УЧРЕЖДЕНИЕ ОБРАЗОВАНИЯ
«БЕЛОРУССКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ПЕДАГОГИЧЕСКИЙ
УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ МАКСИМА ТАНКА»
Факультет заочного обучения
Кафедра: естествознания
Контрольная работа
По дисциплине: геология
Выполнила студентка
гр.: 202
Специальности:
экскурсионно-краеведческая работа
Зуева Ольга Александровна
ОГЛАВЛЕНИЕ
1. Границы древней Китайско-Корейской
платформы…………………….....3
2. Кайнозойские структуры на территории
Азии……………………………11
3. Каледониды Гондваны……………………………………………………...20
4. В чем заключается отличие в образовании
гор Памира и Тянь-Шаня….26
5. Когда была максимальная трансгрессия
в палеозойской эре……………29
6. Субдукция и ее роль в образовании земной
коры………………………..32
7. Определение фации, континентальные
фации, их особенности………...33
8. Эволюция голосеменных…………………………………………………...35
9. Эволюция птиц……………………………………………………………..36
10. Позднепалеозойский этап в развитии
земной коры…………………… .37
СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ
ИСТОЧНИКОВ…………………………40
1. Границы древней Китайско-Корейской
платформы
Китайско-Корейская древняя
платформа .Фундамент платформы. Ранние авлакогены
и чехол платформы Китайско-Корейская
древняя платформа (Сини-Корейская), вытянутая
в широтном направлении от гор Алашань
на западе до Японского и Желтого морей
на востоке, обладает раннедокембрийским
фундаментом. На севере она отделена зоной
разломов Урало-Охотского палеозойского
складчатого пояса, на юге ее окаймляет
палеозойско-раннемезозойский складчатый
пояс Циньлин. Этот последний резко оборван
на востоке субмеридиональным трансформным
разломом Танлу (Танчен-Луцзян), смещающим
его восточное продолжение на 500 км к северу
таким образом, что оно оказывается уже
в основании п-ова Шаньдун. Отсюда южная
разломная граница платформы следует
через Желтое море в Корею, северная часть
которой относится к рассматриваемой
платформе, а южная – к Южно-Китайской.
Наиболее значительную площадь занимают
выходы раннедокембрийского фундамента
к востоку от разлома Танлу, по обе стороны
Желтого моря - на севере в провинциях
Ляонин и Цзилин и в Северной Корее, на
юге - в провинции Шаньдун (Сино-Корейский
щит).
Полоса выходов фундамента
вдоль северной периферии платформы
к западу от разлома Танлу простирается
через Внутреннюю Монголию (Ней Монгол)
в восточный Хэбей. Она отвечает
гранулитовому поясу, сформированному
в конце архея - начале протерозоя. Фундамент выступает
также в своде антеклизы Шаньси, пересекающей
платформу в северо-северо-восточном направлении,
в районе Хэхуей к западу от разлома Танлу
и, наконец, на северо-восточном склоне
хребта Циньлин. Наиболее древние раннеархейские
образования обнаружены в районе Аншаня
в провинции Ляонин. Это трондьемиты с
возрастом 3,8 млрд лет. Шире распространены
среднеархейские образования гнейсы ТТГ-типа,
известные в районе Аншаня в составе гранулито-гнейсового
пояса Внутренней Монголии - восточного
Хэбея и в Шаньдуне. Еще более широко
развиты гранит-зеленокаменные терреины
на северо-востоке в районе Аншаня в провинции
Ляонин, а также на юге, на северном склоне
хр. Циньлин [7,с.16].
