Позднепротерозойской еон (верхнепротерозойскими еононета) - pr, рифей - r

Загальна характеристика Позднепротерозойський еон тривав з 1650 до 570 млн. Років. Більшу його частину составляshy-ет рифей, ранг якого не зовсім ясний, останні 80-100 млн. Років - венд, тривалість коshy-торого відповідає інтервалу періоду. Відкладення верхнього протерозою набагато слабкіше, ніж попередні, порушені метаморфізмом (геосинклінальні породи тільки в зеленосланце-вої фації), часто взагалі неметаморфізованних. Для розчленування верхнепротерозойских отложеshy-ний, як уже говорилося вище, в принципі можливе застосування біостратиграфічних методу. З цих міркувань автори вважали за можливе виділити пізній протерозой в окрему глаshy-ву. Верхнепротерозойскими еонотема розвинена досить широко у всіх регіонах світу. "Рифейских група" була виділена в 1945 р Н.С.Шатскім (Ріфей - давня назва Трал ") в Башкирському антиклинорії. Під цією назвою об`єднувалися верхнепротерозойськие товщі від бурзянской серії внизу до каратавской серії вгорі. Відповідно до чинної стратиграфічної схемою докембрію Росії (табл . 1, кол. вкл.), рифей, як і пізній протерозой, здебільшого коshy-торого він є, має ранг зона. Ріфей підрозділяється на три ери: раннеріфейскую - R, (-1600-1350), среднеріфейскую - R<sub>2</sub> (1350-1000) і позднеріфейскую - R<sub>3</sub> (1000-650 млн. Років). На нараді в Уфа в 1990-рр ^ ля цих підрозділів прийняті також найменування відповідно бурзяній, юрматіній і каратавій, проте доцільність вживання цих назв обговорюється. Протягом рифея здійснювалися п`ять фаз складчастості: кібарская II порядку (1400-1300), авзянская III порядку (1250-1200), Гренвільський I порядку (1100-1000), луфіліанская II порядку (780), байкальська (Катангского) I порядку (680-650 млн. років). органічний світ Найважливіший рубіж у розвитку органічного світу збігається з початком пізнього протерозою, коли повсюдно з`явилися достовірні еукаріоти - організми, клітини яких мали обоshy-собления ядра. Еукаріоти перейшли частково до кисневого подиху або могли чергувати кисневе дихання із заворушеннями в залежності від мінливих умов проживання. Серед них з`явилися перші планктонні організми. Другий найважливіший рубіж збігається з початком середнього рифея, коли з`явилися прімітівshy-ні багатоклітинні організми серед рослин і тварин. У складі останніх були вже не тільки нерухомі бентосні форми, а й рухливі илоедов. Припускають, що слідами жізshy-недеятельности останніх є катаграфіі, зустрінуті у відкладеннях з віком 1200 млн. Років. В середньому рифее відзначені також акритархи, які за зовнішнім виглядом напоміshy-нают спори рослин, але представляють залишки фіто- і зоопланктону. Таким чином, в середньому рифее життя на Землі стала більш багатою і різноманітною. Особливо пишне розвиток полуshy-чилі ціанобіонти (синьо-зелені водорості), залишки життєдіяльності яких - строматоshy-літи - мають важливе значення для стратиграфії рифея. У Росії вперше була розроблена методика їх вивчення і практичного застосування. За строматолітам вдалося виділити чотири підрозділи ріфея- для кожного з них встановлені свої характерні групи пологів, разлічаshy-ються по морфології будівель.

Етап розвитку органічного світу, що почався в середньому рифее, пов`язаний з досягненням точshy-ки (рівня) Пастера. В цей час вміст кисню в атмосфері перевищила 0,2%, що обеспеshy-Чіва захист організмів від ультрафіолетового випромінювання додатково до метровому шарі води. Тварини повністю перейшли до кисневого подиху і змогли підніматися до водної поверхні. Типовою едиакарской фауни у відкладеннях пізнього рифея з достовірністю обнаshy-ружіть не вдалося, однак, судячи з новітніми даними М.Б.Гніловской (Притиманья, південний схід Сінокорейского кратона), виявляються залишки найдавніших аннелідоморфних організмів, ізвесshy-тних у китайських дослідників як Protoarenicolaі ін. (Соколов, 1999) - ізотопний вік по глауконіти 738,5 млн.лет. В цілому ж для рифея характерний значно більш різноманітний бактеріально-фйтопланктонний биос. У мілководних епіконтінентальних теплих морМ, `на шельфах і в лагунах різко домінував ціанобактеріальних бентос, зазвичай формував потужні товщі строматолитов. А пелагиали були заселені різноманітними фітопланктоном.

