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78.1.

PIEGATURA MESOZOICA(Greco mesos medio) sviluppo di geosincline con avvallamenti profondi la crosta terrestre e l'accumulo di poderosi sedimenti, accartocciati in pieghe, sollevati in forma di montagne, sfondati da intrusioni di magma granitico ed eruzioni vulcaniche che si sono susseguite dalla fine del Triassico all'inizio del Paleogene. In diverse aree, questa piegatura si è manifestata con intensità disuguale e non simultanea, in relazione a ciò ha diversi nomi.

Il primo ripiegamento mesozoico iniziò nell'Europa sudorientale, nell'Asia meridionale e a Taimyr; fu particolarmente lungo e intenso lungo i margini continentali dell'Oceano Pacifico e, dopo una breve interruzione, riprese già nel ripiegamento alpino. Una varietà di minerali e numerosi depositi di metalli non ferrosi e oro sono associati alle sue intrusioni granitiche, specialmente in Nord America e nel nord-est della Russia.

Piegatura mesozoica

La piegatura mesozoica è un insieme di processi geologici di piegatura, costruzione di montagne e magmatismo granitoide che hanno avuto luogo durante l'era mesozoica. Si è manifestato più intensamente all'interno della cintura mobile del Pacifico. Si distingue la piegatura: antico cimmero, o indosiniano, manifestato in con. Triassico precoce giurassico; Giovane Cimmero (Kolyma, Nevada o Andino); Austriaco (a cavallo tra il primo e il tardo cretaceo) e laramiano. La piegatura del Pacifico si distingue indipendentemente nelle aree adiacenti all'Oceano Pacifico: a est. Asia, Cordigliera e Ande. L'antica piegatura cimmeria si manifestava in con. Triassico precoce Giurassico nelle strutture montuose della Crimea, Sev. Dobrugia, a Taimyr, nel nord. Afghanistan, sud-est. Asia, Ande Patagoniche e Nordest. Argentina; Giovane cimmero in truffa. Supplica giurassica. gesso nella regione di Verkhoyansk-Chukotka, Centro. e Sud Est. Pamir, in Karakoram, Centro. Iran, nel Caucaso, in Occidente. Cordigliera Sev. America, Ande e altre aree. Il ripiegamento laramiano, una delle epoche più giovani del ripiegamento mesozoico, si è manifestato in con. gesso presto. Paleogene nelle regioni delle Montagne Rocciose del Nord. America, nel sud delle Ande. America e altri.

Aree di ripiegamento mesozoico

Alla fine dell'era paleozoica, come già accennato, tutte le geosincline e le aree mobili si trasformarono in vasti campi rigidi. Come risultato dei movimenti verso l'alto della crosta terrestre, furono liberati dalle acque del mare. Fu istituito un regime teocratico.

Iniziò l'era mesozoica (l'era della vita media), l'era di un nuovo stadio più alto nello sviluppo della natura della Terra nel suo insieme.

Le basi furono poste nel Mesozoico rilievo moderno del nostro pianeta, anche all'interno del territorio della CSI, sono stati determinati i contorni principali dei continenti e degli oceani.

I mesozoidi occupano vasti spazi, chiudendo e collegando i territori delle parti più antiche del consolidamento della crosta terrestre. Varie forme di piegatura mesozoica sono espresse nell'est e nel nord-est della Siberia, l'Estremo Oriente, cioè in un territorio con una superficie totale di circa 5 milioni di km2. Ma la tettogenesi mesozoica si rifletteva anche nelle strutture più antiche degli stadi Precambriano, Baikal e Paleozoico.

Le strutture mesozoiche includono la Transbaikalia orientale, a sud Lontano est con sistema di piegatura Sikhote-Alin e Verkhoyansk-Kolyma-Chukotka. Pertanto, l'ovest della cintura geosinclinale del Pacifico appartiene alle strutture mesozoiche. La superficie moderna della parte della Siberia orientale e dell'Estremo Oriente è caratterizzata da un'ampia distribuzione di strutture montuose. Oltre al terreno tipicamente montuoso in Siberia orientale e in Estremo Oriente ci sono numerosi altopiani, altipiani, pianure (l'area di quest'ultima generalmente non è ampia) e, infine, la depressione marginale di Predverkhoyansk, che è estesa nel territorio. La manifestazione del ripiegamento mesozoico è nota nel Kopetdag, Mangyshlak, Donbass, in Crimea, nel Caucaso.

Nell'area dei sistemi piegati mesozoici della Siberia orientale e dell'Estremo Oriente, i movimenti neo-cimmeri e laramiani del periodo cretaceo erano i principali. Il bacino geosinclinale si estendeva dalla piattaforma siberiana ad est, cioè all'interno del territorio dell'Estremo Oriente. Era un mare enorme, in cui si accumulavano spessi strati di sedimenti, pari a molte migliaia di metri. Nel bacino marino geosinclinale c'erano antiche masse terrestri montuose mediane: Kolyma-Indigirsky, Omolonsky e altri, una sporgenza della piattaforma siberiana - lo scudo Aldan, e nel sud-est - spiccava lo scudo cinese. L'accumulo di sedimenti nel bacino geosinclinale è avvenuto a causa dell'erosione e distruzione degli antichi massicci mediani e delle piattaforme che circondano il geosinclino siberiano, De Long, Okhotsk. La tettogenesi nelle antiche piattaforme e strutture montuose del Paleozoico, che circondavano i territori mesozoici da ovest, nord-ovest e sud, procedette in modo complesso e peculiare. Uno degli indicatori di questa originalità era la differenza nel tempo dei processi tettonici e la differenza nelle forme della loro manifestazione. Ma in generale, l'era mesozoica nell'est del territorio del nostro Paese si è conclusa con il passaggio dal regime marino a quello continentale.

Il ripiegamento mesozoico più attivo si è manifestato tra il massiccio del Kolyma e la piattaforma siberiana (zona di Verkhoyansk). I movimenti di piegatura qui sono stati accompagnati da effusioni vulcaniche, intrusioni di granitoidi, che hanno portato a una mineralizzazione varia e molto ricca (metalli rari, stagno, oro, ecc.). I massicci mediani erano soggetti a profonde faglie, attraverso le cui fenditure si riversavano in superficie effusive. Per i mesozoidi dell'est e Siberia nordorientale sono caratteristiche le zone ripiegate con strutture anticlinali e sinclinali.

Lo sviluppo geologico del sud dell'Estremo Oriente è simile allo sviluppo del nord-est. Anche le strutture piegate si sono formate durante lo stadio mesozoico della tettogenesi, ma i massicci mediani del Precambriano e del Paleozoico sono sorti molto prima: la placca Zeya-Bureya e il massiccio del Khanka, che era la periferia della piattaforma della Manciuria. Nel Poleozoico si formarono i nuclei delle parti assiali delle creste Tukuringra-Dzhagdy, Bureinsky, Sikhote-Alin, ecc. L'antico piegamento qui è stato accompagnato da intense intrusioni di granitoidi, che hanno causato la mineralizzazione.

Le risorse minerarie in tutto il territorio del ripiegamento mesozoico dell'est della Siberia e dell'Estremo Oriente sono diverse. Le zone di mineralizzazione sono generalmente limitate agli antichi massicci duri (o ai loro bordi): minerali di ferro, minerali di metalli non ferrosi, tungsteno, molibdeno, oro, ecc. I depositi di carbone duro e lignite, gas, petrolio, ecc. sono associati a depositi sedimentari depositi.

78.2.

Laurasia è il più settentrionale dei due pra-continenti che formavano il pro-continente di Pangea. L'Eurasia e il Nord America facevano parte della Laurasia. Si staccarono dal continente madre e divennero continenti moderni da 135 a 200 milioni di anni fa.

Nei tempi antichi, Laurasia era un supercontinente e faceva parte della Pangea, che esisteva nel tardo Mesozoico. Questo continente era formato da quei territori che oggi sono i continenti dell'emisfero settentrionale. In particolare, era Laurentia (la terraferma che esisteva nell'era paleozoica nella parte orientale e centrale del Canada), Siberia, Baltico, Kazakistan, nonché gli scudi continentali nord ed est. La terraferma ha preso il nome da Laurentia ed Eurasia.

Origine

Il continente primordiale di Laurasia è un fenomeno dell'era mesozoica. Allo stato attuale, si ritiene che i continenti che lo hanno formato, dopo il crollo della Patria (1 miliardo di anni fa), abbiano formato un supercontinente. Per evitare confusione con il nome del continente mesozoico, fu semplicemente assegnato alla proto-Laurasia. Facendo riferimento alle viste correnti, dopo essersi connessi con continenti meridionali, Laurasia formò un supercontinente del tardo Precambriano chiamato Pannotia (primo Cambriano) e non fu più separato.

Guasto e formazione

Durante l'epoca Cambriana, Laurasia si trovava alle latitudini equatoriali per il primo mezzo milione di anni. Il supercontinente iniziò a dividersi in Siberia e Cina settentrionale, continuando a spostarsi verso nord; in passato erano più a nord di 500 milioni di anni fa. All'inizio del periodo devoniano, la Cina settentrionale si trovava vicino al circolo polare artico ed era la terra più settentrionale durante l'intera era dell'era glaciale carbonifera (300-280 milioni di anni fa). Ad oggi, non ci sono prove di una grande glassa dei continenti settentrionali. Durante quel periodo freddo, Baltica e Laurentia si fusero con l'altopiano degli Appalachi, il che rese possibile la formazione di enormi riserve di carbone. È questo carbone che oggi è la base dell'economia di regioni come la Germania, il West Virginia e parte delle isole britanniche.

