|
Лекція 5. КАЙНОЗОЙСЬКИЙ ЕТАП. Кайнозойський етап почався 65 млн. років тому і охоплює три періоди: палеогеновий, неогеновий та антропогеновий (четвертинний).
Нижче приводиться коротка характеристика подій в усіх трьох періодах. Слід відмітити, однак, що останній, антропогеновий період відрізняється від попередніх цілим рядом характерних ознак, що служить основою для його окремого більш детального розгляду в багатьох роботах. Особливостями антропогенового періоду можна вважати його короткотривалість у порівнянні з давнішими періодами (1,7-2 млн. років), різкі і численні коливання клімату, широкий розвиток наземних зледенінь (через що його інколи називають льодовиковим), появу та еволюцію людини, розвиток матеріальної культури. Крім цього, специфічними особливостями характеризуються і утворені в цей час осадки: дуже широке, практично повсюдне поширення, незначна потужність, швидка фаціальна мінливість по вертикалі і горизонталі, незцементованість тощо.
Особлива увага приділяється палеогеографії антропогену, тому що саме у цей час сформувалися основні риси сучасного рельєфу, сучасні ландшафти та біоценози планети. Еволюція земної кори. У кайнозої геосинклінальний режим зберігався лише в Середземноморському та обох Тихоокеанських поясах.
У Середземноморському поясі розвивались геосинклінальні системи, закладені в мезозої. Внаслідок подальшого зближення Африкано-Аравійської плити з Євразією океан Тетіс продовжував скорочуватись. До олігоцену взовж південного краю Євразії розміщувались зони субдукції, в яких поглиналась океанічна кора. З олігоцену розвиток геосинклінальних систем Альпійсько-Гімалайської області проходить уже в умовах зіткнення, колізії континентальних брил, що супроводжується формуванням складчасто-насувних і покривних структур, гірського рельєфу, шар'яжів та континентального вулканізму. Загальний стиск призводить до звуження структур но-фаціальних зон та зміни їх конфігурації. Так, підраховано, що ширина Альп до стиску становила 600-1200 км, зараз їх ширина біля 150 км; палеомагнітні дані вказують також на зближення Великого і Малого Кавказу з пізньої крейди майже на 700 км. Утворення гірських хребтів Альпійсько-Гімалайської області супроводжувалось закладанням на стику їх з молодими чи древніми платформами передових (крайових) прогинів, які виповнювались грубоуламковими моласами - продуктами руйнування сусідніх гірських масивів, а також соленосними та нафтогазоносними формаціями.
Так, на місці сучасних Альп у палеогені існував ряд прогинів дугоподібної форми, в яких йшло нагромадження морських теригенних і карбонатних відкладів. У кінці палеогену ( в олігоцені) почались складко- і горотворчі процеси альпійського орогенезу, які перетворили Альпи в складчасту гірську окраїну - Альпи вступили в орогенну стадію свого розвитку, яка продовжується і зараз. У неогені вздовж північного схилу Альп заклався і заповнювався континентальними грубоуламковими відкладами до середини періоду Передальпійський крайовий прогин. У цей же час в Альпах утворилися потужні насуви - шар'яжі.
Подібним чином проходили події і в більшості інших геосинклінальних систем Альпійсько-Гімалайської області. У Карпатах геосинклінальні прогини в палеогені заповнювались піщано-глинистим флішем. На початку неогену (в міоцені) відбувались складко- і горотворчі процеси. На межі із Східно-Європейською платформою виник і почав заповнюватись спочатку моласовими, а потім нафтогазоносними та соленосними відкладами Передкарпатський крайовий прогин. Розвиток Карпат продовжується і нині, про що свідчать, зокрема, періодичні землетруси в межах цієї гірської країни (наприк лад, у масиві Вранча в Румунії).
На Кавказі в палеогеновому періоді осадконагромадження проходило в прогинах, що розміщувалися північніше й південніше підняття Головного Кавказького хребта. В північному прогині відкладались глинисто-карбонатні мули і вапнисті глини з прошарками пісків (міогеосинкліналь), в південному прогині - флішоїдні товщі. На території Малого Кавказу і на суміжних територіях Туреччини, Ірану, Афганістану відкладались осадово-вулканогенні формації. В олігоцені почалося формування гірського рельєфу як на Великому, так і на Малому Кавказі. На півночі виник Передкавказький крайовий прогин, який проіснував до кінця неогену і виповнений нафтогазоносними моласами.
Таким чином, у кінці палеогену - на початку неогену в межах Альпійсько-Гімалайської області сформувався цілий ряд молодих гірських систем: Піренеї, Андалузькі гори, Альпи, Апенніни, Динарські гори, північна частина Атласу, Карпати, Балкани, гори Малої Азії, Кримські гори, Великий та Малий Кавказ, Ельбурс, Копетдаг, Памир, Гіндукуш, Загрос, Гімалаї. Вздовж цих систем на межі з платформами формувалися крайові прогини (Передальпійський, Передкарпатський, Передкавказький, Передкопетдазький, Передпамирський), виповнені, головним чином, грубоуламковими та нафтогазоносними відкладами. Гороутворення супроводжувалося магматизмом - у другій половині неогену виникли такі відомі вулканічні споруди Середземномор'я, як Етна, вулкани Ліпарських островів, Ельбрус, Казбек і ін., спостерігалось також вторгнення кислих інтрузій, наприклад, на Кавказі, в Малій Азії та інших районах.
