Le tappe principali della storia geologica della crosta terrestre. Piega cinture e montagne

Il periodo della fase di piegatura è il periodo della manifestazione più intensa delle forze interne nella geosinclinale. Allo stesso tempo, vengono attivate tutte le altre forme di manifestazione dei processi endogeni: attività magmatica, terremoti, ecc.

Come risultato della manifestazione delle fasi di piegatura, la struttura di questa sezione della crosta terrestre cambia radicalmente. L'area in cui si verifica la piegatura di solito subisce un sollevamento; se qui c'era un mare, allora si ritira e si forma la terra, sulla quale iniziano a operare i processi di denudazione. I riccioli delle pieghe appena formate vengono solitamente tagliati dalla denudazione. Durante la successiva subsidenza, i sedimenti marini si depositano in questo luogo sulla superficie erosa degli strati piegati. Di conseguenza, gli strati, ripiegati in pieghe, sono in contatto con gli strati orizzontali appena depositati con un certo angolo. Questa disposizione delle rocce è chiamata discordanza angolare.

Baikal. Si divide in due fasi: precoce (a metà di R) e più comune tardiva ( confine R-V). Le strutture di quest'epoca sono molto simili alle antiche piattaforme. L'unica differenza è che il livello inferiore è più giovane di un miliardo di anni (include i depositi di Riphean). Le aree tipiche per lo sviluppo delle formazioni geosinclinali formate a seguito del ripiegamento del Baikal (Baikalids) sono i sistemi piegati della cresta Yenisei e della regione montuosa del Baikal. Le formazioni orogeniche in queste aree sono di età diverse (precedentemente sulla cresta Yenisei) e scarsamente differenziate. Le caratteristiche specifiche delle aree del Baikal che si ripiegano nel loro tettonotipo sono la durata della formazione, che corrisponde a quasi tutto il tardo proterozoico, la composizione prevalentemente sedimentaria di spessi accumuli del mare poco profondo, l'oppressione delle zone eugeosinclinali e la limitata formazione granitica , che è di scala inferiore a un processo simile nell'era della piegatura caledoniana. I Baikalidi formano gli antichi nuclei di molti sistemi piegati paleozoici: gli Urali, Taimyr, il Kazakistan centrale, il Tien Shan settentrionale, distese significative del basamento della placca siberiana occidentale, ecc.

Salair. È apparso anche sotto forma di due fasi: la più comune precoce (Є1-2) e tardiva (O2).

caledoniano. Completato entro la fine di S. Diviso in più fasi. Distribuito molto ampiamente. L'epoca tettonomagmatica caledoniana fu caratterizzata non solo da un aumento del magmatismo, ma portò anche all'innalzamento del livello del mare e all'unificazione dei continenti settentrionali in un nuovo supercontinente simile al Gondwana meridionale - Laurasia. Quest'ultimo era separato dal Gondwana dal grande oceano Teti [epoca di regressione]. Come risultato dell'attività tettonica e magmatica, della convergenza e della collisione dei continenti nell'era caledoniana, si sono formate le strutture di montagna più alte e più lunghe. Nell'emisfero occidentale, questi sono gli Appalachi, e in Asia centrale - le catene montuose del Kazakistan centrale, Altai, le montagne Sayan occidentali e orientali, le montagne della Mongolia, così come le strutture montuose ora appiattite e distrutte dell'Australia orientale, le isole della Tasmania e dell'Antartide.

Hercynskaya. Completato entro la fine del Paleozoico. Situato tra Gondwana e Laurussia, l'Oceano Tetide cessò di esistere. Quindi questi continenti giganti si unirono e un continente sorse sul pianeta, che. C'era anche un oceano sul pianeta in quel momento. Era il gigante antico Pacifico o Pantalas. La convergenza e la collisione di placche litosferiche e blocchi della crosta terrestre hanno portato all'emergere di grandi strutture montuose, che, dal nome dell'epoca, sono chiamate strutture montuose erciniche. Questi sono Tibet, Hindu Kush, Karakoram, Tien Shan, Gorny e Rudny Altai, Kunlun, Urali, sistemi montuosi del Centro e Europa settentrionale, Sud e Nord America (Appalachi, Cordigliere), Africa nord-occidentale e Australia orientale. A seguito del consolidamento delle aree stabili che costituiscono le placche litosferiche, sono sorte placche epierciniane o giovani piattaforme. Questi includono parte della piattaforma dell'Europa occidentale, le placche scita, turana e siberiana occidentale, ecc.

Mesozoico. Completato entro la fine del Paleozoico. Il livello superiore è rappresentato da formazioni cenozoiche a blocchi.

Alpino. Finì nel Paleogene. Una delle aree di manifestazione tipica del ripiegamento alpino sono le Alpi, in Europa - i Pirenei, i Monti Andalusi, gli Appennini, i Carpazi, i Monti Dinarici, i Balcani; in Nord Africa, le montagne dell'Atlante; in Asia - il Caucaso, i Monti del Ponto e il Tauro, i Monti Turkmen-Khorasan, Elburz e Zagros, i Monti Suleiman, l'Himalaya, le catene piegate di Birmania, Indonesia, Kamchatka, Isole Giapponesi e Filippine; in Nord America - le creste piegate della costa pacifica dell'Alaska e della California; in Sud America - le Ande; arcipelaghi che incorniciano l'Australia da est, incl. isole Nuova Guinea e Nuova Zelanda. Il ripiegamento alpino si è manifestato non solo all'interno delle regioni geosinclinali sotto forma di strutture ripiegate epigeosinclinali, ma in alcuni punti ha interessato anche piattaforme vicine: le montagne del Giura e parte della penisola iberica (catene iberiche) in Europa occidentale, la parte meridionale delle montagne dell'Atlante in Nord Africa, la depressione tagika e i contrafforti sud-occidentali della catena di Hissar in Asia centrale, le Montagne Rocciose Orientali in Nord America, le Ande Patagoniche in Sud America, la Penisola Antartica in Antartide, ecc.

Parlando di processi di subduzione, va detto del destino dei sedimenti che si sovrappongono alla litosfera oceanica. Il bordo della placca, sotto la quale l'oceano subduce, taglia i sedimenti accumulati su di essa, come il coltello di un bulldozer, deforma questi sedimenti e li fa crescere nella placca continentale sotto forma cuneo di accrezione. Allo stesso tempo, una parte dei depositi sedimentari affonda insieme alla placca nelle profondità del mantello.

Anche da menzionare su una collisione o una collisione, due placche continentali, che, per la relativa leggerezza del materiale che le compone, non possono sprofondare l'una sotto l'altra, ma scontrarsi, formando una cintura a pieghe montuose dalla struttura interna molto complessa. Quindi, ad esempio, le montagne himalayane sono sorte quando la placca Hindustan si è scontrata con la placca asiatica 50 milioni di anni fa. È così che si è formata la fascia alpina delle pieghe montuose durante la collisione delle placche continentali afro-arabe ed eurasiatiche.

Test di autocontrollo

Impostare la sequenza corretta nell'alternanza dei periodi geologici.

1. paleogene

2. Specificare le rocce metamorfiche

gneiss, granito

dolomia, gesso

marmo, gneiss

quarzite, pomice

3. A quale periodo geologico appartiene il tempo di 75 milioni di anni?

paleogene

4. Selezionare gli stati in cui possono verificarsi i terremoti più distruttivi

Finlandia 2) Honduras 3) Giappone 4) Kazakistan

5. Quali piattaforme o placche si sono formate nel periodo archeano-proterozoico?

Turan

Scita

siberiano

cinese meridionale

6. Indicare la caratteristica comune alla crosta continentale e oceanica:

c'è uno strato di granito;

lo spessore medio è di 30-40 km;

caratteristica struttura a tre strati;

continuo sotto i continenti e gli oceani.