A sua volta, la Siberia, spostandosi verso sud, si collegava con il Kazakistan, una piccola terraferma, che oggi è considerata il risultato di un'eruzione vulcanica nell'era siluriana. Al termine di queste riunioni, Laurasia ha cambiato significativamente la sua forma. All'inizio del Triassico, lo scudo della Cina orientale si riunì con Laurasia e Gondwana per formare Pangea. La Cina settentrionale ha continuato ad allontanarsi dalle latitudini quasi artiche ed è diventata l'ultima terraferma che non si è mai collegata con Pangea.

separazione definitiva

Circa 200 milioni di anni fa ebbe luogo la disgregazione del pro-continente Pangea. Dopo essersi staccati, il Nord America e l'Africa nordoccidentale furono separati dal nuovo Oceano Atlantico, mentre l'Europa e la Groenlandia (essendo insieme al Nord America) erano ancora una cosa sola. Si separarono solo 60 milioni di anni fa nel Paleocene. Successivamente, Laurasia si è divisa in Eurasia e Laurentia (ora Nord America). Alla fine, l'India e la penisola arabica furono annesse all'Eurasia.

78.3.

Il crollo del Gondwana iniziò nel Mesozoico, il Gondwana fu letteralmente fatto a pezzi pezzo per pezzo. Entro la fine del Cretaceo e l'inizio dei periodi Paleogene, i moderni continenti post-gondwani e le loro parti si separarono Sud America, Africa (senza le montagne dell'Atlante), Arabia, Australia, Antartide.

Gondwana (dal nome della regione storica dell'India centrale), un ipotetico continente che, secondo molti scienziati, esisteva nel Paleozoico e in parte nel Mesozoico nell'emisfero meridionale della Terra. Comprendeva: la maggior parte del Sud America moderno (a est delle Ande), l'Africa (senza le montagne dell'Atlante), circa. Madagascar, Arabia, penisola dell'Hindustan (a sud dell'Himalaya), Australia (a ovest delle catene montuose della sua parte orientale) e, forse, la maggior parte dell'Antartide.I fautori dell'ipotesi dell'esistenza del Gondwana ritengono che l'estesa glaciazione sviluppato in Gondwana nel Proterozoico e nel Carbonifero superiore. Tracce della glaciazione del Carbonifero superiore sono note nel Centro e Sud Africa, nel sud del Sud America, in India e in Australia. Nel Carbonifero e nel Permiano si sviluppò sulla terraferma una flora peculiare delle zone temperate e fredde, caratterizzata da un'abbondanza di glossotteri ed equiseti. La disintegrazione del Gondwana iniziò nel Mesozoico e alla fine del Cretaceo e all'inizio del Paleogene, i continenti moderni e le loro parti si separarono. Molti geologi ritengono che la distruzione del Gondwana sia stata il risultato di una sua espansione orizzontale parti moderne, che è confermato dai dati del paleomagnetismo. Alcuni scienziati suggeriscono non l'espansione, ma il crollo di singole sezioni del Gondwana, che si trovavano sul sito dei moderni oceani Indiano e Atlantico meridionale.

79. 2 .

Caratteristiche della sedimentazione. Il Triassico è caratterizzato da strati continentali di colore rosso e croste di alterazione. I sedimenti marini sono stati localizzati in aree geosinclinali. Il magmatismo trap si è manifestato su larga scala sulle piattaforme siberiane, sudamericane e dell'Africa meridionale. Esistono tre tipi: esplosivo, lava e invadente (davanzali) Nel Giura le precipitazioni sono più diverse. Tra marine - arenarie silicee, carbonatiche, argillose e glauconite; continentale: predominano i sedimenti della crosta di alterazione e nelle lagune si formano strati di carbone. Il magmatismo si è manifestato nelle regioni geosinclinali - Cordillera e Verkhoyansk-Chukotskaya, e trappola - sulle piattaforme - sudamericane e africane Una caratteristica dei depositi del Cretaceo è il massimo accumulo di gesso da scrittura (costituito da foraminiferi e resti di gusci di alghe coccolitoforidi ).

Paleogeografia del Mesozoico. La formazione del supercontinente Pangea-2 è associata alla più grande regressione del mare nella storia della Terra. Solo piccole aree adiacenti alle cinture geosinclinali erano coperte da mari poco profondi (le aree adiacenti alla Cordigliera e al geosinclinale di Verkhoyansk-Chukotka). Le cinture piegate erciniche rappresentavano aree di rilievo sezionato. Il clima del Triassico è continentale arido, solo nelle regioni costiere (Kolyma, Sakhalin, Kamchatka, ecc.) È moderato. Alla fine del Triassico inizia la trasgressione del mare, che si manifestò ampiamente nel tardo Giura. Il mare si estendeva a ovest N piattaforma americana, quasi l'intera piattaforma V.-europea, nelle parti nord-occidentali e orientali della piattaforma siberiana. La massima trasgressione del mare si manifestò nel Cretaceo superiore. Il clima di questi periodi è caratterizzato dall'alternanza di tropicale umido e arido secco.

79.3.

Periodi geocratici nella storia della Terra (da geo... e dal greco kratos forza, potenza), periodi di notevole aumento della superficie terrestre, contrapposti ai periodi talassocratici, caratterizzati da un aumento della superficie marina. Le aree geografiche sono limitate alla seconda metà dei cicli tettonici, quando i sollevamenti generali della crosta terrestre trasformano in terraferma una parte significativa dei continenti precedentemente inondati da un mare poco profondo. Sono caratterizzati da un grande contrasto di climi, in particolare, un forte aumento delle aree di zone climatiche secche (aride) e fredde. Tipico dei depositi idrogeologici è l'accumulo di strati continentali di colore rosso composti da sedimenti eoliani, alluvionali e lacustri provenienti da pianure aride, in parte veri e propri deserti e depositi glaciali. Non meno tipici sono i depositi di bacini marini interni chiusi e semichiusi ad alta salinità di sedimenti provenienti da lagune ad alta salinità (dolomiti, gessi, sali). Al G. p. si possono attribuire: la fine del Siluriano e una parte significativa del Devoniano, la fine del Carbonifero, del Permiano e parte del Triassico, il Neogene e l'Antropogenico (compresa l'era moderna).

Periodi talassocratici nella storia della Terra, periodi di ampia distribuzione dei mari sulla superficie dei continenti moderni. Sono in contrasto con i periodi geocratici, caratterizzati da un significativo aumento della superficie terrestre. In termini di tempo, i periodi talassocratici si riferiscono alla metà dei cicli (stadi) tettonici, quando la maggior parte della superficie terrestre era dominata dalla subsidenza della crosta terrestre, a causa della quale, quasi ovunque, un'area significativa dei continenti fu allagata con il mare. L'aumento dell'area dell'idrosfera ha contribuito allo sviluppo di un clima marittimo umido con piccole fluttuazioni di temperatura. Durante i periodi talassocratici si accumularono principalmente strati sedimentari marini, tra i quali giocarono un ruolo importante le rocce carbonatiche. I periodi talassocratici includono il Cambriano medio, il Siluriano superiore, il Devoniano medio e inferiore, il Carbonifero inferiore e il Cretaceo superiore.

80.1.

Fluttuazioni eustatiche del livello del mare (dal greco éu bene, completamente e stásis fermo, riposo, posizione), onnipresenti e lenti cambiamenti nel livello dell'Oceano Mondiale e dei suoi mari associati. I movimenti eustatici (eustasia) furono originariamente identificati da E. Suess (1888). Ci sono movimenti costieri: 1) come risultato della formazione di avvallamenti marini, quando si verificano veri cambiamenti nel livello dell'oceano, e 2) come risultato di processi tettonici, che portano a movimenti apparenti nel livello dell'oceano. Queste fluttuazioni, che causano trasgressioni e regressioni locali causate da forze tettoniche che agiscono diversamente, erano chiamate deleveling, e ampie trasgressioni e regressioni, causate da fluttuazioni nel livello del guscio d'acqua stesso, erano chiamate idrocinematiche (F. Yu. Levinson-Lessing, 1893). AP Pavlov (1896) definì i movimenti negativi della costa geocratici e l'avanzamento del mare idrocratico Tra i fattori ipotetici che determinano l'eustasia, ci sono cambiamenti nel volume totale dell'acqua oceanica nella storia geologica della Terra, che era determinata dall'evoluzione dei continenti. Su fasi iniziali sviluppo della crosta terrestre, l'importanza delle acque giovanili in E. a. fu decisiva; in seguito l'importanza di questo fattore si è indebolita. La stabilizzazione del volume dell'acqua iniziò, secondo A.P. Vinogradov, nel Proterozoico, e dal Paleozoico il volume massa d'acqua l'idrosfera è cambiata entro limiti insignificanti; non Grande importanza hanno i processi di sedimentazione ed effusione vulcanica sul fondo dei mari (sedimentoeustasia) e, di conseguenza, un aumento del livello degli oceani mondiali.A partire dal Paleozoico, il fattore tettonico (tectonoeustasia), che influisce sul cambiamento di la portata del mare, era di importanza decisiva. e depressioni oceaniche con un cambiamento nel rilievo e nella struttura del fondo oceanico e dei continenti adiacenti. A quanto pare, cap. le fluttuazioni del livello dell'Oceano Mondiale sono associate allo sviluppo di un sistema di dorsali medio-oceaniche e al fenomeno dell'allargamento del fondale marino Sullo sfondo dell'azione della tettonoeustasia nel recente tempo geologico, una grande influenza è stata fattore climatico sotto forma di glacioeustasia (cfr. Movimenti oscillatori crosta terrestre, Movimenti tettonici moderni). Durante le glaciazioni, quando l'acqua era concentrata sui continenti, formando calotte glaciali, il livello dell'Oceano Mondiale è sceso di circa 110140 m; dopo lo scioglimento, le acque glaciali sono nuovamente entrate nell'Oceano Mondiale, aumentandone il livello di circa 1/3 del livello originale. Una diminuzione della temperatura e un cambiamento di salinità allo stesso tempo hanno influito sulla densità dell'acqua, a causa della quale il livello dell'Oceano Mondiale alle alte latitudini differiva di diversi metri dal livello dell'Oceano Mondiale nelle regioni equatoriali. Questi fattori sono associati alla formazione della terrazza più bassa di 35 M. Anche i fattori planetari hanno svolto un certo ruolo nel meccanismo dell'eustasia (cambiamenti nella velocità di rotazione terrestre, spostamento dei poli, ecc.). Lo studio dei processi di eustasy è di grande importanza per la geologia storica e la comprensione delle caratteristiche della formazione delle zone di piattaforma, che sono associate alla formazione di vari minerali.

