|
Структури перехідних зон і континентів. Основними структурними елементами перехідних зон та континентів є рухомі геосинклінальні пояси, епігеосинклінальні та епіплатформені орогенні пояси і континентальні платформи.
Вчення про геосинкліналі виникло ще у другій половині минулого століття, понад сто років тому. Основоположниками його були американські геологи Д.Хол і Д.Дена. Д.Хол ще у 1857 році вперше показав, що складчасті гірські споруди виникли на місці великих прогинів, заповнених потужними товщами різноманітних морських відкладів. Враховуючи планетарний масштаб і синклінальну форму прогинів, Д.Дена (1873) назвав їх геосинкліналіями. Згодом вчення про геосинкліналі було підхоплене європейськими вченими і поступово перетворилося в чітку наукову концепцію, яка за 100 років свого існування відіграла значну роль у розвитку геологічної науки. Значний вклад у розвиток теорі∙ внесли такі дослідники як Е.Ог, Г.Штілле, Л.Кобер, Ч.Шухерт, А.А.Борисяк, С.М.Бубнов, А.Д.Архангельський, М.С.Шатський, В.В.Білоусов, А.В.Пейве, В.Ю.Хаїн і інші.
У 60-70 роках нашого століття, завдяки значним успіхам у вивченні геології дна океанів, виникла нова глобальна геотектонічна теорія - тектоніка літосферних плит, яка швидко перетворилася в одну із провідних в геологічній науці. Як показує практика, нові відкриття не тільки не заперечили старої емпіричної геосинклінальної теорії, але й дали новий імпульс до ∙∙ подальшого розвитку. Особливо важливим було виявлення подібності порід, які залягають в основі геосинклінальних розрізів з розрізами земної кори сучасних океанів, що дало змогу обгрунтувати закладання геосинкліналей на океанічній корі. Розрізи нижніх частин внутрішніх зон геосинкліналей відомі під назвою офіолітової асоціаці∙(чи просто офіолітів) і представляють послідовне нашрування знизу вверх перидотитів, габро, базальтів, кремнистих порід, вапняків тощо, тобто є аналогами сучасної океанічної кори.
Встановлення цього факту дозволило допустити, що сучасними геосинкліналями є перехідні зони між континентами і океанами тихоокеанського типу з окраїнними морями, острівними дугами і глибоководними жолобами, а також акваторій між континентами типу сучасних Середземного і Карибського морів та морів і островів Індонезійського архіпелагу. З цими зонами пов'язаний комплекс магматичних, метаморфічних і тектонічних процесів, за якими вони можуть бути ідентифіковані і в давніх геосинкліналях.
Протягом останніх десятиліть змінились погляди і на походження та причини розвитку геосинкліналей. Якщо Д.Хол причиною прогинання геосинкліналей вважав нагромадження великої кількості осадків, Д Дена - причину прогинання і зім'яття відкладів у складки вбачав у загальному стисненні (контракці∙) Землі, то в 30-50-х роках, а деякі автори і зараз, причини розвитку геосинкліналей пов'язують з процесами, що відбуваються у верхній мантії під геосинкліналями. В останні роки все більше авторів схиляються до ідеї про розвиток геосинкліналей під впливом глобальних процесів руху і взаємодії літосферних плит.
Найвищою таксономічною одиницею в класифікації геосинклінальних структур є рухомі геосинклінальні пояси. Відомий російський тектоніст В.Ю.Хаїн під рухомими геосинклінальними поясами розуміє пояси глобального масштабу, які виникають на межі літосферних плит - океанічної і континентальної чи двох континентальних, як правило, на корі океанічного типу і тривалий час служать місцями інтенсивного вулканізму та осадконагромадження, перетворюючись, внаслідок свого розвитку, у складчасті гірські споруди з потужною корою континентального типу. Довжина їх визначається багатьма, нерідко десятками тисяч кілометрів, а ширина до 2-3 тис.км.
Існує два основних типи геосинклінальних поясів: окраїнно-континентальний та міжконтинентальний. До першого, окраїнно-континентального типу належить сучасний Західно-Тихоокеанський пояс з його системою окраїнних морів, острівних дуг і глибоководних жолобів, таку ж будову мав, очевидно, у палеозої та мезозої Східно-Тихоокеанський пояс. Типовим міжконтинентальним поясом є Середземноморський, розташований між Східно-Європейською та Китайсько-Корейською континентальними платформами на півночі та Африканською і Індостанською на півдні. Такими ж були у палеозої Урало-Монгольський і Північно-Атлантичний пояси.
