2.2. «Розвиток території України у фанерозої»

КАЛЕДОНСЬКИЙ ЕТАП. Палеозойська ера ознаменувала новий етап розвитку геологічної структури території України. Відклади нижнього палеозою відомі в Україні лише в західних та південно-західних областях. Вони тягнуться смугою шириною до 200 км від Волинської до Одеської області. Східна ж частина України в ранньому палеозої входила до складу Сарматського суходолу, де переважали процеси розмивання.

Перикратонні опускання південно-західної околиці Східно- Європейської платформи призвели до розвитку в каледонському циклі Дністровського перикратонного прогину, який виповнювався осадами венду, кембрію, ордовику, силуру та нижнього девону. На захід від ньго, в межах сучасних Карпат, у цей час розміщувалась Галицька геосинкліналь.

Верхньовендські та кембрійські товщі в Дністровському прогині утворили морську теригенну платформну формацію. Морська трансгресія тривала до середини кембрію, а потужність осадів які в цей час відклалися досягала 600 м. море трансгресувало з боку Галицької геосинкліналі. У другій половині пізнього кембрію осадконакопичення на південній околиці Східно- Європейської платформи повністю припинилося. Загалом же кембрійський період для території України був геократичним. Більша її частина, за винятком Волино-Поділля та Прикарпаття, була невисоким континентом з дещо вищими позначками, ніж, скажімо, в межах сучасних Подільської та Придніпровської височин.

В ордовику переважна частина України залишалась суходолом. Мілководне ордовицьке море поширювалось лише на південний захід від лінії Рівне – Хмельницький – Одеса, вздовж околиці Східно- Європейської платформи. Глибоководні осади могли відкладатися в пра-Карпатах та пра-Добруджі, які скоріше за все розташовувались у межах Сереньоєвропейського палеобасейну – перехідної ланки між Палеотетісом та Япетусом.

Протягом силуру Східно-Європейська платформа перебувала в приекваторіальній частині північної півкулі. Клімат тут був тропічний аб теплий, помірно зволожений. Рівнинний суходіл був прорізаний повноводними річками, які приносили до мілководних шельфових та лагунних ділянок прісну воду, необхідну для осадження доломітових та доломітово-уламкових мулів.

Силурійські осади на території України відкладались у зоні зчленування Фенно-Сарматського суходолу, який повільно підіймався, та Середньоєвропейської герцинської геосинклінальної області, що занурювалась. Відкладались типові осади шельфової зони (аргіліти, доломіти, домерити, вапняки з тропічною фауною), відомі в Середньому Придністров’ї, та пелагічні (гр. - морські) осади материкового схилу, представлені товщею мергелів і невелики верствами вапняків, аргілітів, алевролітів, скупчених у Львівському палеозойському пригині. На схід від лінії міст Костопіль – Хмельницький – Могилів-Подільський – Одеса в силурі був суходіл.

У ранньому девоні морський басейн поступово мілів, берегова лінія відступала на захід, і моські осади в Придністров’ї змінились червоноколірними пісковиками, аргілітами, алевролітами – відкладами, сформованими в умовах низовинної акумулятивної рівнини з добре розвинутою річково-озерною мережею.

На рубежі раннього і середнього девону завершилась перебудова структурного плану південного заходу Східно-Європейської платформи, що призвело до відмирання Дністровського перикратону та поділу його на окремі прогини: Львівський та Придобруджинський. На сході України почала формуватися Дніпровсько-Донецька западина. Це свідчить, очевидно, про завершення каледонського та початок герцинського циклу геологічної території України.

ГЕРЦИНСЬКИЙ ЕТАП. В середньому девоні на території Львівського прогину утворився залишковий Львівсько-Люблінський прогин, який проіснував до середини карбону, заповнюючись уламковими та вугленосними осадами. З кінця середнього карбону Волино-Подільська плита пережила обширні підняття. Континентальні умови зберігалися тут аж до середини мезозойської ери.

