ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 11.09.2020
Просмотров: 1760
Скачиваний: 4
В мезозое и кайнозое происходило активное развитие Тихоокеанского подвижного пояса. В его составе выделяются мезозойские складчатые области, претерпевшие складчатость в конце юры или в мелу – Верхояно-Чукотская и Сихотэ-Алиньская. С востока эти области ограничены грандиозными Охотско-Чукотским и Восточно-Сихотэ-Алиньским краевыми вулканическими поясами позднемелового возраста. Восточное располагаются Восточно-Корякская, Олюторская и Западно-Камчатская системы со складчатостью на рубеже мела и палеогена, а еще ближе к Тихому океану - Восточно-Камчатско-Курильская система, которая и сейчас находится в состоянии высокой тектонической и магматической активности. Характерной чертой областей мезозойской складчатости является наличие в их пределах срединных массивов с эпиархейским фундаментом, представляющих реликты обширной платформы, раздробившейся в рифее.
-
Тектоническое развитие Евразии в кайнозое.
Основные тектонические процессы на территории Евразии были связаны с развитием Альпийско-Гималайского и Тихоокеанаского поясов.
Тектонические процессы в Альпийско-Гималайском поясе по-прежнему определялись быстрым перемещением Африкано-Аравийской и Индийско-Австралийской литосферных плит на север и одновременным закрытием океана Тетис. В процессе закрытия Тетиса можно выделить несколько этапов:
-
- перемещение с юга на север стабильных древних участков суши (современных срединных массивов – Анатолийское плоскогорье, центральная часть Иранского нагорья, Паннонский массив, Рило-Родопский массив и т.д.) и причленение их к южной окраине Евразиатской плиты. Одновременно между срединными массивами и Евразиатской плитой формировались складчатые структуры собственно альпид – Загрос, Эльбурс, Карпаты, Альпы, Стара-Планина);
-
- быстрое перемещение на север Африканско-Аравийской (3-4 см в год) и Индийско-Австралийской (до 11-12 см в год) литосферных плит. Данный процесс привел к закрытию Тетиса и формированию южной цепи складчатых структур – динарид (Динары, Андалузские горы, Тавр, Загрос);
-
-после столкновения литосферных плит горизонтальное премещение резко замедлилось и в неогене начались дифференцированные движения и быстрое воздымание складчатых структур, рост гор;
-
-вертикальное поднятие гор Альпийско-Гималайского пояса не смогло полностью компенсировать динамику Африкано-Аравийской и Индийско-Австралийской плит. Поэтому произошла тектоническая активизация древних структур на север от Альпийско-Гималайского пояса. Началось образование возрожденных гор Азиатского пояса возрожденных гор (Памир, Тянь-Шань,, Алтай, Саяны, Куньлунь, Хинган, Горы Прибайкалья и Забайкалья) и возрождение гор Герцинской Европы.
Горообразовательные движения продолжали развиваться в течение неогена и начале антропогена. Были образованы Альпы, Карпаты, Андалусские горы, Гималаи, вторично подняты на большую высоту Тянь-Шань, Куньлунь, Наньшань, Скандинавские горы, Шотландия и др. Поднятия сочетались с опусканиями и оформлением предгорных прогибов. Вертикальные тектонические движения в Тихоокеанской геосинклинали привели к образованию внутренних и окраинных морей, а также глубоководных впадин.
В конце неогена к Евразийскому материку причленяются обломки Гондваны – Аравийская и Индийская платформы, заполняются Индо-Гангский и Месопотамский предгорные прогибы, происходит окончательное оформление контуров материка в современном виде.