Геосинклінальні пояси виникли ще у пізньому протерозої, 1350-1000 млн.років тому, одночасно із відокремленням древніх платформ. Основні з них: Тихоокеанський (його часто поділяють на Західно- і Східно-Тихоокеанський), Середземноморський, Північно-Атлантичний, Урало-Монгольський і Арктичний. Три останні закінчили свій розвиток в кінці палеозою- на початку мезозою, а Тихоокеанський і Середземноморський пояси, як уже відмічалося, частково продовжують свій розвиток і зараз.
Перераховані геосинклінальні пояси звичайно називають валкими. Поряд з ними розрізняють і два малі геосинклінальні пояси - Внутрішньо-африканський і Бразильський. Останні різняться від великих поясів не тільки розмірами, але й історією розвитку - еволюція їх тривала лише протягом протерозою.
Геосинклінальні пояси поділяють на геосинклінальні області.
Під геосинклінальними областями більшість дослідників розуміють великі сегменти геосинклінальних поясів (довжиною понад 1000 км), які розділені зонами поперечних глибинних розломів і різняться між собою особливостями будови та розвитку. Наприклад, Урало-Монгольський пояс охоплює Уральську, Тянь-Шанську, Центрально-Казахстанську, Алтає-Саянську і Монголо-Охотську області. В свою чергу, кожна область складається у поперечному перерізі із кількох геосинклінальних систем і серединних масивів, які їх розділяють.
Геосинклінальна система - це виразно лінійна структура довжиною понад тисячу і часто (Урал, Аппалачі) до 3000 км при ширині від 200 до 500-600 км, інколи більше. Геосинклінальні системи можуть розташовуватись між платформою і серединним масивом або між двома серединними масивами або займають весь простір між двома платформами ( у такому випадку поняття області і системи збігаються; наприклад, Урал, Кордільєри Північної Америки). Геосинклінальні системи у межах області можуть завершувати свій розвиток одночасно або у різні епохи. Наприклад, геосинклінальні системи Карпат, Великого Кавказу, Альп тощо, розташовані в межах Альпійсько-Гімалайської області вступили у стадію орогенезу в кайнозої, тобто майже одночасно, а в межах Алтає-Саянської області виділяються геосинклінальні системи еволюція яких завершилася у різний час: Західний Саян сформувався у ранньому палеозої, Східний Саян у пізньому протерозої і т.д.
Німецький геолог Г.Штілле (1940) і американський геолог Д.Кей (1942) виділили в межах геосинклінальної системи два принципово різних елементи - зовнішні, що прилягають до платформ, зони (міогеосинкліналі або несправжні геосинкліналі) і внутрішні, що розміщені зі сторони океану, зони (евгеосинкліналі - справжні геосинкліналі). Міогеосинкліналі закладаються на корі континентального типу і характеризуються нагромадженням уламкових та карбонатних товщ.
Власне кажучи, міогеосинкліналі - це втягнуті у геосинклінальні занурення підводні окраїни континентів, тобто зовнішній шельф та континентальний схил. Евгеосинкліналі розвиваються на океанічній корі, представленій офіолітами, і для них характерне нагромадження потужних осадово-вулканогенних товщ (за рахунок інтенсивного підводного вулканізму). Амплітуди опускань і, відповідно, потужності відкладених осадків завжди значно вищі у евгеосинкліналях.
Серединні масиви- здебільшого уламки тієї платформи, за рахунок дроблення якої виникла дана геосинклінальна область (пояс), тому фундамент їх має ранньодокембрійський вік. Вони є структурами такого ж рангу, як і системи. Форма серединних масивів переважно кутасто-ізометрична при ширині кілька сот кілометрів, рідше понад 1000 км. Наприклад, Індосинійський, Богемський масиви і ін. у Середземноморському поясі. Серединні масиви є аналогами мікроконтинентів, які відомі у сучасних океанах.