З пізньої юри й до наших днів на плиті синхронно відбивалися рухи в сусідній Карпатській геосинкліналі, тобто чергувалися підняття та опускання і, відповідно, розподілялись на її території мезокайнозойські відклади. Зокрема, можна виділити значні крейдову та неогенову трансгресії, осади яких тут дуже поширені.

Пізньопалеозойський етап розвитку структури території України найяскравіше проявився в центральній частині платформи, де у цей час формувалися Дніпровсько-Донецька западина (ДДЗ) та Донецька складчаста область.

За метеріалами глибинного сейсмічного зондування можна припустити, що в розвитку Дніпровсько-Донецької западии основну роль відігравали пульсаційні розширення і стискання мантійного діапіру. Розширення останнього почалося ще до середини девону. Починаючи з середнього девону, область набуває рифтогенної стадії свого розвитку. На дні рифта відкладаються потужні товщі глинисто-карбонатних та ефузивних порід (місцями до 1700 м і більше), а також поклади кам’яної солі. При цьому максмальний об’єм вулканогенних продуктів формувався в період максимальних занурень брил земної кори в межах рифта.

У ранньому карбоні ДДЗ вступає в синклінальну стадію розвитку. У гумідному кліматі при чергуванні морських і континентальнх умов відкладаються вугленосні утворення, теригенні та карбонатні породи. В аридному кліматі пермського періоду вдруге склалися умови, сприятливі для нагромадження солей (зокрема, в Бахмутській улоговині).

Донецький басейн, який у ранньому палеозої був гірською складчастою країною, в середньому девоні разом із ДДЗ був втягнутий у занурення та покрився морем. Вважають, що з цього часу він вступив у режим геосинкліналі. Стійкий морський басейн з переважно карбонатним накопиченням утримувався до середини раннього карбону, коли на тлі загального занурення в ньому розпочалися ритмічні коливальні або пульсаційні рухи незначної амплітуди, що спричинило нагромадження дуже потужної вугленосної товщі. У ній морські осади чергуються із континентальними, що безперечно вказує на часту зміну фізико-географічних обстановок у цей час – морське мілководдя змінювалося низовинним заболоченим суходолом з річками, приморськими озерами тощо. Клімат того часу був вологим, тропічним. Такі умови зберігались у Донбасі до кінця кам’яновугільного періоду.

Зміна клімату розпочалась у пізньому карбоні і тривала у напрямі аридизації і в пермі. Змінився характер басейнів – поряд з морськими із нормальною солоністю виникли й почали переважати водойми, в яких відклались хемогенні осади: гіпси, ангідрити, доломіти, кам’яна сіль. Протягом пермі відбувалося поступове осушення Донбасу.

Горотвірні процеси герцинського тектонічного циклу розпочалися ще в пізньому карбоні та особливо посилились у середині та наприкінці пермського періоду, приблизно 260-225 млн. років тому. Як наслідок, потужна товща нагромаджених геосинклінальних відкладів карбону-пермі була інтенсивно пофалдована, піднята й перетворена на гірську країну. Магматизм проявився тільки на початкових фазах горотворення.

МЕЗОКАЙНОЗОЙСЬКИЙ ЕТАП. У мезокайнозої територія Донбасу була переважно суходолом (за винятком околиць). Остання трансгресія проникла на цю територію в міоцені.

На межі палеозойської та мезозойської ер на території України протягом тривалого часу (пермський та тріасовий періоди) переважають континентальні умови, процеси денудації. В аридному кліматі формувалися потужні товщі строкатоколірних відкладів, які, очевидно, мали повсюдне поширення, а зараз збереглися в Донбасі, ДДЗ та інших місцях.