7. Seleziona le montagne più antiche:

2. Cordigliera;

   Scandinavo;

8. L'età delle montagne moderne coincide con l'età delle pieghe nelle aree di ... piegatura

Baikal

Erciniano

Mesozoico

Cenozoico

9. Si formano le cinture sismiche della Terra:

solo ai confini della collisione delle placche litosferiche

solo ai confini di espansione e rottura delle placche litosferiche

ai limiti di collisione e rottura delle placche litosferiche

nelle aree con la più alta velocità di movimento delle placche litosferiche

10. L'eruzione di quale vulcano portò alla morte della città di Pompei?

Etna 2) Hekla

3) Vesuvio 4) Krakatoa

11. La distribuzione della piattaforma e delle aree piegate sulla Terra è il contenuto principale di ... mappe

1) suolo 2) fisico

3) geologico 4) tettonico

12. I minerali di origine prevalentemente ignea includono

1) carbon fossile e lignite 2) minerali di rame e stagno

3) gas naturale e petrolio 4) sale da cucina e amianto

13. L'età delle montagne moderne coincide con l'età delle pieghe nelle regioni .... pieghevole

1) Bajkal 2) Erciniano 3) Mesozoico 4) Cenozoico

14. Attualmente, le zone di faglie di spaccatura nella crosta terrestre sulla terraferma sono espresse più chiaramente nei continenti

Australia e Africa

Africa ed Eurasia

Eurasia e Sudamerica

Sud America e Nord America

15. I sistemi montuosi si sono formati in una piegatura ...

1) Urali e Cordigliera 2) Cordigliera e Ande

3) Ande e Caucaso 4) Caucaso e Urali

L'intera storia geologica della Terra (circa 4,5 miliardi di anni) è contenuta in una minuscola tavola geocronologica compilata dagli scienziati. Durante questo periodo, i continenti si divisero e si spostarono e gli oceani cambiarono posizione. Le montagne si sono formate sulla superficie del nostro pianeta, poi sono crollate e al loro posto sono sorti nuovi sistemi montuosi, ancora più grandi e ancora più alti.

Questo articolo si concentrerà su una delle prime epoche di ripiegamento terrestre: quella del Baikal. Quanto è durato? Quali sistemi montuosi sono sorti in questo momento? E quali sono le montagne del Baikal pieghevole: alte o basse?

Età di piegamento della Terra

L'intera storia della costruzione di montagne sul nostro pianeta è divisa dagli scienziati in intervalli condizionali, periodi e li hanno chiamati pieghevoli. Lo abbiamo fatto principalmente per comodità. Naturalmente, non ci sono mai state pause nel processo di formazione della superficie terrestre.

In totale, ci sono sei di questi periodi nella storia del pianeta. La piegatura più antica è Archeana e la più recente è Alpina, che continua ancora oggi. Di seguito sono elencati tutti i ripiegamenti geologici della Terra in ordine cronologico:

• Archeano (4,5-1,2 miliardi di anni fa).
• Bajkal (1,2-0,5 miliardi di anni fa).
• Caledoniano (500-400 milioni di anni fa).
• Erciniano (400-230 milioni di anni fa).
• Mesozoico (160-65 milioni di anni fa).
• Alpino (65 milioni di anni fa fino ai giorni nostri).

Le strutture geomorfologiche che si sono formate in una particolare epoca di costruzione di montagne sono chiamate di conseguenza: Baikalidi, Ercinidi, Caledonidi, ecc.

Piegatura del Baikal: quadro cronologico e caratteristiche generali dell'epoca

L'era della tettogenesi terrestre, che copre il periodo da 650 a 550 milioni di anni della storia geologica della Terra (Riphean - Cambriano), è comunemente chiamata piegatura del Baikal. È iniziato circa 1,2 miliardi di anni fa e si è concluso circa 500 milioni di anni fa. L'epoca geologica prende il nome dal Lago Baikal, poiché fu in quel momento che si formò la parte meridionale della Siberia. Il termine fu usato per la prima volta dal geologo russo Nikolai Shatsky negli anni '30.

Nel ripiegamento del Baikal, a causa dell'attivazione dei processi di ripiegamento, vulcanismo e granitizzazione nella crosta terrestre, si sono formate sul corpo del nostro pianeta una serie di nuove strutture geologiche. Di norma, tali formazioni sorsero alla periferia di antiche piattaforme.

La tipica piegatura può essere trovata sul territorio della Russia. Questa, ad esempio, è la cresta Khamar-Daban in Buriazia o la cresta Timan nel nord del paese. Come appaiono esternamente? Le montagne saranno alte o basse? Rispondiamo anche a questa domanda.

Che aspetto hanno i baikalidi?

I Baikalidi si sono formati molto tempo fa. Anche per gli standard geologici del tempo. Pertanto, è abbastanza logico che la maggior parte di loro si trovi ora in uno stato fatiscente. Per milioni di anni queste strutture sono state sottoposte a denudazione attiva: sono state distrutte dal vento, dalle precipitazioni atmosferiche e dagli sbalzi di temperatura. Pertanto, le montagne del ripiegamento del Baikal saranno di altezza bassa o media.

In effetti, le altezze assolute dei Baikalidi raramente superano i 2000 metri sul livello del mare. Questo può essere facilmente verificato confrontando le mappe tettoniche e fisiche della Terra. Sulle mappe geologiche e tettoniche, le montagne del ripiegamento del Baikal, di regola, sono contrassegnate in viola.

È vero, gli antichi Baikalidi in molti luoghi del globo furono parzialmente rigenerati (ringiovaniti) dai successivi movimenti tettonici alpini. Quindi, ad esempio, è successo nelle montagne del Caucaso e in Turchia.

Riserve significative di metalli non ferrosi sono spesso associate alle strutture geologiche del ripiegamento del Baikal. Quindi, entro i loro limiti ci sono i depositi più ricchi di mercurio, stagno, zinco, rame e stagno.

Piegatura delle montagne del Baikal: esempi

Si trovano formazioni geologiche di questa età angoli diversi pianeti. Sono in Russia e Kazakistan, Iran e Turchia, India, Francia e Australia. I Baikalidi si trovano sulle rive del Mar Rosso e coprono parzialmente il territorio del Brasile.

È importante notare che il termine "baikal folding" è comune solo nella letteratura scientifica dello spazio post-sovietico. In altri paesi del mondo, questa era è chiamata in modo diverso. Quindi, ad esempio, in Europa, corrisponde nel tempo alla piegatura di Kadom e Assinta, in Australia - Luinskaya, in Brasile - l'omonimo brasiliano.

All'interno della Russia, le seguenti strutture geomorfologiche sono considerate i Baikalidi più famosi:

• Saiyan orientale.
• Khamar-Daban.
• Cresta del Bajkal.
• Yenisei Ridge.
• Cresta Timan.
• Altopiani di Patom.

Le montagne del Baikal si piegano in Russia. Gamma Baikal

Il nome di questa cresta è in sintonia con il nome dell'era della costruzione della montagna che stiamo considerando. Pertanto, inizieremo con esso la caratterizzazione dei principali Baikalidi della Russia.

La catena del Baikal confina con la depressione del lago omonimo dal lato nord-occidentale. Si trova nella regione di Irkutsk e in Buriazia. Lunghezza totale La cresta è di 300 chilometri.

