Мезозойська ера (ератема, група) для Історичної Геології
Мезозойська ера (ератема, група)
Вона виділена у 1841 році геологом Філіпсом. Під цією назвою він об’єднав три періоди – тріасовий, юрський та крейдовий. Мезозой почався 250 млн. років тому й закінчився 65 млн. років тому. Тобто тривав майже 185 млн. років (порівняємо з палеозоєм – 335 млн. р.).
У мезозої відбувся тихоокеанський орогенез, підчас якого утворилися складки Центральних Анд й Кордільєр, значні гірські масиви в багатьох районах Тетісу, в Китаї і Південно-Східній Азії; зникли – Верхояно-Чукоцька та рештки Монголо-Охоцької геосинклінальних зон.
Глибинні розломи та вулканізм проявився на платформних ділянках земної кори й насамперед в Гондвані. З мезозоєм пов’язане утворення западин Індійського, Атлантичного й, цілком ймовірно, Тихого океанів.
Ці процеси супроводжувались виникненням великих рифтових систем, підводним та наземним вулканізмом. Великі розколи з нагромадженням вивержених порід утворилися також на заході Канадської платформи; вдовж Східного Уралу й долини р. Єнісей виникла величезна Західносибірська западина.
Мобільність земної кори та неодноразові трансгресії та регресії моря. Чітким таласократичним характером відзначається пізня юра та пізня крейда. Геократичний режим був у тріасі.
Головні події в органічному світі Землі – це розквіт й панування плазунів, серед безхребетних – головоногих молюсків, у складі флори – голонасінних рослин. У тріасі з’явилися перші ссавці, в юрі птахи, у ранній крейді – справжні квіткові рослини.
Фази кіммерійської (або мезозойської) складчастості: (1) індосинійська (рання кіммерійська) фаза – кінець тріасу – призвела до відмирання геосинклінального режиму на південному заході Китаю, півостровах – Індокитай та Малакка та на заході Індонезійського архіпелагу; с другої половини юри – в складки зминаються деякі “райони” Середземноморського та Тихоокеанського геосинклінальних поясів (Кордильєри, Антарктичний півострів, північний схід Азії, південний захід Китаю).
Найбільш інтенсивно ці процеси проявились в кінці пізньої юри в Північній Америці, де виділяються під назвою (2) невадської фази, в результаті якої геосинклінальний режим закінчився на широких просторах від Аляски до Мексики (область Північноамериканських Кордильєр), за виключенням району Скелястих гір та вузької смуги вздовж узбережжя Тихого океану.
Невадська фаза супроводжувалась гіпербазитовими та великими гранодіоритовими інтрузіями. З цією фазою, вірогідно, пов’язане закінчення геосинклінального режиму на Антарктичному півострові та на півночі Нової Зеландії. В юрі складчасті структури виникають в Криму, Копетдазі, на Кавказі, Памірі та в Андах, але в Кайнозої вони перероблюються новими рухами.
Складчастість в пізній юрі, супроводжується гранітними інтрузіями й створенням центрального підняття Верхоянського хребта та паралельного підняття, яке утворилося далі на північному сході.
Повне відмирання геосинклінального режиму в цьому районі відбулось пізніше – в результаті заключної (3) колимської фази складчастості, яка проявилась в ранній крейді (з кінця валанжину до початку апту й супроводжувалась “колимськими” інтрузіями з утворенням пов’язаних з ними рудних родовищ.
В результаті колимської фази до Лавразії (Ангариди) була приєднана Верхояно-Чукоцька область (хребти Верхоянський, Джуг-Джур, Колимський, Черського, Анадирський), західна частина Сіхоте-Аліню. Межа зони кіммерійської складчастості та тієї частини, де залишився геосинклінальний режим в Тихоокеанській області, проходить від Анадирської затоки до Пенжинської губи й далі через східну частину хребта Сіхоте-Алінь.
В пізній крейді тут закладається крайовий вулканічний пояс.
Рухи ранньої крейди призвели до утворення складчастих структур та великих гранітних інтрузій в Центральному Тибеті, на Південно-східному Памірі, на півночі Афганістану.
Тріасовий період (система) виділений Ф.Альберті, під такою назвою об’єднав три різні комплекси порід, які разом складають самостійний осадочний цикл. Нижній (континентальний) комплекс він назвав строкатим (пістрявим) пісковиком, середній (морський) – черепашковим вапняком і верхній (головним чином також континентальний) – кейпером.
Тріас за сучасними даними почався 250 млн. років тому й закінчився 203 млн. років тому, тривалість 47 млн. років.
Оскільки тріас виділений в Німецькій западині, де нижній та верхній тріас – континентальні, для ярусного розчленування системи обрані морські розрізи в Альпах та СРСР.
Органічний світ тріасу суттєво відмінний від палеозою завдяки появі нових груп фауни та флори; в цілому він типово мезозойський, але зміни не межі пермі та тріасу не мали катастрофічного характеру.
В тріасі ще зустрічаються представники таких характерних для палеозою груп тварин, як прямі наутіліди, брахіоподи родини Spireferidae, амфібії (лабіринтодонти), звіроподібні рептилії. Із рептилій найбільш поширеним є рід Lystrosaurus. Разом з тим домінують типово мезозойські групи фауни.
Головне місце серед безхребетних, які жили в тріасових морях, посідають цераті ти. Які відчули кілька еволюційних підйомів та спадів. На межі пермі та тріасу їх два роди, в оленьоцькому віці – 113, в латинському – 50, в карнійському збільшується до 140. Цератити в тріасі досягають надзвичайного розмаїття як за числом (450 родів) так й за формою та характером скульптури.
В норійському віці цератіти повністю вимирають (жоден рід не пересік межу юри), їм на зміну приходять перші амоніти. В тріасі триває розвиток белемнітів, які з’явилися (ще в карбоні?), але вони не дуже поширені. Численні двостулкові молюски, або бівальвії. З середнім тріасом пов’язують появу шестипроменевих коралів. Взагалі, мезозой часто називають ерою плазунів.
Вже в тріасових морях панують іхтіозаври, плезіозаври та нотозаври. З пізнього тріасу відомі крокодили та черепахи. На суші в кінці середнього тріасу з’явились ящеротазі динозаври. Перші спроби завоювати повітря хребетними відбулися в пізньому тріасі ( в США та Англії знайдено рештки ящірок.
Які пристосувались до паріння. В пізньому тріасі починається розвиток ссавців, знахідки їх відомі на території Англії, Швейцарії, Китаю. Південної Африки. Для рослинності тріасу характерний інтенсивний розвиток різних груп голонасінних: хвойні, гінкгові та цикадові, які саме й визначають мезофітний вигляд флори.
Зміна флори на межі пермі й тріасу відбулась поступово. В різних регіонах світу зміна палеофітних комплексів флори на мезофітні відбулась на різних стратиграфічних рівнях – в різний час й часто не співпадає з межею пермі та тріасу, яка проводиться за фауною. В тріасі лишаються ще численними палеофітні рослини, такі як папороті та хвощі.
Загальна характеристика періоду. В тріасі існувало дві суперплатформи: Ангарида (Лавразія) й Гондвана, Тихоокеанський та Середземноморський (Тетіс) геосинклінальні пояси, останній значно скорочений після герцинської складчастості.
В цілому тріас – це геократичний період; в цей час відбувалась регресія, яка почалась ще в пізньому палеозої, тому Ангариді й Гондвані відклади тріасу або відсутні, або представлені континентальними, як правило, теригенними утвореннями, часто вугленосними та переважно червоноколірними. Лише іноді море інгресувало в пониженні ділянки платформ.
За тріасу в багатьох районах світу виникають або поновлюються розломи, що існували раніше, це свідчення роз тяжіння земної кори.
Опускання блоків за цими розломами нерідко призводило до утворення або відродження рифтових зон.
З осадконагромадження в рифтових зонах почалось в тріасі утворення западин, на місці зруйнованих до цього часу герцинських споруд в Західній Європі (Німецька та Англо-Паризька западини), в Аппалачах, Сибіру (Західносибірська западина). З розломами нерідко збігається вулканічна діяльність, продуктами якої є переважно основні ефузиви (базальти) та їх туфи.
Ці процеси особливо інтенсивно відбувались в Середньому Сибіру, де в тріасі завершилось формування трапової формації, а також на півдні Африки (западина Карру).
В Середземноморському та Тихоокеанському геосинклінальних поясах нагромаджувались потужні товщі морських теригенних, карбонатних та вулканогенних утворень, часто з прошарками евапоритів. З пізнього тріасу почалась кіммерійська (мезозойська) складчастість.
Інтенсивні складчасті рухи відбулись в межах Середземноморського геосинклінального поясу.
В результаті індосинійської (пізньотріасової) фази виникли складчасті споруди на півостровах Індокитай та Малакка та на заході Індонезії. На півостровах проявився гранітний магматизм.
Розрізи: Платформи – Ангарида (Лавразія) – стратотипова область – Німецька западина тут нижній тріас – строкатий пісковик, з перервою залягає на теригенній товщі пермі, представлений червоними та фіолетовими пісковиками, конгломератами та аргілітами з численними тріщинами усихання, знаками рябі (брижі), слідами дощових крапель, відбитками слідів наземних тетрапод на поверхнях шарів порід.
Відклади містять рештки остракоди та панцирних амфібій, відбитки хвойних та папоротей.
Верхня частина серії містять проверстки вапняків з пелециподами та амоноїдеями. Потужність нижнього тріасу 200-1000 м.
Середній тріас – черепашковий вапняк залягає на серії строкатих пісковиків з розмивом й конгломератами, має тричленну будову.
Внизу вапняки, часто оолітові, з рештками бівальвії, криноідей, брахіопод та цератитів.
