщаниками, алевролiтами, сланцями, конгломератами, вулканiтами, карбонатними породами з чiткою циклiчнiстю; потужнiсть його на Тiманi (Пiвнiч Європейської Росiї) перевищує 13,5 км. Наразi Р. та його складовi використовуються як стандартна (еталонна) стратиграфiчна й геохронологiчна одиниця для подiлу верхнього протерозою. Наприкiнцi Р., на думку ПІат-ського, вiдбувався тектогенез, що створило складчасту систему Тi-мана.
у 1960 р. з його складу було видiлено ордовик. Загальноприйнятого подiлу С. немає; у нас вiн подiляється на два вiддiли й чотири яруси. Тривалiсть С. становить близько 28 млн рокiв, його вiковий iнтервал, за сучасними положеннями, — 438-410 млн рокiв. Це час великої морської трансгресiї та значного вулканiзму; наприкiнцi перiоду виявлено рiзку регресiю. Вiдомо невелике зледенiння, що, ймовiрно, почалося ще в ордовику. С. був останнiм перiодом iснування каледонських геосинклiналей в Атлантичному й Урало-Монгольському поясах. Серед тваринного свiту С. дуже поширенi граптолiти; рослини представленi водоростями, псилофiтами, плауновими.
"опис шарiв") — роздiл iсторичної геологiї, або самостiйна наука, що вивчає послiдовностi залягання та взаємозв'язки осадочних, метаморфiчних i вулканогенних утворень у розрiзi земної кори, а також географiчне поширення рiзновiкових вiдкладень. Термiн був запропонований В. Смiтом (1817). Завданням С. є розробка мiсцевих i регiональних стратиграфiчних розрiзiв, а також загальної стратиграфiчної шкали з метою створення одиниць для датування геологiчних процесiв i подiй. Отже, С. установлює вiдносний вiк усiх геологiчних тiл, включаючи магматичнi. Розвиток С. як науки базується на численних принципах i зазвичай регламентується стратиграфiчними кодексами (звiд основних положень класифiкацiї, термiнологiї, правил номенклатури), що розроблялися в багатьох країнах. У вузькому розумiннi С. трактується як опис послiдовностi залягання геологiчних утворень певної площi (країни, регiону, стандартного планшета карти); такою вона була вже на перших етапах проведення стратиграфiчних дослiджень. Послiдовнiсть залягання стратифiкованих тiл (стратиграфiчних пiдроздiлiв, або одиниць) установлюється або в результатi вивчення безпосереднiх спiввiдношень їх у конкретних розрiзах, або за палеонтологiчними рештками; перший з цих напрямiв отримав назву лiтостратиграфiї, другий — бiостратиграфiї. Залежно вiд використання визначальних методiв дослiджень у С. виокремлюються такi напрями, як клiматостратиграфiя, ритмо-(цикло-)стратиграфiя, сейсмоС, хе-моС, екоС, С. подiй; крiм того, серед методiв стратиграфiчної кореляцiї виокремлюються геофiзичнi, палеомагнiтнi, структурно-геологiчнi, або дiастрофiчнi (простежування регiональних розбiжностей). Напрям С, що вивчає геологiчнi тiла за часом їх утворення, називається хроностратиграфiєю, а за абсолютним вiком — нуклеостратиграфiєю. Вiдповiдно вiдносний вiк магматичних тiл датується за спостережуваним прориванням iнтрузивами одних вiдкладень i перекриттям їхнiх виходiв iншими, у результатi чого утворюється вiкова "вилка" з тим чи iншим розкидом вiкових значень. Запропонованi Д. В. Дробипiевим (193,9) термiн "стратилогiя" як наука про осадочнi породи та Дж. Вейгельтом (1927) — "стратиномiя", або вчення про орiєнтоване розмiщення неорганiчних тiл у гiрськiй породi, не набули поширення.
Структурно-геологiчнi перебудови — складне й не повною мiрою ще вивчене iсторико-геологiчне явище, що передбачає порiвняно короткочаснi (зазвичай упродовж 2-5 млн рокiв) змiни палеогеографiчного плану, тектонiчних режимiв i рухiв на зразок магматизму, умов осадконакопйчення в бiльшостi рухливих областей Землi. Результатом таких перебудов є закриття одних океанiв i вiдкриття iнших, початок формування гiрсько-складчастих споруджень i вулкано-плутонiчних поясiв з iншим структурним планом розмiщення. Лiтосфернi плити в цьому випадку можуть почати рухатися в iншому напрямку та з iншою швидкiстю. У фанерозої найбiльш виразнi С. г. п. вiдбувалися наприкiнцi раннього кембрiю, у серединi ордовику, на межi силуру й девону, наприкiнцi вi-зейського вiку, наприкiнцi пермi, у серединi келовейського й ту-ронського вiкiв. Однiєю з найцiкавiших особливостей цих перебудов є чiтко виражена ритмiчнiсть повторення, прояв їх через 75-80 млн рокiв.
