КОРИСНІ КОПАЛИНИ, ЇХ ТИПИ І ЗАКОНОМІРНОСТІ ПОШИРЕННЯ. МЕТОДИ ПОШУКІВ ТА РОЗВІДКИ КОРИСНИХ КОПАЛИН. 1 страница

4.

3.

2.

1.

«Розвиток структури земної кори».

В еволюції земної кори протягом тривалої геологічної історії спостерігається чітка направленість всіх явищ і процесів, поступове ускладнення структури. В.Ю.Хаїн (1985) виділяє 7 основних етапів у розвитку земної кори.

1. Догеологічний етап (4,6-4,0 млрд. років). На стадії догеологічної історії Землі відбувалась диференціація на внутрішні геосфери: ядро, мантію (з астеносферою) і земну кору базальтоїдного складу. Планета зазнавала інтенсивного бомбардування метеоритами, відбувався потужний вулканізм, внаслідок чого формувався рельєф, подібний до сучасного місячного. У кінці етапу внаслідок дегазації мантії були сформовані первісні атмосфера і гідросфера.

2. Катархейський етап (4-3,5 млрд. років). В утворених первісних водоймах почалось нагромадження перших осадових порід, які перешаровувались з продуктами вулканічних вивержень. На поверхні планети починаються екзогенні процеси, які поступово змінюють "місячний" рельєф, а утворювані при процесах фізичного та хімічного вивітрювання продукти руйнування первісної кори зносяться в моря, нейтралізуючи наявні там кислоти. Утворюються перші зародки майбутніх континентів - куполоподібні структури (нуклеари) - ділянки гранітизованої земної кори.

3. Пізньоархейський етап (3,5-2,6 млрд. років). На "сіро-гнейсовому" субстраті, тобто на корі континентального типу в умовах розтягу і суттєвого потоншення закладаються зелено-кам'яні пояси, які проходять повний цикл розвитку, що завершується загальним стиском, складчастістю, вторгненням гранітоїдів та метаморфізмом (біломорська складчастість).

4. Ранньопротерозойський етап (2,6-1,7 млрд. років). Це час дроблення первісної протоконтинентальної кори та поділу на стійкі ізометричні чи округло-овальні блоки-протоплатформи та рухомі зони, які їх розділяли - протогеосинкліналі. Завершення етапу знаменується карельською епохою складчастості, яка перетворює протогеосинкліналі у складчасті гірські країни. Кареліди, об'єднавшись із протоплатформами, утворили обширні ділянки континентальної кори (за деякими даними від 67 до 80% основної маси кори сучасних континентів) - сформувався фундамент древніх платформ. існує уявлення, що в кінці раннього- на початку пізнього протерозою всі платформи об'єднувались в єдиний континентальний масив Пангея - 1.

5. Пізньопротерозойський етап (1,7-0,6 млрд. років). У пізньому протерозої за рахунок деструкції континентальної кори платформ починається розвиток таких великих міжконтинентальних геосинклінальних поясів, як Урало-Монгольський, Середземноморський, Північно-Атлантичний. інші пояси (обидва Тихоокеанські та Арктичний) закладались по периферії континентів. У кінці етапу проявляється потужний байкальський (!!!) орогенез, який спричиняє завершення геосинклінального розвитку малих поясів (Бразильського та Внутрішньо-африканського),закладених ще на початку протерозою в тілі південних платформ. Значні території в межах великих поясів перетворились у складчасті гірські країни, приєднавшись до платформ, чи спаявши в єдине ціле їх розрізнені частини. Ряд байкальських структур в палеозої був втягнений у новий цикл геосинклінального розвитку. Пангея-1 виявилась роздробленою на ряд континентальних брил - великий суперконтинент Гондвана, до складу якого входили теперішні південні платформи, та північні материки - Північно- Американський, Східно-Європейський, Сибірський, відділені від Гондвани субширотним океаном Палеотетіс.

6. Палеозойський (геосинклінально-платформений) етап (570-230 млн. років). Розвиваються великі геосинклінальні пояси.

