Wyniki ery fałdowania Hercyna

Fałd hercyński pojawił się w późnym paleozoiku. W wyniku hercyńskich procesów tektonicznych całkowicie zakończył się rozwój geosynklinalny w pasach geosynklinalnych Uralu, Mongolii i Atlantyku.

W pasie uralsko-mongolskim Hercynidy obejmują złożony region Ural-Nowaja Zemlya (1) (wyspy Nowa Ziemia, Vaygach, struktury górskie Pai-Khoi, Ural, Mugodzhar); region złożony Tien Shan(2) (Karatau, Ugam, Pskem, Chatkal, Fergana, Zeravshan, Turkestan, grzbiety Gissar); strefa Dżungar-Bałchasz (3) (grzbiety Żarmińskiego, Kalbińskiego i Narymskiego w Kazachstanie); region złożony Taimyr-Severozemelskaya (4) (półwysep Taimyr i archipelag Severnaya Zemlya), mongolsko-ochocki (10) region złożony (mongolski Ałtaj, Gobi Ałtaj, grzbiet Khingai, pustynia Gobi, grzbiet Bureinsky), zachodniosyberyjski (11) i scytyjski- Płyty turańskie (12).

W pasie śródziemnomorskim rozwój geosynklinalny został zakończony na terenie Półwyspu Iberyjskiego (5), w części północnej Zachodnia Europa(6), w obrębie grzbietów Kun-Lun (7), Qin-Ling (8); w Afryce - w Atlasie Wewnętrznym (9).

W pasie atlantyckim Hercynidy obejmują południe Wielkiej Brytanii (13) i region meksykańsko-Appalachów (14) (południowo-zachodnie Appalachy, Gulf Coast, Półwysep Floryda).

W pasie geosynklinalnym Pacyfiku rozwój geosynklinalny zakończył się w Afryce Południowej – w Górach Przylądkowych (15) i we wschodniej Australii w obrębie Wielkiego Pasma Podziałowego (16).

Na początku mezozoiku powstały Hercyńska budowa skorupy ziemskiej, w którym wyróżnia się m.in elementy konstrukcyjne: obszary starszej konsolidacji, Hercynides, pasy geosynklinalne (ryc. 9.4).

Fałdowanie mezozoiczne obejmuje okres triasu, jury i kredy. Najintensywniej objawiało się to w pasach geosynklinalnych Morza Śródziemnego i Pacyfiku. W pasie śródziemnomorskim region złożony tybetańsko-indochiński (1) (południowy Tybet, dorzecze rzeki Mekong, półwysep Malakka) jest klasyfikowany jako mezozoid. Na Pacyfiku - (2) Sikhote-Alin, (3) Wewnątrz Kordyliery (Brooks Range, Mackenzie Mountains, Rocky Mountains, Great Basin, Colorado Plateau) i (4) Verkhoyansk-Chukotka (Verkhoyansky, Sette-Daban, Anyuisky, Chersky , Grzbiety Momskiego, Yudomsky, Grzbiet Poluosny, Półwysep Czukotka, Wyspa Wrangla, Nowe Wyspy Syberyjskie, Morze Łaptiewów) obszary złożone.


Fałdowanie mezozoiczne doprowadziło do pojawienia się depresji w oceanach Atlantyku, Indii i Arktyki. W Mezozoiczna budowa skorupy ziemskiej(ryc. 9.5), utworzone na początku okresu paleogenu, wyróżnia się platformy starożytne i młode (obszary wcześniejszej konsolidacji), mezozoidy i obszary geosynklinalne.

Praca została dodana do serwisu: 2015-07-05

Dowiedz się, ile kosztuje napisanie pracy

78.1.

FAŁDOWANIE MEZOZOICZNE(grecki mesos środkowy) rozwój geosynklin z głębokimi zagłębieniami skorupy ziemskiej i nagromadzeniem potężnych osadów, które zostały pofałdowane w fałdy, wzniesione w formie gór, przełamane intruzjami granitowej magmy i trwającymi od końca erupcjami wulkanów triasu do początków paleogenu. Na różnych obszarach fałdowanie to objawiało się z nierówną intensywnością i w różnym czasie, dlatego ma kilka nazw.

Fałdowanie mezozoiczne rozpoczęło się najwcześniej w Europie Południowo-Wschodniej, Azji Południowej i Taimyrze; trwało szczególnie długo i intensywnie na kontynentalnych obrzeżach Oceanu Spokojnego, a po krótkiej przerwie zostało wznowione podczas fałdowania alpejskiego. Jej granitowe intruzje kojarzone są z różnorodnością minerałów oraz licznymi złożami metali nieżelaznych i złota, szczególnie w Ameryka północna oraz w północno-wschodniej Rosji.

Składanie mezozoiczne

Fałdowanie mezozoiczne to zespół procesów geologicznych polegających na fałdowaniu, budowaniu gór i magmatyzmie granitoidowym, które miały miejsce w epoce mezozoicznej. Najintensywniej objawiało się to w obrębie Pasa Mobilnego Pacyfiku. Istnieją fałdy: starożytny cymeryjski lub indozyński, który pojawił się w końcu. Trias wcześnie Jurajski; Młody Cymeryjczyk (Kołyma, Nevada lub Andyjczyk); Austriacka (na pograniczu wczesnej i późnej kredy) i Laramie. Składanie Pacyfiku wyróżnia się niezależnie na obszarach sąsiadujących z Oceanem Spokojnym: na wschodzie. Azja, Kordyliera i Andy. Na końcu pojawiło się starożytne składanie cymeryjskie. Trias wcześnie Jura w strukturach górskich Krymu, Północ. Dobrudża, na Taimyr, na północy. Afganistan, południowy wschód. Azja, Andy Patagońskie i północny wschód. Argentyna; Młody Cymeryjczyk w con. Jura wczesna kreda w obwodzie Wierchojańsko-Czukockim, Centrum. i południowy wschód. Pamir, Karakorum, Centrum. Iran, Kaukaz, Zachód Kordyliera Północna Ameryka, Andy i inne obszary. Złożenie Laramie to jedna z najmłodszych epok fałdowania mezozoiku, która objawiła się pod koniec. początek kredy Paleogen w rejonach Północnych Gór Skalistych. Ameryka, w Andach Południowych. Ameryka itp.

Obszary fałdowania mezozoicznego

Do końca Era paleozoiczna jak już wspomniano, wszystkie geosynkliny i obszary mobilne zamieniły się w rozległe, twarde pola. W wyniku ruchów ku górze skorupy ziemskiej zostały uwolnione od wód morskich. Ustanowiono reżim teokratyczny.

Rozpoczęła się era mezozoiczna (era życia średniego), era nowego, wyższego etapu rozwoju natury Ziemi jako całości.

W mezozoiku położono podwaliny współczesnej topografii naszej planety, w tym na terytorium WNP, oraz określono główne zarysy kontynentów i oceanów.

Mezozoidy zajmują rozległe przestrzenie, zamykając i łącząc terytoria starszych części konsolidacji skorupy ziemskiej. Różne kształty Fałdowanie mezozoiczne wyraża się na wschodzie i północnym wschodzie Syberii, na Dalekim Wschodzie, tj. na terytorium z całkowitą powierzchnią około 5 milionów km2. Ale tektogeneza mezozoiczna znalazła także odzwierciedlenie w starszych strukturach z okresu prekambru, bajkału i paleozoiku.

Struktury mezozoiczne obejmują wschodnią Transbaikalia, południe Dalekiego Wschodu z systemem fałdowym Sikhote-Alin i Wierchojańsk-Kołyma-Czukocki. Zatem pas geosynklinalny zachodniego Pacyfiku należy do struktur mezozoicznych. Współczesną powierzchnię części wschodniosyberyjskiej i Dalekiego Wschodu charakteryzuje szerokie rozmieszczenie struktur górskich. Oprócz typowo górzystego terenu w Wschodnia Syberia a na Dalekim Wschodzie znajdują się liczne wyżyny, płaskowyże, równiny (powierzchnia tych ostatnich jest na ogół niewielka) i wreszcie rozległa regionalna rynna przedwierchojska. Przejawy fałdowania mezozoicznego odnotowano w Kopetdagu, Mangyshlaku, Donbasie, Krymie i na Kaukazie.