Середня частина – вапняки й доломіти з шарами гіпсів, ангідритів та кам’яної солі.
Верхня (головна) – черепашковий вапняк – з рештками криноідей, пелеципод, брахіопод, кератитів. Всі три частини містять рештки нотозаврів. Потужність –300-400 м.
Верхній відділ (кейпер) складений чергуванням червоних й зелених мергелів, пісковиками, гіпсами, глинами з рештками рослин, ракоподібних, риб, рептилій та амфібій. Є прошарки бурого вугілля, а в нижній частині – вапняків з черепашками кератитів. Потужність 300-700 м.
Фаціальні особливості відкладів нижнього тріасу – вказують на нагромадження осадків в умовах жаркого клімату та на присутність оаз серед пустельних ландшафтів. Серед ранньотріасових рослин цікаві Pleuromeia, які росли біля маленьких водойм на вологих місцях.
Ранньотріасова флора загалом бідна видами, що звичайно для посушливих областей. Кінець раннього тріасу – інгресія морського басейну.
В середньому тріасі в Німецькій западині існувало море. Численні, але бідні у видовому відношенні рештки організмів та прошарки евапоритів свідчать про підвищену солоність басейну.
Море в Германську западину заходило з Середземноморського геосинклінального поясу, де морські відклади тріасу поширені. В пізньому тріасі море знову уходить з Германської западини.
В глинах – присутні рештки Esteria – рачка, що існував в солоних і опріснілих озерах. Клімат був більш сприятливим ніж за раннього тріасу. Прошарки бурого вугілля – ознака гумідності. Територія являє собою заболочену рівнину, в межі якої іноді заходило море, що призвело до накопичення карбонатних осадків.
Залягання порід горизонтальне без розривів та інтрузій – типовий платформний характер. Велика потужність до 2000 м – викликана значним зносом з оточуючих герциніди.
Цей тип розрізу характерний також для Західної та Центральної Європи, Північної Африки – тобто для платформ, які розташовані на південь та на північ від Середземноморського геосинклінального поясу, звідки відбувались морські інгресії.
Аналогічну будову має розріз Прикаспійської западини з рештками рослин та хребетних, прошарками вапняків з морською фауною – рідко.
Середній тріас – пісковики, алевроліти, глини та вапняки з численними рештками бівальвій, остракоди, риб, водоростей. Таким чином, в Прикаспійській западині, як і в Германській нижній та верхній тріас – континентальні.
Лише кінець нижнього тріасу – інгресія моря, яке розширювалось в середньому тріасі.
Інгресія моря відбувалась і в інших ділянках Лавразії. Морський тріас – відомий на північному сході платформи в пониззі Лени та Оленьку.
На решті території Лавразії переважали суходільні умови. В Європейській частині Росії тріас незначної потужності – десятки-сотні метрів – товщі строкатих піщано-глинистих осадків, які містять рештки рослин, ракоподібних та наземних хребетних (рептилій Lystrosaurus).
Серед тріасових відкладів 60% площі поширення займають континентальні – співвідношення для СНГ. На Сибірській платформі 1,5 млн. км2- розвинуті вулканічні утворення – трапова формація – базальти чергуються з туфами та глинисто-піщаними породами, які містять рештки нижньо- та середньо тріасових ракоподібних, листової флори, спор та пилку рослин.
Вулканізм покривний, супроводжувався міжпластовими інтрузіями – сілами. Потужність формації досягає 2500-3000 м. З ними пов’язаний ісландський шпат, а вдовж контакту з трапами – утворились залізорудні родовища Ангаро-Ішимського басейну.
З інтрузіями трапової магми пов’язані родовища Норильської групи (Cu, Ni, Co). Контактовий метаморфізм вугілля утворив родовища графіту.
На території Західного Сибіру нижній та середній тріас – строкаті, часто грубоуламкові, а також вулканогенні утворення, верхній тріас – вугленосні піщано-глинисті відклади.
На східному схилі Уралу тріасові відклади заповнюють грабеноподібні западини (наприклад, Челябінську) та входять до складу челябінської серії верхнього тріасу – нижньої юри.
Тріасова частина серії складається внизу конгломератами й пісковиками, зверху – аргілітами та алевролітами з потужними (до 60-180 м) пластами бурого вугілля. Загальна потужність тріасу досягає 1500-1800 м.
Утворення западин та заповнення їх продуктами руйнування супроводжувалось виливами базальтових лав. Після вирівнювання території відбувалось її заболочування, яке призводило до вуглеутворення.
Подібні умови осадконакопичення в верхньому тріасі були на західній окраїні Аппалачів, де простягнулася низка западин, обмежених розломами.
Ці западини заповнені потужною (кілька км) товщею осадків верхнього тріасу-ранньої юри. Краями западин розвинуті відклади алювіальних конусів виносу та покриви базальтових лав.
В центральних частинах западин у відновлювальному середовищі озер накопичувались чорні глини збагачені карбонатом, піритом, рештками ракоподібних, комах, риб, рептилій.
Таким чином, більша частина Лавразії в тріасі являла собою алювіально-озерно-болотяну рівнину, в межах якої були розташовані широкі підвищені області. В западинах, що утворені глибовими рухами земної кори, відбувалось порівняно потужне нагромадження осадків, яке іноді супроводжувалось вулканізмом.
Гондвана – продовжувала існування, про що свідчать такі відомості: В Південній Америці, Африці, Індії, Австралії та Антарктиді тріасові відклади входять до складу “гондванської формації” та представлені головним чином континентальними утвореннями: конгломератами, пісковиками. Алевролітами. Вугіллям, глинистими сланцями, що вміщують рештки флори, хребетних, ракоподібних та прісноводних молюсків.
В Південній Африці верхній тріас містять покрови базальтових лав до кількох сотень м. В Австралії широко розповсюджені червоноколірні відклади тріасу до 2500 м. З другого боку, головним доказом існування Гондвани в тріасі є спільність фауни та флори окремих частин суперплатформи.
Знахідки решток рептилій роду Lystrosaurus відомі а Антарктиді, Південній Африці, Південній Америці. Знайдено також рештки спільного роду ракоподібних.
Однотипна тріасова флора Західної Австралії. Південної Африки, Аргентини, Бразилії тощо.
Однак в тріасі зберігається намічене вже в пермі порушення спільності Гондвани. Знахідки на західному узбережжі о. Мадагаскар та східному – Африки морських відкладів нижнього тріасу з рештками кератитів, широко розповсюджених в Тетісі, підтверджують існування “Мозамбіцького рукава”.
Морська ранньотріасові відклади відомі також в окремих грабеноподібних западинах на заході Австралії, вони свідчать про початок відокремлення цієї частини Гондвани. Характерні для тріасу Гондвани – евапорити.
Верхньотріасові солі знайдено на узбережжі Західної Африки, на континентальних окраїнах, Марокко, Мавританії, Сенегалу та Гвінеї-Бісау. Вірогідно, вже в пізньому тріасі почалось часткове утворення Атлантичного океану.
Геосинклінальні пояси: Середземноморський геосинклінальний пояс – простягався від Гібралтару через Альпи, Карпати, Крим, Кавказ, Малу Азію, територію Ірану, Афганістану, Гімалаїв, Тибету, до Західної Індонезії.
Ця широка область характеризується в тріасі розмаїттям умов осадконакопичення. Одні райони розвивалися як геосинклінальні прогини (Альпи, Крим, Кавказ, тощо) інші являли собою серединні масиви (масиви Ірану, Закавказзя тощо).
Альпи – складна тектонічна будова – покрови, в яких тріас має свої особливості. В Західних Альпах тріас представлений товщею кварцитів, гіпсів, доломітів та вапняків з горизонтами базальтів. В Східних та Південних Альпах тріас дуже різноманітний. Нижній тріас – конгломерати, пісковики, сланці, солі.
В районі покрову Хальтштадт поклади солі мають промислове значення, а місце де вони розробляються називають Зальцбург. Середній тріас Хальтштадту представлений доломітами й вапняками з цератітами Ceratites nodosus та бівальвіями. В Баварському покрові потужність середньо- та верхньотріасових рифових вапняків й доломітів з численними коралами, водоростями, цератітами та брахіоподами досягає 2500-3000 м.
Крим, Кавказ – У Гірському Криму середньо- та верхньотріасові відклади, які входять до складу тріасово-юрської таврійської серії, що складена аргілітами, алевролітами та пісковиками (потужність 2000 м й більше – нижня границя серії не встановлена) – знайдені бівальвії, брахіоподи, цератіти.
На Великому Кавказі ранній та середній тріас – карбонатні, потужність 600-900 м. Верхня частина середнього та верхній тріас – глинисто-сланцева товща та рифові вапняки потужністю 500-600 м.
Такий характер свідчить про те, що в тріасі Кримсько-Кавказька область являла собою єдиний геосинклінальний прогин з морськими умовами седиментації та інтенсивним прогином дна басейну. Індокитай – виходи тріасу (разом з пермськими) займають біля 4% площі півострова Індокитай. На північному заході В’єтнаму, в басейні р. Да (Чорна) розріз такий: нижній тріас – 2000 м – піщано-глинисті часто червоноколірні відклади з покровами базальтів та їх туфів, а у верхній частині – про верстки вапняків та сланців з морською фауною; Середній тріас – -2200 м – переважно вапняки з рештками пелеципод та кератитів, з про верстками глинистих порід, покровами базальтів; Вище залягають чорні глинисті сланці – 1200 м верхнього тріасу з карнійськими пелециподами.
Ці відклади за простяганням заміщені рифовими вапняками. Весь розріз тріасу зім’ятий у лінійні складки. На них із структурним неузгодженням похило залягає багатокілометрова товща теригенних, часто грубоуламкових та вугленосних відкладів, з про верстками кислих ефузивів, датовані норійським віком та крейдою. Розріз типово геосинклінальний в тріасі до дорійського віку в умовах інтенсивного прогинання відбувалося нагромадження теригенної, карбонатної та чорносланцевої формацій, у супроводі активного вулканізму.