Внаслідок каледонської (!!!) орогенії в кінці силуру - початку девону спостерігається відмирання геосинклінального режиму на значних площах міжконтинентальних поясів та на окремих ділянках Тихоокеанського поясу. Північно-Американська та Східно-Європейська платформи спаялись у єдиний континентальний масив Лавренцію, що призвело до закриття північної частини Північно-Атлантичного поясу (океан Япетус). Після герцинської (!!!) орогенії в кінці етапу завершився розвиток ще двох великих поясів - Арктичного і Урало-Монгольського. Різко зростають площі, зайняті корою континентального типу. Лавренція, Сибірський материк (Ангарида) та Китайські платформи об'єднуються герцинідами Урало-Монгольського поясу в гігантську брилу - Лавразію, яка, очевидно, разом із Гондваною становили єдиний континент – Пангею - 2.

7. Мезозойсько-кайнозойський етап (етап утворення нових океанів) (230 млн. років – наш час). На цьому етапі розвивались лише три геосинклінальних пояси: Середземноморський та обидва Тихоокеанські. Скорочення океану Тетіс, розташованого в межах Середземноморського поясу, яке почалося ще в мезозої, в неогені завершилось зіткненням (колізією) континентальних брил Євразії та Гондвани і формуванням поясу молодих альпійських структур від Піренеїв до Гімалаїв. Розпад Пангеї на протязі мезозою призвів до розкриття нових океанів - Індійського, Атлантичного і Північного Льодовитого. Тихий океан та геосинклінальні пояси, які розміщувались по його периферії,в мезозої та кайнозої пережили свій активний розвиток. В мезозої (мезозойський (кіммерійський) орогенез (!!!)) в поясах сформувалися складчасті області в Кордільєрах та у північно-східній Азії, а в кайнозої – молоді гірські споруди альпійського орогенезу (!!!) (Альпи, Кавказ, Карпати та ін.). Під впливом процесів, що проходили в межах Тихого океану та Тетісу, в кайнозої активно проявились рухи епіплатформеного орогенезу в Центральній Азії.

Поряд із древніми розвивались і молоді платформи: епібайкальські, епікаледонські, епігерцинські. З кінця олігоцену континенти вступили в неотектонічний етап - час посилення піднять в орогенах, тектонічної активізації платформ.

Таким чином, як видно із вищесказаного, існує певна послідовна закономірність в перебігу еволюції земної кори і літосфери, "тектонічний кругообіг" за висловом В.Ю.Хаїна.

Коротко такий кругообіг, чи геодинамічний цикл, за іншою термінологією, можна уявити наступним чином:

1. Догеосинклінальна (доокеанічна) стадія починається деструкцією кори континентального типу. Активізація верхньої мантії спричинює утворення на континентах склепінчастих піднять (аркогенез), які можуть розтріскуватись і переходити в континентальні рифти. Процеси супроводжуються утворенням трапової формації.

2. Геосинклінальна (океанічна) стадія знаменує вже розкриття океанічного басейну. Спочатку це неширокі міжконтинентальні моря з корою океанічного типу, в яких нагромаджуються глинисті формації на фоні підводних вивержень основних лав. Розширення океанів призводить до формування в них серединно-океанічних хребтів з рифтовими долинами, де відбувається нарощування базальтової кори (спрединг). Характерне нагромадження вапняків, глибоководних глин, флішу.

Початок переважання процесів субдукції і обдукції над спредінгом фіксує і початок закриття океанічного басейну. Відбуваються процеси складкоутворення, згромадження осадових товщ за рахунок підсування літосферних плит одна під одну. В цей час іде відкладання тонких молас, флішу, нафтогазоносних формацій, відбувається вулканізм кислого та середнього складу, проходять вторгнення гранітних інтрузій та процеси метаморфізму. Кінець стадії знаменується закриттям океанічного басейну, утворенням на його місці складчастої низовинної суші з корою континентального типу.

