ВІКІСТОРІНКА
Навигация:
Інформатика
Історія
Автоматизація
Адміністрування
Антропологія
Архітектура
Біологія
Будівництво
Бухгалтерія
Військова наука
Виробництво
Географія
Геологія
Господарство
Демографія
Екологія
Економіка
Електроніка
Енергетика
Журналістика
Кінематографія
Комп'ютеризація
Креслення
Кулінарія
Культура
Культура
Лінгвістика
Література
Лексикологія
Логіка
Маркетинг
Математика
Медицина
Менеджмент
Металургія
Метрологія
Мистецтво
Музика
Наукознавство
Освіта
Охорона Праці
Підприємництво
Педагогіка
Поліграфія
Право
Приладобудування
Програмування
Психологія
Радіозв'язок
Релігія
Риторика
Соціологія
Спорт
Стандартизація
Статистика
Технології
Торгівля
Транспорт
Фізіологія
Фізика
Філософія
Фінанси
Фармакологія


Основні структурні елементи земної поверхні.

Основні структурні елементи земної поверхні.

Внаслідок диференціації речовини новоутвореної планети за щільністю протягом першого мільярда років існування стався її поділ на геосфери. Предметом вивчення геотектоніки є літосфера, яка включає земну кору і, як правило, верхній шар мантії потужністю до десятків кілометрів.

Загальна потужність літосфери коливається від 5-25 км під серединно-океанічними хребтами, вулканічними дугами і континентальними рифтовими зонами до 100-200 км на периферії океанів, під континентами і особливо під щитами давніх платформ.

Розвиток літосфери відбувається під впливом ендогенних та екзогенних процесів (в їх складній взаємодії у верхніх частинах земної кори), найважливішими з яких є тектонічні, магматичні, метаморфічні, денудаційні, акумулятивні, хемогенні й біогенні.

Їх рушійною силою є внутрішня енергія Землі, сила тяжіння, хіміко-гравітаційна диференціація, радіоактивний розпад, енергія фазових перетворень речовини мантії, енергія сонячного випромінювання і фотосинтез.
Найбільшими структурними одиницями літосфери є літосферні плити, обмежені зонами максимальної тектонічної, сейсмічної і вулканічної активності. Найбільші з них: Євроазіатська, Американська, Африканська, Тихоокеанська, Індоавстралійська і Антарктична.

Згідно з теорією тектоніки плит, літосферні плити під впливом конвективних течій в мантії Землі рухаються по астеносфері з швидкістю від перших міліметрів до 10-20 см/рік.

Це викликає деструкцію і розрив материкових брил в зонах розтягнення, їх горизонтальне переміщення, рифтогенез і формування молодої кори в ложі новоутворених океанів; скупчення, яке супроводжується насувами, підсувами, складчастістю і гороутворенням – в зонах стиснення.

Земна кора характеризується горизонтальною і вертикальною неоднорідністю або анізотропією, пов’язаною з різною еволюцією її ділянок. Виділяються два головних типи земної кори: континентальна й океанічна, котрі відрізняються складом, будовою і потужністю.

У континентальній корі, потужність якої змінюється від 25-45 км до 45-75 км (в областях гороутворення) виділяються (зверху): осадочний, «гранітний» і «базальтовий» шари. В океанічній корі, потужність якої звичайно не перевищує 2-10 км, «гранітний» шар відсутній.

На відміну від континентальної кори, де відомі породи глибокого докембрію, вік океанічної кори сучасних океанів повсюдно не давніший мезозою. Виділяються також проміжні типи кори, такі як субконтинентальна і субокеанічна з перехідними характеристиками.
Відповідно до типів кори, її найбільшими структурними елементами є континенти й океани. У складі як тих, так і інших розрізнюються давніші стійкі тектонічні області, а також відносно молодші мобільні.

Найбільшими тектонічними структурами континентів є давні платформи (кратони) і рухливі пояси. Перші з них є найдавнішими і тектонічно малорухливими областями, складеними докембрійськими метаморфічними породами, які виступають на поверхню у вигляді щитів, а решта їх площі перекрита платформним чохлом. Кратони не завжди були стабільними, навпаки, на ранніх етапах розвитку вони були тектонічно і магматично активними областями, які зазнали процеси кратонізації після їх консолідації.

Основні давні платформи: Східноєвропейська, Сибірська, Китайсько-Корейська, Південнокитайська, Індостанська і Аравійська в Євразії; Африканська, Австралійська, Антарктична, Північноамериканська, Південноамериканська – на відповідних континентах.

 

Структура океанічного ложа.