В норійському віці осадконагромадження було перерване складчастими рухами, гранітними інтрузіями та гороутворенням. В окремих западинах почалось нагромадження продуктів руйнування гір, яке супроводжувалось вуглеутворенням та вулканізмом. За особливе значення цієї складчастості у формуванні структур Індокитаю, Жорж Промаже назвав її індосинійською.
Тихоокеанський геосинклінальний пояс. Західно-Тихоокеанська геосинклінальна область – тягнеться від північних районів Росії, де відомі найбільші в світі виходи на поверхню морських тріасових відкладів, до Нової Зеландії та Тасманії на півдні. На Північному-Сході Росії в Яно-Колимському прогині відомі відклади всіх трьох відділів тріасу, які входять до складу верхоянського комплексу й представлені аргілітами, алевролітами з окремими про верстками пісковиків.
В основі розрізу пісковики, туфо-пісковики та туфо-авлевроліти потужністю 400 м. Загальна потужність тріасу 7-7,5 км. Відклади датовані цератітами, пелециподами та брахіоподами, які дозволяють проводите ярусне та зональне розчленування.
Така потужна товща одноманітних теригенних осадків могла нагромаджуватися при інтенсивному прогинанні території, за зносу матеріалу з платформних ділянок та внутрішніх островів.
Інтенсивне осадконагромадження відбувалось й в Анюйсько-Чуйському прогині, але для цієї області характерний більший, особливо у верхньому тріасі, розвиток вулканічних порід (основних ефузивів та їх туфів).
Обидва прогини поділені Омолонсько-Колимським серединним масивом, в межах якого тріасові відклади мають скорочену (до 1000 м) потужність й відрізняються розвитком карбонатів. На окраїнах серединного масиву, фіксованих глибинними розломами, залягають вулканогенні утворення.
У Східно-Тихоокеанській геосинклінальній області умови переважаючого прогинання території, супроводжувались активною вулканічною діяльністю, й існували в тріасі в Кордильєрах, де в морських умовах накопичувались багатокілометрова товща переважно піщано-глинистих, кременистих й вулканогенних осадків.
Виключно широко тут розвинуті лави та туфи середнього й основного складу. Це евгеосинклінальний розріз. Міогеосинкліналь представлена східніше (ближче до краю платформи) – в Скелястих горах, де в складі тріасових відкладів переважають морські теригенні й карбонатні, а іноді й континентальні породи скороченої потужності.
Клімат та палеогеографія. Найбільші палеобіогеографічні області в тріасі – Бореальна та Тетіс. Бореальна – Північний-Схід Росії, Східний Таймир, нижня течія Лени й Оленьок, Новосибірські острови, Шпіцбергену, Східна Гренландія, Арктична Канада – тут тріас теригенний піщано-глинистий з численними спільними цератітами й пелециподами, що доводять єдність басейну.
У палеобіогеографічній області Тетіс розрізи трипсу відрізняються широким розвитком карбонатних відкладів та евапоритів, присутністю численних коралів й водоростей. Температура вод Тетісу постійно була вище 20 0С, а в Кореальному басейні 14,5 0С. Тетіс розділяв Лавразію та Гондвану, що мусило б відрізняти наземну фауну й флору цих суперплатформ. Тим не менше, знайдені спільні рептилії (Lystrosaurus), що свідчать про суходільні зв’язки цих материків.
Різниця в складі бентосу тріасових басейнів Західно- й Східно-Тихоокеанської геосинклінальних областей є непрямим доказом існування Тихого океану. Кліматична обстановка нижнього тріасу змінилась порівняно з пермською незначно. Відбулось подальше розширення арідних зон за рахунок гумідних.
Арідні умови переживали на більшій частині Лавразії та Гондвани. Єдиним широким районом, де переважав гумідний клімат була Східна Австралія, де нагромаджувались жовтоцвіти з промисловими пластами вугілля. В середньому тріасі – кліматичні умови нагадували ранньотріасові.
У пізньому тріасі – було кілька гумідних й арідних зон. В окремих районах аридний клімат змінився гумідним ( Германська западина). Гумідизація призвела до вугленакопичення в Західному Сибіру (Челябінський басейн), Індокитаї, Південному Китаї, на південному сході США та Мексики. Арідні умови збереглися на значних площах.
Корисні копалини. Через слабку інтрузивну діяльність, порівняно мало рудних родових. Перевага арідних умов обмежила поширення вугілля: лише в Челябінському басейні буре вугілля, заслуговують на увагу родовища Китаю, Південної Австралії та о. Тасманія. Великі родовища газу: Алжирська Сахара, Арктична Канада; нафта й газ: Тирано-Печорська провінція та басейн р. Вілюй, Австралія; нафта – велике родовище на Алясці.
Тріасові солі економічно значно бідніші за пермські; але калійні розробляють біля Зальцбургу. Ранньотріасові кори вивітрювання містять родовища фарб на півночі Середнього Сибіру. Значні родовища урану осадочного генезису (плато Колорадо) – континентальні червоноколірні породи. Родовища Cu, Ni, Co, Fe та графіту, що пов’язані з трапами Середнього Сибіру. Родовища Au, Ag, Pb, Zn, Cu, Sn – тріасового віку відомі на східному узбережжі Австралії.
Юрський період (система) або скорочено – юра, розпочався приблизно 203 млн. років тому, тривав 68 млн. років, закінчився 135 млн. років тому. Система отримала назву за Юрськими горами, що знаходяться на території Швейцарії та Франції. Виділена у 1829 році Анрі Броньяром.
Поділяється на три відділи та 11 ярусів:
Назву тітон вживають в зоні Альп; портланд в Центральній Європі; волзький для СЄП та Північної Азії. В Німеччині нижня юра, має назва шварц-юра; середня – браун-юра; верхня – вайс-юра – за кольором порід, що переважає.
В цілому юрський період був тала сократичним періодом мезозою; за юри відбулася низка великих трансгресій, утворились нові й поновилися старі западини у межах платформ: Паризька, Південно-Германська, Аквітанська, Донська; активізуються низхідні тектонічні рухи у Північно-Німецькій, Польсько-Датській, ДДЗ (де подекуди поновлюється процес рифтогенезу, вулканічна діяльність) Юрські породи дуже різноманітні: в області Тетісу – вапняки й сланці; у геосинкліналях, що оточують Тихий океан, переважають теригенні та магматичні утворення.
На платформах поширені конгломерати, піски, спонголіти, лімнічні вугленосні товщі. На материках Гондвани, особливо в Африці, юра була часом надзвичайно напруженого наземного вулканізму.
Органічний світ: Найпростіші: форамініфери – з’являються роталіди та булемініди й перші планктонні глобегеріни; радіолярії – спумеллярії та насселляряї. Різноманітні губки – їх спікули часто концентруються у великих кількостях, утворюючи спонголіти, або гези. Низка нових вапнякових Ventriculites, Stellispongia; кременисті – Cypellia, Cratecularia; вже на початку лейасу губки освоюють прісноводні басейни. Починаючи з бай осу, різко збільшується кількість родів і видів коралів, а ареал їх поширення значно збільшується. У пізній юрі (кімеріджі) корали були істотними елементами морської фауни, утворюючи біогерми та великі рифові споруди. Характерні – Thecosmiia, Stylina, Cyathopora, Trochocyathus.
Швидка мінливість, нектонний спосіб життя та широке географічне розселення амонітів робить їх провідними скам’янілостями. Характерні для лейасу – Amalteus, Harpoceras, Arietites; – для догеру – Stephanoceras, Parkinsonia, Witchellia та розкручені космоцератіти Spiroceras; для келовею та кімеріджу – Cardioceras, Kosmoceras, Macrocephalites, Cadoceras; для відкладів волзького басейну, що зберіг зв’язок з кореальним морем, – Perisphinctes, Virgatites, Craspedites. У складі белемнітів з’явились й переважають представники родини – Belemnitidae (Cylindroteuthis, Belemnopsis, Pachitheuthis тощо.
З пелеципод значно збільшується кількість Ostreidae. Крім відомих ще з тріасу Ostrea, Lopha, з’явились Gryphaea, Exogyra, Amphidonta; серед інших груп – Arca, Cuculaea, Pecten, Astarte, Venrericardia, Spondylus, Pholas, Teredo тощо. Наприкінці юри в теплих морях Тетісу з’явились іноцерами та рудіти (Diceras, Valettia), які разом з гастроподами (Nerineia) та коралами утворювали рифи та товщі масивних вапняків в Криму, на Кавказі та горах Ірану.
В морях пов’язаних з Арктикою широко розселяються – Aucella. Значно поновлюється склад гастропод – зяблюються перші представники родин: Viviparidae, Patellidae, Rissidae, Hydrobiidae, Melaniidae тощо.
В Тетісі численні представники Nerineidae – Nerinea, Nerinella, Itieria тощо.
Моховатки представлені рядом Cyclostomata, більшість серед яких належить підродинам Tubuliporina та Cerioporina.
Серед брахіопод панували представники родин Terebratulidae та Rhynchonellidae. В ранній юрі доживали останні Athyracea та Spiriferidae.
Широко представлені голкошкірі – криноідеї: Pentacrinus, Eugeniacrinites, Phylocrinus, Plicatocrinus тощо. Морські їжаки зустрічаються в юрі значно частіше, ніж в попередніх системах; розквітають цидаріди: Steriocidaris, Cidaris, Salenia, одночасно починають розвиватися неправильні їжаки: Tithonia, Pygaster тощо.