3. Орогенна (епіокеанічна) стадія характеризується створенням гірського рельєфу на місці геосинкліналі. В цей час формуються насуви, покриви, шар'яжі, спричинені горизонтальним стиском, в умовах міжгірних западин, передгірських прогинів відкладаються грубоуламкові моласи.

Затухання тектонічної активності в регіоні, згладжування гірського рельєфу, приводять до переходу території у платформену стадію розвитку. Власне платформений розвиток тих чи інших ділянок земної кори також проходить у декілька етапів. На початковому, авлакогенному, етапі відбувається розтріскування фундаменту платформ, просідання лінійних блоків літосфери і утворення вузьких глибоких грабеноподібних структур - авлакогенів, в яких нагромаджуються континентальні уламкові породи, соленосні формації та ефузиви. На наступних етапах еволюції платформи - синеклізному і плитному загальна тенденція до прогинання призводить до формування над авлакогенами плоских депресій, заповнення їх осадками, а в подальшому до утворення суцільного осадового чохла, як наслідок осадконакопичення в умовах обширних морських трансгресій.

4. Епіплатформена стадія може наступати на окремих ділянках платформ після плитної і виражається у формуванні складчасто-брилових структур, гірського рельєфу, часто аркогенезу, нагромадженні грубоуламкових відкладів в міжгірних западинах. В деяких випадках утворення склепінчастих піднять (як у Східній Африці) призводить до формування у їх осьових частинах розривів, в таких випадках починаються уже процеси рифтогенезу, який веде до деструкції континентальної кори і знаменує початок геосинклінального процесу (догеосинклінальна стадія).

Таким чином, направлений розвиток літосфери і кори носить чітко виявлений циклічний характер. При цьому кожен тектонічний цикл в історії Землі (байкальський, каледонський, герцинський, мезозойський та альпійський) умовно складався із двох стадій: тривалої еволюційної стадії, яка змінювалась відносно короткочасною революційною - стадією інтенсивних тектонічних деформацій, потужного магматизму та метаморфізму осадових товщ. У першому випадку на Землі встановлювався таласократичний режим, у другому - геократичний.

«Особливості формування атмосфери та гідросфери»

Первісна атмосфера Землі, на думку більшості сучасних дослідників, сформувалася із продуктів дегазації мантії ще на протязі так званої місячної стадії розвитку планети і, згідно із цими уявленнями, складалася із водяної пари, двоокису вуглецю, азоту, метану, аміаку, синильної кислоти, сірководню, кислих димів, інертних газів. Вважається також, що вона була безкисневою. Вулканічні гази окутували Землю гарячою оболонкою, яка мала відновні властивості, значно менші від сучасних щільність та потужність. Останні в подальшому поступово зростали.

Зародження гідросфери відносять десь до рубежа близько 4 млрд. років, коли процеси остигання земної кори та атмосфери просунулись настільки, що конденсована водяна пара почала заповнювати понижені ділянки рельєфу, утворюючи первісні водойми. Доказом існування гідросфери уже в катархеї є виявлені у Гренландії та Південній Африці осадові породи, вік яких оцінюється у 3,8 млрд. років. Склад первісного океану визначався з одного боку розчиненими у його воді атмосферними газами, з іншого - сполуками, що входили до складу гірських порід первісних континентів і зносились поверхневими водами у водойми.

Тому в океанічних водах того часу помітну роль відігравали розчинені соляна, плавикова, борна кислоти, сірководень, вуглекислий газ, метан та інші вуглеводні. Відомий вислів академіка О.П.Виноградова: "Всі аніони морської води виникли внаслідок дегазації мантії, а катіони - при вивітрюванні гірських порід".

Первісні океани, очевидно, були мілкими. Щодо маси води у них, то у дослідників існують різні точки зору - одні стверджують, що кількість води, яка виділилась при зонній плавці, дорівнювала сучасному об'єму гідросфери, інші вважають, що гідросфера раннього архею містила лише біля 10% об'єму сучасних морів і океанів. До середини архею вода морів поступово дістає характер хлоридного розчину з невеликою кількістю сульфатів і за відсутності карбонатів. До кінця архею відбувається перетворення води хлоридного типу у хлоридно-карбонатну, що пов'язується із інтенсивним зносом із суші карбонатів, які нейтралізували кислоти і сприяли формуванню перших карбонатних порід. У цей же час в морях починають формуватися своєрідні кременисто-залізисті мули, перетворені процесами метаморфізму пізніше у джеспіліти.