Складкообразование и глыбовые поднятия, приведшие к образованию современных альпийских структур, достигли максимального развития в неогене. В это время сформировались Альпы, Карпаты, Стара-Планина, Пиренеи, Андалусские, Апеннинские горы, Динара, Пинд. Направление альпийских складок зависело от положения срединных массивов герцинского возраста. Наиболее значительными из них были в западном Средиземноморье Иберийский и Тирренский, в восточном Паннонский массив, лежащий в основании Среднедунайской равнины и обусловивший двойной изгиб Карпат. На южный изгиб Карпат и форму дуги Стара-Планины повлиял древний массив Понтида, находившийся на месте Черного моря и Нижнедунайской равнины. В центральной части Балканского полуострова и Эгейского моря располагался массив Эгеида.
В неогене альпийские структуры претерпевают вертикальные движения земной коры. С этими процессами связано погружение некоторых срединных массивов и образование на их месте впадин, занятых сейчас участками Тирренского, Адриатического, Эгейского, Черного морей или низкими аккумулятивными равнинами (Среднедунайская, Верхнефракийская, Паданская). Другие срединные массивы испытали значительные поднятия, что привело к формированию таких горных территорий, как Родопский массив, горы Корсики, Сардинии и полуострова Калабрия, Каталонские горы.
Альпийская складчатость оживила тектонические движения в герцинской зоне Европы. Многие массивы были приподняты и разбиты трещинами. В это время были заложены Рейнский и Ронский грабены. С активизацией разломов связано развитие вулканических процессов в Рейнских Сланцевых горах, Рудных горах и др.
Тектонические движения протекали очень активно в Альпийско-Гималайском геосинклинальном поясе и на территории Азии. Для этой территории характерно чередование зон сближения («скучивания») с более широкими зонами расхождения складок. Узлами скучивания являются Армянское нагорье, Памир, Сино-Тибетские горы, между ними располагаются обширные зоны расхождения, разделенные внутренними нагорьями (Малоазиатское, Иранское) и окаймленные цепями краевых гор (Понтийские и Тавр в Малой Азии, Эльбурс, Туркмено-Хорасанские, Гиндукуш, Загрос, Мекран, Сулеймановы горы Иранского нагорья, а на полуострове Индокитай – Паткай и Араканские горы). В неогене формируются Месопотамский и Индо-Гангский краевые прогибы, в которых накапливаются мощные континентальные молассовые толщи.
В Тихоокеанском геосинклинальном поясе в альпийскую складчатость происходили крупные вертикальные перемещения, в результате которых сформировались окраинные моря (Желтое, Японское, Восточно-Китайское и Южно-Китайское) и островные дуги. Тектонические движения остались здесь активными и до настоящего времени, о чем свидетельствуют землетрясения и вулканизм. Неотектоническая деятельность сыграла огромную роль в' формировании рельефа Центральной Азии. Древняя складчатая основа гор Тянь-Шань, Куньлунь, Алтынтаг, Наньшань оказалась вторично приподнятой на большую высоту.
Таким образом, в конце неогена очертания материка и его основные орографические элементы приобретают современные контуры.
Кайнозойский этап в развитии земной коры и Земли в целом, получил название неотектонического этапа. По представлениям В. Е. Хаина, он начался раньше – в олигоцене (30–35 млн. лет назад). Движения этого периода называют новейшими.
Неотектонический этап – это время кайнозойской (альпийской) эпохи складчатости (100 – 0 млн. лет), которая достигла кульминации в конце неогена – начале четвертичного периода (последние 5 млн. лет).
В неотектонический этап началась тектоническая перестройка морфоструктурного плана Земли. На активизированных участках континентов происходил рост всех ныне существующих горных сооружений, нагорий, плоскогорий и плато. Это было повторное горообразование не складчатого, а глыбового характера. На относительно устойчивых участках платформ оформились возвышенные и низменные равнины (Восточно-Европейская, Западно-Сибирская).
В неотектонический этап произошло заложение молодых континентальных рифтовых систем: Байкальская рифтовая система, Рейнский грабен.
Таким образом, неотектонический этап – это период формирования современного тектонического плана, рельефа и конфигурации Евразии.