В складі членистоногих – листоногі (Phyllopoda) вусоногі (Cerripedia) та вищі ракоподібні – ізоподи, бокоплави, десятиногі раки. Перші серед тих, що зариваються – Callianassidae. У вугленосних фаціях багато решток комах, бабки, одноденки, цикадо подібні, клопи, жуки, дрібні перепончатокрилі тощо.
Хребетні перше місце серед риб – кісткові ганоїдні – Lepidotus, Depadium… Амфібії майже не залишили слідів. Лише Notobrachus – жабоподібна тварина середньої юри Аргентини. Дуже поширені рептилії: літаючі, суходільні, водні форми; двоногі та чотириногі, рухливі та масивні, незграбні, хижі та рослиноїдні, різних розмірів – від кількох сантиметрів до 30 м.
На зміну вимерлим тріасовим представникам водоплавних звіроплавникових – з’явились нові – Plesiosaurus (Європа-Азія).
Характерні тварини, що цілком перейшли до життя у воді (рибоподібні живородні істоти – Ichthyosaurus). Черепахи Pleurosternoidea – існували до кінця періоду – Pleurosternon, Platyohelys; а у пізній юрі – предки сучасних наземних черепах підродини скрито шийних – Tretosternon.
Склад лепідозаврів – дрібних (до 40 см) хижаків, які мали ящероподібну форму й дзьобовидні щелепи (Homoeosaurus). Переважну більшість юрської фауни хребетних становлять динозаври: як ящеротазові так й птахо тазові.
Останні відомі з середини юри, а розквіту досягли в пізній крейді. Ящеротазові рухались на чотирьох п’ятипалих кінцівках й були малорухливими рослиноїдними тваринами напівводяного – напівназемного способу життя.
Це були найбільші з суходільних тварин, які будь-коли жили на Землі. Деякі їх види досягали більше 30 м – Ceriosaurus, Brachiosaurus, Brontosaurus, Diplodocus.
Птахотазові – виключно рослиноїдні тварини, які мали чотирипроменеву будову тазового поясу, що наближувало їх до птахів. За способом пересування вони поділяються на два ряди: двоногих – орнітопод, або птахоногих (Camptosaurus, Megalosaurus) й чотириногих – стегозаврів (Stegosaurus, Kentrurosaurus) – масивних (до 7 м) тварин з двома рядами великих пластин або виростів на хребцях вздовж усієї спини та парними шипами на хвості.
Найбільші й найцікавіші місцезнаходження динозаврів у США (штати Колорадо, Північна й Південна Дакота, Вайомінг, Юта). Багато решток їх зібрано в Китаї, Східній Африці, Баварії, Англії. В юрі вперше з’являються летючі ящери – птерозаври, вузько спеціалізовані тварини, які виявляють значну конвергентну подібність до птахів й біологічно є аналогами рукокрилих ссавців.
Різних розмірів від горобця до семиметрових гігантів (за розмахом крил). Вони мешкали на узбережжі морів, озер, лагун; були комахоїдними, молюскоїдними або живилися рибою (більшість з них). Юрські їх представники – Rhamphorhynchus, Dimorphodon, Pterodactylus. В кар’єрі літографських сланців тітону біля м. Золенхофену в Баварії (Німеччина) знайдено чотири екземпляри перших птахів – Archaeornis та Archeopterix (пір’їна та три неповних скелети, які доповнюють один одного.
Ця істота за розміру голуба мала ознаки рептилій та птахів.
Ссавці дали три окремих групи: дві хижаків (Phascolotherium, Amphidon) й одну раніше невідомих спеціалізованих рослиноїдних (Plagiаulax).
Юрські ссавці були завбільшки з щура, жили на землі або на деревах. Знайдено щелепи, зуби, рештки черепів.
Юрська флора тісно пов’язана з тріасовою та крейдовою. Переважають папороті та різноманітні голонасінні. Папороті – Cladophlebis, Coniopteris, Comptopteris, Hausmania тощо. Серед голонасінних багато гінкгових (Ginkgo, Chekanowskia, Baira), цикадових (Nilssonia, Zamites, Otozamates), хвойних (Williamsonia, Wielandiella), менше хвощів (Equisitites, Phyllotheca). В догері Англії знайдено мохи-печіночники. Відомі знахідки синьо-зелених, зелених, бурих, багряних, жарових та діатомових водоростей.
Глобальна характеристика періоду
В юрі продовжували існувати два гігантських материка – платформи –Лавразія й Гондвана, та геосинклінальні пояси, які їх поділяли: Тихоокеанський та Середземноморський (для цього часу його ще називають Мезотетісом).
Юрський період у порівнянні з тріасом є тала сократичним, тобто море переважало над сушею. Для юри характерна низка трансгресій моря з геосинкліналей на платформи.
Але на початку юри тільки менше 10% площі платформ було вкрите морем. Підняття, що почались у кінці тріасу, призвели до осушення Південного Китаю та Індокитаю. Незначна регресія відбулася в Північній Америці.
Трансгресія моря за ранньої юри на північному сході Африканської платформи значно розширили “Мозамбіцький рукав”.
Збільшення моря помітне на епігерцинській платформі Західної Європи, за зміною лагунно-континентальних осадків верхнього тріасу морськими відкладами ранньої юри.
Періодично море трансгресує на окраїни Лавразії (басейн р. Вілюй, північне узбережжя від Білого моря до пониззя р. Лена.
Середньоюрська епоха характерна деяким пожвавленням морських трансгресій. Море вторгається в межі СЄП та на північний-захід Індійської платформи, покриває майже весь Аравійський півострів.
Свого максимуму трансгресія досягає за пізньої юри. На СЄП утворюється широкий меридіональний басейн, який з’єднує південні та північні моря. Морем вкривається майже вся територія західного Сибіру.
Суттєво збільшується море в Арктичному басейні. Морська юра відома тут в пониззі річок Лена, Оленьок, Анадир, в басейні Хатанги, на Таймирі, на о-вах Арктики.
Трансгресії зафіксовані у Східній Африці, на Мадагаскарі, в Західній Австралії. Перевага морських умов седиментації на платформах і в геосинкліналях обумовило широкий розвиток теригенних осадків з морською фауною й коралових, криноїдних та інших, наприклад, рудістових вапняків тощо. У новоутворених западинах і в западинах, що утворені на континентах ще в тріасі – накопичувались континентальні, особливо озерно-болотні й дельтові піщано-глинисті, нерідко вугленосні товщі, які являють собою єдиний літологічний комплекс.
На деяких платформах широко розповсюджений рифтогенез.
Активно занурюється Датсько-Польський авлакоген (потужність юри до 1000-3000 м), що супроводжується вулканізмом. Грабеноподібні западини, що заповнюються теригенними (включаючи вугленосні та вулканогенні) породами, виникають в Західному та Центральному Забайкаллі в межах областей байкальської та палеозойських складчастостей.
За юри вперше з’являються стратиграфічні докази існування океанічних западин. Морські верхньоюрскі відклади відкриті свердловинами в центральній частині Тихого океану. Не пізніше середньої юри за системою ступінчастих скидів почались занурення під рівень моря в межах сучасних Атлантичного та Індійського океанів.
Безперечне існування Арктичного басейну.
Платформи. Головні риси розвитку складових частин Лавразії та Гондвани. Лавразія тут осадконагромадження відбувалось на древніх докембрійських та на епігерцинських платформах – знівельованих до цього часу герцинських гірських спорудах, утворюючи платформний чохол. Приклад – розріз плато Швабських Альп (на схід від Шварцвальду в межах Південно-Германської западини), де рання юра лежить згідно на верхньому тріасі; лейас, або чорна юра – чорні глинисті сланці з прошарками вапняків з різноманітними амонітами (в тому числі Amalteus margaritatus) та пелециподами.
Є перерви та шари з уламками товстостінних пелеципод, разом з тим є прошарки цілих тонких черепашок – Posidonia – посідонєві сланці. Потужність приблизно 100 м. Середня юра (догер або бура юра) – бурі залізисті пісковики, піщанисті вапняки та глини, оолітові залізні руди – потужність 150 м.
Верхня юра – (мальм – біла юра) – різноманітні вапняки, мергелі й доломіти світлого забарвлення. В нижній частині вапняки глинисті, шаруваті з багатим комплексом амонітів (Macrocephalites macrocephalus, Cardioceras cordatum, Amoeboceras alternaus тощо. Біля міста Золенгофена в тонкошаруватих вапняках (“літографські сланці”) знайдено рештки різноманітної фауни, в тому числі птахів.
Верхня частина білої юри утворює масивні часто рифогенні (коралові та губкові) вапняки. Загальна потужність 300 – 500 м. Морський басейн був не глибоким – биті товстостінні черепашки, та внутрішньо формаційні перерви; іноді заглиблювався – посідонієві сланці. Накопичення залізистих оолітів йшло в умовах морського басейну, що розширювався.
У пізній юрі море поширилось майже по всій Західній Європі. Море було мілким та теплим. У невеликих лагунах обмежених атолами – накопичувались тонкі прошарки вапнякових мулів, потім вони перетворювались на тонкошаруваті вапняки (Золенгофенський атол). Потужність юри Швабського альбу – 450-750 м – типовий розріз платформи.
Пізньоюрська трансгресія розросталась на схід у бік СЄП. У ранньому лейасі платформа ще була сушею. У пізньому лейасі на платформу прийшло море із сучасних Передкавказзя й Чорноморського басейну, яке огинаючи на сході та півночі Донецький кряж, поширювалось на ДДЗ приблизно до лінії Червоноград – Карлівка.
Його появі передувало накопичення піщано-глинистих порід з пропластками вугілля й рештками наземних рослин. У лейасовому басейні відкладалась товща (до 90 м) глин з лінзами глинистих вапняків й пісковиків з фауною естерій, лінгул та амонітів. На решті платформи в лей асі накопичувались лише континентальні піщано-глинисті породи (80-150 м) з рештками рослин (Прикаспій), пропластками вугілля й горючих сланців, з якими місцями пов’язана нафта (Волго–Ембінський басейн).