Тетiс (за iм'ям давньогрецької богинi моря Фетiди) — система протяжних морських i океанiчних басейнiв минулого, що розташовувалися на мiсцi Середземноморського складчастого пояса й вiдокремлювали материки Ґондвана i Лавразiя. Досить упевнено можна говорити про середньолалеозойський Т., або Палеотетiс, слiди якого фiксуються в герцинiдах Центральної Європи, Великого Кавказу, Пiвденних Гiмалаїв. У пiзньому палеозої захiдна частина цього Т. закрилася i на її мiсцi сформувалися герцинiди, а схiдна частина простяглася через Китай та Японiю до Сiхоте-Алiню й навiть Коряцького нагiр'я (судячи зi знахiдок там так званої тетiчної фауни); у цей час вiн являв собою гiгантську затоку в межах Пан-ґеї. Характер мезозойських басейнiв, якi вже прийнято називати просто Т., iстотно вiдрiзнявся вiд характеру палеозойських: вони збiльшувалися на заходi й скорочувалися на сходi. В окремi моменти цiєї iсторiї ширина океану сягала 4 тис. км. Басейни не залишалися однаковими, що було зумовлено перiодичними розходженнями або сходженнями Ґондвани й Лавразiї. У пiзнiй крейдi осьова частина Т. розташовувалася по лiнiї Дiнарiди — Кiпр — Малий Кавказ, де фiксуються слiди вiдповiдної океанiчної кори. На пiвнiч вiд цього басейну розташовувалися великi окраїнно-материковi моря, у яких формувалися потужнi флiшовi товщi (Альпи, Карпати) або писальна крейда, що збереглася на дiлянках вiд Прикаспiю до Англо-Паризького басейну. Останнiй етап iснування Т. характеризується подiлом його на iзольованi басейни, що вiдповiдають сучасному Середземному морю й розташованому на пiвночi Пара-тетiсу (Передальпiйський i Передкарпатський прогини, Чорне й Каспiйське моря). Близько 15 млн рокiв тому морськi басейни Паратетiса зникли, залишивши досить потужнi товщi солей у Прикарпаттi й Закарпаттi та численнi загадки для геологiв. Інодi формулюються положення i про Пратетiс — океанiчний басейн, що iснував на мiсцi пояса в пiзньому докембрiї.
за бiльш раннiми уявленнями про первиннi, вториннi, третиннi й четвертиннi вiдкладення на Землi. Багато дослiдникiв назвами Т. с. i Т. п. користуються й зараз.
вiддiли й сiм ярусiв. Тривалiсть Т. п. становить трохи бiльше ЗО млн рокiв (240-209). Характерною ознакою Т. с. є переважання в нiй теригенних вiдкладень, у тому числi широкий розвиток червоноколiрних вiдкладень, за невеликої кiлькостi карбонатiв i незначної вугленосностi. Це час великих регресiй, що почалися ще наприкiнцi пермi. Водночас у цей перiод починає оформлятися мезозойський океан Тетiс. Наприкiнцi середнього трiасу вiдбувалися значнi тектонiчнi рухи, вiдомi як фаза Акiйосi. Для Т. п. характерним є вiдновлення морської i континентальної фауни пiсля великого вимирання, що вiдбувалося на межi з перм'ю. Серед безхребетних найбiльш численними були двостулковi молюски, почали з'являтися белемнiти. У водi жили плезiозаври та iхтiозаври (воднi рептилiї).
"явне життя") — останнiй великий пiдроздiл стратиграфiчної пiкали та iнтервал часу, протягом якого сформувалися палеозой, мезозой i кайнозой. Його повна назва — фанерозойська еонотема (еон); термiн був запропонований Г. Чедвi-ком (1930). Це сукупнiсть усiх утворень (переважно осадочних), що залягають вище протерозою. Для них характерною є наявнiсть достовiрних i значною мiрою поширених органiчних решток з мiнеральним кiстяком, на пiдставi яких здiйснюється найбiльш детальний та обґрунтований їх стратиграфiчний подiл, зiставлення, складено загальну стратиграфiчну шкалу. Ф. у цьому аспектi протиставляється криптозою, або докембрiю, — часу прихованого життя.