Структури земної кори і породоутворення Слідом за позднекарельскім етапом дроблення земної кори, підйому термального фронту, потужними виливами кислих лав, в ранньому рифее почався інтенсивний процес формування великих платформ в межах, близьких сучасним, а також процес закладання нових геосінкshy-лінальних систем, багато з яких продовжували розвиватися протягом усього пізнього доshy-кембрия і фанерозою. Цей етап тектонічного розвитку називають Байкальської епохою складчаshy-тости. Байкальської складчатостью Н.С.Шатскій (1932) назвав складчастість кінця протерозою і початку кембрію. Він показав, що байкальська складчастість включала події того ж характеру, що і виділені Е. Зюсом і М.Бертраном наступні каледонская, герцинская і альпійська складчастості. У байкальскую епоху також відбулися великі орогенічеськие руху, в резульshy-таті яких великі геосинклінальні області перетворилися у великі складчасті системи, а потім в платформи, тобто перейшли в нові геотектонічні умови свого розвитку. У заshy-вершать фазу байкальської епохи тектогенеза в одних випадках відбулося нарощування соshy-будівлі раніше платформ, в інших - злиття окремих платформ один з одним. На деяких ділянках земної кори, де діастрофіческіе руху були менш сильними, згодом воshy-зобновілось геосинклинальное осадконакопление. Східно-Європейська платформа набула обрисів, близькі сучасним. Вона ограshy-нічівалась з усіх боків міогеосинклінальниє поясами (Еокаледонскім, Гіперборейської-Ті-Манський, рифейских і ін.). Виконані ріфейськимі відкладеннями авлакогени утворювали систему з двох перпендикулярних напрямків (СЗ і СВ), приблизно паралельних прямоугольshy-ним кордонів платформи і обрамляють її геосинклінальних поясів. До Східно-Европейсshy-кою платформі приєдналися складчасті структури Тимана, Большеземельской тундри, полуshy-островів Канін, Рибачий, Вернигора. Сибірська платформа за розмірами перевершувала сучасну. Вона об`єднувала Ангарсshy-кий, Чарский, Алданский КРАТОН блоки і деякі межкратонние стародавні складчасті пояса. Південніше її обрамляли Енисейско-Саянская, Байкальська і Охотська геосинклинали. На північному воshy-стоці платформу обмежувала колімська міогеосинклінальная область. Від геосінкліналей в сторону платформи відгалужується вузькі клиноподібні авлакогени, заполнявшиеся відкладеннями рифея. До Сибірській платформі приєдналися байкаліди Західного Забайкалля, Патомского нагір`я, північного сходу Східного Саяна, Єнісейського і Туруханского кряжів. Індійська платформа розташовувалася південніше Центрально-Азіатської геосинклінальної сісshy-теми. У рифее з нею межували Древнегімалайская, Афганська та Східно-Гатських області пра-Тетиса. Китайська платформа утворилася в результаті злиття Китайсько-Корейської, Південно-Кіshy-тайської і Таримской платформ. В Африці злилися чотири великі платформи: Західно-Африканська, Нільська, Нео-Касаї і Трансвааль-родезійського. Разом з Аравійської платформою вони утворили єдину Афрікано-Аравійську платформу. В Австралії утворилася одна велика платформа, * схід від якої перебувала геоshy-кормушка Маунт-Айза. У Північній Америці замість невеликих протоплатформ виникла величезна Північно-Амері-канская платформа, обмежена рухливими геосинклінальними областями: на північно-запаshy-де та півночі Іннуітской, на південному сході Гренвіллской, на заході Кордільерськой.

У Південній Америці в рифее існували велика Південно-Американська платформа та платформа Сан-Франсіску. Ці платформи поділялися Парагвай-Арагуайской геосінклінаshy-ллю. В результаті байкальської складчастості виникла велика Південно-Американська платформа. Між платформами і навколо них розташовувалися тектонічно активні пояса і окремі геосинклинали. Між Східно-Європейської, Сибірської і Китайської платформами був распоshy-хибна Урало-Монгольський рухливий (геосинклінальний) пояс. Між Північно-Амеріканс-кою і Східно-Європейської платформами розташовувалася Грампіанських геосинклінальна обshy-ласть Північно-Атлантичного рухомого пояса, Північно-Американську платформу облямовували з півночі Іннуітская геосинклінальна область, з південного сходу Аппалачського геосинкліналь цього ж пояса. Навколо всієї берегової частини Тихого океану розташовувався величезний Тихоокеанський подshy-Віжн пояс з двома гілками - Західно- та Східно-Тихоокеанської геосинклінальними обласshy-тями. Нарешті, між Гондваною і платформами Північної півкулі розташовувався субшіротshy-ний Середземноморський рухомий пояс (див. Схему I, кол. вкл.). Велике значення має Тихоокеанське кільце рифейских відкладень, що обрамляють з усіх боків океанічну западину. Природно допустити, що в цей же час виникла і западина самого океану, звичайно, в межах, що відрізняються від совреshy-сних. По всій видимості, в рифее розширилися "і заглибилися западини, що існували на місці сучасного Атлантичного океану. В цілому на початку пізнього рифея в ряді райоshy-нів світу були закладені нові геосинклінальні пояса і платформи. Потім тривали дальнейshy-шиї розвиток геосинклінальних поясів і стабіліshy- зация платформ. стратотипической є Ріфейскій компshy-лекс Башкирського антиклинория Південного Уралу. Загальна потужність відкладень 13 км, абсолютний вік 1680-570 млн. років. Відкладення стратотип рифея формувалися в умовах міогеосінк іналі і розділені на три ера-теми ( "протосистемах", фітеми): бурзянской, юрматінскую і каратавскую (відповідно R_bR₂, R₃). Кожна з них ділиться на почту і підсвіти.