За середньої юри море поширювалось двома рукавами – по ДДЗ й Східно-Російській западині (СРЗ). У ДДЗ воно досягло Прип’ятського прогину, а у СРЗ дійшло до широти Казані й навіть проникло до Московської синеклізи, де біля Москви в розрізах зафіксовано верхню юру, яка з перервою залягає на середньому карбоні.
Знизу піски та темно-сірі глини з залізистими оолітами та фосфоритовими конкреціями, є келовейські амоніти Cadoceras elatmae, Erymnoceras coronatum. Потужність 13 м. Вище темно-сірі та чорні глини, потужність 20 м з рештками оксфордських амонітів Cardioceras cordatum тощо.
Ще вище кімеріджські глини та глауконітові піски з фосфоритовими конкреціями та черепашками амонітів, потужність менша 1 (одного) м, іноді розмиті або мають ознаки перерви.
На них з розмивом залягають глауконітові піски з галькою та конкреціями фосфоритів та амонітами волзького віку (Virgatites virgatus, Craspedites nodiger тощо. Потужність 45 м. Юра перекрита незгідно нижньою крейдою (піски з конкреціями фосфоритів).
Загальна потужність верхньої юри приблизно 80 м. Багатий комплекс амонітів свідчення наявності моря нормальної солоності. Присутність глауконіту – свідчить про течії, які обов’язково мусили виникати в протоці між теплими морями Тетісу й помірно холодними Кореальними. В ранній та середній юрі моря у Підмосков’ї не було. Лише на території України та в Прикаспії (південь платформи) формувались континентальні піщано-глинисті відклади.
В середньоюрську епоху ця територія занурювалась під рівень моря, яке трансгресувало з Тетісу. На північний-схід – море проникає з півночі до устя р. Ками. В пізній юрі трансгресії досягають максимуму.
Води теплого Середземного морського басейну зливаються з водами Арктичної області. Сушею залишились – Балтійський щит, північ УЩ та басейн р. Ками.
Західний Сибір – рання та середня юра – континентальні піщано-глинисті – в западинах. Пізня юра – глини, алевроліти, пісковики з різноманітною морською фауною. Особливий інтерес викликають відклади баженівської світи – бурова то-чорні інтенсивно бітумінозні аргіліти з рештками риб та двостулкових – продуктивний горизонт – схожий на Домінік девону західного схилу Уралу. Утворилася величезна морська затока, яка була обмежена горбисто-западинною рівниною (Урал, Казахстан, Алтай, Східний Сибір.
Потужність досягає 1600 м – середня 400-500 м. Центральна частина герцинського складчастого Урало-Монгольського поясу від Казахстану й Тянь-Шаню до Північного Сходу Китаю – була піднята. Тут в ізольованих западинах накопичувались континентальні, часто вугленосні відклади (Карагандинська, Кузнецька, Мінусинська, Ферганська, Зейсько-Буреїнська западини).
Такі самі осадки формувались в западинах на півдні та південному заході древньої Сибірської платформи (Іркутська, Канська). В юрі море проникає лише в північну та північно-східну частини платформи (Єнісейсько-Хатанзька, Лено-Вілдюйська та Перед верхоянська западини.
Північноамериканська частина платформи Лавразія в юрський час являла собою сушу. Областю прогинання, як і за тріасу, була територія, що примикала до Східно-Тихоокеанської частини геосинклінальної області, де широко розповсюджені континентальні й морські відклади В кінці юри в результаті невадської фази орогенезу, що охопила центральну частину Кордільєр, море залишає ці райони.
Утворення океанічних западин.
Розпад Гондвани: Дані глибоководного буріння переконливо свідчать про те, що в юрі існували океанічні западини, які поділяли Північноамериканську й Євразійську частини Лавразії, про що свідчать знахідки верхньоюрських відкладів на заході Північної Атлантики (район Багамських островів). Вапняки келовею та оксфорду до 140 м. Вище білі тітон-баремські вапняки.
В юрі відбувся подальший розпад Гондвани. Морські відклади юри займають вже значні площі в межах Гондвани. Значно розширився “Мозамбікський рукав”.
Морські й лагунні відклади верхньої юри переважно вапняки відомі на більшій частині Аравійського півострову та на всьому східному узбережжі Африки.
Області опускання збільшуються на Індостані: нижня юра – карбонатна, а вище теригенні осадки з рештками амонітів. Продовжує існування стабільний морський басейн на заході Австралії. Глибоководне буріння встановило наявність морських відкладів юри навкруг сучасного Індійського океану, тобто океанічна западина вже існувала. Розділені ділянки Гондвани лишались сушею.
Де йшло накопичення піщано-глинистих континентальних відкладів, або озерно-болотяних (Великий Артезіанський басейн Австралії) та лагунні (басейн р. Конго). Істотною подією в Африці в юрі був інтенсивний траповий вулканізм (стромберзький), який охопив різні райони й особливо значним був у її південній частині в лейасі та догері. Сформувалась потужна (до 4 км) товща лав, туфів, агломератів, вулканічних брекчій.
Головні райони прояву вулканізму западини: Карру, Калахарі, Окованого, Замбезі. Осередки виникли в Малаві, Мозамбіку, Сомалі, Ефіопії, на крайній півночі Сахари, в Гвінеї тощо. В западині Карру з вулканізмом цієї фази пов’язане утворення кімберлітових трубок з алмазами. Т
раповий вулканізм проявився в Індії на сході (Бенгалія) в лейасі. В Австралії на півдні Великого Артезіанського басейну накопичувались континентальні товщі з покровами базальтів (180 м).
Геосинклінальні пояси: Середземноморський геосинклінальний пояс, який значно скоротився після герцинської складчастості, в юрі утворилося дві геосинклінальні області – Альпійсько-Гімалайська (Південна Європа, Узбережжя Північної Африки, Мала Азія, Гімалаї) – на заході, й Індонезійська (Індонезія, Бірма, частина Філіппін) – на сході. В Альпах – системам прогинів, поділених підняттями; в прогинах – піщано-глинисті й карбонатні відклади з горизонтами основних ефузивів та яшм загальною потужністю кілька км. На підняттях юрські відклади часто вугленосні, мають скорочену потужність (сотні м). Великий Кавказ – існує геосинклінальний прогин, що закладений ще в тріасі. Розріз юри північного схилу – потужна товща метаморфізованих сланців з про верстками пісковиків, які містять рештки амонітів Amalteus.
Середня юра – бурі й коричневі (руді) пісковики й сланці з амонітами Parkinsonia parkinsoni тощо. (Низи середньої юри вугленосні). Верхня юра залягає на середній – трансгресивно з конгломератами знизу, представлена мергелями та рифовими вапняками, що заміщуються доломітами й гіпсами.
На південному схилі Великого Кавказу розріз юри починається потужною товщею аспідних сланців. Але верхня частина нижньої юри й уся середня тут представлені порфіритами з прошарками туфо-пісковиків.
Верхня юра – ритмічне чергування мергелів, сланців, вапняковистих пісковиків та вапняків. Низи товщі – пісковики, темні сланці та вугілля (Ткварчелі та Ткібулі). Юра північного (14-15 км) та південного (6,5-7,5 км) схилів Великого Кавказу згідно перекрита вапняками нижньої крейди.
В окремих ділянках Середземноморського геосинклінального поясу в юрі закінчився геосинклінальний режим розвитку. На Південному-Сході. Памірі та Південному Тибеті юрські відклади ще представлені типовими геосинклінальними карбонатними й теригенно-карбонатними товщами.
Лише поява у верхах розрізу юри чорноколіроних уламкових порід свідчить про початок орогенічного етапу розвитку. В Індокитаї весь розріз юри складають континентальні осадки, які заповнюють западини, що є наслідком індосинійської фази кіммерійської складчастості.
Тихоокеанський геосинклінальний пояс в юрі (як в тріасі) на північноамериканській території Тихоокеанського геосинклінального поясу виділяються евгеосинклінальна (Західні Кордильєри) та міогеосинклінальна (Скелясті гори) зони.
В евгеосинклінальній зоні в умовах інтенсивного прогинання накопичувалась потужна товща морських теригенних утворень та кременистих утворень (гетанг-кимеридж), товщі “кульових лав” й туфів середнього й основного складу. Потужність нижньої та середньої юри у Сієра-Неваді досягає 6000 м.
В кінці періоду тут відбулась Невадська фаза складчастості. Вона викликала кутові неузгодження між кімеріджем та тітоном. Складчастість супроводжувалась перекиданням складок, великими насувами, інтрузіями гранітних батолітів.
Після невадської орогенії область геосинклінального осадконакопичення змістилась на захід – в район сучасних Берегових хребтів, де формувались потужні теригенні товщі за рахунок руйнування гір Сієра-Невада.
На північному заході Тихоокеанського геосинклінального поясу в юрі, подібно до тріасу, існувало два геосинклінальних прогини – Яно-Колимський та Анюйсько-Чукотський, розділені Колимський серединним масивом.
Підчас ранньої та середньої юри тут продовжувалось накопичення морських теригенних утворень. Вулканізм у прогинах проявлявся слабко, але периферією Колимського масиву був інтенсивним. Пізня юра – осадконакопичення переривається складчастістю, яка супроводжується кислими інтрузіями. Починає підніматися Верхоянський хребет.
На межі з Сибірською платформою закладається Передверхоянський крайовий прогин. Одночасно утворились між гірські западини. В яких відбувалось накопичення континентальних вулканогенних та вугленосних формацій.