Океан Тетіс, який до кінця палеогену ще займав значні території між Африкою та Євразією, з початком альпійського орогенезу розпадається на два басейни: північний - Паратетіс, який затоплював південну окраїну Східно-Європейської платформи та Скіфську плиту і південний - власне Тетіс, що охоплював Середземномор'я.
Південний басейн в кінці міоцену підняттям в районі Гібралтару був ізольований від Атлантичного океану. На його місці утворилися обширні засолені лагуни, в яких нагромаджувались товщі гіпсів, ангідритів, солей. Такі відклади сформувалися тоді також у Передкарпатті, Закарпатті, на Малому Кавказі. Перемичка на місці Гібралтару періодично відкривалась і тоді води Атлантики затоплювали котловину Середземного моря. В періоди осушення круті схили моря прорізувались глибокими каньйонами річок, які впадали у нього. Прикладом такого каньйону є, наприклад, підводне продовження р.Ніл, яке, заповнене осадками, прослідковується на 1200 км від дельти. В пліоцені зв'язок Тетісу з океаном відновився.
Паратетіс в середині міоцену покривав Волино-Подільську плиту, південь Східно-Європейської платформи, Скіфську і Туранську плити. В подальшому його еволюція проходила через утворення великого солоноватоводного Сарматського озера-моря, потім - в кінці міоцену - Меотичного моря і Понтичного - на початку пліоцену. В пліоцені підняття в межах Карпат та Кавказу призвели до розпаду цього морського басейну на ряд нині існуючих водойм: моря Угорське (його релікт відомий як озеро Балатон), Чорне, Азовське, Каспійське та Аральське.
Південний басейн розпався на моря Егейське, Адріатичне, іонічне, Тіренське та Середземне.
У Західно-Тихоокеанському поясі в межах областей Східно-Азіатської , індонезійської та Меланезійської відбулось підняття острівних дуг, формування глибоководних жолобів та окраїнних морів. Ця територія, куди входять Корякське нагір'я, півострів Камчатка, о. Сахалін, Курильські, Японські, Філіпінські острови, Нова Гвінея, Нова Зеландія, Соломонові острови, Нові Гебриди і Нова Каледонія перебуває зараз на головному геосинклінальному етапі розвитку (стадія острівних дуг) і розглядається багатьма тектоністами як сучасна модель геосинкліналей (евгеосинклінальні зони). В окраїнних морях та глибоководних жолобах іде потужне осадконагромадження, яке супроводжується наземним та підводним вулканізмом, інтенсивними сейсмічними явищами. В зонах ВЗБ вздож острівних дуг відбувається поглинання океанічної кори (субдукція). Острівні дуги та Окраїнні моря західної периферії Тихого океану були сформовані в близькому до сучасного вигляді вже на початку неогену.
У Східно-Тихоокеанському поясі альпійським гороутворенням були охоплені дві області: Берегових хребтів (південне узбережжя Аляски та Берегові хребти в Каліфорнії) та Андійська (гори Центральної Америки, Великі та Малі Антільські острови, Анди). Орогенний етап в них незавершений, хоча початок його, наприклад, в Андах відноситься ще до раннього кайнозою. Вздовж високогірної області Анд з боку Тихого океану розвивається глибоководний прогин (Перуанський жолоб), в якому в кайнозої відклались потужні осадові товщі.
Короткочасна регресія кінця крейди у палеогені змінилася широкою трансгресією, максимум якої припадає на еоцен. Це була остання велика трансгресія в історії Землі. Морем, яке трансгресувало зі сторони Тетісу, покривалися значні території Західно-Європейської плити, південь Східно-Європейської платформи, Скіфська і Туранська плити. Морем була покрита і епігерцинська Західно-Сибірська плита. Через Тургайську протоку море Західного Сибіру з'єднувалось із морськими басейнами Тетісу. З олігоцену Західний Сибір осушується і на місці моря залишається заболочена рівнина.
Взагалі олігоценова епоха - це час глобальної регресії, коли звільняються від моря значні території, як Євразії так і Північної Америки. Регресія, яка охопила і весь неоген, була прямим наслідком альпійського орогенезу і призвела до поширення у цей час майже виключно континентальних осадків. Так, Східно-Європейська платформа покривалась мілководними морями лише на півдні, де відкладались піски, глини і карбонатні мули. Крім цього, із неогеновою регресією пов'язують загальне похолодання у високих і середніх широтах, ріст Антарктичного льодовика та зледеніння у північній півкулі.
Слід відмітити значне поширення у неогені процесів епіплатформеного орогенезу, якими були охоплені ділянки древніх платформ, епіпалеозойських плит та мезозоїд. Наслідком цих процесів було створення на місці старих складчастих гірських систем, на той час уже сильно зруйнованих, молодих гір, названих складчасто-бриловими, або відновленими. Таким чином формувався сучасний гірський рельєф Тянь-Шаню, Алтаю, Саян, Судет, Аппалачів, Скелястих гір та ін. Процеси епіплатформеного орогенезу часто супроводжувались інтенсивним базальтовим та андезитовим вулканізмом і рифтоутворенням. У мезозойській Верхояно-Чукотській області бриловими рухами в кінці неогену (пліоцен) були створені гірські споруди Верхоянського хребта, хребта Черського, а загальне підняття спричинило утворення перемички (сухопутного моста) між Чукоткою та Аляскою - виникла "суша Берінгія", по якій проходило змішування фаун Євразійського і Північно-Американського материків. Це було вже друге об'єднання цих материків "сушею Берінгія" - перше відбулося ще в кінці крейди. Таким чином, в північній півкулі спостерігається тенденція до збільшення площі, зайнятої континентами, до їх об'єднання, тоді як у південній - продовжуються процеси розпаду Гондвани і ріст океанських акваторій.