До кінця архею проходять значні зміни і в атмосфері - конденсується основна маса пари води, яка іде на поповнення океанів, різко падає вміст кислих димів, аміаку, метану, вуглекислого газу, зростає вміст азоту, появляється у незначній кількості вільний кисень, утворений, очевидно, у верхніх шарах атмосфери процесами фотолізу (розщеплення молекул води під дією ультрафіолетових променів Сонця).

У протерозої в атмосфері зберігалась тенденція до зростання вмісту азоту та вільного кисню (останній поповнювався за рахунок фотосинтезу первісних рослин), зменшення вуглекислого газу, пари кислот, аміаку, метану, сполук сірки. Основними газами атмосфери стають вуглекислий газ, азот, кисень. У венді (600 млн. років тому) в атмосфері була пройдена так звана точка Пастера, коли вміст кисню становив уже 1% від сучасного. При цьому рівні кисню у атмосфері ряд мікроорганізмів переходять до окисних реакцій при диханні, замість анаеробного бродіння, а також, на думку деяких дослідників, починає формуватися озоновий шар планети, який зменшує згубний вплив на організми жорсткого ультрафіолетового випромінювання Сонця. із появою у кінці протерозою поблизу поверхні планети озону, пов'язують екологічний вибух у морях на початку кембрію - масове поширення майже всіх відомих у наш час типів організмів.

Морська вода до кінця протерозою поступово дістає хлоридно-сульфатно-карбонатний склад, солоність наближається до сучасної, середовище із кислого змінюється нейтральним. Підвищення вмісту сульфатів пояснюють активними вулканічними процесами того часу,при яких відбувається виділення сполук сірки та їх окислення.

В кембрії атмосфера набувала киснево-вуглекисло-азотного складу. На протязі ордовика й силуру відбувалося подальше зростання концентрації вільного кисню й зменшення частки СО2. В середині ордовицького періоду була досягнута так звана точка Беркнера-Маршалла, коли вміст вільного кисню у атмосфері становив уже 10% від сучасної концентрації. Це був той критичний рівень, який назавжди утверджує кисневу атмосферу. Вважають також, що при такому рівні кисню у атмосфері зростає ефективність озонового шару, який формується вже на значних висотах, захищаючи поверхню планети. Остання обставина, очевидно, сприяла початку заселення у силурі суходолу рослинним світом. Сучасний рівень вмісту кисню був досягнутий у атмосфері в середині девонського періоду. В подальшому, однак, концентрація вільного кисню не залишалась постійною.

Перше різке підвищення вмісту кисню відбулося в девоні і карбоні, при цьому у ранньому карбоні навіть був перевищений сучасний рівень. До кінця палеозою маса кисню в атмосфері зменшується і в кінці пермі - початку тріасу був досягнутий рівень раннього палеозою. Нове зростання кількості кисню починається із середини мезозою і досягає свого піку в кінці юри, після чого спостерігається повільне зменшення його.

Кисень, як і вуглекислий газ, суттєво впливає на перебіг біологічних процесів, тому вказані коливання його маси у атмосфері фанерозою добре корелюються із еволюцією органічного світу планети. Так, підвищені значення О2 в девоні - ранньому карбоні відповідають часу розквіту наземної рослинності, коли освоювалися площі тодішніх континентів, процвітав морський фітопланктон. Розвиток арідних умов у пермі та тріасі, спричинив скорочення територій, покритих рослинністю, кількість продуктованого рослинами кисню зменшилось, що не могло компенсувати витрати його на процеси окислення - почалося зменшення його вмісту у атмосфері.