Западини виникли й на серединному масиві (Зирянська товща). Накопичення континентальних суттєво вугленосних осадків за рахунок руйнування молодих гірських споруд йшло й у крайовому прогині.
Клімат. Відсутність серед порід юри льодовикових відкладів, значне поширення в ній вапняків, зокрема коралових (до 70 0 північної широти), а також вугленосних порід, багатство викопної теплолюбної фауни й флори, а поряд з цим незначне поширення лагунних й червоноколірних арідних відкладів свідчить про теплий або помірно-континентальний , а також вологий й рівний клімат юрського періоду взагалі.
Клімат за юрського періоду мінявся від гумідного до арідного. За ранньої юри відбулась значна Гумідизація – виходячи з значного поширення вугленосних відкладів в Сибіру, Китаї, Європі. За пізньої юри відбулась загальна арідизація, про що свідчать червоноколірні породи й солі Китаю, Індокитаю, Північної Америки
Корисні копалини. Переважно вологий клімат більшої частини юри сприяв утворенню бокситів та вугілля. Боксити відомі в Середній Азії, Єнісейському кряжі, Середземномор’ї; Вугілля – юрська епоха вугленакопичення третя за масштабом в історії Землі, майже 16% світових запасів, переважають буре вугілля (Кансько-Ачинський, Південно-Якутський, Іркутський, Ферганський, Тургайський, Кузнецький, Карагандинський та Кузбас (верхні горизонти); Ткварчелі та Ткібулі (Закавказзя); басейни Китаю та Австралії.
Горючі сланці – Підмосков’я. Поволжя, Загальний Сирт; Нафта й газ – Саудівська Аравія (Гвахар, Мізелідж); СНГ (Передкавказзя, Волго-Ембінський район, Бухарська депресія, Західносибірська западина. Мангишлак тощо).
“Залізорудна епоха” – оолітові залізні руди в западинах (Англо-Паризька, Германська, Західносибірська);Олово, молібден, вольфрам, золото, срібло, поліметали – пов’язані з кислими інтрузіями Середземноморського та Тихоокеанського геосинклінальних поясів – Забайкалля, Верхояно-Чукотський геосинклінальний пояс.
Крейдова система (період)
Початок 132 млн. років тому (за даними GSA – 144), закінчення 66 млн. років тому, тривав – від 66 до 78 млн. років.
Система виділена в 1822 р. бельгійським геологом О. Д ’Аллуа. Назву отримала за присутністю в ній білої писальної крейди. Поділ на відділи та яруси зроблений за стато типами у Франції та Швейцарії
Органічний світ. Крейдовий період завершує мезозойську еру, тому його органічний світ несе на собі риси перехідного періоду.
За ранньої крейди головні групи рослин мають типово мезозойський вигляд, а в пізню крейдову епоху відбувається різка зміна й рослини набувають кайнозойського характеру (складу).
В морських басейнах головні групи: амоніти, белемніти, морські їжаки, двостулкові молюски, губки, моховатки, гастроподи, форамініфери, склерактинії.
Амоніти набувають різноманітних форм (гетероморфні). Породоутворююче значення мають корали, моховатки, форамініфери.
Серед хребетних продовжують панувати рептилії: наземні, травоїдні та хижі (більші за 5 м висоти). В морях іхтіозаври та плезіозаври. За пізньої крейди з’являються хижі своєрідні морські ящери – мозозаври, які досягали 20 м довжини й мали зуби довжиною 20 см. Птерозаври досягали 15-24 м за розмахом крил. Подальшого розвитку набули риби, зяблюються змії (безногі плазуни). У ссавців виникають високо розвинені плацентні форми. Птахи вдосконалюються, але ще мають зуби. Рослинний світ має мезофітний характер за ранньої крейди, в пізній крейді вже панують покритонасінні.
Межа крейди-палеогену – дуже різкий рубіж в розвитку органічного світу планети, який характерний вимиранням амонітів, белемнітів, іхтіозаврів, плезіозаврів, птерозаврів, динозаврів, рудистів; значно скорочується кількість форамініфер, морських їжаків, кісткових риб, вимирають дві третини коралів. Взагалі зникає 75% видів рослин і тварин. Причини вимирання пов’язують з космічними, кліматичними, тектонічними, тектонічними і палеогеографічними факторами.
Загальна характеристика періоду. Визначної подією крейди була, на фоні слабкої регресії початку періоду, широка, одна з найбільших за весь фанерозой, трансгресія в пізній крейді. Ця трансгресія і продовження поширення і заглиблення океанічних западин завершили розпад суперплатформ Гондвана й Ангарида (Лавразія) на континентальні блоки.
Ранньокрейдова регресія була продовженням й наслідком завершаючи кіммерійську складчастість тектонічних рухів, які (разом з невадської фазою) призвели до зміни геосинклінального режиму на широкій території від Верхоянського хребта до Чукотського півострова й хребта Сіхоте-Алінь, а також на решті Тихоокеанського поясу й в більшості районів Середземноморського поясу, але на цих територіях пізніше поновилось потужне осадконагромадження.
На самому кінці крейди ларамійською фазою починається наступна – альпійська складчастість. Для геосинклінальних поясів крейди особливо характерне утворення флішу (найбільший пік флішеутворення за історію Землі).
Флішеутворення тяжіло до зовнішніх зон, а також формування спіліт-діабазових та кременистих формацій.
Зі складчастими рухами пов’язаний грандіозний гранітоїдний магматизм. Інтрузії кислого складу часто були величезними тілами батолітами, які утворювались майже в усьому Тихоокеанському поясі, а також на сході Середземноморського геосинклінального поясу – від Ірану й Афганістану до Індонезії.
З цими інтрузіями пов’язані різноманітні рудні родовища.
За ранньої крейди продовжувався епіплатформний орогенез в Забайкаллі, Монголії (який почався ще за юрського періоду) й частково на Китайській платформі.
Цей процес супроводжувався накопиченням континентальних теригенних, часто вугленосних товщ, іноді інтрузіями й наземним вулканізмом. Суходільні трапові виливи відбувались в басейні р. Парана, на Землі Франца-Йосифа й в інших районах. В цей час виникали рифтові зони на сході Бразилії, в Західній Африці (трог Бенуа) тощо. Пізньокрейдова трансгресія проявилася на всіх континентах (крім Австралії). В морях, що займали більше половини площі сучасних континентів, різко переважало накопичення карбонатних (писальної крейди) карбонатно-уламкових осадків. В кінці періоду починаються виливи трапів на плато Декан (Індія).
Трапи пізньої крейди відомі у Західній Африці (Нігерія, Камерун) та на Мадагаскарі.
Платформи: Безсумнівне існування океанічної западини Північної Атлантики в крейді визначило поділ Лавразії на два континенти: Північну Америку й Євразію, які з півночі були обмежені Полярним басейном.
До цього часу Гондвана вже розпалася на континентальні глиби: Африка, Індо стан, Австралія, поділені Індійським океаном. Цілком або частково відокремились одна від одної Північна Америка та Африка. На існування постійних западин або тимчасових зв’язків між цими континентами свідчать подібність ранньокрейдових й пізньокрейдових (коньяцьких) рептилій.
Безсумнівний, хоча й короткочасний суходільний зв’язок між Північною та Південною Америкою, судячи за подібністю пізньокрейдових комплексів динозаврів, змій, ящірок, черепах, ссавців.
Євразія складалась з епібайкальських платформ (СЄП, Сибірська, Китайська), областей каледонської та герцинської складчастостей, що приєднались до них, а також епііндо-синійської платформи (складчастої зони) – на Північному-Сході.
Геологічна історія цих областей різноманітна, але спільним для них є те, що в неокомі на території Західноєвропейських герцинід панувала суша, де відкладались озерні та річкові піски, глини. Морські умови збереглися в окремих занурених блоках (Англо-Паризька западина).
На СЄП в неокомі існував меридіональний витягнутий вузький морський басейн, який поєднував Арктичний басейн зі Середземноморським.
Типовим для Підмосков’я є такий розріз: волзький – глини й піски, після перерви, що зафіксована розмивом відкладів волзького ярусу та фосфоритами, в нижній частині розрізу крейди (беріасу) – піски й глини з Rijsanites rjasanensis, далі – валанжин глини з – Polytychites, готерив й барем – глини з Simbirskites, – апт піски з рештками рослин та альб та глини з Dolvilleiceras mammilatum – загальна потужність 100 м; на межі нижньої та верхньої крейди фосфоритова галька та піски сеноман з Schloenbachia varians, Acanthoceras rotamagense, вище турон та сантон – потужна товща писальної крейди (200-400 м) де послідовно змінюються Echynocoris ovatus, Inoceramus balticus, Belemnitella lanceolata; розріз перекритий палеоценовими пісками.
Товща писальної крейди характеризує максимум пізньокрейдової трансгресії, коли море займало широку територію (акваторію) на півдні Євразії, яка тягнулася в широтному напрямку від Середньої Азії до Англії.
Утворення писальної крейди пов’язують з розквітом мікроскопічних вапнякових водоростей (коколітофорид) й форамініфер в умовах відносно теплого моря з низькими берегами, що не сприяло значному приносу теригенного матеріалу, що може бути лише в умовах арідного клімату.
На малі глибини басейну вказують знахідки товстостінних черепашок й безпосередня зміна писальної крейди за простяганням піщаними породами.
Добре ілюструється крейдова історія Середньої та Центральної Азії схемою зіставлення відкладів пів-ва Мангишлак, Ферганської долини та Монголії:
В пізньому альбі море інгресувало в ДДЗ назустріч морям, які в цей час наступали з заходу. В сеноман море зайняло ще більшу територію, залишило Воронезьке підняття й вперше за після докембрійські часи – УЩ.