80.2.

Clima mesozoico

Coinvolgendo analoghi moderni delle formazioni litogenetiche mesozoiche ben note in termini di clima e analoghi ecologici moderni della vegetazione mesozoica e mesozoica mondo organico, e anche utilizzando i dati di paleotermia, otteniamo i dati necessari per un'approssimazione quantificazione condizioni climatiche del passato.

Triassico inferiore e medio

Il clima del Mesozoico e soprattutto del Triassico era quasi isotermico, quindi la naturale zonalità della terraferma a quel tempo era determinata principalmente dalla distribuzione delle precipitazioni e non tanto dal volume quanto dalla modalità delle precipitazioni durante l'anno. Per il primo e medio Triassico all'interno dell'Eurasia, vengono stabilite tre principali zone naturali: extra-arido (deserto), che comprendeva la parte predominante dell'Europa, dell'Arabia, dell'Iran, dell'Asia centrale e centrale; moderatamente arido (savana secca), i cui paesaggi erano dominanti nell'Europa settentrionale, Siberia occidentale e meridionale, Transbaikalia, Mongolia e Cina orientale, e semiarido (savana moderatamente umida), che copriva il nord-est asiatico da Khatanga e Chukotka alle isole giapponesi, e anche il sud-est Asia.

81.2.

ANOMALIA DELL'IRIDIO - una straordinaria scoperta fatta dal geologo americano Walter ALVARES nel 1977 in una gola vicino alla città di Gubio, a 150 chilometri da Roma. A grandi profondità è stato trovato un sottile strato di argilla con un contenuto di iridio 300 volte superiore alla norma. Questo strato si trovava a una profondità corrispondente al confine geologico tra il Mesozoico e il Cenozoico, l'epoca in cui i dinosauri si estinsero. Confrontando questo fatto con il fatto che di solito il contenuto di iridio nella crosta terrestre è trascurabile - 0,03 parti in peso per miliardo, e nei meteoriti la concentrazione di questa sostanza è quasi 20.000 volte maggiore, Alvarez ha suggerito che l'anomalia dell'iridio si sia verificata a causa di la caduta di un grande corpo cosmico che ha causato una catastrofe globale che ha ucciso i dinosauri. Questa ipotesi rimane un'ipotesi. Nel frattempo, anomalie dell'iridio con approssimativamente la stessa concentrazione della gola di Gubio sono già state trovate in molti luoghi del pianeta - in Danimarca, Spagna, sulla costa del Mar Caspio.Ma la versione finale della caduta del meteorite dell'iridio sarà essere riconosciuto quando viene scoperto un cratere specifico nel luogo della sua caduta.

82.1.

Cenozoico (era cenozoica) un'era nella storia geologica della Terra con una lunghezza di 65,5 milioni di anni, dalla grande estinzione delle specie alla fine del Cretaceo fino ai giorni nostri. Tradotto dal greco come "nuova vita" (καινός = nuovo + ζωή = vita). Il Cenozoico è suddiviso in Paleogene, Neogene e Quaternario (antropogeno). Storicamente, il Cenozoico era diviso in periodi Terziario (dal Paleocene al Pliocene) e Quaternario (Pleistocene e Olocene), sebbene la maggior parte dei geologi non riconosca più tale divisione.

La vita nel Cenozoico

Il Cenozoico è un'era caratterizzata da un'ampia varietà di specie animali terrestri, marine e volanti.

Geologicamente, il Cenozoico è l'era in cui i continenti hanno acquisito la loro forma moderna. L'Australia e la Nuova Guinea si separarono dal Gondwana, si spostarono a nord e alla fine si avvicinarono al sud-est asiatico. L'Antartide ha preso la sua attuale posizione nell'area Polo Sud, oceano Atlantico si espanse e, alla fine dell'era, il Sud America si unì al Nord America. Il Cenozoico è l'era dei mammiferi e delle angiosperme. I mammiferi hanno subito una lunga evoluzione da un piccolo numero di piccole forme primitive e si sono distinti per un'ampia varietà di specie terrestri, marine e volanti. Il Cenozoico può anche essere chiamato l'era delle savane, delle piante da fiore e degli insetti. Anche gli uccelli si sono ampiamente evoluti nel Cenozoico. I cereali compaiono tra le piante.

82.2.

La divisione stratigrafica e la caratterizzazione litologica dei depositi paleozoici sviluppati nella regione mineraria di Belousovsky sono state sviluppate da noi tenendo conto delle definizioni di fauna e flora nei depositi del Carbonifero, nonché delle spore e del polline nelle formazioni del Devoniano superiore e medio. Strati silenziosi di rocce comprese tra i depositi datati del Frasniano e del Carbonifero Inferiore sono assegnati condizionatamente al Famenniano. La posizione stratigrafica di queste sequenze è stata determinata confrontando la loro composizione litologica con sezioni faunisticamente datate di altre regioni.

Nel distretto minerario di Belousovsky della regione di Irtysh si distinguono le seguenti formazioni: Glubochanskaya B2egv, Shipulinskaya D2gv, Belo-Usovskaya Defri, Garaninskaya Difri, Irtyshskaya Dafmi (?), Pikhtovskaya (Grebenyushinskaya) Bzgtg, Bukhtarma Cit2 e Maloul -Bean CinC2. Di questi, i primi quattro furono istituiti da MI Drobyshevsky nel 1954. I depositi di minerale del deposito, situati tra rocce idrotermicamente alterate, sono limitati al contatto della suite Glubochanskaya con le suite Shipulino e Belousovskaya.

Strutturalmente, l'area di studio copre una parte del fianco nord-orientale dell'anticlinorium Irtysh, che è complicato da faglie piegate e difettose con un attacco nord-occidentale. Una caratteristica di tali pieghe è l'inclinazione delle loro superfici assiali verso sud-ovest.

Tutte le rocce del Paleozoico subirono un'alterazione significativa sotto l'influenza del contatto regionale e, in alcune zone ristrette, del metamorfismo idrotermale. Alla base della sezione stratigrafica si trova un complesso di rocce profondamente metamorfosate, attribuito condizionatamente all'età pre-devoniana media. Questo complesso è rappresentato da gneiss di anfibolo-pirosseno biotitizzati ed epidotizzati e scisti di mica-quarzo, che sono esposti nella sezione di erosione nella parte centrale dell'anticlinorio dell'Irtysh nel sud-est della regione. Le rocce delle suite elencate affiorano in superficie in piccole aree. Il resto della regione è coperto da sedimenti sciolti.

82.4.

Una delle strutture metallogeniche globali più importanti è la cintura mediterranea, il prodotto dell'oceano, che ha ricevuto il nome Tethys da E. Suess. Dal punto di vista metallogenico, la fascia mediterranea è stata particolarmente studiata dagli eminenti seguaci di V. I. Smirnov e del mio defunto amico G. A. Tvalchrelidze, e vorrei dedicare proprio questo breve saggio storia lunga e complessa dell'Oceano Tetide e della fascia mediterranea.

Il concetto di "oceano Tethys" è apparso alla fine del secolo scorso (1893) nella famosa opera di E. Suess "The Face of the Earth". Qualche tempo prima, un altro geologo austriaco M. Neumayr, che ha compilato la prima mappa paleogeografica mondiale del periodo Giurassico, ha individuato su di essa il "Mar Mediterraneo centrale". Per entrambi gli scienziati, la prova più convincente dell'esistenza di un tale specchio d'acqua tra le file settentrionali e meridionali dei continenti era la sorprendente somiglianza della fauna marina del Triassico e del Giurassico dalle Alpi, attraverso l'Himalaya fino all'Indonesia (Isola di Timor ), che era stata stabilita a quel tempo. G. Shtille ha ampliato questo concetto nel tempo e ha dimostrato che l'Oceano Tetide si è formato già nel tardo Precambriano, dopo la "frammentazione algonkiana" da lui identificata. In questo saggio procedo da questo punto di vista, nonostante fosse basato su un presupposto fissista, oggi completamente screditato. Inoltre si dimostrerà che l'Oceano Tetide nella sua lunga evoluzione ha attraversato una serie di stadi, tra cui la sua parziale chiusura" e la riapertura altrove. La sequenza di questi stadi permette di distinguere tra la Proto-Tetide del tardo Proterozoico-Cambriano , la Paleo-Tetide Ordwico-Carbonifera, la Mesotetide Permiano-Giurassica e la Neotetide Giurassico-Paleogene parzialmente sovrapposte nello spazio e nel tempo.