"текти") — своєрiдне ритмiчне чергування тонких шарiв пiщано-глинистих порiд (пiщаники, аргiлiти) або пiщано-глинясто-карбонатних порiд ("карбонатний Ф.", що включає також вапняки або мергелi). Широко розповсюджена геосинклiнальна формацiя, що є основою будови складчастих областей Альп i Карпат (крейда-палеоген), Гiрського Криму (верхнiй трiас— нижня юра), що дозволяло виокремлювати своєрiдний флiшовий басейн i навiть "флiшовий океан". Виникають у внутрiшнiх i зовнiшнiх прогинах геосинклiналi, коли утворюються стiйкi депресiї та вiдносно вузькi пiдняття (Кордiльєри). Певнi складностi становило розшифрування умов утворення Ф. Якщо спочатку це пов'язувалося зi змiною глибин басейну седиментацiї, то згодом — з проявом епiзодичних каламутних потокiв, що були зумовленi перiодично повторюваними сейсмiчними "струсами", виявленими на значних площах. Велика розмаїтiсть Ф. вимагала видiлення флiшового сiмейства формацiй (геогенерацiй), до складу якого включаються субфлiш, флiшоїди та iн. Характеризується проявами свого формування впродовж тривалого часу й рiзними за тривалiстю повторами, що робить його цiкавим для вивчення хронологiї тектогенезу.
Цикл геотектонiчний (тектонiчний, ГТЦ) — сукупнiсть геологiчних явищ вiд закладення геосинклiналi до завершення на цьому мiсцi гороутворюючих процесiв, що формують складчасте спорудження. Вiдповiдно, у складi такого циклу може виокремлюватися геосинклiнальна й орогенна стадiї, роздiленi рiзкою змiною тектонiчних режимiв, або їх iнверсiєю; остання найчастiше виявляється iнтенсивною складчастiстю, яку називають головною. Учення про Ц. г. є одним з основних теоретичних положень, прийнятих у розшифруваннi умов розвитку земної кори, найголовнiших її закономiрностей. Уявлення про цикли були накресленi М. Бертраном(1887) i бiльш повно сформульованi Г. Штiлле (1940). Найбiльш вiрогiдно уявлення про ГТЦ розроблено для фанерозою, хоча й тут точка зору на їхню кiлькiсть i вiк iстотно рiзняться. Серед найбiльш вiдомих у фанерозої необхiдно назвати салаїрський, каледонський (раннiй i пiзнiй), герцинський, iндосинiйський, кiммерiйський, альпiйський цикли. Для докембрiю можна говорити лише про окремi складчастостi (гренвiльську, карельську, саамську та iн.), сукупностi геосинклiнально-орогенних процесiв, а також iнверсiї тектонiчних режимiв, якi умовно можна зiставити з ГТЦ циклами фанерозою. Однiєю з найважливiших особливостей ГТЦ слiд вважати те, що геосинклiнальним стадiям в одних рухливих тектонiчних системах вiдповiдають орогеннi — в iнших; це дозволило запропонувати принципово iншу схему їх розвитку, своєрiдну "об'ємну" модель такого тектогенезу.
Циклiчнiсть — iснування циклiв, або властивiсть природних явищ, процесiв i сформованих геологiчних тiл (формацiй, шарiв) утворювати кiлькаразове закономiрне повторення. Ц. вiдбиває повторюванiсть мiнливих умов — палеогеографiчних (iснування на тих самих площах морських i континентальних басейнiв, змiни клiматiв), тектонiчних, магматичних (геосинклiнальний i ерогенний магматизм), седиментацiйних (осадконакопичення). Вiдповiдно виокремлюють цикли геотектонiчнi, цикли Вiльсона (розкриття й закриття окремих океанiв), цикли геосинклiнального й ерогенного магматизму (тектоно-магматичнi), цикли осадконакопичення, геологiчнi. Учення про Ц. i принцип Ц. — важливий i дуже широкий напрям геологiчних дослiджень i фундаментальних положень; його навiть запропоновано виокремлювати в самостiйну науку або науковий напрям — лiтмологiю (10. М. Карогодiн).