У палеогені відбулось повне роз'єднання Індії, Австралії та Антарктиди. індія перемістилась майже на 8000 км на північ і в олігоцені зіткнулась з Євразійською плитою, наслідком чого було закриття східної частини Тетісу і формування Гімалаїв. Австралія мігрувала на північний схід, повертаючись проти годинникової стрілки, Антарктида - на південь до свого сучасного положення. В середині палеогену повністю переривається зв'язок між Африкою і Південною Америкою.
Грандіозні події відбувались в Африці. На початку неогену в східній частині проходило формування склепінчасто-брилових піднять, в осьовій частині яких закладались рифти, так звані Великі Африканські рифти. Вони простягнулись у меридіональному напрямку майже на 6500 км від Туреччини до річки Замбезі на півдні Африки. Рифти заповнені водою озер Вікторія, Рудольф, Ньяса, Танганьїка, Мертвого і Червоного морів, Аденської і Суецької заток.
Рифтоутворення в Африці супроводжувалось інтенсивним базальтовим вулканізмом, який триває і зараз (вулкани Кенія, Кіліманджаро, Меру, Карасімба і ін.). По утворених рифтах відбувається розчленування Африканського континенту, як раніше Гондвани. При цьому, якщо рифти Східної Африки відносяться до континентальних, то рифт Червоного моря уже - міжконтинентальний. Континентальна кора у ньому розірвана і заміщена океанічною, а середня швидкість розширення за останні 25 млн. років становить 0,75 см/рік.
Подібні як у Східній Африці структури утворювались і на інших ділянках земної кори. Наприклад, на південь від Сибірської платформи в олігоцені - неогені оформилось Байкальське склепінчасте підняття, в периклінальній частині якого заклалась система кулісоподібно розташованих рифтів, одним із яких є відоме озеро Байкал. Кора під ним потоншена, тепловий потік в 2-3 рази вищий від фонового, опускання дна відбувається зі швидкістю 0,6 см/рік, розсув - 0,2-0,3 см/рік.
Відома також велика Західно-Європейська рифтова система, закладена ще у мезозої, в якій, починаючи з еоцену, інтенсивно розвивався Верхньорейнський рифт і ін.
Таким чином, протягом альпійського тектонічного циклу, який почався з пізньої крейди і продовжується і зараз, завершилось формування сучасної структури земної кори. Потужні процеси альпійського складко- і гороутворення призвели до виникнення на місці Середземноморського поясу протяжної смуги гірських систем від Піренеїв до Гімалаїв і, як наслідок, до закриття океану Тетіс. В Тихоокеанському поясі сформувались гірські споруди по східній периферії океану та системи острівних дуг - окраїнних морів - по західній його околиці.
Рухи альпійського орогенезу призвели до резонансних піднять на територіях древніх і молодих платформ, що спричинило обширні регресії у неогеновому періоді, поширення континентальних відкладів та континенталізацію клімату.
Процеси активізації платформ (епіплатформений орогенез), особливо інтенсивні з кінця неогену, сприяли формуванню гірського рельєфу на молодих та древніх платформах і, як наслідок, підвищенню загальної висоти континентів.
На окремих ділянках земної кори проходили процеси рифтогенезу. Протягом неотектонічного етапу альпійського тектонічного циклу (неоген-антропоген) сформувався в основних рисах сучасний рельєф Землі. Палеогеографічні умови. Палеогеновий період - це час широких морських трансгресій, коли на значних територіях континентів, покритих мілководними морями, відкладались переважно карбонатні осадки. Збідненість порід уламковим матеріалом дозволяє допускати слабу контрастність рельєфу континентів у палеоценову та еоценову епоху. В.М.Синіцин (1980) вважає, що на той час на Землі не існувало гірських систем, висота яких перевищувала б 3000 м. Зокрема, зовсім невисокими були ще Гімалаї, які не стримували поширення впливу індійського мусону на внутрішні частини Азії. Очевидно, із цих причин клімат Землі у палеогеновому періоді був рівномірно теплим, слабо диференційованим термічно і без значних контрастів у розподілі атмосферних осадків. Тропічний і субтропічний клімат охоплював не тільки приекваторіальні райони, але й басейн сучасного Середземного моря, Передню Азію, південь Європи, частину Кавказу. В цих районах відомі прояви бокситів, марганцю та вугілля, наприклад, буровугільні родовища України і Кавказу, боксити Угорщини, марганцеві руди України і Кавказу і ін. Листопадні дерева росли на островах Канадського архіпелагу, на Шпіцбергені, Гренландії.
Північна межа вічнозелених лісів підіймалась до 560 пн.ш., а температура води Північного Льодовитого океану досягала 14 ºС. Арктичної кліматичної зони у північній півкулі, очевидно, взагалі не існувало, як не було і справжніх пустель. Зона помірно теплого клімату займала більшу частину Азії, Північну Америку, Арктику.
Середньорічна температура в еоцені для Європи складала 27 ºС. Взагалі ж всі кліматичні пояси проходили значно північніше (у північній півкулі) ніж теперішні.