Nascita di Tetide e Protetide

Allo stato attuale, è quasi generalmente accettato che a seguito dell'orogenesi di Grenville, circa 10 miliardi di anni fa, sia sorto un supercontinente, recentemente chiamato Rodinia. Questo supercontinente è esistito fino a circa la metà del tardo Riphean, circa 850 milioni di anni fa, e poi ha iniziato a subire la distruzione. Questo degrado è iniziato con il rifting, portando ulteriormente all'espansione e alla neoformazione degli oceani: Pacifico, Giapeto, Paleoasiano e Prototetide tra questi. La nascita di questa prima incarnazione di Teti è testimoniata dagli affioramenti di ofioliti del tardo Rifeo nell'Anti-Atlante, lo scudo arabo-nubiano alla sua periferia meridionale, nelle Alpi, il massiccio boemo - a quella settentrionale. Nel periodo vendiano-primo cambriano, la prima generazione dell'oceano Tetide - Prototethys 1 scomparve (parzialmente?) a seguito della manifestazione dell'orogenesi panafricana-kadomiana e un'area significativa aumentò il supercontinente gondwanico, formando l'Epicadoman Perigondian piattaforma. Costituiva la fondazione più antica dell'Europa occidentale, sfregando verso nord fino alle Midlands inglesi e al bordo dell'antica piattaforma dell'Europa orientale.

Ma ben presto iniziò la distruzione di questa crosta continentale appena formata e il bacino oceanico ricomparve (o si riprese). I resti della sua corteccia sono noti nei Carpazi meridionali, nei Balcani (Stara Planina), nella Transcaucasia settentrionale (massiccio Dziruli) e più a est, in particolare a Qilianshan (Cina). Questo bacino Vendiano-Cambriano può essere chiamato Proto-Tetide II, in contrasto con il tardo Riphean Proto-Tetide I. Si formò, forse, lungo la sutura tra la piattaforma Epicadoman Perigondian e Fennosarmatia (Baltico). È interessante notare che le stesse due generazioni di ofioliti sono conosciute nel sud della Siberia (Sayan orientale) e nella Mongolia occidentale, che apparteneva all'Oceano Paleoasiano in questa epoca. Prototethys II si chiuse (parzialmente di nuovo?) nella seconda metà del Cambriano e infine all'inizio dell'Ordoviciano a causa dell'orogenesi di Salair. Allo stesso tempo, si formò un nuovo oceano, il Paleothethys.

paleotethys

Si può presumere con sufficiente ragione che questo sia stato proprio il bacino oceanico che ha poi dato origine al fusto principale dei variscidi europei (ercinidi). La sua estensione orientale può essere vista nel Caucaso settentrionale e più in alto fino a Qinling nella Cina centrale. Secondo l'età delle ofioliti, due generazioni di bacini sono oceaniche o suboceaniche, cioè si distingue la crosta continentale assottigliata e rimaneggiata. Il più antico è documentato dalle ofioliti dell'Ordoviciano esposte nelle Alpi occidentali, nei Carpazi occidentali e nella cresta di Peredovy del Grande Caucaso.

L'apertura della Paleo-Tetide I era correlata dal Gondwana al microcontinente Epikadomian Avalonia e alla sua deriva verso nord. Allo stesso tempo, quella (grande) parte della piattaforma Epikadomian, che rimase attaccata al nucleo del Gondwana del Precambriano inferiore, si separò dal Craton-Baltico dell'Europa orientale lungo il "Mare di Tornquist", sostenuto da una crosta continentale assottigliata.

Nella metà sinistra del Devoniano, il bacino del retroarco renoerciniano si aprì alla periferia settentrionale della Paleo-Tetide nella parte posteriore del sollevamento cristallino della Germania centrale. Le ofioliti della penisola di Lizard in Cornovaglia, i basalti MOR nelle montagne scistose del Reno e le ofioliti dei Sudeti sono relitti della crosta oceanica di questo bacino.

In pieno Devoniano, invece, si formò una catena di rilievi nella zona centrale della Paleo-Tetide I; è conosciuta come la Cordigliera Ligeriana. Suddivise in due il bacino oceanico principale: quello settentrionale, che comprende le zone variscide sasso-turingia e renoerciniana e trova la sua continuazione sud-occidentale nella Meseta iberica, e quello meridionale, che rappresenta la Paleotetide vera e propria e che potrebbe essere chiamata Paleotetide II.

Paleotethys I o Reikum entrò nella fase finale della sua evoluzione nel tardo Paleozoico, trasformandosi nella cintura varisiana di spinta delle pieghe occidentale e Europa centrale, il Caucaso settentrionale, la sua continuazione sepolta a sud della giovane piattaforma Turan, l'Hindu Kush, la zona meridionale del Tien Shan meridionale, i Pamir settentrionali, Kunlun e Qinling.

La Paleotetide si chiuse completamente solo nella sua parte occidentale, a ovest del meridiano di Vienna e della Tunisia, formando la Pangea, mentre più a est fu ereditata dalla Mesotetide.

Mesoteti

La storia stessa della Mesotetide inizia nel tardo Permiano-Triassico e si protrae fino al tardo Triassico - primo Giurassico, fino all'orogenesi del primo cimmerio - Mesotetide I o tardo Giurassico - primo Cretaceo - Mesotetide II. Il bacino principale della Mesotethys I si estendeva dalla regione di confine dell'Ungheria settentrionale - Slovacchia meridionale nei Carpazi interni attraverso il basamento del bacino pannonico sovrapposto fino alla zona di Vardar in Jugoslavia e oltre ai Pontidi dell'Anatolia settentrionale e forse alla Transcaucasia centrale, dove la sua continuazione potrebbe essere nascosta sotto la melassa del trogolo intermontano Kura. La sua ulteriore continuazione può essere ipotizzata lungo la prima sutura cimmeria tra la piattaforma Turan e il sistema di spinta di piega Elbrus su entrambi i lati del bacino del Caspio meridionale nel nord dell'Iraq. Più a est, Mesotethys I può essere rintracciato attraverso la zona meridionale del Pamir settentrionale, il versante meridionale di Kunlun e Qinling, il famoso triangolo Sunpan-Kanze e, con una svolta a sud, attraverso Yunnan, Laos, Thailandia, Malesia - la regione classica degli Indosinidi o primi Cimmeridi (primi Yangshanidi in Cina). Il ramo settentrionale della Mesotethys I, che si fondeva con il bacino principale da qualche parte nel nord dell'Afghanistan, si estendeva attraverso il Kopetdag, il versante meridionale del Grande Caucaso, le montagne della Crimea e fino alla Dobrugia settentrionale, dove si trovava la sua estremità cieca.

Mesotethys I fu sostituito da Mesotethys II alla fine del Giurassico medio (tardo Bathoniano-Calloviano). In questo momento, Tethys fu trasformata da un'ampia baia che si apriva ad est in l'oceano Pacifico, in una cintura oceanica continua che separava Laurasia e Gondwana. Questa divisione era dovuta all'emergere dei Caraibi, dell'Atlantico centrale e dell'"oceano" Liguro-Piemontese. Quest'ultimo entrava in connessione ad est con il residuo bacino del Vardar, parzialmente chiuso a nord-est dal ripiegamento del primo cimmerio. Ma più a est, la continuazione di questo bacino, a differenza di Mesotethys I, deviava a sud dai Pontidi e si estendeva sull'altro lato del "Continente Cimmero" di J. Shenger, attraversando poi il Caucaso Minore attraverso il Lago Sevan e la Valle dell'Akera e raggiungendo il Karadag iraniano. Gli affioramenti di ofioliti scompaiono più a sud-est, ma riappaiono nell'area di Sabzevar a sud dell'Elbrus orientale. Ad est della faglia trasformata di Harirud, si può vedere la continuazione di Mesotethys II nella zona di Farahrud dell'Afghanistan centrale e oltre, dopo aver attraversato un'altra, la faglia Afghan-Pamir, nella zona di Rushap-Pshart del Pamir centrale e, avendo ha sperimentato una nuova faglia lungo la faglia Pamir-Karakorum, nella zona Bangong-Nujiang del Tibet centrale. Quindi questo bacino, come Mesotethys I, si è rivolto a sud (in coordinate moderne) e ha proseguito in Myanmar a ovest del massiccio di Sinobirman (zona Mogok).

L'intera parte orientale della Mesotethys II, a partire da Sabzevar-Farakhrud, si chiuse definitivamente a causa della tarda orogenesi cimmeria. Occidentale, parte europea sperimentò anche questo diastrofismo, in particolare nella zona di Vardar, ma qui non fu definitivo. Un ruolo fondamentale in questo senso apparteneva alla fase tettonica intrasenoniana, suberciniana.

Alla fine del Giurassico, un altro bacino con crosta oceanica o suboceanica sorse a nord del principale bacino europeo della Mesotetide e si estendeva all'incirca parallelamente dalla zona di Velis delle Alpi attraverso la fascia di "scogliera" di Pieninsky dei Carpazi e oltre, forse , la zona Nish-Troyan della Siberia orientale - Bulgaria occidentale. Il ruolo più importante nella chiusura di questo bacino è stato svolto dalla fase orogenica australiana nel Cretaceo medio.

Questo bacino settentrionale non era l'unico nel sistema mesozoico della Tetide. L'altro era il bacino Budva-Pindos nei Dinaridi-Ellenidi e la sua probabile continuazione nel sistema Taurus dell'Anatolia meridionale. Il terzo era il bacino di retroarco del Grande Caucaso. La chiusura definitiva di entrambi i bacini avvenne nel tardo Eocene. Ma nel frattempo, altri due bacini di retroarco si sono formati nel tardo Cretaceo-primo Paleocene:

Mar Nero e Caspio meridionale.