У розвитку геосинклінальних рухомих поясів, областей і систем у загальному вигляді виділяють два основних етапи: власне геосинклінальний і орогенний. У першому з них розрізняють дві стаді∙: ранньогеосинклінальну і пізньогеосинклінальну. Останнім часом виділяють ще і догеосинклінальну стадію, яка по-різному виражена залежно від того, в яких умовах закладалася геосинклінальна система - внутріконтинентальних чи окраїнно-континентальних. У внутріконтинентальних умовах догеосинклінальна стадія (тобто стадія закладання власне геосинкліналей) виражається в утворенні пологих западин, які поступово змінюються рифтами, де нагромаджуються грубоуламкові континентальні осадки. Внаслідок розтягу рифт може розширюватись, а континентальна кора поступово тоншати, аж до повного розриву, виливу лужно-основних лав і утворення таким чином ділянок із новою океанічною корою. При цьому рифт стає континентально-океанічним (типовий приклад - Червоне море). Дальше розширення рифту може призвести до перетворення його в рифтогенний океан, типу нинішнього Антлантичного, в центральній частині якого розміщується рифт, а по обидва боки від нього простягаються западини, які виповнюються уламковим матеріалом. У минулому таку догеосинклінальну стадію пройшли у своєму розвитку Урало-Монгольський та Північно-Атлантичний пояси.
В окраїнно-континентальних поясах на догеосинклінальній стадії або формуються вулканічні дуги на корі океанічного типу, відділяючи від океану окрему ділянку (приклад - Алеутська дуга, що обмежує западину Берінгового моря), або відколюються великі блоки від континенту з подальшим перетворенням континентального рифту в окраїнне море (наприклад, Японські острови, відділені від континенту окраїнним Японським морем). В останньому випадку, відокремлені таким чином від континентів ∙х частини можуть вважатись типовими серединними масивами чи мікроконтинентами.
Таким чином, наслідком догеосинклінально∙ стадії у кожному конкретному випадку є утворення обмеженої ділянки кори океанічного типу, яка займає міжконтинентальне чи окраїнно-континентальне положення.
Ранньогеосинклінальна стадія розвитку знаменується початком компенсації розтягування геосинклінальної системи стиском ∙∙ по периферії, де виникають нахилені сейсмофокальні зони Вадаті-Заварицького-Беньофа, приурочені до меж континентальної та океанічної або двох океанічних літосферних плит, а потім і загальним стиском.
Над зонами ВЗБ в верхній мантії виникають осередки магми, які обумовлюють появу на поверхні ланцюжків вулканів - вулканічних дуг. Тому у внутрішніх зонах геосинкліналей відкладаються потужні (до 10-15 км) кременисто-вулканогенні та сланцеві формації, тоді як у зовнішніх зонах, на окраїнах континентів формуються чисто осадові утвори.
Пізньогеосинклінальна стадія починається з моменту ускладнення внутрішньої структури рухомого пояса, яке обумовлене процесами стиснення, викликаного зустрічним рухом літосферних плит і початком закриття океанічного басейну. Все це призводить до занурення однієї літосферної плити під іншу (як правило, океанічна плита більш щільна занурюється під плиту менш щільну континентальну чи з перехідною корою), подальшого розвитку зон ВЗБ, формування вулканічних і невулканічних острівних дуг (геоантикліналей), які служать областями зносу в прилягаючі западини. Окраїнні моря заповнюються осадками - утворюються потужні товщі вулканогенно-уламкових порід - суміш туфів, туфобрекчій і теригенних осадків. Пізні стадії розвитку геосинкліналей характеризуються утворенням флішової формації, складеної теригенними чи теригенно-карбонатними породами, тонкі шари яких ритмічно чергуються між собою, утворюючи товщі потужністю інколи в багато кілометрів. Дальший стиск призводить до зближення острівних дуг з континентами, загальної складчастості, коли зминаються у складки сформовані багатокілометрові товщі осадків і вулканітів, утворення тектонічних покривів (шар'яжів). Вторгаються великі гранітні інтрузії, товщі порід, особливо на глибині, піддаються регіональному метаморфізму.