Як уже підкреслювалось, в будові океанічного ложа виділяють два головних елементи: серединно-океанічні рухомі пояси, виражені великими підняттями (хребтами) і океанічні плити (платформи).
Серединно-океанічні хребти - єдина планетарна система великих піднять протяжністю понад 60 тис.км, шириною від 0,5 до 2 тис.км і висотою над абісальними рівнинами до 3-4км, яка проходить через усі океани, займаючи близько 1/3 поверхні дна. Осьові зони хребтів виражені рифтами - вузькими (25-30 км) долинами із стрімкими обривистими бортами. Вони характеризуються підвищеною тектонічною активністю (особливо вздовж осьової зони), високими значеннями теплового потоку, значною сейсмічністю, базальтовим магматизмом та іншими ознаками. Вздовж осі рифту звичайно спостерігається невисоке поздовжнє підняття, утворене молодими базальтовими виверженнями, ближче до бортів часто розміщуються гарячі джерела (гідротерми). Впоперек хребти пересікаються численними так званими трансформними розломами, по яких відбуваються горизонтальні зміщення осьових рифтів серединних хребтів іноді на сотні кілометрів. Найбільші з розломів (магістральні) пересікають не тільки серединні хребти, але й суміжні плити і навіть продовжуються в межі прилягаючих континентів. На перетині серединних хребтів магістральними розломами часто утворюються великі вулканічні споруди, що виступають вище поверхні океану. Такими спорудами є о. Ісландія, Азорські острови, острови Вознесіння, Св.Єлени, Трістан-да-Кунья в Атлантичному океані, о.Пасхи - в Тихому океані.
Основні території океанічного ложа зайняті океанічними плитами, які простягаються від підніжжя материкового схилу до серединних хребтів. Морфологічно плити виражені плоскими абісальними рівнинами, на яких виділяються окремі западини - котловини, розділені підняттями. Вказане добре ілюструється на прикладі Атлантичного океану, в якому по обидва боки від Серединно-Атлантичного хребта простягаються ланцюжки таких ізометричних котловин.
Кора океанічних котловин має типову для океанів будову, осадовий шар - це глибоководні органогенні мули або червона глина.
На фоні в цілому плоского рельєфу океанічних плит виділяються окремі підняття, серед яких розрізняють: гійоти (гайоти), тобто вулканічні конуси з еродованими вершинами (характерні для Тихого океану); лінійні вулканічні архіпелаги (наприклад, Гавайські острови у Тихому океані, Канарські - в Атлантичному); ізометричні овальні підняття (Бермудські острови, острови Зеленого Мису в Атлантиці, Крозе - в Індійському океані) також вулканічного походження і мікроконтиненти - підводні плато, або острови з континентальною корою (типові приклади: Фолклендські острови, плато Рокол в Атлантиці, Сейшельські острови в Індійському океані, Новозеландський архіпелаг у Тихому та хребет Ломоносова в Північному Льодовитому океанах).
Поряд із описом основних структурних елементів ложа океанів, які розвиваються на океанічній корі, доцільно коротко охарактеризувати структури підводних окраїн континентів, які хоча й володіють корою континентального чи перехідного типів, проте у своєму розвитку тісно пов'язані з еволюцією океанів.
Підводні окраїни континентів займають 23% загальної площі океанів. За будовою та історією розвитку вони поділяються на два типи: пасивні і активні окраїни, ∙м відповідають два типи океанічних узбереж - атлантичний і тихоокеанський.
Пасивні окраїни властиві для більшої частини Атлантичного, Індійського і Північного Льодовитого океанів. Ці окраїни практично асейсмічні (хоча відомі й винятки із правила - наприклад, катастрофічний Лісабонський землетрус на східному узбережжі Атлантики), для них не характерні вулканічні явища, тому вони й названі пасивними. У їх поперечному профілі розрізняють три головні морфологічні елементи: плоский шельф до глибини 200-500м, крутий континентальний схил, до глибини 2,5-3,5 км і пологе континентальне підніжжя, до глибини 4,0-4,5 км. Шельф підстеляється нормальною континентальною корою, яка з глибиною поступово потоншується і вже у нижній частині схилу та під континентальним підніжжям складає всього 15-20 км, тобто спостерігається виклинювання. Різновидністю пасивних окраїн є так звані трансформні окраїни, тобто окраїни, що визначаються трансформними розломами, які заходять у їх межі. Вони мають вузький шельф, крутий континентальний схил, з яким співпадає розлом і слабовиражене підніжжя.
Активні окраїни континентів найбільш характерні для Тихого океану, а також для окремих ділянок Атлантичного і Індійського океанів. Вони складаються із окраїнних (крайових) морів, острівних дуг і глибоководних жолобів.
Окраїнні моря - це переважно котловинні моря глибиною до 4-5 км з корою близькою до океанічного або перехідного (субокеанічного) типу. Типові приклади таких морів: Охотське, Японське, Східно-Китайське і ін. Потужність осадового шару у них, як правило, підвищена (до 10-12 км), характерна також сейсмічна активність, високий тепловий потік.
Острівні дуги найбільш типово представлені у Тихому океані. До них належать Командорсько-Алеутська, Курильська, Японська і ін. В Атлантиці відомі Антільська і Південно-Антільська дуги, в Індійському океані - Зондська. Усі вони характеризуються активною вулканічною (андезитового складу) та сейсмічною діяльністю. Кора острівних дуг представлена континентальним (Японські острови) чи субконтинентальним (наприклад, Алеутська дуга) з потужностями до 20-25 км типами.
Глибоководні жолоби - це вузькі улоговини на дні океанів завглибшки від 7-8 до 10-11 км, завдовжки у сотні або й тисячі кілометрів і завширшки у декілька десятків кілометрів. Вони витягнуті переважно вздовж острівних дуг з боку океану. В поперечному перерізі мають асиметричну будову - їх зовнішній, океанічний схил завжди більш пологий, внутрішній - крутий. З віссю глибоководного жолоба співпадає вихід на поверхню нахиленої під острівну дугу зони сейсмічної активності - сейсмофокальної зони, яка простягається глибоко в мантію на сотні кілометрів. За прізвищами перших дослідників ці зони називають зонами Вадаті-Заварицького-Беньофа (скорочено зони ВЗБ). Саме з цими зонами пов'язана сейсмічна, вулканічна і тектонічна діяльність активних окраїн континентів.
Поперечний профіль активної окраїни може включати не лише одну, а й дві, три острівні дуги, розділені міждуговими басейнами. У такому випадку одна із дуг вже не є вулканічно активною.
Така будова типова для Антільсько-Карибської∙ області.
Окремо виділяють андський тип активних окраїн, який характеризується тим, що глибоководні жолоби безпосередньо контактують із континентами, по краю яких простягаються крайові вулканічні пояси. Як вказує назва, такий тип активних окраїн характерний для берегів Південної і Центральної Америки.