Pertanto, la chiusura dei segmenti europeo e dell'Asia occidentale di Mesotethys II è avvenuta gradualmente, attraverso una serie di impulsi di compressione, a partire dal tardo Cimmero e terminando con il Pireneo. E gradualmente il ruolo di primo piano nella fascia mobile del Mediterraneo è passato dal Meso alla Neotetide.

neotethys

Era l'ultima incarnazione del grande oceano. Neotethys si trovava a sud della Mesotethys e si è formata a causa della separazione e della deriva a nord di diversi frammenti di Gondwana - Adria (Puglia), Iran centrale, blocco di Lut, Afghanistan centrale, Tibet meridionale (Lhasa). L'apertura del Neotetis è stata preceduta da rifting continentale, più chiaramente espresso nel suo segmento himalayano-tibetano orientale, dove ha avuto inizio nel tardo Permiano. La diffusione nella regione della Neotetide continuò dal tardo Triassico-primo Giurassico al tardo Cretaceo-primo Paleogene. La neotetide propriamente detta si estendeva dal Golfo di Antalya, Cipro e la Siria nordoccidentale attorno alla sporgenza settentrionale della placca araba e poi verso la parte posteriore delle catene del Balochistan e dell'Himalaya, girando a sud dell'arco Sonda-Banda. Per quanto riguarda l'estremità occidentale di Neotethys, sono possibili due versioni: 1) potrebbe trovare la sua estremità cieca da qualche parte tra Adria e Africa, nell'area del Mar Ionio e della Sicilia; 2) potrebbe rappresentare una continuazione della depressione dinaride-ellinide sudoccidentale - la depressione di Budva-Pindo.Come nel caso della Paleo e della Mesotetide, il bacino principale della Neotetide era accompagnato da bacini secondari e dietro l'arco di varie epoche e con vari gradi di distruzione e trasformazione della crosta continentale e il ruolo della diffusione. Uno di questi è il Mar di Levante dell'età giurassica, l'altro è il bacino del Seistan del tardo Cretaceo-inizio Paleogene nell'estremo oriente dell'Iran. Altri tre, all'estremo occidente, sono il bacino tirrenico del Neogene nella parte posteriore dell'arco calabrese e il bacino dell'Egeo della stessa età nella parte posteriore dell'omonima zona di subduzione, ed infine il Mar Adamano del coeva, all'estremo oriente, a ridosso della zona di subduzione della Sonda.La chiusura della Neotetide iniziò nel Senoniano e accelerò notevolmente nel Medio-Alto Eocene, quando l'India e alcuni microcontinenti che si erano precedentemente distaccati dal Gondwana, da Adria nel a ovest verso la Transcaucasia e il microcontinente Bitlis-Sanandaj-Sirijak a est, entrò in collisione con il margine meridionale dell'Eurasia, e lo stesso processo si manifestò tra la placca indiana e la sporgenza sud-orientale dell'Europa, portando alla formazione delle catene indo-birmane . Di conseguenza, Neotethys si è rivelato sezionato e solo alcuni dei suoi resti sono stati conservati nel Mediterraneo e nella regione del Mar Nero-Caspio meridionale e nel Golfo di Oman, nonché nelle zone di subduzione delle reliquie: Calabria, Egeo, Makranskaya, Sunda Se questa sia davvero la fine della lunga storia di Tethys o solo l'inizio di una nuova fase della sua evoluzione rimane una questione aperta.

Conclusione

Considerando che l'oceano si formò dapprima tra Laurasia e Gondwana come un unico e separato supercontinente alla fine del Precambriano e infine cessò di funzionare nel suo insieme dall'Oligocene, possiamo considerare questo enorme intervallo di tempo come corrispondente al ciclo di Wilson, poiché a in nessun punto di questo intervallo possiamo supporre l'assenza di uno spazio stellato così vasto, anche durante l'esistenza di Pangea, a volte era ridotto a una baia molto vasta paragonabile per dimensioni a quella dell'Oceano Indiano. Tuttavia, possiamo parlare di due cicli di Wilson separati separati dal periodo di esistenza di Pangea: il tardo proterozoico-paleozoico e il mesozoico-cenozoico, il bacino assiale principale si spostava di volta in volta, principalmente a sud, mantenendo costantemente il ruolo di la divisione dell'acqua tra Laurasia e Gondwana oi loro frammenti. Questi cambiamenti non sono avvenuti gradualmente, ma bruscamente, ed è stato questo che ha permesso di distinguere tra le singole fasi dell'evoluzione della Tetide e, di conseguenza, di introdurre i concetti di Proto-, Paleo-, Meso- e Neo-Tetide. , nonostante alcuni intervalli della loro "vita" si sovrappongano. . La chiusura di questi oceani mutevoli era dovuta all'orogenesi, a lungo nota con i nomi di Baikal-Kadom, Caledonian, Hercynian-Varisian, Cimmerian e Alpine. Ognuna di queste orogenesi era accompagnata dall'accrescimento di nuovi terranes in Eurasia, che, di regola, era compensato dalla separazione di altri terranes dal Gondwana. Alcuni di questi terrane appena accresciuti in seguito sperimentarono almeno una parziale rigenerazione della mobilità, ma altri rimasero attaccati all'Eurasia, aumentandone le dimensioni. Questi vari stadi nell'evoluzione della regione di Tethyan corrispondono ai cicli individuati cento anni fa da Marcel Bertrand, e ho proposto di chiamarli i cicli di Bertrand. In relazione ai cicli di Wilson, questi cicli sono di secondo ordine, in quanto corrispondono non alla completa, ma solo alla parziale estinzione dell'oceano (e al suo spostamento iniziale nell'asse della sua apertura). la struttura interna della regione di Tethyan, o cintura mobile mediterranea, durante ogni fase evolutiva è rimasta complessa e, oltre al bacino principale, comprendeva diversi suoi rami di diverse dimensioni, micro e minicontinenti, spesso costruiti su archi vulcanici ensialici . Tuttavia, questo è del tutto naturale per l'oceano intercontinentale, per il Mar Mediterraneo - Mittelmeer - come fu definito da M. Neumayr, lo stesso secolo fa. La separazione dei frammenti continentali, il loro avvicinamento reciproco e, in generale, i loro movimenti reciproci sono stati determinati non solo da spaccature e allargamenti, non solo da subduzione, collisione e obduzione, ma anche in larga misura da faglie trasformi e scorrimenti. va da sé che una completa decodifica della complessa storia e sviluppo strutturale della fascia mediterranea, lungo tutta la loro lunghezza, permette anche di comprendere meglio le caratteristiche della metallogenesi. Tuttavia, finora questo può essere fatto solo parzialmente, rispetto alla parte occidentale della Tetide e fase più recente il suo sviluppo dal Mesozoico. Pertanto, questo rimane un compito per il futuro e richiede chiaramente una ricerca internazionale e multidisciplinare (stratigrafia, paleontologia, litologia, petrologia, tettonica, geofisica, geochimica).

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Informazione Generale

La parte orientale della Russia è caratterizzata dall'ampio sviluppo delle regioni montuose piegate mesozoiche e alpine, che fanno parte della cintura piegata del Pacifico. I mesozoidi sono regioni montuose piegate che hanno completato il loro sviluppo geosinclinale nel periodo Cretaceo. Tuttavia, lo sviluppo tipico della piattaforma al loro interno non è ancora iniziato. La crosta terrestre non ha acquisito forza e potenza sufficienti qui. Esempi di questi sono le regioni di Verkhoyansk-Kolyma (Verkhoyano-Chukotka) e dell'Estremo Oriente (Sikhote-Alin).

La regione di Verkhoyansk-Kolyma occupa vaste distese della parte nord-orientale della Russia. Nel nord, questa regione è bagnata dai mari di Laptev e della Siberia orientale. Comprende anche Novosibirsk, De Long, Lyakhovsky, Wrangel e altre isole.

Stratigrafia

Depositi precambriani trovato all'interno dei massicci più antichi della regione di Verkhoyansk-Kolyma. Sono rappresentati da gneiss profondamente metamorfosati, scisti cristallini e anfiboliti. Per composizione e aspetto, queste rocce sono vicine alle rocce del complesso archeano dello scudo aldano della piattaforma siberiana.

Formazioni proterozoiche sono rappresentati da varie ardesie, quarziti, calcari marmorizzati. I depositi sono intrusi da intrusioni granitiche. Lo spessore totale degli strati precambriani è di oltre 5 km.

razze Gruppo Paleozoico combinare depositi del Cambriano - Permiano. Le formazioni paleozoiche vengono in superficie solo nei nuclei di anticlinoria. Allo stesso tempo, i depositi del Permiano sono sviluppati in modo più ampio. Nel gruppo Paleozoico si distinguono due strati. Minore include razze da dal Cambriano al Carbonifero Inferiore.È rappresentato dall'alternanza di calcari, marne, dolomie, scisti, arenarie.

Sono presenti intercalari di conglomerati (Devoniano) e rocce effusive (Cambriano, Devoniano). Sono presenti intrusioni di gabbrodiabasi e graniti. Lo spessore totale della sequenza terrigeno-carbonatica paleozoica è superiore a 15 km.

Con l'erosione, si sovrappone al complesso di Verkhoyansk, che comprende Paleozoico superiore e mesozoico inferiore(Carbonifero medio e superiore, Permiano, Triassico, Giurassico inferiore e medio). Il complesso è composto da arenarie grigio scuro e nere uniformemente intercalate, scisti con occasionali intercalari calcarei. Il suo spessore supera i 10 km.

