Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Билет №1
Киммерийскую тектономагматическую эпоху сменила альпийская, действия которой продолжаются и в настоящее время. С ними связаны внедрения интрузий кислого, основного и щелочного составов в подвижных поясах, расширение древних и возникновение нового, Индийского океана, закрытие океана Тетис. Так, в результате сближения Африки с Евразией сужается Средиземноморский бассейн, который представляет собой реликт океана Тетис.
Альпийская складчатость— эра тектогенеза, проявившаяся с конца мела и преимущественно в кайнозое в пределах геосинклинальных областей, развивавшихся в мезозое и раннем палеогене; завершилась возникновением молодых горных сооружений — альпид.
Один из районов типичного проявления Альпийской складчатости — Альпы. Кроме Альп, к области Альпийской складчатости относятся: в Европе — Пиренеи, Карпаты, Балканы; в Северной Африке — горы Атлас; в Азии — Кавказ, Понтийские горы и Тавр, Гималаи, в Северной Америке — складчатые хребты Тихоокеанского побережья Аляски и Калифорнии; в Южной Америке — Анды; архипелаги, в т.ч. острова Новая Гвинея и Новая Зеландия.
С Альпийской складчатостью связано также образование складок в межгорных прогибах сводово-глыбовых горных сооружений Cpедней и Центральной Азии (Ферганская, Цайдамская и другие впадины), возникших в процессе эпиплатформенного горообразования. Альпийская складчатость в широком смысле (с охватом мезозоя и кайнозоя) состояла из нескольких фаз, среди которых выделяют ларамийскую (в конце мела — начале палеогена), пиренейскую (в конце эоцена — начале олигоцена), савскую (на рубеже олигоцена и миоцена),штирийскую (в середине миоцена), аттическую (в конце миоцена), роданскую (в середине плиоцена) и валахскую (в плейстоцене). Проявление каждой фазы пространственно не распространяется на всю область Альпийской складчатости.
Территория, охваченная Альпийской складчатостью сохраняет высокую тектоническую активность и в современную эпоху, что выражается в интенсивно расчленённом рельефе, высокой сейсмичности и продолжающейся во многих местах вулканической деятельности (вулканы Везувий, Этна и др.).
Альпийско складчатая геосинклинальная область, - самая молодая часть Средиземноморского геосинклинального пояса, активно развивавшаяся в мезозое и кайнозое, подвижный участок земной коры между континентальными плитами Eвразии, C. Африки, Аравии и Индостана, первоначально составлявшими Гондвану. Pазвитию области предшествовало отмирание палеозойского океанич. бассейна - Палеотетиса в позднем палеозое c образованием герцинского складчатого пояса. B конце перми и триасе выровненная поверхность герцинского складчатого комплекса была покрыта мелким, эпиконтинентальным морем. B конце триаса начались раскалывание континентальной коры и рифтообразование, приведшее к образованию нового глубокого бассейна c океанич. корой - Hеотетиса, или собственно Tетиса.
2. Юрский период. Развитие платформ и складчатых поясов
Юрский период начался 208 млн. лет назад и закончился 145 млн. лет назад и продолжался таким образом, около 60 млн. лет.
В юре продолжают существовать две крупные платформы: Лавразия и Гондвана и разделяю щие их геосинклинальные пояса - Средиземноморский и Тихоокеанский. Юрский период по сравнению с триасовым называют талассократическим, т.е. с преобладанием моря над сушей. Для юры характерен ряд крупных трансгрессий моря из геосинклиналей на платформы.
Северо-Американская часть платформы Лавразии в юрском периоде в основном представля ла сушу и во впадинах формировались континентальные песчано-глинистые отложения. В конце юры в результате невадийского орогенеза, охватившего центральную часть Кордильер, море поки дает и эти районы.
В юрском периоде происходит распад Гондваны. Морские отложения занимают обширные территории в пределах Гондваны. Значительно расширяется "Мозамбикский рукав". Глубоковод ным бурением установлено наличие морских отложений юры вокруг современного Индийского океана, то есть в пределах океанической впадины, разделяющей южные платформы. Морские вер хнеюрские отложения известны близ западного побережья Африки - в Атлантике. Разделившиеся части Гондваны остались участками суши, где накапливались континентальные песчано-глинис тые отложения, нередко озерно-болотные и лагунные.
На северо-западе Тихоокеанского геосинклинального пояса в юре, как и в триасе, существо вали два геосинклинальных прогиба - Яно-Колымский и Анюйско-Чукотский, разделенные Омо-лоно-Колымским срединным массивом. На протяжении ранней и средней юры здесь продолжа лось накопление морских терригенных образований. В поздней юре осадконакопление прерывается складчатостью которая сопровождается внедрением кислых интрузий. Начинает формироваться поднятие Верхоянского хребта, а в раннем мелу - верхоянская или колымская фаза складчатости приводит к завершению горообразовательных процессов.
В конце периода здесь проявилась нева дийская фаза складчатости. Она вызвала угловое несогласие между кимериджем и титоном. Складчатость сопровождалась опрокидыванием складок, значительными надвигами, внедрени ем крупных гранитных батолитов. После невадийской орогении область геосинклинального осадконакопления сместилась к западу - в район современных Береговых хребтов.
Меловой период имеет продолжительность около 79 млн. лет. Он начался 135 млн. лет назад, а закончился 65 млн. лет назад. Меловой период обозначается буквой К, цвет зеленый, он входит в мезозойскую эру, фанерозойского эона. Меловой период делится на две эпохи верхний отдел К2 (или поздняя эпоха) продолжительность 32,5 млн. лет, и на нижний К1 отдел (или раннюю эпоху) продолжительностью 46,5 млн. лет.
В морских бассейнах мелового периода являются головоногие, двустворчатые и брюхоногие моллюски, морские ежи, губки и т.д. с позднего мела началось развитие хрящевых вид, в том числе высших акуловых.
На суше существовали огромные хищные динозавры- тираннозавры и тарбозавры. Также для мелового периода характерно появление змей, которые как и крокодилы, получили развитие в кайнозое. Появились преимущественно зубастые птицы и много насекомых.
Билет №2
Киммерийскую тектономагматическую эпоху сменила альпийская, действия которой продолжаются и в настоящее время. С ними связаны внедрения интрузий кислого, основного и щелочного составов в подвижных поясах, расширение древних и возникновение нового, Индийского океана, закрытие океана Тетис. Постепенно континенты приобретают современные очертания и создаются величайшие горные системы – Альпы, Динариды, Карпаты, Кавказ, Памир, Гималаи, Анды, Кордильеры. Альпийская складчатость— эра тектогенеза, проявившаяся с конца мела и преимущественно в кайнозое в пределах геосинклинальных областей, развивавшихся в мезозое и раннем палеогене; завершилась возникновением молодых горных сооружений — альпид.
Один из районов типичного проявления Альпийской складчатости — Альпы. Кроме Альп, к области Альпийской складчатости относятся: в Европе — Пиренеи, Карпаты, Балканы; в Северной Африке — горы Атлас; в Азии — Кавказ, Понтийские горы и Тавр, Гималаи, в Северной Америке — складчатые хребты Тихоокеанского побережья Аляски и Калифорнии; в Южной Америке — Анды; архипелаги, в т.ч. острова Новая Гвинея и Новая Зеландия.
С Альпийской складчатостью связано также образование складок в межгорных прогибах сводово-глыбовых горных сооружений Cpедней и Центральной Азии (Ферганская, Цайдамская и другие впадины), возникших в процессе эпиплатформенного горообразования. Альпийская складчатость в широком смысле (с охватом мезозоя и кайнозоя) состояла из нескольких фаз, среди которых выделяют ларамийскую (в конце мела — начале палеогена), пиренейскую (в конце эоцена — начале олигоцена), савскую (на рубеже олигоцена и миоцена),штирийскую (в середине миоцена), аттическую (в конце миоцена), роданскую (в середине плиоцена) и валахскую (в плейстоцене). Проявление каждой фазы пространственно не распространяется на всю область Альпийской складчатости.
Территория, охваченная Альпийской складчатостью сохраняет высокую тектоническую активность и в современную эпоху, что выражается в интенсивно расчленённом рельефе, высокой сейсмичности и продолжающейся во многих местах вулканической деятельности (вулканы Везувий, Этна и др.). С Альпийской складчатостью связано развитие разнообразных плутоногенных и вулканогенных гидротермальных месторождений руд меди, цинка, свинца, золота, вольфрама, олова, молибдена и особенно сурьмы и ртути.
Юрский период начался 208 млн. лет назад и закончился 145 млн. лет назад и продолжался таким образом, около 69 млн. лет.
Юрский период обозначается J, цвет в стратиграфической колонке голобуй, входит в мезозойскую эру, фанерозойского эона, делится на верхний отдел ( или поздний эпоху) J3 продолжительность 19 млн. лет, средний отдел (средняя эпоха) J2 продолжительность 25 млн. лет, и нижний отдел (ранняя) J1 продолжительность 25 млн. лет.
В морских бассейнах абсолютным господством среди позвоночных пользовались головоногие моллюски- двустворчатые и брюхоногие моллюски. Также значительным распространением кораллы, морские ежи, брахиоподы. Для юрского периода характерно развитие класса пресмыкающихся.
На суши господствовали рептилии, гиганские динозавры размером 25-30 м, стегозавры до 10 м. кроме растительноядных были распространены хищники карнозавры.
В растительном мире господствовали голосеменные: хвойные, цикадовые и беннеттитовые группы. Также были еще папоротники и хвощи.
3. Методы изучения орогенических движений
Орогенические движения- движения, происходящие в орогене под воздействием сжимающих масс (кратогенов).
Наблюдаемые на континентах и островных дугах орогенические (горообразующие) движения, согласно тектонике плит, зависят от силы столкновения движущейся плиты и континентов или островных дуг. Когда плиты погружаются в глубоководном желобе в мантию, там происходит «сдирание», выдавливание и нагромождение осадочных и магматических пород, движущихся на верхней части плиты.
Билет №3
Ареа́л (от лат. area: область, площадь, пространство) — область распространения таксона, например, вида. Одно из основных понятий в биологических дисциплинах, изучающих географическое распространение организмов, — географии растений и зоогеографии. Иногда к слову ареал ошибочно добавляется слово обитания (Ареал обитания) , что приводит к плеоназму (как, например, сосновый бор) .
Каждый вид имеет свой собственный ареал, и в природе практически невозможно найти два абсолютно одинаковых по площади, расположению или по форме ареала, за исключением мелких островов, где различные виды животных могут населить всю его территорию, и тогда их ареалы будут изображаться на карте одинаково. Тем не менее все разнообразие ареалов можно свести к какому-то ограниченному числу типов.
Космополи́ты - растения или животные, встречающиеся на большей части земного шара. Число космополитов невелико. Среди растений это гл. обр. сорняки и синантропные виды: подорожник большой, пастушья сумка, спорыш, или птичья гречиха, мятлик однолетний или водные и болотные растения: рдест, рогоз, ряска. Синантропными являются и многие космополиты-животные: комнатная муха, домовый воробей, серая крыса и др.
Поли- или мультирегиональные, включают в себя несколько (не менее 2) фаунистических областей, часто располагающихся на разных материках.
Региональные ареалы включают в себя одну, располагающихся на одном материке
Эндемики (эндемы), виды, роды или семейства, ограниченные в своём распространении относительно небольшой территорией (для вида – до нескольких км²). Эта ограниченность может определяться географической изоляцией (напр., на островах – островные эндемики), историей видов (гинкго двулопастное стало эндемиком в результате прогрессивного сокращения своего ареала начиная с пермского периода). Молодые виды, сравнительно недавно возникшие и ещё не успевшие расширить свой ареал, называются неоэндемиками. Эндемизм (процентное содержание эндемиков) является важным показателем оригинальности флоры: он может достигать 85% от общего числа видов (во флоре о. Святой Елены).
Реликты - (от лат. relictum - остаток) - виды растений и животных, являющиеся мало изменившимися представителями флор и фаун минувших эпох, иногда находятся в некотором несоответствии с современными условиями. Могут занимать как большие, так и небольшие территории (напр., лапина в Закавказье, выхухоль в бассейне р. Урал). Различаются третичные, плейстоценовые и постплейстоценовые реликты.
Четвертичный период, или антропоген — геологический период, современный этап истории Земли, завершает кайнозой. Начался 2,588 миллиона лет назад, продолжается по сей день.
Особенности четвертичного периода и его отложений.
1. Малая продолжительность четвертичного периода. Четвертичная система соотвествует части обычного стратиграфического яруса или зоны. Малая продолжительность периода требует особых принципов и методов для его стратиграфического расчленения.
2. Крайняя геологическая молодость отложений проявляется в ряде особенностей:
а – повсеместность распространения;
б – решительно преобладают рыхлые отложения;
в – господствуют недислоцированные отложения;
г – характерна малая мощность отложений.
3. Полное господство континентальных отложений в составе покрова четвертичных отложений суши.
Важнейшие особенности четвертичных отложений обусловлены их тесной связью с рельефом и с процессами его формирования - для них характерны сильная фациальная изменчивость, литологическая пестрота в плане, залегание в виде сложных линзовидных тел. Осадконакопление происходит в многочисленных обособленных впадинах, в понижениях рельефа и на их склонах при очень большом разнообразии экзогенных процессов.
Характерна повторяемость в разрезе однообразных литогенетических комплексов, обусловленная неоднократным повторением сходных условий осадконакопления.
Постоянно проявляется сложное сочетание процессов аккумуляции и денудации. Типично разновысотное положение одновозрастных отложений и равновысотное положение разновозрастных отложений.
Обычно почти полное отсутствие остатков организмов
4. Колебания климата и оледенения. Важнейшая особенность антропогена - глобальные колебания климата. Колебания климата выражались в неоднократной смене холодных и теплых эпох разной продолжительности и интенсивности. В средних и высоких широтах сильным и длительным похолоданиям соответствовали ледниковья (гляциалы), длительным потеплениям – межледниковья (интергляциалы). В аридной зоне и субтропиках чередовались эпохи увлажнения – плювиалы и иссушения – ариды.
Оледенения вызывали крупные эвстатические колебания уровня океана и изменяли его температурный режим.
Схема стратиграфии четвертичных отложений.
В схеме стратиграфии квартера выделяются общая стратиграфическая шкала и местные или региональные схемы расчленения четвертичных отложений отдельных регионов.
Общие стратиграфические подразделения четвертичной системы. Общими называются стратиграфические подразделения, служащие всеобщими эталонами межрегиональной и глобальной корреляции и в совокупности составляющие общую стратиграфическую шкалу. Четвертичная система соответствует зоне общей стратиграфической шкалы кайнозоя, выделяемой по фауне фораминифер. Поэтому из общих подразделений биостратиграфического обоснования в ее составе выделяются только подзоны, которые служат для корреляции разрезов осадков океанического дна. В стратиграфии континентальных отложений используются дробные подразделения климатостратиграфического обоснования, или, наряду с ним, различающиеся и по фауне наземных млекопитающих (в провинциальном масштабе).
В Стратиграфическом Кодексе СССР выделяется пять основных единиц климатостратиграфических подразделений, подчиненных зоне общей шкалы:
1. Раздел (этап) – высшая по рангу единица подразделений четвертичной системы. Соответствует длительному (0,8-1 млн.лет) этапу истории изменения климата, слагающемуся из многочисленных климатических ритмов похолодания-потепления.
В четвертичной системе выделяется три раздела:
эоплейстоцен –в целом относительно теплый климатический этап;
плейстоцен – соответствует более холодному климатическому этапу;
голоцен.
2. Звено (пора) – климатостратиграфическая единица, подчиненная разделу.
Звено соответствует сложному ритму климатических изменений длительностью 200-300 тыс.лет. Оно слагается из серии ритмов более низкого порядка, которые группируются, образуя две части сложного ритма –в целом более теплую и более холодную.
3. Ступень (климатолит, или климатема) – климатостратиграфическая единица, подчиненная звену. Соответствует крупной фазе глобального похолодания (криохрон) или потепления (термохрон) климата, во время которой происходит коренная перестройка растительно-климатической зональности и изменение хода экзогенных процессов, по крайней мере в поясе средних широт. Палеонтологическая (главным образом палинологическая) характеристика ступеней ограничивается выявлением типичных экологических группировок организмов, используемых как показатели климатической обстановки.
Длительность отрезков времени, соответствующих ступеням плейстоцена, колеблются от 20 до 100 тыс.лет.
Абсолютный возраст выражается в годах, т.е. определяется, сколько лет прошло с момента образования породы. Для этой цели применяют радиоактивные методы, основанные на использовании процессов радиоактивных превращений, которые имеют место в некоторых химических элементах (уран, калий, рубидий), входящих в состав пород. С помощью одних элементов устанавливают возраст в миллионах лет, другие дают возможность определять более короткие отрезки времени. Так, например, зная какое количество свинца образуется из одного грамма урана в год, определяя их совместное содержание в данном минерале, можно вычислить абсолютный возраст минерала и той горной породы, в которой он находится. Это позволяет определить возраст в миллионах лет.
Билет №4
БАКТЕРИИ (от греческого bakterion - палочка), группа микроскопических преимущественно одноклеточных организмов. Обладают клеточной стенкой, но не имеют четко оформленного ядра. Размножаются делением. По форме клеток бактерии могут быть шаровидными (кокки), палочковидными (бациллы, клостридии, псевдомонады), извитыми (вибрионы, спириллы, спирохеты); диаметр 0,1 - 10 мкм, длина 1 - 20 мкм, а нитчатых многоклеточных бактерий - 50 - 100 мкм. Многие подвижны, имеют жгутики. Большая часть бактерий живет за счет неорганического источника углерода. Способны расти как в присутствии атмосферного кислорода (аэробы), так и при его отсутствии (анаэробы). Участвуют в круговороте веществ в природе, формировании структуры и плодородия почв, в образовании и разрушении полезных ископаемых. Используют в пищевой, микробиологической, химической, горной и других отраслях промышленности, для очистки сточных вод и разрушения отходов сельскохозяйственного и промышленного производства. Патогенные (болезнетворные) бактерии - возбудители болезней растений, животных и человека.
Гетеротро́фы — организмы не способные синтезировать органические вещества из неорганических. Для синтеза необходимых для своей жизнедеятельности веществ им требуются вещества, произведённые другими организмами. Это почти все животные и некоторые растения.
Автотро́фы — организмы, синтезирующие органические вещества из неорганических. Составляют первый ярус в пищевой пирамиде. Являются первичными продуцентами органического вещества в биосфере, обеспечивая пищей гетеротрофов. Используют неорганические вещества почвы, воды, воздуха. Источник углерода - углекислый газ.
Аэро́бы — организмы, которые нуждаются в свободном молекулярном кислороде для процессов синтеза энергии, в отличие от анаэробов. К аэробам относятся: большинство животных, растения, значительная часть микроорганизмов.
Анаэробы — организмы, получающие энергию при отсутствии доступа кислорода путем субстратного фосфорилирования, конечные продукты неполного окисления субстрата при этом могут быть окислены с получением большего количества энергии в виде АТФ в присутствии конечного акцептора протонов организмами, осуществляющими окислительное фосфорилирование.
ФАЦИЯ (от лат. facies — лицо, облик * а. facies; н. Fazies; ф. facies; и. facies) в геологии — понятие, возникшее в 19 веке для обозначения изменений состава осадочных горных пород и заключённых в них органических остатков в пределах одного стратиграфического горизонта на площади его распространения. Термин "фация" предложен швейцарским геологом А. Грессли (1838-41). Происхождение специальных изменений Грессли связывал с различиями в условиях образования пород и сравнивал их с теми изменениями, которые можно наблюдать на современном морском дне. В русской геологической литературе названием фация (в понимании Грессли) впервые (1868) было применено Н. А. Головкинским для обозначения изменений пермских отложений в бассейны Волги и Камы. Понятие фация у Грессли было многосторонним (оно охватывало петрографический состав пород, заключённые в них органические остатки, генезис отложений и их изменения в определённых стратиграфических рамках), что послужило причиной дальнейшего использования термина "фация" в разных смыслах. Наиболее широко он применяется для обозначения физико-географических условий древнего осадконакопления со всеми особенностями среды: её динамикой, химическим режимом, органическим миром, глубиной водоёма и т.д. В современном толковании существуют два варианта понимания фации:
Климатические условия образования.
Важным показателем климатических условий осадконакопления служат соленосные толщи. Выпадение солей из растворов происходило и происходит в условиях жаркого и засушливого климата. На тропический климат прошлых эпох указывает большое разнообразиеокаменелостей флоры и фауны (в полярном климате оно в 30-40 раз меньше). Присутствие кораллов в осадках свидетельствует о наличии в тот период теплых и неглубоких морей.
Виды геологических фаций
На основании фациальных исследований в составе земной коры выделяют отдельные фации. Фации осадочных пород по месту их образования принято делить на три основные группы:
Морски́ефа́ции — группа фаций. Они составляют 90 % всех фаций.
Для литоральных фаций характерны крупно- и среднеобломочные породы с битой ракушкой, с остатками прибрежной растительности (на низких берегах в тропических областях — торфяники) и хемогенные осадки в аридных климатических зонах. Для неритовой свойственны разнообразные терригенные и органогенные осадки. В этой зоне сосредоточено наибольшее количество донных организмов, обладающих или массивными раковинами, или панцирями, и организмов, плотно прикрепляющихся к скалам.
О глубинах бассейнов, в которых шло осадконакопление, могут рассказать аутигенные (образуются на месте возникновения породы) минералы (глауконит, фосфорит и др.).
Глауконитовые породы в современных водоёмах формируются на больших пространствах, образуют широкие полосы вблизи побережий Африки, Южной Америки и Австралии. Глубина отложения пород колеблется от десятков до сотен метров. Максимальноеглауокнитообразование приходится на глубины около 150—200 м, то есть на границе окислительной и восстановительной сред.
Определить глубину накопления морских осадков могут помочь и многие химические образования в морских илах, например кальцитовые оолиты. Массовые накопления кальцитовых оолитов зарегистрировано у пологих берегов аридных зон на глубинах от 0 до 10 м. Для батиальных фаций характерны разнообразные илы, для абиссальной — полигенные осадки.
Лагунные фации
Лагу́нныефа́ции — подгруппа переходной группы фаций.
Виды лагунных фаций:
Дельтовые фации
Фа́ции де́льт и эстуа́риев — подгруппа переходной группы фаций.
Они образованы косослоистыми песками и глинами, пачки которых залегают линзообразно. Характерны фаунам опреснённых бассейнов, остатки наземной фауны и флоры, залежи угля и нефтематеринских пород.
Континентальные фации очень разнообразны и изменчивы как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. В континентальных фациях мало органических остатков, в основном это кости позвоночных, пыльца и оболочки спор растений. В них широко распространены окисные соединения железа, придающие осадкам красно-бурую окраску.
Существуют две группы континентальных фаций:
Все магматические породы по условиям их образования делятся на породы интрузивные (глубинные) и породы эффузивные (излившиеся). Относительный возраст и тех и других определяется по соот ношению их с вмещающими осадочными породами.
При определении относительного возраста интрузии считают, что она моложе тех пород, которые ею прорваны, так как такое соотноше ние могло возникнуть только в том случае, если вмещающая порода существовала до внедрения в нее магмы. С другой стороны, интрузив ная порода всегда древнее пород, залегающих на ее размытой поверх ности. Такой характер контакта интрузивной породы с вышележащей указывает на то, что интрузия уже существовала до того, как стали накапливаться породы, лежащие выше поверхности размыва. Если контакт интрузии с вышележащей толщей не является поверхностью размыва, считать интрузию более древней, чем вышележащая толща, нельзя, так как любая интрузия образуется при остывании магмы в глубине, и выше нее всегда есть толща, образовавшаяся еще до внед рения магмы в земную кору. Если имеется несколько взаимно пересекающихся магматических тел, то магматическое тело, секущее другое, всегда моложе последнего.
Билет №5
1. Батиаль, батиальная зона, зона Мирового океана, занимающая промежуточное положение между неритовой (мелководной) и абиссальной (глубоководной) зонами. Геоморфологически примерно соответствует материковому склону. Термин в настоящее время встречается преимущественно в гидробиологии как наименование зоны обитания организмов, предпочитающих глубины океана в пределах 200—2500 м.
Абиссаль, абиссальная зона — зона наибольших морских глубин, населённая сообществами бентоса океанического дна. Характеризуется отсутствием дневного света (постоянно находится в вечной темноте), слабой подвижностью вод. Живые организмы, населяющие абиссальные зоны, способны выдерживать значительное глубинное океаническое давление, характеризующее эти зоны (до 775 кг на см²). Животные в основном слепы, отличаются древностью. Воды отличаются очень низкой температурой (+2 °C) c низким содержанием биогенных веществ
УЛЬТРААБИССАЛЬ, зона наибольших океанических глубин (6—11 тыс. м), приуроченных к океаническим желобам. Общая площадь ультраабиссали менее 1,5% дна океана. Условия жизни в ультраабиссали существенно не отличаются от таковых в абиссали, исключая гидростатическое давление, равное 60—110 МПа, которое создаёт экологическую изоляцию ультраабиссали от окружающих пространств ложа океана и обусловливает своеобразие её фауны (около 60% видов — эндемики). К жизни в ультраабиссали приспособились лишь различные барофильные бактерии и 700—800 видов животных. С увеличением глубины в ультраабиссали происходит всё большее качественное обеднение фауны
2. Литолого - фациальные и палеогеографические карты
Выяснение условий образования горных пород и восстановление ха рактера движений земной коры позволяет создать фациальные, литолого-фациальные и палеогеографические карты. Такие карты составляют для определенных отрезков геологической истории. Чем короче отрезок времени и чем меньше площадь, тем точнее карта.