 

 

ПІЗНЬОПАЛЕОЗОЙСЬКИЙ ЕТАП.

 

Пізній палеозой (тривалістю 175 млн. років) охоплює девонський, кам'яновугільний та пермський періоди.

Еволюція земної кори.

Каледонський тектоно-магматичний цикл, який завершився у ранньому девоні, суттєво ускладнив структуру земної кори. Спаяними воєдино виявились континентальні брили Східної Європи та Північної Америки, які від Гондвани відділялись океанічним басейном Палеотетісу, а від об'єднаного з каледонідами Сибірського материка (Ангариди) - Уральським океанічним басейном, частиною Палеоазіатського океану.

У пізньому палеозої спостерігалась тенденція до закриття океанічних басейнів, одні з яких до кінця етапу повністю замкнулись, інші - ускладнили внутрішню структуру. Зупинимось на деяких особливостях розвитку в описуваний час Середземноморського та Урало-Монгольського поясів.

У межах Середземноморського поясу (Палеотетіс) у пізньому палеозої розвивався цілий ряд геосинклінальних систем та областей. М.В.Муратов (1974) виділяє 9 областей, серед них Західно-Європейську, Південно-Європейську, Північно-Африканську, Південно-Західної Азії, Добруджинсько-Бухарську та ін. Найбільш істотні події відбувалися в Західно-Європейській області. Вона охоплює територію таких сучасних країн, як Польща, Німеччина, Бельгія, Голландія, Люксембург, Франція, Чехія, Словаччина, південь Англії. В девонському періоді в численних геосинклінальних прогинах, які існували ще з початку палеозою, тут відклались потужні (до 10-15 км) товщі осадових і вулканогенних порід. Осадконагромадження продовжувалось і у ранньому карбоні, коли відкладались вапняки та глинисті фації (останні - до 4-5 км). В кінці раннього карбону проявились інтенсивні складкоутворюючі процеси герцинського орогенезу. Девонські і нижньокам'яновугільні відклади були зім'яті в складки, підняті і перетворені в молоді складчасті країни. Виникли гірські ланцюги Судет, Рудних, Рейнських Сланцевих гір, Арденн, Гарцу, гори Корсики, Сардинії, Піренейського півострова (крім Піренеїв та Андалузьких гір). Тобто головний геосинклінальний етап девону та раннього карбону тут змінився орогенним, який тривав до кінця пермі. На північ від новостворених гірських масивів почалося формування крайового прогину, який називають Західно-Європейським, або "великим вугільним каналом Європи". В ньому протягом середнього карбону відклалась потужна вугленосна товща (відомі нині вугільні басейни Південно-Уельський, Франко-Бельгійський, Рурський, Сілезький і ін.). Вугленагромадження проходило в умовах заболочених приморських рівнин, які періодично затоплювались морем (паралічний тип вуглеутворення). У пізньому карбоні опускання в прогині закінчились і осадконагромадження відбувалось уже в континентальних умовах, при цьому в порівняно невеликих міжгірних западинах відкладались конгломерати, пісковики і вугленосні товщі озерного типу (Саарський басейн). Континентальний режим зберігся і в ранній пермі. В умовах засушливого клімату нагромаджувались червоноколірні пісковики, конгломерати та глини, проявлявся наземний вулканізм, у пізній пермі частина області покривалась морем, в якому відкладались вапняки, глини з гіпсами, калійною та кам'яною сіллю (Стасфуртський басейн у Німеччині). Таким чином, з кінця пермі область вступає у платформену стадію розвитку.