Gruppo mesozoico(Giurassico superiore - Cretaceo) è diffuso nella regione di Verkhoyansk-Kolyma. Giurassico superioreÈ rappresentato da depositi carboniferi terrigeni con intercalari di conglomerati ed effusivi (porfiriti e diabasi) per uno spessore complessivo superiore a 2 km. Cretaceo inferioreÈ composto da strati vulcanogenico-terrigeni con intercalari di carbone. Spessore fino a 1 km. Lungo la costa Mare di Okhotsk lo spessore delle formazioni vulcanogeniche del Cretaceo inferiore raggiunge i 3 km. I depositi del Giurassico superiore e del Cretaceo inferiore del complesso di Verkhoyansk sono metamorfosati e piegati in varie pieghe. Solo all'interno degli antichi massicci mediani della regione di Verkhoyansk-Kolyma giacciono quasi orizzontalmente.

Cretaceo superiore ovunque si presenta in modo discordante ed è composto da sedimenti tipicamente continentali. Si tratta di sabbie, argille, a volte con strati intermedi di carbone (radici inferiori dei fiumi Kolyma e Indigirka). Gli effusivi acidi ei loro tufi sono molto diffusi. Lo spessore del Cretaceo superiore è fino a 1 km.

depositi gruppo cenozoico non sono diffusi. PaleogeneÈ rappresentato da sottili sedimenti continentali sabbioso-argillosi e da strati effusivi piuttosto significativi di composizione acida.

Neogene sono noti depositi in bacini fluviali e depressioni intermontane. Si tratta di sedimenti terrigeni continentali di piccolo spessore.

Intropogenico formazioni costituite da sedimenti glaciali, alluvionali, alluvionali e marini fino a 100 m di spessore.

Risultati dell'epoca ercinica della piegatura

Il ripiegamento ercinico apparve nel tardo Paleozoico. Come risultato dei processi tettonici ercinici, lo sviluppo geosinclinale nelle cinture geosinclinali degli Urali-Mongoli e dell'Atlantico è stato completamente completato.

Nella cintura Ural-Mongolian, gli Hercynides includono l'area ripiegata Ural-Novaya Zemlya (1) (isole Nuova terra, Vaigach, strutture montuose di Pai-Khoi, Ural, Mugodzhar); Tien Shan (2) regione piegata (creste Karatau, Ugam, Pskem, Chatkal, Fergana, Zeravshan, Turkestan, Gisar); Zona Dzhungaro-Balkhash (3) (catene Zharma, Kalba e Narym del Kazakistan); Taimyr-Severozemelskaya (4) regione ripiegata (penisola di Taimyr e arcipelago Severnaya Zemlya), regione ripiegata mongolo-Okhotsk (10) (Mongolian Altai, Gobi Altai, Khingai Range, Gobi Desert, Bureinsky Ridge), West Siberian (11) e Scizia- Tavole turaniane (12).

Nella fascia mediterranea, lo sviluppo geosinclinale si è concluso nella penisola iberica (5), nella parte settentrionale dell'Europa occidentale (6), all'interno delle dorsali Kun-Lun (7), Qin-Ling (8); in Africa, nell'Atlante Interno (9).

Nella fascia atlantica, gli Ercinidi comprendono il sud della Gran Bretagna (13) e la regione messicano-appalachiana (14) (Appalachi sudoccidentali, la costa del Golfo del Messico, la penisola della Florida).

Nella cintura geosinclinale del Pacifico, lo sviluppo geosinclinale si è concluso nell'Africa meridionale nelle Cape Mountains (15) e nell'Australia orientale all'interno della Great Dividing Range (16).

All'inizio del Mesozoico sorse struttura ercinica della crosta terrestre, in cui si distinguono i seguenti elementi strutturali: aree di consolidamento più antico, ercinidi, cinture geosinclinali (Fig. 9.4).

La piegatura mesozoica copre i periodi Triassico, Giurassico e Cretaceo. Si è manifestato più intensamente nelle cinture geosinclinali del Mediterraneo e del Pacifico. Nella cintura mediterranea, la regione ripiegata tibetano-indocinese (1) (Tibet meridionale, bacino del fiume Mekong, penisola malese) è indicata come mesozoide. Nel Pacifico - (2) Sikhote-Alin, (3) Intra-Cordillera (Brooks Range, Mackenzie Mountains, Rocky Mountains, Great Basin, Colorado Plateau) e (4) Verkhoyansk-Chukotka (Verkhoyansk, Sette-Daban, Anyui, Chersky , Momsky creste , Yudomsky, Semi-asse cresta, penisola di Chukotka, isola di Wrangel, nuove isole siberiane, mare di Laptev) aree piegate.

Il ripiegamento mesozoico ha portato all'emergere di depressioni negli oceani Atlantico, Indiano e Artico. IN Struttura mesozoica della crosta terrestre(Fig. 9.5), formate all'inizio del periodo Paleogene, si distinguono piattaforme antiche e piattaforme giovani (aree di precedente consoidizzazione), mesozoidi e aree geosinclinali.

Obiettivi: introdurre l'influenza di fattori interni ed esterni sulla formazione del rilievo; mostrare la continuità dello sviluppo del rilievo; considerare i tipi di fenomeni naturali, le cause del loro verificarsi; parlare dell'influenza dell'uomo sul rilievo.

Attrezzatura: mappa fisica, tabelle, immagini, video sui disastri naturali fenomeni naturali, libri, diagrammi.

Durante le lezioni

I. Momento organizzativo

II. Controllo dei compiti

1. Ripetizione di termini e concetti

Piattaforma, scudo, area ripiegata, tettonica, paleontologia, deposito.

opzione 1

1. Le aree stabili della crosta terrestre sono chiamate:

a) piattaforme

c) aree piegate.

2. Le pianure si trovano:

a) ai confini delle placche litosferiche;

b) su piattaforme;

c) nelle aree piegate.

3. Le montagne si trovano:

a) su piattaforme;

b) sulle lastre;

c) nelle aree piegate.

4. Le creste sono salite nella piegatura mesozoica:

b) Sikhote-Alin;

c) il Caucaso.

5. Le montagne rianimate sono:

b) il Caucaso;

6. I depositi sono confinati in antiche aree piegate:

a) carbone, petrolio, gas;

b) minerali di ferro, oro;

c) entrambi.

7. I più grandi bacini di carbone sono:

a) Samotlor, Kansko-Achinsky;

b) Tunguska, Lensky;

c) Urengoj, Yamburg.

8. Le morfologie di origine glaciale includono:

a) morene, abbeveratoi, fronti di pecora;

b) anfratti, travi;

c) dune, dune.

9. La superficie della Russia sta cadendo:

b) a nord;

c) ad ovest;

d) ad est.

Risposte: 1 - a; 2 -b; 3 - dentro; 4 -b; 5 - un; 6 -b; 7 -b; 8 - un;

opzione 2

a) Proterozoico;

b) Paleozoico;

c) Archeano.

2. L'era geologica che continua ora si chiama:

a) Mesozoico;

b) Cenozoico;

c) Paleozoico.

3. La scienza dei minerali si chiama:

a) petrografia;

b) paleontologia;

c) geotettonica.

4. Trova una corrispondenza tra le montagne e le loro cime più alte:

1) Caucaso: a) Vittoria;

2) Altai; b) balena beluga;

3) Sayan; c) Elbrus;

4) Cresta di Chersky. d) Munku-Sardik.

5. Scegli le affermazioni corrette:

un) grandi pianure situato su piattaforme;

b) i processi eolici creano morene:

c) le penisole della Kamchatka e delle Isole Curili - le zone sismicamente più attive della Russia;

d) la parte principale delle montagne si trova nell'ovest e nel nord della Russia;

e) i monti Urali si trovano tra la pianura russa e quella della Siberia occidentale.

6. Trova una corrispondenza tra i concetti e le loro definizioni:

1) flusso di fango-pietra;

2) sgombero neve dai pendii montani;

3) depositi glaciali a massi argillosi sciolti.

a) una valanga

c) morena

7. Quale mappa mostra la struttura della superficie terrestre (crosta)?

a) sul fisico;

b) sul piano geologico;

c) sulla tettonica.

Risposte: 1 - dentro; 2 -b; 3 - un; 4 - 1) c, 2) b, 3) d, 4) a; 5 - a, c, e; 6 - 1) b, 2) a, 3) c; 7 - c.

III. Imparare nuovo materiale

(I concetti sono scritti sulla lavagna: processi endogeni, processi esogeni, vulcanismo, terremoto, ultimi movimenti tettonici, glaciazione, morene, rilievo eolico, dune, astragalo, frane, valanghe, colate di fango, erosione.)

Guarda la lavagna. Considereremo questi termini nella lezione di oggi e ne ricorderemo alcuni.

Il sollievo cambia costantemente sotto l'influenza di fattori esogeni (esterni) ed endogeni (interni).

(L'insegnante disegna un diagramma alla lavagna mentre fa le spiegazioni.)

Il sollievo cambia costantemente sotto l'influenza di fattori esogeni (esterni) ed endogeni (interni). Entrambi questi fattori operano simultaneamente.

I processi endogeni sono chiamati neotettonici o recenti. Possono comparire sia in montagna che in pianura.

In montagna, i movimenti della crosta terrestre sono più attivi. Nel Caucaso i movimenti avvengono a una velocità di 5-8 cm all'anno, nelle montagne giovani, dove la crosta terrestre è plastica, i movimenti sono accompagnati dalla formazione di pieghe. Nelle aree di antico ripiegamento (Urali, Altai, Sayans, ecc.), Dove la crosta terrestre è più rigida, si formano faglie e faglie. I siti compiono movimenti verticali, alcuni blocchi si alzano, altri cadono, formando bacini intermontani.

Sulle piattaforme, gli ultimi movimenti si manifestano in secolari fluttuazioni lente della crosta terrestre, alcune aree si alzano lentamente, mentre altre scendono a una velocità di circa 1 cm all'anno. Ma ci possono essere anche errori sulle piattaforme, ad esempio errori nell'Africa orientale (Great African Rifts).