У бурзянской і юрматінской ератема іноді наshy-блюдаются покриви еффузівов. Кожна із серій містить своєрідні комплекси строматоліshy-тов, онколітів і катаграфій. Ератеми або серії розділені великими перервами і незгодами. Кожна з них має свої особливості. Так, в бурзянской ератема присутні діабази, спіліти, туфи, а у верхній частині залягають потужні пачки кристалічного магнезиту (Саткинськая родовище), а також сідеріта і бурого залізняку (Бакальское родовище). Породи цієї серії прорвані Бердяушскім масивом гранітів-рапаківі та пов`язаних з ними нефелінових сієнітів. Продолжітельshy-ність ери 200-250 млн. Років. У юрматінской ератема зустрічаються пластообразниє поклади бурого железняков (Катав-Іва-нівський родовище). У колнце юрматінія - складчастість і впровадження інтрузівов. Продолshy-жительность ери до 300-350 млн. Років. У каратавокой ератема переважають породи червонувато-коричневого кольору (в попередніх - темно-сірі). Прогин захопив значну частину Башкирського підняття і зону Уралтау. Проshy-тривалість близько 500 млн. Років. Потужність 1,1-4 км. В кінці каратавія - складчастість заверshy-шает байкальский мегациклів, що мав тривалість близько 1 млрд. Років. На рифее з розмивом залягає також зім`ята в складки товща поліміктових пісковиків, конshy-гломератов і алевролітів потужністю до 1,5 км, що виділяється в Ашинская серію. Ця серія отноshy-сується до венду і являє собою молассового формацію, відповідну орогенному етапу байкальської епохи тектогенеза. Рифейские опади західного схилу Уралу формувалися за рахунок продуктів руйнування суші, що розташовувалася на захід, і накопичувалися в мілководній морському басейні в умовах жаркого клімату, на що вказують потужні карбонатні товщі зі строматолітових рифами, коса шаруватість і знаки брижів на поверхні нашарування порід. Протягом рифея відбувається опускання окремих платформних ділянок під рівень моря, хоча в цілому на платформах різко переважають підняття. Виняток в цьому відношенні представляють Сибірська, Китайсько-корейська і Південно-Китайська платформи, які приблизно з другої половини рифея наполовину були зайняті морем. В цілому ж осадконакопление проісshy-ходило переважно в межах лінійних, обмежених розломами западин - авлакогенов (рифтових зон платформ). Це свідчить, що опускання платформ супроводжувалося раскаshy-ливаніем їх фундаменту. Іноді (переважно в ранньому і середньому рифее) по розломах ізshy-ливаются базальтові магми. Вони відомі на Східно-Європейській, Північно-Американської, Індійської та інших платформах. В цілому, за підрахунками А.Б.Ронова, В.Е.Хаіна і К.Б.Сеславінского, більше половини ніжshy-не- і среднеріфейскіх відкладень платформ представлено теригенними породами, рідше встреshy-ються доломіт і вапняки. У другу половину рифея роль теригенних опадів ще больshy-ше зростає- винятком служить Сибірська платформа, де карбонатні відкладення цього возshy-раста складають близько половини загального обсягу опадів. Рифейские відкладення представлені платформеними теригенно-карбонатними товщами, що складають чохол древніх Кратон. Серед геосинклінальних відкладень краще відомі міо-геосинклінальні з великою кількістю грубообломочних порід, з потужними карбонатними (доломітовими) або сланцево-карбонатними товщами. Часто зустрічаються ритмічно-шаруваті товщі типу флиша. Для евгеосинклінальних відкладень характерні граувакки-сланцеві товщі з кислими вулканитами. Широко поширені мілководні відкладення, червоноколірні породи, нерідко з глаукоshy-нітом. Часто зустрічаються евапоріти. Осадові залізні руди представлені в основному гема-Тітов і сідерітових пластовими покладами (уральського тіла-).