Послідовність подій, проілюстрована на прикладі Західно-Європейської області, в цілому типова і для багатьох інших областей Середземноморського поясу. Згідно із мобілістськими реконструкціями, в девоні в межах Палеотетісу відомі острівні дуги, які відділялись западинами окраїнних та внутрішніх морів від Східно-Європейської платформи (головний геосинклінальний етап).

Острівні дуги цього часу відомі на Великому Кавказі, на Балканах, в Альпах і ін. Тут відкладались потужні товщі теригенних порід (алевроліти, пісковики, кремнисті сланці, яшми) та продукти підводного вулканізму (базальти, андезити тощо). На південь від острівних дуг протягувався Палеотетіс з корою океанічного типу, який фіксується по офіолітах Південної іспанії, Альп, Західних Карпат, Північної Туреччини, Великого Кавказу і Північного Памиру. В середині кам'яновугільного періоду почалось закриття Палеотетісу, внаслідок зближення континентальних брил. Процес супроводжувався складкоутворенням, вторгненням гранітних інтрузій (орогенний етап). В межах поясу герциніди сформувались, крім вище перерахованих ділянок,також на території, яка розташовується на південь від Східно-Європейської платформи і охоплює Степовий Крим, Передкавказзя, Устюрт, Мангишлак, Каракум. Нині ці герциніди складають фундамент молодої Скіфської (або Скіфсько-Туранської) платформи. Утворились також південні відроги гір Атлас, які причленились з півночі до Гондвани.

Таким чином, до кінця палеозою більша частина Середземноморського поясу була охоплена орогенезом. На заході його герциніди спаяли Гондвану із Західною Європою, дальше на схід Палеотетіс відкривався в Палеотихий океан, представляючи собою обширну затоку, яка ніби розклинювала об'єднані континентальні масиви Гондвани та північних материків. Вважають, що до цього часу (кінець палеозою-початок мезозою) відноситься і зародження нового океану Тетіс (чи Неотетіс), еволюція якого проходила уже на альпійському етапі.

В Урало-Монгольському поясі продовжувався розвиток Уралу. В девоні і ранньому карбоні тут існували два меридіональних прогини, розділені підняттям Уралтау. В західному відкладались уламкові і карбонатні породи потужністю 2-3 км, у східному - осадово-вулканогенна товща: пісковики, глини, лави, туфи, яшми потужністю до 12-13 км (стадія формування острівних дуг). На початку середнього карбону на Уралі завершується головний геосинклінальний етап розвитку і починається орогенний, який продовжувався, як і в Західній Європі, до кінця пермі. Уральська геосинклінальна система охоплюється герцинською складчастістю, яка супроводжується потужним гранітоїдним магматизмом. З останнім зв'язані численні уральські родовища заліза, золота, поліметалів, дорогоцінних каменів. На межі молодої складчастої гірської країни і Східно-Європейської платформи в кінці карбону закладається меридіональний Передуральський крайовий прогин. У пермському періоді прогин виповнюється червоно- і строкатоколірною грубоуламковою моласою за рахунок руйнування молодих Уральських гір.

Після заповнення прогину моласами, коли на місці морського басейну залишились напівізольовані водойми - лагуни, в них осаджується потужна соленосна товща (родовища калійних солей Солікамська і Березників). У північній частині прогину формується вугленосна серія Печорського басейну. Осадження в один і той же час таких різних за складом відкладів пояснюється розташуванням окремих частин прогину в різних кліматичних зонах - соленагромадження проходило в арідному поясі, вуглеутворення - в помірному гумідному. З кінця пермі Урал вступає у стадію молодої платформи.

Крім Уралу, герцинським гороутворенням в межах поясу були сформовані структури Нової Землі, Пай-Хою, Південного Тянь-Шаню, а також численні гірські масиви Монголо-Охотської області (гори Монголії і Північного Китаю).