-
Климатические изменения в Евразии на протяжении неоген-четвертичного времени.
Неотектонические движения, охватившие всю Западную Европу, сказались не только на структуре и рельефе, но и повлекли за собой изменения климата. В неогене сохранилась тенденция к постепенному похолоданию и аридизации климата.
Важнейшим событием четвертичной истории Евразии было материковое оледенение. Плейстоценовое оледенение было многократным, ледниковые эпохи чередовались с межледниковьем. Наиболее значительным было оледенение на европейской части материка, где льды проникали до 48° с. ш. Основной центр распространения материковых льдов размещался в Скандинавии; центрами покровного оледенения были также горы Шотландии, Альпы, Карпаты, Пиренеи. Оледенение Альп и равнин Европы было четырехкратным (в Беларуси выделяется пять оледенений), материковое оледенение Западной Сибири было трехкратным. В Западной Сибири южная граница материкового оледенения не опускалась ниже 60° с. ш. Восточнее Енисея сплошной ледниковый покров был развит лишь на Таймырском полуострове и северо-западе Среднесибирского плоскогорья. В Северо-Восточной Сибири и на Чукотке оледенение носило горный характер. Местные центры горного оледенения находились в Альпах, Пиренеях и других высокогорных системах материка (Кавказ, горы Средней Азии, Алтай, Гималаи).
Оледенения Евразии
Европа Беларусь Россия (Евр часть) Зап. Сибирь
Гюнц Наревское
Миндель Березинское Окское
Рисс I Днепровское Днепровское Самаровское
Рисс II Сожское Московское Тазовское
Вюрм Поозерское Валдайское Зырянское
В рельефе территорий, испытавших оледенения, наиболее полно отражены следы последнего – вюрмского или валдайского, которое завершилось 8–10 тыс. лет назад. В этих областях сохранились многочисленные экзарационные и аккумулятивные гляциальные и флювиогляциальные формы. Энергичная ледниковая обработка земной поверхности характерна и для горных систем материка.
Наибольшее геоморфологическое значение имела деятельность покровных и горных ледников среднеплейстоценового (рисского) и верхнеплейстоценового (вюрмского) оледенения. Во время рисского (днепровского) оледенения сплошной покров ледников достигал устья Рейна, герцинид Средней Европы, северных предгорий Карпат, по долине Днепра достигал широты Днепропетровска. Вюрмское оледенение по своим размерам намного уступало рисскому, оно занимало лишь восточную часть полуострова Ютландия, северо-восток Среднеевропейской равнины и всю Финляндию, занимало котловину и южное и восточное побережье Балтийского моря.
Плейстоценовое оледенение оказало разностороннее воздействие на природу. Центры оледенения были преимущественно областями ледникового сноса. В окраинных районах ледник сформировал аккумулятивные и водно-ледниковые структуры; деятельность горных ледников проявилась в создании горно-ледниковых форм рельефа. Под влиянием ледников произошла перестройка гидрографической сети. На огромных пространствах ледники уничтожили флору и фауну, создали новые почвообразующие породы. За пределами покровного оледенения уменьшилось число теплолюбивых видов.
После таяния ледников территория Фенноскандии начала подниматься, о чем свидетельствуют древние морские террасы. Изостатические движения наложились на неотектонические и составляют в настоящее время 7–8 мм в год в центральных частях Фенноскандии и 2–4 мм – в периферических. Южные побережья Балтийского и Северного морей в настоящее время испытывают погружения компенсационного характера. Современные тектонические движения, кроме указанных выше, проявляются также в вулканических и сейсмических процессах, особенно интенсивных в Южной Европе и Исландии.
Моделирование рельефа происходило под влиянием экзогенных факторов. Заметную роль при этом сыграло плейстоценовое оледенение. Масштабы его в Азии не везде установлены, но оно было менее интенсивным, чем в Европе. Ледники покрывали наиболее высокие хребты (Каракорум, Гиндукуш, Гималаи, Памир), где создали многочисленные троги, кары, цирки, морены и т. д. Вершинные поверхности гор приобрели альпийские формы рельефа.