В олігоценову епоху, у зв'язку з початком альпійських горотворчих процесів, а пізніше й процесів епіплатформеного орогенезу, починаються широкі регресії, які розвиваються на протязі всього неогену. До кінця цього періоду материки практично звільнились від морів і поступово діставали сучасні обриси. Різко зростає контрастність рельєфу, виникають субширотні та субмеридіональні гірські масиви, які облямовують вирівняні ділянки платформ, збільшується питома вага уламкових порід в загальній масі відкладених осадків. Відповідно міняються і кліматичні умови. Загальне похолодання почалося вже з другої половини олігоцену. У зв'язку із утворенням протоки між Австралією та Антарктидою, в олігоцені сформувалася Антарктична циркумполярна течія, яка відіграла суттєву роль у розвитку наземного зледеніння на цьому материку. У північній півкулі похолодання проходило нерівномірно - так межа тропічного поясу за період палеоген-неоген змістилась у Європі на південь на 20 5о 0, а на Далекому Сході - на 7-8 5о 0. З похолоданням посилювалась контрастність клімату - зростали температурні відмінності між літом і зимою, скорочувалась загальна кількість атмосферних опадів, урізноманітнювався їх розподіл. В арідних областях савани й степи змінювалися напівпустинями. В пізньому пліоцені в Арктичному басейні появляється лід, який починає відігравати важливу кліматоформуючу роль. Середньорічні температури для північної півкулі, за даними Р.Флінта (1978), складали в еоцені 20-22 ºС, в олігоцені - 20 ºС, в міоцені - 17-19 ºС, в пліоцені - 14 ºС.
В антропогені загальне похолодання призвело до великих наземних зледенінь у північній півкулі. При цьому різкі коливання температури і вологості спричиняли чергування льодовикових і міжльодовикових епох в високих широтах і плювіальних (зволожених) та ксеротермічних (засушливих) кліматів в низьких широтах.
Найбільш потужні льодовики формувалися в районах із океанічним кліматом (Північно-Західна Європа, Північна Америка), в напрямку континенталізації клімату спостерігалось зменшення льодових покривів. З цих причин у Східному Сибіру, незважаючи на низькі середньорічні температури, зледеніння було розвинуте в основному в гірських районах, а на рівнинах розвивалась багатолітня мерзлота.
Північно-Американський льодовик складався із трьох щитів - Лаврентьєвського, Гренландського і Кордільєрського. Тут виділяють п'ять зледенінь, яким присвоєні назви американських штатів: Небраска, Канзас, Ілінойс, Айова, Вісконсін. Під час останнього максимального зледеніння Північно-Американський материк покривався льодом майже повністю.
У Європі центрами антропогенових зледенінь були Скандинавський півострів, Ірландія, Шотландія, Альпи. На території Руської рівнини виділяють 6 великих зледенінь: березинське, окське, дніпровське, московське, ранньовалдайське та пізньовалдайське.
Найбільшим був дніпровський льодовик (середній плейстоцен), який просувався на південь двома язиками - по Дніпру і по Дону. Дніпровський язик досягав широти сучасного м. Дніпропетровська, а Донецький - широти м. Волгограда. Протяжність льодовикового покриву в дніпровську епоху від центра зародження у південному напрямку досягала 2200 км, в східному - 1500 км.
Самостійні центри зледенінь існували також на Новій Землі, Полярному Уралі, Північній Землі, Таймирі.
В епохи зледенінь на льодовикових щитах розвивався клімат високогірних льодових пустинь з середньорічними температурами - 50-60 ºС. Тут проходило формування антициклонів. У зонах, що безпосередньо прилягали до льодовиків (перигляціальних), клімат був сухим і холодним, з мерзлотними явищами в грунтах. Характерними утвореннями цих зон були леси та лесовидні суглинки - палево-жовті породи еолового походження. У лесах спостерігаються прошарки викопних грунтів, утворення яких пов'язують з епохами потеплінь і відступу льодовиків (міжльодовиков'ями). Як зауважує В.М.Синіцин (1980), клімат міжльодовикових епох був близьким до сучасного, а часом і теплішим та сухішим, на що вказують теплолюбиві дерева, які поширювались у цей час дальше на північ, ніж зараз.
У перигляціальних зонах проходило інтенсивне формування річкових долин. В льодовикові епохи великі маси талої води поступали в річкові долини, розширюючи їх, поглиблюючи русла. В міжльодовиков'я стік води з-під льодовиків різко падав і долини заповнювались алювієм. Потім наступило нове похолодання, наступ льодовика і пов'язане з цим врізання русел і т.д. Таким чином формувалися терасові рівні таких великих річок, як Дніпро, Дністер, Дон, Волга, Об, Єнісей і ін., кількість терас у них відповідає кількості льодовикових епох.
На півдні північного позатропічного простору (який включав, за К.К.Марковим (1968) і льодовикові та перигляціальні зони) розміщувалась плювіальна зона, для якої було характерним зволоження в льодовикові епохи та арідизація клімату в міжльодовиков'я. У плювіальні епохи підіймався рівень в озерах, повноводними ставали річки, зростала кількість атмосферних опадів. Такі умови в часи зледенінь спостерігалися у Присередземномор'ї, в Середній та Центральній Азії, Північному Китаї.