На фациальных картах выделяют области распростране ния тех или иных фаций(Пласт или свита пластов, отличающиеся на всём протяжении одинаковыми литологическими свойствами и включающие одинаковые органические ископаемые осадки). Очень часто на таких картах показан также и литологический характер тех отложений, которыми эти фации представ лены. Такие карты называются литолого-фациальными.
На палеогеографических картах показана древняя гео графия Земли или участка земной поверхности: распределение суши и моря, областей вулканической деятельности, горных сооружений, об ластей распространения бассейнов с ненормальной соленостью и дру гие особенности. Эти карты составляются путем нанесения на современ ную географическую основу контуров древних морей. Береговую линию их проводят по внешней стороне площадей распространения отложений верхней подзоны шельфа. После нанесения контуров древних морей бе лые пятна, оставшиеся за этими контурами, считают континентом.
Палеогеографические и литолого-фациальные карты имеют большое практическое значение. Они позволяют направлять поиски и разведку месторождений полезных ископаемых, так как размещение последних в земной коре определяется палеогеографическими особенностями эпохи их образования, а также фациальными и литологическими особенностя ми отложений, к которым они приурочены.
3. методы определения относительного возраста горных пород(Палеонтологический)
Относительный возраст позволяет определить возраст пород относительно друг друга, т.е. устанавливать, какие породы древне, какие моложе. Для определения относительного возраста используют два метода: стратиграфический и палеонтологический.
Стратиграфический метод применяют для толщ с ненарушенным горизонтальным залеганием слоев. При этом считают, что нижележащие слои (породы) являются более древними, чем вышележащие.
Палеонтологический метод позволяет определять возраст осадочных пород по отношению друг к другу независимо от характера залегания слоев и сопоставлять возраст пород, залегающих на разных участках. В основу метода положена история развития органической жизни на Земле. Животные и растительные организмы развивались постепенно, последовательно. Остатки вымерших организмов захоронились в тех осадках, которые накапливались в тот отрезок времени, когда они жили.
Билет №6
Биономические зоны
выделены в морях и океанах от береговой линии до глубоководных желобов по закономерностям распределения бентосных растений и животных
Биономические зоны-
Супралитораль- пограничная полоса суша-море, вода в виде волноприбойных брызг и штормовых волн
Органический мир: водорослевые выбросы, внутри с мелкими и микроскопическими животными
Литораль – зона прилива и отлива
Органический мир: животные и растения имеющие приспособления, позволяющие им выживать во время отлива, в условиях осушки, повышения или понижения температуры, солености и других параметров среды (Коралловые рифы и мангровые заросли).
Сублитораль – первая постоянная зона водного режима, не подвергающаяся осушению (нижняя граница по исчезновению водорослей – 130-200 м)
Органический мир: наибольшее биоразнообразие.
Эпибатиаль – бывает, если граница сублиторали не совпадает с геоморфологической границей шельфа (нижняя граница 250-500 м).
Органический мир сходен с зоной батиали и абиссали – грунтоеды, сестонофаги, падалееды, хищники. Донные растения отсутствуют.
Батиаль – располагается в области континентального склона и частично континентального подножия (до глубины 2000-3000 м).
Абиссаль связана с ложем мирового океана (нижняя граница 6000-6500 м)
Ультраабиссаль приурочена к глубоководным желобам (максимальная глубина 8000-11034
Денсаль - зона интенсивной жизни, расположена вокруг гидротерм и других газообразных и жидких источников вещества недр (преимущественно распространена на глубинах 1500-3300 м)
Органический мир: хемосинтезирующие бактерии, кольчатые черви, двустворчатые и брюхоногие моллюски.
= 2 =
Триасовый период.
Триасовая система была выведена в 1831 г. Под названием «кейперские отложения» бельгийским ученым Ж. Омалиусом Д’Аллуа. Под этим названием им были объединены разветые на севере Западной Европы, в Германском бассейне, отложения пестрого песчаника, раковинного известника и радужных мергелей. В 1834 г. Немецкий геолог Ф. Альберти предложил объединить эти три толщи под названием «триас» в отличии от пермских, которые а Западной Европе в то время называли диасом, вследствие их двучленного давления.
Развитие платформ и складчатых поясов
УСЛОВИЯ
Триасовый период, подобно пермскому, характеризовался яр ко выраженными теократическими условиями. При этом ранне- триасовая эпоха, несмотря на события на рубеже перми и триаса, в тектоническом плане обнаруживает еще определенную преем ственность от перми и позднего палеозоя в целом. Вместе с тем рассматриваемая эпоха отличается затуханием тектонической и магматической активности, что привело к тому, что горные соору жения Урала, Аппалачей, Западной и Центральной Европы, Пе редней и Центральной Азии и Восточной Австралии подвергаются интенсивному размыву и превращаются в невысокие возвышен ности.
Сильная засушливость в триасе стала причиной накопления мощных толщ эвапоритов и исключительно огромного по площади распространения красно- и пестроцветных и гипсоносных осадков. Темп карбонатонакопления снизился. Это было связано не только с малой площадью морского осадконакопления, но и с высоким уровнем карбонатной компенсации в океане. Этот вывод основан на факте отсутствия карбонатных отложений в глубоководных прогибах, которые стали ареной формирования терригенно-крем- нистых осадков.
Пангея II еще сохранила свою монолитность (рис. 15.2), несмот ря на продолжающееся развитие внутриконтинентальных рифто- вых систем в Южной и Восточной Африке, Центральном Индо стане и на западе Австралии. Она простиралась от высоких ши рот Северного полушария до приполярных широт Южного полу шария. Северный полюс располагался где-то на крайнем северо- востоке Сибири, а южный — в районе Тасмании. Обский межкон тинентальный рифт на севере Западной Сибири и в Карском море
обозначения см. на рис. 9.3
с его Енисей-Хатангским ответвлением был, видимо, связан с Юж- но-Анюйским океанским бассейном и представлял его окончание. К нему тяготела обширная область траппового магматизма Тун гусской синеклизы и Южного Таймыра. По-прежнему существо вали Амуро-Охотский и Дунбэйско-Приморский бассейны Палео азиатского океана, еще в позднем палеозое превратившиеся в апо физы Палеопацифики. Наиболее широким и глубоко вдававшим ся в Пангею являлся, как и в позднем палеозое., Тетис, расчле нявший ее на лавразийскую и гондванскую части. Он заполнялся в основном мелководными и преимущественно карбонатными осад ками, за исключением осевого глубоководного прогиба, следовав шего из Горного Крыма к Большому Кавказу и далее в направ лении Памира и довольно обширного бассейна к югу от Наньша- ня и к западу от Южно-Китайской платформы. Сохранялся про лив между последней и Индосинийским микроконтинентом, а осе вая зона Тетиса (теперь уже Мезотетиса) продолжалась по-преж нему к западу от этого микроконтинента на юг в Малакку. По се верной окраине широтного глубоководного прогиба и всего Тети са от Добруджи до Куньлуня и Циньлина простирается краевой вулканоплутонический пояс, а в его тылу в пределах Евразии рас стилалось эпиконтинентальное море, достигшее наибольшей ши рины во вторую половину эпохи. К северу морские осадки сменя ются континентальными. Аналогичные условия существовали на западе и севере северо-американской части Лавразии, в Скалис тых горах и Свердрупском бассейне, а также на южной, гонд- ванской, окраине Тетиса в Северо-Восточной Африке, Аравии и Индостане.
Вместе с тем в пределах как лавразийской, так и гондванской частей Пангеи усиливались процессы рифтогенеза.
Мощный рифтогенез приводит к возникновению системы узких прогибов, протягивающихся от Ньюфаундленда до западного по бережья Мексиканского залива. В них формировались терриген- ные морские осадки и лагунные эвапориты. К северу от плато Блейк, на южном продолжении внешней ветви рифтовой системы, распространены озерно-аллювиальные осадки мощностью до 3 км. В южной части рифтовой системы располагались впадины, запол няемые песчано-глинистыми, в том числе и угленосными, осадка ми. Сильное погружение охватило западную часть рифтовой сис темы. Мощность озерных, аллювиальных и дельтовых отложений превышает 5 км, и их накопление нередко прерывалось изверже ниями базальтов толеитового ряда.
В южной части Калифорнии и в Западной Сьерра-Мадре Мексики возникла островная дуга. Островодужные условия ха рактерны и для Британской Колумбии, где вулканическая актив ность ослабела и стали формироваться карбонаты.
Крупный глубоководный бассейн занимал центральную и юж ную части Аляски. Вулканогенно-кремнистые и терригенно-крем- нистые осадки этого бассейна формировались на продолжении тихоокеанской окраины.
Западную часть сегмента от Южной Аляски до о. Ванкувер на юге составлял микроконтинент Врангелия. В его пределах про исходили мощные излияния как в подводных, так и в наземных условиях толеитовых и щелочных базальтов и трахитов, мощ ностью до 3 км. К востоку от Врангелии располагалась сравни тельно узкая зона распространения андезитов и базальтов. Из вержения происходили в подводных условиях и скорее всего но сили характер островодужных.
Вдоль Арктическо-Североатлантической рифтовой системы, морская трансгрессия проникла на юг, в Северное море, где обоз начился ее осевой рифт, а также в Западную и Центральную Ев ропу. В начале поздней перми возник огромный Североморско- Среднеевропейский солеродный бассейн; широтным Англо-Дат ским порогом он делился на две впадины, а вдоль Датско-Поль ского рифтогенного прогиба временами соединялся с Тетисом. В теле Гондваны усилились погружения на востоке Африки и западе Мадагаскара, представлявших два борта южного рифтового бас сейна, и на западе Австралии; в южных широтах расширилось рас пространение морских осадков.
В северо-западном сегменте современного Тихоокеанского коль ца западная зона Корякского нагорья, а также Буреинский и Хан- кайский массивы в западном обрамлении Сихотэ-Алиня в начале триаса продолжали развиваться в орогенном режиме с образова нием на краю Сихотэ-Алиня вулканоплутонического пояса. В Ко рякин к востоку от края континента продолжала существовать- возникшая в позднем палеозое вулканическая дуга. На месте Японских островов между окраиной материка и микроконтинентом Куросегава располагалось окраинное море Чичибу. Далее к югу вдоль восточной окраины Азии господствовали, вероятно, океан ские условия, как и на востоке Корякин, Сихотэ-Алине и Саха лине.
Южный сегмент Тихоокеанской окраины представлен океан скими осадками и вулканогенно-терригенно-кремнистыми остро- водужными комплексами. Они распространены в Орегоне и Кали форнии. Наиболее глубоководными являлись кремнисто-глинис тые толщи, распространенные в штатах Орегон и Вашингтон. Скорее всего они накопились ниже уровня карбонатной компен сации. Юго-восточнее находилась островная дуга Западной Сьерра-Мадре. Восточнее этой дуги накапливались преимущест венно глинистые и песчано-глинистые морские мелководные и глубоководные толщи.
В юго-западном сегменте Тихоокеанского кольца меланезий ская окраина Гондваны, от Новой Гвинеи до Новой Зеландии,, включая крайний северо-восток Австралии, представляла и вран- нем триасе активную окраину андского типа, надстроенную крае вым вулканоплутоническим поясом. Подобный пояс развивался и в Андах, но здесь он уже вступил в стадию угасания. Вдоль ан тарктической окраины Гондваны вероятно существование вулка нической дуги. Вулканические дуги и окраинные моря продолжа- .ли развиваться и вдоль кордильерской окраины Северной Америки.
На востоке Лавразии располагались возвышенные равнины и торные массивы, разделенные крупными аккумулятивными низмен ностями. Суша рассекалась множеством речных систем, которые выносили обломочный материал в Польско-Германский, Барен- девоморский и бассейны Восточно-Европейской платформы.
Временами в озерных водоемах соленость возрастала, и тогда в их пределах накапливались эвапориты и красноцветные терри- генные осадки, обогащенные гипсами и ангидритами.
С севера возвышенная равнина Восточно-Европейской плат- ■формы омывалась мелководным морем, смыкавшимся с морями Гиперборейской платформы. Расположенная на юге озерно-аллю- виальная низменность неоднократно подвергалась затоплению морскими водами. В разрезе чередуются морские и континенталь ные песчано-глинистые отложения. Эта обширная низменность вплотную примыкала к Уральским горам. Среднегорная область Урала с остаточными предгорными прогибами, заполнявшимися хрубообломочными толщами, отделяла Восточно-Европейскую платформу от Западной Сибири. В пределах последней распола галась озерно-аллювиальная низменность. В сохранившихся риф- товых впадинах Западной Сибири накопление терригенных осад- жов сопровождалось вулканическими извержениями, синхронными с рифтовым вулканизмом Сибирской трапповой провинции.
Общая тектоническая и физико-географическая обстановка среднетриасовой эпохи была сходна с раннетриасовой, однако в течение среднего триаса начинают развиваться тенденции, которые в дальнейшем приведут к большим изменениям. Так, отмечается расширение расклинивавшего Пангею II залива океана Тетис, достигавшего крайнего запада Средиземноморья, и одновремен но расчленение его средиземноморской части на блоки карбонат ных платформ и более глубоководные прогибы с тонкими и карбо натными, кремнистыми и глинистыми осадками и проявлениями вулканизма изменчивого состава, в том числе повышенной щелоч ности. Наиболее значительные из этих прогибов простирались по периферии Адриатического выступа Гондваны, в Сицилии и Ка лабрии (Италия) и Динаридах (Югославия); последний прогиб прослеживается далеко на восток, вплоть до северной Анатолии (Турция) и даже дальше; он характеризуется особенно мощным и пестрым по составу вулканизмом, а также интрузивной деятель ностью. По-прежнему существует Крымско-Кавказский глубоко* водный прогиб с его продолжением в Центральный Памир и Ти бет и далее к юго-востоку и вулканоплутоническим поясом в се верном обрамлении.
К северу от Тетиса, в пределах Западной и Центральной Ев ропы, Причерноморья, Предкавказья, Прикаспия и западного Турана, продолжал располагаться обширный солоноватый этш- континентальный бассейн, связанный теперь уже несколькими про ливами (Бургундский, Мораво-Силезский, Восточно-Карпатский) ■с Тетисом. На севере Европы аналогичный бассейн охватывал
Баренцево море со Шпицбергеном и Землей Франца-Иосифа и Тимано-Печорскую низменность. На западе, он продолжался вдоль северной окраины Северной Америки, сливаясь в районе Аляски с морем Кордильер, а на востоке, простирался по северной пери ферии Азии, переходя в ее обширную Верхояно-Колымскую пас сивную окраину, унаследованную от более ранних эпох. Но боль шая часть площади Северной Америки, Восточной Европы, За падной и Восточной Сибири оставалась сушей с отдельными очень неглубокими впадинами (Днепровско-Донецкая и др.), заполняв шимися континентальными осадками. Морские воды проникают, однако, в Ениеей-Хатангский и Вилюйский заливы.
Континентальные условия и денудация господствуют почти на всей площади Гондваны, где происходит выработка гондванской поверхности выравнивания. Исключение составляют узкая и пре рывистая полоса развития морских осадков вдоль западного по бережья Южной Америки, аналогичные полосы — вдоль западных побережий Австралии и Антарктиды и более обширные заливы восточного Алжира и Туниса, а также Аравии, оба с водами по вышенной солености.
Во второй половине триаса в пределах Африканской платфор мы стали возникать понижения, которые оказались занятыми озерами. Морские бассейны располагались на севере и вдоль вос точной окраины материка. В Алжиро-Тунисском, Нильском и Тан занийском бассейнах в условиях нормальной солености отлагались разнозернистые песчаные и алевритовые толщи. Невысокий гор ный кряж находится в Атласе. Аналогичный массив располагался в Капской области.
Море распространяется в систему рифтовых прогибов, возник ших вдоль юго-восточной окраины континента. В вытянутых, но изолированных бассейнах осаждаются эвапориты. Крупные соле- родные лагуны возникли в Алжиро-Тунисской системе, и в узком рифтовом бассейне, простиравшемся от Марокко до Гвинеи-Би сау. В основании солеродной толщи находится толща толеитовых базальтов и андезитов.
Почти вся Австралийская платформа в раннем триасе пред ставляла сушу. Вдоль ее западной окраины располагался рифто- вый морской бассейн, в котором накапливались глинистые мел ководные осадки. Временами море отступало и приморская низ менность становилась ареной накопления дельтовых и озерно- пойменных осадков. На востоке платформы вблизи западного склона орогена Хантер-Боуэн в бассейнах Большом Артезианском и Кларенс-Моретон накапливались песчаные аллювиальные осад ки. Аллювиальная равнина, примыкавшая к возвышенностям, сменялась дельтовой приморской низменностью Сиднейского бас сейна. В замкнутом Тасманском бассейне накапливались аллюви альные, в основном пойменные, осадки. Временами здесь возника ли озерные водоемы с высокой соленостью вод, и тогда отлага лись эвапориты.
В восточном направлении в сторону хребта Хантер-Боуэн мощ ность континентальных отложений нижнего триаса возрастает до 3 км. На востоке орогена находился окраинный вулканический пояс, в пределах которого изливались преимущественно андези- товые лавы.
Мелководное море, с песчаным и песчано-глинистым осадкона- коплением, располагавшееся в Новой Зеландии и Новой Каледо нии, стало углубляться. В области континентального склона на капливались турбидиты с пеплами и туфами, базальты и крем нисто-вулканогенные. серии, характерные для окраинных морей. На севере, в области Папуа-Новой Гвинеи, также находился кон тинентальный склон. В примыкавшей к нему области шельфа формировались известково-терригенные толщи небольшой мощ ности.
Наиболее сложная обстановка наблюдалась, как и ранее, вдоль активных тихоокеанских окраин Азии и Северной Америки. В пределах первой продолжают существовать Южно-Анюйский, Монголо-Охотский и Амуро-Уссурийский заливы, мелководные на западе, глубоководные на востоке. Восточная Корякия, Камчатка, Сихотэ-Алинь, Сахалин, восточные зоны Японии представляют уже окраину собственно океана; южнее она включает и будущие Фи липпины.
С североамериканской стороны более отчетливо, чем с азиат ской, устанавливается присутствие вулканических дуг и отгоро женных ими окраинных морей. Вдоль западных зон Анд продол жается вулканическая деятельность, равно как и вдоль мелане зийской окраины Палеопацифики. В Северных Андах и Австра лии в тылу вулканических поясов протягиваются прогибы, запол ненные континентальными осадками.
В позднем триасе в пределах Пангеи произошло дальнейшее усиление процессов рифтогенеза, предвещающее ее близящийся распад. Одновременно на периферии продолжалось формирование вулканических Дуг и краевых вулканоплутонических поясов. Оче видно, что эти процессы были сопряженными — нарастание рас тяжений внутри Пангеи II и сжатия — субдукции вдоль ее окраин с сокращением площади Панталассы.
Рифтогенез в области Пангеи II получил свое наиболее яркое проявление в Северо-Атлантическом регионе. Мощная система континентальных рифтов протянулась вдоль восточной окраины Северной Америки от Ньюфаундленда до Мексиканского залива. Но основной ствол этого рифтового пояса по-прежнему проходил через будущую Атлантику и от него к юго-востоку отходил ряд ветвей, пересекавших Европу и Магриб; главными из них были Североморская, Датско-Польская, Бискайско-Пиренейская и Ма рокканская. Развитие двух последних, а также. Северо-Американ- ской рифтовой системы сопровождалось основным вулканиз мом.
Аналогичный процесс рифтогенеза, также сопровождавшийся основным вулканизмом, затронул широкую полосу вдоль восточ- ною склона Урала и прилегающей части Западной Сибири, вклю чая Тургайский прогиб. Он продолжался также на южной пери ферии Восточно-Европейского континента и в пределах Турана, в тылу сохранившего свою активность краевого вулканоплутоничес- кого пояса в северном борту Тетиса. Здесь, однако, в отличие от атлантического, этот рифтогене.з не перерос в дальнейшем в оке анский спрединг, а лишь создал предпосылку для последующего образования обширного Западно-Сибирского эпиконтинентального бассейна.
Между тем подобные бассейны, Северомореко-Среднеевропей- ский и Баренцевоморский (с охватом Тимано-Печорской плиты), продолжали развиваться в северной половине Европы, накапли вая значительные (1,5—2,0 км и более) толщи осадков, лагунно- континентальных в первом, мелководно-морских во втором. Мень шего масштаба погружения наблюдались в Парижском, Аквитан- ском, Днепровско-Донецком, Прикаспийском бассейнах (сине- клизах). На Китайско-Корейском кратоне подобным бассейном был Ордосский; во всех этих впадинах преобладало континен тальное осадконакопление.
В противоположность этому большая часть площади Северной Америки, Восточной Европы, СиСчри, Северного Китая и Кореи оставалась приподнятой выше уровня океана и служила областя- мй денудации. Исключение составляют прикордильерская, аркти ческая, восточногренландская окраины Северной Америки, Ви- люйская и Таймырская окраины Сибири, где господствовали ус ловия прибрежных равнин, временами заливавшихся морем. Осо бо следует упомянуть широкую северо-восточную, Верхояно-Ко- лымскую окраину Сибири с ее обширным шельфом и протяжен ным континентальным склоном.
Гондванская половина Пангеи на большей части своей пло щади оставалась низкой сушей. Моря имели наибольшее рас пространение, как и ранее, в области ее северной пассивной ок раины, обращенной к Тетису, на пространстве от Сахары до Ара вии и северо-западного Индостана. Кроме того, море проникает в рифтовые системы вдоль будущих северо-западной и юго-восточ ной окраин Африки, северо-западной и западной окраин Австра лии, а также в рифтовый прогиб, пересекавший Центральные. Ан ды и достигший в Боливии Южно-Американской платформы. В восточной половине Африки заканчивали свое развитие грабены Карру. В с амом конце триаса — начале юры здесь произошла мощная вспышка траппового магматизма (траппы Драконовых гор).
На востоке в Пангею со стороны Панталассы по-прежнему вдавался обширный залив Тетиса. На его западном окончании в области Западного Средиземноморья континентальная кора про должала испытывать деструкцию, а рифтогенные прогибы — уг лубление.
Начиная с северо-западного района Венгрии (горы Бюкк) по являются признаки перехода континентального рифтинга в спре- динг. Ось этого спрединга продолжается отсюда в зону Вардара на Балканах и далее в северную Турцию и Малый Кавказ (Сева- но-Акеринская зона). Восточнее происходило сближение микро континентальных блоков Ирано-Афганского и Тибетского между собой и с южной окраиной Евразии и их отодвигание от Гондваны в связи с расширением Неотетиса. Северная окраина Тетиса, в от личие от противоположной окраины, оставалась активной окраи ной андского типа с краевым вулканоплутоническим поясом, протягивавшимся от Добруджи до Куньлуня.
Обращенные к будущему Тихому океану окраины Лавразии и Гондваны, как и ранее, характеризовались активным тектони ческим режимом. В северной половине окраины этого океана, по добно предыдущим эпохам, отличались развитием энсиматических вулканических дуг и окраинных морей. В южной половине преоб ладали условия андского типа: на периферии Австралии заканчи валось развитие краевого вулканоплутонического пояса, а вдоль края Южной Америки протягивалась энсиалическая вулканичес кая дуга, в тылу которой располагались прогибы с накоплением континентальных осадков.
Завершился поздний триас крупным событием ■— эпохой ин тенсивных тектонических деформаций сжатия, которая получила название раннекиммерийской в Европе и индосинийской в Азии. Наиболее значительную площадь эти деформации охватили в Вос точной Азии, где они распространились на территорию от Забай калья до Индокитая и затронули не только подвижные системы, но и такие стабильные блоки, как Китайско-Корейская и Южно- Китайская платформы, подвергнув смятию их осадочный чехол. С этими деформациями связано замыкание Амуро-Уссурийского, Южно-Циньлинского, Лаосско-Вьетнамского, Юннань-Малайского прогибов, приведшее к причленению Ханкайского, Южно-Китай ского, Индосинийского и Синобирманското континентальных мас сивов с этими промежуточными прогибами к основному телу Ев разии. Вошел в ее состав и Северо-Тибетский массив в связи с замыканием геосинклинальной системы, протянувшейся вдоль юж ных склонов Куньлуня, Нанынаня и Циньлина и примыкавшего к ней треугольного бассейна Сунпан-Канзе к западу от Южно- Китайской (Янцзы) платформы. Повсеместно индосинийские де формации, начавшиеся еще в норийский век, сопровождаются зна чительным гранитообразованием.
Далее к западу индосинийские деформации проявляются уже в самом конце эпохи в Северном Афганистане, Центральном Иране, на южном склоне Большого Кавказа. Они были вызваны столкно вением Ирано-Афганского континентального блока на востоке с окраиной Евразии, на западе с таким же Закавказским блоком, в свою очередь также примкнувшим к Евразии. Затронули эти де формации и северо-запад Туранской плиты, в особенности Ман- гышлакский прогиб, Предкавказье, Крым и, наконец, северную Добруджу. В целом они заметным образом изменили очертания южного фасада Евразии, особенно на востоке. Но севернее здесь еще сохранялись два залива Палеопацифики — Амуро-Охотский^ остаточный от Монголо-Охотского, западная часть которого так же испытала индосинийские деформации и гранитизацию, и Юж- но-Анюйский.
Помимо Евразии деформации рассматриваемой эпохи затро нули и Южные Анды, сопровождаясь известково-щелочным вул канизмом и гранитообразованием.
=3=
Геофизические методы расчленения и корреляция разрезов близки к литологичеоким и основаны на изучении и сравнении фи зических свойств горных пород. Они применяются для выделения в разрезе слоев и пачек, различающихся по физическим харак теристикам, и для корреляции разрезов между собой и с опорными разрезами, возраст слоев которых определен другими методами.