Роль вулканітів, хоча і часто зустрічаються, набагато менше, ніж в більш древніх товщах. Їх склад: на платформах - "стародавні Трапп", в евгеосинкліналях - базальтоидах, андезити, ріо-літи. Потужності відкладень від 3-5 до 10-12 км. Платформні формації залягають горизонтально або слабко похило. Тільки поблизу разshy-ломів спостерігаються дислокації. Геосинклінальні товщі зім`яті в лінійні складки. На Східно-Європейській платформі виходи рифея встановлені по периферії Балтійського щита, на заході і південному заході Українського щита і в Білорусії. На решті території рифей розкритий свердловинами під покровом більш молодих відкладень на глибинах до 500 м, а місцями до 3-4 км. Як правило, ріфейськие відкладення виконують авлакогени і лише в пізньому рифее виходять за їх межі. Можливо, що спочатку ці відкладення мали більш широке майданні поширення, пізніше вони частково були розмиті і збереглися лише в найбільш прогнутих ділянках платформи. На заході і в центральних районах Східно-Європейської платформи рифей представлений червоноколірними теригенними товщами і еффузівамі, а східніше - карбонатними і теригенно-карбонатними породами. З оздоблення Балтійського щита до нижнього і середнього ріфею отshy-носиться товща разнозерністих пісковиків, гравелитов і конгломератів загальною потужністю свиshy-ше 1 км, яка ділиться на дві свити: Приозерськ і заперечливо залягає на ній Салмінський, що містить горизонти базальтів і їх туфів. У центральній частині платформи (Пачелмский авлакоген) в підставі верхнього рифі виділяється товща червоноколірних пісковиків з прослояshy-ми гравелитов і конгломератів потужністю 1,1 км. Вище залягають глауконітові пісковики і алевроліти потужністю 250 м, які змінюються доломитами із залишками мікрофітолітов, ізshy-Вестн в верхньому рифее Уралу, і товщею зеленувато-сірих аргілітів, алевролітів і песчаніshy-ков потужністю понад 500 м. Абсолютний вік цієї частини розрізу оцінюється по глауконіти 750-765 млн. років. В цілому для верхнього рифі інших регіонів світу також характерні континентальні червоноколірні товщі. Іноді спостерігаються прекрасна окатанность піщаних зерен І коса СЛОІСshy-тост еолового і потокового типів. У Байкальської гірської області аналогом рифея є Патомского серія, на Енісейськом кряshy-же - сухопітстя, тунгусікская і ослянская серії, в Північному Китаї - синій, на Канадському щиті - надсерія КіВіН, в Північно-Американських Кордильєр - надсерія Белт, в Екваторіальній Афshy-рике - надсерія Кібарі. Літостратіграфічеських комплекси серед рифейских відкладень не виділені через отсутshy-наслідком специфічних формацій. умови накопичення опадів Теригенні породи: псефіти, псамміти, глинисті породи-багато красноцветов. Наблюshy-даються ознаки мілководдя. У пізньому рифее - багато мідистих піщаників. Карбонатні породи: потужні мілководне-морські платформні і геосинклінальні отshy-розкладання, що містять строматоліти і микрофоссилии. Вулканізм в рифее тривав, але вже в менших масштабах, ніж в пізньому Карелії. Вулshy-Каніт переважно кислого складу, основні породи мають підлегле распространеshy-ня (толеітовие базальти). Фізико-географічні умови Судячи з відносин ізотопів кисню в породах надсеріі Белт США, температура земshy-ної поверхні 1300-1200 млн. Років тому була в межах 40-50 ° С (в PR, t= 60 °C). Зниження температури швидше за все пов`язано зі зменшенням вмісту СО₂ і водяної пари в атмосфері (сучасна середня t~ 15 °C).

Висока температура води сприяла розчиненню кремнезему і широкому распростshy-поранення кременистих порід (з микрофоссилий). Широке поширення евапоритів свідчить про аридизации клімату. Про розвиток кор хімічного вивітрювання можна судити по наявності високоглиноземистих опадів. У пізньому рифее зустрічаються два рівня льодовикових відкладень. У ряді районів світу (Восshy-точна Європа, Африка, ЮВ Азія) позднеріфейское заледеніння мало покривний характер, ледshy-ники займали величезні прощади. На Сибірській платформі льодовикові відкладення прослежіваshy-ються тільки на Енисейской кряжі. Широке поширення червоноколірних порід вказує на помітне збільшення содержаshy-ня вільного кисню в порівнянні з Карелії, що пов`язано зі збільшенням біомаси фото-синтезують водоростей. Це повинно було позначитися на складі морської води: хлоридно-карбонатні води замінялися хлоридно-сульфатними. Свідоцтва кліматичної зональності відсутні. Червонокольорові породи, евапоріти, строматоліти зустрічаються на самих різних сучасних широтах. Така велика кількість красноцве-тов Л.І.Салоп пояснює тим, що на докембрийской суші ще не було рослинного покриву, внаслідок чого при похованні опадів окисні сполуки не відновлюється в закісние.

Вендских ПЕРІОД (СИСТЕМА) - V

Загальна характеристика

До венду відносяться різні геологічні утворення, які виникли після закінчення рифея і до початку кембрійського періоду (650-570 млн. Років). Відкладення, що відносяться до венду, позначаються або як "система", або просто як "комплекс". У діючій стратиграфической схемою венд визначено в ранзі системи. Вендская система підрозділяється на два .Отдел: нижній і верхній. Венд як стратиграфічний підрозділ запропонований Б.С.Соколовим в 1952 р для осадочshy-них відкладень платформного чохла Східно-Європейської платформи, подстилающих кембshy-рий. Термін "венд" походить від назви стародавнього слов`янського племені вендов (або венедів), що мешкали на півночі європейської частини Росії. Вік вендских відкладень визначається по органічним залишкам (відносна геохронология) і КAr датуванням (абсолютна геохроноshy-логія). Вендское час, згідно з постановою Міжвідомчої стратиграфічного коміshy-тета Росії, включає епоху масового розвитку бесскелетних багатоклітинних і епоху оледенеshy-ня, званого лапландським. МщшВ геоісторичного щодо венд тісно пов`язаний з кембрієм (початок великої трансгресії, що досягла максимуму в кінці раннього - початку середнього кембрію). Кордон венда і кембрію не відзначена помітними тектонічними перетвореннями. Деякі дослідники (наприклад, В.Е.Хлін і ін., 1998) схильні тому відносити венд до фанерозой, вважаючи його першим періодом палеозойської ери. Ми дотримуємося думки про збереження венда в складі пізнього протероshy-Зоя, зайвий раз підкреслюючи величезне биостратиграфическое значення кордону венд - кембрій (570 млн. Років), починаючи з якої в масовій кількості з`явилася скелетна фауна. Крім цього, поява бесскелетние фауни едиакарской типу, яка зустрічається рідко і не охоплює всю вендских систему, не дозволяє в повній мірі застосувати біостратиграфічних метод для расshy-членування останньої. Тривалість венда з 650 до 570 млн. Років. Органічний світ У венде почався третій найважливіший етап розвитку органічного світу докембрія- етап становлення основних типів тваринного світу, і перш за все многоклеточнид. Вендская флора і фауна відрізнялися більшою розмаїтістю і багатством форм.