Na obszarze mezozoicznych systemów złożonych wschodniej Syberii i Dalekiego Wschodu głównymi z nich były ruchy neocymeryjskie i laramijskie okresu kredowego. Basen geosynklinalny rozciągał się od Platformy Syberyjskiej na wschód, czyli na obszar Dalekiego Wschodu. Było to ogromne morze, w którym gromadziły się grube warstwy osadów, sięgające wielu tysięcy metrów. W geosynklinalnym basenie morskim znajdowały się starożytne górzyste masy śródlądowe: Kołyma-Indigirsky, Omolon i inne, wyróżniał się występ platformy syberyjskiej - tarcza Aldan, a na południowym wschodzie - tarcza chińska. Nagromadzenie osadów w basenie geosynklinalnym nastąpiło w wyniku erozji i zniszczenia starożytnych masywów średnich oraz platform syberyjskich, De Long i Ochockich otaczających geosynklinę. Tektogeneza w starożytnych platformach i strukturach górskich paleozoiku, które otaczały terytoria mezozoidu od zachodu, północnego zachodu i południa, przebiegała w sposób złożony i unikalny. Jednym ze wskaźników tej oryginalności był różny czas procesów tektonicznych i różnica w formach ich manifestacji. Ale ogólnie rzecz biorąc, era mezozoiczna na wschodzie naszego kraju zakończyła się zastąpieniem reżimu morskiego reżimem kontynentalnym.

Fałdowanie mezozoiczne było najbardziej aktywne pomiędzy masywem Kołymy a platformą syberyjską (strefa Wierchojańska). Ruchom fałdowym towarzyszyły tu erupcje wulkanów i intruzje granitoidów, co doprowadziło do zróżnicowanej i bardzo bogatej mineralizacji (metale rzadkie, cyna, złoto itp.). Masy środkowe charakteryzowały się głębokimi uskokami, przez których pęknięcia wypływały na powierzchnię materiały wylewne. Dla mezozoidów wschodnich i Północno-wschodnia Syberia Charakterystyczne są strefy złożone o strukturze antyklinalnej i synklinalnej.

Rozwój geologiczny południa Dalekiego Wschodu jest podobny do rozwoju północnego wschodu. Struktury fałdowane powstawały także na etapie mezozoiku tektogenezy, jednak znacznie wcześniej pojawiły się masywy środkowe prekambru i paleozoiku: płyta Zeya-Bureya i masyw Khanka, będący obrzeżem platformy mandżurskiej. W paleozoiku powstały również rdzenie osiowych części grzbietów Tukuringra-Dzhagdy, Bureinsky, Sikhote-Alin itp. Starożytnemu fałdowaniu towarzyszyły intensywne wtargnięcia granitoidów, co spowodowało mineralizację.

Zasoby mineralne w całym mezozoicznym obszarze wschodniej Syberii i Dalekiego Wschodu są zróżnicowane. Strefy mineralizacji są zwykle ograniczone do starożytnych twardych masywów (lub do ich krawędzi): rud żelaza, rud metali nieżelaznych, wolframu, molibdenu, złota itp. Złoża węgla kamiennego i brunatnego, gazu, ropy itp. są związane z osadami depozyty.

78.2.

Laurazja to północ z dwóch kontynentów, które utworzyły kontynent Pangea. Laurazja obejmowała Eurazję i Amerykę Północną. Oderwały się od kontynentu i stały się nowoczesnymi kontynentami między 135 a 200 milionami lat temu.

W starożytności Laurazja była superkontynentem i częścią Pangei, która istniała w późnej epoce mezozoiku. Kontynent ten został utworzony przez terytoria, które dziś są kontynentami półkuli północnej. W szczególności była to Laurentia (kontynent, który istniał w epoce paleozoiku we wschodniej i środkowej części Kanady), Syberia, Bałtyk, Kazachstan, a także północna i wschodnia tarcza kontynentalna. Kontynent otrzymał swoją nazwę od Laurentii i Eurazji.

Pochodzenie

Protokontynent Laurasia to zjawisko ery mezozoicznej. Obecnie uważa się, że tworzące ją kontynenty, po upadku Ojczyzny (1 miliard lat temu), utworzyły jeden superkontynent. Aby uniknąć nieporozumień z nazwą kontynentu mezozoicznego, przypisywano ją po prostu proto-Laurazji. Nawiązując do obecnego myślenia, po połączeniu się z kontynentami południowymi, Laurazja utworzyła późnoprekambryjski superkontynent zwany Pannotią (wczesny kambr) i nigdy więcej nie została oddzielona.

Pęknięcie i powstawanie

W epoce kambru, przez pierwsze pół miliona lat, Laurazja znajdowała się na szerokościach równikowych. Superkontynent zaczął się rozpadać na Syberię i północne Chiny, kontynuując dryfowanie na północ; w przeszłości znajdowały się dalej na północ niż 500 milionów lat temu. Na początku dewonu północne Chiny znajdowały się w pobliżu koła podbiegunowego i były najbardziej wysuniętym na północ obszarem lądowym w całej epoce lodowcowej karbonu (300–280 milionów lat temu). Jak dotąd nie ma dowodów na istnienie większego oblodzenia północnych kontynentów. W tym zimnym okresie Baltica i Laurentia połączyły się z płaskowyżem Appalachów, umożliwiając utworzenie ogromnych rezerw węgiel. To właśnie ten węgiel stanowi dziś podstawę gospodarki takich regionów jak Niemcy, Wirginia Zachodnia i część Wysp Brytyjskich.

Z kolei Syberia, przesuwając się na południe, połączyła się z Kazachstanem, niewielkim kontynentem, który dziś uważany jest za skutek erupcji wulkanu w erze syluru. Pod koniec tych zjazdów Laurasia znacząco zmieniła swoją formę. Na początku ery triasu tarcza wschodnich Chin ponownie połączyła się z Laurazją i Gondwaną, w wyniku czego powstała Pangea. Północne Chiny w dalszym ciągu oddalały się od szerokości geograficznych zbliżonych do arktycznych i stały się ostatnim kontynentem, który nigdy nie połączył się z Pangeą.

Ostateczna separacja

Około 200 milionów lat temu upadł prokontynent Pangea. Po oderwaniu Ameryka Północna i północno-zachodnia Afryka zostały oddzielone nowym Oceanem Atlantyckim, podczas gdy Europa i Grenlandia (wraz z Ameryką Północną) nadal stanowiły jedność. Podzielili się zaledwie 60 milionów lat temu w paleocenie. Następnie Laurazja podzieliła się na Eurazję i Laurencję (dzisiejszą Amerykę Północną). Ostatecznie Indie i Półwysep Arabski zostały przyłączone do Eurazji.

78.3.

Upadek Gondwany rozpoczął się w mezozoiku, Gondwana została dosłownie rozerwana kawałek po kawałku. Pod koniec okresu kredowego i na początku paleogenu wyłoniły się współczesne kontynenty postgondwańskie i ich części: Ameryka Południowa, Afryka (bez gór Atlas), Arabia, Australia i Antarktyda.

Gondwana (nazwa pochodzi od obszar historyczny w środkowych Indiach), hipotetyczny kontynent, który według wielu naukowców istniał w epoce paleozoiku i częściowo mezozoiku na półkuli południowej Ziemi. Obejmował: większość współczesnej Ameryki Południowej (na wschód od Andów), Afrykę (bez gór Atlas), o. Madagaskar, Arabia, Półwysep Hindustan (na południe od Himalajów), Australia (na zachód od pasm górskich jej wschodniej części) i być może większość Antarktydy Zwolennicy hipotezy o istnieniu Gondwany uważają, że w Na obszarze Gondwany rozwinęło się rozległe zlodowacenie proterozoiku i górnego karbonu. Ślady zlodowacenia górnego karbonu znane są w Afryce Środkowej i Południowej, południowej Ameryce Południowej, Indiach i Australii. W okresie karbonu i permu na kontynencie rozwinęła się unikalna flora stref umiarkowanych i zimnych, która charakteryzowała się dużą liczebnością glossopteris i skrzypów. Upadek Gondwany rozpoczął się w mezozoiku, a pod koniec okresu kredy i na początku paleogenu współczesne kontynenty i ich części rozdzieliły się. Wielu geologów uważa, że ​​zniszczenie Gondwany było konsekwencją poziomej ekspansji jej współczesnych części, co potwierdzają dane paleomagnetyczne. Niektórzy naukowcy sugerują nie ekspansję, ale upadek poszczególnych odcinków Gondwany, które znajdowały się w miejscu współczesnych oceanów indyjskich i południowego Atlantyku.