I processi esogeni sono processi che si verificano sotto l'influenza di acque correnti (fiumi e ghiacciai, colate di fango), permafrost e vento.

Geometrie glaciali

Nel periodo quaternario, un'enorme conchiglia di ghiaccio spessa fino a 4 km seppellì sotto di essa quasi tutta l'Europa. I centri della glaciazione erano la Scandinavia, gli Urali polari, l'altopiano Putorana e le montagne Byrranga nella penisola di Taimyr. Onde giganti furono l'inizio del freddo sulla Terra. C'erano molte di queste ondate. Sono associati alla formazione dei ghiacciai. Dal Cambriano, gli scienziati hanno contato fino a cinque di queste glaciazioni. All'inizio del Quaternario, la grande glaciazione iniziò per la quinta volta. È successo più di 200 mila anni fa. Il ghiacciaio si è ritirato relativamente di recente, solo 12-15 mila anni fa.

1. Morena (morena francese) - un corpo geologico composto da depositi glaciali. I massi delle morene sono costituiti principalmente da graniti e gneiss. Oltre ai massi arrotondati, sulla superficie della morena si trovano talvolta massi di grandi dimensioni, fino a diverse decine di metri di diametro, scarsamente arrotondati di graniti rapakivi - valori anomali. È ampiamente noto un colossale masso, che è stato utilizzato come piedistallo per l'installazione di un monumento a Pietro 1 a San Pietroburgo. Questo masso chiamato "Thunderstone" è stato trovato vicino al villaggio di Lakhta, sulle rive del Golfo di Finlandia. La sua lunghezza è di 13 m, larghezza - 7 m, altezza - 8 m Ci sono voluti due anni per consegnarlo a San Pietroburgo.

La morena è una miscela indistinta di materiale clastico di dimensioni molto diverse: da massi giganti con un diametro fino a diverse centinaia di metri, a materiale argilloso e sabbioso formatosi a seguito della macinazione di detriti da parte di un ghiacciaio durante il suo movimento. È difficile notare qualsiasi modello nella distribuzione di frammenti di diverse dimensioni nel corpo del ghiacciaio; pertanto, le rocce depositate dal ghiacciaio sono indifferenziate e non stratificate.

2. Fine delle creste moreniche - questo è il confine del movimento del ghiacciaio, rappresenta il materiale clastico portato. Le grandiose morene terminali e le creste dei ghiacciai associate si trovano in Finlandia e sull'istmo della Carelia. Questi includono la cresta Michurinskaya, l'Uvaly settentrionale, che è una formazione glaciale d'acqua.

3. Sugli scudi baltici e canadesi, le rocce sono levigate dal ghiacciaio, sono presenti numerose fronti di pecora - sporgenze di rocce ignee e metamorfiche con graffi e cicatrici sulla superficie; i pendii rivolti verso il movimento del ghiacciaio sono dolci, quelli opposti ripidi.

4. Oz (cresta, cresta) è una cresta con pendenze piuttosto ripide (30-45 °), simile a un terrapieno stradale. Gli esker sono solitamente composti da sabbia, spesso con ciottoli e ghiaia; il pino ama i terreni sabbiosi, quindi cresce spesso sui laghi. Non c'è consenso sull'origine dell'Oz. Un corso d'acqua scorre lungo il ghiacciaio, trasporta molta sabbia, ciottoli, massi; raggiunto il bordo del ghiacciaio, il flusso forma un cono alluvionale, il bordo del ghiacciaio si ritira e il cono che si ritira con esso forma gradualmente una cresta. C'è un'altra spiegazione: un ruscello che scorre lungo la superficie di un ghiacciaio o al suo interno deposita rocce sabbiose con grossi frammenti lungo il suo canale; quando il ghiacciaio si scioglie, tutti questi depositi cadono sulla superficie sottostante, formando su di essa una cresta. In un modo o nell'altro, gli esker sono formati da corsi d'acqua che corrono lungo o in un ghiacciaio, come evidenziato dalla stratificazione delle rocce che compongono l'oz, come si formano i corsi d'acqua. L'altezza dell'oz può raggiungere diverse decine di metri, la lunghezza - da centinaia di metri a decine (occasionalmente anche centinaia) di chilometri. La particolarità dei laghi è che non tengono affatto conto del rilievo: la dorsale lacustre può allungarsi lungo lo spartiacque, poi scendere il pendio, attraversare la valle, risalire, quindi addentrarsi nel lago, formando una lunga penisola , tuffati ed emergi dall'altra parte. E così via, finché la sua lunghezza non sarà sufficiente.

5. Kom (inglese kate o tedesco katt - cresta) è una collina, esteriormente solitamente difficile da distinguere dalla morena, ma il materiale che la compone è meglio ordinato della morena, stratificato. L'origine dei kam, così come delle oze, è spiegata in modi diversi: possono essere depositi di laghi che esistevano sulla superficie del ghiacciaio o vicino al suo bordo.

6. Vaste aree sono occupate da sabbie (Isl. sabbia - sabbia) - superfici su cui sono diffuse sabbie, portate da acque glaciali sciolte (Pripyat Polissya, pianura Meshcherskaya, ecc.). C'è un paesaggio caratteristico sulle sabbie, ma non sono nemmeno particolarmente percepite come morfologie.

7. Laghi in bacini glaciali. L'esarazione avviene in modo non uniforme, perché le rocce sottostanti il ​​ghiacciaio non sono ugualmente stabili. Di conseguenza, si formano delle cavità, solitamente allungate nella direzione del movimento del ghiacciaio. La maggior parte dei laghi della Carelia e della Finlandia, così come lo Scudo canadese, si trovano in tali bacini. I bacini dei grandi laghi sono avvallamenti tettonici, ma hanno anche subito un trattamento glaciale. Quindi, sulle sponde settentrionali del Ladoga e in particolare dei laghi Onega ci sono baie di chiara origine glaciale, questo può essere visto se non altro perché sono allungate da nord-ovest a sud-est, che è una direzione comune per i laghi della Carelia.

8. Il ghiaccio si muove nei torrenti nelle valli montane, espandendole e approfondendole, formando valli a forma di trogolo - trogoli (trog tedesco - trogolo).

9. Per le montagne dove c'è la glaciazione o c'era in un passato geologicamente recente, sono caratteristici creste ripide e cime aguzze; nelle parti quasi sommitali si trovano i kars (dal tedesco kar), nicchie a forma di scodella con pendii ripidi nella parte alta e più dolci in basso. Kara, o circhi montuosi, si formano sotto l'azione degli agenti atmosferici gelidi, fungono da luogo per l'accumulo di neve e la formazione di ghiacciai. Quando i kara adiacenti sono collegati dalle loro parti laterali, spesso rimane una sporgenza a forma di piramide a tre o quattro lati tra di loro. Kars e trogs possono essere visti non solo in montagna, dove c'è la glaciazione moderna. Non ci sono quasi ghiacciai nelle montagne della Transbaikalia, ma nelle solide rocce cristalline le forme formatesi durante la glaciazione quaternaria sono perfettamente conservate.

Geografia delle Eolie

Le dune sono una specie di dune, formazioni mobili di sabbia nei deserti, sospinte dal vento e non fissate dalle radici delle piante. Raggiungono un'altezza di 0,5-100 m e hanno la forma di un ferro di cavallo o di una falce. In sezione trasversale, hanno un lungo e dolce pendio sopravvento e un breve e ripido pendio sottovento.

A seconda del regime dei venti, gli accumuli dunali assumono forme diverse. Ad esempio, ci sono cordoni dunali allungati lungo i venti dominanti o la loro risultante; catene di dune trasversali a venti reciprocamente opposti; piramidi di dune in luoghi di convezione di flussi di vortice, ecc.

Senza essere riparate, le dune sotto l'influenza dei venti possono cambiare forma e mescolarsi a una velocità da alcuni centimetri a centinaia di metri all'anno.

Le morfologie termiche nel nostro paese sono rappresentate principalmente dall'erosione del gelo.

1. Il sollevamento del gelo è tipico di varie regioni della fascia fredda, sebbene si sviluppi in modo non uniforme a causa delle caratteristiche locali della composizione, della struttura e delle proprietà delle rocce. Piccoli urti di sollevamento possono verificarsi direttamente dall'aumento del volume di acqua gelata in una libbra. Ma le collinette migratorie hanno valori elevati, quando nuovi volumi d'acqua migrano verso il fronte gelido dalla sottostante parte scongelata del suolo, che è accompagnata da un'intensa formazione di ghiaccio di segregazione. Questo è spesso associato alle torbiere, verso le quali, durante il congelamento, l'umidità migra dalle rocce con umidità molto più elevata. Tali collinette sono state osservate nella Siberia occidentale.

2. In un clima così freddo si sviluppano anche piccole forme strutturali poligonali, associate alla fessurazione del suolo in piccoli poligoni, al congelamento irregolare dello strato stagionalmente scongelato e allo sviluppo di sollecitazioni in sistemi chiusi e spesso rotture. Tra queste piccole strutture poligonali si possono citare le macchie a medaglione. Quando si congela dall'alto e lungo le fessure all'interno della discarica, si crea una pressione idrostatica, il terreno liquefatto della crosta superiore del permafrost sfonda e si diffonde sulla superficie. Il secondo tipo di forme strutturali poligonali sono anelli e poligoni di pietra. Ciò si verifica in rocce sciolte compositivamente eterogenee contenenti inclusioni di frammenti di pietra (pietrisco, ciottoli, massi). A seguito di ripetuti geli e disgeli, materiale clastico di grandi dimensioni viene espulso dalla roccia in superficie e si sposta verso le zone di frattura, con la formazione di bordi di pietra.