Флора в венде була представлена різноманітними одноклітинними і багатоклітинними воshy-доросли - метафітамі. Вендские метафіти, які називають вендотенідамі (Vendotae-nides), Мали слані, позбавлені будь-якої мінералізації. Це були шнуровідние, кущистий-розгалужені форми (найбільш древні) або стрічки довжиною до 150 мм і шириною від 0,5 до 4,5 мм. Спільнота вендских тварин складалося з кишковопорожнинних (медуз, поліпів, морського пір`я), організмів, близьких до черв`якам і членистоногих, сабелледітід, яких вважають предкаshy-ми своєрідних глибоководних тварин сучасних океанів - погонофор і проблематичних голкошкірих. Відбитки цих тварин вперше знайдені в Південній Австралії, в районі рудника Едіакарій ( "едиакарской фауна"), а потім виявлені в вендских відкладеннях європейської частини Росії, Англії, Канади, Африки та інших регіонів. Вендских фауну Росії ізучіshy-ли Б.С.Соколов і М.А.Федонкін. Відмінною особливістю тварин вендских морів була відсутність мінерального скеshy-літа, панцира або раковини. Це були виключно м`якотілі тварини. Однак покрови тіла досягали значного ущільнення і тому на м`якому мулистому грунті за життя або після поховання залишалися чіткі відбитки. У складі тваринного світу венда переважали кишковопорожнинні (стрекающие).
Вони були в той час найбільшими тваринами (понад 1 м в діаметрі), в переважній більшості володіли радіальної симетрією. Все вендские радіальні діляться на три групи. V Форми першої групи мають просту будову, оформлені радіальні елементи отсутshy-обхідних (Nemiana, Nimbia, Leiosphaeridia). Деякі з них чашоподібної форми з поверхнею без скульптури (Cyclomedusa). До цієї ж групи віднесені медузовідние організми з правильної концентричної зональностью, що відбиває етапи росту. У останніх нижня (аборальная) стоshy-рона несла багато концентричних зморшок (Eoporpita, Ediacaria). Все це свідчить про те, що цикломедуза вели не планктонний, а бентосний спосіб життя і вільно лежали на дні. До другої групи відносять форми, у яких поєднувалися два типи організації: концентрічесshy-кий і радіальний. Форми третьої групи з певним порядком радіальної симетрії зустрічаються рідше. Це були дрібні медузи з трьох-, чотирьох- і шестипроменевої симетрією тіла (Albumares, Tribrachidium) І найбільш складною будовою. У складі вендской фауни виділені і двосторонньо-симетричні тварини (Bilateria), Одshy-нако, в порівнянні з радіальними, вони були менш різноманітні. Серед цих тварин отмечеshy-ни несегментовані і сегментовані форми. несегментовані (Protechiurus) - наіshy-більш примітивні, листоподібні тварини до 70 мм довжини умовно відносяться до плоских черshy-вям. Переважна більшість вендских білатерій є сегментованими організмами, наприклад, гігантські Dickinsonia, досягали 1 м довжини при товщині тіла 3 мм. Припускають, що ці організми утворюють окремий тип. Своєрідну групу в вендской фауні становили дрібні сегментовані тварини, соshy-подружжя в своїй будові ознаки примітивних членистоногих і черв`яків-поліхети (Pteridinium). Зовні вони схожі з личинками трилобітів. Судячи з характеру різноманітних орshy-ганов, ці жітвотние перебували на вкрай низькому рівні розвитку. До складу вендской фауни входять сабеллідітіди - представники однієї з небагатьох груп тваринного світу, які продовжували існувати в фанерозое. Їх скелети збереглися в пороshy-де у вигляді одиночних тонких і довгих трубок, що складаються з хітіноподобного речовини. Серед вендских організмів зустрінуте значна кількість колоніальних форм (петалонами) і осshy-Татка перістовідних організмів, схожих на сучасних гідроїдних або морські пера (Charnia). Колоніальні форми відрізнялися великими розмірами і простим будовою. Детальне вивчення вендской фауни багатоклітинних виявило