79. 2 .

Cechy sedymentacji. Kontynentalne czerwone warstwy i skorupa wietrzna są typowe dla triasu. Osady morskie zlokalizowane były na obszarach geosynklinalnych. Magmatyzm pułapkowy objawił się na szeroką skalę na platformach syberyjskich, południowoamerykańskich i południowoafrykańskich. Istnieją trzy rodzaje - wybuchowe, lawowe i natrętne (progi).W Jurze osady są bardziej zróżnicowane. Do morskich należą piaskowce krzemionkowe, węglanowe, ilaste i glaukonitowe; kontynentalny - dominują wietrzące osady skorupy, a w lagunach tworzą się warstwy węglonośne. Magmatyzm objawił się na obszarach geosynklinalnych - Kordyliery i Wierchojańsko-Czukockie oraz magmatyzm pułapkowy - na platformach południowoamerykańskich i afrykańskich.Cechą osadów kredowych jest maksymalne nagromadzenie kredy (składa się z otwornic i pozostałości muszli alg coccolithophorid). .

Paleogeografia mezozoiku. Powstanie superkontynentu Pangea-2 wiąże się z największą regresją morza w historii Ziemi. Tylko niewielkie obszary przylegające do pasów geosynklinalnych były objęte płytkimi morzami (obszary przylegające do Kordyliery i geosynkliny Wierchojańsko-Czukockiej). Pasy fałdowe Hercyna reprezentowały obszary rozciętego reliefu. Klimat triasu jest suchy kontynentalny, tylko w regionach przybrzeżnych (Kołyma, Sachalin, Kamczatka itp.) jest umiarkowany. Pod koniec triasu rozpoczęła się transgresja morska, która rozpowszechniła się w późnej jurze. Morze rozciągało się na zachodnią część platformy północnoamerykańskiej, prawie całą platformę wschodnioeuropejską oraz na północno-zachodnią i wschodnią część platformy syberyjskiej. Maksymalna transgresja morza wystąpiła w kredzie górnej. Klimat tych okresów charakteryzuje się naprzemiennie wilgotnym tropikalnym i suchym suchym.

79.3.

Okresy geokratyczne w dziejach Ziemi (od geo... i greckiego kratos siła, moc), okresy znacznego wzrostu powierzchni lądów, w przeciwieństwie do okresów talasokratycznych, charakteryzujących się wzrostem powierzchni morza. G.P. ograniczają się do drugiej połowy cykli tektonicznych, kiedy to ogólne wypiętrzenie skorupy ziemskiej przekształca znaczną część kontynentów zalanych wcześniej przez płytkie morze w suchy ląd. Charakteryzują się dużym kontrastem klimatów, w szczególności gwałtownym wzrostem obszarów suchych (suchych) i zimnych stref klimatycznych. Typowe dla tego regionu geograficznego jest nagromadzenie kontynentalnych warstw o ​​czerwonej barwie, składających się z osadów eolicznych, aluwialnych i jeziornych z suchych równin, częściowo z prawdziwych pustyń, a także z osadów lodowcowych. Nie mniej typowe są osady wewnętrznych basenów morskich zamkniętych i półzamkniętych o dużym zasoleniu w osadach silnie zasolonych lagun (dolomity, gips, sole). Geografia może obejmować koniec syluru i znaczną część okresów dewonu, koniec karbonu, permu i części triasu, okres neogenu i antropocenu (w tym epokę nowożytną).

Okresy talasokratyczne w historii Ziemi, okresy rozległych mórz na powierzchni współczesnych kontynentów. Kontrastuje się z okresami geokratycznymi, które charakteryzują się znacznym wzrostem powierzchni lądowej. Pod względem czasowym okresy talasokratyczne odnoszą się do środka cykli tektonicznych (etapów), kiedy na większości powierzchni ziemi panowało osiadanie skorupy ziemskiej, przez co prawie wszędzie znaczny obszar kontynentów został zalany przez morze . Wzrost powierzchni hydrosfery przyczynił się do powstania wilgotnego klimatu morskiego z niewielkimi wahaniami temperatury. W okresach talasokratycznych gromadziły się głównie morskie warstwy osadowe, wśród których ważną rolę odgrywały skały węglanowe. Okresy talasokratyczne obejmują środkowy kambr, górny sylur, środkowy i wczesny późny dewon, wczesny karbon i późną kredę.

80.1.

Eustatyczne wahania poziomu morza (od greckiego éu dobry, całkowicie i stásis stojący, odpoczynek, pozycja), powszechnie identyfikowalne, powolne zmiany poziomu Oceanu Światowego i mórz z nimi związanych. Ruchy eustatyczne (eustazy) zostały pierwotnie zidentyfikowane przez E. Suessa (1888). Rozróżnij ruchy linia brzegowa: 1) w wyniku powstawania zagłębień morskich, gdy zachodzą rzeczywiste zmiany poziomu morza, oraz 2) w wyniku procesów tektonicznych prowadzących do pozornych ruchów poziomu morza. Fluktuacje te, powodujące lokalne transgresje i regresje spowodowane różnie działającymi siłami tektonicznymi, nazwano delevelingiem, a szerokie transgresje i regresje spowodowane wahaniami poziomu samej powłoki wodnej nazwano hydrokinematycznymi (F. Yu. Levinson-Lessing, 1893). A.P. Pavlov (1896) nazwał negatywne ruchy linii brzegowej geokratycznym, a postęp morza hydrokratycznym.Wśród hipotetycznych czynników determinujących eustazy znajduje się zmiana całkowitej objętości wody oceanicznej w historii geologicznej Ziemi, która została określona przez ewolucję kontynentów. NA początkowe etapy W okresie rozwoju skorupy ziemskiej decydujące znaczenie miały wody młodociane w WE; później znaczenie tego czynnika osłabło. Według A.P. Winogradowa stabilizacja objętości wody rozpoczęła się w proterozoiku, a od paleozoiku objętość masy wodnej hydrosfery zmieniła się w nieznacznych granicach; Nie bardzo ważne procesy sedymentacji i wylewów wulkanicznych na dnie mórz (sedimentoeustasy) i w konsekwencji podniesienie się poziomu Oceanu Światowego.Począwszy od paleozoiku decydujące znaczenie miał czynnik tektoniczny (tektoeustasy), wpływający na zmiany pojemność morza. oraz depresje oceaniczne ze zmianami w rzeźbie i strukturze dna oceanu i przyległych kontynentów. Najwyraźniej Ch. Wahania poziomu Oceanu Światowego związane są z rozwojem systemu grzbietów śródoceanicznych oraz ze zjawiskiem rozprzestrzeniania się dna morskiego.Na tle tektonoeustazy w ostatnich czasach geologicznych odegrał rolę czynnik klimatyczny w postaci zlodowacenia wielki wpływ (patrz Ruchy oscylacyjne skorupy ziemskiej, Współczesne ruchy tektoniczne). Podczas zlodowaceń, kiedy woda skoncentrowała się na kontynentach, tworząc pokrywy lodowe, poziom Oceanu Światowego obniżył się o około 110x140 m; po stopieniu wody lodowcowe ponownie przedostały się do Oceanu Światowego, podnosząc jego poziom o około 1/3 pierwotnego poziomu. Spadek temperatury i zmiana zasolenia wpłynęły na gęstość wody, przez co poziom Oceanu Światowego na dużych szerokościach geograficznych różnił się o kilka metrów od poziomu Oceanu Światowego w obszarach równikowych. Z tymi czynnikami wiąże się powstawanie najniższego tarasu o wymiarach 3 × 5 m. Czynniki planetarne (zmiany prędkości obrotu Ziemi, przemieszczenie biegunów itp.) również odegrały pewną rolę w mechanizmie eustazy. Badanie procesów eustazy ma ogromne znaczenie dla geologii historycznej i zrozumienia osobliwości powstawania stref szelfowych, które są związane z powstawaniem różnych minerałów.

80.2.