В юрському періоді проявилися значні опускання та пов’язані з ними морські трансгресії. Зокрема, значні занурення спостерігались у межах Причорноморської западини, південна частина якої в цей час розвивалась як геосинкліналь, у якій нагромаджувався фліш таврійської серії (кінець тріасу – рання юра). В пізній юрі тут починається гороутворення, яке супроводжувалося потужним вулканізмом. Кіммерійський орогенний етап завершив формування різновікового фундаменту молодої Скіфської платформи і, починаючи з крейдового періоду, на ній нагромаджуються горизонтально-верствуваті відклади чохла. З того часу й до нині платформа переживала лише епейрогенічні коливання земної кори, що зумовлювали на ній періодичні трансгресії та регресії морів з області Тетісу.

Крейдовий період в історії розвитку геологічної структури України був новим етапом розширення морських умов. Моря покривали майже всю її територію, причому відкладались переважно карбонатні осади – вапняки, мергелі, писальна крейда, що може вказувати на тропічний характер тодішніх морів. Потужні товщі цих осадів покривають такі території, як Волино-Поділля, Причорномор’я, Північний Крим, ДДЗ.

У палеогеновому періоді площі, зайняті морями, скорочуються. В середині еоцену Український щит підіймається над рівнем моря, в його межах створюються обстановки, сприятливі для вивітрювання, а також для формування буровугільних родовищ Дніпровського басейну. Морські умови в палеогені утримувалися в Карпатській та Кримській геосинкліналях.

Гірський Крим інтенсивно занурювався в пізньому тріасі і ранній юрі. Вже з середини юрського періоду тут починаються підняття, підводні вулканічні виверження та утворення потужних ефузивних товщ (мис Фіолент). Водночас утворюються великі інтузивні тіла: гори Аюдаг, Карадаг, Кастель, Урагу та ін. У палеогені, як уже згадувалось, значна частина сформованого Кримського мегаантиклінорію вкривалася морськими водами. Орогенна (завершальна) стадія розвитку цієї території припала на олігоцен – початом міоцену. Отже, починаючи з пізнього тріасу і до нашого часу область Гірького Криму перебувала на геосинклінальній стадії розвитку. До початку олігоцену тут переважали низхідні рухи, нагромадження осадів значної потужності, вторгнення магматичних інтрузій. Це була перша фаза (етап) геосинклінального розвитку. Починаючи з олігоцену і до нашого часу продовжується орогенна, завершальна фаза розвитку, з висхідними тектонічними рухами, складкоутвореннями тощо.

Чорноморська западина, розташована поряд з Гірським Кримом, продовжує поглиблюватися й заповнюватися теригенними осадами, потужність яких уже перевищує 7000 м. Вважають, що вона переживає початкову фазу геосинклінального розвитку.

У Карпатах до виникнення геосинклінального флішового басейну існувало пізньоюрське море, у значній частині якого відкладались карбонатні породи, здебільшого вапняки. Зародження геосинкліналі та осадження флішових товщ почалося в ранньокрейдову епоху та тривало далі протягом крейдового та палеогенового періодів. В історії розвитку флішової Карпатської геосинкліналі умовно виділяють чотири основні стадії: ранньокрейдову, пізньокрейдову, палеоцен-еоценову та олігоценову. В цей час відбувалося формування флішових трогів, розділених підняттями (кордільєрами). В трогах відкладались потужні товщі одноманітних, переважно теригенних, осадів. Басейн поступово поглиблювався і заповнювався осадами. Занурення мало осциляційний характер, тобто на тлі загального прогинання відбувалися дрідні коливальні рухи, що, очевидно, зумовило ритмічність флішових товщ.

Перша карпатська фаза складчастості проявилася наприкінці олігоцену. Це був переломний момент в історії Карпат – розпочалася орогенна стадія їх розвитку. Одночасно із підняттям складчастих Карпат відбувалося занурення сусідньої з ними області – Передкарпатського передового прогину. Він почав заповнюватись потужною товщею молас. У прогині вирізняється Внутрішня зона, що прилягає до Карпат, та Зовнішня, яка межує з Волино-Подільською плитою. Як наслідок другої міоценової фази складчастості виникає сучасна структура Карпат: Карпати були насунуті на Передкарпатський прогин. Відклади внутрішньої зони інтенсивно дислокувались і, в свою чергу, насунулись на Зовнішню зону, причому амплітуда насувів перевищила 20 км.