Ограниченные по площади плейстоценовые ледники встречались в горах Тянь-Шань, Куньлунь, Наньшань Небольшие размеры оледенения в Азии объясняются климатическими особенностями – относительной сухостью (по сравнению с Европой) центральных ее частей. Поэтому на понижение температуры внутренние районы материка реагировали не распространением ледниковой толщи, а широким развитием многолетней мерзлоты.
Значительную роль в формировании рельефа горных стран сыграла водная эрозия. Ею были расширены первичные неровности на склонах. Глубина эрозионного расчленения достигла местами сотен и тысяч метров, что свидетельствует об изменении базиса эрозии в результате новейших вертикальных поднятий (такие поднятия испытывали Каракорум, Гималаи, Тибетское нагорье, южные части Индостана и юго-запад Аравии).
-
Формирование современной флоры и фауны Евразии в кайнозое.
Формирование современного почвенно-растительного покрова и животного мира Евразии отличается сложностью в связи с особенностями ее географического положения, геологического строения, горизонтального и вертикального расчленения. Несмотря на тесные территориальные связи, палеогеографическое развитие европейской и азиатской частей материка протекало неодинаково.
Флора Евразии. Ранний палеоген. В конце мелового периода на Земле началось господство покрытосеменных растений и млекопитающих животных. В раннем палеогене климат Евразии был теплым и влажным. Климатические различия были незначительные. К северу от Средиземноморья климат был умеренно теплый и влажный, а южнее – жаркий и влажный. Однородные климатические условия привели к тому, что на всей территории материка выделялась огромная лесная зона от экватора до арктических островов. К югу от Средиземноморья, где с конца мелового периода сохранился жаркий и влажный климат, произрастала богатая и разнообразная палеотропическая флора, среди животных господствовали хоботные и приматы.
К северу от Средиземноморья лесная зона подразделялась на две подзоны: вечнозеленые тропические леса из различных видов пальм, тропических хвойных, папоротников сменялись севернее листопадными и вечнозелеными широколиственными лесами из разнообразных видов дубов, буков, каштана, грецкого ореха. Среди животных преобладали хищные и копытные.
Поздний палеоген. В позднем палеогене происходит постепенное похолодание и аридизация климата материка, в связи с чем значительно увеличились контрасты между севером и югом Евразии. В экваториальных широтах климатические изменения практически не происходили, поэтому здесь продолжала сохранятся древняя богатая и разнообразная флора и фауна. К северу от Средиземноморья произошла четкая дифференциация флоры на полтавскую и тургайскую. Граница между ними проходилаот 500с.ш. в Европе (нижнее течение Вислы) до 350с.ш. в Азии (нижнее течение Янцзы).
Полтавская флора была представлена вечнозелеными лесами из пальм, древоподобных папоротников, лавровых, миртовых, вечнозеленых дубов, тропических сосен. Тургайская флора была преимущественно листопадной – болотный кипарис, древние секвоий, буки, клены.
Неоген. На протяжении неогена на фоне продолжающегося похолодания и иссушения (аридизации) климата происходила дальнейшая дифференциация природных зон Евразии. Все более неблагоприятные климатические условия привели к постепенному развитию травянистых растительных формаций (степей, полупустынь, пустынь), дифференциации лесной зоны. В раннем неогене на равнинах Центральной Азии между полтавской и тургайской флорами появились степи, которые постепенно мигрировали к западу, увеличивая свою площадь. Таким образом сформировалась природная зона степей, которая одновременно разделила единую лесную зону на две5 северную (леса умеренного пояса) и южную (тропические леса). Образование степной зоны К.К.Марков назвал “великое остепнение равнин” Евразии.