Концентрація іншого важливого компонента атмосфери - вуглекислого газу на протязі фанерозою також в окремі моменти значно перевищувала сучасну, хоча зберігалась загальна тенденція зниження його вмісту від 0,4 до 0,03%. Епохи максимальної концентрації атмосферного СО2 характеризуються високим температурним режимом і, навпаки, час різкого зниження вмісту вуглекислоти у атмосфері - це час глобальних похолодань, появи територій із наземним зледенінням. Перше суттєве зниження загального вмісту СО2 в атмосфері вудбулося в ордовику, що стало, очевидно, однією із суттєвих причин пізньоордовицького зледеніння. Друге зниження спостерігалося у пізньому карбоні і корелюється із великим гондванським зледенінням. Таке зниження могло бути викликане посиленим споживанням атмосферного СО2 буйною рослинністю раннього карбону та значними витратами його на утворення карбонатних порід і черепашок молюсків. Останнє значне зниження вмісту СО2 відбулося у пліоцені; в сучасну епоху вміст СО2 у атмосфері є мінімальним за всю історію планети.

Максимуми вмісту СО2 співпадають із максимумами вулканічної активності Землі, що підтверджує суттєвий вплив на кліматичні умови ендогенних процесів.

Відомості про концентрацію у ті чи інші періоди фанерозою в атмосфері водяної пари - важливого чинника у формуванні парникового ефекту - у літературі відсутні.

«Еволюція кліматів Землі»

Достовірних даних про клімат архейської ери немає. Є відомості лише про знахідки подібних до тилітів утворів в архейських товщах Канадського щита, Австралії, Південної Африки.

У протерозої фіксуються сліди чотирьох достовірних зледенінь: з віком 2,5-2,4 млрд. років і з віком біля 2 млрд. років тому, рифейське (900-700 млн. років тому) та вендське (680-660 млн. років тому). Дуже потужним було останнє зледеніння, яке поширювалось на багатьох континентах - Південній Америці, Африці, Австралії, Північній Європі. Незважаючи на значні наземні зледеніння, клімат пізнього протерозою в цілому був досить теплим та вологим на більшій частині планети. Формуванню слабозонального парникового клімату сприяли слабодиференційований рельєф та висока концентрація вуглекислого газу в атмосфері. Окремі визначення палеотемператур дають середні значення біля 35-45ºС. Кліматична зональність поки що не встановлена.

Після сильних похолодань у венді на початку кембрію почалося значне потепління. Тропічні умови встановилися практично на усіх континентах. При цьому поряд із рівномірно-зволоженими територіями за відкладами солей, сульфатів та карбонатів виділяються і арідні області. Останні скорочуються до кінця кембрію. Кліматична зональність у кембрії слабовиражена, що, можливо, пояснюється розташуванням континентів у низьких широтах.

Рівномірнотеплий клімат кембрію в ордовику дістає чітку зональність і для пізнього ордовика виділяють уже пояси екваторіального, тропічного, субтропічного, помірного та нівального клімату. Сильне похолодання у пізньому ордовику привело до наземного зледеніння на ділянках материків, розташованих біля південного полюса (північний захід Африки та Південної Америки). Середньорічні температури в тропіках знизились на 3-5ºС, в субтропіках - на 10-15ºС.

На початку силурійського періоду на континентах зберігаються прохолодні умови, в другій половині силуру починається потепління та арідизація кліматичних обстановок, що пов'язується із процесами каледонського тектоно-магматичного циклу.

В цілому ж таласократичний режим континентів кембрію та ордовику у другій половині силуру змінюється на геократичний, який продовжувався до середини девону. Арідизація клімату, яка почалася в пізньому силурі досягла максимуму в ранньому девоні. Арідні умови (пустині та напівпустині) встановилися на значних територіях Північної Америки, Євразії та Гондвани. В другій половині девону арідність клімату зменшувалась. В цілому девонський період - це час панування тропічного клімату, чому сприяло розташування материків у низьких широтах та висока концентрація СО2 в атмосфері.