Klimat mezozoiczny

Przywołując dobrze znane klimatycznie współczesne analogi mezozoicznych formacji litogenetycznych i współczesne ekologiczne analogi mezozoicznej roślinności i mezozoiku organiczny świat, a także korzystając z danych paleotermicznych, pozyskujemy dane niezbędne do przybliżonej ilościowej oceny warunków klimatycznych w przeszłości.

Wczesny i środkowy trias

Klimat mezozoiku, a zwłaszcza triasu, był prawie izotermiczny, dlatego o naturalnym podziale kontynentu w tym czasie decydował głównie rozkład opadów atmosferycznych, a nie tyle objętość, ile sposób ich opadów w ciągu roku. Dla wczesnego i środkowego triasu w Eurazji trzy główne obszary naturalne: wyjątkowo suchy (pustynia), który obejmował przeważającą część Europy, Arabii, Iranu, Środka i Azja centralna; umiarkowanie suchy (sucha sawanna), którego krajobrazy dominowały na tym terytorium Północna Europa, Zachodnia i Południowa Syberia, Transbaikalia, Mongolia i wschodnie Chiny oraz półsucha (umiarkowanie wilgotna sawanna), obejmująca północno-wschodnią Azję od Khatangi i Czukotki po Wyspy Japońskie, a także Azję Południowo-Wschodnią.

81.2.

ANOMALA IRYDU to niesamowite odkrycie dokonane przez amerykańskiego geologa Waltera ALVAREZA w 1977 roku w wąwozie niedaleko miasta Gubio, 150 kilometrów od Rzymu. Na dużych głębokościach odkryto cienką warstwę gliny o zawartości irydu 300 razy większej niż normalnie. Warstwa ta leżała na głębokości odpowiadającej geologicznej granicy mezozoiku i kenozoiku – czasu wyginięcia dinozaurów. Porównując ten fakt z faktem, że zwykle zawartość irydu w skorupa Ziemska znikome - 0,03 części wagowych na miliard, a w meteorytach stężenie tej substancji jest prawie 20 000 razy większe. Alvarez zasugerował, że anomalia irydowa powstała w wyniku upadku dużego ciała kosmicznego, co spowodowało globalna katastrofa która zabiła dinozaury. To założenie pozostaje hipotezą. Tymczasem anomalie irydu o mniej więcej takim samym stężeniu jak w wąwozie Gubio odkryto już w wielu miejscach na planecie – w Danii, Hiszpanii, na wybrzeżu Morza Kaspijskiego, ale ostateczna wersja upadku meteorytu irydowego będzie zostać rozpoznany po odkryciu konkretnego krateru w miejscu jego upadku.

82.1.

Kenozoik ( Era kenozoiczna) epoka w historii geologicznej Ziemi obejmująca 65,5 miliona lat, od wielkiego wymierania gatunków pod koniec okresu kredowego do chwili obecnej. Przetłumaczone z greckiego jako „nowe życie” (καινός = nowe + ζωή = życie). Okres kenozoiczny dzieli się na okres paleogenu, neogenu i czwartorzędu (antropocen). Historycznie rzecz biorąc, kenozoik dzielił się na okres trzeciorzędu (od paleocenu do pliocenu) i czwartorzędu (plejstocenu i holocenu), choć większość geologów nie uznaje już tego podziału.

Życie w kenozoiku

Kenozoik to epoka charakteryzująca się wielka różnorodność gatunki zwierząt lądowych, morskich i latających.

Z geologicznego punktu widzenia kenozoik to epoka, w której kontynenty uzyskały swój nowoczesny kształt. Australia i Nowa Gwinea oddzieliły się od Gondwany, przesunęły się na północ i ostatecznie zbliżyły się do Azji Południowo-Wschodniej. Antarktyda zajęła swoje obecne położenie w pobliżu bieguna południowego, Ocean Atlantycki rozszerzył się, a pod koniec ery Ameryka Południowa dołączyła do Ameryki Północnej. Kenozoik to era ssaków i roślin okrytozalążkowych. Ssaki przeszły długą ewolucję od niewielkiej liczby małych prymitywnych form i wyróżniły się szeroką gamą gatunków lądowych, morskich i latających. Kenozoik można nazwać także erą sawann, roślin kwiatowych i owadów. Ptaki również znacząco ewoluowały w kenozoiku. Wśród roślin pojawiają się zboża.

82.2.

Podział stratograficzny i charakterystykę litologiczną osadów paleozoiku powstałych w rejonie rud białoousowskich opracowaliśmy, biorąc pod uwagę definicje fauny i flory w osadach karbonu, a także zarodniki i pyłki w utworach dewonu górnego i środkowego. Ciche warstwy skalne leżące pomiędzy datowanymi utworami franu i dolnego karbonu umownie zalicza się do famenu. Położenie stratygraficzne tych warstw określono poprzez porównanie ich składu litologicznego z datowanymi faunie przekrojami innych obszarów.

W rejonie rudy Biełousowskiej w regionie Irtysz wyróżnia się następujące formacje: Głubochanskaja B2egv, Shipulinskaya D2gv, Belousovskaya Defri, Garaninskaya Difri, Irtyshskaya Dafmi (?), Pikh-tovskaya (Grebenyushinskaya) Bzgtg, Bukhtarminskaya Cit2 i Maloul -binskaya CinС2. Spośród nich pierwsze cztery zostały założone przez M.I. Drobyszewskiego w 1954 r. Złoża rudy złoża, położone wśród skał zmienionych hydrotermalnie, ograniczają się do kontaktu formacji Głuboczańskiej z formacjami Szypulinskiego i Biełousowskiego.

Strukturalnie obszar badań obejmuje część północno-wschodniego skrzydła antyklinorium Irtysz, które jest skomplikowane fałdami i uskokami uderzenia północno-zachodniego. Cecha charakterystyczna takich fałd jest nachylenie ich powierzchni osiowych w kierunku południowo-zachodnim.

Wszystkie skały paleozoiku doświadczyły znaczących zmian pod wpływem kontaktu regionalnego, a w niektórych wąskich strefach metamorfizmu hydrotermalnego. U podstawy przekroju stratygraficznego leży głęboko przeobrażony kompleks skał, umownie przypisywany epoce przedśrodkowodewońskiej. Kompleks ten reprezentowany jest przez biotytyzowane, epidotyzowane gnejsy amfibolowo-piroksenowe i łupki mikowo-kwarcowe, które odsłonięte są w odcinku erozyjnym w rdzeniowej części antyklinorium irtyskiego w południowo-wschodniej części regionu. Skały wymienionych formacji wychodzą na powierzchnię na małych obszarach. Pozostałą część obszaru pokrywają luźne osady.

82.4.

Jedną z najważniejszych światowych struktur metalogenicznych jest pas śródziemnomorski - produkt oceanu, który otrzymał nazwę Tetyda od E. Suessa. Z metalologicznego punktu widzenia pas śródziemnomorski był specjalnie badany przez wybitnych zwolenników V.I. Smirnowa i mojego zmarłego przyjaciela G.A. Tvalchrelidze, a ja chciałbym poświęcić błogosławionej pamięci obaj naukowcy są bardzo krótkie wypracowanie długa i złożona historia Oceanu Tetydy i pasa śródziemnomorskiego.

Pojęcie „Oceanu Tetydy” pojawiło się pod koniec ubiegłego wieku (1893) w słynnym dziele E. Suessa „Oblicze Ziemi”. Nieco wcześniej inny austriacki geolog M. Neumayr, który opracował pierwszą światową mapę paleogeograficzną okresu jurajskiego, podkreślił na niej „środkowe Morze Śródziemne”. Dla obu naukowców jak najbardziej przekonujący dowód Istnienie takiego zbiornika wodnego pomiędzy północnym i południowym rzędem kontynentów było uderzającym podobieństwem pomiędzy istniejącą wówczas fauną morską triasu i jury od Alp, przez Himalaje po Indonezję (Timor). G. Stille rozwinął tę koncepcję w czasie i wykazał, że Ocean Tetydy powstał już w późnym prekambrze, po zidentyfikowanej przez niego „fragmentacji algonkijskiej”. W niniejszym artykule przyjmuję taki pogląd, mimo że opierał się on na fiksistowskich przesłankach, które obecnie zostały całkowicie zdyskredytowane. Dalej zostanie wykazane, że Ocean Tetydy w swojej długiej ewolucji przeszedł szereg etapów, obejmujących częściowe zamknięcie i ponowne otwarcie w innym miejscu.Kolejność tych etapów pozwala wyróżnić późnoproterozoiczno-kambryjską Proto-Tetydę , paleotetyda ordwisko-karbońska, mezotetyda permsko-jurajska i neotetyda jurajsko-paleogenu, częściowo nakładają się na siebie w przestrzeni i czasie.