A nord, l'Akitkan Ridge continua visivamente la struttura geologica. Le altezze medie di questo Baikalidae vanno dai 1800 ai 2100 metri. Il punto più alto della cresta è il picco di Chersky (2588 m). La montagna prende il nome dal geografo che ha dato un enorme contributo allo studio della natura della regione del Baikal.

Saiyan orientale

Il Sayan orientale è il più grande sistema montuoso della Siberia meridionale, che si estende per quasi mille chilometri. Forse il più potente dei Baikalidi della Russia. Il punto più alto del Sayan orientale raggiunge i 3491 metri (montagna Munku-Sardyk).

Il Sayan orientale è composto principalmente da dure rocce cristalline: gneiss, quarziti, marmi e anfiboliti. Nelle sue viscere sono stati scoperti grandi depositi di oro, bauxite e grafite. I più pittoreschi sono i contrafforti orientali del sistema montuoso, soprannominati dai turisti le Alpi Tunkinsky.

La più sviluppata (orograficamente) è la parte centrale del Sayan orientale. È costituito da massicci alpini, caratterizzati da vegetazione e paesaggi di tipo subalpino. I Kurum sono diffusi nel Sayan orientale. Si tratta di enormi placer di pietra, costituiti da frammenti grezzi di rocce di varie dimensioni.

Monti Byrranga

Byrranga sono un'altra montagna interessante del ripiegamento del Baikal. Si trovano nella penisola settentrionale di Taimyr. Le montagne sono una serie di singole creste, pianure ondulate e altopiani, profondamente incise da canyon e valli. La lunghezza totale del sistema montuoso è di circa 1100 chilometri.

"C'è un regno di spiriti maligni, pietra, ghiaccio e nient'altro", hanno scritto su questi luoghi i Nganasans, rappresentanti di una delle popolazioni indigene della Siberia. Il viaggiatore russo Alexander Middendorf è stato il primo a mettere sulla mappa.

Queste montagne sono molto basse. Anche se sembrano piuttosto impressionanti, poiché si trovano proprio sull'oceano. L'altezza del loro punto massimo è di soli 1146 metri. Il rilievo di questo sistema montuoso è molto vario. Qui puoi vedere sia pendii ripidi che dolci, cime piatte e appuntite, nonché un'enorme varietà di forme glaciali.

Crinali Yenisei e Timan

Concluderemo la nostra conoscenza con i Baikalidi della Russia con una descrizione di due creste: lo Yenisei e il Timan. Il primo di essi si trova all'interno e solo in alcuni punti supera i mille metri di altezza. La cresta Yenisei è composta da rocce antiche e molto dure: conglomerati, scisti, trappole e arenarie. La struttura è ricca di minerali di ferro, bauxite e oro.

Il Timan Ridge si trova nel nord del paese. Si estende dalle rive del Mare di Barents e confina con i monti Urali. La lunghezza totale della cresta è di circa 950 km. La cresta è debolmente espressa nel rilievo. La più elevata è la sua parte centrale, dove il punto più alto- Pietra Chetlas (alta solo 471 m). Come altre strutture del ripiegamento del Baikal, il Timan Ridge è ricco di minerali (titanio, bauxite, agata e altri).

Movimenti tettonici, magmatismo e sedimentazione. Durante il primo Paleozoico, la crosta terrestre subì forti movimenti tettonici, chiamati ripiegamento caledoniano. Questi movimenti non si manifestarono contemporaneamente nelle fasce geosinclinali e raggiunsero il loro massimo alla fine del periodo siluriano. La piegatura caledoniana più diffusa si è manifestata nella fascia atlantica, un'ampia parte settentrionale della quale si è trasformata in un'area piegata dei Caledonidi. L'orogenesi caledoniana fu accompagnata dalla collocazione di varie intrusioni.

Nei movimenti tettonici del primo Paleozoico si osserva una certa regolarità: nel Cambriano e all'inizio dell'Ordoviciano prevalevano i processi di subsidenza, e alla fine dell'Ordoviciano e nel Siluriano prevalevano i processi di sollevamento. Questi processi nella prima metà del Paleozoico inferiore causarono un'intensa sedimentazione nelle cinture geosinclinali e su piattaforme antiche, per poi portare alla creazione di catene montuose caledoniane in alcune aree delle cinture geosinclinali e ad una generale regressione del mare dal territorio di piattaforme antiche.

Le principali aree di sedimentazione erano le cinture geosinclinali, dove si accumulavano formazioni vulcanico-sedimentarie, terrigene e carbonatiche molto spesse e lunghe molti chilometri. Sulle antiche piattaforme dell'emisfero settentrionale si sono formati sedimenti carbonatici e terrigeni. Vaste aree di sedimentazione si trovavano sulle piattaforme siberiana e cinese-coreana, e sulle piattaforme dell'Europa orientale e nordamericana, la sedimentazione si è verificata in aree limitate. Gondwana era prevalentemente un'area di erosione e la sedimentazione marina si è verificata in aree marginali minori.

Condizioni fisiche e geografiche

Secondo la teoria della tettonica delle placche litosferiche, la posizione e i contorni dei continenti e degli oceani nel Paleozoico differivano da quelli moderni. All'inizio dell'era e per tutto il Cambriano, le antiche piattaforme (sudamericane, africane, arabe, australiane, antartiche, indù), ruotate di 180 °, erano unite in un unico supercontinente chiamato Gondwana. Questo supercontinente si trovava principalmente nell'emisfero australe, dal polo sud all'equatore, e copriva un'area totale di oltre 100 milioni di km². Gondwana conteneva una varietà di alte e basse pianure e catene montuose. Il mare invadeva periodicamente solo le parti marginali del supercontinente. I restanti continenti più piccoli si trovavano principalmente nella zona equatoriale: nordamericano, est europeo e siberiano.

C'erano anche microcontinenti:

Europa centrale, Kazakistan e altri. Nei mari marginali c'erano numerose isole delimitate da coste basse con un gran numero di lagune e delta fluviali. Tra Gondwana e altri continenti c'era un oceano, nella parte centrale del quale c'erano dorsali oceaniche. C'erano due placche più grandi nel Cambriano: la Proto-Kula interamente oceanica e la placca Gondwana prevalentemente continentale.

Nell'Ordoviciano, Gondwana, spostandosi verso sud, entrò nella regione del Polo Sud Geografico (ora è la parte nord-occidentale dell'Africa). La placca litosferica oceanica proto-Farallon (e probabilmente la placca proto-pacifica) è stata subdotta sotto il margine settentrionale della placca Gondwana. Iniziò la riduzione del bacino protoatlantico, situato tra lo Scudo Baltico, da un lato, e l'unico Scudo Canadese-Grenlandese, dall'altro, così come la riduzione dello spazio oceanico. Durante tutto l'Ordoviciano si assiste alla riduzione degli spazi oceanici e alla chiusura dei mari marginali tra i frammenti continentali: siberiano, proto-kazako e cinese. Nel Paleozoico (fino al Siluriano - l'inizio del Devoniano), continuò il ripiegamento caledoniano. Tipici Caledonidi sono sopravvissuti nelle isole britanniche, Scandinavia, Groenlandia settentrionale e orientale, Kazakistan centrale e Tien Shan settentrionale, Cina sud-orientale, Australia orientale, Cordigliera, Sud America, Appalachi settentrionali, Tien Shan centrale e altre aree. Di conseguenza, il rilievo della superficie terrestre alla fine del periodo siluriano divenne elevato e contrastante, specialmente nei continenti situati nell'emisfero settentrionale. Nel primo Devoniano si verificò la chiusura del bacino protoatlantico e la formazione del continente euroamericano, a seguito della collisione del continente filoeuropeo con quello filonordamericano nella regione dell'attuale giorno Scandinavia e Groenlandia occidentale. Nel Devoniano, lo spostamento del Gondwana continua, di conseguenza, il Polo Sud si trova nella regione meridionale dell'Africa moderna, e forse l'attuale Sud America. Durante questo periodo, formata la depressione oceanica della Tetide tra il Gondwana ei continenti lungo la zona equatoriale, si formarono tre placche interamente oceaniche: Kula, Farallon e Pacifico (che affondò sotto il margine australo-antartico del Gondwana).