Для расчленения разрезов скважин широко используется элек трический и ядерный каротаж. Электрический каротаж основан на расчленении разрезов по удельному электросопротивлению пород, а ядерный — на изучении естественной радиоактивности.
Разная способность горных пород поглощать воду, нефть, про мывочную жидкость отражается на их электрических свойствах.
По необсаженной скважине измеряют естественное электрическое иоле и кажущееся удельное сопротивление. По их разнице раз личают обломочные, глинистые и карбонатные породы, слои, насы щенные водой или нефтью, рудные тела. Расчленение разреза на отдельные пачки осуществляется по каротажной диаграмме. Изу чение каротажных диаграмм соседних скважин дает возможность сопоставлять одновозрастные пачки и слои пород.
Магнитостратиграфический метод основан на естественной ос таточной намагниченности горных пород, фиксирующей магнитное поле времени и места ее образования. В нем используется тот факт, что в истории Земли многократно происходили инверсии магнитного поля, когда векторы первичной намагниченности меня лись на 180°, т. е. северный магнитный полюс становился южным и наоборот. Вектор первичной намагниченности длительное время сохраняется в горных породах и на основании его определения удается сопоставлять отложения и устанавливать их возраст.
Явление остаточной намагниченности объясняется тем, что фер ромагнитные частицы при застывании лав и при осаждении осад ков намагничиваются и ориентируются в магнитном поле Земли. В процессе диагенеза и даже при довольно сильных тектонических деформациях первичная остаточная ориентировка ферромагнитных частиц- не нарушается. Перемагничивание происходит лишь при нагреве породы до точки Кюри, при метаморфизме или внедрении интрузии, т. е. начальная намагниченность соответствует ориен тировке магнитного поля, которое было во время формирова ния данного слоя. Определяя первичную намагниченность взятых из разреза строго ориентированных образцов (в случае дислоци- рованности их надо мысленно вернуть в горизонтальное положе ние), удается расчленить разрез на горизонты, обладающие пря мой и обратной намагниченностью.
В геологической истории Земли менялось не только положение магнитных полюсов, но и расположение крупных блоков земной ■коры. Вместе с тем установлено, что в пределах одних и тех же 'блоков одновозрастные породы обладают одинаковым вектором остаточной намагниченности. По массовым определениям удается не только расчленить разрез и провести сопоставление, но и уста новить положение данного блока относительно магнитных полю сов и установить, соответствовало ли в это время магнитное поле современной его ориентировке или было обратным.
33
Сильно облегчает выделение в разрезе определенных реперных палеомагнитных горизонтов наличие в истории Земли длительных интервалов времени с постоянным положением магнитных полю сов, с одной стороны, и эпох многократных инверсий, т. е. измене ний полярности, — с другой. Геомагнитные инверсии — это мгно венные события глобального масштаба и, значит, теоретически возможны построения хронологической шкалы инверсий магнит ного поля Земли, что и было доказано впоследствии практически. Для того чтобы осуществлять расчленение и корреляцию разрезов палеомагнитным методом, вначале необходимо было знать радио-геохронологический возраст горных пород опорных разрезов, для которых проводились исследования полярности магнитного ноля- Наиболее детально разработана магнитохронологическая шкала для позднего кайнозоя, и постепенно совершенствуется аналогич ная шкала для всего фанерозоя. Последняя построена на основе сложной периодичности проявления длительных интервалов пря мой или обратной намагниченности в чередовании с интервалами частых инверсий.
Сопоставление горизонтов обратной и прямой намагниченности только по их знаку, без учета геологической истории региона и всей палеомагнитной шкалы, нередко приводит к ошибкам, так как в разрезах часто имеются скрытые перерывы в осадконакопле- нии. Палеомагнитный метод применяется в совокупности с биост ратиграфическими и радиохронологическими. Вместе с тем его ценность заключается в том, что жаждая инверсия магнитного по ля повсеместно отражалась одновременно и на основании этого выделяемые палеомагнитные горизонты являются строго одновоз- растными. Широкое применение палеомагнитного метода сдер живается его трудоемкостью и необходимостью проведения боль шого числа наблюдений. Тем не менее он оказывается полезным при расчленении и сопоставлении палеонтологически немых толщ.
Сейсмостратиграфия. В послевоенные годы эффективные поиски месторождений нефти и газа проводились в бассейнах, выделяе мых с помощью сейсморазведки. Во второй половине 70-х годов геофизические исследования нефтегазоносных осадочных бассейнов до глубин 10 км и более позволили выявлять не только структур ные, но и стратиграфические и литологические ловушки нефти и га за. В дальнейшем интерпретация сейсморазведочных данных дала возможность определять особенности вещественного состава по род, залегающих на глубине, расшифровывать последователь ность напластований и геологический возраст. Такая разносторон няя геологическая интерпретация сейсмических данных по пред ложению группы американских геофизиков (П. Вейл, Р. Митчел, Р. Тодд) получила название сейсмической стратиграфии.
Методика основывается на прослеживании и регистрации отра жающих границ внутри толщи осадочных пород по профилю. За пись границ, которые обычно соответствуют поверхностям наплас тований или существенного изменения физических свойств (хотя это и не обязательно), проводится в прямоугольной системе ко ординат на равномерно движущейся ленте.. Она представляет со бой акустико-геологический (сейсмостратиграфический) разрез во временном масштабе, который в общем виде соответствует графи ческому изображению геологического (стратиграфического) раз реза.
В этом случае геологическое строение недр расшифровывается с помощью сейсмических или упругих волн, возбуждаемых на по верхности Земли взрывами, вибраторами или специальными удар ными устройствами. При исследованиях в акваториях используют электроискровые и газодинамические источники возбуждения упру-гих волн. Распространение этих волн в недрах зависит от типа по род и их пористости. На границах пород, характеризующихся раз ной акустической жесткостью (произведение плотности пород на скорости распространения в них упругих волн), сейсмические вол ны отражаются.
Отраженные волны, достигшие поверхности Земли, регистриру ются сейсмоприемником, колебания которого превращаются в. электрические сигналы и усиливаются специальными сейсмичес кими, станциями. Последние представляют собой передвижные многоканальные регистрационные устройства, к каждому каналу которых подключена группа сейсмоприемников, расставленных вдоль прямолинейного сейсмического профиля. В сейсмических станциях имеются устройства, позволяющие преобразовывать ко лебания сейсмоприемников в фотоизображение вертикального раз реза по линии. Такие разрезы носят название временных. Геофи зики и геологи пользуются для геологической интерпретации вре менными разрезами, так как погрешность их по сравнению с дан ными бурения составляет 5—29 м до глубин 3—5 км.
На современных сейсмических разрезах выделяются не только изображения от сильно отражающих границ (сейсмических репе ров), но и от большого количества менее интенсивных границ, заполняющих поля между сейсмическими реперами. Оказалось, что многие слабые границы располагаются не параллельно ос новным границам, а под разными углами к ним. Такая ориенти ровка не случайна и отражает фундаментальные свойства реаль ных сред, которые используются при сейсмостратиграфическом анализе.
По сейсмическим временным разрезам могут быть сделаны вы воды о геологическом строении недр, в частности выделены по верхности несогласия. При компенсированном накоплении осадков все слои параллельны и несогласия связаны с тектоническими причинами; при некомпенсированном — все слои залегают нак лонно друг к другу и в разрезе имеют форму клина.
Влияние границ несогласий позволяет вычленить тела разного масштаба — от гигантских покровов до небольших тел. На сейс мических временных разрезах несогласия фиксируются по сбли жению границ отражений и по тому, как они выклиниваются вбли зи какого-нибудь сейсмического репера.В сейсмостратиграфии принимается модель накопления осад ков, названная моделью лепестков, или моделью трехмерных тел осадочных пород. Для того чтобы выделить это трехмерное тело, оконтурить и нанести на карту, необходимо проследить и увязать все его границы, которые на сейсмограмме представлены слабыми отражениями. Трехмерные тела на различной площади перекры вают друг друга. Задача заключается в том, чтобы найти участки перекрытия и по ним определить относительный геологический возраст тел. Как правило, вышележащее тело геологически моло же нижележащего. Такие приближенные решения часто оказыва ются достаточными для увязывания результатов сейсмостратигра-фического анализа с данными бурения. Но при этом наиболее точно геологический возраст устанавливается по остаткам фауны и флоры, найденным в кернах скважин. Для определения геоло гического возраста по сейсмическим данным необходимо было найти независимый метод построения шкалы событий, происхо дивших в течение времени накопления осадков.
Теоретической основой определения возраста осадочных толщ в сейсмостратиграфии является гипотеза циклического относи тельного изменения уровня моря. Каждый цикл включает медлен ный относительный подъем, период стабилизации и быстрое пони жение уровня моря. В качестве крупных рубежей изменения уров ня моря принимают принципиальные изменения условий накопле ния осадков на континентальных окраинах. При сильном повыше нии уровня моря почти все осадки накапливаются на шельфе. При резком понижении уровня море покидает шельф, и он подвергает ся размыву. Осадки накапливаются на континентальном склоне и прилегающей к нему абиссальной равнине.
По изученным временным разрезам можно строить графики из менения уровня моря, выделять интервалы его очень высокого или очень низкого расположения. Привязка этих графиков к геохроно логической шкале позволяет оценить ориентировочный возраст осадочных толщ, еще не вскрытых бурением. Расшифровка сейс мических разрезов — это только* начальный этап сейсмострати- графического анализа. За таким анализом следует построение карт подошвы, кровли и мощности для каждой из выделенных сейсмостратиграфических единиц.
Билет №7.
От скелетов и мягких частей организмов могут сохраняться отпечатки и ядра. Отпечатки представляют собой уплощенные оттиски, а ядра — объемные слепки полостей. Некоторые животные известны только по отпечаткам. Наиболее знаменитыми являются местонахождения отпечатков птиц, рыб, медуз, червей, членистоногих и других животных, найденные в юрских золенгофенских сланцах Германии и в вендских отложениях Эдиакары (Австралия). От растений чаще всего встречаются отпечатки листьев, реже стволов, семян и др. Отпечатки листьев отражают не только форму, но и характер жилкования. Отпечатки стволов сохраняют особенности поверхностного строения коры, например листовые подушки лепидодендроновых.
Среди ядер различают внутренние и внешние. Внутренние ядра возникают за счет заполнения породой внутренних полостей раковин двустворок, остракод, гастропод, брахиопод, аммонитов, а также черепных коробок позвоночных животных. Ядра растений чаще всего представляют отливы сердцевины стволов. Процесс возникновения внешних ядер сложнее, чем внутренних. Сначала скелет, заключенный в породе и ограничивающий полость, растворяется. Затем начинается заполнение породой вновь возникшей полости. Внутренние и внешние ядра наиболее четко отличаются друг от друга у скульптированных двустворок и брахиопод. На внутреннем ядре имеются отпечатки различных внутренних структур, а наружное ядро отражает особенности скульптуры раковины. Внешние ядра ребристые, шероховатые, грубые, а внутренние — гладкие, с отпечатками мускулов, связок и других элементов внутреннего строения.
Окаменелость - организмы ископаемых животных или чаще их части, подвергшиеся более или менее полной минерализации и сохранившиеся в ископаемом состоянии. В качестве окаменелостей сохраняются обычно более твёрдые части организмов, особенно минерализованные в какой-либо степени ещё при их жизни (раковины, кости), а также древесина. Иногда в виде окаменелостей встречаются минерализованные водоросли и мягкие части растительных организмов (семяпочки, листья), а также экскременты некоторых доисторических животных (копролиты).
Триасовый период - первый период мезозойской эры продолжительность периода 35 млн. лет, начался 248 млн. лет, закончился 213 млн. лет назад.
В стратиграфии триасовому периоду соответствует триасовая система мезозойской эратемы, триасовая система как стратиграфическая единица подразделяется на 3 отдела и 7 ярусов.
|
Отдел |
Ярус |
|
Верхний Т3 |
Рэтский Т3r |
|
Норийский Т3n |
|
|
Карнийский Т3k |
|
|
Средний Т2 |
Ладинский Т2l |
|
Анизийский Т2а |
|
|
Нижний Т1 |
Оленекский Т1о |
|
Индский T1i |
В морских бассейнах широкое развитие в триасе получили цератиты (рис. 59). Первые пред ставители этих аммоноидей появились еще в перми. Уже в начале триаса они достигли своего рас цвета и также быстро стали вымирать в конце триаса. Это время было одним из самых драматич ных в истории развития аммоноидей, которые оказались на грани полного исчезновения.
Для раннего триаса характерны Tirolites, Doricranites, в среднем триасе большим развитием пользовались Ceratites. Для среднего и особенно позднего триаса типичны Pinacoceras, a Tropites известны только в отложениях верхнего триаса.
Другие головоногие моллюски - наутилиды, ортоцератиты и белемниты в триасе были рас пространены значительно меньше. Наутилиды представлены теми же подотрядами, что и в пермс ком периоде, но в триасе возникают новые роды. В триасе белемниты еще редки, и все они отно сились к отряду Aulacocerida. Большого родового и видового разнообразия достигли в триасе дву створчатые и брюхоногие моллюски. У двустворок появился новый отряд Ostreina. Существенно изменился состав семейств. Многие виды родов Halobia, Daonella, Monotis, Claraia являются ру ководящими. Начался расцвет отряда Mesogastropoda. На смену четырехлучевым кораллам при шли шестилучевые. Первые склерактинии возникли в середине триаса.
Триас - последний период существования конодонтов. Они в триасе гораздо более многочис ленны и разнообразны, чем в перми и имеют большое стратиграфическое значение. Однако в кон-це.рэтского века конодонты быстро и полностью вымирают.
Хотя в триасовом периоде продолжали существовать спирифериды, но доминирующая роль стала принадлежать совершенно другим брахиоподам - теребратулидам и ринхонеллидам. Палео зойские мшанки доживали в триасе. Отряд Cyclostomata стал более разнообразным. Сильные из менения произошли среди иглокожих. Лишь некоторые архаичные морские лилии смогли дожить до конца триаса. Древние морские ежи вымерли в конце палеозоя. Сохранились лишь единичные представители отряда Cidaroida, которые достигли значительного разнообразия позднее. В триасе возникли диадемовые ежи.
На рубеже перми и триаса вымерли фузулиниды, но в триасовом периоде среди фораминифер по -явились и стали доминировать нодозарииды. Более разнообразными стали морские позвоночные. Продолжали существовать лучеперые хрящекостные и цельнокостные рыбы. Костистые рыбы по явились в среднем триасе. В раннем триасе возникли ихтиозавры, а в среднем - плезиозавры.
Для триасового периода характерно большое разнообразие комплексов голосеменной расти тельности. Это гинкговые, цикадовые, беннеттитовые. В конце триаса возникли чекановскиевые., Изменился состав хвойных. Вместо древних представителей появились новые группы - сосновые, араукариевые и кипарисовые. Большим развитием вновь стали пользоваться папоротники, роль которых в перми по сравнению с каменноугольным периодом снизилась (рис. 60, цв. вкл.).
Просторы суши и мелководные пресные бассейны были населены рептилиями, число кото рых постепенно возрастало, а количество амфибий, в частности стегоцефалов, уменьшилось. Сре ди последних в раннем триасе были распространены Benthosuchus, а в позднем - Mastodonsaurus. В триасе вымерли обычные для пермского периода зверообразные и котилозавры, на смену кото рым пришли новые группы - динозавры и первые млекопитающие.
Стратиграфический метод заключается в определении относительного возраста пород по последовательности напластования: пласт, лежащий ниже, — древнее того, что лежит над ним.
Применение этого метода ограниченно. Он применяется только при определении возраста пластов в одном разрезе при нормальном их залегании. В областях со сложной тектоникой, где имеются опрокинутые и лежачие складки, надвиги и т. д., пласты нередко перевернуты и более молодые породы лежат под более древними. В таких случаях для правильного определения последовательности образования пород определяют почву и кровлю пластов, сравнивают данный разрез с соседними разрезами, а также используют другие методы стратиграфии.
Литолого-петрографический метод состоит в выделении интервалов разреза (слоев или групп слоев), отличающихся от подстилающих и перекрывающих интервалов по цвету, вещественному составу, структурным и текстурным особенностям, включениям и другим литологическим признакам. Затем в разрезе устанавливают наиболее заметные, отличные от других слои и пачки. Например, среди чередующихся красных и коричневых слоев песчаников и алевролитов отмечают слой зеленовато-серых аргиллитов с карбонатными стяжениями, среди белых мелоподобных мергелей - пачки глауконитовых известняков. Такие слои и пачки, узнаваемые в соседних обнажениях (скважинах) и прослеживаемые иногда на значительные расстояния, получили назва ние маркирующих горизонтов. При их помощи сопоставляют разрезы между собой и строят свод ные разрезы, охватывающие значительную часть региона (III).
Некоторые маркирующие горизонты, например бентониты (глины, образовавшиеся из вулка нического пепла, разнесенного ветром на огромные расстояния), протягиваются среди толщ раз ного литологического состава. Но бывает и так, что одна и та же по литологическому составу тол ща при прослеживании на большие расстояния может последовательно изменять свой возраст. Это связано с тем, что обстановка осадконакопления не остается неизменной. Так, при углубле нии бассейна мелководные отложения будут перемещаться вслед за береговой линией и стано виться соответственно все моложе (IV). Изменение возраста литологических тел в связи с миграцией (перемещением) береговой линии получило название, как уже говорилось выше, пра вила Н.А.Головкинского (1868). Согласно этому правилу, одновозрастны только те осадки, которые отлагались вдоль существовавших в каждый данный момент зон седиментации, параллельных бе реговой линии.
К литологическим методам относятся и минералого-петрографические, когда слои и пачки сравнивают по минералогическим ассоциациям, степени диагенеза и метаморфизма. Применяют ся они на ограниченной площади, где действовали одинаковые процессы осадконакопления.
Билет №8.
Геосинклинали - это сравнительно узкие, протяженные, подвижные участки земной коры, вытянутые по краям платформ или между платформами.
Геосинклинали характеризуются на первом этапе значительным растяжением, погружением земной коры и мощным осадкона-коплением; на втором этапе (гораздо более кратковременном) - преобладанием сжатия, складчато стью, разнообразной магматической деятельностью и поднятием вначале срединных участков, а затем и всей области с образованием горной страны.
Геосинклинальный пояс - это один из типов подвижных поясов Земли, возникающий на границах крупных литосферных плит (океанических и континентальных) или в результате рифтообразования и расщепления кон тинентальных плит.
Геосинклинальные пояса: Тихоокеанский, Средиземноморский, Урало-Монгольский, Атлантический и Арктический.
Геосинклиналь переживает в своем развитии несколько стадий.
Первая стадия - растяжения земной коры и начального погружения. Геосинклинальная (интрагеосинклинальная) область погружается по ступенеобразным разломам на глубину до деся ти или более километров. Погружение сопровождается формированием нижней терригенной формации, эффузивным магматизмом (офиолитовая, спилито-кератофировая и диабазовая фор мации), который представляет из себя проявление начального вулканизма в эвгеосинклиналях. Ча сто спилито-кератофировая формация сопровождается кремнистыми породами яшмовой форма ции (радиоляриты, диатомиты и др.). В миогеосинклиналях в это время происходит накопление мощных толщ морских песчано-глинистых осадков (сланцево-граувакковая и аспидная форма ции). На окраине прилегающей платформенной суши аспидная формация нередко замещается па-ралической угленосной формацией.
Вторая стадия - предорогенная. При переходе от первой стадии ко второй происходит пере распределение зон поднятия и опускания. Центрами такого перераспределения являются интраге осинклинали. В них образуются новые, как бы вторичные поднятия, которые называются центральными поднятиями. Каждое такое центральное поднятие разделяет интрагеосинклиналь на два меньших прогиба (краевые прогибы).
Третья стадия - раннеорогенная - отличается сокращением областей аккумуляции осадков в геосинклинали за счет разрастания поднятий.
Четвертая стадия — скорость восходящих движений превышает скорость денудации, формируется настоящий горный рельеф. В межгорных прогибах образуется верхняя молассовая формация, существенно континентальная (в отличие от нижней молассовой формации), с преобладанием мощных толщ конгломератов, которые могут чередоваться с песча никами, песчанистыми глинами. Воздымание горного сооружения сопровождается раскалыванием его сводовой части и ин тенсивным проявлением конечного вулканизма порфировой формации, отличающейся значитель ным разнообразием состава - от базальтов и андезибазальтов через андезиты, дациты до риолитов и трахитов.
Итак, в результате последовательной смены различных стадий на месте геосинклинали воз никают горноскладчатые сооружения, выраженные в рельефе горными хребтами, разделенными межгорными впадинами.
Конечным итогом геосинклинального этапа является формирование континентальной коры с базальтовым, гранитным и осадочным слоями.
Складчатость (диастрофизм) приводит к значительной перестройке тектонического плана участка земной коры: геосинклинальный режим заканчивается, то есть происходит "замыкание" геосинклинали, опускание сменяется подъемом, активизируются магматические процессы и на месте прогиба возникает складчатая (орогенная) зона, или, попросту говоря, молодые, высокогор ные хребты. В дальнейшем, по мере того как тектоническая активность уменьшается, начинают преобладать экзогенные процессы, которые постепенно разрушают горы, сглаживают их, и об ласть превращается в платформу. Платформенный этап начинается с формирования чехла над сглаженным метаморфизованным, дислоцированным основанием - фундаментом.
В истории Земли выделяется целый ряд эпох складчатости, то есть таких периодов времени (относительно коротких по сравнению с предшествующим прогибанием и последующим спокой ным развитием), когда наблюдается планетарное усиление тектонической деятельности и замыка ются геосинклинальные области в самых разных регионах земного шара.
В докембрии было несколько эпох складчатости, названия которых различаются у разных ав торов. В нашей стране за эталон тектонического развития в докембрийское время принят регион Карелии и Кольского полуострова. Там проявились следующие эпохи складчатости: саамская (кольская) - завершилась в конце раннего архея; беломорская - конец позднего архея; карельс кая - закончилась в конце раннего протерозоя (раннекарельская фаза проявилась перед ятулием, позднекарельская - перед вепсием). Во второй половине протерозоя (в рифее и венде) произошла байкальская складчатость. В других регионах земного шара проявлялись эпохи складчатости, не всегда совпадающие с вышеназванными и имеющие свои названия.
Главным резуль татом докембрийских диастрофических циклов является образование крупных участков континен тальной коры - древних платформ (Восточно-Европейской, Сибирской и других - см. выше), кото рые являются как бы "ядрами" современных материков. Древними принято называть платформы докембрийским фундаментом.
В фанерозое проявились четыре крупнейшие эпохи складчатости (тектогенеза, диастрофизма): каледонская (замыкание геосинклиналей в конце силурийского пе риода), герцинская, или варисская (замыкание в каменноугольном - пермском периодах), мезо зойская, или киммерийская (замыкание в конце мелового периода), альпийская, или кайнозойс кая (началась с палеогена и не завершилась до настоящего времени). Эти крупнейшие эпохи текто генеза разделяются на более мелкие фазы, которые также имеют собственные названия.
В основу этого метода положена идея об одновременности
тектонических движений на больших площадях. Осадочные серии, накопившиеся на дне моря, часто выводятся вертикальными тектоническими движениями на поверхность и частично успевают подвергнуться размыву, пока опять не скроются под водой при очередном погружении территории. Так возникают параллельные или стратиграфические несогласия. Если же во время континентального режима породы претерпевают еще и складчатые деформации, то тогда перекрывающие слои лягут с угловым несогласием на срезанные и смятые в складки нижележащие.
Рис.: Корреляция разрезов по структурно-тектоническим признакам
Например, на стратиграфических колонках (рис.) хорошо читается, что после колебательных движений вертикального типа, когда были сформированы I–III структурные этажи, произошла складчатость, затем эта размытая поверхность складчатых комплексов пород вновь испытала погружение и на нее были отложены слои IV структурного этажа.
Ритмо – стратиграфический метод заключается в изучении чере дования различных пород в разрезах. Определяются на боры (ритмы) чередующихся пород и их границы. В рит мично построенных разрезах выделяют ритмы, по харак терным особенностям которых сравнивают разрезы. Рит мичность типична для многих толщ (угленосных, соленосных, флишевых), поэтому анализ ритмичности широ ко используется для их расчленения и корреляции. Ши роко известны годичные ритмы ленточных глин четвер тичного возраста. Ленточная слоистость устанавливается и в более древних отложениях. разработана методика построения ритмограмм (рис. 8). На них выделяются аномальные ритмы, по которым и проводится корреляция разрезов.
Построение ритмограммы (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)
а - послойный разрез; б - разрез разделен на ритмы (I-IX), выделены элементы {1,2, 3) ритмов; в - эле менты ритмов заменены условными знаками (произвольно); г - ритмограмма: колонки ритмов заменены отрезками горизонтальных линий (расположены друг от друга на равных расстояниях), границы элемен тов ритмов соединены прямыми линиями; д - ритмограмма того же разреза в более компактном и удоб ном виде: уменьшен вертикальный масштаб и убраны отрезки линий, обозначающих колонки ритмов (вертикальный масштаб ритмограмм выбирается исполнителями).
Мощность элементарных ритмов различна: от нескольких миллиметров до нескольких мет ров. Ритмичность бывает разных порядков. Мелкие ритмы объединяются в крупные, которые, в свою очередь, могут являться частями еще более крупных ритмов. Сопоставление ритмов разных порядков довольно широко используется в стратиграфии. Однако выводы об одновозрастности крупных ритмов в разрезах удаленных друг от друга районов нуждаются в дополнительном обо сновании. Правда, некоторые исследователи полагают, что наиболее крупные ритмы отражают оп ределенные этапы развития Земли и могут быть прослежены по всей планете.
Билет №9
В рельефе дна океана выделяют четыре геотектуры. Три геотектуры полностью располагаются в пределах дна океана: ложе океана, переходная зона, срединно-океанические хребты; последняя – подводная окраина материка – представляет собой часть геотектуры – материкового выступа.