В ранньому карбоні у зв'язку із широкими морськими трансгресіями, які покривали у цей час значні площі платформ, каледонід та геосинкліналей встановлюється таласократичний режим. На планеті панував тропічний та екваторіальний клімат, арідність - різко ослаблена. Середньорічні температури у Північній Америці становили 27-30ºС, на Уралі 22-24ºС. Навіть поблизу північного полюса на Сибірській платформі клімат був відносно теплим, без наземного зледеніння, із теплолюбивою рослинністю.

У другій половині карбону спостерігається сильне похолодання і диференціація кліматичних обстановок, спричинене, очевидно зниженням вмісту СО2 в атмосфері (майже вдвічі) та появою поблизу південного полюса значних масивів суші. На материках Гондвани розвивається велике гондванське зледеніння, а морський басейн в Арктиці покривається льодом. Середньорічні температури у пізньому карбоні порівняно із раннім знизились на 4-7ºС. Вологий екваторіальний пояс того часу прослідковується за покладами кам'яного вугілля, бокситових і марганцевих руд в областях, що оточували Палеотетіс (Західна і Південна Європа, Північна Африка, Мала Азія, південь Китаю, Індокитай). Помірні гумідні умови встановлювалися на материках Гондвани (гондванська флора) та на північному сході Євразії (тунгуська флора).

В пермі настала нова геократична епоха і аридні області помітно розширились. В них відкладались червоноколірні континентальні і соленосні лагунні осадки, які зафіксовані у центральній частині Північної Америки, на більшій території Європи, в Казахстані, Середній Азії, а також на північному заході Африки та в центральній частині Південної Америки. В пізній пермі арідизація клімату продовжувалась і охопила навіть райони з помірним кліматом. В цілому період виділяється як один із найбільш жарких і сухих у палеозойській ері.

В ранньому та середньому тріасі на материках зберігався посушливий континентальний клімат (геократична епоха), встановлений ще у пермі і викликаний процесами герцинського орогенезу. Окремі палеокліматологи (М.О.Ясаманов, 1985) виділяють для цього часу чотири основні природні зони: екстраарідну, або пустинну, помірно-арідну (зону сухих і опустинених саван), змінно-вологу і рівномірно-вологу. Пустелі з еоловим рельєфом (дюни, бархани, такири) розміщувались тоді на значних площах Північної Америки, Африки, Євразії, на півночі Південної Америки та в Австралії. Загальна кількість опадів тут не перевищувала 150-200 мм/рік. Для змінно-вологої зони типовими ландшафтами були лісові савани, у рівномірно-вологій зоні (Південно-Східна Азія, Індія, Антарктида) переважали лісові та озерно-болотні ландшафти з голонасінними, деревоподібними папоротями, плаунами, хвощами. Пізній тріас ознаменувався певною гумідизацією клімату, що було викликане розвитком морських трансгресій.

Гумідизація продовжувалась у ранній та середній юрі, коли встановився чітко виражений таласократичний режим. За температурним режимом у юрі можна виділити екваторіальний, два тропічних та два субтропічних пояси. У пізній юрі спостерігається певна арідизація кліматичних обстановок, пов'язана, очевидно, із теконічними процесами невадійської фази мезозойського орогенезу.

Таласократичний режим у крейдовому періоді зберігався - тектонічні процеси мезозойського тектоно-магматичного циклу не призвели до геократизації клімату, що може пояснюватися розкриттям у цей час нових океанічних басейнів, як наслідок розколу Гондвани та Лавразії. Певне похолодання відбулося вже в кінці ранньої крейди і продовжувалось в середній та пізній крейді. Справжніх пустинь ні в юрі, ні в крейді не існувало - пустині того часу були близькими до сучасних тропічних саван. Не існувало також льодових покривів біля полюсів. В цілому ж клімати мезозою були слабо диференційовані. В.І.Сініцин (1980) виділяє для цього часу лише два термічні типи клімату: тропічний і бореальний (ослаблений тропічний), із середньорічними температурами відповідно 25-28ºС та 12-24ºС.