В последнем районе установлена
типичная для зеленокаменных поясов последовательность пород,
от ко-матитовых и толеитовых базальтов
через известково-щелочные вулканиты
до осадочных образований -граувакк и
железистых кварцитов. Этот комплекс Донфен
метаморфизован в амфиболитовой фации
и прорван сначала натровыми, а затем и
калиевыми гранитоидами возраста 2,5 млрд
лет. В южном направлении его сменяет одновозрастный
комплекс Тайхуа, метаморфизованный в
гранулитовой фации. То же происходит
с гранит-зеленокаменными образованиями
в западной части пояса Внутренней Монголии
- восточного Хэбея. Гранит-зеленокаменные
комплексы выступают на поверхность и
в своде антеклизы Шаньси, и в районе Хэхуай
к западу от разлома Танлу. Возраст всех
этих образований древнее 2,8 млрд лет;
этот рубеж получил в Китае название фупинского
орогенеза и он рассматривается в качестве
границы мезо- и неоархея. В ядре антеклизы
Шаньси и в восточном Хэбее присутствуют
архейские зеленокаменные пояса более
молодого возраста, испытавшие метаморфизм
на уровне 2, 5 млрд лет т.н.; эта эпоха орогенеза
называется вутайской, которая привела
к кратонизации Китайско-Корейской платформы.
Кратонизация была неполной, и в позднем
протерозое, особенно в его первой половине
(до 2,1-2,0 млрд лет т.н.), в результате деструкции
архейской коры получили развитие глубокие
энсиалические троги - протоавлакогены,
заполняемые мощными, до 10 км, толщами
бимодальных вулканитов, обломочных, глинистых
и карбонатных пород, в дальнейшем метаморфизованных
в зеленосланцевой фации [7,с.16]. Подобные
образования (супергруппа Хуто) развиты
в нижней половине палеопротерозоя в антеклизе
Шаньси. Там же получили более широкое
распространение отложения супергруппы
Соншан протоплатформенного типа (кварциты
и карбонаты). Оба стратиграфических подразделения
деформированы, метаморфизованы и прорваны
гранитами в лулянскую эпоху диастрофизма
1,8-1,7 млрд лет т.н.Этот орогенез сопровождался
накоплением более грубообломочных осадков.
Дислоцированность отложений значительна
- изоклинальная складчатость, кливаж.
Помимо антеклизы Шаньси и северного склона
хр. Циньлин нижнепротерозойские образования
распространены вдоль северной периферии
платформы, от Внутренней Монголии до
Ляонина. Далее к востоку полоса их развития
огибает архейское ядро Сино-Корейского
щита и протягивается в меридиональном
направлении через северо-восточную Корею.
Это мощная (до 10-12 км) толща кварцитов,
слюдистых сланцев, мраморов (характерны
высокомагнезиальные разности) с бимодальными
вулканитами и джеспилатами в основании,
интенсивно деформированная, метаморфизованная
в амфиболитовой фации и прорванная гранитами
известна под названием Ляохэ в Китае
и Мачхоллен в Северной Корее. Лулянский
орогенез конца раннего протерозоя довершил
становление кристаллического фундамента
Китайско-Корейской платформы. За ним
последовало внедрение мощных роев долеритовых
даек и становление плутонов анортозитов
и гранитов рапакиви. Эта стадия кратонизации
обнимает весь ранний рифей и перекрывается
во времени началом авлакогенной стадии
развития Китайско-Корейской платформы.
Авлакогенная стадия представлена рифтингом
в конце раннего протерозоя после завершения
лулянского орогенеза.
Главные деформаций
чехла, дошедшие до образования
надвигов и магматизма в виде
крупных плутонов гранитоидов,
принесла вторая, яншаньская эпоха
диастрофизма. Третья, кайнозойская эпоха была эпохой рифтинга. В течение
этой эпохи, начавшейся в эоцене, было
сформировано две рифтовые системы общего
северо-северо-восточного простирания
- восточная, пересекающая дельту р. Хуанхэ,
Бохайский залив Желтого моря и грабен
Ляохэ далее к северу, и западная, протягивающаяся
от подножья хр. Циньлин к хр. Яншань и
известная под названием Фэнвей. Восточная
система развивалась в палеогене, а в неогене
превратилась в плоскую депрессию; основной
же период развития второй эпохи приходится
на неоген-квартер, и она четко выражена
в современном рельефе. Отложения мезозоя
и кайнозоя в чехле платформы являются
континентальными, в юре и раннем мелу
угленосными и содержат продукты внутриплитной
вулканической деятельности. Общая мощность
чехла в рифтовых впадинах превышает 10
км. Структура Китайско-Корейской платформы
в главных чертах представляется в следующем
виде. Вдоль северного края платформы
в широтном направлении простирается
поднятие Внутренней Монголии (Ней Монгол)
- восточного Хэбея, с выходом на поверхность
раннедокембрийского кристаллического
фундамента. Оно осложнено на северо-западе
среднепротерозойским авлакогеном Чортай-Баян-Обо.