Подводная окраина материков, состоит из трех ступеней: материковой отмели, или шельфа, материкового склона и материкового подножия. Шельф – продолжение сухопутных низменностей, имеет ровный рельеф, глубины в среднем 200 м (шельф Охотского моря имеет глубину 500 м, Баренцева моря – 400 м). Материковый склон сильно расчленен. Сверху вниз он спускается уступами или своеобразными террасами, а вдоль склона изрезан глубокими ложбинами или каньонами (глубина вреза достигает 2000 м). Материковое подножие снова равнинно, поскольку сложено рыхлыми наносами, снесенными с материка, шельфа и склона. Подводная окраина материка имеет материковый тип земной коры и генетически представляет собой единое целое с материковым выступом.
Типичный переход материков к океанам нарушается в поясах разломов земной коры. Здесь континенты переходят в океаны через широкие и сложные переходные полосы: несколько переходных полос расположены вдоль восточной окраины материка Евразии (от Камчатки до Зондских островов), две зоны наблюдаются у берегов Северной и Южной Америки (в Карибском море, у Южных Сандвичевых островов). Здесь всюду находятся островные дуги, которые переходят в глубоководные океанические желоба с глубинами свыше 6000 м, обычно около 10 000 м. В некоторых местах рельеф осложняется еще подводными хребтами. Переходный характер названных областей проявляется в том, что здесь взаимопроникают океаническая и материковая земная кора. В этих полосах, действительно преобразуется древняя океаническая земная кора в молодую материковую, происходит рост континентов за счет океанов. Переходная зона состоит из котловины окраинного моря, островной дуги и глубоководного желоба. Примером может служить Курильская переходная зона: котловиной окраинного моря является наиболее глубокая часть Охотского моря, островная дуга представлена Курильскими островами, рядом располагается Курильский желоб.Современная тектоническая активность переходных областей выражается в вулканизме и сейсмичности. В настоящее время известно 35 глубоководных желобов, 28 из них – в Тихом океане (Алеутский –7822 м, Курило-Камчатский – 10 542, Марианский – 11 034, Кермадек – 10 047, Центрально-Американский – 6662 м). В Атлантическом океане глубоководные желоба также сопровождают островные дуги: Желоб Пуэрто-Рико – 8383 м и Южно-Сандвичев – 8037 м. В Индийском океане один желоб – Яванский – глубиной 7450 м.
За материковым подножием или за переходной полосой следует собственноокеаническое дно (ложе океана), сложенное земной корой океанического типа и соответствует в структурном отношении океаническим платформам - талласократонам. Наибольшее распространение, особенно в тихом океане, имеют холмистые равнины, рельеф которых осложнен подводными горами и валообразными поднятиями различных размеров (океанические кряжи, цепи вулканических гор и отдельных вулканов). Для океанического дна характерна единая планетарная система срединных океанических хребтов, которые вероятно представляют собой пояса современного горообразования, геосинклинали внутри океанов.
Система срединных океанических хребтов включает сплошное кольцо поднятий в южном полушарии на широтах от 40 до 60 ю.ш. От него на север отходят три хребта, простирающиеся меридионально в каждом океане: Срединно-Атлантический (наибольшие его вершины образуют острова Буве, Тристан-да-Кунья, Вознесенья, Сан-Паулу, Азорские); Центрально-Индийский(вершины – архипелаги островов западной половины Индийского океана); Южно-Тихоокеанский и хребет Гаккеля. Некоторые авторы причисляют к срединно-океаническим хребтам и Восточно-Тихоокеанское поднятие, но здесь типичная осевая рифтовая долина есть только на самой северной оконечности поднятия.
Срединный хребет — горная цепь, главный водораздельный хребет на полуострове Камчатка. Длина — 1200 км, географические координаты — 56, 15856°00′00″ с. ш. 158°00′00″ в. д. / 56° с. ш. 158° в. д. Простирается с севера на юг, содержит большое количество вулканов, в основном щитовидных и стратовулканов. Кроме вулканов, состоит из лавовых плато, отдельных горных массивов и изолированных вершин, покрытых ледниками (общая площадь 866 км²). Выделяются хребты Малкинский, Козыревский и Быстринский.
Высочайшая точка — Ичинская сопка (3621 м). Многие вулканы превышают 2000 м: Хувхойтун (2618 м), г. Алнай (2581 м), г. Шишель (2531 м), Острая Сопка (2539 м). Реки, стекающие со склонов Срединного хребта, в верховьях расположены очень близко друг к другу. В нижней части склонов — леса из каменной берёзы, кедрового и ольхового стланика; выше — горная тундра. Всего хребет состоит из 28 перевалов и 11 вершин, большая часть перевалов находится в северной части. Для центральной части хребта обычны значительные расстояния между крупными вершинами. Южная часть хребта характеризуется высокой степенью расчленённости на отдельные массивы, отличающиеся асимметрией склонов.
Гипергенная каменная оболочка нашей планеты — земная кора формируется в результате переноса и переотложения обломочного и растворенного материала реками, морскими течениями, ветрами, ледниками, в результате расплывания вещества на поверхности Земли в виде лавовых и грязевых потоков, в результате расселения организмов и осаждения космических частиц (Косыгин, 1983). Поэтому в идеале, при равномерном охвате планеты гипергенными геологическими процессами, земная кора должна иметь однородное, планетарно выдержанное сферически-слоистое и диаметрально-симметричное внутреннее сложение. Однако реальная земная кора построена иначе. В ней наблюдается множество горнопородных (вещественных) морфологических и историко-геологических (возрастных) неоднородностей, нарушающих идеальную схему сложения. Эти неоднородности по существу и следует называть тектоническими структурами. Они чрезвычайно многообразны, имеют разный внешний облик и генезис, разное положение в коре и разные размеры.
Важнейшими отличительными особенностями коры океанического типа являются: низкое положение дневной поверхности (на 3–6 км ниже уровня океана), высокое положение раздела М (обычно на глубинах 10–12 км от уровня океана), малая толщина (6–8 км, редко больше), преимущественно основной и ультраосновной состав слагающих кристаллических пород, глубоководное происхождение осадочных пород и, наконец, практически полное отсутствие гранитов. На основании геофизических и геологических данных, включая материалы глубоководного бурения, океаническая кора может быть подразделена на три подтипа: нормальная или талассоплатформенная, «аномальная» и переходная или талассогеосинклинальная коры.
Тектонические эпохи относительно кратковременные (млн. лет) эпохи (фазы) повышенной активности тектонических движений в истории Земли. Проявляются в интенсивном образовании тектонических нарушений — поднятий, прогибов, особенно складок, разломов; им нередко сопутствуют также проявления Магматизма и регионального метаморфизма (См. Региональный метаморфизм) горных пород. Многие из Т. э. получили собственные названия по району их установления, например судетская (Судетские горы; конец раннего — начало среднего карбона), ларамийская (хребет Ларами, Скалистые горы, США; конец мела — начало палеогена) и т. п. См. также ст. Тектонические циклы.
Стратиграфические перерывы и несогласия, соответствующие моментам поднятий и складчатостей, распределены в разрезе палеозоя не беспорядочно, а сосредоточены во всех районах распространения палеозойских отложений в определенных небольших интервалах палеозойского разреза. Такое сгущение перерывов и несогласий на определенных стратиграфических уровнях разрезов свидетельствует о существовании в палеозойский этап структурного развития земной коры эпох повышенной тектонической активности, выражающейся в усилении в эти эпохи поднятий, складкообразования и образования разрывных нарушений. На основе количественной, статистической обработки фактических данных выделяют следующие тектонические эпохи каледонского цикла, имеющие планетарный в масштабе современной суши характер: 1) липалийскуго (позднебайкальскую), 2) салаирскую, 3) таковскую, 4) позднекаледонскую.
В отличие от фаз Г. Штилле, не имеющих биостратиграфическкх временных границ, хронологические границы выделяемых тектонических эпох могут быть определены как радиологическим, так и биостратиграфическим методами. Тектонические кратковременные фазы, которые могут быть выделены в рамках каждой тектонической эпохи, рассматриваются как второстепенные эпизоды, имеющие локальное распространение, и асинхронные в различных крупных регионах в границах эпох.
Для каждой эпохи дается характеристика палеогеографических и палеотектонических злословий всей поверхности современной суши с приложением палеогеографических схем каждой эпохи.
Древние платформы (кратоны) –платформы с докебрийским фундаментом, составляющие древнейшие центральные части материков и занимающие около 40% их площади.(Сев.Америка, Вост.Европа, Сибирская платформа) В их фундаменте преобладают архейские образования за ними раннепротерозойские. Эти образования, как правило, сильно метаморфизованы и принадлежат к амфиболитовой и гранулитовой фации, главную роль занимают гнейсы и кр. сланцы и граниты. Поэтому фундамент древних платформ называют гранито-гнейсовым или кристаллическим. Другие платформы имеют полигональные очертания и отделены от смежных оргенов их передовыми прогибами, которые наложенны на опущенные края этих платформ, либо тектонически перекрыты их надвинутыми периферическими зонами.
Молодые платформы занимают значительно меньшую площадь в строении материков (около 5%) и располагаются либо по периферии материков, либо между древними платформами (Зап.Сиб. между Вост.Евр. и Сибирской).Фундамент слагается в основном фанерозойскими осадочно-вулканогенными породами, которые подвергаются метаморфизму зеленосланцевой фации, граниты и другие инрузивные образования играют подчиненную роль. Фундамент называется складчатым, но от осадочного чехла отличается высокой дислоцированностью. В зависимости от возраста складчатости эти платформы различаются на эпикаледонские, эпигерцинские и эпикиммерийские. Осадочный чехол мол.платформ представлен отложениями мела. Нередко между фундаментом и чехлом выделяют промежуточный комплекс выполняющий отдельные впадины. От фундамента отличается слабойдислоцированностью и отсутствием гранитов, а от чехла отделяется несогласием. К этому комплексу относятся образования двух типов: 1) осадочное моласовое или моласово-вулканическое выполнение межгорных впадин последнего орогенного этажа развития подвижного пояса, предшествовавшего образованию платформы. 2) обломочное или вулк.-обломочное выполнение рифтовых грабенов образованных на стадии перехода от оргенного этапа развития к раннеплатформенному. Молодые платформы значительно больше покрыты осадочным чехлом чем древние, максимальная мощность (больше 10 км.) осадочного чехла приурочена к участкам аномального строения фундамента, где кора имеет мощность менее 15-20 км.
|
В общем развитии Платформа (геол.), продолжающемся многие сотни млн. лет, различают крупные стадии: становления, или кратонизации, с общим поднятием; авлакогенную с образованием грабенообразных прогибов; плитную с опусканием, накоплением осадочного чехла и формированием синеклиз и плит; общего воздымания с частичным размывом чехла. |
Билет №10
Все они имеют в своей основе метод сравнения пород одного возраста по сравнению с породами другого возраста.
Нижняя граница силура определяется по крупному вымиранию, в результате которого исчезло около 60% видов существовавших в ордовике морских организмов, — так называемому ордовикско-силурийскому вымиранию. Во время Чарльза Лайеля (середина XIX в.) силур считался самой древней геологической эпохой
Общая характеристика. Ордовикская система выделена на всех континентах и на многих островах. Она участвует в строении платформенного чехла Восточно-Европейской, Сибирской, Североамериканкой иКитайской платформ, обнажается по западному, северному и восточному обрамлению древней платформыГондвана — в Боливии и Аргентине, на севере и юге Африки, на востоке Австралии, в Антарктиде, и широко распространена во всех складчатых системах, располагающихся между этими платформами. В большинстве областей ордовикские осадки тесно связаны с кембрийскими, но местами на границе кембрия и ордовика устанавливаются перерывы в осадконакоплении, обусловленные кратковременной регрессией моря. Максимальное расширение морских пространств — трансгрессия моря — приходится на среднийордовик. В дальнейшем наступает регрессивный этап. В относительно мелководных эпиконтинентальных морях, распространявшихся на платформах, накапливались преимущественно маломощные (в среднем до 500 м) известковые, реже песчано-глинистые осадки. В переходных областях между платформами и геосинклиналями — в миргеосинклинальных зонах Аппалачей, западного склона Урала, Алтае-Саянской области и др., мощности осадков возрастают до 3500 м; наряду с карбонатными отложениями широко распространены обломочные осадки.
Билет № 12
1) Силурийский период. Общая характеристика. Органический мир.
Силурийский период (силур) — геологический период, третий период палеозоя: после ордовика, перед девоном. Начался 443,4 ± 1,5 млн. лет назад, кончился 419,2 ± 3,2 млн лет назад. Продолжался, таким образом, около 24 млн. лет. Комплекс отложений (горных пород), соответствующих данному возрасту, называется силурийской системой.
Нижняя граница силура определяется по крупному вымиранию, в результате которого исчезло около 60% видов существовавших в ордовике морских организмов, — так называемому ордовикско-силурийскому вымиранию. Во время Чарльза Лайеля (середина XIX в.) силур считался самой древней геологической эпохой
Общая характеристика. Отложения силурийской системы известны на всех континентах, за исключениемАнтарктиды, большая часть территории которой скрыта подо льдом. Они представлены 2 основными фациальными типами: мелководными шельфовыми, преимущественно карбонатными, толщами с бентосной фауной и органогенными постройками и глубоководными бассейновыми осадками терригенного состава с планктонной фауной (граптолитами, конодонтами и др.). Первые распространены на Восточно-Европейской и Сибирской платформах, в Центральной и Южном Китае, на североамериканском Мидконтиненте и в Северной Африке; вторые характерны для краевых зон перечисленных платформ и широко распространены в пределах многих складчатых систем:Грампианской, Палеотетиса, Урало-Тянь-Шаньской, Кордильерской, Аппалачской и др. Классические разрезы силура изучены в Великобритании, Швеции, Норвегии, Пражском бассейне, на территории Польской низменности, в Европейской части CCCP (Прибалтика, Подолия), наУрале, в Южном Тянь-Шане, на юго-востоке Австралии, в Аппалачах и Марокко.
Наиболее крупным силурийским континентом была Гондвана, располагавшаяся в Южном полушарии. Известны также более мелкие массивы суши: Лаврентия (Северная Америка, Гренландия), Балтосарматия, Ангарида и др. Материки отличались слабо расчленённым равнинным рельефом, крупные горные массивы и цепи, по-видимому, отсутствовали. Для силурийского периода характерно широкое распространение эпиконтинентальных морей, в периоды максимальных трансгрессий заходивших вглубь суши более чем на 2000 км (Гондвана).
Началу силурийского периода предшествует крупное глобальное событие — покровное оледенение, следы которого (тиллиты) распознаны в Южной Америке и Северной Африке (Аргентина, Боливия, Мавритания). С ним связаны максимум регрессии и перерывы в некоторых платформенных разрезах на рубеже ордовика и силура. Последний начинается мощной лландоверийской трансгрессией, которая максимально проявляется в Гондване, на Североамериканской и Сибирской платформах. В результате в мелководных зонах шельфаотлагались толщи эвапоритов, карбонатных, в т.ч. и рифогенных, пород; на внешнем шельфе и в открытом бассейне накапливались карбонатно-обломочные, а также пелагические глинистые и кремнистые осадки. С конца раннего уэнлока начинается регрессивный цикл осадконакопления, который продолжается до середины раннего девона. В некоторых шельфовых разрезах фиксируются кратковременные трансгрессивные периоды в началелудловского и в пржидольское время (окраины Восточно-Европейской платформы). Геосинклинальные зоны характеризуются дифференцированными тектоническими движениями и пестротой осадков. На геосинклинальной стадии развития в варисцидах накапливались тонкозернистые терригенные отложения (Урал, Центральная Европа, Северная Африка, Анды). Для внутренних частей (эвгеосинклинали) были характерны подводные вулканические извержения: лавы, вулканические брекчии и туфы офиолитовой и андезитовой формации. Осадочно-вулканогенные толщи, богатые кремнистым веществом, характерны для многих складчатых поясов (Тихоокеанский, Урало-Тянь-Шаньский, Палеотетис). В каледонидах в течение орогенного этапа отлагались грубообломочные осадки молассового типа (Казахстан, Аппалачи). В конце силурийского периода завершается каледонский цикл (Грампианская геосинклиналь) и в результате регрессии происходит обмеление обширных эпиконтинентальных морей (восточно-Европейская и Китайская платформы). Изоляция некоторых бассейнов приводит к образованию красноцветных отложений, солей, гипсов (Северо-Американская иСибирская платформы). Немногочисленные литологические индикаторы палеоклимата свидетельствуют о преобладании гумидных условий в лландоверийском веке и постепенном потеплении и аридизации климата с начала уэнлока и в позднем силуре. Реконструкция палеоширот по палеомагнитным, седиментологическим и биогеографическим данным свидетельствует о возможности существования 3 климатических поясов: экваториального (0°-10° северной и южной широты) с обломочной, рифогенной и карбонатной седиментацией, тропического (10°-30° северной и южной широты) с эвапоритами, карбонатами и глинистыми илами и умеренного (30°-60° северной и южной широты) с преобладанием обломочных осадков. Судя по положению палеоэкватора, большая часть известных выходов силурийской системы располагалась в пределах тропического и низких широт умеренного пояса.
Силур – переход от талассократического этапа (кембрий ордовик) к геократическому этапу (девон - юра)
Море покидало платформы северного полушария. В конце силура почти вся их территория стала сушей. На территории Гондваны море осталось на севере Бразилии и Африки, но ушло из Австралии. Увеличение площади суши привело к изменению климата. Господствовавший в ордовике-влажный климат к концу силура сменился засушливым. В конце силура начинается позднекаледонская фаза каледонской складчатости.
2) Ископаемые остатки. Типы и формы сохранности.
Ископаемые остатки организмов
Ископаемые остатки организмов, остатки и следы жизнедеятельности организмов прошлых геологических эпох. Известны разные формы сохранности И. о. о. Растения, особенно крупные, как правило, не захороняются в горных породах целиком; от них остаются разрозненные листья, обрывки ветвей, обломки стволов, шишки, плоды, отдельные семена, споры, пыльца, очень редко — цветки. При уничтожении органического вещества окислительными процессами (что происходит чаще всего) в горных породах от растений остаются только отпечатки (рис. 1, в), на которых иногда сохраняется обугленная плёнка (кутикула); после обработки её химическими реагентами под микроскопом видно клеточное строение эпидермиса и устьиц. При истлевании объёмных остатков растений (части стволов, шишки и др.) окружающий осадок заполняет образовавшуюся полость, создавая слепок. Реже происходит замещение остатков растений различными минералами (кальцитом, лимонитом, аморфным кремнезёмом, сидеритом и др.). Эти окаменелости сохраняют анатомическую структуру растений, что делает их особенно ценными для науки. Некоторые водоросли имеют кремнёвый (диатомовые) или известковый (сифонниковые, багряные) панцирь, который остаётся после разложения органического вещества.
Целые трупы животных или их части, позволяющие судить о строении не только скелета, но и мягких тканей, сохраняются лишь в отложениях антропогена. Известны находки хорошо сохранившихся остатков животных в областях распространения многолетней мерзлоты (мамонты, рыбы и др.), в озокерите — природном асфальтоподобном веществе, образующем иногда значительные скопления. Представление об организме дают и мумифицированные остатки. Значительно чаще и довольно хорошо (включая даже окраску на раковинах) сохраняются скелеты животных и их разрозненные части (рис. 1, а, б). Известны случаи, когда в результате растворения скелетного остатка в породе возникает пустота, заполняемая тем или иным минеральным веществом. Получаемый слепок, передающий форму объекта, называется наружным, или внешним, ядром. В тех случаях, когда сначала внутренняя полость скелетного остатка, например раковины (рис. 2, а, б), заполняется, а потом раковина растворяется, получается внутреннее ядро (рис. 2, б). Довольно частый случай возникновения окаменелостей — когда все имеющиеся в органическом остатке поры заполняются минеральными веществами, осажденными из водных растворов; ими часто заменяется и вещество самого скелета с сохранением его структуры (так называемые псевдоморфозы). Процесс минерализации И. о. о. называется фоссилизацией. От беспозвоночных с хитиновым скелетом остаются тонкие обугленные прослои в породе (рис. 3). Иногда сохраняются разнообразные следы жизнедеятельности организмов: следы ползания, хождения, сверления, остатки трапез хищников, экскременты ископаемых животных и пр. Сохранность остатков зависит от строения организма и условий его захоронения (лучше сохраняются прочные, массивные скелеты или пористые, быстро пропитывающиеся минеральными солями), а также от быстроты захоронения в осадке и степени изоляции от различных разрушающих агентов. Сохранность И. о. о. в водных бассейнах значительно лучше, чем на суше, где организмы вообще сохраняются лишь в условиях многолетней мерзлоты или мумифицируясь в пустынях или особых консервирующих средах (озокерите, янтаре).
Раздел палеонтологии и исторической геологии, изучающий процессы образования местонахождений ископаемых организмов, называетсятафономией.
Типы сохранности ископаемых
В зависимости от полноты сохранности и своеобразия остатков выделяют следующие категории ископаемых: субфоссилии, эуфоссилии, ихнофоссилии, копрофоссилии, хемофоссилии.
Субфоссилии (лат. sub — под, почти) представлены ископаемыми, у которых сохранился не только скелет, но и слабоизмененные мягкие ткани. Для растительных остатков используют термин «фитолеймы» (греч. phyton — растение; leimma — остаток). Это в различной степени измененные растительные остатки, сохраняющие клеточную структуру. К субфоссилиям относятся фитолеймы из четвертичных отложений – семена, орехи, шишки хвойных, древесина, захороненные в торфяниках. Более измененные фитолеймы являются эуфоссилиями.
Эуфоссилии (греч.эу – настоящий) представлены целыми скелетами или фрагментами скелетов и их дискретными элементами, а также отпечатками и ядрами.
Ихнофоссилии (греч. ichnos — след) представлены следами жизнедеятельности ископаемых организмов. Чаще всего они сохраняются в виде отпечатков, реже в виде слабообъемных образований
Копрофоссилии (греч. kopros — помёт, навоз) состоят из продуктов жизнедеятельности ископаемых организмов. Они имеют объемный характер, сохраняясь в виде валиков, желваков, конкреций, холмиков, столбиков и даже пластовых тел.
К хемофоссилиям (греч.сhemie – химия) относят органические ископаемые молекулы бактериального, цианобионтного, растительного и животного происхождения. Хемофоссилии сохраняют химический состав биомолекул, позволяющий определить систематическое положение исходного организма, но не его морфологию.
3)Основные направления решения вопросов стратиграфии докембрия (этого нет). Существующие схемы расчленения докембрия.
Докембрий расчленен на крупные стратиграфические единицы, границы между которыми со впадают с проявлениями диастрофизма. Наиболее общее подразделение докембрия было осуще- . ствлено в конце XIX в. Американский геолог Дж.Дэна назвал в 1872 г. самые древние образова ния архейскими (греч. архэос- древний). Но с находками остатков бактерий и цианобионтов ар-хей можно называть также археозой (греч.архэос- древний, зоэ- жизнь). Последний термин тоже принадлежит Дж.Дэну. Э.Эммонс и Д.Уолкотт в 1888 г. выделили верхнюю часть этих древ нейших толщ, содержавшую остатки: жизнедеятельности организмов, под именем протерозойских (греч.протерос- первичный, зоэ- жизнь).
Эти подразделения долгое время существовали в ранге эр (групп), но после того, как выяви лась их значительно большая продолжительность (около 2 млрд. лет каждое) по сравнению с эра ми фанерозоя, потребовалось ввести новые, более крупные геохроны (стратоны). В ныне действу ющем стратиграфическом кодексе (1992) архей и протерозой имеют ранг акронов (акротем), деля щихся каждый на два зона - ранний и поздний, которые в стратиграфической шкале соответству ют эонотемам - нижней и верхней (табл. 1, цв. вкл.). Нижне- и верхнеархейскаяэонотемы не име ют более дробных подразделений в международной стратиграфической шкале, а нижний протеро зой делится на две эратемы - нижнюю и верхнюю. В России их называют нижний карелий и верх ний карелий, поскольку наиболее представительные и хорошо изученные разрезы протерозоя на ходятся в Карелии. Верхний протерозой подразделяется на рифей и венд. Ранг рифея не совсем ясен, а венд - это период (система). Рифей делится на три эратемы (эры): нижнерифейскую, сред-нерифейскую и верхнерифейскую (табл. 1, цв. вкл.).
Билет №13
№1
Девонский период. Общая характеристика. Органический мир
ДЕВОНСКИЙ ПЕРИОД (девон), четвёртый период палеозоя. Продолжительность ок. 50 млн. лет. Начался 408 млн. лет назад, завершился 360 млн. лет назад. В девоне выделились основные континентальные массивы суши. В Южном полушарии продолжала существовать Гондвана, в Северном полушарии Европа, Северная Америка и Гренландия соединялись в Лавразию. В течение девона произошло несколько значительных понижений (регрессий, при которых открывались обширные участки суши), а потом – повышений (трансгрессий, когда море заливало низменные территории) уровня Мирового океана. Эти события существенно повлияли на распределение температур на земном шаре и на животный и растительный мир. В девоне растения начали завоёвывать сушу, дотоле голые пространства приморских низменностей, песков и скал стали покрываться зелёным ковром риниофитов, плауновидных, хвощевидных, папоротниковидных и даже голосеменных. В конце девона риниофиты вымирают, а остальные начинают образовывать древесные формы, формируя леса. Отмирая, растительность создавала гумус, на основе которого стал образовываться почвенный покров. Среди беспозвоночных наиболее заметные события – увеличение разнообразия членистоногих, в т. ч. на суше, где появились пауки, клещи, насекомые; возрастание значения конодонтов (червеобразных животных); появление аммоноидей – одной из важнейших групп головоногих моллюсков. Но самые значительные события происходят в мире позвоночных. Заметно увеличивается разнообразие рыбообразных и рыб – бесчелюстных и челюстноротых. Бесчелюстные к концу девона в основном вымирают. Среди челюстноротых возникают все их классы: пластинокожие, акантоды, хрящевые и костные. Среди костных рыб многочисленны кистепёрые рыбы, двоякодышащие рыбы и уже появляются лучепёрые. Девон считается «веком рыб». Скорее всего, от одной из групп кистепёрых рыб, называемых рипидистиями, в конце девона произошли первые земноводные (лабиринтодонты), начавшие осваивать сушу.