Тропічний та субтропічний клімат південної Азії та Європи різких змін у льодовикові епохи не зазнавав із-за захищеності високогірними спорудами Альпійсько-Гімалайської області.Якщо в приполярних областях зниження температури в льодовикові епохи досягало 12-15 ºС, то в екваторіальній області - всього 4-6 ºС.
Відступ останнього пізньовалдайського льодовика відбувся десь близько 10 тис. років тому. Вслід за ним почалося загальне потепління, переміщення кліматичних зон в сторону полюсів. Під час кліматичного оптимуму, який спостерігався біля 6000 років тому, середньорічна температура у Європі була на 2-3 ºС вища від сучасної, значна частина Арктики звільнилась від льоду, розтопився Скандинавський льодовик, зона лісів розширилась за рахунок скорочення тундри . В інтервалі від 2500 до 500 р.до н.е. відбувалось певне похолодання, відоме як суббореальне, коли у високих широтах збільшилась кількість льоду, а в арідних зонах знизився рівень озер. З 500 р. до н.е. і до цього часу спостерігається відносне потепління, яке ускладнюється коливаннями вологості (В.М.Синіцин, 1980).
Причини антропогенових материкових зледенінь дискусійні. Одна з поширених точок зору пояснює загальне похолодання в неогені та антропогені тектонічними процесами альпійського орогенезу та епіплатформеним гороутворенням , наслідком яких було значне збільшення середньої висоти материків у антропогені, порівняно з початком кайнозою (зараз середня висота континентів складає 875м, на початку кайнозою - 350-400 м ). Крім цього, враховується ізоляція Арктичного басейну внаслідок виникнення сухопутних мостів між Євразією та Північною Америкою на місці Берінгового моря ("суша Берінгія") та в північній частині Атлантики, що супроводжувалось припиненням притоку теплих вод з Тихого та Атлантичного океанів і зменшенням виносу льоду з Арктики.
Періодичність зледенінь, у свою чергу, може пояснюватись астрономічною гіпотезою К.Міланковича. Органічний світ. Протягом кайнозою формувався сучасний органічний світ морів та континентів, сучасні ландшафти і біоценози. Панівне становище серед рослин захоплюють ще у другій половині крейди покритонасінні. В палеогені особливого поширення набувають трави - злаки, осокові, лілії, морські трави. Слід сказати, що ряд дослідників вважають, що трав'янисті покритонасінні - похідні від деревних форм. Тобто процес ішов по лінії: дерева-кущі-напівкущі-багатолітні трави-однолітні трави. При цьому бурхлива еволюція трав починається вже з другої половини палеогену. Зміна деревних форм трав'янистими пов'язується із загальним похолоданням і континенталізацією клімату в кінці палеогену - початку неогену.
Відомий палеоботанік А.М.Криштофович виділяє для палеогену дві фітогеографічні провінції: тропічну та теплопомірну. Тропічна рослинність заселяла великі території на півдні США, південь Європи, південь Східно-Європейської (Руської) рівнини до широти м. Харкова, Південну і Центральну Азію південніше Тібету. Це так звана полтавська флора, до складу якої входили такі теплолюбиві рослини як пальми, лаври, олеандри, мірти, гладколисті дуби, бамбук, папороті, тис, араукарія. Помірно тепла провінція розташовувалась північніше і охоплювала північ Північної Америки, Гренландію, північ Європи, центральну і північну частину Руської рівнини, Західний і Східний Сибір, Примор'я. Тут росла флора названа тургайською, яка включала в основному листопадні і хвойні дерева: клен, береза, бук, каштан, липа, магнолія, тис, ялина.
У неогені план фітогеографічної зональності в цілому зберігався, однак у зв'язку із похолоданням межі зон поступово зміщувались на південь. Так уже в міоцені межа між помірнотеплою та тропічною зонами проходила по лінії Передальпійська зона - Закавказзя - Кунь-Лунь - нижня течія Янцзи (В.М.Синіцин, 1980). В міоценових відкладах Причорномор'я зустрічаються рештки секвой, тисів, сосен, дубів, буків, берез тощо, типових листопадних і хвойних дерев. В північній півкулі вздовж північної межі арідної зони на місці широколистих лісів і саван палеогену починають розвиватись типові степові угрупування рослин - відбувається так зване "велике остепніння рівнин". На північному сході Азії починається формування зони хвойних лісів (тайги). В пліоцені межа між тропічною та помірнотеплою зонами опустилась на рубіж хр.Тавр-Гімалаї. Завершується формування тайги на північному сході Азії, в кінці епохи на арктичних островах появляється тундрова рослинність - мохи, лишайники, карликові форми дерев. В антропогеновому періоді сформувались сучасні рослинні угрупування.
Серед морських безхребетних в кайнозої досягають розквіту двостулкові і черевоногі молюски, в палеогені бурхливо розвиваються найпростіші (нумуліти) - породоутворюючі організми. Відомі також губки, корали, голкошкірі і ін. Згідно із В.М.Синіциним (1980),у палеогені план і характер зоогеографічної зональності за фауною безхребетних зберігався таким, як і в пізній крейді. Він виділяє тропічні Середземноморську та індо-Малайську провінції, які охоплювали морські басейни Південної Європи, Південно-Західної та Південно-Східної Азії. Тут були широко розповсюджені великі форамініфери (нумуліти і ін.), колоніальні корали, морські їжаки та молюски. Бореальна помірно тепла область включала також дві провінції: Північно-Тихоокеанську (Японське, Охотське, Берінгове моря) та Західно-Сибірську (однойменний морський басейн). В першій переважала пелециподова фауна, у другій були поширені деякі форамініфери, радіолярії, діатомеї, кремнієві губки. В неогені - антропогені зоогеографічна зональність принципових змін не зазнала, лише межі зон зміщувались на південь, ставали складнішими та різкішими.