Другое поднятие фундамента - Алашаньское,
занимает крайнюю западную часть платформы.
Оно надвинуто на западный край смежной
с востока овальной Ордосской синеклизы
северо-северо-восточного простирания,
выраженной в рельефе лессовым плато высотой
до 1300 м. В основании фанерозойского
чехла выявлено два позднедокембрийских
авлакогена того же простирания. В составе
чехла, мощности 8 км, основное место занимают
мезозойские континентальные отложения
(Т3-К,). Именно в это время Ордосская синеклиза
приобрела современную конфигурацию и
асимметричный профиль с крутым западным
крылом, к которому примыкает наиболее
прогнутая часть, и пологим широким восточным.
В позднем триасе произошла
коллизия Китайско-Корейского и Южно-Китайского
(Янцзы) континентов с образованием
Циньлинского орогена и возниктовением
на его восточном окончании огромного,
левосдвигового трансформного разлома
Танлу, сместившего южную границу Китайско-Корейской
платформы к северу в пределы южной части
Шандуньского п-ова и центральной Кореи
[7,с.56].
Рисунок 1. Границы древней Китайско-Корейской
платформы
Рисунок 2. Границы древней Китайско-Корейской
платформы
Рисунок 3. Границы древней Китайско-Корейской
платформы
2. Кайнозойские структуры
на территории Азии
Мезо-кайнозойские тектонические
движения земной коры, проявившиеся весьма
активно как в геосинклиналях,
так и на платформах, сильно изменили структурный план Азии и в значительной
степени сгладили различия в рельефе,
которые обычно наблюдаются между участками
суши древней и молодой консолидации.
Наиболее сильно они проявились в Альпийско-Гималайском
поясе, где возникли высочайшие хребты
мира; несколько слабее, но также весьма
активно в северной части Центральной
Азии, Северо-Восточном и Восточном Китае
и Индокитае и значительно менее ярко
на участках древних докембрийских платформ
Аравии и Индостана. Помимо образования
крупных эндогенных мегаформ рельефа,
они во многом предопределили направление
экзогенных процессов рельефообразования,
так как создали резкие различия в континентальности
климата и условиях стока между внутренними
и краевыми (южными и восточными) приокеаническими
районами Азии. Кайнозойская складчатость
и горообразование, активно проявившиеся
в различных частях суши, еще более осложнили
структуру и орографию Азии и создали
своеобразный в геоморфологическом отношении
пояс островных дуг у восточных берегов
Евразиатского континента [5,с.25].
В зависимости от
особенностей геологического строения
и форм рельефа, обязанных как
эндогенным, так и экзогенным
процессам, в пределах зарубежной
Азии можно выделить одиннадцать
крупных морфоструктурных регионов.
На юге и юго-западе материка обособляются плато и плоскогорья
полуостровов Аравийского и Индостана,
запечатлевшие в рельефе процессы продолжительной
денудации в условиях древней докембрийской
платформенной структуры. На севере к
ним примыкают неширокие плоские аккумулятивные
низменности, образовавшиеся в предгорных
прогибах Альпийско-Гималайского складчатого
пояса: Месопотамская и Индо-Гангская.