Животный и растительный мир
Животный мир девонского периода значительно изменился по сравнению с силурийским периодом. К концу периода почти полностью вымерли трилобиты, значительно сократились наутилоидеи, но одновременно с этим происходил бурный расцвет гониатитов, появившихся в конце силура; пластинчатожаберные и гастроподы изменились сравнительно слабо. Большую роль продолжали играть колониальные, а также одиночные кораллы, давшие ряд руководящих форм. Родовой состав брахиопод по сравнению с силурийским периодом уменьшился, но они продолжали оставаться господствующей группой среди донной фауны и дали много новых форм. Среди остальных типов беспозвоночных большого расцвета достигли низшие раки, криноидеи и мшанки. Позвоночные животные были представлены группой бесчелюстных, вымерших к концу периода, и настоящими рыбами. В конце периода появились первые наземные позвоночные - примитивные стегоцефалы. В девонском периоде существовали две зоогеографические провинции: Европейская (Европа, Урал, Сев. Америка, Индия) и Американская (Южн. и Сев. Америка, Китай, Алтай). В растительности девонского периода происходили существенные изменения: псилофиты, появившиеся в силуре, продолжали своё развитие в начале и в середине периода, а к концу его вымерли. В середине периода появились первые папоротникообразные, птеридоспермы, плауновые и хвощевые, достигшие высокого развития в верхнем девоне. Появилась почва.
На протяжении девонского периода от риниофитов произошли плауновидные, хвощевидные, папоротниковидные и голосеменные растения, многие из них были представлены древесными формами (напр. археоптерисы). Появились первые наземные позвоночные. Палеонтологи предполагают, что лёгкие, которыми дышат наземные существа, первоначально возникли у обитавших в болотах рыб. От таких кистеперых рыб возникли земноводные. Одни из первых земноводных - ихтиостеги и акантостеги, обладали многими признаками рыб, но имели вполне сформированные конечности. Они были тесно связаны с водой, возможно что ещё теснее, чем современные лягушки. Появились пауки, клещи, насекомые - живые организмы обретали новые формы и осваивали сушу. Донные хищники ракоскорпионы - эвриптероидеи достигают в девоне 1,5 - 2 м. в длину. В морях в девонском периоде появились первые аммониты, которым предстояло испытать расцвет в мезозое. Часто девон называют "веком рыб", потому что именно в этот отрезок геологического времени бесчелюстные и челюстноротые заселяют практически все морские и пресноводные бассейны и достигают большого разнообразия
№2
Историческая геология. Задачи. Объекты изучения. Связь с другими науками.
Определение: Историческая геология изучает геологическую историю развития Земли со времени ее возникновения, устанавливает причины образования и закономерности развития литосферы, атмосферы, гидросферы и биосферы, дает характеристику ландшафтно-климатических и гео-динамических обстановок, определяет время возникновения и исследует условия образования горных пород и связанных с ними полезных ископаемых
Основные задачи исторической геологии:
1. Определение возраста горных пород. Историю развития Земли можно изучать, только зная последовательность образования горных пород и определив их геологический возраст
2. Восстановление физико-географических (ландшафтноклиматических) условий земной поверхности геологического прошлого)
3. Восстановление истории вулканизма, плутонизма и метаморфизма.
4. Восстановление истории тектонических движений
5. Установление закономерностей развития структуры земной коры.
Основными историко-геологическими документами,
по которым реконструируется геологическая история разви-
тия региона, являются не горные породы, а геологические те-
ла с содержащимися в них органическими остатками (или
без таковых).
Основные области исследования исторической геологии: возраст геологическихтел, физико-географические условия земной поверхности в геологическом прошлом, тектонические движения и история развития структуры земной коры, история вулканизма и глубинного магматизма, история органического мира, взаимосвязь геологических процессов.
Историческая геология опирается на данные стратиграфии, палеонтологии, литологии, петрологии, геохимии, тектоники, региональной геологии и геофизики. Особенно тесна связь исторической геологии со стратиграфией, которую иногда рассматривают в качестве её раздела.
№3
Палеогеновый период. Общая характеристика. Органический мир
ПАЛЕОГЕНОВЫЙ ПЕРИОД (палеоген), первый период кайнозойской эры. Длился ок. 40 млн. лет. Начался 65 млн. лет назад, завершился ок. 25 млн. лет назад. Подразделяется на 3 эпохи: палеоцен, эоцен и олигоцен. В палеогене все континенты были окружены морями и океанами, даже Европу и Азию до конца эоцена разделял Тургайский пролив. Уровень моря периодически поднимался и опускался. Время от времени возникали сухопутные связи Северной Америки с Европой и Азией. В палеоцене и эоцене климат в основном был тёплым и влажным. Широкое распространение получили влажные леса и болота. В олигоцене климат стал суше, леса отступили и начали расширяться открытые саванноподобные ландшафты. В палеоген из мелового периода благополучно прошли и претерпели новую волну таксономического разнообразия крокодилы, черепахи, отдельные группы ящериц, змеи, бесхвостые амфибии. Началась широкая адаптивная радиация плацентарных млекопитающих и веерохвостых птиц. В конце эоцена – начале олигоцена уже существовали все современные отряды птиц и млекопитающих. В солёных и пресных водах процветали лучепёрые рыбы. В морях благоденствовали акулы. Увеличилось видовое разнообразие двустворчатых и брюхоногих морских моллюсков. Появилась новая группа крупных фораминифер – нуммулиты. Процветали насекомые. В растительном мире суши стали господствовать покрытосеменные (цветковые) растения, хотя в холодных и умеренных широтах широко распространились продвинутые хвойные (сосны и ели). Голосеменные, папоротники и цикадофиты мезозойского периода сохранились в реликтовых сообществах.
Органический мир
В растительном мире палеогенового периода господствующее значение имели высшие, преимущественно покрытосеменные, или цветковые, растения, широко распространены хвойные; плауновые и папоротники имели ограниченное распространение; существенную роль играли низшие растения, в особенности различне водоросли. Практически вся Европа была покрыта вечнозелёными тропическими лесами, и лишь в северных областях произрастали листопадные растения.
На границе мелового периода и палеогенового периода происходит резкое изменение фауны, вымирают многие характерные для мезозоя группы - динозавры, среди моллюсков - аммониты и белемниты, иноцерамы и рудисты. Продолжают развиваться млекопитающие. В конце периода вымирают многобугорчатые млекопитающие (индрикотерии, динотерии, диноцерасы, бронтотерии). Появляется значительное число современных семейств птиц. Земноводные были немногочисленны - гигантские саламандры, лягушки и жабы. Пресмыкающиеся представлены черепахами (5 отрядов), ящерицами, змеями и крокодилами. В морских и пресноводных бассейнах широко распространяются костистые и хрящевые рыбы, остракоды, двустворчатые и брюхоногие моллюски. Характернырадиолярии, планктонные фораминиферы, нуммулиты (отсюда палеогеновая система иногда называется нуммулитовой).
Билет №14
№1
Девонский период. Развитие платформ и складчатых поясов
Девонский период (дево’н) - четвёртый геологический период с начала палеозойской эры. Начался около 416 млн. лет назад, закончился 360 млн. лет назад. Продолжительность - 50 млн. лет. Девонская система какстратиграфическая единица подразделяется на 3 надотдела, 3 отдела и 7 ярусов
Девонский период в отличие от других периодов палеозоя характеризуется сравнительно малым масштабом крупных структурных преобразований земной коры.
Начало периода характеризуется завершением каледонского тектогенеза; в ряде районов заканчивается формирование горноскладчатых структур. Однако стабилизировавшиеся каледонские структуры не переходят к платформенному этапу развития, а в них в пределах каледонских структур формируются так называемые наложенные впадины или унаследованные прогибы. С завершением каледонской эпохи тектогенеза начинает развиваться новая эпоха тектогенеза - герцинская. Подавляющая часть герцинских геосинклинальных прогибов, как и каледонских, возникла на байкальском складчатом основании. Герцинский тектогенез охватил все геосинклинальные пояса, известные с начала палеозоя.
На платформах продолжается дальнейшая дифференциация на синеклизы, впадины, выступы, возникают крупные и глубокие разломы. Начинается обособление главнейших современных прогибов (синеклиз) и поднятий (антеклиз), накапливаются преимущественно морские терригенно-карбонатные, карбонатные и соленосные отложения среднего и верхнего девона.
Магматизм в девонском периоде протекал довольно интенсивно. В геосинклинальных прогибах герцинского этапа развития широко проявился подводный вулканизм, а в пределах зон каледонской консолидации – надводный вулканизм. Образование новых структур сопровождалось внедрением по разломам основной и щелочной магмы. В ряде районов проявился активный базальтовый магматизм. В горных областях Казахстана, Южной Сибири, Сев-Вост. Азии (на месте некоторых участков платформ, байкалид, салаирид и каледонид) сформировались крупные наложенные впадины и унаследованные прогибы, которые заполнялись продуктами разрушения горных хребтов - красноцветной вулканогенно-обломочной и обломочной молассой (Минусинские, Рыбинская, Тувинская котловины и др.). Образование межгорных впадин и подъём разделяющих их хребтов сопровождались излияниями кислой и основной магмы повышенной щёлочности. Девонские щелочные интрузии известны также на Восточно-Европейской и Сибирской платформах, в областях байкальской, салаирской и каледонской складчатости. Вулканогенные породы накапливались во многих геосинклинальных девонских прогибах.
Важным событием девонского периода является заложение на юге Восточно-Европейской платформы узкого глубокого прогиба – Днепровско-Донецкого авлакогена. Начало развития этого прогиба сопровождалось образованием вдоль его краевых частей мощных расколов и сбросов. В результате этого обширное поднятие фундамента на юге Восточно-Европейской платформы разделилось и из него выделились Украинский щит и Воронежская антеклиза.
В раннедевонскую эпоху древние платформы почти везде были приподняты над уровнем моря. Континентальный режим всегда устанавливается после окончания тектонического этапа развития, в данном случае каледонского.
В среднедевонскую эпоху наступила новая трансгрессия, которая наиболее сильно проявилась на Восточно-Европейской платформе.
На других платформах средне-позднедевонская трансгрессия моря либо проявлялась на сравнительно небольших площадях, либо вообще отсутствовала. В конце девонского периода снова произошло поднятие платформ и как следствие некоторая регрессия моря. В разрезе девонских отложений на платформах и во впадинах широко распространены соленосные и пестроцветные терригенные толщи, свидетельствующие об аридных условиях.
№2
Кайнозойская эра. Общая характеристика
КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭРА (кайнозой), третья эра фанерозоя. Следует за мезозоем, продолжается и в настоящее время. Включает палеогеновый, неогеновый и антропогеновый, или четвертичный, периоды. Началась 65 млн. лет назад. В растительном мире кайнозоя происходит расцвет покрытосеменных (цветковых) растений. Огромного многообразия достигают насекомые. В морях большое разнообразие получают высшие водоросли, черви, моллюски, мшанки, костистые рыбы, из водных млекопитающих – китообразные и ластоногие. На суше и в воздухе господствуют теплокровные (млекопитающие и птицы). В самом начале палеогена появились, а в неогене достигли расцвета приматы, из которых на рубеже неогена и антропогена выделяются древнейшие люди (архантропы); об этом свидетельствуют их остатки, найденные в Африке. Человек современного типа сформировался в антропогене ок. 200 тыс. лет назад.
В конце неогена началось постепенное похолодание, продолжившееся в антропогене обширным оледенением. В течение антропогена среднегодовые температуры на Земле постоянно понижались. Мы живём в самую холодную из межледниковых эпох
№3
Палеозойская эра. Общая характеристика
ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА (палеозой), первая эра фанерозоя. Длилась ок. 300 млн. лет. Началась 540 млн. лет назад, завершилась 248 млн. лет назад. К фанерозою иногда относят и конец докембрия (синийскую эру), обосновывая это массовым развитием многоклеточных организмов. Палеозой включает 6 периодов: кембрий, ордовик, силур, девон, карбон и пермь. Первые 3 периода называют ранним палеозоем, остальные – поздним палеозоем. Ранний и поздний палеозой заметно различаются по распространению и характеру животного и растительного мира. Массивы суши за время палеозоя, постепенно сближаясь, сначала образовали 2 огромных материка – Гондвану и Лавразию, а затем слились в сверхматерик Пангею. В эту эру Земля пережила 2 эпохи горообразования – каледонскую и герцинскую. Следы первой видны, напр., на севере Скандинавии, остатки второй – Уральские горы. В начале палеозоя эволюция животных и растений происходила только в морях, где в кембрии появились уже все типы животных. Хотя первые наземные животные также известны с кембрия, по существу, суша начала заселяться ими только в девоне. Это относится и к растениям, первые из которых отмечены на суше с начала силура. В морях раннего палеозоя процветали археоциаты, трилобиты, примитивные иглокожие, граптолиты, бесчелюстные, появились наутилоидеи, кораллы, стромотопораты, конодонты, первые челюстноротые. В позднем палеозое (начиная с девона) заметно возросло разнообразие брахиопод, конодонтов, кораллов, фораминифер, челюстноротых рыбообразных, появились аммоноидеи, насекомые, а также различные наземные позвоночные, которые в пермском периоде достигли достаточно высокого уровня организации.
Билет №16
Этот этап охватывает очень длительное время (архей, протерозой), примерно 80% истории Земли. В настоящее время историю развития Земли от начала ее зарождения как планеты исчисляют в 5—7 млрд. лет. Ее разделяют на две стадии — догеологическую и геологическую. Началом геологической стадии считают начало развития земной коры — около 3,5 млрд. лет. Многое уже известно об этом отдаленном этапе развития планеты в целом, но многое до настоящего времени не выяснено.
Первичная земная кора формировалась за счет базальтов, изливавшихся из верхней мантии. В архейскую эру почти на всей территории, занимаемой теперь Советским Союзом, шло накопление мощных осадочных и вулканических пород, зарождались первые гранитизированные участки земной коры с многочисленными куполовидными поднятиями. До верхнего протерозоя этапы тектогенеза вызывали мощное проявление эффузивного магматизма, обусловливали метаморфизм пород, процессы гранитизации и рудообразования. Они превратили древние геосинклинали в жесткие устойчивые щиты —Балтийский, Украинский. Последний соединился с Воронежским массивом в единое кристаллическое образование, которому Н. С. Шатский дал название Сарматского щита. В протерозое появились глыбы, представлявшие древнюю сушу среди водных просторов (Балтийский, Алданский и Анабарский щиты). Такие глыбы служили как бы «жесткой рамой» для подвижных поясов, в которых складчатые движения привели к консолидации глыб и образованию Русской и Сибирской платформ.
Таким образом, общая картина структурного плана территории нашей страны в конце докембрия представляется в следующем виде: Русская и Сибирская платформы были более обширны, но имели очертания, близкие к современным; по северной и северовосточной окраинам Русской платформы располагались складчатые структуры байкалид — полуостров Рыбачий, остров Кильдин, полуостров Канин, Тимаи, Печорская синклинальная впадина. Вдоль восточного края платформы меридионально простиралась Уральская геосинклиналь; к востоку от последней располагалась сравнительно небольшая по площади Обь-Тазовская платформа. К западу от Сибирской платформы байкалиды образовали структуры Енисейского кряжа и Туруханского поднятия. На севере платформу ограничивала Таймырская геосинклиналь. К востоку от Сибирской платформы располагался большой меридиональный прогиб, а за ним в том же направлении на территории современного северо-востока Сибири вырисовывалась платформенная область, северным продолжением которой являлась ныне погруженная платформа Де-Лонга. По южной окраине Сибирской платформы через всю Сибирь простирался геосинклинальный пояс.
В раннем архее атмосфера и гидросфера, по-видимому, представляли смешанную парогазовую массу, которая мощным и плотным слоем окутывала всю планету. Проницаемость ее для солнечных лучей была очень слабая, поэтому на поверхности Земли царил мрак. Парогазовая оболочка состояла из паров воды и некоторого количества кислых дымов. Ей присуща была высокая химическая активность, вследствие чего она активно воздействовала на базальтовую поверхность Земли. Породы разлагались до конечных продуктов. Однако вследствие недифференцированного рельефа процессы денудации и аккумуляции в своем проявлении были ограничены, химическое разложение базальта не распространялось на значительную глубину.
В дальнейшем, по мере дифференциации парогазовой оболочки на атмосферу и гидросферу и усиления конденсации водяных паров, мрак над поверхностью Земли стал рассеиваться. Его сменила глубокая тень.
В позднем архее атмосфера продолжала содержать много паров воды, NH3, СН, СО2. Свободного кислорода было или очень мало, или его не было совсем.
Архейский океан, по мнению Н. М. Страхова, был мелким, а воды его представляли крепкий и очень кислый солевой раствор.
В протерозое в атмосфере уменьшилось содержание кислых дымов, почти полностью удалились из нее аммиак и метан, в связи с чем воздействие атмосферных осадков, поверхностных и грунтовых вод на породы суши стало менее активным. С развитием органической жизни влияние атмосферы на геохимические процессы вновь усилилось. Фотосинтез, осуществлявшийся в самом начале сине-зелеными водорослями, давал во все возрастающем количестве в атмосферу свободный кислород.
Во второй половине протерозоя осадконакопление становится более разнообразным и эффективным. Увеличилось накопление обломочного материала, уменьшилось доломитообразование, магнезиальных карбонатов в морской воде стало меньше и реже достигалось ее насыщение. Облачный покров планеты в целом становится более тонким, а затем и прерывистым, глубокая тень, царившая над поверхностью Земли, постепенно рассеивается, развивается «солнечный климат». Температура приземных слоев атмосферы понизилась до 35, 25° С. Усилилась роль солнечной энергии в геобиохимических процессах.
Органическая жизнь была сосредоточена в прибрежной мелководной, хорошо освещенной, экологически оптимальной полосе морей докембрия и, особенно, протерозоя. В этих условиях значительное развитие получили некоторые виды водорослей и беспозвоночных животных. На суше докембрия, по-видимому, живые организмы были в зачаточном состоянии, поэтому в отложениях не сохранились следы их жизнедеятельности. Докембрийские массивы суши, лишенные растительности, возвышались над морскими пространствами в виде оголенных, обширных скалистых островов, на которых активно протекали экзогенные процессы.
Доке́мбрийский период, или криптозо́й (от греч. κρυπτός kryptós — скрытный и греч. ζωή, zoe — жизнь) — общее название той части геологической истории Земли, которая предшествовала началу кембрийского периода(раньше 500 млн лет), когда возникла масса организмов, оставляющих ископаемые остатки в осадочных породах.
На докембрий приходится большая часть геологической истории Земли — около 3,8 млрд лет или около 90 % длительности геологической истории Земли[1]
Интенсивное изучение геологической истории докембрия началось в конце XX века, в связи с появлением мощных методов изотопной геохронологии.
Стратиграфическое деление докембрия было предметом многочисленных споров. С 1978 года в СССР докембрий делили на протерозой и архей[2]. В 90-х годах Стратиграфической комиссией была принята единая временная шкала докембрия, однако она вызывает много споров.