про карельський, верхоянський, київський, голоценовий Ч.; природно, що тривалiсть цих промiжкiв може бути будь-якою. Водночас це одне з найважливiших iсторико-геологiчних, тектонiчних i навiть фiлософських понять, що позначає тривалiсть певного процесу або явища, окремий промiжок або момент в еволюцiї розвитку, слушна пора для якогось прояву; у цьому розумiннi Ч. використовується як термiн вiльного користування. Так, можна говорити про геологiчний i догеологiчний Ч. в iсторiї Землi, Ч. iснування наземного рослинного свiту, Ч. появи кiстякової фауни, Ч. (етап) геосинклiнальної або орогенної стадiй у геотектонiчному циклi, Ч. рудоутворення в гiдротермальному процесi, Ч. життя гiр або вулканiзму.
в 1,78 млн рокiв. Була встановлена Ж. Денуайє (1829) i названа за заляганням на "третинних" вiдкладеннях. Синонiмами Ч. с. i Ч. п. є антропоген (за появою в цей час людини) i квартер. За особливостями змiни клiматiв Ч. п. подiляють на чотири пори: ранньо-, середньо-, пiзньочетвертинний й сучасний, або голоценовий (голоцен). Загалом же для Ч. с. характерним є переважно генетичний подiл його утворень (рiчковi, озернi, морськi, льодовиковi та iн,). - Важливою iсторико-геологiчною особливiстю Ч. п. було значне похолодання й великi зледенiння в пiвнiчних приполярних областях Євразiї й Америки. З огляду на своєрiднiсть сформованих у Ч. п. континентальних утворень i практично повсюдного їх поширення, геологiя четвертинного перiоду (четвертинна геологiя) стає предметом спецiального вивчення. Останнiм столiттям дiяльнiсть людини стає важливим геологiчним фактором, що вимагає вивчення i координацiї.
4-5 млн рокiв; у цей час оформилося Ісландсько-Фарерське пiдняття, що перегородило Пiвнiчну Атлантику. Згодом виникли льодовики в Ґренландiї, Ісландiї, на о-вах Канадського Арктичного архiпелагу, у Скандинавiї, Пiвденнiй Америцi (Патагонiя) та iн. Перiод великих Ч. з. почався близько 1,8 млн рокiв i завершився близько 10 тис. рокiв тому. Потужнiсть крижаного покриву становила не менш нiж 2,5 км. Пiд час максимального поширення цим процесом була охоплена не менш нiж третина поверхнi суходолу (близько 45 млн км2 й середньому плейстоценi Британських островiв вiдомо п'ять похолодань. Найбiльш; повно вивчено Великий Скандинавський льодовиковий щит. Максимальним у четвертинний перiод на наших площах було Днiпровське зледенiння, упродовж якого льодовики просувалися долинами рiчок до широти 50° у Європi й 40° у Пiвнiчнiй Америцi.
ярусiв. Тривалiсть Ю. п. становить 71 млн рокiв. Вiн був часом активних тектонiчних рухiв, що знаменували перехiд вiд геосинклiнальної стадiї розвитку кiммерiйського циклу до орогенної. У серединi й кiнцi юри вiдбувалися регiональнi трансгресiї. У другiй половинi Ю. п. почалося розкриття молодих океанiв (Пiвнiчної Атлантики, Пiвнiчного Льодовитого та Індiйського океанiв). Перша половина Ю. характеризувалася вологим клiматом, а друга — його аридизацiєю (Пiвденна Азiя). В Африцi сталися грандiознi базальтовi виливи. Масштаби юрського вугленакопичення бiльшi порiвняно з трiасовим, але значно поступаються пiзньопалеозойському та крейдяному. Оновлюється склад амонiтiв; досягають свого розквiту белемнiти, з'являються лiтаючi ящери та птахи. Ю. — час розквiту морських iхтiозаврiв i плезiозаврiв.
часу 630-400 млн рокiв тому. На пiвденному заходi Я. вiдкривався в Палеопацифiку, або давньому Тихому океанi, а на пiвнiчному сходi з'єднувався з Уральським i Арктичним палеоокеанами. Максимум розвитку Я. належить до першої половини ордовику, коли його ширина досягала 3000 км. У середньому палеозої на мiсцi Я. сформувалися гiрсько-складчастi спорудження (сучаснi каледонiди Аппалачiв та Європи), а з пiзньої юри, або 165 млн рокiв тому, тут почалося формування сучасного Атлантичного океану.
|