Отже, тривала еволюція Урало-Монгольського поясу, сформованого на місці Палеоазіатського океану, привела до поступового закриття окремих прогинів, виникнення вулканічних острівних дуг і окраїнних морів внаслідок субдукції, загальної складчастості, спричиненої зближенням континентальних масивів. При цьому проходила обдукція океанічної кори на континентальну, роздроблення її, утворення покривів та насувів. В кінці палеозою Палеоазіатський океан припинив своє існування. В північній та центральній його частині спаялись в єдине ціле Лавренція та Ангарида, тут почала формуватися епіпалеозойська Західно-Сибірська плита. В південній частині Палеоазіатського океану герциніди причленили Китайський материк до Ангариди. Як наслідок описуваних подій було оформлення на кінець палеозою величезного суперконтиненту Лавразія (об'єднані Лавренція, Ангарида та Китайський материк).

В Західно-Тихоокеанському поясі у пізньому палеозої переважали геосинклінальні умови, герцинські структури утворилися лише у Східній Австралії, наростивши Гондвану.

В Атлантичному поясі сформувалися південні відроги Аппалацьких гір, вздовж яких по межі з Північно-Американською платформою заклався Передаппалацький прогин.

В Арктичному поясі герцинським гороутворенням були сформовавані острови Канадського архіпелагу.

Таким чином, на кінець пізнього палеозою повністю завершили геосинклінальний розвиток три великі геосинклінальні пояси: Арктичний, Північно-Атлантичний та Урало-Монгольський. Лавразія, об'єднавшись в західній частині Палеотетісу із Гондваною (Аппалачі, Західна Європа і Північна Африка), утворили єдиний пізньопалеозойський материк Пангея , який омивався водами Палеотихого океану.

Східно-Європейська платформа у складі материка Лавренція в девоні пережила найбільшу трансгресію за весь час свого існування. При цьому широкі опускання відбувались в основному, починаючи із середнього девону, на початку періоду платформа була осушена і залишкові басейни відомі лише в західній частині. Осадки нижнього девону (червоноколірні пісковики, аргіліти) зокрема поширені на Поділлі і відслонюються в долині р. Дністер та його лівих приток. Трансгресія у середньому девоні призвела до утворення обширного мілководного морського басейну, який покривав західні, центральні та східні райони платформи. Відклади девону відомі тут в межах так званих Головного девонського поля (захід платформи) та Центрального девонського поля (центральна частина).

Складені вони переважно карбонатами, а також пісковиками, конгломератами, гіпсами, часто строкато- та червоноколірними. В кінці девону відбувалось поступове скорочення площі морського басейну, в західній та центральній частинах в лагунах відкладаються доломіти, гіпси, кам'яна та калійна солі. До відкладів девону приурочені значні поклади нафти (Волго-Уральська нафто-газоносна провінція).

В кам'яновугільному періоді платформа покривалась епіконтинентальними морями. Відклади цього віку менш поширені ніж девонські, однак відомі майже у всіх синеклізах та западинах. Це переважно вапняки, доломіти з багатою морською фауною безхребетних: коралів, брахіопод, найпростіших. Потужність їх зростає із заходу на схід від 400 до 750 м. Вугленагромадження у карбоні на території платформи відбувалось також в Московській синеклізі (Підмосковний буровугільний басейн) і у Львівському прогині (Львівсько-Люблінський кам'яновугільний басейн). Вугленосні відклади Підмосков'я в північно-західному напрямку заміщуються бокситоносними (Тихвінське і Північно-Онезьке родовища), а у східному - нафтогазоносними осадками Волго-Уральської провінції. В ранній пермі значні площі Східно-Європейської платформи покривалися неглибоким морем, в якому відкладались карбонати. Морський басейн поступово скорочувався і вже в кінці ранньої перми перетворився у дуже велику лагуну, можливо найбільшу в історії Землі. В сухому жаркому кліматі відкладаються доломіти, гіпси, солі. В кінці пермського періоду море надовго покидає територію платформи, яка перетворюється в обширну акумулятивну рівнину, де відкладаються річкові, озерні, еолові червоноколірні осадки.

Підняття, що охопили платформу у пізньопермську епоху були пов'язані із проявами герцинського орогенезу в суміжних геосинклінальних поясах - Урало-Монгольському та Середземноморському.