К северу от них располагается широкий
пояс внутренних нагорий, образованных
ядрами древних герцинских структур, и
окаймляющих их альпийских складчатых
дуг. Для этого пояса характерны резкие
геоморфологические различия между краевыми
горными цепями, достигающими значительной
высоты и конденсирующими атмосферную
влагу в количестве, достаточном для развития
эрозионных форм, и более низкими бессточными
внутренними котловинами, занятыми преимущественно
пустынями, со свойственными им особыми
денудационно-аккумулятивными формами
рельефа. Этот пояс включает относительно
невысокие Передне-Азиатские нагорья
и высочайшее в мире Тибетское нагорье.
Среди горных дуг, обрамляющих внутренние
нагорья Азии, выделяются большой протяженностью
и особенно значительной высотой Гималайские
горы, представляющие важный географический
рубеж между Тибетом и Собственно Центральной
Азией на севере и Индо-Гангской низменностью
на юге [5,с.25]. К северу от Тибетского нагорья
лежат горы и равнины Собственно Центральной
Азии, Эту территорию образуют в основном
наиболее стабильные древние складчатые
структуры Азии участки докембрийской
платформы, каледониды и герциниды. Этим
объясняется преобладание здесь обширных
равнин и плато. Вместе с тем активные
молодые движения земной коры создали
местами высокие складчато-глыбовые хребты,
предопределившие своеобразное ячеистое
строение поверхности, и обусловили значительную
высоту территории. Резкая континентальность
климата, удаленность от океана ограничивают
развитие стока и выноса продуктов разрушения
за пределы региона. Это объясняет широкое
развитие здесь, как и в районах внутренних
нагорий, своеобразных денудационных
и аккумулятивных форм рельефа. Горы и
равнины Восточной и Юго-Восточной материковой
Азии протянулись от границ с Россией
в Северо-Восточном Китае до Индокитайских
низменностей на юге включительно. Сочетание
обширных низких равнин, сформировавшихся
на древних стабильных массивах, и средневысотных
и низких гор, соответствующих активизированным
в мезозое частям платформы, определяет
большую сложность этого обширного структурно-морфологического
региона. Умеренные вертикальные движения
неотектонического этапа лишь омолодили
некоторые горные области, подняв их и
деформировав древние поверхности выравнивания.
Однако продолжавшаяся с мезозоя денудация
успевала в условиях: обильного увлажнения
выравнивать медленно поднимавшуюся сушу,
что и объясняет сочетание молодых эрозионных
форм с древними и сохранность пенепленов
во многих горных областях. Другим типом
рельефа отличаются низменные равнины,
особенностью которых являются местами
выступающие холмы и низкие горы. В западной
части Индокитая преобладают средневысотные
горы альпийского и мезозойского возраста,
являющиеся продолжением структур Гималаев
и юго-восточного Тибета. Глубокий межгорный
Иравадийский прогиб разграничивает эти
разновозрастные структуры. В рельефе
он соответствует низменности реки Иравади.
С востока Азия окаймляется островными
дугами Восточной и Юго-Восточной Азии,
которые находятся в стадии геосинклинального
развития, что подтверждается активными
здесь сейсмичностью и вулканизмом, а
также контрастным сочетанием рельефа
гористых островов и глубоководных океанических
впадин с глубинами до 11 000 м. Для рельефа
Аравийского и Индостанского полуостровов
характерно широкое развитие пенепленов,
возникших на кристаллическом и метаморфическом
фундаменте. Плоский характер поверхности,
отчетливо выраженный во внутренних частях
полуостровов, нарушен молодыми дислокациями,
особенно сильно проявившимися вдоль
их западных краев [5,с.25].
В рельефе Аравии
и полуостровной Индии обнаруживаются,
наряду с чертами сходства, существенные
различия, которые предопределены
своеобразной историей развития этих крупных регионов
Азии. Начиная с мезозоя на полуострове
Индостан, располагающемся в сфере действия
индийских муссонов, видимо, никогда не
существовали такие аридные условия, как
в Аравии, поэтому в рельефе его поверхности
отчетливо выражены эрозионные формы.
В Аравии активная деятельность водных
потоков ослабевала по мере развития сухости
климата, которая становилась все ощутимее
с мезозоя, и особенно с конца палеогена.