Narodziny Tetydy i Protetydy

Obecnie prawie powszechnie przyjmuje się, że w wyniku orogenezy Grenville około 10 miliardów lat temu powstał superkontynent, który niedawno otrzymał nazwę Rodinia. Superkontynent ten istniał mniej więcej do połowy późnego Ripheanu, około 850 milionów lat temu, po czym zaczął ulegać zniszczeniu. Zniszczenie to rozpoczęło się od szczelin, które dalej doprowadziły do ​​rozprzestrzenienia się i powstania nowych oceanów, wśród nich Pacyfiku, Japetusa, Paleoazji i Proto-Tetydy. O narodzinach tej pierwszej inkarnacji Tetydy świadczą wychodnie ofiolitów późnego wieku ryfejskiego w Antyatlasie, tarcza arabsko-nubijska na jej południowych obrzeżach w Alpach i masyw czeski na północy. W okresie wendyjsko-wczesnym kambru pierwsza generacja oceanu Tethys - Prototethys 1 zniknęła (częściowo?) w wyniku orogenezy panafrykańskiej i kadomskiej, a znaczny obszar został powiększony przez superkontynent Gondwany, tworząc epikadomski perigondwan platforma. Stanowił najstarszy fundament Europy Zachodniej, rozciągający się na północ do angielskiego Midlands i krawędzi starożytnej platformy w Europie Wschodniej.

Ale bardzo szybko rozpoczęło się niszczenie tej nowo utworzonej skorupy kontynentalnej i basen oceaniczny pojawił się ponownie (lub został przywrócony). Pozostałości jego skorupy znane są w Karpatach Południowych, na Bałkanach (Stara Planina), na północnym Zakaukaziu (masyw Dzirula) i dalej na wschód, zwłaszcza w Qilianshan (Chiny). Ten basen wendyjsko-kambryjski można nazwać Proto-Tetydą II w przeciwieństwie do późnoryfejskiej Proto-Tetydy I. Powstał prawdopodobnie wzdłuż szwu pomiędzy epikadomijską platformą Perigondwany a Fennosarmatią (Baltica). Co ciekawe, te same dwie generacje ofiolitów znane są na południu Syberii (Sajan Wschodni) oraz w zachodniej Mongolii, która w tej epoce należała do Oceanu Paleoazjatyckiego. Prototetyda II zamknęła się (znowu częściowo?) w drugiej połowie kambru i ostatecznie na początku ordowiku dzięki orogenezie salairskiej. W tym samym czasie powstał nowy ocean - Paleotetyda.

Paleotetyda

Można z wystarczającym uzasadnieniem założyć, że właśnie z tego basenu oceanicznego wyrósł później główny pień europejskich waryscydów (Hercynids). Jego wschodnią kontynuację można zobaczyć na Północnym Kaukazie i dalej aż do Qinling w środkowych Chinach. W zależności od wieku ofiolitów wyróżnia się dwie generacje basenów oceanicznych lub suboceanicznych, tj. można wyróżnić rozrzedzoną i przerobioną skorupę kontynentalną. Starszą udokumentowały ofiolity z epoki ordowiku odsłonięte w Alpach Zachodnich, Karpatach Zachodnich i grzbiecie frontowym Wielkiego Kaukazu.

Otwarcie Paleotetydy I zostało połączone z Gondwaną z mikrokontynentem epikadomskim Awalonii i jej dryfem na północ. W tym samym czasie ta (duża) część platformy epikadomskiej, która pozostała przyczepiona do wczesnoprekambryjskiego szkieletu Gondwany, oddzieliła się od wschodnioeuropejskiego kratonu-Bałtyki wzdłuż „Morza Törnqvista”, pod którym znajduje się przerzedzona skorupa kontynentalna.

W lewej połowie dewonu, na północnych obrzeżach Paleotetydy, na tyłach środkowoniemieckiego wypiętrzenia krystalicznego, otworzył się basen łukowy renohercyński. Ofiolity Półwyspu Jaszczurczego w Kornwalii, bazalty typu MOR w Górach Łupkowych Renu i ofiolity Sudetów są reliktami skorupy oceanicznej tego basenu.

W środku dewonu w centralnej strefie Paleotetydy I powstał łańcuch wypiętrzeń; znana jest jako Kordyliera Nigeryjska. Podzieliła główny basen oceaniczny na dwa - północny, obejmujący strefę waryscydów sakso-turyńskich i renohercyńskich, a swoją południowo-zachodnią kontynuację znajduje w iberyjskiej Mesecie, oraz południowy, który reprezentuje właściwą Paleotetydę i można ją nazwać Paleotetydą II.

Paleotethys I, czyli Reikum, wszedł w końcowy etap swojej ewolucji w późnym paleozoiku, przekształcając się w waryscyjski pas pchnięcia w Europie Zachodniej i Środkowej, na Kaukazie Północnym, jego pogrzebaną kontynuację na południu młodej platformy Turan, w Hindukuszu, południowa strefa południowego Tien Shan, północnego Pamiru, Kunlun i Qinling.

Paleotetyda zamknęła się całkowicie jedynie w swojej zachodniej części, na zachód od południka Wiednia i Tunezji, tworząc Pangeę, dalej na wschód odziedziczyła ją Mesotetyda.

Mezotetyda

Historia Mesotetydy właściwej rozpoczyna się w późnym permie-triasie i trwa aż do późnego triasu – wczesnej jury, do wczesnej orogenezy cymeryjskiej – Mesotetydy I lub późnej jury – wczesnej kredy – Mesotetydy II. Główny basen Mesotetydy I rozciągał się od przygranicznego regionu Węgier Północnych - Południowej Słowacji w Karpatach Wewnętrznych, przez piwnicę nałożonego Basenu Panońskiego do strefy Wardar w Jugosławii i dalej do Pontydów w północnej Anatolii i prawdopodobnie do środkowego Zakaukazia, gdzie jego dalszy ciąg może być ukryty pod melasą koryta międzygórskiego Kura. Można zakładać jego dalszą kontynuację wzdłuż szwu wczesnocymeryjskiego pomiędzy platformą turańską a systemem fałdowo-pchowym Elbrus po obu stronach Basenu Południowokaspijskiego w północnym Iraku. Dalej na wschód Mesotetydę I można prześledzić przez południową strefę północnego Pamiru, południowe zbocze Kunlun i Qinling, słynny trójkąt Songpan-Kanze i, skręcając na południe, przez Yunnan, Laos, Tajlandię, Malaje - klasyczny region Indosinidów lub wczesnych Cimmeridów (wczesni Yangshanidów w Chinach). Północna gałąź Mesotetydy I, łącząca się z głównym basenem gdzieś w północnym Afganistanie, rozciągała się przez Kopet Dag, południowe zbocze Wielkiego Kaukazu, Góry Krymskie i aż do północnej Dobrudży, gdzie znajdował się jej ślepy koniec.

Mesotetydę I zastąpiła Mesotetyda II pod koniec jury środkowej (późny batońsko-kalowski). W tym czasie Tetyda przekształciła się z szerokiej zatoki otwierającej się na wschód do Oceanu Spokojnego w ciągły pas oceaniczny oddzielający Laurazję i Gondwanę na całej swojej długości. Podział ten wynikał z pojawienia się Karaibów, środkowego Atlantyku i „oceanu” Liguro-Piemontu. Ten ostatni połączył się na wschodzie z resztkową dorzeczą Wardaru, która na północnym wschodzie została częściowo zamknięta przez wczesne fałdowanie cymeryjskie. Jednak dalej na wschód kontynuacja tego basenu, w przeciwieństwie do Mesotetydy I, odchylała się na południe od Pontydów i rozciągała się po drugiej stronie „kontynentu cymeryjskiego” J. Shengera, następnie przecinając Mały Kaukaz przez jezioro Sevan i dolinę Akera i dotarcie do irańskiego Karadagu. Wychodnie ofiolitu znikają dalej na południowy wschód, ale pojawiają się ponownie w obszarze Sabzevar na południe od wschodniego Elbrusu. Na wschód od uskoku transformacyjnego Herirud kontynuację Mesotethys II można zobaczyć w strefie Farakhrud w środkowym Afganistanie, a dalej, po przekroczeniu kolejnego uskoku afgańsko-pamirskiego, w strefie Rushap-Pshart w środkowym Pamirze i po doświadczeniu nowa zmiana wzdłuż uskoku Pamir-Karakorum, w strefie Bangong – Nujiang w środkowym Tybecie. Następnie basen ten, podobnie jak Mesotethys I, skręcił na południe (we współczesnych współrzędnych) i kontynuował w Birmie na zachód od masywu chińsko-birmańskiego (strefa Mogok).