її специфічні особенносshy-ти, головними з яких є: відсутність або слабкий розвиток скелетних елементів, велика різноманітність життєвих форм, різке переважання кишковопорожнинних, присутність всіх основних екологічних груп організмів і ін. Вендских фауна за своїм складом має мало загального зі скелетної фауною кембрію. Жодна група організмів венда (крім сабеллідітід) не дала нащадків. Прямі зв`язку вендской і кембрійської фауни НЕ установлени- можливо, вони приshy-надлежат з окремих ліній розвитку. Подібність вендских фауністичних асоціацій в різних регіонах світу, що відображає отсутshy-ствие істотних екологічних бар`єрів, дало можливість використовувати біостратіграфіshy-ний метод для розчленування та кореляції відкладів вендской системи. Структури земної кори і осадконакопление Відкладення венда відомі на всіх платформах, особливо на древніх - Східно-Европейсshy-кою і Сибірської. Міогеосинклінальниє фації виділені в багатьох складчастих поясах. У евгео-синклінальних областях вони також є, але їх важко відрізнити від кембрію. Стратотип вендського комплексу є Валдайская серія Східно-Європейської платshy-форми. Аналоги: юдомская свита Алдана, тінновская свита Патомского нагір`я, верхнебавлінс-кая серія Приуралля, силвінская серія Середнього Уралу, Ашинская серія Південного Уралу, песчаніshy-ки Стаппугіедде Сівши. Норвегії, пісковики Нексе і кварцити Балка Швеції, свити Беньон-Рендж, Стірлінг і ін. Сівши. Америки, серії ниж. і середн. Адуд, серія Нана в Африці, кварцити Паунд, св. Арамлера в Австралії і ін. Докембрійський вік вендских відкладень стратотип доводилася становищем його нижче палеонтологически охарактеризованной балтійської серії нижнього кембрію і відсутністю предshy-ставителей найстарішою зі всіх відомих тоді в світі раннекембрійской фауни. Архаїчна фауна венда (табулярние хитиноидную Sabellidites, кремнисто-раковини Platysolenites, рідкісні археогастроподи і членистоногі) має більше спільного з вендскими м`якотілими многоклеточshy-ними Едіакарій, ніж зі скелетної кембрійської фауною. Це підтвердилося подальшими наshy-ходками бесскелетних багатоклітинних на Поділлі, Беломорье, на Уралі. Валдайская серія Східно-Європейської платформи виділена Б.С.Соколовим в 1950-1952 рр. як гдовского і лямінарітовие шари. Серія залягає плащеобразно незгодна на більш древніх утвореннях докембрію, включаючи рифей. Найбільш повний розріз - в осьової частини Мосshy-ської синеклизи, де виділено чотири свити (від низу до верху): - Плетньовський, мощн. 80 м, конгломерати, гравеліти, алевроліти- - уст`-Пінежского, мощн. 350 м, ті ж породи + туффіти- фауна едиакарской типу-вік 600 млн. Років-- Любимська, мощн. 490 м, пісковики, алевроліти, аргілліти- - решмінская, мощн. 500 м, червоноколірні пісковики, алевроліти.
Загальна потужність 1350 м. Характерні водорості Laminarites. Зведений розріз венда на Східно-Європейській платформі показаний на рис. 42. вендских отshy-розкладання поширені в північній половині цієї платформи, а також по її східній і південно-західній окраїнах. На заході платформи до нижнього венду відносяться вільчанская і волинська серії. Вільчанс-кая серія з розмивом залягає на більш древніх відкладеннях і представлена тиллитами, гравеліshy-тами і пісковиками загальною потужністю до 50 м. Місцями ця товща відсутня, і тоді розріз венда відразу починається з волинської серії. Нижню частину волинської серії складають грубозернисті пісковики і гравеліти. Контіненshy-тальний генезис цих порід доводять їх червоно-буре забарвлення, коса шаруватість, погана сортіshy-ровка і слабка окатанность уламкового матеріалу. Вище залягають базальти, дацити, ліпарити і їх туфи, нерідко пестроцветной забарвлення. Загальна потужність волинської серії до 500 м.