Кайнозой - вік ссавців. Ссавці широко розселилися як на суші, так і в морях. У палеогені розвинулись сумчасті, які поступово були витіснені плацентарними і збереглись в основному в Австралії у зв'язку із ізоляцією. Фауну еоцену - раннього олігоцену називають бронтотерієвою за характерним представником - бронтотерієм, що належав до непарнокопитних і був завбільшки із сучасного носорога, носові кості якого утворювали широкі і довгі роги, покриті шкірою і часто розгалужені у вигляді вилки. Крім нього, поширеними групами цієї фауни були амінодонти - масивні. коротконогі болотні тварини завбільшки із середнього чи крупного носорога, а також тапіроподібні, свиноподібні, халікотерії і ін.
Місця поширення бронтотерієвої фауни - заболочені низовини, заплави рівнинних рік, покриті густою і соковитою рослинністю, болотисті ліси тощо.
В олігоцені в периферичних частинах арідної області Азії (Казахстан, Монголія, Західний Китай) та південно-східної Європи поширюється індрикотерієва фауна - мешканці долинних лісів і боліт, а також саван на міжрічкових просторах. Типовий представник - гігантський безрогий носорог індрикотерій, який досягав у довжину 9 м, а у висоту 6 м. Живився корою і листям дерев, кочуючи по саванному дрібноліссю. Індрикотерієву фауну складали також свиноподібні - антракотерії (вели напівводний спосіб життя), амінодонти-болотні носороги, тапіроподібні, риючи гризуни і ін. В ранньому і середньому міоцені складається так звана анхітерієва фауна, яка дістала назву від невеликого лісового коня, анхітерія.
У цю фауну входили різноманітні носороги, мастодонти (попередники сучасних слонів), свині, газелі, гризуни, олені-мунтжаки і ін. В пізньому міоцені-пліоцені розвивається гіпаріонова фауна степів, саван, прерій, тобто мешканці відкритих трав'янистих просторів. Тут спостерігається переважання копитних: гіпаріони - невеликі трипалі тварини (завбільшки з осла), справжні носороги, давні коні, хоботні, антилопи, верблюди, олені, жирафи, бізони, із хижаків - шаблезубий тигр, гієни, із птахів - страуси.
Найбільшими представниками цієї фауни були мастодонти та динотерії (хоботні). Рештки останніх знайдено, наприклад, у декількох місцях Поділля в породах неогенового віку.
Гіпаріонова фауна була поширена на значних просторах південно-східної і середньої Європи, Малої Азії, Казахстану, півдня Західного Сибіру, в Монголії, Китаї, Північної Індії.
У кінці неогену вже відомі сучасні коні, зебри, осли, гіпопотами, в морях - перші дельфінові, предки майбутніх китів, тюлені, моржі. В антропогені в умовах тундри та лісотундри, в прильодовикових районах живуть мамонти, шерстисті носороги, гігантські олені, тури, печерні ведмеді, песці, вівцебики, полярні зайці і ін. Ареал холодолюбивої фауни досяг максимуму у пізньому плейстоцені, коли мешканці тундрової зони (песці, полярні куропатки і ін.) поширювались аж до Кримського півострова.
В цілому ж еволюція фаун хребетних суші на протязі кайнозою демонструє найтісніший зв'язок із зміною загальних кліматичних умов на планеті - області похолодання й засушення клімату були і основними осередками формування нових видів, досконаліших у біологічному відношенні, які пізніше поширювались повсюдно, витісняючи архаїчні форми.
Заключною і найзначнішою подією в історії Землі була поява людини, якій передувала тривала еволюція в кайнозої приматів. Перші примати появляються в кінці крейдового періоду, їх розділяють на напівмавп і мавп. Від напівмавп у еоцені виділились широконосі мавпи, які, в свою чергу, дали початок вузьконосим мавпам парапітекам. Останні населяли Європу 35-40 млн. років тому (олігоцен), пробували спускатись з дерев і ходили у напіввипрямленому стані на двох кінцівках. Наступна ланка еволюції - пропліопітек , який жив у кінці палеогену і дав дві вітки - одна з них веде до сучасних лісових глибоко спеціалізованих мавп, друга - до людей.
Подальшим етапом по другій лінії було формування близько 20 млн. років тому (у міоцені) дріопітека. із групи дріопітека близько 12 млн. років тому виділився рід рамапітека, знайденого в Індії. Близька до нього форма - кеніапітек - з віком 14 млн. років знайдена в Кенії. Рамапітеки і кеніапітеки - найдавніші попередники людини, вони володіли вже рядом ознак, притаманних людям. Від кеніапітека розвинулись дві вітки: люди і австралопітеки. Останні були вперше знайдені в Південній Африці у 1924 році, пізніше - у Східній Африці. Австралопітек ("південна мавпа") жив в інтервалі 6-1 млн. років тому. Об'єм мозку одного із представників австралопітеків - зіджантропа, знайденого англійськими антропологами Л.і М.Лікі в Танзанії, складав всього 530 см3 .