Cała wschodnia część Mesotethys II, począwszy od Sabzevar-Farakhrud, została ostatecznie zamknięta w wyniku późnej orogenezy cymeryjskiej. Zachodnia, europejska część również doświadczyła tego diastrofizmu, w szczególności strefa Vardar, ale tutaj nie było to ostateczne. Decydującą rolę w tym zakresie odegrała wewnątrzsenońska, subhercyńska faza tektoniczna.

Pod koniec jury inny basen ze skorupą oceaniczną lub suboceaniczną powstał na północ od głównego basenu Mesotethys w Europie i rozciągał się mniej więcej równolegle do strefy Velis w Alpach przez pieniński pas „klifowy” Karpat i prawdopodobnie dalej Strefa Nisz-Trojańska wschodniej Syberii – zachodnia Bułgaria. Najważniejszą rolę w zamknięciu tego basenu odegrała australijska faza orogeniczna środkowej kredy.

Ten północny basen nie był jedynym w mezozoicznym systemie Tetydy. Drugim był dorzecze Budva-Pindos w Dynarydach-Hellenidach i jego prawdopodobna kontynuacja w systemie Byka w południowej Anatolii. Trzecim był basen łukowy Wielkiego Kaukazu. Ostateczne zamknięcie obu basenów nastąpiło w późnym eocenie. Ale w międzyczasie w późnej kredzie i wczesnym paleocenie powstały dwa kolejne baseny łukowe:

Morze Czarne i południowe Morze Kaspijskie.

Zatem zamknięcie europejskich i zachodnioazjatyckich segmentów Mesotethys II następowało stopniowo, poprzez serię impulsów kompresji, zaczynając od późnego cymeryjskiego, a kończąc na pirenejskim. Stopniowo wiodąca rola w śródziemnomorskim pasie mobilnym przeszła z Mezo do Neo-Tetydy.

Neo-Tetyda

To było ostatnie wcielenie wielkiego oceanu. Neo-Tetyda znajdowała się na południe od Mezotetydy i powstała w wyniku oddzielenia i dryfowania na północ kilku fragmentów Gondwany – Adrii (Apulia), środkowego Iranu, bloku Lut, środkowego Afganistanu, południowego Tybetu (Lhasa). Otwarcie Neoteti sa poprzedziły szczeliny kontynentalne, które najwyraźniej wyraziły się w jej wschodnim, himalajsko-tybetańskim odcinku, gdzie rozpoczęły się w późnym permie. Rozprzestrzenianie się w regionie neotetydy trwało od późnego triasu i wczesnej jury do późnej kredy i wczesnego paleogenu. Sama Neo-Tetyda rozciągała się od Zatoki Antalyi, Cypru i północno-zachodniej Syrii wokół północnego występu Płyty Arabskiej, a następnie na tyłach pasm Beludżystanu i Himalajów, skręcając na południe od łuku Sunda-Banda. Jeśli chodzi o zachodni kraniec Neo-Tetydy, możliwe są dwie wersje: 1) mogła ona znaleźć swój ślepy koniec gdzieś pomiędzy Adrią a Afryką, w rejonie Morza Jońskiego i Sycylii; 2) może stanowić kontynuację południowo-zachodniej rynny Dynarydów-Ellinidów – rynny Budvy-Pindos.Podobnie jak miało to miejsce w Paleo- i Mezotetydzie, głównemu basenowi Neotetydy towarzyszyły baseny boczne i załukowe o różnym wieku i z różnym stopniem zniszczenia i przekształcenia skorupy kontynentalnej oraz rolą rozprzestrzeniania się. Jednym z nich jest Morze Lewantu z epoki jurajskiej, drugim jest basen Seistanu z późnej kredy i wczesnego paleogenu na skrajnym wschodzie Iranu. Pozostałe trzy, na dalekim zachodzie, to basen neogenu tyrreńskiego na tyłach łuku kalabryjskiego i basen Morza Egejskiego w tym samym wieku na tyłach strefy subdukcji o tej samej nazwie, i wreszcie Morze Adamana w tym samym wieku, na dalekim wschodzie, za strefą subdukcji Sunda. Zamykanie Neotetydy rozpoczęło się w okresie senońskim i znacznie przyspieszyło w połowie późnego eocenu, kiedy Indie i szereg mikrokontynentów, które wcześniej oddzieliły się od Gondwany, Adria na zachodzie po Zakaukazie i mikrokontynent Bitlis-Sanandaj-Sirijak na wschodzie zderzyła się z południowym krańcem Eurazji i ten sam proces objawił się pomiędzy płytą indyjską a południowo-wschodnim występem Europy, prowadząc do powstania Indo - Łańcuchy birmańskie. W rezultacie Neo-Tetyda okazała się rozczłonkowana i zachowały się tylko niektóre jej pozostałości w rejonie Morza Śródziemnego i Morza Czarnego-południowego Morza Kaspijskiego oraz w Zatoce Omańskiej, a także reliktowe strefy subdukcji - Kalabria, Morze Egejskie, Makran , Sunda Czy to naprawdę koniec długiej historii Tetydy, czy dopiero początek nowa faza jego ewolucja pozostaje kwestią otwartą.

Wniosek

Biorąc pod uwagę, że ocean powstał między Laurazją a Gondwaną jako pojedynczy i odrębny superkontynent pod koniec prekambru, a ostatecznie przestał istnieć jako całość w oligocenie, możemy uznać ten ogromny przedział czasu za odpowiadający cyklowi Wilsona, ponieważ w w żadnym punkcie tego przedziału nie można zakładać braku tak ogromnej przestrzeni wodnej, nawet w okresie istnienia Pangei została ona zredukowana do bardzo rozległej zatoki porównywalnej wielkością do wielkości Oceanu Indyjskiego. Można jednak mówić o dwóch odrębnych cyklach Wilsona, przedzielonych okresem istnienia Pangei – późnym proterozoiku-paleozoiku i mezozoiku-kenozoiku.Jednocześnie trzeba przyznać, że Ocean Tetydy w okresie proterozoiku i fanerozoiku wielokrotnie i bardzo znacząco zmienił położenie i konfigurację swego głównego, osiowego basenu, przesuniętego co jakiś czas, głównie w kierunku południowym, stale zachowując rolę podziału wodnego pomiędzy Laurazją a Gondwaną lub ich fragmentami. Zmiany te nie następowały stopniowo, lecz spazmatycznie, co pozwoliło wyróżnić poszczególne etapy ewolucji Tetydy i w związku z tym wprowadzić pojęcia Proto-, Paleo-, Mezo- i Neotetydy, mimo że pewne okresy ich „życia” nakładają się na siebie. Zamknięcie tych zmieniających się oceanów było spowodowane orogenezą, od dawna znaną pod nazwami Bajkał-Kadoma, Kaledońska, Hercyńsko-Wariskańska, Cymeryjska i Alpejska. Każdej z tych orogenii towarzyszyło napływ nowych terranów do Eurazji, co z reguły było kompensowane przez oddzielenie innych terranów od Gondwany. Niektóre z tych nowo narosłych terranów doświadczyły później przynajmniej częściowej regeneracji mobilności, ale inne pozostały przywiązane do Eurazji, zwiększając jej rozmiar. Te różne etapy ewolucji regionu Tetyanu odpowiadają cyklom zidentyfikowanym sto lat temu przez Marcela Bertranda i zaproponowałem, aby nazwać je cyklami Bertranda. W stosunku do cykli Wilsona cykle te są cyklami drugiego rzędu, gdyż odpowiadają nie całkowitej, a jedynie częściowej śmierci oceanu (i na jego początku przemieszczeniu osi jego otwarcia).Podkreślić należy, że wewnętrzna struktura regionu Tetyanu, czyli śródziemnomorskiego pasa mobilnego, na każdym etapie ewolucji pozostawała złożona i oprócz głównego basenu obejmowała kilka jego odgałęzień o różnej wielkości, mikro- i minikontynenty, często nadbudowane przez ensialikę łuki wulkaniczne. Jest to jednak całkowicie naturalne w przypadku oceanu międzykontynentalnego, dla Morza Śródziemnego – Mittelmeer – jak zdefiniował je M. Neumayr, to samo sto lat temu. Oddzielenie fragmentów kontynentów, ich odwrotne zbliżenie i w ogóle wzajemne ruchy zostały zdeterminowane nie tylko przez ryfty i rozprzestrzenianie się, nie tylko przez subdukcję, zderzenia i obdukcję, ale także w dużej mierze przez uskoki i przesunięcia transformacyjne. twierdząc, że pełne rozszyfrowanie złożonej historii i rozwoju strukturalnego Pas śródziemnomorski na całej swojej długości pozwala lepiej zrozumieć cechy metalogenezy. Jednak na razie można to zrobić tylko częściowo, w odniesieniu do zachodniej części Tetydy i najnowszy etap jego rozwój od mezozoiku. Pozostaje zatem zadaniem na przyszłość i niewątpliwie wymaga międzynarodowych i multidyscyplinarnych badań (stratygrafia, paleontologia, litologia, petrologia, tektonika, geofizyka, geochemia).