Пізньогеосинклінальна стадія змінюється орогенним етапом. Ось як висловлюється про процеси у геосинкліналях В.Ю.Хаїн: "...геосинкліналь є ніби котлом, у якому із продуктів виносу магми з мантії, переплавлення більш древньої континентальної кори і зносу з континентів вариться нова потужна континентальна кора. Ця кора нарощує континенти по периферії океанів і в міжконтинентальних геосинкліналях знову спаює континенти, роз'єднані рифтогенезом. А пальник під котлом локалізується в сейсмофокальній зоні ВЗБ і безпосередньо над нею".
Орогенний етап теж поділяється на дві стадії: ранньо- і пізньоорогенну. На початку орогенного етапу геосинклінальна система представляє собою низовинну сушу з континентальною корою. Для першої стадії характерні невисокі темпи підняття орогену, слаба розчленованість його; в крайових прогинах, які розвиваються на межі молодої гірської країни і платформи, нагромаджуються тонкоуламкові породи (тонкі моласи) та , залежно від кліматичних умов, соленосні або вугленосні товщі. На другій стадії гірська споруда росте швидше, вона розширюється, крайові (передові) прогини зміщуються у бік платформ і заповнюються грубоуламковою моласою, а в самих гірських спорудах виникають міжгірні западини, які теж служать місцями інтенсивного осадконакопичення. Для орогенного етапу дуже характерні наземний середньолужний вулканізм та гранітоїдний магматизм.
З утворенням по периферії континенту чи між континентами складчасто гірської споруди зони ВЗБ в одному випадку мігрують в сторону океану (як на узбережжі Тихого океану), у другому - відмирають (як у Середземному морі). Ріст гірських масивів на місці геосинкліналей, на думку ряду дослідників, спричиняється, по-перше складчасто-насувними деформаціями, згромадженням потужних осадово-вулканогенних товщ, по-друге спливанням новоутворених гір згідно із законами ізостатичної рівноваги на своїй гранітно-гнейсовій подушці.
Ізостатичне спливання відбувається у зв'язку із зниженням щільності кори під впливом підвищеного теплового потоку, регіонального метаморфізму і гранітизації.
Таким чином, орогенний етап завершує геосинклінальний розвиток даної території, на місці геосинкліналі появляється складчаста гірська країна з корою континентального типу. Орогенні пояси, які виникли на місці геосинкліналей, називають епігеосинклінальними орогенними поясами.
У подальшому відбуваються процеси згладжування гірського рельєфу екзогенними чинниками, перетворення гір спочатку у дрібносопковик, а пізніше і у рівнину, охолодження кори, що у свою чергу призводить до ∙∙ занурення, покривання території водою і формування на ній осадових верств - чохла. Область вступає в наступну стадію свого розвитку - платформену. Зруйнована складчаста основа, сформована на геосинклінальному етапі стає фундаментом майбутньої платформи.
Континентальні платформи - це відносно стабільні, жорсткі, переважно ізометричної форми ділянки земної кори, які мають двоярусну будову. Вони характеризуються витриманою потужністю земної кори, слабо розчленованим рельєфом, незначними сейсмічністю і вулканічною активністю. У зв'язку з тим, що платформи виникають на місці складчастих областей, в ∙х будові виразно виділяються два структурні яруси: нижній - кристалічний складчастий фундамент, сформований під час геосинклінального розвитку території, і верхній - платформений чохол, формування якого пов'язане з коливними тектонічними рухами платформ (рис. ). За віком порід фундаменту платформи поділяють на древні і молоді.
Фундамент древніх платформ формувався протягом архею та раннього протерозою і складений складчастими, глибокометаморфізованими товщами порід, прорваними гранітними інтрузіями. Верхній ярус платформи - чохол складений спокійнозалягаючими верствами неметаморфізованих морських, континентальних і ефузивних порід, які з різкою кутовою незгідністю покривають кристалічний фундамент. До древніх докембрійських платформ належать Північно-Американська, Південно-Американська, Східно-Європейська, Сибірська, Африка- но-Аравійська, Ідостанська, Австралійська, Антарктична та кілька дрібніших платформ (Китайсько-Корейська, Таримська, Південно-Китайська). Ці платформи складають ядра сучасних материків і обрамлюються молодими платформами та складчастими областями (орогенами). Древні платформи займають близько 40% площі сучасних материків. Від сусідніх молодих платформ вони відділяються глибинними розломами, а від орогенів - передовими (крайовими) прогинами.