Первичная земная кора, возникшая из остывающего мантийного расплава, имела океанический тип строения – состояла из базальтового слоя. Температура поверхности новорожденной Земли превышала 100 С, и вода некоторое время в парообразном состоянии формировала атмосферу. Остывание Земли вызвало конденсацию паров в атмосфере, что привело к формированию первичной гидросферы. Возникает первичный океанПанталасса (или Мировия), менее глубокий чем современный мировой океан. Первые в истории Земли граниты образовали гранитоидные купола – овальные структуры диаметром до 100 км (эти купола позднее стали ядрами древних платформ). Поверхность куполов являла собой небольшие и низкие участки суши, разделенные океанами – мелководными бассейнами с пологими бортами. 3,5-2,5 млрд. лет назад появилась первая Пангея[3]
При более дифференцированном подходе образование и дрейф континентов докембрия описывается следующим образом. В начале был континент Ваальбара, потом после первого оледенения (2,9–2,7 млрд лет назад)[4] он раскололся на Ур, Нуна и Атлантику. Затем континенты вновь сошлись в Родинию (1 млрд.-750 млн лет назад). В этот период Земля пережила второе оледенение. После суперконтинент распался на прото-Лавразию и прото-Гондвану. В конце эпохи докембрия на Земле вновь существовал один континент Паннотия
Органическая жизнь была сосредоточена в прибрежной мелководной, хорошо освещенной, экологически оптимальной полосе морей. В этих условиях значительное развитие получили строматолиты (продукт жизнедеятельности бактерий), некоторые виды водорослей (Grypaniaspiralis) и беспозвоночных животных (цикломедузы). Докембрийские массивы суши, лишенные растительности, возвышались над морскими пространствами в виде оголенных, обширных скалистых островов
Говоря о мезозойской эре, мы подходим к основной теме нашего сайта. Мезозойскую эру еще называют эрой средней жизни. Той богатой, разнообразной и загадочной жизни, которая развивалась, изменялась и наконец закончилась около 65 млн. л.н. Начало около 250 млн.л.н. окончание около 65 млн.л.н. Георгафия и тектоника планеты в мезозойскую эру Мезозойская эра была переходным периодом в развитии земной коры и жизни. Начало мезозойской эры около 250 млн. л.н. совпало с окончанием процессов называемых варисцийскими горообразовательными процесами, которые начались еще в палеозое. Закончилась она с началом последней мощной тектонической революции - называемой альпийской складчатостью около 65 млн. л.н. В конце палеозойской эры материки занимали огромные пространства. Суша преобладала над морем. Все древние платформы, образующие сушу, были приподняты над уровнем моря и опоясаны складчатыми горными системами, образовавшимися в результате варисцийской складчатости. Восточно-европейская и Сибирская платформы соединялись вновь возникшими горными системами Урала, Казахстана, Тянь-Шаня, Алтая и Монголии; сильно увеличилась площадь суши за счёт формирования горных областей в Западной Европе, а также по краям древних платформ Австралии, Северной Америки, Южной Америки (Анды). В Южном полушарии существовал огромный по площади древний материк Гондвана. Начиная с юрского периода морские воды затопили огромные площади древних платформ (Восточно-европейской, Индостанской, Южно-американской) и только что закончившие формирование складчатые области, превратившиеся в фундамент молодых платформ (Западно-Сибирской, Скифской; Туранской и др.) В пределах Южной Европы и Юго-Западной Азии начали формироваться глубокие прогибы — геосинклинали Альпийской складчатой области. Такие же прогибы, но на океанической земной коре возникали по периферии Тихого океана. Трансгрессия (наступление) моря, расширение и углубление геосинклинальных прогибов продолжались в течение мелового периода. Только в самом конце мезозойской эра начинается поднятие материков и сокращение площади морей. Климат в мезозойскую эру Климат в разные периоды менялся в зависимости от движения материков. В целом климат был теплее чем сейчас. При этом он был примерно одинаковым на всей планете. Такого перепада температур между экватором и полюсами как сейчас не было. Видимо это обусловлено расположением материков в мезозойскую эру. Флора в мезозойскую эруГолосеменные растения. Прогрессивная флора голосеменных (Gymnospermae) получила широкое рас пространение уже с начала позднепермской эпохи. Ранний этап развития царства растений — палеофит, характеризовался господством водорослей, псилофитов и семенных папоротников. Бурное развитие более высоко развитых голосеменных началось в позднепермской эпохе и завершилось к началу позднемеловой эпохи, когда cтали распространяться первые покрытосеменные, или цветковые, растения дожившие до наших дней. В начале мелового периоды все еще широко распространены голосеменные, но уже появляются первые покрытосеменные, более совершенные формы. Животный мир мезозойской эры. Наибольшее распространение получили в мезозое пресмыкающиеся, ставшие поистине господствующим классом этой эры. В ходе эволюции появлялись самые разные роды и виды рептилий, от маленьких - размером с курицу, до гигантских - в длину до 30 метров и весом в несколько десятков тонн. Это были и самые удивительные наземные животные, которых когда-либо носила земля. Древнейшими и наиболее примитивными пресмыкающимися были неповоротливые котилозавры, появившиеся уже в начале среднего карбона и вымершие к концу триаса. Среди котилозавров известны как мелкие животноядные, так и относительно крупные растительноядные формы (парейазавры). Потомки котилозавров дали начало всему многообразию мира пресмыкающихся. Одной из наиболее интересных групп пресмыкающихся, развившихся от котилозавров, были зверообразные (Synapsida, или Theromorpha); примитивные их представители (пеликозавры) известны с конца среднего карбона. В середине пермского периода пеликозавры, населявших территории нынешней из Северной Америки, вымирают, но в европейской части они замещаются более развитыми формами образующими отряд терапсид (Therapsida). В юрский период плезиозавры и ихтиозавры, достигли расцвета. Обе эти группы оставались весьма многочисленными и в начале мелового периода эпоху, будучи чрезвычайно характерными хищниками мезозойских морей.С эволюционной точки зрения одной из важнейших групп мезозойских пресмыкающихся были текодонты, некрупные хищные пресмыкающиеся триасового периода, давшие начало практически всем группам наземных присмыкающихся мезозойской эры: крокодилам, и динозаврам, и летающим ящерам, и, наконец, птицам. Динозавры Наиболее уникальной группой мезозойских пресмыкающихся были всем известные динозавры. Они развились из текодонтов и сразу обозначили свои лидирующие позиции. Еще в триасе, благодаря особенностям строения обладали лучшими скоростными данными и реакцией, динозавры очень быстро заняли господствующее положение на Земле. В триасе они еще конкурировали с животными пережившими пермскую катострофу, но в юском и меловом периодах уверенно лидировали во всех экологических нишах. В настоящее время известно уже около 400 видов динозавров. Другие рептилии мезозойской эры В конце триаса от текодонтов произошли и первые крокодилы, ставшие обильными только в юрском периоде (Steneosaurus и др.). В юрском периоде появляются летающие ящеры - птерозавры (Pterosaurid), также происходящие от текодонтов. Среди летающих ящеров юры наиболее известны рамфоринх (Rhamphorhynchus) и птеродактиль (Pterodactylus), из меловых форм наиболее интересен относительно очень крупный птеранодон (Pteranodon). Летающие ящеры вымирают к концу мела. Головоногие. Мезозойские беспозвоночные по своему характеру уже приближались к современным. Видное место среди них занимали головоногие, к которым принадлежат современные кальмары и осьминоги. К мезозойским представителям Раковины белемнитов известны в народе под названием «чертовых пальцев». Аммониты водились в мезозое в таком количестве, что их раковины встречаются практически во всех морских отложениях этого времени. Аммониты появились еще в силуре, первый свой расцвет они пережили в девоне, но наивысшего многообразия достигли в мезозое. Только в триасе возникло свыше 400 новых родов аммонитов. Особенно характерными для триаса были цератиды, широко распространившиеся в верхнетриасовом морском бассейне Центральной Европы, отложения которого в Германии известны под названием раковинного известняка. К концу триаса большинство древних групп аммонитов вымирает, однако в Тетисе, гигантском мезозойском Средиземном море, сохранились представители филлоцератид (Phylloceratida). Эта группа развивалась в юре так бурно, что по многообразию форм аммониты этого времени превзошли триасовых. В меловом периоде головоногие, как аммониты, так и белемниты, остаются еще многочисленными, но в ходе позднемеловой эпохи число видов в обеих группах начинает сокращаться. Среди аммонитов в это время появляются аберрантные формы с не полностью закрученной крючкообразной раковиной с раковиной, вытянутой в прямую линию (Baculites) и с раковиной неправильной формы (Heteroceras). Эти аберрантные формы появились, по всей видимости, в результате изменений хода индивидуального развития и узкой специализации. Конечные верхнемеловые формы некоторых ветвей аммонитов отличаются резко увеличенными размерами раковин. У одного извидом аммонитов, диаметр раковины достигает 2,5 м. Большое значение в мезозойскую эру приобрели белемниты. Некоторые их роды, например, Actinocamax и Belemnitella, имеют значение руководящих ископаемых и с успехом используются для стратиграфического расчленения и точного определения возраста морских отложений. В конце мезозоя все аммониты и белемниты вымерли. Из головоногих с наружной раковиной до наших дней сохранились лишь наутилусы. Шире распространены в современных морях формы с внутренней раковиной — осьминоги, каракатицы и кальмары, отдаленно родственные белемнитам. Прочие беспозвоночные животные мезозойской эры. Табулятов и четырехлучевых кораллов уже не было в мезозойских морях. Их место заняли шестилучевые кораллы (Hexacoralla), колонии которых были активными рифообразователями — построенные ими морские рифы широк распространены ныне в Тихом океане. Некоторые группы брахиопод еще развивались в мезозое, например, Terebratulacea и Rhynchonellacea, но подавляющее большинство их пришло в упадок. Мезозойские иглокожие были представлены различными видами морских лилий, или криноидей (Crinoidea), которые процветали на мелководье юрских и отчасти меловых морей. Однако наибольшего прогресса достигли морские ежи (Echinoidca); на сегодняшний Расцвет позвоночных. Рыбы мезозойской эры. Мезозойская эра была временем неудержимой экспансии позвоночных. Из палеозойских рыб лишь немногие перешли в мезозой, как это удалось роду Xenacanthus, последнему представителю пресноводных акул палеозоя, известному из пресноводных отложений австралийского триаса. Морские акулы продолжали развиваться в течение всего мезозоя; большинство современных родов было представлено уже в морях мелового времени, в частности Carcharias, Carcharodon, Isurus и др. Лучеперые рыбы, возникшие еще в конце силура, первоначально обитали только в пресноводных водоемах, но с перми они начинают выходить в моря, где размножаются необычайно и с триаса и до наших дней сохраняют за собой господствующее положение. Ранее мы говорили уже о палеозойских кистеперых рыбах, из которых развились первые наземные позвоночные. Почти все они вымерли в мезозое, в меловых породах найдены лишь единичные их роды (Macropoma, Mawsonia). Вплоть до 1938 г. палеонтологи полагали, что кистеперые вымерли к концу мела. Но в 1938 г. произошло событие, привлекшее внимание всех специалистов- палеонтологов. У южноафриканских берегов была выловлена особь неизвестного для науки вида рыб. Ученые, изучавшие эту уникальную рыбу, пришли в выводу, что она принадлежит к «вымершей» группе кистеперых (Coelacanthida). До Земноводные. В некоторых зонах триаса еще многочисленны лабиринтодонты (Mastodonsaurus, Trematosaurus и др.). К концу триаса эти «панцирные» земноводные исчезают с лица земли, но некоторые из них, по-видимому, дали начало предкам современных лягушек. Речь идет о роде Triadobatrachus; до настоящего времени найден только один неполный скелет этого животного на севере Мадагаскара. В юре уже встречаются настоящие бесхвостые земноводные Первые птицы. Представители класса птиц (Aves) впервые появляются в юрских отложениях. Остатки археоптерикса (Archaeopteryx), широко известной и пока единственной известной первоптицы, были найдены в литографских сланцах верхней юры, близ баварского города Золнхофена (ФРГ). В меловой период эволюция птиц шла быстрыми темпами; характерными для этого времени родами были ихтиорнис (Ichthyornis) и гесперорнис (Hesperornis), еще обладавшие озубленными челюстями. Первые млекопитающие. Первые млекопитающие (Mammalia), скромные зверьки, размерами не превышающие мышь, произошли от звероподобных пресмыкающихся в позднем триасе. В течение всего мезозоя они оставались немногочисленными и к концу эры первоначальные роды в основном вымерли. Самой древней группой млекопитающих были триконодонты (Triconodonta), к которым принадлежит и наиболее известный из триасовых млекопитающих Morganucodon. В юрском периоде появляется ряд новых групп млекопитающих.
Пелагическая зона простирается от поверхности почти до дна моря. Условия довольно существенно изменяются с глубиной, в частности давление возрастает, а количество света уменьшается. В зависимости от глубины пелагическая зона подразделяется на несколько меньших подслоёв: эпилимнион, металимнион и гиполимнион. БЕНТАЛЬ (от греч. benthos — глубина), дно водоёмов, заселённое микроорганизмами, растениями и животными, обитающими на его поверхности или в толше грунта. Совокупность населяющих Б. организмов наз. бентосом. Б. противопоставляется пелагиали. Б. морей и океанов подразделяется по вертикали на неск. зон. Бентос«Бентос» — по-гречески «глубина». Под этим названием объединяют организмы, обитающие на грунте и в грунте дна рек, морей и океанов. Бентос делят на животный (зообентос) и растительный (фитобентос). В зообентосе различают животных, живущих в грунте и на грунте, подвижных, малоподвижных и неподвижных, внедрившихся частично в грунт или прикрепленных к нему. По способу питания их делят на хищных, растительноядных и питающихся органическими частицами. Среди животных бентоса есть крупные, средние и мелкие. К организмам, свободно передвигающимся по дну, относятся морские звезды, крабы. Есть организмы то всплывающие, то лежащие на дне — камбалы, скаты. Есть и совсем малоподвижные — моллюски хитоны, гребешки, блюдечки. Ко дну прикрепляются устрицы и другие моллюски, а в грунт закапываются ланцетники. Основная масса зоо-бентоса живет на мелководных участках морей. Растительный бентос — это в основном водоросли.Бентос служит пищей многим рыбам и другим водным животным, а также используется человеком (например, водоросли, устрицы, крабы, некоторые рыбы). Пример бентосных животных — морские звёзды, устрицы, камбалы, мидии, метиола, мия, морской огурец, офиуры, анемоны и многие другие. Выделяется также эпибентос, организмы которые обитают на поверхностном слое донных осадков, и эндофауна (инфауна), организмы которые обитают непосредственно внутри донного осадка. Эпибентос бывает неподвижным (сессильным), либо двигающимся (вагильным). По способу добывания пищи выделяются следующие типы бентосных организмов:
Бентос по размеру классифицируют на:
Пелагические организмы, растения и животные, обитающие в пелагиали — в толще воды и на её поверхности. П. о. противопоставляют донным, то есть бентосу, и подразделяют на пассивно плавающих на поверхности воды (плейстон)или в её толще (планктон) и на активно плавающих (нектон).Среди П. о. различают голопелагических, обитающих в пелагиали в течение всей жизни, и меропелагических, связанных с пелагиалью только временно (планктонные личинки донных животных, взрослые особи донных животных, всплывающие в период размножения). Для разных П. о. характерны сходные приспособления к жизни в пелагиали, обеспечивающие, например, плавучесть (газовые пузырьки водорослей, газовые камеры сифонофор, плавательный пузырь рыб, насыщенность водой и студенистость тканей кишечнополостных и оболочников, обилие жира в клетках и тканях), подвижность (реснички простейших и многих личинок, плавники рыб, головоногих моллюсков и др., торпедообразная форма тела у многих нектонных животных). Растительные П. о. (фитопланктон) — основные продуценты органические вещества в водоёмах, обеспечивающие пищей (непосредственно или через пищевые цепи) водных животных. Скелеты отмирающих П. о. участвуют в образовании океанических донных осадков (диатомовые, радиоляриевые, фораминиферовые и птероподовые илы). |
Билет №17
Области мезозойской складчатости
Мезозоиды слагают внешнюю, примыкающую к более древ ним континентальным структурам часть Тихоокеанского пояса, и включают складчатые сооружения Северо-Востока Сибири (Верхоянско-Чукотскую складчатую область) и Дальнего Востока (Сихотэ-Алиньскую складчатую область).
Верхоянско-Чукотская складчатая область развивалась с па леозоя. В ее пределах существовали две крупные зоны прогибаний: Яно-Колымская и Анюйско-Чукотская, обрамлявшиеОмолоно - Колымский срединный массив. В триасе в этих зонах продолжались опускания, начавшиеся еще в карбоне, вследствие которых сформи ровалась мощная, до 15 км, серия терригенных песчано-глинистых осадков при весьма слабом проявлении вулканизма. Тектонические движения в прогибах вызвали дробление Колымского срединного массива, сопровождавшееся внедрением интрузий и интенсивным вулканизмом. Завершение геосинклинального режима развития от носится к поздней юре, когда в Верхоянско-Чукотской геосин клинальной области начались интенсивные складчатые деформации и поднятия и на месте замкнувшихся геосинклинальных прогибов возникли складчатые горные сооружения, а вдоль их границы с Сибирской платформой – Предверхоянский краевой прогиб. Орогенез продолжался и в раннем мелу, при этом он сопровождался внедрени ем интрузийгранитоидов, что в свою очередь обусловило метаморфизацию вмещающих пород. Характерная особенность раннемелового этапа текто - и орогенеза - интенсивный вулканизм по юго-вос точной периферии Верхоянско-Чукотской складчатой области. Ак тивный вулканизм имел здесь место и в позднем мелу, что, в конеч ном счете, привело к образованию обширного Охотско-Чукотского вулканического пояса, протянувшегося от юга Дальнего Востока до восточной Чукотки.
В целом для мезозоид северо-востока Сибири характерны ли нейные складчатые зоны с антиклинальными и синклинальными структурами.
В палеогене мезозойские складчатые структуры здесь были денудированы. Формирование существующих ныне омоложенных гор ных сооружений связано с проявлением неотектонических движений в неоген-четвертичное время. При этом мезозойский структурный план во многих случаях оказался унаследованным и хребты соответст вуют антиклинальным структурам, а межгорные депрессии - синк линальным, однако нередки и инверсионные морфоструктуры.
На Дальнем Востоке развитие мезозоид в общем происходило сходно с Северо-Востоком. И здесь простирание складчатых струк тур контролировалось наличием жестких массивов более древних структур - докембрийских и палеозойских (Ханкайский массив, Зейско-Буреинская плита, ядра осевых зон хребтов Тукурингра - Джагды, Буреинского, Сихотэ-Алиня).
В целом мезозойский этап развития земной коры в пределах нашей страны привел к значительному расширению устойчивых в тектоническом отношении областей и наращиванию материковой суши Евразии к северо-востоку.
Кембрийская система впервые выделена в 1835 году английским исследователем А. Седжвиком и получила название от римского наименования Уэльса — лат. Cambria. Он выделил 3 отдела кембрия. Международная комиссия по стратиграфии предложила с 2008 года ввести 4 отдел.
Подразделение кембрийской системы
Кембрийская система подразделяется на 3 отдела, 4 надъяруса и 10 ярусов:
|
Период (система) |
Эпоха (отдел) |
Надъярус |
Век (ярус) |
|
Кембрийский период |
Верхний кембрий |
Кыршабактинский (Є3k) |
Батырбайский (Є3b) |
|
Аксайский (Є3ak) |
|||
|
Сакский (Є3s) |
|||
|
Аюсокканский (Є3as) |
|||
|
Средний кембрий |
Якутский (Є2j) |
Майский (Є2m) |
|
|
Амгинский (Є2am) |
|||
|
Нижний кембрий |
Ленский (Є1l) |
Тойонский (Є1k) |
|
|
Ботомский (Є1b) |
|||
|
Алданский (Є1a) |
Атдабанский (Є1at) |
||
|
Томмотский (Є1t) |
Подразделения верхнего кембрия в Северной Америке разработано иное ярусное деление, здесь выделяют 3 яруса:
Трилобит Asaphiscus wheeleri из среднекембрийских отложений штата Юта (США)
Кембрий — время возникновения и расцвета трилобитов. Это древняя группа членистоногих животных, ближе всего стоящих к ракообразным. Все известные представители класса трилобитов были морскими животными.
В начале этого периода возникли организмы, обладавшие минеральными скелетами. В палеонтологической летописи появились все обладающие скелетами типы животных, известные в настоящее время, за исключением мшанок. Долгое время «взрывное» появление жизни в кембрийском периоде ставило в тупик ученых. Относительно недавно была открыта так называемая эдиакарская фауна, а также менее известные хайнаньская фауна и фауна Доушаньто, относящиеся к эдиакарскому периоду позднего протерозоя — более древние, но не имевшие никаких скелетных образований и долгое время остававшиеся скрытыми от палеонтологов. Стало ясно, что многоклеточная жизнь возникла не в кембрии, а существенно раньше, а в кембрии организмы «научились» строить минеральные скелеты, которые имеют гораздо больше шансов сохраниться в толщах пород, чем мягкие тела животных.
В основном кембрийская биота обитала в морских бассейнах. Существовало большое количество трилобитов, гастропод, брахиопод, одновременно существовали и животные, которых трудно отнести к какой-либо известной группе. Вообще, даже виды, принадлежащие к известным типам, на современные совершенно не похожи. Рифостроящими организмами были археоциаты, существовавшие только в кембрии, и водоросли, выделяющие известь. Судя по всему, в кембрии появились первые почвенные беспозвоночные — черви и многоножки. Также в этот период появились коралловые полипы, головоногие моллюски и членистоногие.
Аномалокарис(Anomalocaris) , Пикайя (Pikaiagracilens), Hurdia.
Развитие Платформ.
В развитии платформенных структур выделяют ряд этапов: доплатформенный, доплитный, плитный. Тектонические этапы состоят из стадий развития.
Доплатформенный этап характеризуется формированием земной коры континентального типа на базе океанической коры. Эта трансформация осуществлялась за счет складкообразования – на месте первичной коры океанического типа возникали складчатые горы. Складчатые структуры рассекались разломами, пронизывались интрузиями кислых и средних пород, и повсеместно подвергались региональному метаморфизму – возникали гранулитовый, амфиболитовый, гнейсовый, сланцевый комплексы. В пределах древних платформ характеризуемый этап занял большую часть архейского эона – завершился к концу мезоархея.
Доплитный этап характеризуется формированием кристаллического фундамента на месте горно-складчатого пояса. К началу доплитного этапа складкообразование сместилось на периферию горно-складчатой системы (на побережье). Протекавшие там процессы горообразования вели к дроблению горно-складчатого массива на блоки – в итоге возникли горы складчато-глыбовые. Межгорные прогибы рассекались разломами. По разломам в земную кору внедрялись базальтоиды, образуя дайки и другие линейно вытянутые структуры магматических пород основного состава. В началенеоархея в основном завершились процессы вулканизма и регионального метаморфизма. Метаморфизм основных вулканических пород (базальтоидов) привел к возникновению зеленокаменных поясов. Складчато-глыбовые пояса разрушались силами денудации, быстрые тектонические движения и вулканизм прекращались. В итоге от гор оставался выровненный спекшийся монолит, поверхность которого была представлена денудационной равниной – так возникали кристаллические фундаменты платформ. В пределах древних платформ доплитный этап завершился в неопротерозое.
Плитный этап характеризуется накоплением осадочного чехла. Возникший на предыдущем этапе кристаллический фундамент мог испытывать только колебательные движения. Под действием отрицательных тектонических движений самые низкие участки поверхности фундамента подвергались морским трансгрессиям – там накапливались осадочные породы морского происхождения. Так формировались плитные участки платформ. Высокие участки поверхности фундамента оставались сушей и являлись щитами. Щиты могли возникнуть и позднее, даже на месте плит – если соответствующие территории испытывали тектоническое воздымание, то с поднятой поверхности силами денудации осадочный чехол удалялся, и на поверхности обнажались породы кристаллического фундамента. В пределах древних платформ плитный этап начался в конце неопротерозоя.
Развитие складчатых поясов.
Во второй половине XIX столетия возникло представление о том, что складчатые системы закономерно зарождаются в пределах и в результате эволюции линейных зон интенсивного погружения и осадконакопления, получивших название геосинклиналей. Во второй половине XX столетия, включая 50-е годы, в рамках учения о геосинклиналях была разработана довольно стройная концепция стадийного их развития по пути превращения морского бассейна в складчатое сооружение - ороген.
Было выделено два этапа этой эволюции - собственно геосинклинальный, с преобладанием погружений, морского режима и мощного осадконакопления, иорогенный, с преобладанием поднятия и горообразования. В каждом из этих этапов стали различать две стадии в геосинклинальном этапе первая, раннегеосинклинальная стадия характеризовалась заложением морского бассейна, накоплением относительно глубоководных осадков, подводным основным вулканизмом (диабазы, спилиты, кератофиры), получившим от Г. Штилле название инициального и в общем отвечавшим верхней эффузивной части офиолитовых комплексов, в то время как нижняя его часть, представленная габброидами и гипербазитами, рассматривалась как интрузивная и более поздняя. Вторая, позднегеосинклинальная, стадия знаменовалась расчленением геосинклинального бассейна на частные прогибы и поднятия, накоплением флишевых и карбонатных толщ, подводным, отчасти наземным вулканизмом среднего-кислого состава, названным Г. Штилле субсеквентным и в целом соответствующим в современном понимании островодужному.
В орогенном этапе также различались две стадии - раннеорогенная, проявленная началом воздыманияорогена, объединяющего прежние частные поднятия (островные дуги в современном смысле), отложением морских моласс в передовых и тыльных прогибах, гранитоидным плутонизмом, субаэральным средним и кислым вулканизмом, региональным метаморфизмом, и позднеорогенная стадия с усилением воздыманияорогенов, сменой нижних морских моласс верхними, континентальными и грубообломочными, базальтоидным вулканизмом - финальным, по Г. Штилле.
В свете последующих открытий, главным образом в области морской геологии, в этих представлениях обнаружились серьезные недостатки. Прежде всего они были основаны, особенно в интерпретации В.В. Белоусова, на фиксистских принципах, на отрицании какой-либо роли горизонтальных напряжений и движений растяжения и сжатия - pppa.ru. В них не дается правильного определение характера геосинклинальных бассейнов на начальной стадии их развития вследствие неправильной интерпретации природы офиолитовых комплексов, неучета их тождества с корой океанского типа. Истолкование природы осадочных комплексов также не учитывает данных об их современных аналогах. Неприменение метода актуализма к интерпретации эволюции геосинклиналей - один из главных недостатков геосинклинальной концепции. Другим её серьезным методологическим недостатком является излишний детерминизм: в ней предполагается, что развитие подвижных поясов происходит по достаточно стройной схеме и в общем однообразно.
В зависимости от образа жизни планктон подразделяется на:
Планктон составляют многие бактерии, диатомовые и некоторые другие водоросли (фитопланктон), простейшие, некоторые кишечнополостные, моллюски, ракообразные, оболочники, яйца и личинки рыб, личинки многих беспозвоночных животных (зоопланктон). Планктон непосредственно или через промежуточные звенья пищевых цепей служит пищей остальным животным, обитающим в водоемах. Планктон представляет собой массу растений и животных, большинство из которых имеют микроскопические размеры. Многие из них способны к самостоятельному активному передвижению, однако недостаточно хорошо плавают для того, чтобы противостоять течениям, поэтому планктонные организмы передвигаются вместе с водными массами. Планктонные организмы встречаются на любой глубине, но наиболее богаты ими приповерхностные, хорошо освещенные слои воды, где они образуют плавучие «кормовые угодья» для более крупных животных.
Некто́н (греч. nektós — плавающий, плывущий) — совокупность водных, активно плавающих организмов, преимущественно хищных, обитающих в толще воды пелагической области водоёмов и способных противостоять силе течения и самостоятельно перемещаться на значительные расстояния. К нектону относится более 20 000 разновидностей рыб, кальмары, китообразные, ластоногие, водные змеи, черепахи, пингвины и др.
Зоопланктон — часть планктона, представленная животными, которые не могут противостоять течениям и переносятся вместе с водными массами.
К зоопланктону традиционно относят также достаточно крупных гетеротрофных протистов — одноклеточных и колониальных. В составе зоопланктона встречаются представители большинства типов животного царства. В большинстве водоемов самая многочисленная группа зоопланктона — мелкие ракообразные. В состав зоопланктона входят также личинки многих животных, пелагическая икра рыб. Организмы зоопланктона питаются фитопланктоном,бактериопланктоном, детритом или более мелкими представителями зоопланктона. Если организмы весь жизненный цикл проводят в форме планктона, их относят к голопланктону; если животные проводят в виде планктона лишь часть жизни (как правило, личиночную стадию), их относят к меропланктону. Зоопланктон — основа пищевых цепочек в биоценозах водоёмов, особенно морских. Это звено пищевых цепей, связывающее фитопланктон, который образовываетпервичную продукцию, с более крупными нектонными и бентосными животными.[1]
Одними из самых распространённых организмов зоопланктона пресных вод, обычными для стоячих луж и доступными для наблюдения в лупу, являются дафнии и босмины, диаптомусы и циклопы.
Фитопланкто́н (от греч. φυτóν — растение и πλανκτον — блуждающий, странствующий) — часть планктона, которая может производить процесс фотосинтеза.
К фитопланктону относятся протококковые водоросли, диатомовые водоросли, динофлагелляты, кокколитофориды, и другие одноклеточные водоросли (часто колониальные), а также цианобактерии.
Обитает в фотической зоне водоёмов, населяя толщу воды. Фитопланктон является первичным продуцентом органического вещества в водоёме и служит пищей для зоопланктона и зообентоса.
Бурное размножение фитопланктона вызывает «цветение воды».
Промышленное культивирование и биотехнологическая конверсия морского фитопланктона рассматривается как одно из наиболее перспективных направлений в области получения биотоплива[1]. Первичное производство биомассыосуществляется путём культивирования фитопланктона в искусственных водоёмах, создаваемых на морском побережье. Вторичные процессы представляют собой метановое брожение биомассы и последующее гидроксилированиеметана с получением метанола.
Билет номер 18
1.Какие существуют радиологические методы определения абсолютного возраста горных пород и на чем они основанны?
Абсолютный геологический возраст какого-либо события истории Земли — время, прошедшее от этого события до настоящего времени; исчисляется в тысячах, миллионах и миллиардах лет.
Абсолютный геологический возраст горных пород чаще всего определяется методом радиоизотопного датирования — по накоплению продуктов распада радиоактивных элементов, входящих в состав этих горных пород. В этом случае он называется также изотопным или радиологическим возрастом.
Используется много разных методов радиоизотопного датирования, самые известные из которых — уран-свинцовый (накопление свинца в ураново-ториевых минералах), калий-аргоновый (накопление аргона в калиевых минералах), стронциевый (превращение рубидия в стронций), радиоуглеродный (по количеству углерода-14 в органических остатках). У каждого метода — своя область применимости, ограничения, достоинства и недостатки.
Для определения абсолютного возраста событий, которые произошли не очень давно, используется ряд других методов, в частности, термолюминесцентное датирование, оптическое датирование, определение возраста по кольцам деревьев, по ледяным кернам, по гидратации стекла, по рацемизации аминокислот.
2.Каковы основные этапы развития земли в докембрии?
3.Как происходило развитие в позднем палеозое области, на месте которой сформировался Урал?
Билет №20
1.Какие основные этапы развития и складчатости выделяются в палеозойской эре?