Австралопітеки пересувалися на задніх кінцівках, були прямоходячими. Поблизу їх стоянок знаходять примітивні кам'яні знаряддя - зачатки культури гальок. Разом з австралопітеками у Східній Африці 2 млн. років тому розвивались і найдавніші достовірні предки людини, об'єднані дослідниками у вид Нomo habilis (людина вміла), який проіснував у Східній Африці (Танзанія, Кенія, Ефіопія) до 1,6-1,5 млн. років.
Людина вміла створила культуру гальок, тобто примітивно оброблені камені. Середній об'єм мозку у цих людей складав 642 см3 , зріст 120-140 см. Слід сказати, що основні місця знахідок решток як австралопітеків, так і хабілісів у Східній Африці переважно пов'язані з районами Великих Африканських рифтів. Дані історичної антропології дозволяють зробити припущення, що можливо саме ці райони Африки і слід вважати прабатьківщиною людини.
Еволюцію людей (гомінід) умовно ділять на три етапи (фази):
1) найдавніші люди, або архантропи, які жили в інтервалі від 2 млн. до 300-500 тис. років тому;
2) давні люди (палеоантропи) з віком від 300 тис. до 30 тис. років
3) перші сучасні люди (неоантропи), нижня межа яких умовно проводиться біля 40 тис. років.
До архантропів належать пітекантроп , синантроп, гейдельберзька людина і ряд інших форм, які знайдені в Індонезії, Китаї, Європі, Африці. Відомий антрополог Ле Гро Кларк (1964) об'єднує їх під однією назвою - Homo erectus (людина випрямлена), що , очевидно, зараз видається не зовсім точним, тому що прямоходячими були і їх попередники - хабіліси.
Пітекантроп (в перекладі - мавполюдина) жив в інтервалі 1,9-0,5 млн. років, хоча більшість знахідок з острова Ява мають вік 1-0,5 млн. років. Середній об'єм мозку складав 860 см3. Пітекантроп за деякими даними вмів користуватись вогнем, створив справжні ручні рубила (культура шель ).
Синантроп або людина пекінська був знайдений поблизу Пекіна і за своєю морфологією близький до пітекантропа, хоча й дещо розвинутіший. Об'єм мозку його складав в середньому 1050 см 3. Жив в інтервалі 0,5-0,3 млн. років тому. Створив культуру ашель (грубі, двосторонні рубила), вмів добувати вогонь та підтримувати його на місці стоянок, що дозволяло йому розселятись в перигляціальних районах.
В Європі знайдені рештки людини гейдельберзької з віком біля 500 тис.років.
Давні люди (палеоантропи) - це вид Homo primigenius (людина первісна) або неандерталець, за назвою долини в ФРН, де вони були виявлені у 1856р. Зараз відомо 400 знахідок костей неандертальців в Європі, Африці, Азії, що вказує на їх розселення у різних кліматичних зонах. Неандертальці були невеликі на зріст (155-165 см), об'єм мозку у них становив 1300-1600 см 3, а пропорції тіла були близькими до сучасних людей. Неандертальці були неоднорідною групою. Цікаво, що більш ранні їх форми (так звані прогресивні неандертальці) мали більше рис, притаманних людині розумній, ніж пізні форми - класичні неандертальці. Л.Лікі вважає, що у ранньому плейстоцені чи пліоцені відбулось розділення роду Нomo на дві вітки, одна з яких через прогресивних неандертальців привела до сучасної людини, інша ж завершилася пітекантропами і класичними неандертальцями. Палеоантропи жили стадами (групами), володіли членороздільною мовою. Первісні мисливці. Створили своєрідну культуру мустьє - кам'яні рубила, скребки, гостроконечники. Носили одяг, влаштовували теплі житла.
І, нарешті, неоантропи, або кроманьонці, знайдені вперше на території Франції, а пізніше і в інших місцях - у Африці, Азії, Австралії, вже практично нічим не відрізнялись від сучасних людей. Вважаються безпосередніми предками теперішніх людей.
Відрізнялись високим зростом (180-187 см), об'єм мозку - до 1600 см 3. Займались полюванням, гончарством, рибальством, землеробством. Створили дуже різноманітні культури пізнього палеоліту (солютра, оріньяк, мадлен). Жили родовим суспільством. Кроманьонці перейшли уже від еволюції біологічної до еволюції соціальної.
Крім ссавців у кайнозої інтенсивно розвивались птахи, кісткові риби. Амфібії та рептилії мали другорядне значення. Таким чином, основними подіями у біосфері кайнозою можна вважати:
1) поширення та переважання серед флори материків покритонасінних рослин, при цьому, якщо в палеогені спостерігалось домінування деревних форм, то в олігоцені-міоцені сформувалися трав'янисті угрупування, так зване "велике остепніння рівнин"; в кінці неогену в умовах сильного похолодання виділилась арктична і тундрова рослинність;
2) бурхливу еволюцію та домінуюче становище серед тваринного світу ссавців, при цьому зміна фаун (бронтотерієва, індрикотерієва, анхітерієва, гіпаріонова) спричинялася зміною фізико-географічних обстановок на планеті;
3) виділення із групи ссавців у кінці мезозою - на початку кайнозою приматів, еволюція яких призвела до появи людини розумної. Корисні копалини. З кайнозойськими відкладами пов'язаний дуже різноманітний комплекс корисних копалин. Особливо виділяються багаті родовища нафти і газу, бурого вугілля, солей, поліметалів, марганцю, фосфоритів, алмазів.