Nel Medio Carbonifero, Gondwana ed Euroamerica si scontrarono. Il bordo occidentale dell'attuale continente nordamericano si è scontrato con il margine nord-orientale del Sud America e il bordo nord-occidentale dell'Africa - con il bordo meridionale dell'attuale Europa centrale e orientale. Di conseguenza, si formò un nuovo supercontinente, Pangea. Nel tardo Carbonifero - primo Permiano, il continente euro-americano entrò in collisione con il continente siberiano e il continente siberiano con il continente kazako. Alla fine del Devoniano iniziò la grandiosa era del ripiegamento ercinico con la manifestazione più intensa durante la formazione dei sistemi montuosi delle Alpi in Europa, accompagnata da un'intensa attività magmatica. Nei luoghi in cui le piattaforme si sono scontrate, sono sorti sistemi montuosi (con un'altezza fino a 2000-3000 m), alcuni dei quali sono esistiti fino ad oggi, ad esempio gli Urali o gli Appalachi. Fuori da Pangea c'era solo il blocco cinese. Entro la fine del Paleozoico nel periodo Persmiano, Pangea si estendeva dal Polo Sud a Nord. Il Polo Sud geografico a quel tempo era all'interno dei confini dell'attuale Antartide orientale. Il continente siberiano, che faceva parte della Pangea, che era la periferia settentrionale, si avvicinò al Polo Nord Geografico, non raggiungendolo di 10-15° di latitudine. Il Polo Nord era nell'oceano per tutto il Paleozoico. Allo stesso tempo, si è formato un unico bacino oceanico con il principale bacino proto-pacifico e il bacino oceanico della Tetide, che è lo stesso con esso.

Minerali

I primi depositi del Paleozoico sono relativamente poveri di minerali. Contrariamente al Precambriano, i primi depositi industriali di minerali combustibili, fosforiti e sali di roccia si formarono all'inizio del Paleozoico. Ci sono giacimenti di minerali metallici, ma la loro quota nelle riserve mondiali e nella produzione di materie prime minerali è piccola.

Minerali combustibili - petrolio. e gas combustibile - sono di scarsa importanza industriale, i loro depositi sono noti in Russia sulla piattaforma siberiana, negli Stati Uniti, in Canada e nell'Africa settentrionale. Di importanza molto maggiore sono i giacimenti di scisti bituminosi estoni di età Ordoviciano.

I depositi di minerali metallici sono divisi in due gruppi. Il primo gruppo comprende ricchi giacimenti di minerali di ferro e manganese di origine sedimentaria. Enormi riserve di minerali di ferro sedimentari si trovano nell'est del Nord America (Monti Appalachi, Terranova). Il secondo gruppo comprende depositi associati a rocce ignee: ferro, manganese, rame, cromo, nichel, platino e oro (regione Altai-Sayan, Urali, montagne scandinave).

Tra i minerali non metallici, i depositi di salgemma nel sud della piattaforma siberiana vicino a Irkutsk, negli Stati Uniti, in Pakistan sono di importanza industriale. Grandi depositi di fosforiti sono concentrati negli Stati Uniti e in Cina. Ricchi depositi di fosforiti sono noti sulla catena del Karatau in Asia centrale (Cambriano), negli Stati baltici (Ordoviciano), nel Sayan orientale e nel Kuznetsk Alatau. Negli Urali sono noti depositi di amianto e talco associati a intrusioni ultramafiche.

La storia della Terra è suddivisa in pregeologica e geologica.

Storia pregeologica della Terra. La storia della Terra ha vissuto una lunga evoluzione chimica prima che si trasformasse da grumi di materia cosmica in un pianeta. Il tempo in cui il pianeta Terra ha iniziato a formarsi a seguito dell'accrescimento è separato dal presente da non più di 4,6 miliardi di anni e il tempo durante il quale ha avuto luogo l'accrescimento della sostanza della nebulosa di polvere di gas, secondo alcuni ricercatori, è stato breve e ammontava a non più di 100 milioni di anni. Nella storia della Terra, un periodo di 700 milioni di anni - dall'inizio dell'accrescimento alla comparsa delle prime rocce datate–È consuetudine riferirsi allo stadio pregeologico dello sviluppo della Terra. La Terra era illuminata dai deboli raggi del Sole, la cui luce in quei tempi lontani era due volte più debole di oggi. La giovane Terra a quel tempo era soggetta a un aumento dei bombardamenti di meteoriti ed era un pianeta freddo e scomodo ricoperto da una sottile crosta di basalti. La Terra non aveva ancora un'atmosfera e un'idrosfera, ma potenti impatti di meteoriti non solo riscaldarono il pianeta, ma, emettendo un'enorme quantità di gas, contribuirono all'emergere dell'atmosfera primaria, la condensazione dei gas diede origine al idrosfera. Di tanto in tanto, la crosta di basalto si rompeva e massicci di materia del mantello indurito "galleggiavano" e affondavano lungo le fessure. Il rilievo della superficie terrestre assomigliava a quello lunare moderno, ricoperto da un sottile strato di regolite sciolta. Si ritiene che circa 4,2 miliardi di anni fa la Terra abbia sperimentato processi tettonici attivi, che hanno ricevuto il nome del periodo della Groenlandia in geologia. La terra iniziò a riscaldarsi rapidamente. I processi convettivi - la miscelazione delle sostanze terrestri, la differenziazione chimico-densica del materiale delle sfere terrestri - hanno portato alla formazione della litosfera primaria e all'origine degli oceani e dell'atmosfera. L'atmosfera primaria risultante era costituita da anidride carbonica, anidride solforosa, vapore acqueo e altri componenti eruttati da numerosi vulcani dalle zone di spaccatura. Apparvero le prime rocce metamorfiche e sedimentarie: sorse una sottile crosta terrestre. Da quel momento (3,8-4 miliardi di anni fa), inizia l'attuale storia geologica della Terra.

Storia geologica della Terra. Questa è la fase più lunga nello sviluppo della Terra. I principali eventi che hanno avuto luogo sulla Terra da quel momento e fino all'era attuale sono mostrati in Fig. 3.4.

Nella storia geologica della Terra, durante il lungo periodo della sua esistenza, si sono verificati vari eventi. Sono emersi numerosi processi geologici, compresi quelli tettonici, che hanno portato alla formazione del moderno aspetto strutturale di piattaforme, oceani, dorsali medio-oceaniche, fratture, cinture e numerosi minerali. Epoche di attività magmatica insolitamente intensa sono state sostituite da lunghi periodi con una debole manifestazione di attività vulcanica e magmatica. Le epoche di maggiore magmatismo erano caratterizzate da un alto grado attività tettonica, cioè significativi movimenti orizzontali dei blocchi continentali della crosta terrestre, il verificarsi di deformazioni piegate, faglie, movimenti verticali di singoli blocchi e durante periodi di relativa calma, i cambiamenti geologici nel rilievo della superficie terrestre si sono rivelati deboli.

I dati sull'età delle rocce ignee, ottenuti con vari metodi di radiogeocronologia, consentono di stabilire l'esistenza di periodi relativamente brevi di attività magmatica e tettonica e lunghi periodi di relativo riposo. Ciò, a sua volta, consente di effettuare una periodicizzazione naturale della storia della Terra secondo gli eventi geologici, secondo il grado di attività magmatica e tettonica.