До верхнього венду відносяться редкінская і Котлинський свити, що об`єднуються в валдайську серію, незгодна залягає на породах нижнього венда або на більш древніх утвореннях. Редкінскую свиту складають алевроліти і аргіліти з пачками пісковиків, рідше гравелитов і конгломератів, а також Попільні туфи. Туфи утворюють три маркованих горизонту, які простежуються через всю територію платформи від Молдавії до басейну р. Ками. Саме до редкінской свиті приурочені практично всі знахідки вендской фауни на платформі. Верхня частина редкінской свити за даними абсолютної геохронології має вік близько 600 млн. Років. Котлинський свита залягає з розмивом на підстилаючих відкладах. Її складають аргіліти, алевроліти і пісковики, в нижній частині свити зеленоколірна, у верхній - червоноколірні. Обshy-щая потужність Валдайської серії 800-1000 м. Г Ніжневендскіе відкладення розвинені в тих же районах, де і породи верхнього рифі, тобто преshy-майново в авлакогеном. Активне життя авлакогенов в ранньому венде підтверджується і вулshy-канізмом цього часу, що відбувалися по обмежують їх розломах. Широке майданні поширення верхневендскіх відкладень вказує на відмирання авлакогенов в межах Восshy-точно-Європейської платформи і перехід до стадії розвитку плит. У Предуральского прогині і на західному схилі Південного Уралу до венду відноситься молассой-подібна Ашинская серія. Вік по глауконіти 600 млн. Років. Платформний венд є у Швеції, Норвегії. Геосинклінальний венд - в шотландсshy-ких каледоніди, в Центральній Англії. На Сибірській платформі до венду належить юдомская серія на схилах Алданского щита (Юдома) - кварцові пісковики, аргіліти, доломіт. Крім того, вендские відкладення ізвестshy-ни на західній околиці Байкальської гірської області (мотская свита), в Енисейской кряжі, в Хан-тайсько-Рибнінском і Чадобецком поднятиях, на схилах Анабарского масиву. Потужність від 150 до 800 м. Орогенов венд - в Східно-Саянском і Байкальської складчастих поясах - потужні молас-сового типу товщі, зім`яті в великі симетричні складки, місцями прорвані гранітами і сиенітамі. У Північній Америці: на платформі - малопотужні отложенія- в Північно-Американських Корshy-дільерах за складом близькі до платформних, але порівняно інтенсивно деформовані і злегка метаморфізовани- в Аппалачской геосинклинали - міогеосинклінальниє відкладення. В Африці: тільки платформні теригенно-карбонатні відкладення в Марокко і Наміshy-біі. В Австралії до достовірного венду відносяться кварцити Паунд і їх аналоги в районі Аделаshy-іди. Це міогеосинклінальниє, потужністю до 3 км, теригенні відклади. Червонокольорові пісковики з тріщинами всихання. У верхній частині косослоістую кварцитів-пісковиків знаходиться "першоджерело" едиакарской фауни. На Східно-Європейської та Сибірської платформах великі, а на Північно-Американської та Австралійської - локальні трансгресії. У геосинкліналях - Байкальської, Східно-Саянской, Уральської, Красноморской, Катангского (Африка) відзначаються міжгірські прогини (верхня моласса). У Кордільерськой і Аделаїдського (Австралія) геосинкліналях, де Катангский діастрофізм (фаза байкальської епохи тектогенеза) проявився особливо сильно, формувалися потужні субплатформеннимі або платформні теригенно-карбонатні відкладення. В обрамленні Атлантики - міогеосинкліналі, перехідні до тафрогеосінкліналям (ріфshy-там): Аппалачського, Каледонская, Західно-Конголезька, Дамарская, Капська. Висновок: форміроваshy-ня Атлантичного океану, що почалося в рифее, тривало в венде і далі з кембрію. В цілому венд - це початок нового циклу, що послідував після початку байкальської диаст-рофізма (складчастість, інтрузії, утворення великих розломів). Області байкальської активізацій виділяються і в Африці (нігерійського-Лівійська, Мозамбікська), і в Південній Америці (широкий пояс уздовж бразильського атлантичного узбережжя). Ці факти свідчать про дуже древньому початку освіти Атлантичного океану. е Платформні відкладення - мілководне-морські осадові товщі. Рідше континентальні. На Східно-Європейської, Північно-Американської, Австралійської платформах - головним обshy-разом теригенні породи, на Сибірської переважають карбонатні, на Африканської платфорshy-ме відомі ті і інші породи. У міогеосинкліналей переважають піщано-сланцевьге товщі. Часто (і на платформах, і в міогеосинкліналей) зустрічаються червоноколірна породи. У складчастих областях - теригенні формації орогенного типу (конгломерато-піщані товщі і ін.). Тілліти тяжіють до низів нижнього венда. Для всіх відкладень венда характерно трансгресивного будова. Потужності на платформах - десятки-сотні метрів, рідко 1 км. У міогеосинкліналей - до декількох кілометрів. Метаморфізм на платформах відсутня, залягання горизонтальне (крім Прирозломного дислокацій). У геосинклінальних областях метаморфизм зональний, не вище зеленосланцевой фації. Фізико-географічні умови Рубіж рифея і венда є початком епохи материкових зледенінь, які привели до глобальної регресії. Сліди подальшого значного потепління також мають планетарне поширення. Сліди ранневендского заледеніння добре збереглися в Скандинавії, в межах Восточshy-но-Європейської платформи (Білорусія), в Тянь-Шані, Китаї, Африці та Австралії. Виходячи зі складу льодовикових товщ, заледеніння в цих регіонах мало покривний характер. Разом з тим значне поширення маріногляціальних відкладень свідчить про те, що і обshy-Ширн ділянки морів були покриті льодовиковим панциром. Причиною вендського материкового зледеніння могло з`явитися те, що сталося в кінці рифея і початку венда короткочасне, але сильне зниження концентрації вуглекислого газу в атмосфері, істотно зменшити парниковий ефект. За даними В.Е.Хаіна і ін. (1997), в атмосфері пізнього протерозою вміст вуглекислого газу було принаймні на порядок вище совреshy-ного і на початку венда перевищувало 0,4%. Необхідно враховувати не тільки планетарні прічіshy-ни, що сприяють виникненню похолодання (зміни рельєфу земної поверхні, соотshy-носіння площ морських басейнів і суші, напрямки та інтенсивності морських течій), але і вплив космічних факторів, зокрема, зміни інтенсивності сонячної радіа-ції, гравітаційного і магнітного полів. У другій половині вендського періоду ландшафтно-кліматичні умови істотно ізshy-менілісь. Дедалі більшого розвитку набували карбонатно-теригенні і карбонатно-евапоріти-ші освіти, які свідчать про значне підвищення температури земної поверхноshy-сти. У зв`язку з таненням великих льодовикових покривів рівень Світового океану піднявся і наshy-чалась велика трансгресія. Про високу температуру свiдчить не тільки наявність евапо-рітов і високомагнезіальних карбонатів, а й широкий розвиток біогермних масивів, схожих на сучасні рифи. За даними палеотермометріі, температура довкілля строматоліshy-тов становила 35-45 ° С. Підвищився вміст вільного кисню. Згідно з даними А.Б.Ронова і М.И. Будико (1979), 500 млн. Років тому вміст кисню становило 1/3 сучасного.