Молодими називають платформи, які виникли на пізньопротерозойському, палеозойському чи, рідше, мезозойському фундаменті і, відповідно до віку цього фундаменту, ∙х називають епібайкальськими, епікаледонськими, епігерцинськими, епімезозойськими (див.нижче - поняття про тектонічні цикли). Фундамент молодих платформ менш кристалічний ніж у древніх, породи його менш метаморфізовані, містять менше гранітів і відрізняються від осадового чохла, головним чином, інтенсивною дислокованістю. Прикладами таких платформ є Скіфська епігерцинська, Катазіатська епікаледонська і ін. Слід відмітити також що епібайкальські платформи займають проміжне положення між древніми і молодими і на деяких південних древніх платформах байкаліди розглядаються у складі фундаменту цих платформ.
Найбільшими структурними елементами платформ є щити і плити - структури першого порядку по відношенню до платформ.
Щит - це ділянка платформи, де на поверхню виступає фундамент. Щити характерні для древніх платформ і є наслідком тривалого підняття та денудації даної території (наприклад, Український щит на Східно-Європейській платформі, Алданський щит на Сибірській платформі і ін.).
Плити - ділянки платформ, де фундамент перекритий чохлом (наприклад, Руська плита на Східно-Європейській платформі).
В межах плит виділяються структурні елементи другого порядку: антеклізи, синеклізи і авлакогени.
Антеклізи - великі пологі підняття на плитах, де фундамент перекритий відносно тонким осадовим чохлом, або може навіть виступати на поверхню у вигляді невеликих кристалічних масивів.
Синеклізи - ділянки плит з опущеним (до 3-5 км) заляганням фундаменту і, відповідно, потужним осадовим чохлом. Нахил верств на крилах антекліз і синекліз, як правило, не перевищує 1 , тобто це дуже пологі і обширні структури. Синеклізи і антеклізи, у свою чергу, можуть бути ускладнені тектонічними структурами вищого порядку: локальними підняттями, западинами, валами, флексурами, які виникають переважно над зонами розломів. Прикладами антекліз можуть служити Воронезька та Білоруська, а синекліз - Московська та Українська на Східно-Європейській платформі.
В основі синекліз часто виявляються (з допомогою буріння) поховані структури, які дістали назву авлакогенів. Таким є, наприклад, Дніпровсько-Донецький авлакоген, перекритий Українською синеклізою. Авлакогени - величезні лінійно витягнуті грабеноподібні западини земно∙ кори у фундаменті платформ, обмежені розломами і заповнені осадками різко підвищеної (до 10-12 км) потужності. В них часто нагромаджуються поклади солей та вугілля. У сучасному рельєфі авлакогени здебільшого не виражені і є похованими структурами (можливо різновидністю давніх континентальних рифтів),доступ ними для вивчення лише з допомогою свердловин та сейсморозвідки.
Епіплатформені орогенні пояси та континентальні рифти. Потрібно відмітити, що формування гірського рельєфу відбувається не тільки як наслідок розвитку геосинкліналей. Часто ці процеси протікають і на стабілізованих ділянках земної кори - платформах. Для означення ∙х С.С.Шульц у 1962 році застосував термін "епіплатформений орогенез", а В.В.Білоусов користується терміном "тектонічна активізація платформ".
При епіплатформеному орогенезі гірський рельєф створюється в короткі геологічні строки різнонаправленими тектонічними рухами. При цьому формуються так звані брилові (чи складчасто-брилові) гірські системи з міжгірними западинами. В поперечному перерізі епіплатформені гірські споруди мають склепінчасто-блокову будову.
Процеси гороутворення можуть супроводжуватись базальтовим вулканізмом. Типовим прикладом таких орогенів є Тянь-Шань, історія розвитку якого достатньо вивчена (С.С.Шульц і ін.). До початку неогену Північний Тянь-Шань представляв собою епікаледонську, а Південний Тянь-Шань - епігерцинську платформи. Переконливим свідченням платформеної стадії на Тянь-Шані є рештки (останці) осадового чохла, подібні до чохла сусідньої епігерцинської Туранської платформи. В неогені Тянь-Шань був досить вирівняною, горбкуватою територією. У неоген - четвертинний час відбулася різка активізація тектонічних рухів. Платформа була роздроблена на окремі блоки - опущені грабени і припідняті горсти, які відділялись один від одного глибинними розломами. Переміщення блоків по розломах досягали величезного розмаху - до 12-13 км. Таким чином, сформувалася високогірна країна складчасто-брилового типу.