I dati di sintesi sull'età delle rocce ignee, infatti, sono una sorta di calendario degli eventi tettonici nella storia della Terra. La ristrutturazione tettonica della faccia della Terra viene effettuata periodicamente per stadi e cicli, che sono chiamati tettogenesi. Questi stadi si sono manifestati e si stanno manifestando in diversi territori della Terra e hanno diversa intensità. Ciclo tettonico- lunghi periodi nello sviluppo della crosta terrestre, iniziando con la formazione di geosincline e terminando con la formazione di strutture ripiegate su vaste aree del globo; distinguere i cicli tettonici caledoniani, ercinici, alpini e altri. Numerosi sono i cicli tettonici nella storia della Terra (si hanno informazioni circa 20 cicli), ognuno dei quali è caratterizzato da una peculiare attività magmatica e tettonica e dalla composizione delle rocce che si sono formate, le più studiate delle quali sono: Archeano (ripiegamento Belozerskaya e Sami), Proterozoico inferiore (ripiegamento Belomorskaya e Seletska), Proterozoico medio (ripiegamento careliano), Primo Riphean (ripiegamento Grenville), Proterozoico tardo (ripiegamento Baikal), Paleozoico inferiore (ripiegamento caledoniano), Paleozoico tardo (ripiegamento erciniano) , Mesozoico (piegamento cimmero), Cenozoico (piegamento alpino), ecc. Ogni ciclo si è concluso con una chiusura su una parte maggiore o minore delle aree mobili e la formazione di strutture piegate a montagna al loro posto: Baikalid, Caledonod, Hercynide, Mesozoid , Alpid. Successivamente si "attaccarono" alle antiche aree di piattaforma della crosta terrestre stabilizzate nel Precambriano, determinando la crescita dei continenti.

Riso. 3.4. Gli eventi più importanti nella storia geologica della Terra (secondo Koronovsky N.V., Yasamanov N.A., 2003)

Considerando le strutture esistenti della crosta terrestre, si dovrebbe tenere conto dell'evoluzione del processo geologico, espresso nella complicazione dei fenomeni geologici stessi e nei risultati della manifestazione delle fasi tettoniche. Quindi, le prime geosincline all'inizio dell'Archeano avevano una struttura molto semplice, verticale e movimenti orizzontali delle masse raffreddate non differivano in forte contrasto. Nel Medio Proterozoico, piattaforme antiche, geosinclinali e cinture mobili acquisirono una struttura più complessa e una significativa varietà di rocce che le compongono. All'inizio del Proterozoico prendono forma antiche piattaforme. Il tardo proterozoico e il paleozoico sono considerati il ​​​​tempo di costruzione di piattaforme antiche a causa di aree piegate che hanno subito processi di orogenesi e lo stadio della piattaforma. La maggior parte delle aree del ripiegamento mesozoico e parte di quella precedente, l'Ercinio nel Cenozoico, furono soggette a orogenesi extra-geosinclinale (a blocchi), senza avere il tempo di diventare piattaforme.

Le fasi evolutive nella storia della Terra si manifestano sotto forma di epoche di piegatura e costruzione di montagne, ad es. orogenesi. Quindi, in ogni fase tettonica, si distinguono due parti: un lungo sviluppo evolutivo e processi tettonici violenti a breve termine, accompagnati da metamorfismo regionale, intrusione di composizione acida (graniti e granodioriti) e costruzione di montagne.

Viene chiamata la parte finale del ciclo evolutivo in geologia epoca pieghevole, che è caratterizzato da uno sviluppo diretto e dalla trasformazione del sistema geosinclinale (cintura mobile) in un orogeno epigeosinclinale e dalla transizione della regione geosinclinale (sistema) in uno stadio di sviluppo della piattaforma o in strutture montuose non geosinclinali.

Le fasi evolutive sono caratterizzate dalle seguenti caratteristiche:

– subsidenza a lungo termine di aree mobili (geosinclinali) e accumulo in esse di strati spessi di strati sedimentari e vulcanico-sedimentari;

– livellamento del rilievo terrestre (predominano i processi di erosione e dilavamento delle rocce nel continente);

– diffusa subsidenza dei margini di piattaforma adiacenti alle aree geosinclinali, loro allagamento con acque dei mari epicontinentali;

- equalizzazione delle condizioni climatiche dovute alla diffusione di mari epicontinentali poco profondi e caldi e umidificazione del clima dei continenti;

- l'emergere di condizioni favorevoli per la vita e l'insediamento di fauna e flora.

Come si può vedere dalle caratteristiche delle fasi di sviluppo della Terra, hanno in comune un'ampia distribuzione di depositi clastici marini (terrigeni), carbonatici, organogeni e chemogeni. Le fasi dello sviluppo evolutivo della Terra in geologia sono chiamate talassocratiche ( dal greco"talassa" - il mare, "kratos" - forza), quando le aree delle piattaforme crollarono attivamente e furono allagate dal mare, cioè maggiori trasgressioni sviluppate. Trasgressione- una sorta di processo di avanzamento del mare sulla terraferma, causato dall'affondamento di quest'ultima, dall'innalzamento del fondo o dall'aumento del volume d'acqua nel bacino. Le epoche talassocratiche si distinguono per il vulcanismo attivo, un significativo afflusso di carbonio nell'atmosfera e nelle acque oceaniche, l'accumulo di spessi strati di sedimenti marini carbonatici e terrigeni, nonché la formazione e l'accumulo di carbone nelle zone costiere, petrolio nei caldi mari epicontinentali .

Le epoche di piegatura e costruzione di montagne hanno le seguenti caratteristiche:

– sviluppo diffuso di movimenti di costruzione di montagne in aree mobili (geosinclinali), movimenti oscillatori nei continenti (piattaforme);

– manifestazione di potente magmatismo intrusivo ed effusivo;

– sollevamento dei margini delle piattaforme adiacenti alle aree epigeosinclinali, regressione dei mari epicontinentali e complicazione del rilievo terrestre;

- la predominanza del clima continentale, il rafforzamento della zonizzazione, l'espansione delle zone aride, l'aumento dei deserti e la comparsa di aree di glaciazione continentale;

- estinzione dei gruppi dominanti mondo organico a causa del deterioramento delle condizioni per il suo sviluppo, il rinnovamento di interi gruppi di animali e piante.

Le epoche di piegatura e costruzione di montagne sono caratterizzate da condizioni teocratiche (letteralmente - il predominio della terra) con lo sviluppo di depositi continentali; molto spesso nei tratti sono presenti formazioni di colore rosso (con strati di rocce carbonatiche, gessose e saline). Queste rocce si distinguono per una varietà di genesi: continentale e di transizione da continentale a marina.

Nella storia geologica della Terra si distinguono una serie di fasi caratteristiche e principali del suo sviluppo.

antico stadio geologico – Archeo(4,0-2,6 miliardi di anni fa). In questo momento, il bombardamento della Terra da parte dei meteoriti iniziò a diminuire e iniziarono a formarsi frammenti della prima crosta continentale, che gradualmente aumentarono, ma continuarono a sperimentare la frammentazione. Nell'Archeano profondo, o nel Katarcheano, a cavallo di 3,5 miliardi di anni, si forma un nucleo interno esterno liquido e solido approssimativamente delle stesse dimensioni dell'attuale, come evidenziato dalla presenza in quel momento di un campo magnetico simile a quella moderna nelle sue caratteristiche. Circa 2,6 miliardi di anni fa, grandi massicci separati della crosta continentale "saldati" in un enorme supercontinente chiamato Pangea 0. A questo supercontinente probabilmente si opponeva il superoceano Panthalassa con crosta di tipo oceanico, cioè non avendo uno strato granitico-metamorfico caratteristico della crosta continentale. La successiva storia geologica della Terra è consistita nella periodica scissione del supercontinente, la formazione degli oceani, la loro successiva chiusura con lo sprofondamento della crosta oceanica sotto la crosta continentale più leggera, la formazione di un nuovo supercontinente - la successiva Pangea - e la sua nuova frammentazione.