Dowiedz się, ile kosztuje napisanie pracy

Informacje ogólne

Wschodnia część Rosji charakteryzuje się powszechnym rozwojem regionów górskich epoki mezozoicznej i alpejskiej, które są częścią pasa fałdowego Pacyfiku. Mezozoidy to pofałdowane obszary górskie, które zakończyły swój rozwój geosynklinalny w okresie kredowym. Jednak typowy rozwój platformy w ich granicach jeszcze się nie rozpoczął. Skorupa ziemska nie uzyskała tutaj wystarczającej wytrzymałości i grubości. Przykładami są regiony Wierchojańsk-Kołyma (Wierchojańsk-Czukotka) i Daleki Wschód (Sikhote-Alin).

Obwód Wierchojańsko-Kołymski zajmuje rozległe obszary północno-wschodniej części Rosji. Na północy region ten oblewają morza Łaptiewów i Morza Wschodniosyberyjskiego. Obejmuje także wyspy Nowosybirsk, De Long, Lachowski, Wrangla i inne.

Stratygrafia

Osady prekambryjskie znalezione w najstarszych masywach regionu Wierchojańsko-Kołymskiego. Reprezentowane są przez głęboko przeobrażone gnejsy, łupki krystaliczne i amfibolity. Składem i wyglądem skały te są zbliżone do skał kompleksu archaiku Tarczy Aldanowej Platformy Syberyjskiej.

Formacje proterozoiczne reprezentowane są przez różne łupki, kwarcyty i wapienie marmurkowe. Osady są intrudowane przez intruzje granitowe. Całkowita miąższość warstw prekambryjskich wynosi ponad 5 km.

Rasy Grupa paleozoicznałączą osady epoki kambryjsko-permskiej. Utwory paleozoiczne wyłaniają się na powierzchnię jedynie w rdzeniach antyklinorii. Jednocześnie szerzej zagospodarowane są złoża permu. W grupie paleozoicznej wyróżnia się dwie warstwy. Niżej obejmuje rasy z Od kambru do dolnego karbonu. Reprezentują go naprzemiennie wapienie, margle, dolomity, łupki i piaskowce.

Występują tu przekładki zlepieńców (dewon) i skał wylewnych (kambr, dewon). Występują wtargnięcia gabrodiabazów i granitów. Całkowita miąższość paleozoicznych warstw terygeniczno-węglanowych wynosi ponad 15 km.

Kompleks Wierchojańsk, który obejmuje Warstwy górnego paleozoiku I niższy mezozoik(Karbon środkowy i górny, perm, trias, jura dolna i środkowa). Kompleks tworzą równomiernie przewarstwione ciemnoszare i czarne piaskowce, łupki ilaste z rzadkimi przewarstwieniami wapienia. Jego miąższość przekracza 10 km.

Grupa mezozoiczna(Jura górna - kreda) jest szeroko rozpowszechniona w regionie Wierchojańsko-Kołymskim. Jura górna Reprezentują go terygeniczne osady węglonośne z przekładkami zlepieńców i skał wulkanicznych (porfiryty i diabazy) o łącznej miąższości ponad 2 km. Dolna kreda zbudowane z warstw wulkaniczno-terygenicznych z warstwami węgla. Miąższość miąższości dochodzi do 1 km. Wzdłuż wybrzeża Morza Ochockiego grubość form wulkanicznych dolnej kredy sięga 3 km. Osady kompleksu Wierchojańskiego jury górnej i dolnej kredy ulegają metamorfozie i fałdowaniu. Jedynie w starożytnych masywach średnich obwodu werchojańsko-kołymskiego leżą one prawie poziomo.

Górna kreda leży na całej powierzchni w sposób niezgodny i składa się z osadów typowo kontynentalnych. Są to piaski, iły, czasem z warstwami węgla (dolny bieg Kołymy i Indigirki). Wylewy kwaśne i ich tufy są szeroko rozpowszechnione. Miąższość górnej kredy dochodzi do 1 km.

Osady Grupa kenozoiczna nie są powszechne. Paleogen Reprezentują go cienkie osady kontynentalne piaszczysto-gliniaste i dość znaczne warstwy wylewne o składzie kwaśnym.

Neogen osady występują w dorzeczach rzek i zagłębieniach międzygórskich. Są to kontynentalne osady terygeniczne o małej miąższości.

Lntropogeniczne formacje składają się z osadów lodowcowych, aluwialnych, koluwialnych i morskich o miąższości do 100 m.

    - (fałdowanie Pacyfiku, fałdowanie Yenshan), era tektogenezy, która pojawiła się w erze mezozoicznej głównie na obrzeżach Pacyfiku ok. Główne fazy to cymeryjska (późna jura, wczesna kreda; Krym i północno-wschodnia Rosja), laramińska (późna... ... Wielki słownik encyklopedyczny

    Składanie mezozoiczne- Era budownictwa górskiego, która objawiła się w epoce mezozoicznej, głównie na obrzeżach Oceanu Spokojnego, a głównymi fazami były fałdy Cymeryjskie i Laramie... Słownik geografii

    - (fałdowanie Pacyfiku, fałdowanie Yenshan), era tektogenezy, która pojawiła się w epoce mezozoicznej, głównie na obrzeżach Oceanu Spokojnego. Główne fazy to Cymeryjczyk (koniec jury, początek kredy; Krym i północno-wschodnia Rosja), ... ... słownik encyklopedyczny

    Zespół procesów geologicznych fałdowania, budowania gór i magmatyzmu granitoidowego, które miały miejsce w erze mezozoicznej. Najintensywniej objawiało się to w obrębie Pasa Mobilnego Pacyfiku. Istnieją fałdy: ... ... Encyklopedia geograficzna

    - (fałdowanie Pacyfiku, fałdowanie Yeishan), era tektogenezy, która pojawiła się w epoce mezozoicznej rozdz. przyr. na obrzeżach Pacyfiku ok. Ch. fazy Cymeryjskie (koniec jury - początek kredy; Krym i N.V. Rosja), Laramian (koniec kredy - początek ... ... Naturalna nauka. słownik encyklopedyczny

    Pojawił się w epoce mezozoicznej, rozdz. przyr. w ramach mobilnego pasa Pacyfiku. Niedawno (a przez niektórych tektonistów nawet teraz) S. m. był uważany za część fałdowania alpejskiego. Główne fazy S. m. pojawiły się niejednocześnie w... ... Encyklopedia geologiczna

8 klasa

opcja 1

1. W której z poniższych epok pojawiły się rośliny i zwierzęta?

1) Wiek Ziemi wynosi około 5 miliardów lat.