На півдні воно злилося з Тетісом, а на заході через Волино-Подільську плиту, Львівську западину, Прип’ятський прогин з морями, що вкривали Західну Європу. Море в сеномані було мілким, в ньому відкладались головним чином глауконітові піски з фосфоритами, місцями (Прикаспій, Поділля) глауконітові мергелі або глини з характерною стійкою фауною амонітів, пелеципод, форамініфер – 20-25 м. Турон-коньяк дальше поширення й заглиблення басейну.
Нагромадились значні (200 м) товщі крейди й мергелю з багатою стійкою фауною форамініфер, іноцерамів, остракоди, белемнітів, губок.
На мілководді – вапняково-піщані й кременисті породи. У сантоні утворилась протока до Арктичного моря, з’явились кременисті й піскуваті мергелі, трепели, опоки, піски, пісковики (4-100 м). У кампані та маастрихт – у крейдовому морі відновився попередній режим і відкладались карбонатні породи (мілководні – піщані) Море поступово відступало: кампан – Московська синекліза, маастрихт – ДДЗ й Поволжя.
З аналізу цих розрізів випливає, що за ранньої крейдової епохи море з території СЄП – трансгресувало на схід приблизно до меридіану сучасного Аралу. На схід була суша, де існували динозаври, викопні рештки їх знайдено в Ферганській западині й Монголії. За пізньої крейди море на сході дійшло до підніжжя гір Тянь-Шаню, інгресувало до Ферганської западини, а на півночі через Тургайську протоку з’єднувалось з морем, що покривало Західносибірську низовину.
Таймир мабуть був островом.
В Хатанзькій протоці накопичувались глауконітові піски й глини. Континентальна вугленосна товща в цей час формувалась у Вілюйській западині – синеклізі, а далі на схід у Перед верхоянському прогині – накопичувались продукти руйнування гір Верхояно-Чукоцької області.
Подібні теригенні відклади формувались у міжгірних прогинах, в районах епіплатформного орогенезу в Монголії та на території Китаю. В пізньокрейдову епоху Сибірська платформа зазнала підняття, області осадконагромадження значно скоротились.
Північна Америка – море крейдового періоду займало широку територію на схід від сучасних Скелястих гір (які являли в той час міогеосинклінальну зону Тихоокеанського поясу), досягаючи краю Канадського щита. Море наступало двома зустрічними язиками: з півдня, з області Мексиканської затоки, та з півночі – з Полярного басейну.
На півночі накопичувались теригенні відклади з бореальною фауною, на півдні – карбонатні й теригенні. Море займало також північне узбережжя Мексиканської затоки та атлантичне узбережжя.
В кінці крейди в зв’язку з утворенням піднять в Скелястих горах в наслідок ларамійською фази складчастості море відступає й на широких низовинних просторах починається формування потужної континентальної вугленосної товщі, яка містить рослинні рештки й кістки динозаврів. Ця товща вміщує родовища нафти й газу.
Частини колишньої Гондвани: В ранній крейді всі південні платформи, за виключенням Австралії, зберігали підняте положення. Море було лише на східному узбережжі Африки, частково на Мадагаскарі, займало більшу частину Аравійського півострову, яка межує з Тетісом та захід Гіндустану.
В Австралії морські піщано-глинисті осадки накопичувались на значних площах. Озерно-болотні й алювіальні відклади формувались на значних площах у (внутрішньо) континентальних западинах (Конго, Нігер) та на північному сході Африки. Континентальні піщано-глинисті відклади нижньої крейди розповсюджені також вузькою смугою на атлантичному узбережжі Південної Америки й Африки. Вище них залягає соленосна товща антського віку, яка змінюється морськими альбськими та верхньокрейдовоми відкладами.
Це “тверда” стратиграфічна вказівка на безсумнівне існування Південної Атлантики з альбського віку. Пізня крейдова трансгресія широко проявилась в Африці, в меншому ступені на інших континентах. В Австралії навпаки в цей час відбувалась регресія; море з зберігалося лише на заході, де накопичувалися лише теригенні осадки. В Африці пізньокрейдове море займало північ континенту, звідки у вигляді широкої протоки, пересікаючи Сахару, трансгресувало далеко на південь до Гвінейської затоки; під рівнем моря був майже весь Аравійський півострів.
Морські осадки широко розвинуті на атлантичному та індійському узбережжях континенту. Звичайно вони складені карбонатними й карбонатно-теригенними породами. Континентальні товщі продовжували відкладатися в основному в западині Конго та інших невеликих западинах.
В цей час утворилися вугленосні відклади на території Нігерії. Такі ж осадки формувались на широких площах в Бразилії, в Басейні р. Амазонка.
Наслідком тривалих рухів земної кори, які призвели до розпаду Гондвани, є траповий вулканізм (магматизм) ранньої крейди на р.
Парані та пізньої крейди – на плато Декан в Індії, а також рифтові зони, які формувались за крейдового періоду переважно на окраїнах південних континентів.
Геосинклінальні пояси. Середземноморський геосинклінальний пояс поділявся на три геосинклінальні області: Альпійсько-Гімалайську – південна Європа, узбережжя Північної Африки, Мала Азія, Гімалаї; Індонезійську – Індонезія, Бірма, частина Філіпі; Східно-Азійську – південно-східний Памір, Центральний Тибет, Малакка, Індокитай. Остання частина зазнала ерогенних рухів ще в тріасі та юрі.
Процес активно продовжувався за ранньої епохи крейди. А в кінці крейди на більшій частині цієї вже вирівняної території в платформних умовах накопичувались морські карбонатні осадки. В найбільш вивченій західній частині Альпійсько-Гімалайської геосинклінальної області в крейдовому періоді вирізняються три зони: внутрішня з евгеосинклінальними прогинами (Альпи, Динариди, Тавр, Понтійські гори, Малий Кавказ тощо) й два зовнішні міогеосинклінальні прогини – Північний (Піренеї, Північні Альпи, Карпати, Гірський Крим, Великий Кавказ, Копетдаг) й Північний (південні схили Східного Тавру, гори Загрос, Північний Атлас, Андалузькі гори, Південні Альпи, Східне узбережжя Адріатичного моря).
Міогеосинклінальний тип розрізу крейдових відкладів добре представлений в Карпатах (Західних, Східних, Південних). В східних Карпатах рання крейда складена піщано-глинистим флішем з прошарками конгломератів у верхній частині.
Верхню крейду також утворено флішовою товщею – ритмічним чергуванням пластів вапняковистих пісковиків й аргілітів. Загальна потужність крейди більша 2000 м. За пізньої крейди утворюються флішеві прогини в Альпах, Угорській западині (де крейдові відклади відкриті свердловинами під чохлом неогену), формуються флішові товщі в Динарі дах, Малій Азії, на Великому Кавказі.
На території Великого Кавказу зберігаються прогини. Які виникли ще в юрі. В північному прогині (Північний схил В.Кавказу) в ранній крейді накопичуються теригенно-карбонатні відклади (до 1100 м), а за пізньої – вапняки.
В південному прогині за крейдового періоду утворюється товща карбонатного й теригенного флішу потужністю до 5000 м. Підняття, що поділяло ці прогини, розросталося за верхньої крейди й зміщувало зони прогинів відповідно на північ та на південь.
Показна крейдова історія Гірського Криму (долина Бельбеку), де на складно дислокованій флішовій товщі таврійської серії (T2-J1) моноклінально залягає теригенно-карбонатна товща нижньої крейди (неоком). Структурним неузгодженням чітко фіксується прояв кіммерійської складчастості, не випадково вона отримала назву за Кримом (Кіммерія – прадавня назва Криму).
На породах таврійської серії у вигляді останців збереглися слабко дислоковані пісковики середньоюрського віку, що дозволяє розрізняти перед середньоюрську та перед крейдову фази складчастості, які супроводжувались інтрузіями. Нижня крейда з незначним кутовим та чітким стратиграфічним неузгодженням (випадають горизонти барему та апту) перекриваються товщею верхньої крейди.
В нижній частині її залягають глауконітові пісковики альбу-сеноману, які вгору за розрізом перекриваються вапняково-кременистими породами турону, а потім одноманітною товщею мергелів сенону (коньяк-сантон-кампан-маастрихт). Вапняки датського ярусу палеоцену бронюють поверхню верхньокрейдової ку ести. Потужність нижньої крейди – 100 м, верхньої крейди – 400 м.
Цей розріз демонструє неодноразові прояви складчастості різної інтенсивності (перед середньою юрою; перед нижньою крейдою; в кінці пізньої крейди, та в після крейдовий час), віддзеркалює загальний шлях подій мезозойської Альпійсько-Гімалайської області: початок утворення геосинклінального прогину в середньому тріасі й накопичення в цьому прогині товщ флішу до середньої юри; закриття прогину до середньої юри й висхідні рухи у верхній юрі; крейдове осадконакопичення в морських умовах в міогеосинклінальної зони, перервана слабкими орогенічними рухами в кінці ранньої крейдової епохи.
До початку крейдового періоду в межах Малого Кавказу відбулась складчастість, яка супроводжувалась гранітними інтрузіями; в результаті піднять більша частина Малого Кавказу стає суходолом.
Морський басейн зберігається на Закавказькому серединному масиві, він поєднується з басейном південного прогину В.Кавказу. В кінці ранньої крейди та в пізній крейді на М.Кавказі за глибинними розломами закладається система нових геосинклінальних прогинів.
Цей процес супроводжується дробленням земної кори, інтрузіями основного та ультраосновного складу. В прогинах формується товща флішу з пачками туфогенних порід. В межах Закавказького серединного масиву відкладається малопотужні крейдоподібні вапняки, ефузиви середнього складу.
В кінці крейдового періоду більша частин Кавказу зазнає підняття, яке супроводжується кислими інтрузіями, але пізніше геосинклінальні умови поновлюються.
Тихоокеанський геосинклінальний пояс.