I ricercatori concordano sul fatto che nel primo Archeano la Terra formasse il volume principale della litosfera (80% del suo volume moderno) e l'intera varietà di rocce: ignee, sedimentarie, metamorfiche, nonché il nucleo delle protopiattaforme, le geosincline. Apparvero strutture a pieghe di bassa montagna, i primi aulacogeni, fratture, avvallamenti e depressioni di acque profonde.

Nello sviluppo geologico delle fasi successive, l'accumulo di continenti è tracciato a causa della chiusura delle geosincline e della loro transizione allo stadio della piattaforma. C'è una divisione dell'antica crosta continentale in placche, la formazione di giovani oceani, spostamenti orizzontali su distanze considerevoli delle singole placche prima della loro collisione e spinta e, di conseguenza, si verifica un aumento dello spessore della litosfera.

Primo stadio proterozoico(2,6-1,7 miliardi di anni) l'inizio della disgregazione in grandi masse continentali separate dell'enorme supercontinente Pangea-0, che esisteva da circa 300 milioni di anni. L'oceano si sta già sviluppando secondo la teoria della tettonica a placche litosferiche: diffusione, processi di subduzione, formazione di margini continentali attivi e passivi, archi vulcanici, mari marginali. Questa volta è contrassegnata dalla comparsa di ossigeno libero nell'atmosfera a causa di cianobionti fotosintetici. Cominciano a formarsi rocce di colore rosso contenenti ossido di ferro. Approssimativamente a cavallo di 2,4 miliardi di anni, l'apparizione della prima vasta glaciazione nella storia della Terra, chiamata Huronian (dal nome del Lago Huron in Canada, sulla cui costa si trova la più antica depositi glaciali- morene). Circa 1,8 miliardi di anni fa, la chiusura dei bacini oceanici portò alla creazione di un altro supercontinente: Pangea-1 (secondo Khain V.E., 1997) o Monogea (secondo Sorokhtin O.G., 1990). La vita organica si sviluppa molto debolmente, ma compaiono organismi nelle cui cellule il nucleo è già stato isolato.

Proterozoico tardo,O Stadio Rifeo-Vendiano(1,7-0,57 miliardi di anni.). Il supercontinente Pangea-1 è esistito per quasi 1 miliardo di anni. A quel tempo i depositi si accumulavano o in condizioni continentali o in ambienti marini poco profondi, come testimonia la piccolissima distribuzione delle rocce della formazione ofiolitica, caratteristica del tipo oceanico della crosta. I dati paleomagnetici e l'analisi geodinamica datano l'inizio del collasso del supercontinente Pangea-1 - circa 0,85 miliardi di anni fa, si formarono bacini oceanici tra i blocchi continentali, alcuni dei quali si chiusero all'inizio del Cambriano, aumentando così l'area di i continenti. Durante la disgregazione del supercontinente Pangea-1, la crosta oceanica subduce sotto quella continentale e si formano margini continentali attivi con potente vulcanismo, mari marginali e archi insulari. Lungo i bordi degli oceani di dimensioni crescenti, si sono formati margini passivi con uno spesso strato di rocce sedimentarie. Grandi blocchi separati di continenti furono ereditati in un modo o nell'altro nei successivi tempi del Paleozoico (ad esempio, Antartide, Australia, Hindustan, Nord America, Europa orientale ecc., così come l'Oceano Proto-Atlantico e Proto-Pacifico) (Fig. 3.5). La seconda più grande glaciazione, la Lapponia, ebbe luogo nel Vendiano. A cavallo tra Vendiano e Cambriano - circa 575 Ma. indietro - i cambiamenti più importanti avvengono nel mondo organico - appare la fauna scheletrica.

Per Fase paleozoica(575-200 milioni di anni), è proseguita la tendenza stabilita durante la disgregazione del supercontinente Pangea-1. All'inizio del Cambriano, le depressioni dell'Oceano Atlantico (Oceano Giapeto), della fascia mediterranea (Oceano Tetide) e dell'Oceano Asiatico antico iniziarono ad emergere al posto della cintura Ural-Mongola. Ma nel mezzo del Paleozoico iniziò una nuova associazione di blocchi continentali, iniziarono nuovi movimenti di costruzione di montagne (che iniziarono nel periodo carbonifero e terminarono a cavallo tra il Paleozoico e il Mesozoico, chiamati movimenti ercinici), il movimento filoatlantico L'Oceano Giapeto e l'antico Oceano Asiatico si chiusero con l'unificazione delle piattaforme della Siberia orientale e dell'Europa orientale attraverso le strutture piegate degli Urali e la fondazione della futura placca della Siberia occidentale. Di conseguenza, nel tardo Paleozoico, si formò un altro supercontinente gigante Pangea-2, identificato per la prima volta da A. Wegener con il nome di Pangea.

Riso. 3.5. Ricostruzione dei continenti del supercontinente tardo proterozoico Pangea-1 secondo dati paleomagnetici (secondo Piper I.D. dal libro Karlovich I.A., 2004)

Una parte di esso - le placche nordamericane ed eurasiatiche - unite in un supercontinente chiamato Laurasia (a volte Laurussia), l'altra - sudamericana, afro-araba, antartica, australiana e indù - in Gondwana. L'Oceano Tetide, che si apriva ad est, separava la placca euroasiatica da quella afro-araba. Circa 300 milioni di anni fa, alle alte latitudini del Gondwana, sorse la terza grande glaciazione, che durò fino alla fine del periodo Carbonifero. Poi è arrivato il periodo il riscaldamento globale portando alla completa scomparsa della calotta glaciale.

Nel periodo Permiano termina lo stadio di sviluppo ercinico - il tempo della costruzione attiva delle montagne, il vulcanismo, durante il quale sorsero grandi catene montuose e massicci - Monti Urali, Tien Shan, Alay, ecc., nonché aree più stabili: le placche scita, turana e siberiana occidentale (le cosiddette piattaforme epierciniane).

Un evento importante all'inizio dell'era paleozoica fu l'aumento del contenuto relativo di ossigeno nell'atmosfera, che raggiunse circa il 30% di quello moderno, e il rapido sviluppo della vita. Già all'inizio del periodo Cambriano esistevano tutti i tipi di invertebrati e cordati e, come notato sopra, sorse una fauna scheletrica; 420 milioni di anni fa apparvero i pesci, dopo altri 20 milioni di anni arrivarono le piante. La fioritura del biota terrestre è associata al periodo carbonifero. Le forme arboree - licopsform ed equiseto - raggiungevano i 30-35 metri di altezza. Un'enorme biomassa di piante morte si è accumulata e alla fine si è trasformata in depositi di carbone. Alla fine del Paleozoico, i pararettili (cotilosauri) e i rettili presero il posto di primo piano nel regno animale. Nel periodo Permiano (circa 250 milioni di anni fa) apparvero le gimnosperme. Tuttavia, alla fine del Paleozoico ci fu un'estinzione di massa del biota.