Для Аравийского полуострова характерен
общий наклон поверхности с запада на
восток, обусловленный резким поднятием
его западного края. Его западные части,
а также побережье Красного моря имеют
резкий сбросовый рельеф. Амплитуды высот
особенно значительны в поясе горстов
и грабенов горного запада, где массивы
высотой, то 3000 м соседствуют с котловинами,
днища которых лежат ниже уровня океана
(котловина Мертвого моря, например, располагается
на высоте 748 м). Поднятие западного края
обусловило моноклинальное (с наклоном
на восток) залегание осадочных пластов
платформы, а деятельность водных потоков,
еще активных в период, последовавший
за поднятием, привела к образованию куэст
в пластах мезозойских и палеогеновых
морских отложений. Однако эрозионные
формы не имеют широкого развития. Большую
часть полуострова занимают песчаные
пустыни с характерными для них дюнами
и грядами. В западной части полуострова
распространены вулканические формы рельефа,
возникшие в неогене. Они тянутся полосой
различной ширины от Баб-эль-Мандебского
пролива вдоль Красного моря до южной
части Сирийской полупустыни. В Йемене
лавовыми излияниями создано плато, которое
расчленено на западе и юге короткими,
но глубокими долинами рек. К северу от
Йемена, в горных районах Асира и Хиджаса,
на линиях разломов, тянущихся параллельно
сбросовой котловине Красного моря, залива
Акаба и Мертвого моря, располагаются
конусы невысоких вулканов (до 100-200 м высоты).
Вся эта полоса излияний заканчивается
в юго-западной части Сирийской полупустыни
вулканами горной группы Джебель-Друз.
На северо-востоке плато граничит с Месопотамской
низменностью, расположенной в области
современного предгорного прогиба перед
горами Загрос, На северо-западе оно обрамлено
средневысотными складчатыми горами Ливана
и Антиливана. Особенности рельефа последних
связаны уже с развитием геосинклинальной
зоны Альпийско-Гималайского пояса. Полуостровная
Индия преимущественно плоскогорная страна,
с сильно размытой реками поверхностью
[7,с.25]. Широкие речные долины пересекают
полуостров с запада на восток соответственно
преобладающему наклону поверхности.
Даже там, где неровный фундамент платформы
перекрыт трапповыми излияниями, некогда
единая поверхность в процессе размывания
и поднятия получила ярусное строение.
Повсюду высятся останцовые массивы с
обрывистыми склонами, плоскими вершинами,
а местами и с узкими гребнями. В центральных
частях и на востоке Декана, где повсеместно
на дневную поверхность выходят метаморфические
и кристаллические породы, рельеф имеет
характер то плоских, мягковолнистых,
то более расчлененных поверхностей пенеплена.
Этим двум наиболее характерным типам
рельефа ступенчатому на траппах и волнистому
пенеплену на кристаллических породах
цоколя, противостоит рельеф периферических
частей плоскогорья, где глыбовые перемещения
отличались наибольшей активностью. Так,
Западные и Восточные Гхаты представляют
собою косопоставленные глыбы с крутыми,
местами обрывистыми склонами в сторону
океана и пологими во внутренние части
плоскогорья. Западные Гхаты со стороны
моря имеют вид единого хребта. Вершины
их одновысотны, а линейное простирание
придает всей системе морфологическое
однообразие. В более низких Восточных
Гхатах массивы разделены менее глубокими
речными долинами, и вся система не отличается
единством простирания. Сбросовое происхождение
окраинных поднятий Индостана подчеркивается
прямолинейностью берегов полуострова,
Малабарекого на западе и Коромандельского
на востоке. Аравийский и Индостанский
полуострова на севере и северо-востоке
граничат с вытянутыми параллельно горным
хребтам низменностями Месопотамской
и Индо-Гангской. Они занимают глубокие
предгорные прогибы, выполненные толщей
аллювиальных наносов. В восточной части
Предгималайского прогиба их мощность
достигает 8-9 км. За исключением горстового
поднятия в восточной части Индо-Гангской
низменности- плато Шиллонг и небольших
выходов в системе Аравалли возле Дели
и в других местах, коренные (породы нигде
не выходят на поверхность); это обстоятельство
определяет исключительную равнинность
рельефа. Наибольшие неровности создают
здесь ряды аккумулятивных речных террас,
местами размытых боковыми притоками
рек. Эрозионный рельеф наиболее характерен
для водораздела Инда и Ганга. Рельеф Передне-Азиатских
и Тибетского нагорий образовался в результате
многофазного развития территории в единой
Альпийско-Гималайской геосинклинальной
зоне Тетиса. Дуги альпийских хребтов
образуют как бы широкие овалы, обрамляющие
древние ядра срединные части нагорий.