Подібну історію розвитку мають гірські системи Алтаю, Саян, Аппалачів, Судет та ін. Усі вони пройшли стадію геосинклінального розвитку, коли на ∙х місці були створені складчасті гірські країни, потім стадію платформ - сучасний гірський рельєф формувався уже в межах молодих платформ порівняно недавно. Встановлено, що процеси епіплатформеного орогенезу були досить інтенсивними не тільки на неотектонічному етапі, але й у віддаленому геологічному минулому і співпадали з епохами епігеосинклінального орогенезу в часі.
З епіплатформеними орогенами часто пов'язані процеси рифтоутворення. Континентальні рифти - це великі структури розтягування континентального масштабу, морфологічно виражені простими і складними грабенами з потоншеними корою і літосферою, підвищеним тепловим потоком, вулканічною і сейсмічною активністю. Рифти були відкриті майже одночасно англійським геологом Д.Грегорі у Східній Африці та Є.Зюсом в Європі. Вони мають велику довжину, в сотні і тисячі кілометрів і чітко виражену лінійність. Ширина більшості континентальних рифтів 30-70км, але відомі вузькі - 5-20км (Мертве море) і більш широкі - 200-400 км (Червоне море). В сучасному рельєфі кайнозойські рифти виражені чітко окресленими пониженнями (рифтовими долинами), обмеженими крайовими обрамляючими їх хребтами. Найбільші з сучасних рифтів приурочені до осьових частин великих склепінчастих піднять. Такими є системи Східно-Африканських рифтів (з рифтом Червоного моря), Байкальська рифтова система, Верхньорейнський рифт і ін.
Рифтоутворення майже завжди супроводжується магматичною діяльністю (лужно-базальтовий вулканізм). Відомі навіть дуже великі вулканічні побудови (вулкани Кенія і Кіліманджаро у Східній Африці), розміщені в зонах поперечних розломів, які пересікають рифти.
Розвиток континентальних рифтів, за В.Г.Казьміним, проходить у три стадії. На першій стадії утворюються неглибокі западини у земній корі, розтяг при цьому не перевищує сотень метрів, а континентальна кора майже не потоншена. На другій стадії зароджується і ускладнюється осьова зона рифту, розтяг становить 30-40км, а кора потоншується в 1,5 рази. І, нарешті, на третій стадії відбувається значне (у 2-3 рази) потоншення земної кори, утворюються розриви, по яких на поверхню надходить магма, розтяг досягає 80-100 км, глибина рифту 4-5 км. Повний розрив континентальної кори відбувається вже при потоншенні у 2 рази, на дні рифту починає формуватися базальтова кора і рифт переходить із континентального в міжконтинентальний (типу Червономорського), а потім і в океанічний.
Таким чином, на відміну від геосинклінального процесу, наслідком якого є утворення континентальної кори, при рифтогенезі відбувається зворотній процес - руйнування континентальної кори і утворення океанічної, що, в свою чергу, дає початок гесинклінальному розвитку території.
Тектонічні цикли, епохи складчастості та гороутворення. На протязі складної та тривалої історії свого розвитку, яка обчислюється багатьма сотнями мільйонів чи навіть більше мільярда років, геосинклінальні пояси почергово переживали періоди розширення і повільного опускання та періоди скорочення, звуження і підняття, які супроводились складчастістю, гранітизацією, метаморфізмом, що призводило до перетворення окремих частин поясів спочатку у гірські масиви, а потім у молоді континентальні платформи. А оскільки таке чергування опускань і піднять та супроводжуючих ∙х процесів неодноразово повторювалось в історії поясів, то можна, очевидно, говорити про певну циклічність у їх розвитку.