Per stadio mesozoico(250-70 milioni di anni) si sono verificati cambiamenti significativi nella storia geologica della Terra. I processi tettonici coprivano piattaforme e cinture piegate. Movimenti tettonici particolarmente forti si sono manifestati nel territorio delle cinture del Pacifico, del Mediterraneo e parzialmente degli Urali-Mongoli. Viene chiamata l'era mesozoica della costruzione della montagna cimmero, e le strutture create da esso - Cimmeride O mesozoidi. I processi di piegatura furono più intensi alla fine del Triassico (fase di piegatura dell'antico cimmero) e alla fine del Giurassico (fase del nuovo cimmerio). Le intrusioni magmatiche sono limitate a questo tempo. Le strutture piegate sorsero nelle regioni di Verkhoyansk-Chukotka e Cordillera. Questi siti si sono sviluppati in piattaforme giovani e si sono fusi con le piattaforme Precambriane. Si formarono le strutture del Tibet, dell'Indocina, dell'Indonesia, la struttura delle Alpi, del Caucaso, ecc .. Quasi tutte le piattaforme del supercontinente Pangea-2 all'inizio dell'era mesozoica sperimentarono una modalità di sviluppo continentale. Dal Giurassico iniziarono ad affondare e il Cretaceo vide la più grande trasgressione del mare nell'emisfero settentrionale. L'era mesozoica determinò la divisione del Gondwana e la formazione di nuovi oceani: l'Indiano e l'Atlantico. Un forte vulcanismo trap ha avuto luogo nei luoghi in cui la crosta terrestre è stata spaccata - un'effusione di lava basaltica che ha inghiottito la piattaforma siberiana nel Triassico, Sud America e Sud Africa, e nel Cretaceo - e in India. Le trappole sono di notevole spessore (fino a 2,5 km). Ad esempio, sul territorio della piattaforma siberiana, le trappole sono distribuite su un'area di oltre 500mila km2.

Sul territorio delle cinture di piega alpino-himalayana e pacifica si sono manifestati attivamente movimenti tettonici, che hanno causato diverse impostazioni paleogeografiche. Sulle piattaforme antiche e giovani nel Triassico si accumulavano rocce della formazione continentale di colore rosso e nel Cretaceo si formavano formazioni di rocce carbonatiche e spessi strati di carbone si accumulavano nelle depressioni.

Nel periodo Triassico iniziò la formazione dell'Oceano Settentrionale, che a quel tempo non era ancora ricoperto di ghiaccio, poiché la temperatura media annuale sulla Terra nel Mesozoico superava i 20 ° C e non c'erano calotte glaciali ai poli.

Dopo le estinzioni su larga scala del Paleozoico, il Mesozoico è caratterizzato dalla rapida evoluzione di nuove forme di flora e fauna. I rettili mesozoici erano i più grandi nella storia della Terra. Nel mondo vegetale prevalsero le gimnosperme, successivamente apparvero piante da fiore e il ruolo dominante passò alle angiosperme. Alla fine del Mesozoico si verificò la "grande estinzione mesozoica", quando scomparvero circa il 20% delle famiglie e oltre il 45% dei diversi generi. Belemniti e ammoniti, foraminiferi planctonici e dinosauri sono completamente scomparsi.

Cenozoico fase dello sviluppo della Terra (70 milioni di anni - fino ad oggi). Nell'era cenozoica, sia i movimenti verticali che quelli orizzontali erano molto intensi nei continenti e nelle placche oceaniche. Viene chiamata l'epoca tettonica che si è manifestata nell'era cenozoica Alpino. Era più attivo alla fine del Neogene. La tettogenesi alpina copriva quasi l'intera faccia della Terra, ma più fortemente all'interno delle cinture mobili del Mediterraneo e del Pacifico. I movimenti tettonici alpini differiscono da quelli ercinici, caledoniani e del Baikal per una significativa ampiezza di sollevamenti sia dei singoli sistemi montuosi che dei continenti e per il cedimento delle depressioni intermontane e oceaniche, la scissione dei continenti e delle placche oceaniche e i loro movimenti orizzontali.

Alla fine del Neogene, sulla Terra si formò l'aspetto moderno dei continenti e degli oceani. All'inizio dell'era cenozoica, il rifting si intensificò nei continenti e negli oceani e anche il processo di movimento delle placche si intensificò in modo significativo. A questo punto, la separazione dell'Australia dall'Antartide. Il completamento della formazione della parte settentrionale dell'Oceano Atlantico ricade sul Paleogene, le cui parti meridionali e centrali furono completamente aperte nel Cretaceo. Alla fine dell'Eocene, l'Oceano Atlantico era quasi all'interno dei suoi confini attuali. L'ulteriore sviluppo delle cinture del Mediterraneo e del Pacifico è associato al movimento delle placche litosferiche nel Cenozoico. Pertanto, il movimento attivo delle placche africane e arabe verso nord ha portato alla loro collisione con la placca eurasiatica, che ha portato alla chiusura quasi completa dell'Oceano Tetide, i cui resti sono stati conservati entro i confini del moderno Mar Mediterraneo.

L'analisi paleomagnetica delle rocce sui continenti e i dati delle misurazioni magnetometriche del fondo dei mari e degli oceani hanno permesso di stabilire il corso dei cambiamenti nella posizione dei poli magnetici dal Paleozoico inferiore al Cenozoico compreso e tracciare il percorso del movimento dei continenti. Si è scoperto che la posizione dei poli magnetici ha un carattere di inversione. All'inizio del Paleozoico, i poli magnetici occupavano posti nella parte centrale della terraferma del Gondwana (la regione del moderno Oceano Indiano - il polo sud) e nelle vicinanze della costa settentrionale dell'Antartide (il Mare di Ross - il polo nord) Il numero principale di continenti a quel tempo era raggruppato nell'emisfero australe più vicino all'equatore. Un'immagine completamente diversa con poli magnetici e continenti sviluppati nel Cenozoico. Quindi, il polo magnetico meridionale iniziò a trovarsi a nord-ovest dell'Antartide e il nord-nord-est della Groenlandia. I continenti si trovano principalmente nell'emisfero settentrionale e quindi "liberarono" l'emisfero meridionale per l'oceano.

Nell'era cenozoica continuò l'espansione del fondo oceanico, ereditata dalle ere mesozoiche e paleozoiche. Alcune delle placche litosferiche sono state assorbite nelle zone di subduzione. Ad esempio, nel nord-est dell'Eurasia nell'Anthropogen (secondo Sorokhtin I.G., Ushakov S.A., 2002), le placche continentali e parte delle oceaniche con un'area totale di circa 120mila km2 si sono abbassate. La presenza di dorsali medio-oceaniche e anomalie magnetiche a bande, scoperte dai geofisici in tutti gli oceani, testimonia l'espansione del fondo marino come meccanismo principale per il movimento delle placche oceaniche.

Nell'era cenozoica, la placca Farallon, situata sull'East Pacific Rise, era divisa in due placche: Nasca e Cocos. All'inizio del periodo Neogene, i mari marginali e gli archi insulari lungo la periferia occidentale dell'Oceano Pacifico acquisirono un aspetto approssimativamente moderno. Nel Neogene, il vulcanismo si è intensificato sugli archi dell'isola, che continua a funzionare attualmente. Ad esempio, più di 30 vulcani eruttano in Kamchatka.

Durante l'era cenozoica, i contorni dei continenti nell'emisfero settentrionale sono cambiati in modo tale da aumentare l'isolamento del bacino artico. L'afflusso di calde acque del Pacifico e dell'Atlantico in esso è diminuito e la rimozione del ghiaccio è diminuita.