3.Jak nazywa się wierzchnia warstwa platformy, składająca się z wapienia, gliny, piaskowca?

a) bazaltowy c) osadowy

b) granit d) wapień

4. Stabilne obszary skorupy ziemskiej nazywane są:

a) platformy b) tarcze

b) obszary złożone d) lawina

5. Równiny znajdują się na:

a) platforma b) w obszarach złożonych

b) granice płyt litosferycznych d) na tarczach

6.Zasięgi wzniosły się w fałdowanie mezozoiczne:

a) Ałtaj c) Sikhote-Alin

b) Kaukaz d) Ural

7. Depozyty ograniczają się do starożytnych obszarów złożonych:

a) węgiel, ropa naftowa, gaz c) uran

b) rudy żelaza, złoto d) sól kuchenna

8. Jak nazywa się nauka o minerałach?

b) paleontologia d) geologia

9. Ustal powiązanie między górami a ich najwyższymi szczytami:

1. Kaukaz a) Pobieda

2. Ałtaj b) Belukha

3. Sajany c) Elbrus

4. Grzbiet Czerskiego d) Munku-Sardyk

10. Na mapie pokazano budowę skorupy ziemskiej:

11.Często zdarzają się tu podwodne trzęsienia ziemi, które powodują Pacyfik tsunami:

a) Sachalin c) Kamczatka

b) Madagaskar d) Byrranga

12.Wymień największe zagłębie węglowe.

a) Włodzimierz c) Jakut

b) Kuznetsky d) Kursk

13. Gdzie w Rosji wydobywa się diamenty?

a) Dorzecze Tunguski c) Jakucja

b) Dorzecze Leny d) Buriacja

14.Jak nazywają się obszary, na których występuje duża liczba złóż tego samego rodzaju minerałów?

a) osad c) blokada

b) magazyn d) basen

15. Najcięższy region naszego kraju, jego rzeźbę reprezentują średniowieczne góry średniego wieku.

16.Co jest bogate w dorzeczu Tunguski we wschodniej Syberii?

a) gaz b) węgiel

b) olej d) futra

17.Gdzie w Rosji można znaleźć echa starożytnego lodowca?

A) Daleki Wschód c) Jakucja

b) Wzgórza Valdai d) Karelia

18. Głównym niszczycielem i twórcą przyrody niziny kaspijskiej jest

a) ciśnienie b) opady

b) wiatr d) temperatura powietrza

19. W jakim okresie geologicznym, jakiej epoki geologicznej zakończyliśmy studiowanie tematu „Budowa geologiczna i rzeźba Rosji”?

a) kambr c) neogen

b) Kreda d) Czwartorzęd

20. Na jakiej platformie znajduje się szkoła, w której się znajdujesz?

a) Rosyjski c) Amur

Warsztaty kartograficzne

8 klasa

Praca weryfikacyjna na temat „Struktura geologiczna i rzeźba terenu”

Opcja 2

1. W której z wymienionych epok dominowały gady?

a) Kenozoik c) Paleozoik

b) Mezozoik d) Proterozoik

2. Czy poniższe stwierdzenia są prawdziwe?

1) Wiek Ziemi wynosi około 8 miliardów lat.

2) Wielkie zlodowacenie wpłynęło zarówno na różnorodność flory i fauny, jak i na topografię powierzchni ziemi.

a) tylko jedno zdanie jest prawdziwe c) oba zdania są prawdziwe

b) tylko 2 stwierdzenia są prawdziwe d) oba stwierdzenia są błędne

3.Jak nazywa się niższy poziom, reprezentujący podstawę platformy?

a) podstawa c) fundament

b) tarcza d) horst

4. Góry położone są w ……. obszary

a) platforma b) złożona

b) zwietrzały d) fundament

5. W jakiej epoce zaczęły powstawać góry Kaukazu?

a) alpejski c) hercyński

b) Bajkał d) Kaledoński

6. Jakie góry powstały w czasie fałd kaledońskich i hercyńskich pomiędzy starożytnymi platformami i stopniowo zaczęły się zapadać?

a) Ałtaj c) Sikhote-Alin

b) Kaukaz d) Ural

7. Jakie minerały znajdują się na obszarach fałdowanych?

a) węgiel b) ropa naftowa

b) rudy żelaza i miedzi d) gaz

8.Jak nazywa się doktryna o budowie skorupy ziemskiej i jej ruchach?

a) petrografia c) geotektonika

b) paleontologia d) geologia

9. Ustal powiązanie między górami a ich szczytami:

1. Kaukaz a) Ichinskaya Sopka

2. Ałtaj b) Belukha

3. Góry Sajany w) Dykhtau

4. Kamczatka d) Munku-Sardyk

10. Mapa z informacją o wieku ras:

a) fizyczne b) tektoniczne

b) geologiczne d) klimatyczne

11.Gdzie znajduje się jedyny w kraju obszar współczesnego wulkanizmu?

a) Sachalin c) Kamczatka

b) Wyspy Kurylskie d) Byrranga

12.Jak nazywa się najbogatszy basen rudy żelaza na świecie?

a) KMA c) KMZH

b) BZhB d) KAM

13. W co bogate jest złoże Udokan w Transbaikalii?

A) sole potasowe cewka

b) złoto d) ruda miedzi

14. Przydatne substancje nie są rozproszone po skorupie ziemskiej, ale skupiają się w niektórych jej obszarach, które nazywane są...

a) depozyt c) depozyt

b) magazyn d) basen

15. O jakim obszarze przyrodniczym mówimy: „Żaden inny region naszego kraju nie ma tak ogromnego zasięgu z północy na południe. Znajdują się tu najmłodsze góry w Rosji.”

a) Północno-Wschodnia Syberia c) Ural

b) Daleki Wschód d) Zachodnia Syberia

16. W co bogata jest dorzecze Kuźniecka?

a) węgiel b) gaz

b) olej d) diamenty

17.Jak nazywają się potoki mułowe powstałe w wyniku ulewnych deszczy?

a) lawina c) błoto

b) morena d) zapadający się bruk

18. Która rosyjska wieś została doszczętnie zniszczona w 1995 roku w wyniku silnego trzęsienia ziemi?

a) Nieftiekamsk c) Nieftiegaz

b) Nieftegorsk d) Siewierodwińsk

19. W jakim okresie geologicznym, jakiej epoki geologicznej studiowałeś temat „Rosyjscy odkrywcy XI – XVII wieku”?

a) kambr c) neogen

b) Kreda d) Czwartorzęd

20. Na którym peronie jadłeś dzisiaj śniadanie?

a) Rosyjski c) Amur

b) Zachodniosyberyjski d) Północnoamerykański

Warsztaty kartograficzne

Rozpoznaj obiekty geograficzne przedstawione na fragmentach mapy Rosji.

8 klasa

Praca testowa na temat „Struktura geologiczna i rzeźba terenu”

ODPOWIEDZI

PRAKTYKA OCENY KARTOGRAFICZNEJ

Opcja 1 Opcja 2 „5” - 10 - 9

„4” - 8 -7

„3” - 6 - 5

1. Równina Rosyjska 1. Nizina Kaspijska

2. Góry Sajany 2. Grzbiet Timan

3.g. Chibiny 3. Płaskowyż środkowosyberyjski

4. Wyżyna Aldanska 4. Ural

5.Grzbiet Wierchojański 5.g. Byrranga

6, Ałtaj 6. Sikhote - grzbiet Alin

7.Nizina Zachodniosyberyjska 7.Góry Zachodni Sachalin

8.Kaukaz 8.Sajanie

9. Grzbiet Sredinny 9. Grzbiet. Dżugjur

10. Grzbiet Czerska 10. Wyżyna Wałdajska

ODPOWIEDZI OCENY

opcja 1 Opcja 2 „5” - 20 - 18

1.A 1.B „4” - 17 - 14

2.B 2.B „3” - 13 - 9

3.B 3.AB

4.A 4.B

5.A 5.A

6.B 6.G

7.A 7.B

8.A 8.B

9,1 V, 2B, 3G, 4A 9,1 V, 2B, 3G, 4A

10.B 10.B

11.AB 11.VB

12.B 12.A

13.B 13.G

14.G 14.A

15.A 15.B

16.B 16.A

17.VG 17.V

18.B 18.B

19.G 19.G

20.A 20.A