На останній неотектонічній стадії відбувалося загальне підняття власне складчастих Карпат, перерізаних численними долинами, а також області Передкарпатського прогину.

Формування Закарпатського прогину, на відміну від Передкарпаття, супроводжувалось інтенсивними вулканічними процесами. Верхні моласи відкладались там ще в міоцені та пліоцені, а наприкінці орогенної стадії відбувалися потужні виливи базальтів, андезито-базальтів, сформувалися туфи і туфобрекчії, якими складений Вигорлат-Гутинський (Вулканічний) хребет. У цей час відбувалося і вторгнення інтрузій, з якими пов’язані металічні корисні копалини Закарпаття. На неотектонічнму етапі пройшло загальне підняття території.

У неогеоновому періоді морем вкривалися лише південно-західна та південна частини території України, де відкладались переважно теригенні (піски, пісковики, глини), карбонатні (вапняки) породи та гіпси. Інколи із узбережною зоною неогенових морів повязувалося утворення рифів, як це можна спостерігати на Поділлі на прикладі Товтр (Медоборів). Товтровий кряж сформувався в неглибокому тропічному морі з решток літотамнієвих водоростей, черепашок двостулкових та черевоногих молюсків, червів роду Serpula та коралів і після відступу останнього сарматського моря (орієнтовно 14 млн. років тому) залишився у рельєфі у вигляді невисокого горбкуватого пасма, яке з північного заходу на південний схід перетинає дві області України – Тернопільську та Хмельницьку.

Розвиток геологічної структури території країни завершився у неогені встановленням континентального режиму на всьому її просторі.

АНТРОПОГЕННИЙ ЕТАП – ознаменувався різкою зміною фізико-географічних умов, пов’язаною зі зволоженням та похолоданням клімату. Із центрів наземного зледеніння, які розміщувались на півночі Євразії, на Україну насунулися маси материкової криги. Епохи потеплінь чергувалися з епохами похолодань. У міжльодовикові епохи встановлювався теплий клімат, у ранньому антропогені – близький до субтропічного. Епохи похолодань супроводжувались наступом льодовикових мас, які на рівнинну територію України поширювались, очевидно, двічі.

У середньому антропогені льодом покривалися значні площі Придніпров’я, де розвивався так званий дніпровський льодовиковий язик. Під час покривних зледенінь існувала кліматична зональність, яка зумовила формування специфічної морфоскульптури: льодовикової, водно-льодовикової і лесової. В такий спосіб формувалися моренно-зандрові, зандрові та лесові рівнини. Утворення їх відбувалося в умовах льодовикових та перигляціальних зон, які простягалися вздовж переднього краю льодовика далеко на південь. У перигляціальних зонах основними процесами були морозне вивітрювання, еолова діяльність (нагромадження потужних лесових товщ), соліфлюкція та формування річкових долин, які поглиблювали русла в льодовикові епохи та розширювались в епохи потеплінь. Чергування таких умов призводило до утворення терасових рівнів таких річок, як Дніпро, Дністер та ін.

Ритм кліматичних змін спричинив евстатичні коливання рівнів Чорного та Азовського морів. Порівняно із сучасним ці рівні знижувалися на 70-80 м. Чорне море то перетворювалось на озеро (Чаудинське та Давньоевксинське раннє) в льодовикові епохи, то знову ставало морем і з’єднувалось із Середземним за рахунок опускання суходолу на місці Егейського моря з утворенням Босфору та Дарданелл. Приблизно 30 тис. років тому рівень водойми різко знизився, й утворилося Новоевксинське море. Саме тоді зникло Праазовське море, і лише близько 5 тис. років тому утворилися сучасні Чорне та Азовське моря.

У післяльодовиковий час фізико-географічні умови території України поступово наближаються до сучасних.