Durante la seconda metà dell'era cenozoica (periodi Neogene e Quaternario), si verificarono: 1) un aumento dell'area dei continenti e, di conseguenza, una diminuzione dell'area dell'oceano; 2) un aumento dell'altezza dei continenti e delle profondità degli oceani; 3) raffreddamento della superficie terrestre; 4) un cambiamento nella composizione del mondo organico, e un aumento della sua differenziazione.

Come risultato della tettogenesi alpina, sono sorte strutture piegate alpine: le Alpi, i Balcani, i Carpazi, la Crimea, il Caucaso, il Pamir, l'Himalaya, le catene del Koryak e della Kamchatka, le Cordigliere e le Ande. Lo sviluppo delle catene montuose in un certo numero di luoghi continua attualmente. Ciò è evidenziato dal sollevamento delle catene montuose, dall'elevata sismicità dei territori delle cinture mobili del Mediterraneo e del Pacifico, dal vulcanismo attivo, nonché dal processo in corso di abbassamento delle depressioni intermontane (ad esempio, il Kura nel Caucaso, Ferghana e Afghan -Tajik in Asia centrale).

Per le montagne della tettogenesi alpina, una caratteristica distintiva è la manifestazione di spostamenti orizzontali di giovani formazioni sotto forma di sovraspinte, coperture, creste fino all'occorrenza capovolta unilaterale verso placche rigide. Ad esempio, nelle Alpi, i movimenti orizzontali delle formazioni sedimentarie raggiungono decine di chilometri nel Neogene (tratto lungo la galleria del Siplone). Il meccanismo di formazione dei sistemi di pieghe, il ribaltamento divergente delle pieghe nel Caucaso, nei Carpazi, ecc., È spiegato dalla compressione dei sistemi geosinclinali dovuta al movimento delle placche litosferiche. Un esempio della compressione di sezioni della crosta terrestre, manifestatasi nel Mesozoico, e soprattutto nell'era Cenozoica, è l'Himalaya con l'affollamento delle creste e la formazione di una potente litosfera dovuta alla collisione dell'Himalaya e del Tien Shan, o la pressione delle placche arabe e hindustane da sud. Inoltre, il movimento è stabilito non solo per intere placche, ma anche per singole creste. Pertanto, le osservazioni strumentali delle creste di Pietro I e della catena Gissar hanno mostrato che la prima si sta muovendo verso gli speroni della catena Hissar a una velocità di 14-16 mm all'anno. Se tali movimenti orizzontali continuano, nel prossimo futuro geologico le pianure intermontane e le depressioni in Uzbekistan, Tagikistan, Kirghizistan scompariranno e si trasformeranno in paese di montagna simile al Nepal.

Le strutture alpine sono state compresse in molti punti e la crosta oceanica si è rivelata spinta su quella continentale (ad esempio, nella regione dell'Oman, nella parte orientale della penisola arabica). Parte delle giovani piattaforme in tempi moderni ha sperimentato un netto ringiovanimento del sollievo da turni a blocchi (Tien Shan, Altai, Sayans, Urali).

La glaciazione nel periodo quaternario copriva il 60% del territorio del Nord America, il 25% dell'Eurasia e circa il 100% dell'Antartide, compresi i ghiacciai della fascia della piattaforma. È consuetudine distinguere tra glaciazione terrestre, sotterranea (permafrost) e montana. La glaciazione terrestre si è manifestata nel subartico, nella zona temperata e nelle montagne. Queste fasce erano caratterizzate da un'abbondanza di precipitazioni e dalla predominanza di temperature negative.

In Nord America ci sono tracce di sei glaciazioni: Nebraska, Kansas, Iowa, Illinois, Early Wisconsin e Late Wisconsin. Il centro della glaciazione nordamericana si trovava nella parte settentrionale delle Cordigliere, nella penisola laurenziana (Labrador e Kivantin) e in Groenlandia.

Il centro della glaciazione europea copriva un vasto territorio: la Scandinavia, le montagne dell'Irlanda, la Scozia, la Gran Bretagna, Nuova terra e gli Urali polari. Nella parte europea dell'Eurasia, almeno sei volte, e in Siberia occidentale cinque volte si è verificata la glaciazione (Tabella 3.3).

Tabella 3.3

Epoche glaciali e interglaciali della Russia (secondo Karlovich I.A., 2004)

La durata media delle epoche glaciali era di 50-70 mila anni. La più grande glaciazione è considerata la glaciazione del Dnepr (Samarov). La lunghezza del ghiacciaio del Dnepr in direzione sud ha raggiunto i 2200 km, a est - 1500 km ea nord - 600 km. E la glaciazione più piccola è considerata la glaciazione del tardo Valdai (Sartan). Circa 12mila anni fa, l'ultimo ghiacciaio lasciò il territorio dell'Eurasia, e in Canada si sciolse circa 3mila anni fa e sopravvisse in Groenlandia e nell'Artico.

È noto che ci sono molte ragioni per la glaciazione, ma le principali sono cosmiche e geologiche. Dopo la regressione generale dei mari e il sollevamento della terraferma avvenuta nell'Oligocene, il clima sulla Terra divenne più secco. In questo momento, c'era un aumento della terra intorno all'Oceano Artico. Le calde correnti marine, così come le correnti d'aria, hanno cambiato direzione. Una situazione quasi simile si è sviluppata nelle regioni adiacenti all'Antartide. Si presume che nell'Oligocene l'altezza delle montagne scandinave fosse leggermente superiore a quella moderna. Tutto ciò ha portato all'inizio del raffreddamento qui. L'era glaciale del Pleistocene copriva in alcuni punti gli emisferi settentrionale e meridionale (glaciazione scandinava e antartica). Le glaciazioni nell'emisfero settentrionale hanno influenzato la composizione e la distribuzione dei gruppi terrestri di mammiferi, e in particolare dell'uomo antico.

Nell'era cenozoica, il posto degli organismi scomparsi nell'era mesozoica è occupato da forme di flora e fauna completamente diverse. La vegetazione è dominata da angiosperme. Tra invertebrati marini, gasteropodi e molluschi bivalvi, coralli a sei raggi ed echinodermi, i pesci ossei stanno avanzando verso le posizioni di primo piano. Dei rettili, solo serpenti, tartarughe e coccodrilli sono sopravvissuti alla catastrofe nelle profondità dei mari e degli oceani. I mammiferi si diffondono rapidamente, non solo sulla terraferma, ma anche nei mari.

Il successivo raffreddamento a cavallo tra il Neogene e il Quaternario contribuì alla scomparsa di alcune forme termofile e all'emergere di nuovi animali adattati al clima rigido: lupi, renne, orsi, bisonti, ecc.

All'inizio del Quaternario mondo animale Il terreno ha gradualmente acquisito un aspetto moderno. al massimo Evento importante il periodo quaternario fu la comparsa dell'uomo. Questa è stata preceduta da una lunga evoluzione dei primati (Tabella 3.4) dal Dryopithecus (circa 20 milioni di anni fa) all'Homo sapiens (circa 100 mila anni fa).

Tabella 3.4

L'evoluzione dei primati dal Dryopithecus all'uomo moderno

Cro-Magnon di aspetto poco diverso da persone moderne, sapeva fabbricare lance, frecce con punte di pietra, coltelli di pietra, asce, viveva nelle caverne. L'intervallo di tempo dall'apparizione del Pithecanthropus ai Cro-Magnon è chiamato Paleolitico (antica età della pietra). È sostituito dal Mesolitico e dal Neolitico (media e tarda età della pietra). Dopo di lui viene l'era dei metalli.

Il periodo quaternario è il tempo della formazione e dello sviluppo della società umana, il tempo degli eventi climatici più forti: l'inizio e il cambiamento periodico delle epoche glaciali da parte degli interglaciali.