У палеогені у зв'язку із розвитком широких морських трансгресій клімат був рівномірно теплим. Межі між кліматичними зонами були згладжені, не існувало, як і в крейді, справжніх пустинь, льодових зон біля полюсів. Тропічна зона охоплювала у той час не тільки приекваторіальні райони, але й південь Європи, Кавказ, Поволжя, де середньорічні температури у морях коливалися у межах 21-26ºС. Досить високі температури відомі і на півночі Європи (22-26ºС). Однак уже в кінці палеогену наступає значне похолодання, що приводить до скорочення ширини тропічного і екваторіального поясів. Температури в низьких широтах знизились на 6-8ºС, в середніх і високих широтах таке зниження було ще більшим. Похолодання привело до початку формування льодового покриву Антарктиди.

Кліматичні границі зміщувались до екватора. У зв'язку із похолоданням, розширились області арідизації клімату і в помірному поясі почали формуватися ландшафти савано-степів та лісостепів.

Процеси альпійського орогенезу були однією із істотних причин дальшого похолодання, яке продовжувалось на протязі неогену. Проходило звуження поясів екваторіального, тропічного та субтропічного клімату, розширення арідних зон. Появляються тундрові і тайгові ландшафти, а біля 4,5 млн. років - лід у акваторії Північного Льодовитого океану. Біля 2 млн. років назад льодові панцирі покривають уже значні частини Антарктиди, Патагонії, Ісландію, острови Арктики.

Антропогеновий період - це час розвитку великих наземних зледенінь у північній півкулі. Чітко проявляється ритмічність у кліматичних процесах - епохи зледенінь змінюються епохами потеплінь (міжльодовиков'ями).Ритмічні коливання клімату спричиняли міграцію кліматичних поясів, зміщення яких досягали 1000-2000 км.

Арктичний пояс простягався до 40-50º пн.ш. Тут розміщувались льодовикові щити, тундра та морський лід. Пояси помірного, субтропічного і тропічного клімату були звужені і зміщені в низькі широти. В льодовикові епохи перепад температур між низькими й високими широтами у північній півкулі досягав 70ºС, в міжльодовиков'я - лише 30-35ºС. Перигляціальні зони характеризувались низькими середньорічними температурами, незначною кількістю атмосферних осадків та відносно високою сонячною радіацією. В субтропіках і тропіках льодовикові епохи спричиняли в основному підвищення зволоженості (плювіальні епохи) внаслідок росту атмосферних осадків, в міжльодовиков'я клімат сухішав, пояси розширювались, природні умови ставали близькими до сучасних.

Історія кліматів фанерозою вказує на їх періодичні коливання, різні за масштабами та природою. При цьому, якщо причиною кліматичних змін високого порядку (значної тривалості) виступали астрономічні фактори, то менш тривалі зміни в кліматі Землі спричинялись уже тектонічними процесами та процесами в атмосфері (зокрема зміною концентрації СО2).

Так, періодичні зміни кліматів найвищого порядку мають тривалість 200-250 млн. років. Це так званий галактичний рік, тобто час протягом якого Сонячна система здійснює повний оберт навколо центра Галактики. За цей час відбувається суттєве оновлення всіх геологічних процесів, зміна характеру й інтенсивності кругообігу речовини між зовнішніми оболонками Землі і ін. З такою періодичністю пов'язують зміну ізотермічного, теплого і в цілому вологого (парникового) клімату раннього і середнього палеозою термічно диференційованим, континентальнішим і більш сонячним кліматом пізнього палеозою-кайнозою.

Періодичні зміни другого порядку мають тривалість 40-60 млн. років і пов'язані з переміщенням Сонячної системи в різні області Галактики, з різними умовами космічного середовища, що, можливо, мало безпосередній вплив на перебіг процесів у верхніх оболонках планети. Така періодичність викликає зміну геократичних епох з поширенням арідних обстановок(пізній силур і ранній девон, пізня перм - ранній тріас, пізня юра - початок крейди) таласократичними епохами з переважанням гумідних кліматів (ранній силур, ранній карбон, рання і середня юра, середина крейди). Кліматичні зміни в даному випадку відповідають в часі принциповим змінам у структурі земної кори, які спричиняли і перебудову палеогеографічних обстановок.