Палеозойская эра началась около 540 миллионов лет назад и закончилась примерно 250 миллионов лет назад. Она продолжалась 290 миллионов лет. Различают шесть периодов Палеозоя: кембрий, ордовик, силур, девон, карбон, пермь. Первый период Палеозойской эры - кембрий, начался с массового распространения живых организмов с минеральным скелетом.
Палеозойская эра характеризуется двумя главными эпохами складчатости.
Одна из них — каледонская складчатость — с наибольшей интенсивностью проявилась в начале и особенно в середине палеозойской эры; главные её фазы отмечаются между ордовиком и силуром и в начале девона, после чего на широких площадях началось формирование горных цепей и накопление красноцветных обломочных отложений молассовой формации.
Наиболее ранние фазы каледонской складчатости относятся к середине — концу кембрия, основные фазы захватывают конец ордовика — начало силура и конец силура — начало девона, а заключительные — середину девона. Каледонская складчатость особенно отчётливо проявилась в Великобритании, на Скандинавском полуострове, на Шпицбергене, в Казахстане, в Западном Саяне, в Ньюфаундленде и Аппалачах.
Герцинская складчатость охватывает конец палеозоя; наиболее интенсивные её проявления отмечаются во второй половине каменноугольного периода и в пермском периоде.
Первая эпоха герцинской складчатости — бретонская— конец девона — начало. Главная эпоха герцинской складчатости — судетская (конец раннего — начало среднего карбона) — имела основное значение в создании складчатой структуры европейских герцинид и преобразовании палеозойских геосинклиналей в складчатые горные сооружения. Отложения среднего карбона смяты в складки движениями т.н. астурийской эпохи складчатости верхнего карбона и низов перми — заальской.
С каледонской и герцинской складчатостью связывают образование древних континентов и суперконтинентов Земли. Так, в конце ордовика — силуре, в течении которого происходила каледонская складчатость, образовались Гондвана: в результате столкновения южных платформ и Лавразия: в результате объединения Сибирской, Русской, Китайской и Северо-Американской платформ. До образования этих крупнейших массивов суши на Земле уже существовали другие материки: Лавренций (объединял Северную Америку и Гренландию), Бразильский, Африканский (вместе с островом Мадагаскар и Аравийским п-вом), Русский (на месте одноимённой платформы), Ангарида (Сибирская платформа), Китайский, Австралийский.
Каменноугольный и пермский периоды — время герцинской складчатости, отмечены слиянием образовавшихся ранее Лавразии и Гондваны в суперконтинент Пангею. Этому способствовали интенсивные тектонические движения, происходившие на окраинах платформ в геосинклинальных поясах.
В самом начале палеозойской эры произошло внезапное появление и быстрое расселение форм с твёрдым минеральным скелетом: фосфатным, известковым, кремниевым. К ним относятся хиолиты, акритархи, хиолительминты, строматопороидеи, гастроподы, мшанки, пелециподы (двустворки), брахиоподы (плеченогие) и археоциаты – древнейшие рифостроящие организмы, вымершие к концу раннего кембрия.
В нижнем палеозое широко распространены древнейшие членистоногие – трилобиты. Они составляли значительную часть органического мира кембрийских и ордовикских морей, менее многочисленны они были в силуре и вымерли в конце палеозойской эры.
Поверхность суши в палеозойскую эру заселяли многоножки, появившиеся ещё в кембрии, скорпионы, пауки, клещи, насекомые. В карбоне, в связи со значительным расцветом наземной флоры, появились брюхоногие моллюски с лёгочным дыханием, первые летающие насекомые; возросло разнообразие пауков и скорпионов. Среди насекомых было много довольно крупных форм
Ранний палеозой
Органический мир раннего палеозоя представлен всеми типами животных и низших растений, развитие которых происходило в морских условиях. Господствовали древние группы беспозвоночных и различные водоросли, позвоночные были немногочисленны и примитивны. На суше, по-видимому, обитали одноклеточные водоросли и бактерии, а к концу этого этапа сушу начали заселять и примитивные высшие растения.
Поздний палеозой
Органический мир позднего палеозоя сильно отличался от раннепалеозойского богатством и разнообразием как животных, так и растений. Многие древние беспозвоночные вымерли или потеряли своё значение. К ним относятся трилобиты, граптолиты, из иглокожих - цистоидеи, наутилоидеи. Их место заняли получившие расцвет кораллы ругозы, мшанки, из брахиопод - спирифериды, продуктиды, ринхонеллиды; из простейших - фузулиниды; из головоногих - гониатиты. Важными особенностями позднего палеозоя являются пышный расцвет наземной растительности, появление и развитие сухопутных позвоночных.
2.Как и где происходило покровное оледенение и чем оно могло быть вызвано?
Материковое(покровное) оледенение : Антарктида и Гренландия.
Главной особенностью четвертичного периода (1,6 млн. лет назад – настоящее время) является периодическое изменение климата и чередование ледниковых и межледниковых эпох. Наряду с повсеместно проявленными отчетливыми 100-, 44-, 23- и 19-тысячелетними климатическими циклами, связанными с колебаниями Земли и ее положением на Солнечной орбите, наша планета неоднократно подвергалась оледенению, во время которого ледники доходили южнее 50°с.ш.
Особенности материкового оледенения.
Ученые предполагают, что во время оледенения территория, занимаемая ныне шельфовыми морями Северного Ледовитого океана, была сушей. Острова Великобритания и Ирландия представляли собой часть материка. Широкая полоса суши на месте нынешнего Берингова пролива соединяла когда-то северо-восток Евразии и Северную Америку.
Ледники спускались со Скандинавского полуострова и с полярных хребтов Урала, заходили далеко на юг, покрывая мощным слоем льда огромнее пространства. Местами его толщина достигала 2 км. Ледник то отступал к северу, то снова продвигался на юг.
Древнее оледенение заметно изменило поверхность Евразии. Спускаясь со Скандинавских гор, лед сглаживал их поверхность. После его таяния на Восточно-Европейской равнине, к югу от Балтийского моря, на севере Азии остались многочисленные морены - скопления обломков горных пород разных размеров. Моренные холмы и гряды чередуются с понижениями, в которых нередко располагаются озера. Такой рельеф называют моренным. Десятки тысяч озер, обязанных леднику своим происхождением, украшают природу северо-запада Восточно-Европейской равнины.
Древний ледник покрывал горные хребты Альп, Тянь-Шаня, север Уральских гор, Алтай, Памир. Как вам известно, он охватывал и северную часть Северной Америки. Как и на других материках, основная часть населения Евразии живет на равнинах.
3.Как и когда образовался Атлантический океан?
Атлантический океан образовался в мезозое в результате раскола древнего суперконтинента Пангея на южный материк Гондвана и северный Лавразия. В результате разнонаправленного движения этих материков в самом конце триаса привело к образованию первой океанической литосферы нынешней Северной Атлантики. Образовавшаяся рифтовая зона была западным продолжением рифтовой трещины океана Тетис. Атлантическая впадина на ранней стадии своего развития образовалась как соединение двух крупных океанских бассейнов океана Тетис на востоке и Тихого океана на западе. Дальнейшее разрастание впадины Атлантического океана будет проходить за счёт сокращения размеров Тихого океана. В раннеюрское время Гондвана начала раскалываться на Африку и Южную Америку и образовалось океаническая литосфера современной Южной Атлантики. В меловое время раскололась Лавразия, и началось отделение Северной Америки от Европы. При этом Гренландия, смещаясь к северу, откололась от Скандинавии и Канады. В течение последних 40 миллионов лет и вплоть до настоящего времени, продолжается раскрытие бассейна Атлантического океана по единой рифтовой оси, расположенной примерно в середине океана[7]. Сегодня движение тектонических плит продолжается. В Южной Атлантике продолжается расхождение Африканской иЮжноамериканской плиты со скоростью 2,9—4 см в год. В Центральной Атлантике расходятся Африканская, Южноамериканская и Североамериканская плиты со скоростью 2,6—2,9 см в год. В Северной Атлантике продолжается расползание Евразийской и Североамериканской плит со скоростью 1,7—2,3 см в год. Североамериканская и Южноамериканские плиты движутся на запад, Африканская на северо-восток, а Евразийская на юго-восток, образуя пояс сжатия в районе Средиземного моря[8].
БИЛЕТ № 21.
1 . В чем отличительные черты развития северо-западной части Тихоокеанского пояса в мезозое и кайнозое?
Тихий океан в мезозое и кайнозое развивался сложно и многие моменты его истории, даже не столь отдаленной от наших дней, не могут быть решены однозначно. Судя по линейным магнитным аномалиям, было высказано предположение о возникновении в ранней юре трех литосферных плит: Кула, Фараллон и Феникс, и в месте их тройного сочленения в юрское время образовалась еще одна Тихоокеанская плита, которая в последующей истории быстро расширялась. В дальнейшем происходило взаимодействие этих плит, их перемещение, погружение океанской коры в зонах субдукции, что вызвало интенсивный известково-щелочной вулканизм островных дуг. В течение позднего мела Тихоокеанская плита, и плита Кула смещались к северу. Океанская кора последней поглощалась в зоне возникшей Алеутской островной дуги, которая обособила впадину Берингова моря от Тихого океана. Такое же поглощение океанской коры в зонах субдукции происходило в полосе активной окраины Юго-Восточной Азии, где сформировались островные дуги и окраинные моря типа Филиппинского.
В кайнозойскую эру важное значение приобрело Восточно-Тихоокеанское поднятие с осью спрединга на вершине, а плита Фараллон, расположенная к востоку от этой оси, стала поглощаться и раздробилась на плиты Кокосовую и Наска. В начале неогенового периода островные дуги и окраинные моря по западной периферии Тихого океана были сформированы примерно в современном виде. Скорость перемещения плит в пределах Тихого океана менялась, и в момент ее увеличения вулканизм в островных дугах становился более энергичным.
2. В чем заключается отличие позднепротерозойского (рифейского) этапа развития от более древних?
Позднепротерозойский эон продолжался с 1650 до 570 млн. лет. Большую его часть составля ет рифей, ранг которого не совсем ясен, последние 80-100 млн. лет - венд, продолжительность ко торого соответствует интервалу периода. Отложения верхнего протерозоя гораздо слабее, чем предшествующие, затронуты метаморфизмом (геосинклинальные породы только в зеленосланце-вой фации), часто вообще неметаморфизованы.
Органический мир. Важнейший рубеж в развитии органического мира совпадает с началом позднего протерозоя, когда повсеместно появились достоверные эукариоты - организмы, клетки которых имели обо собленные ядра. Эукариоты перешли частично к кислородному дыханию или могли чередовать кислородное дыхание с брожением в зависимости от меняющихся условий обитания. Среди них появились первые планктонные организмы.
Таким образом, в среднем рифее жизнь на Земле стала более обильной и разнообразной. Особенно пышное развитие полу чили цианобионты (сине-зеленые водоросли), остатки жизнедеятельности которых - стромато литы - имеют важное значение для стратиграфии рифея.
Этап развития органического мира, начавшийся в среднем рифее, связан с достижением точ ки (уровня) Пастера. В это время содержание кислорода в атмосфере превысило 0,2%, что обеспе чивало защиту организмов от ультрафиолетового излучения дополнительно к метровому слою воды. Животные полностью перешли к кислородному дыханию и смогли подниматься к водной поверхности.
Структуры земной коры и породообразование. В раннем рифее начался интенсивный процесс формирования крупных платформ в границах, близких современным, а также процесс заложения новых геосинк линальных систем, многие из которых продолжали развиваться на протяжении всего позднего до кембрия и фанерозоя. Этот этап тектонического развития называют байкальской эпохой складча тости. В байкальскую эпоху также произошли крупные орогенические движения, в резуль тате которых обширные геосинклинальные области превратились в крупные складчатые системы, а затем в платформы, то есть перешли в новые геотектонические условия своего развития.
Большое значение имеет Тихоокеанское кольцо рифейских отложений, обрамляющих со всех сторон океаническую впадину. Естественно допустить, что в это же время возникла и впадина самого океана, конечно, в границах, отличающихся от совре менных. По всей видимости, в рифее расширились" и углубились впадины, существовавшие на месте современного Атлантического океана. В целом в начале позднего рифея в ряде райо нов мира были заложены новые геосинклинальные пояса и платформы.
Широкое распространение красноцветных пород указывает на заметное увеличение содержа ния свободного кислорода по сравнению с карелием, что связано с увеличением биомассы фото-синтезирующих водорослей. Это должно было сказаться на составе морской воды: хлоридно-кар-бонатные воды заменялись хлоридно-сульфатными.
3. Что такое Пангея-1 и когда она была сформирована?
Пангея (др.-греч. Πανγαῖα — «всеземля») — сверхконтинент, существовавший в конце палеозоя и начале мезозоя и объединявший практически всю сушу Земли. Название предложил Альфред Вегенер.
В процессе формирования Пангеи из более древних континентов на местах их столкновения возникли горные системы. Некоторые из них просуществовали и до нашего времени, к примеру Урал или Аппалачи. Эти горы гораздо древнее таких сравнительно молодых горных систем, как Альпы в Европе, Кордильеры в Северной Америке, Анды в Южной Америке или Гималаи в Азии. Из-за длящейся много миллионов лет эрозии Урал и Аппалачи сильно разрушены и невысоки.
Гигантский океан, омывавший Пангею, носит название Панталасса.
Пангея образовалась в пермском периоде и раскололась в юрский период на два континента. Северный континент Лавразия позже раскололся на Евразию и Северную Америку, в то время как из южного континента Гондвана позже образовались Африка, Южная Америка, Индия, Австралия и Антарктида.
Надо заметить, что суперконтиненты существовали и ранее, например Родиния, распавшаяся 750 миллионов лет назад.
По некоторым прогнозам, в будущем континенты ещё раз соберутся в суперконтинент с названием Пангея Ультима.
Билет №22
1)ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ И СКЛАДЧАТОСТИ В ПАЛЕОЗОЙСКОЙ ЭРЕ
Согласно теории тектоники литосферных плит положение и очертания материков и океанов в палеозое отличались от современного. К началу эры и в течение всего кембрия древние платформы (Южно-Американская, Африканская, Аравийская, Австралийская, Антарктическая, Индостанская), повернутые на 180°, были объединены в единый суперконтинент, называемый Гондваной. Этот суперконтинент располагался главным образом в южном полушарии, от южного полюса до экватора, и занимал общую площадь более 100 миллионов км². В Гондване находились разнообразные возвышенные и низменные равнины и горные массивы. Море периодически вторгалось лишь в окраинные части суперконтинента. Остальные меньшие по размерам материки находились в основном в экваториальной зоне: Лаврентия, Балтика и Сибирия. Там же находились микроконтиненты: Авалония,Казахстанский и другие. В окраинных морях располагались многочисленные острова, окаймлённые низменными побережьями с большим числом лагун и дельт рек. Между Гондваной и другими материками был океан, в центральной части которого находились срединно-океанические хребты[7][8]. В кембрии существовали две наиболее крупные плиты: целиком океаническая Прото-Кула и преимущественно материковая Гондванская плита[6].
В ордовике Гондвана, двигаясь на юг, вышла в район Южного географического полюса (сейчас это северо-западная часть Африки). Происходило поддвигание океанической литосферной плиты Прото-Фараллон (и вероятно Прото-Тихоокеанской плиты) под северную окраину Гондванской плиты. Началось сокращение Прото-Атлантической впадины (Япетус), расположенной между Балтийским щитом, с одной стороны, и единым Канадо-Грендландским щитом — с другой стороны, а также сокращение океанического пространства. В течение всего ордовика происходит сокращение океанических пространств и закрытие краевых морей между материковыми фрагментами: Сибирским, Прото-Казахстанским и Китайским. В палеозое (вплоть до силура — начала девона) продолжалась Каледонская складчатость. Типичные каледониды сохранились на Британских островах, Скандинавии, Северной и Восточной Гренландии, в Центральном Казахстане и Северном Тянь-Шане, в Юго-Восточном Китае, в Восточной Австралии, в Кордильерах, Южной Америке, Северных Аппалачах, Срединном Тянь-Шане и других областях. В результате рельеф земной поверхности в конце силурийского периода стал возвышенным и контрастным, особенно на континентах, расположенных в северном полушарии. В раннем девоне происходит закрытие Прото-Атлантической впадины и образования Евро-Американского материка, в результате столкновения Про-Европейского материка с Про-Северо-Американским в районе нынешней Скандинавии и Западной Гренландии. В девоне смещение Гондваны продолжается, в результате Южный полюс оказывается в южной области современной Африки, а возможно и нынешней Южной Америки. В этот период сформировалась впадина океана Тетис между Гондваной и материками вдоль экваториальной зоны, образовались три целиком океанические плиты: Кула, Фараллон и Тихоокеанская (которая погружалась под Австрало-Антарктическую окраину Гондваны)[6][9].
В среднем карбоне произошло столкновение Гондваны и Евро-Америки. Западный край нынешнего Северо-Американского материка столкнулся с северо-восточной окраиной Южно-Американского, а северо-западный край Африки — с южным краем нынешней Центральной и Восточной Европы. В результате образовался новый суперконтинент Пангея. В позднем карбоне — ранней перми произошло столкновение Евро-Американского материка с Сибирским, а Сибирского материка с Казахстанским континентом. В конце девона началась грандиозная эпоха Герцинской складчатости с наиболее интенсивным проявлением при формировании горных систем Альп в Европе, сопровождавшихся интенсивной магматической деятельностью. В местах столкновения платформ возникли горные системы (с высотой до 2000—3000 м), некоторые из них просуществовали и до нашего времени, к примеру Урал илиАппалачи. Вне Пангеи находилась только Китайская глыба. К концу палеозоя, в пермском периоде, Пангея протягивалась от южного полюса до Северного. Южный географический полюс в это время находился в пределах современной Восточной Антарктиды. Входивший в состав Пангеи Сибирский материк, являвшийся её северной окраиной, приближался к Северному географическому полюсу, не доходя до него 10—15° по широте. Северный полюс в течение всего палеозоя находился в океане. В это же время образовался единый океанический бассейн с главной Прото-Тихоокеанской впадиной и единая с ней впадина океана Тетис[6].
2)ТЕКТОНОСФЕРА И ПО КАКИМ ДАННЫМ ОНА ВЫДЕЛЯЕТСЯ
Термин "тектоносфера" используется в геологической литературе в течение нескольких десятилетий, но при этом вкладываемый в него смысл в разных изданиях разный. Проиллюстрируем это определениями, содержащимися в ряде словарей.
В словаре английских геологических терминов, напечатанном в 1972 г. и переведенном на русский язык в 1979 г. [Толковый словарь..., 1979], сказано, что тектоносфера соответствует земной коре и состоит из сиалического, салсиматического и симатического слоев.
В отечественном геологическом словаре, изданном в 1978 г. [Геологический словарь, 1978], дается более ширкое определение термина, а именно - это верхняя оболочка Земли, охватывающая земную кору и верхнюю мантию.
В словаре тектонической терминологии, составленном Ч. Б. Борукаевым и вышедшим в свет в 1999 г. дается два значения термина: "Тектоносфера: 1. Геосфера, состоящая из литосферы и астеносферы, являющаяся главной областью проявления тектонических процессов; 2. Геосфера, которая может рассматриваться как единая плита, сминающаяся дисгармонично по отношению к астеносфере" [Борукаев, 1999, с. 14].
Все же наиболее распространенным пониманием термина в настоящее время является то, что это область Земли, охватывающая земную кору и верхнюю мантию. О более глубоких геосферах речь вообще никогда не шла. Представляется, однако, что современные данные, прежде всего геофизические (сейсмотомография), позволяют рассматривать в качестве тектоносферы мантию Земли в ее полном объеме, т.е. до границы ядро-мантия, находящейся на глубине 2900 км. Рассмотрению данного вопроса и посвящена предлагаемая статья.
По элементарной логике тектоносферой следует называть ту часть земного шара, где существуют тектонические структуры, порожденные тектоническими движениями. То, что в эту область входит земная кора, не нуждается в доказательствах. Важно, что некоторые структуры коры распространяются в верхнюю мантию. К их числу принадлежат, например, отдельные разломы, выявленные в океанах. В Атлантическом океане это разломы Романш, Чарли Гиббс, Агульяс-Фолклендский; в Индийском - разломы Амстердам, Оуэн, Принс Эдвард; в Тихом океане - разлом Элтанин. Все они разделяют обширные области океанского дна, отличающиеся структурой, историей развития, геодинамическими особенностями. Они получили название "демаркационных" [Пущаровский, 1994]. Подобные разломы проявлены и на суше. Один из примеров - Трансджунгарская разломная зона, являющаяся трансформным разделом океанических палеоструктур на протяжении 100 млн лет (ранний девон-середина среднего карбона) [Самыгин и др., 1996]. Судя по продольному глубинному профилю Срединно-Атлантического хребта [Zhang et al., 1994], проникновение разлома Чарли Гиббс (52o с.ш.), отделющего тектонически разные области Центральной и Северной Атлантики, достигает 200 км. Наряду с этим известны общие для земной коры и верхов мантии надвиговые структуры.
Более глубокие тектонические процессы в верхней мантии обосновываются глубиной корней континентов. Последние фиксируются сейсмотомографией и отражаются в виде ареалов относительно высокоскоростных сейсмоаномалий. Соответствующие данные приводятся в ряде публикаций. Если ориентироваться на работу [Polet and Anderson, 1995], то глубина корней под Западной Европой и Северо-Западной Африкой превышает 450 км; под Северной Америкой (Канада) и Северной Азией - 350 км; минимальная глубина под Центральной Африкой и Индией - около 100 км; под Южной Африкой и Антарктидой ~300 км; под Западной Австралией и Южной Америкой (Бразилия) соответственно 250 и 200 км. Как корни гор в Андах, Тибете, на Памире и во всех других местах рассматриваются в качестве нижних составных частей соответствующих морфотектонических образований, так и корни континентов должны пониматься как неотъемлемая часть последних. Поскольку континенты (вместе с корнями) являются тектоническими единицами, естественно, они ассоциируются с тектоносферой.
Некоторые авторы утверждают, что корни континентов достигают в некоторых районах нижней границы верхней мантии, т.е. глубины 670 км [Pavlenkova, 1995 и др.]. На этом основании можно принять, что тектоносфера охватывает верхнюю мантию целиком.
Чтобы перейти к тектонике более глубоких областей мантии, необходимо предварительно коснуться строения и геодинамики Земли вообще. Сейсмотомографические данные свидетельствуют о больших неоднородностях в строении мантии, разномасштабных и выраженных с разной степенью интенсивности и контрастности. Анализ их распространения позволил предложить более дробное разделение мантии на геосферы, чем деление ее только на верхнюю и нижнюю [Пущаровский, Пущаровский, 1999]. Новое расчленение (рис. 1) фиксирует в ней шесть геосфер. Верхняя мантия геофизическим разделом на уровне 410 км разделяется на верхнюю и нижнюю части. Ее нижняя граница 670 км. Глубже простирается геосфера, разделяющая верхнюю и среднюю мантию (зона раздела I), мощностью 170 км. 1 Средней мантии соответствует геосфера, заключенная между уровнями 840 км и 1700 км. Еще глубже лежит зона раздела II, разграничивающая среднюю и нижнюю мантию: ее мощность 500 км. От уровня 2200 км до земного ядра, лежащего на глубине 2900 км, простирается нижняя мантия. Так называемый слой D'' составляет ее нижнюю часть. Возможно, что принципиальный сейсмический рубеж существует на уровне 2000 км. Но определенность в это внесут будущие исследования.
Как же соотносятся глубинные рубежи, выделенные по данным сейсмики с рубежами глубинных минеральных преобразований?
Начнем с сейсмического раздела "670". Соответствующие эксперименты многим исследователям позволили заключить, что на этом рубеже шпинелеподобный рингвудит трансформируется в ассоциацию железо-магниевого перовскита и магнезио-вюстита. На рубеже 850-900 км пироп (магниево-алюминиевый силикат) преобразуется в ромбический перовскит (железо-магниевый силикат) и твердый раствор корунд-ильменита. На рубеже "1700" происходят изменения многих свойств различных кристаллов. На глубинах 2000 км фиксируется образование плотных модификаций кремнезема. С этого же уровня начинаются структурные изменения вюстита. На глубинах 2200-2300 км происходит структурная трансформация корунда.
Можно видеть, что между главными сейсмическими рубежами и рубежами минеральных преобразований имеется хорошее согласование. Конкретно это относится к глубинам 670, 840, 1700, 2000, 2200-2300 км, а также 410 и 520 км.
Вместе с тем, некоторые минералы ведут себя весьма устойчиво в широком диапазоне глубин. К ним относятся Mg-перовскит; вюстит. Произведенный подсчет показал, что Mg-перовскит составляет почти половину массы Земли [Liu, 1982].
Предложенная схема расчленения мантии создает эмпирическую предпосылку для дифференцированного рассмотрения геодинамики геосфер. Судя по особенностям распределения ареалов сейсмоаномалий, геодинамические обстановки в геосферах существенно изменчивы. Основных причин, меняющих глубинные силовые поля и поля напряжений (т.е. геодинамичские обстановки) имеется в нашем представлении две, а именно конвективные и адвективные процессы, с одной стороны, и тектонические стрессы, с другой. В настоящее время многие авторы уже отошли от стандартных плейттектонических схем глубинной конвекции, предпочитая гораздо более сложную кинематику. Особенно определенно об этом говорится в публикациях геохимического профиля. Рассмотрим два соответствующих примера, относящихся к 1999 г.
На рис. 2 приведена модель глубинных потоков, заимствованная из работы [Becker et al., 1999]. В основании мантии показан слой D'' , мощность которого меняется в пределах сотен километров. Над ним залегает слой повышенной плотности с резко разноуровенной верхней поверхностью. По мнению авторов, этот слой деформирован устремленными вниз массопотоками. Таковых показано три. Один из них опускается из центральной области океана; два другие (разноуровенные) - из зоны сочленения океан-континент. Между нисходящими потоками показан плюм, поднимающийся до глубины 670 км, т.е. до верхней мантии. Не очень ясно, связан ли с ним изображенный в океане вулканический остров. В правой части модели можно видеть верхнемантийный поток, венчающийся срединно-океаническим хребтом. Стрелками показаны направления движения материала, а волнистыми полосками - его растекание. Как видно, движение глубинных масс представляется весьма сложным.