У південній частині платформи опускання у девоні супроводжувались дробленням фундаменту з утворенням окремих блоків та вулканічною діяльністю. Тут був створений вузький глибокий прогин - Дніпровсько-Донецький авлакоген, у східній частині якого розташований Донбас. На протязі девону в авлакогені відклались теригенні (конгломерати, гравеліти, вапняки) та ефузивні породи загальною потужністю до 1300м. В ранньому карбоні осаджувались карбонати, а протягом середнього та пізнього карбону відклалась дуже потужна (до 18 км) паралічна вугленосна серія порід, в якій нараховується до 300 прошарків вугілля. Нагромадження такої потужної товщі проходило в умовах інтенсивного прогинання авлакогена із одночасною компенсацією значною кількістю уламкового матеріалу, який зносився із прилягаючих підвищень (Український щит). У пермському періоді вугленагромадження припинилось, а у водоймах, що залишились від морського басейну, в умовах сухого клімату відкладались гіпси і солі (Артемівське родовище кам'яної солі). Прогинання в авлакогені закінчились аж на початку мезозою, він виповнився осадками і припинив своє існування.

Сибірська платформа в пізньому палеозої покривалася морем лише по окраїнах. Починаючи з середнього карбону і до кінця пермі тут відкладалась потужна вугленосна серія - в межах Тунгуської синеклізи формувався найбільший у світі за запасами Тунгуський басейн. Вугленагромадження проходило в умовах низовинної рівнини, покритої деревною рослинністю і торфовищами при помірно теплому, вологому кліматі. В кінці пермського періоду в межах синеклізи спостерігалась бурхлива наземна вулканічна діяльність. Вулкани розміщувались вздовж глибинних розломів, що виникли при швидкому й різкому опусканні окремих частин синеклізи. Формувалась дуже потужна товща (більше 3000м) ефузивів основного складу - базальтів, туфів, туфобрекчій тощо, так звана трапова формація, типова для платформ. З формацією пов'язані численні сибірські родовища алмазів, міді, нікелю, кобальту.

Гондвана у пізньому палеозої також покривалася мілководними морями лише в окраїнних частинах, залишаючись в основному припіднятою областю розмиву. Тут в описуваний період відбулося одне з найбільших в історії Землі наземне зледеніння, назване великим гондванським зледенінням. Почалося воно з середини карбону і розтягнулось в часі на 50 млн. років. Встановлюється 5 тривалих льодовикових епох, які чергувалися з короткими міжльодовиков'ями.

Товщина льодового панцира досягала 6 км. Центр зледеніння розташувався на території сучасної Південної Африки. Сліди цього давнього зледеніння у вигляді тилітів, флювіогляціальних відкладів та решток льодовикового рельєфу відомі на всіх материках, які входили до складу Гондвани: Індії, Південній Америці, Австралії та Антарктиді. Всі вони знаходились тоді поблизу південного полюса.

В пермському періоді відбулось певне потепління, сліди наземного зледеніння відомі лише в Австралії. Осадконагромадження відбувалось в континентальних умовах, відомі озерні та алювіальні відклади, з якими пов'язані в деяких місцях (південь Африки) родовища кам'яного вугілля. В умовах помірного вологого клімату на величезних площах поширювалась однотипна флора - ліси папоротеподібних (p. Glossopteris), рештки якої знаходять на всіх південних материках. Останній факт використовувався А.Вегенером для обгрунтування спільності палеозойської історії цих континентів у складі Гондвани.

В кінці пермського періоду на Гондвані почались процеси, які в мезозої призвели до повного розколу - почалося формування континентальних рифтів і перший такий рифт виник, очевидно, на місці Мозамбікської протоки, що спричинило відділення від материка о.Мадагаскар. Свідченням цього є наявність прошарків вапняків з багатою морською фауною серед червоноколірних континентальних нагромаджень у західній частині острова. Осадження їх відбулось в пізній пермі на дні новоствореної Мозамбікської протоки.

 

МЕЗОЗОЙСЬКИЙ ЕТАП

 

Мезозойська ера тривалістю 165-170 млн. років охоплює три періоди: тріасовий, юрський і крейдовий.

 

Еволюція земної кори.

 

На початку тріасу на землі існував гігантський материк Пангея, який омивався водами Тихого океану. Геосинклінальний режим зберігався в обох Тихоокеанських поясах, які розміщувались по периферії Пангеї (перехідні зони між материком та океаном) та в Середземноморському поясі, який відповідав океану Тетіс. Останній відділяв Євразію від Африкано-Аравійської частини материка і розширювався на схід. Території всіх інших геосинклінальних поясів у мезозої розвивались як молоді платформи: епібайкальські, епікаледонські та епігерцинські.

У межах Середземноморського поясу в мезозої розвивались дві області: західну і центральну частину займала Альпійсько-Гімалайська, південно-східну - індокитайська.