В межах цього поясу геосинклінальний режим відмирає на території Верхоянсько-Чукоцької області, більшій частині Сіхоте-Аліню та в Північноамериканських Кордильєрах. В Верхоянсько-Чукоцькій області на початку крейди продовжується ріст піднять, які виникли ще в юрі.
Заповнюється моласою (моласовою формацією) Передверхоянський крайовий прогин, іде розвиток міжгірських западин на Колимському серединному масиві, де накопичується товща вугленосних молас. У другій половині ранньої крейди відбувається заключна колимська фаза складчастості, яка супроводжується кислими інтрузіями й утворенням, пов’язаних з ними родовищ. В кінці ранньої крейди море назавжди лишає Верхояно-Чукоцьку область.
Рухи пізньої крейди носять тут блоковий характер. Наприкінці ранньої крейди й на межі ерогенної області з тією частиною тихоокеанської оргогенної області, що лишилася, утворилася зона розломів, за якою відбулись потужні прояви вулканізму, виник Чукоцько-Катазійський вулканогенний пояс, який існував до кінця палеогену.
Центральна частина Кордильєр Північної Америки після невадської фази складчастості ввійшла в орогенну стадію розвитку.
Континентальна, іноді вугленосна формація утворилася у міжгірських прогинах в окремих частинах підняття, що росло, та на його периферії. Особливо потужні (більше 10 км) континентальні товщі конгломератів і пісковиків накопичились на протязі крейди в Британській Колумбії. На захід від підняття в ранній крейді продовжувалось евгеосинклінальне осадконакопичення.
Для цієї зони характерна францисканська серія: граувакові пісковики, що входять до складу серії, вважається утворились за рахунок розмиву вулканічних островів, що знаходились на заході від неї – в області сучасного Тихого океану, такий матеріал не міг утворюватись на сході тому, що в цьому напрямку францисканська серія заміщується чистими теригенними морськими товщами.
До складу францисканської серії входять також – глинисті сланці, ефузиви, кременисті породи.
На схід від осьового підняття Центральних Кордільєр до кінця крейдового періоду відбувалось міогеосинклінальне осадконакопичення. На при кінці ранньої крейди у евгеосинклінальній зоні проявилася складчастість й підняття, після яких ця територія знову занурилась й тут накопичувались теригенні товщі.
З фазою складчастості кінця ранньої крейди пов’язані ультра основні інтрузії; на Алясці в цей час утворились гранітні батоліти та знамениті родовища золота. Наступна фаза складкоутворення, яка охопила майже всю територію Кордильєр і супроводжувалась гранітними інтрузіями в поясі від Аляски до Мексиканської затоки, відбулась в середині пізньої крейди.
Відклади верхів крейди в багатьох районах представлені моласовими товщами. Ця фаза маже не захопила міогеосинклінальну зону. Відновилась евгеосинклінальна осадконакопичення й на заході в Берегових хребтах.
Всі океани в ранній крейді, безперечно, існували. Докази – розрізи крейди, які відкриті глибоководним бурінням, так і виходами морських відкладів цього віку на значних ділянках при океанічних частин континентів.
Але контури океанів та розподіл глибин в них значно відрізнялись від сучасних. О.П. Лисицин та інші океанологи, вважають, що підчас верхньокрейдової трансгресії в океанах були відсутні придонні холодні води, а вертикальна та горизонтальна циркуляція була слабкою.
Це призводило зараження глибоководних осадків сірководнем, настільки характерним для верхньої крейди, але можливо, інтенсивний вулканізм сприяв значному поширенню сірки (а залізо халькофільний елемент).
За думкою прибічників мобілізму, пізня крейда – це час максимальних швидкостей руху – роздвигу дна океанів, що обумовило витискання океанської води на континенти, підйом рівня океану.
Пов’язане з цим підвищення базису ерозії континентів призвело до різкого зменшення надходження до океанів теригенного матеріалу. Тому серед верхньокрейдяних відкладів в океанах та епіконтинентальних морях різко переважають карбонатні, головним чином органогенні, породи.
За крейдового періоду значно зросли масштаби базальтових виливів на дні океанів. Пояс андезитового вулканізму цього часу тяжіє до периферичних частин Тихого океану.
Клімат й палеогеографія. Згідно з реконструкціями В.Ю.Хаїна, Ронова, Балуховського, за ранньої крейди в межах сучасних континентів знайдено свідчення існування гумідної екваторіальної зони; північної та південної арідних; північної та південної гумідних зон. Екваторіальна зона була розташована вздовж сучасного екватора; вона розширювалась завдяки включенню півострова Гіндустан й зливалася в Австралії з південною гумідної зоною, тому що тут виклинювалась південна арідна зона, яка виділяється на заході.
Межа північних арідної та гумідної зон намічається приблизно в усті р. Яндзи, далі іде через о. Балхаш, Аральське море, на північ о. Кіпр, через Гібралтар й далі на захід, пересікаючи Аппалачі приблизно навпіл.
Для морів північної гумідної зони характерна бореальна фауна, а для континентів властиві своєрідні холодолюбні рослини й вугленакопичення, яке широко проявилося в Євразії (від Шпіцбергену до Півночі Китаю) й в Північній Америці. Порівняно холодний клімат за знахідками холодолюбної фауни намічається в Антарктиді.
В пізню крейдову епоху клімат стає більш вологим, що пов’язано з максимумом трансгресії. Середньорічна температура в помірних широтах була приблизно на 100С вище сучасної.
В той же час помітне деяке розширення областей посушливого клімату: екваторіальна гумідна зона виклинюється на схід від Гіндустану в результаті злиття північної та південної арідних зон.
Добрим показником теплого й, вірогідно, посушливого клімату є формація писальної крейди, яка відповідно зниженню температури морських вод заміщується глауконітовими пісками, глинами, опоками. Можливо, посушливий клімат сприяв повному витісненню мезофітної флори кайнофітною.
Корисні копалини.
Розмаїття умов осадконакопичення та інтенсивний вулканізм крейдового періоду обумовили багатство відкладів цієї системи різноманітними корисними копалинами.
З континентальними відкладами крейди пов’язані біля 21 % світових запасів вугілля: Ленський, Зирянський басейни, родовища заходу Північної Америки тощо, боксити відомі в Тургайському прогині, на Півдні Франції, в Іспанії, Терції, Ірані.
Оолітові залізні руди утворили великий басейн на північному сході Західносибірської западини.
Поклади фосфоритів крейди зустрічаються в Європейській частині СНГ, а також складають пояс родовищ від Марокко до Сирії; з лагунними відкладами крейди пов’язані родовища солей Туркменії та Північної Африки.
В багатьох країнах широко розробляються поклади писальної крейди. Крейдовий вік мають продуктивні родовища нафти та газоносні горизонти багатьох районів світу: Західносибірська западина, захід Середньої Азії, Лівія, Кувейт, Нігерія, Габон, Канада, Мексиканська затока тощо.
З кислими гранітними інтрузіями пов’язані різноманітні родовища в усьому Тихоокеанському геосинклінальному поясі: Sn, Pb, Au в мезозої дах Північного Сходу Росії, заходу Північної Америки; олов’яний пояс тягнеться через Малайзію, Таїланд, Індонезію.
Великі родовища Sn, W, Sb, Hg на північному сході Китаю та в Південній Кореї. В кімберлітових трубках крейдового віку зосереджені родовища алмазів Південної Африки та Індії.
Головні особливості геологічної історії в мезозої: Тектонічні події виділені в кіммерійський тектонічних етап, який почався в тріасі й закінчився в ранню крейдову епоху.
В межах Тихоокеанського й Середземноморського геосинклінальних поясів підчас цього етапу відбувалось потужне осадконагромадження, яке час від часу переривалось неодноразовими складчастими рухами.
Ці рухи, почались в пізньому тріасі раннекімерійською фазою, максимуму інтенсивності досягли в пізній юрі (невадська фаза), в ранній крейді (колимська фаза). Складчастість призвела до відмирання геосинклінального режиму та різкого скорочення площі морських басейнів на сході Середземноморського поясу та в північній частині Тихоокеанського (на сході й заході) поясу.
В межах платформ кіммерійський тектонічний етап відбився поступовим наростанням трансгресії до пізньої юри та в регресії середини ранньої крейди. За пізньої крейдової епохи відбувається одна з найбільших трансгресій в історії Землі, яка охопила майже всі континенти й належить вже наступному – альпійському – тектонічному етапу.
Під час кіммерійського тектонічного етапу завершується розпад суперплатформ Гондвана та Лавразія (Ангарида) в результаті активного формування океанічних западин.
Цей процес супроводжувався інтенсивними глибовими рухами за глибинними розломами – епіплатформним орогенезом, чітко проявленим в Азії в крейдовий час; рифтогенезом, який особливо посилився за ранньої та середньої юри й ранньої крейди (до та після пізньоюрської трансгресії).
Прибічники “фіксизму” пояснювали утворення океанічних западин лише вертикальними рухами (зануренням материкових блоків та їх океанізацією, – “мобілісти” – розколюванням та горизонтальними рухами глиб літосфери.
Органічний світ мезозою, що мав палеозойські релікти в тріасі й нові кайнозойські елементи фауни й флори в крейді, відрізнявся своїми рисами.
Найважливіші групи – амоноідеї, белемноідеї та рептилії. Завдяки виключному багатству та різноманітності рептилій мезозой називають “ерою рептилій”.
Кінець крейдового періоду характерний вимиранням багатьох груп фауни, що дослідники намагаються пояснити низкою факторів.
Вплив одного з факторів, різкої зміни палеогеографічних умов, можна вважати незаперечним. Крім цього існує низка біологічних причин (зміни біоценозів, зменшення чисельності, які також пов’язані з кліматичними змінами), що спричинили масові вимирання.