То же видно и на другой модели [Kellogg et al., 1999]. Она получила название blob model (рис. 3). Отмечая, что модель расслоенной конвекции в мантии находится в противоречии с геофизическими данными, авторы полагают, что в нижней мантии распространены крупные разрозненные массы примитивного вещества (blobs), имеющие расплывчатые границы. Они включены в низкоскоростную мантию, в которой происходят сложные конвективные процессы и располагаются в центре конвективных ячей.
В публикации высказывается идея, что поднимающиеся от ядра плюмы могут соприкоснуться с упомянутыми массами, что в конце концов приведет к гетерогенности изотопных источников базальтов океанических островов.
Для нас обе модели представляют интерес в том отношении, что они отходят от господствующих слишком упрощенных представлений о формах мантийной конвекции. Модели допускают сложное распределение конвективных потоков. То, что рисовка одно- или двухъярусных правильных конвективных ячей в мантии противоречит картине глубинных неоднородностей, выявленных сейсмотомографией, автору этих строк ясно уже давно. Отсюда и построение принципиально новой модели мантийных конвективных потоков, в основе которой лежит два момента: новая (шестигеосферная) модель строения мантии и методология нелинейной геодинамики [Пущаровский, 1996, 1998]. Впоследствии первичная схема была несколько усложнена (рис. 4). Учитывая большую пестроту в распределении сейсмонеоднородностей, можно придти к заключению о большой сложности строения и распространения мантийных конвективных систем, а также об их разномасштабности и контрастности проявления. Общий вывод таков, что это внутригеосферные самоорганизующиеся системы, индуцированные разноглубинными энергетическими импульсами. Итак, глубинный материал находится отнюдь не в стабильном состоянии, а в движении. О вертикальной составляющей этого движения вряд ли необходимо специально говорить, поскольку представления о ней широко признаны. Обратимся к горизонтальной составляющей, в отношении которой, кроме публикаций автора и его коллектива, разработок пока нет.
Изменчивость вязкостных свойств вещества геосфер по латерали, на что указывают сейсмонеоднородности, понимается нами как следствие субгоризонтального нагнетания масс в одних местах (высокоскоростные аномалии) и их оттока и разуплотнения - в других (низкоскоростные аномалии). И то, и другое легко увязывается с конвективными процессами. Но механизм нагнетания и оттока масс присущ, как известно, самым верхним геосферам, где он связывается с тектоническими движениями. Следствием является образование зон тектонического скучивания, с одной стороны, и структур растяжения, с другой. Именно этот механизм лежит в основе тектоно-геодинамической концепции, получившей название "тектоническая расслоенность литосферы" [Тектоническая расслоенность литосферы..., 1990]. Покровной тектонике придается при этом решающее значение.
Принципиально важную работу в этом смысле выполнил недавно А. И. Суворов [Суворов, 2000]. Для обширной территории Северной Евразии им проанализированы изменения мощностей различных слоев земной коры и подстилающей ее литосферы. Он показал, что раздувы мощностей разных слоев адекватны структурам тектонического скучивания, а уменьшенные - зонам оттока материала.
Для нас особенное значение имеют данные о перидотитовой литосфере, подстилающей земную кору. В ней выделяется две крупных зоны вздутия (увеличенных мощностей), длиной 4,5-5 тыс. км и шириной 2-2,5 тыс. км и примыкающие к ним депрессионные зоны несколько меньших размеров, где мощности существенно меньше. В первом случае мощности могут достигать многих десятков километров, а местами значительно превышать 100 км. Во втором случае они варьируют в интервале 30-65 км. Увеличенные мощности относятся к древним платформам и палеозоидам; уменьшенные - к Карпатам, Кавказу, Западной Сибири, тихоокеанским регионам. Такое распределение мощностей А. И. Суворов рассматривает как результат тектонического перемещения масс в геодинамических обстановках сжатие-растяжение, с образованием парагенеза: фронтальное поднятие - тыловая депрессия. Амплитуда горизонтального движения масс под Восточно-Европейской и Сибирской платформами по А. И. Суворову составляет не менее 2 тыс. км.
Приведенные выкладки весьма важны для нашей работы, поскольку в известной мере могут быть перенесены на глубокие мантийные геосферы. С целью более ясного представления о тектонике глубинных геосфер, остановимся на физических параметрах внутренних областей земного шара, используя при этом графики А. Навротски [Navrotsky, 1987] (рис. 5). Температурные изменения с глубиной происходят следующим образом: на уровне 410 км температура приближается к 2000o K; на 670 км - 2200oK; на границе мантия-ядро ~3000oK; на границе внешнего и внутреннего ядра ~5300oK; в центре Земли она достигает почти 6000o.
Что касается давления, то в интервале глубин 0-1250 км оно изменяется в пределах 0-50 ГПа; далее до границы мантия-ядро давление возрастает ~ до 140 ГПа; на границе внешнее ядро-внутреннее ядро (5200 км) достигает 325 ГПа; на глубине ~5500 км - 350 ГПа, продолжая расти к центру Земли. Таким образом, нижняя граница допускаемых нами глубинных тектонических процессов лежит в пределах 3000o K и 140 ГПа. На нижней границе верхней мантии (670 км) температура лишь в 1,4 раза ниже, хотя давление меньше в 4,5 раза. Но как бы то ни было, приведенные данные не служат ограничениями для существования тектонических движений в глубинах мантии. О том же свидетельствует и кривая плотности, показанная на приведенном рисунке.
Латеральное нагнетание масс, о котором в нашем случае идет речь, предполагает, насколько сейчас можно судить, движение по тектоническим срывам (надвигам, сдвигам), а также в виде тектонического течения. Это последнее понятие используется весьма широко и поэтому необходимо уточнить смысл, придаваемый ему в данной работе.
Тектонические движения вообще фиксируются по структурным формам, которые ими создаются. Масштабы и характер их проявления весьма различны (движение континентов, сводообразование, покровная тектоника, многообразие складчатых и разрывных деформаций и пр.). Тектоническим течением в данной работе обозначаются такие движения, которые проявляются на микроуровне, создавая структурные формы, не фиксируемые визуально. Можно сказать иначе - что это латеральное (сублатеральное) перемещение малых масс геосферного материала, сопровождающееся тектоническим структурообразованием.
Мантийные геосферы, как теперь можно утверждать, геодинамически представляют открытые неравновесные системы, в пределах которых под воздействием спонтанных энергетических факторов могут возникать закритические состояния, круто меняющие ход конвективных процессов и тектонических преобразований. При этом могут возникать значительные зоны проскальзывания масс, более или менее разогретые и в соответствующих условиях становящиеся даже источниками автономных энергетических импульсов, влекущих новообразования конвективных ячей и перестройку внутригеосферных тектонических соотношений [Пущаровский, 1998; Пущаровский, Пущаровский, 1999]. В мантии Земли ничто не ограничивает такие возможности.
Здесь мы подходим к главному выводу проведенного анализа, который состоит в следующем.Тектоносферой является вся область земного шара, в пределах которой происходят тектонические движения, фиксируемые тектоническими деформациями. Такими процессами охвачены все геосферы коры и мантии Земли, в связи с чем понятие "тектоносфера" охватывает всю область планеты, лежащую выше ее ядра. Жидкое внешнее ядро не может к ней относиться по определению.
3)ОПРЕДЕЛЕНИЕ ОТНОСИТЕЛЬНОГО ВОЗРАСТА Г.П
Определение относительного возраста пород- это установление, какие породы образовались раньше, а какие – позже.
Относительный возраст осадочных г.п. устанавливается с помощью геолого-стратиграфических (стратиграфического, литологического, тектонического, геофизических) и биостратиграфических методов.
Стратиграфический метод основан на том, что возраст слоя при нормальном залегании определяется – нижележащие их слои являются более древними, а вышележащие более молодыми. Этот метод может быть использован и при складчатом залегании слоев. Не может быть использован при опрокинутых складках.
Литологический метод основан на изучении и сравнении состава пород в разных обнажениях (естественных- в склонах рек, озер, морей, искусственных – карьерах, котлованах и т.д.). На ограниченной по площади территории, отложения одинакового вещественного состава (т.е. состоят из одинаковых минералов и горных пород) , могут быть одновозрастными. При сопоставлении разрезов различных обнажений используют маркирующие горизонты, которые отчетливо выделяются среди других пород и стратиграфиески выдержаны на большой площади.
Тектонический метод основан на том, что мощные процессы деформации г.п. проявляются (как правило) одновременно на больших территориях, поэтому одновозрастные толщи имеют примерно одинаковую степень дислоцированности (смещения). В истории Земли осадконакопления периодически сменялись складчатостью и горообразованием.
Возникшие горные области разрушались, а на выровненную территорию вновь наступало море, на дне которого уже несогласно накапливались толщи новых осадочных г.п. в этом случае различные несогласия служат границами, подразделяющими разрезы на отдельные толщи.
Геофизические методы основаны на использовании физических характеристик отложений (удельного сопротивления, природной радиоактивности, остаточной намагниченности г.п. и т.д.) при их расчленении на слои и сопоставлении.
Расчленение пород в буровых скважинах на основании измерений удельного сопротивления г.п. и пористости называется электрокаротаж, на основании измерений их радиоактивности – гамма-каротаж.
Изучение остаточной намагниченности г.п. называют палеомагнитным методом; он основан на том, что магнитные минералы, выпадая в осадок, распластаются в соответствии с магнитным полем Земли той эпохи которая, как известно, постоянно менялась в течении геологического времени. Эта ориентировка сохраняется постоянно, если порода не подвергается нагреванию выше 500С (т.н. точка Кюри) или интенсивной деформации и перекристаллизации. Следовательно, в различных слоях направление магнитного поля будет различным. Палеомагнитизм позволяет т.о. сопоставлять отложения значительно удаленные друг от друга (западное побережье Африки и восточное побережье Латинской Америки).
Биостратиграфические или палеонтологические методы состоят в определении возраста г.п. с помощью изучения ископаемых организмов (подробно палеонтологические методы будут рассмотрены в следующей лекции).
Определение относительного возраста магм. И метам. Г.п. (все выше охарактер. Методы – для определения возраста осадочных пород) осложнено отсутствием палеонтологических остатков. Возраст эффузивных пород, залегающих совместно с осадочными устанавливается по соотношению к осадочным породам.
Относительный возраст интрузивных пород определяется по соотношению магматических пород и вмещающих осадочных пород, возраст которых установлен.
Определение относительного возраста метармофических пород аналогично определению относительного возраста магматических пород.
Билет №23
Доке́мбрийский период, или криптозо́й — общее название той части геологической истории Земли, которая предшествовала началу кембрийского периода (раньше 500 млн лет), когда возникла масса организмов, оставляющих ископаемые остатки в осадочных породах.
На докембрий приходится большая часть геологической истории Земли — около 3,8 млрд лет или около 90 % длительности геологической истории Земли
Интенсивное изучение геологической истории докембрия началось в конце XX века, в связи с появлением мощных методов изотопной геохронологии.
Докембрийский отрезок истории Земли занимает огромный промежуток времени - от рождения планеты до рубежа всего лишь в 550-570 млн. лет назад. Иными словами, на докембрийский этап приходится более чем 4 млрд. лет. Однако проследить геологическую историю Земли мы можем, только опираясь на известные нам древнейшие горные породы.
В 1978 г. в СССР была принята стратиграфическая шкала докембрия , включающая два основных подразделения: архей и протерозой, называемых эонами - длительность которых намного превышает временной интервал фанерозойских эр. Разделение архейского эона на две половины: позднюю и раннюю с рубежом около 3 млрд. лет не общепринято, но поздний протерозой, начиная с рубежа 1,65 млрд. лет, знаменует собой качественно новый историко-геологический этап в развитии Земли и в этом отношении может противопоставляться этапу, охватывающему протерозой и архей в целом. Рубеж в 3,5 млрд. лет как геологическая граница раннего архея, конечно, условный и по мере получения новых данных абсолютного возраста может измениться.
Палеонтологический метод в ограниченном масштабе применим для расчленения лишь верхнего протерозоя, в карбонатных породах которого широко развиты страматолиты - следы жизнедеятельности синезеленых водорослей, и в самой верхней части рифея - бесскелетная фауна. Наиболее важная роль в расчленении докембрийских образований принадлежит радиометрическому методу. Однако благодаря многократному метаморфизму и процессам складчатости установление истинного возраста древних пород представляет трудную задачу. Тем не менее, для докембрийских образований разных материков сейчас имеются тысячи определений абсолютного возраста, на которые и можно опираться при выработке естественной периодизации докембрийской геологической истории.
Учитывая характер докембрийских комплексов пород, их взаимоотношения между собой, вещественный состав, метаморфизм, радиометрические и другие данные, выделяют четыре главнейших историко-геологических этапа докембрийской истории Земли: 1) лунный, или догеологический; 2) архейский-3,5 до рубежа в 2,6(2,5) млрд. лет; 3) раннепротерозойский - 2,6(2,5)-1,65 млрд. лет; 4) позднепротерозойский- 1,65-0,57 млрд. лет. Последний этап по стилю развития и характеру пород гораздо теснее связан с фанерозойскими этапами, хотя наиболее важное его отличие от них заключается в отсутствии хорошо развитых форм жизни.
В позднем рифее и в венде, т.е. в конце позднего протерозоя, появляется новая группа эукариотов - бесскелетных организмов, насчитывающая свыше 30 разновидностей и получившая название эдиакарской фауны по наименованию рудника Эдиакара в Южной Австралии. Фауна эдиакарского типа, систематическая принадлежность которой до сих пор не ясна, найдена только в странах Восточного полушария. Она представлена медузоидами и аннелидами (кольчатыми червями), практически не имеющими ничего общего с раннекембрийской скелетной фауной, среди которой не обнаружены возможные потомки эдиакарских форм. Возможно, что в это время в морской воде еще сохранялось повышенное содержание С02, что не позволяло организмам выделять известь и строить скелет. В кембрийской фауне по существу нет потомков позднепротерозойской эдиакарской фауны. Это одна из палеонтологических загадок.
Учитывая особенности геологического развития Земли в мезозойскую и кайнозойскую эры, мы видим, что важнейшим событием этого времени являлся распад суперконтинента Пан-геи-2 и формирование современного структурного плана земной коры. Другим выдающимся событием было появление человека.
Раскалывание Пангеи-2 началось в среднем триасе, и Неотетис, если он не был унаследован от океана Палеотетис, разделил Лавразию и Гондвану. С ранней юры Средиземноморский пояс вступил в альпийский этап развития, причем часть герцинских складчатых сооружений, сформировавшихся в позднем палеозое, вновь подверглась раздроблению и опусканию. Дальнейшие события были связаны с постепенным распадом Гондваны и отделением материков друг от друга. В начале кайнозойской эры Австралия последней отделилась от Антарктиды.
После замыкания прото-Атлантического океана (океана Япетус) в среднем карбоне в течение примерно 140 млн. лет Лавразия и Гондвана были соединены вместе, пока в раннеюрское время не возникла система рифтов, вдоль которой началось образование уже современного Атлантического океана. В середине ранней юры раскрылась Центральная Атлантика и в это же время происходило раскрытие океана Тетис. В начале раннего мела образовалась Южная Атлантика, в апте-альбе - Северная Атлантика и к концу эоцена Атлантический океан уже был близок к современному.
В поздней юре стал формироваться Северный Ледовитый океан, причем его раскрытие шло от Северной Америки к Евразии и наличие срединно-океанского хребта Гаккеля и полосовых магнитных аномалий свидетельствует о спрединге как ведущем механизме.
Докембрийская история Земли насчитывает около 4 млрд. лет. К концу архея уже существовал гранитогнейсовый слой земной коры и огромные пространства были охвачены гранитизацией и складчатостью. В раннем протерозое охлажденная кора подвергается дроблению, и формируются подвижные пояса и платформенные блоки. Разрозненные архейские массивы в конце раннего протерозоя спаялись в единое целое - материк Пангею-1, который начал распадаться в позднем рифее, что сопровождалось образованием рифтогенных структур, а в дальнейшем и подвижных поясов, которым противостояли крупные платформы.
(ПОДРОБНОСТИ)
Геосинклинальные пояса. Древние платформы в позднем протерозое были разделены обширными подвижными поясами с океанскими бассейнами. Переход к ним от платформ осуществлялся постепенно и в краевых зонах, представляющих собой по существу пассивные континентальные окраины, накапливались мощнейшие толщи терригенно-карбонатных отложений. Например, в Урало-Охотском подвижном поясе в пределах Западного склона Урала в Башкирском антиклинории известен разрез рифейских и вендских отложений мощностью более 15 км, в котором выделяется четыре серии: бурзянская, юрматинская, каратавская и ашинская, обладающие грубым ритмичным строением. В низах серии представлены конгломератами, разнообразными песчаниками, глинистыми сланцами, редко прослоями эффузивов, сменяющимися в более высоких горизонтах известняками и доломитами.
В более внутренних зонах подвижных поясов, в том числе и Урало-Охотского, раскол континентальной коры зашел гораздо дальше, вплоть до ее полного исчезновения. Поэтому во внутренних зонах активно проявлялся вулканизм, накапливались кремнистые и глинистые осадки. Раздробление континентальной коры приводило к образованию океанских пространств, в которых существовала осевая рифтовая зона и в стороны от нее осуществлялсяспрединг океанской коры. Ее реликты мы наблюдаем в виде офиолитовой ассоциации, часто раздробленной, превращенной в меланж и залегающей в виде покровных чешуи серпентинитового меланжа.
Глубоководные океанские бассейны существовали во многих рифейских подвижных поясах, которые на протяжении длительной истории испытывали неоднократную складчатость, проявлявшуюся в разных поясах неодновременно. Складчатые движения, устанавливаемые по наличию крупных угловых несогласий в разрезах отложений, известны на рубежах 1,2 млрд. лет в Северной Америке и Европе; в 0,9 млрд. лет - по южному обрамлению Сибирской, на Африканской и Южно-Американской платформах.Складчатость на рубеже позднего рифея и венда получила название байкальской и широко проявилась в Урало-Охотском поясе в области, примыкающей с юга к Сибирской платформе, а также на Урале, в районе Тимана и во многих других местах. Складчатые сооружения, возникшие в эту эпоху, спаялись с платформами и нарастили их, создав байкальские складчатые системы. Однако обширные океанские бассейны рифейского возраста не замкнулись в конце позднего протерозоя, а продолжали эволюционировать и в палеозойское время.
Характерной особенностью рифейских платформенных отложений являлось широкое распространение карбонатных пород, главным образом доломитов, что свидетельствует о все еще высоком содержании углекислого газа в морской воде. В то же время известняки, также присутствовавшие в рифейских разрезах, имеют биогенное происхождение и формировались за счет строматолитов - следов жизнедеятельности синезеленых водорослей, которые способствовали понижению содержания СО2 в воде.
В позднем протерозое в различных местах континентов фиксируется похолодание климата, сопровождавшееся покровными оледенениями. Тиллиты с возрастом от 950 до 660 млн. лет обнаружены в Гренландии, Скандинавии и на северо-западе Русской плиты, на Шпицбергене, в Австралии, Китае, Центральной Европе, Африке, Южной Америке и в других местах. Устанавливаются три крупных ледниковых периода, приходящиеся на конец рифея и венд. Такое повсеместное оледенение свидетельствует не только о холодном климате и существовании больших континентальных массивов, но также и о том, что они находились в высоких широтах, т.е. имели иное, чем сейчас, расположение по отношению к координатной сетке.
Таким образом, в рифейское время происходили усиленныйрифтогенез - раскалывание Пангеи-1 и новообразование океанской коры, а также формирование осадочного чехла на огромных пространствах древних платформ. Тектоника плит более или менее отчетливо начала проявляться лишь с позднего рифея.
Около 1,5-1,4 млрд. лет назад в раннем рифее появляются следы древнейших, предположительно эукариотических организмов, так называемых акритах, округлой формы, размером до нескольких мм, чаще - в десятки микрометров. Возможно, это оболочки одноклеточных водорослей.
В позднем рифее и в венде, т.е. в конце позднего протерозоя, появляется новая группа эукариотов - бесскелетных организмов, насчитывающая свыше 30 разновидностей и получившая название эдиакарской фауны по наименованию рудника Эдиакара в Южной Австралии. Фауна эдиакарского типа, систематическая принадлежность которой до сих пор не ясна, найдена только в странах Восточного полушария. Она представлена медузоидами и аннелидами (кольчатыми червями), практически не имеющими ничего общего с раннекембрийской скелетной фауной, среди которой не обнаружены возможные потомки эдиакарских форм. Возможно, что в это время в морской воде еще сохранялось повышенное содержание С02, что не позволяло организмам выделять известь и строить скелет. В кембрийской фауне по существу нет потомков позднепротерозойской эдиакарской фауны. Это одна из палеонтологических загадок.
Судя по составу осадочных пород, для позднего протерозоя в целом можно говорить о преобладании жаркого и влажного климата, в котором зональность, свойственная фанерозойскому климату, проявлялась еще слабо. Рельеф на земном шаре был, скорее всего, слабо расчлененным. Хотя содержание кислорода в атмосфере повысилось, о чем говорит широкое развитие красноцветных пород, последняя все же была углекислой, что вызывало парниковый эффект. По поводу эволюции атмосферы в докембрийское время, конечно, еще много догадок и предположений, но ряд ученых считает, что в венде произошло важное событие, выразившееся в повышении содержания кислорода. Была пройдена так называемая точка Пастера, выше которой многие микроорганизмы способны функционировать в условиях окислительных реакций, что привело к увеличению эффекта озонного экрана. А это, в свою очередь, сразу же снизило проникающую способность коротковолновой части ультрафиолетового излучения, что позволило уже в кембрии начаться расцвету органической жизни.
СУБКОНТИНЕНТАЛЬНАЯ (СУБОКЕАНИЧЕСКАЯ) КОРА - тип земной коры переходного вида, расположенный между двумя крайними типами земной коры океанической и континентальной. В настоящее время строение такой коры менее всего изучено. Субокеаническая кора развивается вдоль континентальных склонов и подножий, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Это утоненная до 15—20км кора, пронизанная дайками и силлами основных магматических пород. Она вскрыта скважиной глубоководного бурения у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря.
Субокеанический тип земной коры приурочен к котловинным частям окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.) . По строению близок к океаническому, но отличается повышенной мощностью осадочного слоя.
1 – ый верхний – 4 – 10 и более км. , располагается непосредственно на третьем океаническом слое мощностью 5 – 10 км.
Билет №26
№1 Пангея II— гипотетический суперконтинент, в который, по некоторым прогнозам, сольются все нынешние материки через 200—300 миллионов лет.
Авторство термина «PangaeaUltima» и теории её появления принадлежат американскому геологу Кристоферу Скотезе (англ.), занимавшемуся изучением истории литосферных плит.
Через 250 миллионов лет Североамериканский континент повернётся против часовой стрелки и Аляска окажется в субтропическом поясе. Евразия продолжит вращение по часовой стрелке, и Британские острова окажутся в районе Северного Полюса, в то время как Сибирь будет в субтропиках. Средиземное море сомкнётся, и на его месте образуются горы, сравнимые по высоте с Гималаями. Пангея 2 будет на 90 процентов покрыта пустынями. На северо-западе и юго-востоке континента будут находиться гигантские горные цепи.
№2 Восточно-Европейская платформа
Мезозойские отложения распространены главным образом в центральных (морская юра), южных (морские меловые отложения) и юго-восточных частях Восточно-Европейской платформы.
На юге платформы имеются также отложения палеогеновой и неогеновой систем, с которыми связаны месторождения марганца (г. Никополь). В Днепровско-Донецкой впадине достигают большой мощности угленосные отложения каменноугольного возраста. В палеозойских отложениях Волго-Уральской области и Днепровско-Донецкой впадины и в мезозое Прикаспийской впадины (р. Эмба) сосредоточены крупные месторождения нефти.
№3 Органические остатки в архейских отложениях почти не встречаются. Считают, что в архее, по крайней мере в конце, на земном шаре обитали одноклеточные, а может быть и многоклеточные организмы, не имевшие минерального скелета, который мог бы сохраниться в ископаемом состоянии до наших дней.
В протерозейских отложениях органические остатки представлены известковыми выделениями синезелёных водорослей, ходами червей, остатками кишечнополостных. Кроме известковых водорослей, к числу древнейших растительных остатков относятся скопления графито-углистого вещества. В кремнистых сланцах железорудной формации Канады найдены нитевидные водоросли, грибные нити и формы, близкие современным кокколитофоридам. В железистых кварцитах Северной Америки и Сибири обнаружены железистые продукты жизнедеятельности бактерий.
Кембрий — время возникновения и расцвета трилобитов. Это древняя группа членистоногих животных, ближе всего стоящих к ракообразным.
В начале этого периода возникли организмы, обладавшие минеральными скелетами. В палеонтологической летописи появились все обладающие скелетами типы животных, известные в настоящее время, за исключением мшанок.
В основном кембрийскаябиота обитала в морских бассейнах. Существовало большое количество трилобитов, гастропод, брахиопод, одновременно существовали и животные, которых трудно отнести к какой-либо известной группе. Рифостроящими организмами были археоциаты, существовавшие только в кембрии, и водоросли, выделяющие известь. Судя по всему, в кембрии появились первые почвенные беспозвоночные — черви и многоножки. Также в этот период появились коралловые полипы, головоногие моллюски и членистоногие.