Альпійсько-Гімалайська область охоплювала Південну Європу, Північно-Західну Африку, Малу та Передню Азію, Гімалаї. На території області протягом мезозою розвивався цілий ряд геосинклінальних систем - Кавказька, Карпатська, Альпійська, Піренейська, Гімалайська і ін. Усі вони перебували на головному геосинклінальному етапі свого розвитку. Слід сказати, що в кінці палеозою значна частина поясу перетворилась у герцинські складчасті споруди, деякі з яких у мезозої знову були роздроблені і захоплені в прогинання. історію розвитку в мезозої багатьох геосинклінальних систем поясу можна проілюструвати на прикладі добре дослідженого Кавказу.

Кавказька геосинкліналь розташовувалась в найвужчому місці поясу між Скіфською епігерцинською плитою з одного боку та Аравійською платформою - з другого. Починаючи з мезозою тут відомі дві геосинклінальні системи: система Великого Кавказу охоплювала територію Великого Кавказького хребта і продовжувалась у межі Гірського Криму, Малий Кавказ - це територія Вірменії, південь Азербайджану і Грузії. Мезозойська історія їх різна. В тріасі на Кавказі, очевидно, існував мілководний морський басейн, сліди якого зустрічаються у вигляді флішоїдної таврійської серії в Криму та вапняків у Сванетії. Значні частини території, однак, були сушею. Широкі опускання починаються в ранній юрі, якими була захоплена і південна частина Скіфської плити. В широкому й глибокому прогині в ранній і середній юрі відкладається дуже потужна товща глинисто-алевритових і піщаних порід (до 12 км). За деякими даними ширина морського басейну на місці Кавказу у ранній юрі досягала 2000 км. В середній юрі єдиний прогин розділяється ланцюжком островів на дві частини - в північному прогині у шельфовій обстановці формувалися піщано-глинисті та карбонатні осадки, в південному осадконагромадження супроводжувалося підводним вулканізмом, а з пізньої юри формується теригенно-карбонатний фліш. В Кримському прогині в середині юрського періоду виникли інтрузивні тіла гранітоїдного складу, які прорвали породи таврійської серії. В крейдовому періоді в межах Великого Кавказу збереглись умови, подібні до пізньоюрських - в південному прогині відкладався потужний (до 5 км) фліш, у північному - теригенно-карбонатні породи (більше 1000м). Характер подій в межах Великого Кавказу у мезозої свідчить, що область переживала у цей час головний геосинклінальний етап свого розвитку (стадія острівних дуг).

Малий Кавказ на початку юри був розбитий серією глибинних розломів і на його місці заклалась геосинкліналь. До кінця мезозою тут сформувалися потужні осадово-вулканогенні товщі.

В історії розвитку багатьох інших геосинклінальних систем поясу є багато спільних рис з мезозойською історією Кавказу. Час від початку юри до середини ранньої крейди - це час розкриття басейнів з океанічною корою в західній частині поясу. На континентальному схилі вздовж Євразії в окраїнних морях, біля підніжжя острівних дуг формувалися флішові товщі. Це була міогеосинклінальна зона, в яку входили Піренеї, Північні Альпи, Карпати, Гірський Крим, Великий Кавказ. У внутрішній зоні на корі океанічного типу розвивались Альпи, Апеніни, Дінаріди, Тавр і Понтійські гори, Малий Кавказ. З кінця ранньої крейди починається поступове скорочення океану Тетіс із-за зближення Євразії та Африкано-Аравійської платформи. Взовж південного краю Євразії, який був активною континентальною окраїною відбувається поглинання океанічної кори в зонах субдукції.

По іншому склалась мезозойська історія індокитайської області. Тут уже в пізньому тріасі в прогинах, заповнених палеозойськими осадками, почалось складко- і гороутворення, назване мезозойським, або кімерійським (древньокимерійська або індосінійська фаза). Сформувалися гірсько-складчасті споруди на півостровах індокитай та Малакка. Дещо пізніше, у пізній юрі (пізньокімерійська або невадійська фаза) утворення складчастих структур і вторгнення великих гранітоїдних інтрузій відбулось в Центральному Тибеті, Південно-Східному Памирі, Каракорумі.

У Західно-Тихоокеанському поясі в мезозої інтенсивно розвивались Верхояно-Чукотська та Далекосхідна області. У Верхояно-Чукотській області в тріасі,ранній та середній юрі в геосинклінальних прогинах відкладались потужні товщі теригенних осадків (пісковики, алевроліти, аргіліти з прошарками вапняків і туфів).