Мало-Азиатское нагорье окаймляют Понтийские
и Таврские горы; Иранское горы Загрос,
Мекранские, Туркмено-Хорасанские и Гиндукуш;
Тибетское Гималаи, Каракорум, Сычуаньские
Альпы и другие [5,с.25]. Происхождение этих
альпийских дуг и заключенных между ними
более древних пониженных участков В.
В. Белоусов объясняет как результат сочленения
отдельных овальных звеньев, испытавших
до некоторой степени самостоятельное
развитие. Места смыкания соседних овалов
отмечаются сжатием горных поясов, увеличением
высоты гор и местами вулканической деятельностью
( Армянское нагорье ). К числу наиболее
высоких хребтов и нагорий относятся горы
Гиндукуш, достигающие 5000 м высоты, и, особенно,
Памир, ряд вершин которого превышает
7000 м. Краевые горные цепи, вследствие
их высоты и положения, увлажняются значительно
обильнее внутренних частей нагорий, чем
и объясняется их интенсивное эрозионное
расчленение, В отличие от краевых дуг,
внутренние части нагорий имеют сухой
климат и предоставлены интенсивному
физическому выветриванию. Продукты разрушения
гор нe выносятся за пределы нагорий. Они
постепенно заполняют межгорные долины
и котловины. Многие из котловин прошли
сложную эволюцию: здесь отчетливо выражены
признаки более влажных эпох, когда они
представляли собой озерные ванны. Следы
высокого стояния вод запечатлелись в
нескольких ярусах террас, образующих
широкие концентрические окружности.
Любопытной особенностью морфометрии
нагорий является повышение их с запада
на восток. Средняя высота Мало-Азиатского
нагорья равна 600-800 м, а краевых гор 1500-2000
м. (Таврские на юге и Понтийские на севере),
Иранского нагорья 800-1000 м, а его краевых
гор (Эльбурс, Загрос, Гиндукуш и другие)
около 2500 м, Тибетского нагорья- 4500-4600 м,
краевых же гор около 5000-6000 м (Гималаи,
Куньлунь). В отличие от Передне-Азиатских
нагорий, Тибетское выделяется не только
своей грандиозной средней высотой, но
и наличием многочисленных параллельных
горных хребтов во внутренней части нагорья.
Эти внутренние хребты как бы громоздятся
на общем высоком основании нагорья, на
его цоколе. В западной и центральной части
нагорья относительные высоты хребтов
невелики (300-500 м и до 1000 м). В восточной:
его половине, где хорошо развита сеть
рек, имеющих выход в Тихий и Индийский
океаны, они достигают 2000-3000 м. От охарактеризованных
выше районов существенно отличается
Армянское нагорье, формы рельефа которого
во многом обязаны интенсивной вулканической
деятельности, проявившейся совсем недавно
в. третичное и особенно четвертичное
время. В основании нагорья залегает складчатая
структура, с отчетливым простиранием
хребтов по широте. Лавы, излившиеся из
многочисленных кратеров, перекрыли древний
рельеф нагорья и, облегая структурные
неровности фундамента, создали вместе
с глыбовыми перемещениями, благодаря
чему современный рельеф приобрел характер
мелкоячеистого или котловинного [5,с.25].