Вперше звернув на це увагу французький геолог М.Бертран (1886), який виділив чотири цикли гороутворення. Зараз в історії Землі (і в еволюції геосинклінальних поясів) виділяють такі тектонічні цикли: катархейський (4,5-3,5 млрд.років тому), ранньоархейський (3,5-3,0 млрд.років тому), пізньоархейський, або біломорський (3,0-2,6 млрд.років тому), ранньопротерозойський, чи ранньокарельський (2,6-2,0 млрд.років тому), середньопротерозойський, чи пізньокарельський (2,0-1,7 млрд.років тому), ранньорифейський, або готський (1,7-1,4 млрд.років тому), середньорифейський, чи гренвільський (1,4-1,0 млрд.років тому),байкальський (1000-550 млн. років тому), ранньопалеозойський, або каледонський (545-375 млн.років тому), пізньопалеозойський, або герцинський (375-220 млн. років тому), мезозойський, або кимерійський (220-80 млн.років тому) та кайнозойський, або альпійський (незавершений, від 80 млн.років до нашого часу).
Тривалість тектонічних циклів, як видно із переліку, була більшою у докембрії, де досягала 1000 млн.років, в палеозої вона складала 180-200 млн.років, у мезозої 130-140, а в кайнозої - менше 100 млн.років. Умовно в межах кожного тектонічного циклу можна виділити тривалі еволюційні етапи та короткі, бурхливі етапи революційного розвитку або епохи складчастості та гороутворення.
Для еволюційних етапів (тобто періодів власне геосинклінального розвитку поясів) характерні такі процеси як: 1) широкий розвиток прогинань в геосинкліналях та нагромадження потужних осадово-вулканогенних товщ; 2) резонансні прогинання на суміжних платформах та розвиток на них трансгресій - моря наступають зі сторони геосинкліналей; 3) розвиток неглибоких морів на обширних ділянках платформ спричиняє встановлення вологого, теплого клімату, вирівнювання рельєфу; 4) створюються сприятливі умови для бурхливого розквіту органічного світу. Такий режим на планеті називають таласократичним.
В епохи складчастості та породоутворення відбувається:
1) широкий розвиток горотворчих процесів в геосинкліналях;
2) інтенсивні прояви глибинного та наземного магматизму в геосинкліналях;
3) резонансні підняття на прилягаючих частинах платформ і пов'язані із цим регресії морів;
4) поява різкоконтрастного рельєфу суші значно утруднює циркуляцію атмосфери - посилюється контрастність кліматичних зон, розширюються арідні зони, появляються наземні зледеніння;
5) різкі зміни фізико-географічних умов планети викликають загальне погіршення умов існування органічного світу - проходять масові вимирання одних форм та поява інших, більш високо організованих.
Такий режим прийнято називати геократичним, тобто панування суші, на відміну від таласократичного-панування моря. Контрольні запитання і завдання. 1. Які Ви знаєте основні структурні елементи земної кори і літосфери?
2. Що таке серединноокеанічні хребти і чим вони відрізняються від гірських систем материків?
3. Як побудовані океанічні плити?
4. Охарактеризуйте активні та пасивні окраїни континентів.
5. Що таке рухомі геосинклінальні пояси?
6. Проаналізуйте розвиток геосинклінальних поясів.
7. Як Ви розумієте зони ВЗБ?
8. Що таке континентальні платформи?
9. Назвіть найбільші структурні елементи платформ.
10.. Що таке епіплатформені орогени? Наведіть їх приклади.
11.. Поясніть механізм формування континентальних рифтів.
12.Які Ви знаєте тектонічні цикли?
13.Назвіть характерні ознаки таласократичного та геократичного режимів. ЛІТЕРАТУРА. 1. Белоусов В.В. Основы геотектоники.М.,Недра, 1989.
2. Боголепов К.В., Чиков Б.М. Геология дна океанов. М.,Наука,1976.
3. Зейболд Е., Бергер В. Дно океана (введение в морскую геологию). М., Мир,1984.
4. Ле Пишон К., Франшто Ж., Боннин Ж.Тектоника плит. М.,Мир,1977.
5. Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М., Недра,1976.
6. Муратов М.В. Происхождение материков и океанических впадин. М., Наука. 1975.
7. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М., Недра, 1985.
8. Шульц С.С. Тектоника земной коры. Л., Недра, 1979. Всі опубліковані на сайті матеріали належать їх авторам. Матеріали розміщено виключно для ознайомлення. Копіювання та використання інформації суворо заборонено.
|