Палеоген-неогеновий вік мають родовища нафти і газу Західно-Української провінції, Північно-Кавказької, Азербайджанської провінцій, дуже багаті поклади Ірану, Іраку, Саудівської Аравії, Кувейту, Мексики, Венесуели, Каліфорнії(США), узбережжя Мексиканської затоки (США), Західної Туркменії і ін. Основна частина цих родовищ приурочена до меж платформ та до крайових прогинів.
Кам'яне вугілля палеогену відоме на о.Сахалін, в Японії, на сході Китаю. Буровугільні родовища мають більше розповсюдження і відомі в Україні (Дніпровський басейн еоценового віку), в Росії (Південно-Уральський басейн, олігоцен-міоцен), в ФРН (Рейнський басейн).
Осадові руди заліза (бурі залізняки) розробляються у неогеновому Керченському басейні (Україна), в палеогеновому Західно-Сибірському басейні (Росія), в Лисаковському родовищі (Казахстан). Поширені також залізорудні родовища кори вивітрювання, які формувалися в районах вологих тропіків (Південна і Центральна Америка, Індія, Австралія, Гвінея).
З кайнозойською корою вивітрювання пов'язані і дуже багаті родовища бокситів Австралії (Уейпа), Гвінеї, Ямайки, Сурінама, Гайяни, в яких міститься до 95% всіх запасів зарубіжжя.
В палеогені утворилися найбільші за запасами родовища марганцю: Нікопольське і Великотокмацьке (Україна), Чіатурі (Грузія), Моанда (Габон).
Дуже значні поклади уранових руд палеогенового віку відомі у штаті Вайомінг (США), а також в Скелястих горах (Канада). Майже 4/5 світових запасів олова концентрується у двох оловоносних провінціях: Малакській (Малайзія, Індонезія) та Південно-Американській (Болівія, Аргентина).
В кайнозої сформувалися також унікальні за запасами родовища ртуті. В першу чергу це Альмаден в Іспанії та ідрія у Словенії, а також родовища Туреччини, Італії, Перу, Болівії.
Родовища міді кайнозойського віку відомі в Чілі, Болівії, Перу, в південно-західних штатах США (Майямі).
Калійні солі добуваються у Передкарпатському басейні (Калуш, Стебник) та в Ельзасі (Франція).
Кайнозойський вік мають родовища Північно-Африканської фосфоритоносної провінції, в якій міститься 3/4 світових запасів фосфоритів. Сюди входять родовища та басейни Марокко, Тунісу, Алжиру, Західної Сахари.
В неогені формувалися дві великі сірконосні провінції: Середземноморська та Східно-Азіатська. До першої відносяться осадові родовища Передкарпатського сірконосного басейну (Львівська обл., Україна), а також родовища Італії, Туреччини, Іраку. Друга - вулканогенна - охоплює Курильські та Японські острови Камчатки.
В Африці знаходиться більше 99% запасів алмазів (без Росії), як корінних, так і розсипних, більшість із яких мають палеогеновий та неогеновий вік. Це родовища Заїру, Танзанії, Намібії, ПАР, Гани, Анголи, Гвінеї і ін.
Контрольні запитання і завдання. 1. Як розвивалась у кайнозої Альпійсько-Гімалайська область Середземноморського поясу
2. Чим зумовлювалось складко- та гороутворення в межах Альпійсько-Гімалайської області
3. Опишіть еволюцію океану Тетіс у кайнозої.
4. В чому полягають особливості розвитку в кайнозої Західно-Тихоокеанського поясу
5. Охарактеризуйте основні події, які відбувалися у кайнозої на молодих та древніх платформах
6. Як Ви розумієте процеси епіплатформеного орогенезу
7. Як мінявся клімат протягом кайнозою
8. Які причини зміни кліматичних умов у кайнозої
9. Що Ви знаєте про наземні зледеніння антропогену
10. Приведіть дані про поширення рослинності світу кайнозою.
11. Дайте характеристику тваринного світу кайнозою.
12. Як проходила еволюція приматів
13. Які родовища корисних копалин кайнозойського віку Вам відомі? Покажіть їх на Тектонічній карті світу. ЛІТЕРАТУРА. 1. Войлошников В.Д. Геология. М., Просвещение, 1979.
2. Верзилин Н.Н., Верзилин Н.Н., Верзилин Н.М. Биосфера, её настоящее, прошлое и будущее. М., Просвещение, 1976.
3. Короновский Н.В., Якушова А.Ф. Основы геологии. М., Высшая школа, 1991.
4. Монин А.С. История Земли. Л., Наука, 1977.
5. Синицын В.М. Введение в палеоклиматологию. Л., Недра, 1980.
6. Флинт Р.Ф. История Земли. М., Прогресс, 1978.
7. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М., Недра, 1985.
8. Хаин В.Е., Сеславинский К.Б. Историческая геотектоника. Палеозой. М., Недра, 1991.
9. Ушаков С.А., Ясаманов Н.А. Дрейф материков и климаты Земли. М., Мысль, 1984.
10. Ясаманов Н.А. Древние климаты Земли. Л., Гидрометеоиздат, 1985. Всі опубліковані на сайті матеріали належать їх авторам. Матеріали розміщено виключно для ознайомлення. Копіювання та використання інформації суворо заборонено.
|