Розподіл родовищ корисних копалин за часом освіти вельми неравshy-номерний. У ранньому археї формується трохи родовищ корисних копалин. Так, з іенгрскім комплексом пов`язані невеликі родовища корунду на Алданском щиті, в федоshy-ровськ комплексі зустрічаються тіла смужчатих магнетитових порід - джеспілітів - пріазовсshy-кого типу, контактово-метасоматичні родовища флогопита, заліза, бору. З слюдянс-ким комплексом пов`язані дрібні родовища апатиту, лазуриту, флогопита. У пізньому археї з коматіітовим комплексом в Північній Америці, Австралії, на Балтійсshy-ком щиті пов`язані родовища хрому, нікелю, азбесту. Ківатінскій комплекс містить неshy-великі або середні за розмірами родовища залізистих кварцитів алгомского типу (джеспіліти асоціюють з вулканитами) - наприклад в Канаді, а також дрібні родовища марганцю. Великий практичний інтерес представляє гідротермальних золоторудної або золоshy-то-поліметалічних і миш`яково-сурьмяная мінералізація. До доломіту приурочені местоshy-народження магнезиту (Східна Сибір) і бариту (Австралія). У тіміскамінгском комплексі є родовища джеспілітів (Костомукша в Карелії), а в комплексі Модіса - джеспіshy-літи криворізького типу (асоціюють з осадовими породами). За кордоном 99% видобутку слюди дають Індія, Малагасійська Республіка і Бразилія. У Росshy-сі родовища мусковіту відомі в Північній Карелії і по р. Мама в Сибіру-месторождеshy-ня флогопита - в басейні р. Алдана і поблизу оз. Байкал. Існують численні родовища графіту в докембрії Південної Кореї, Шрі-Ланки та Республіки Малаги. Головна епоха железообразованія - ранній протерозой. Метаморфогенні родовища залізистих кварцитів (джеспілітів) відомі на Східно-Європейській платформі (Курська магнітна аномалія, Кривий Ріг, Кременчук та ін.), Канадському щиті (п-ів Лабрадор, оз. Верхнє), у Бразилії, Індії, Австралії (басейн Хаммерслі) . Ці родовища приурочені до отложеshy-вам нижне- і верхнеятулійского комплексів. У пізньому протерозої утворилися осадові залізні руди Ангаро-Пітскій басейну, Бакальское родовище (Південний Урал) і ін. З нижнепротерозойскими конгломератами пов`язані родовища золота і урану: Вітватерс-ранд (ПАР), Блайнд-Рівер (Канада). Ці родовища простежено в комплексах Домініон-Риф і особливо Вітватерсранд. До протерозою приурочені золоторудні родовища черносланцевой формації Єнісейського кряжу (Росія). З хібеленскім комплексом пізнього Карелія асоціюють гідротермальні родовища урану в Габоні. Чайскій комплекс пізнього Карелія вміщує росshy-висипного родовища алмазів і золота в Гайані (Пд. Америка) і Гані (Африка). Комплексні руди міді, нікелю, кобальту, платини пов`язані з інтрузіями основного і ультshy-раосновного складу. Родовища цього типу відомі в Канаді, ПАР (Бушвельд) і Зімбабве (Велика Дайка). У цих же родовищах Південної Африки зосереджені великі запаси хроshy-Мітов. До товщ черносланцевой формації на Кольському півострові приурочені інтрузивні і екструзівние тіла гипербазитов, що несуть мідно-нікелева оруденение (Печенгская і Мончегорсshy-кая групи мідно-нікелевих родовищ). Раннепротерозойских вік має унікальна група мідно-нікелевих родовищ Садбері (Канада). Раннепротерозойськимі є такshy-же мідисті пісковики Удокан (Читинська область). Три чверті запасів марганцю за кордоном зосереджено в докембрії ПАР (Постмасбург). Великі родовища розробляються в Гані (Нсута), Індії. З докембрієм пов`язані местоshy-народження алюмінієвої сировини (дистен, силіманіт). У венде сформувалися Боксонское местоshy-народження бокситів в Східному Саяне, фосфорити в Східній і Західній Сибіру, Монголії.