У пізній юрі (пізньокімерійська фаза) відбулось складко-, а потім і гороутворення, яке супроводжувалось потужним гранітоїдним магматизмом. З останнім пов'язані дуже багаті поклади золота, олова, вольфраму, молібдену та інших корисних копалин басейнів Колими та Індигірки. В цей же час на межі із Сибірською платформою закладається Передверхоянський крайовий прогин, який виповнюється моласами, нафтоносними та вугленосними породами (Ленський вугільний басейн). На території області сформувалися хребти Верхоянський, Джугджур, Колимський, Черського, Анадирський . Мезозойським гороутворенням були створені також хребти Сіхоте-Аліню в межах однойменної або Далекосхідної області . У пізній крейді по східній околиці Верхояно-Чукотської та Далекосхідної областей проходило формування крайового вулканічного Охотсько-Чукотського пояса. Пояс складений андезитами, андезито-базальтами, базальтами, приурочений до глибинного тектонічного шва і маркує активну континентальну окраїну андського типу.

Перераховані гірсько-складчасті структури обох областей причленились зі сходу до Лавразії, наростивши у розмірах в той час, коли на заході відбувалась деструкція цього пізньопалео- зойського континенту.

Кордільєрська геосинклінальна область Східно-Тихоокеанського поясу вступила в орогенну стадію розвитку після невадійської фази. Особливо інтенсивними були горотворчі процеси в пізній крейді, коли закінчилось оформлення гірських масивів Аляски, Кордільєр та Скелястих гір. Складчастість у Кордільєрах супроводжувалось вторгненням гранітних батолітів від Аляски до Каліфорнії. З останніми пов'язані відомі родовища золота, поліметалів, урану. Згідно із мобілістськими уявленнями, утворення Кордільєр обумовлене зіткненням Північно-Американської літосферної плити з острівними дугами, які простягались взовж східнотихоокеанського узбережжя обох Америк.

Таким чином, мезозойський орогенез призвів до відмирання геосинклінального режиму на значних територіях Середземноморського та обох Тихоокеанських поясів. Однак утворені мезозойські структури можна називати молодими платформами лише умовно, точніше їх слід називати " параплатформами", тобто близькими до платформ.

Протягом кайнозою в їх межах проходило згладжування рельєфу. Процесів, типових для платформ, поки що не спостерігається. Розвиток древніх платформ у мезозої, як і раніше, був тісно пов'язаний із сусідніми рухомими геосинклінальними поясами.

Так, Східно-Європейська платформа в тріасі була високо піднятою сушею. Тріасовий період - це час висхідних рухів на всіх древніх платформах, однак, починаючи з середньої юри платформи втягуються в опускання і пов'язані з ними трансгресії моря. На Східно-Європейській платформі трансгресія йшла зі сторони океану Тетіс і досягла максимуму у пізній юрі, коли широкий субмеридіональний прогин з'єднав тропічний Тетіс із Арктичним басейном. В умовах морського мілководдя на значних площах відклались одноманітні темні глини, піски і фосфорити. В кінці юри спостерігалась незначна регресія, а крейдовий період ознаменувався на платформі новою трансгресією. В ранній крейді відкладались піщано-глинисті товщі з фосфоритами у Поволжі, Підмосков'ї, в Прикаспії. У другій половині крейдового періоду морем покривалася лише південна частина платформи. Тут розміщувався субширотний басейн, який входив до складу Тетісу. Взагалі слід сказати, що пізня крейда - це час однієї з дуже великих трансгресій в історії Землі. Тетіс у цей час досяг максимальних розмірів і затоплював всю територію Середземноморського поясу, значні площі Східно-Європейської та Африкано-Аравійської платформ. У пізньокрейдових морях різко зросла роль карбонатного осадконагромадження, відкладались в основному крейдоподібні вапняки, писальна крейда, мергелі, карбонатні глини. В кінці крейди територію плат форми охоплюють підняття і регресія моря, яке залишалось лише на Україні й Поволжі.

Сибірська платформа на протязі мезозою представляла собою припідняту область. Морем затоплювались лише північна та північно-східна окраїни. В тріасовому періоді на заході платформи в Тунгуській синеклізі продовжувалось утворення трапової формації, почате ще у пермі. В юрському та крейдовому періоді формувалися синеклізи: Хатангська та Ленсько-Вілюйська. В останній відкладалась потужна вугленосна серія, про що вже згадувалось. На південному заході платформи в западинах проходило формування вугленосних товщ двох інших великих басейнів - Кансько-Ачинського та іркутського. Дуже потужна (до 4,5 км) вугленосна серія відклалась у западинах Алданського щита - юрсько-нижньокрейдовий Південно-Якутський басейн.

Важливою подією мезозойського етапу розвитку Землі був розпад суперконтиненту Пангея та його складових частин - Лавразії і Гондвани. Розкол починався із утворення пі<

© 2013 wikipage.com.ua - Дякуємо за посилання на wikipage.com.ua | Контакти