3. I processi in pendenza nelle aree di sviluppo del permafrost includono due tipi: solifluzione e kurum (ruscelli di pietra). La solifluzione è intesa come un lento scorrere lungo i pendii di depositi dispersi sciolti e fortemente impregnati d'acqua. Durante lo scongelamento stagionale dei chili dispersi saturi di ghiaccio dello strato scongelato stagionalmente, sono fortemente impregnati d'acqua dallo scioglimento e dalle acque piovane, perdono i loro legami strutturali, passano in uno stato viscoplastico e si muovono lentamente lungo il pendio. In questo modo si formano forme di sinterizzazione sotto forma di lingue, o terrazze. I Kurum sono collocatori di pietre mobili nelle montagne e negli altipiani della Siberia orientale e in altre regioni in cui le rocce si avvicinano alla superficie vicino alla superficie. La formazione di materiale clastico dei kurum è associata all'erosione gelida durante il congelamento e lo scongelamento stagionale periodico e con altri processi. I kurum in alcuni punti formano campi di pietra continui (dalle prime centinaia di metri quadrati a diverse decine di chilometri quadrati).

4. Uno dei più esempi famosi la degradazione del permafrost è termokarst. Questo è il nome dato al processo di scongelamento ghiaccio macinato, accompagnato da subsidenza della superficie terrestre, formazione di depressioni, laghi termokarst poco profondi.

Fenomeni naturali

Apri libri di testo, trova una mappa degli ultimi movimenti tettonici (secondo R.: Fig. 26 a p. 26; secondo B.: Fig. 22 a p. 46).

Movimenti tettonici recenti → terremoti, vulcanismo.

(Per creare un'immagine dei fenomeni naturali, puoi mostrare il video "Fenomeni naturali spontanei".)

Si consideri la struttura di una frana (secondo R.: p. 72; secondo B.: Fig. 27 a p. 51).

Motivo: gravità → frane, valanghe, colate di fango

Quali fenomeni naturali sono possibili nella tua zona? Come proteggersi da fenomeni pericolosi?

Compiti a casa

1. Secondo R.: § 12, 13.

2. Applicare a mappa di contorno morfologie formate sotto l'influenza di fattori esterni. Per fare ciò, trova e annota i simboli per queste morfologie nella legenda della mappa.

Materiale aggiuntivo

Pianure della Russia

Nome	Posizione geografica	morfologia	Altezze prevalenti, m	Altezza massima, m
Valdai	Europa orientale	Elevazione
Privolzskaya		Elevazione
Creste settentrionali		Elevazione
Smolensk-Mosca		Elevazione
russo centrale		Elevazione
Caspio		pianura pianeggiante
Siberia occidentale		pianura pianeggiante
Creste Siberiane	A nord della Siberia occidentale	Elevazione
Siberia settentrionale	Siberia orientale	pianura collinare
Siberia centrale		Altopiano
Vitem	Cintura di montagne della Siberia meridionale	Altopiano
Yano-Indigirskaya	Siberia nordorientale	Pianura
Kolyma		Pianura

Montagne della Russia

Nome	Posizione geografica			Cima più alta, m
Urali	A est della pianura russa		Piegatura ercinica	Monte Narodnaya, 1895
	La cintura di montagne della Siberia meridionale			Monte Belukha, 4506
Sayan occidentale			Piegatura caledoniana ed ercinica	Monte Kyzyl-Taiga, 3121
Saiyan orientale				Monte Munsu-Sardyk, 3491
	A sud della pianura russa		Orogenesi alpina	Monte Elbrus, 5642; Monte Kazbek, 5033; montagna Dykhtau, 5204
Sikhote-Alin	Primorye		Ripiegamento mesozoico	Monte Tordoki-Yani, 2077
Cresta di Chersky	Siberia nordorientale		Ripiegamento mesozoico	Monte Pobeda, 3147

Sezioni: Geografia

Lo scopo e gli obiettivi della lezione: Continuare a formare la comprensione da parte degli studenti delle caratteristiche del modello di formazione del rilievo e dei suoi sviluppo moderno— l'influenza di fattori interni ed esterni sull'esempio della regione di Belgorod. Mostra la continuità dello sviluppo del rilievo. Formare abilità per lavorare con mappe (tettoniche, geologiche), tabelle. Descrivere l'influenza dell'uomo sulla morfologia.

Attrezzatura: Mappa fisica, tettonica, geologica della Russia e della regione di Belgorod; tavola geocronologica.

Durante le lezioni

I. Momento organizzativo.

II. Ripetizione. Controllo dei compiti.

Lavoro di carte. Compiti di prova.

opzione 1	opzione 2
1. Le aree stabili della crosta terrestre sono chiamate: a) piattaforme b) scudi; c) aree piegate.	1. L'era geologica più antica è chiamata: a) Proterozoico; b) Paleozoico; c) Archeano.
2. Le pianure si trovano su: a) i confini delle placche litosferiche; b) piattaforme; c) nelle aree piegate.	2. L'era geologica in cui viviamo ora si chiama: a) Mesozoico; b) Cenozoico; c) Paleozoico.
3. Le montagne si trovano su: a) piattaforme b) lastre; c) nelle aree piegate.	3. Quale vetta corrisponde al sistema montuoso del Caucaso? a) Sig. Pobeda; b) Belukha; c) Narodnaya; d) Elbrus.
4. Le creste sono salite nella piegatura mesozoica: a) Altaj; b) Sikhote-Alin; c) il Caucaso.	4. Cosa catene montuose appartengono al ripiegamento alpino? a) Urali; b) il Caucaso; c) Altaj.
5. I depositi sono confinati in antiche aree piegate: a) carbone, petrolio, gas; b) minerali di ferro, oro.	5. Quali montagne sono più giovani? a) Cresta di Chersky; b) Caucasico.
6. Qual è il massimo alta montagna in Russia? a) popolare; b) Elbrus; c) balena beluga; d) vittoria.	6. Quale sistema montuoso corrisponde a un'altezza di 1896 m? a) popolare; b) Elbrus; c) balena beluga; d) vittoria.
7. Viviamo in quale epoca di nuova vita? a) Mesozoico; b) Cenozoico; c) Proterozoico.	7. L'orogenesi più antica? a) Erciniano; b) Proterozoico; c) Archeano.

Risposte: Opzione 1: 1-a; 2b; 3 pollici; 4b; 5B; 6b; 7 b. Opzione 2: 1-a; 2b; 3-d; 4b; 5B; 6a; 7 pollici.

III. Imparare nuovo materiale.

- Guarda la lavagna. Questi termini saranno discussi nella nostra lezione di oggi.

Erosione, frane, carsismo, fenomeni di soffusione, processi eolici, rilievo tecnogenico.

1. Lavora con il libro di testo "Geografia della regione di Belgorod" parte 1. (nel processo di lavoro, prendi appunti su un quaderno)

• Usando la Fig. 2, pagina 5 del libro di testo, rispondi: quale grande forma di rilievo si trova alla base della regione di Belgorod?
• Quale struttura tettonica si trova alla base della pianura dell'Europa orientale?
• Qual è il nome della sporgenza del basamento cristallino nell'area della regione di Belgorod? (Massiccio di Voronezh).
• Come si esprime in rilievo l'anteclisse di Voronezh, un grande sollevamento tettonico? (altopiano della Russia centrale).
• Usando la Fig.3. Tavola geologica e fig. 4. mappa della struttura geologica della regione di Belgorod, determina da quali rocce è rappresentata la copertura sedimentaria? (Rocce del Cenozoico e del Mesozoico)
• Dove sul territorio della regione è dominato dai depositi del Cretaceo? (Lungo le valli fluviali e nella parte orientale della regione).
• Secondo fig. 5 pagina 7 determinare qual è lo spessore dell'occorrenza rocce vari sistemi, depositi, formazioni?
• Come mai superficie terrestre sul territorio della regione ha una pendenza generale in direzione sud e sud-ovest? (La parte nord-est della regione è limitata alla parte arcuata (elevata) del massiccio di Voronezh, e il resto del territorio si trova sulle sue pendici sud-occidentali e meridionali.
• Quali rocce sono associate alle anomalie magnetiche terrestri nella regione? (La parte superiore del massiccio cristallino è una serie di strette creste costituite da strati di quarziti ferruginose (Stary Oskol)).

2. Lavora secondo la Fig. 6. con una mappa dei minerali nella regione di Belgorod. Esercizio. Rispondi alle domande:

• Quali minerali sono presentati sulla mappa della regione di Belgorod?
• Qual è la principale risorsa mineraria della regione?
• Quali regioni del minerale di ferro puoi nominare?

3. Informazioni dell'insegnante sui minerali di ferro della regione di Belgorod.

Nel bilancio dello Stato per B.o. dal 01.01.1998 c'erano 14 depositi con riserve di bilancio di minerale di ferro di 52,2 miliardi di tonnellate, ovvero il 51% delle riserve della Russia. I minerali sono ricchi o poveri di ferro puro. Le principali riserve di ricchi minerali di ferro (97,6%) con un contenuto di ferro del 67-69% sono concentrate nella regione del minerale di ferro di Belgorod.

Nel bacino di Oskol sono stati esplorati minerali di ferro poveri (34,6% - contenuto di ferro totale - quarziti ferruginose).

La quota nella produzione di minerale di ferro è il 40% di quella della Russia. Attualmente, due GOK (Lebedinsky, Stoilensky), l'impianto KMAruda operano sulla base di materie prime dei minerali di ferro e la miniera Yakovlevsky è in costruzione per l'estrazione e la lavorazione dei minerali di ferro KMA.

Il giacimento di minerale di ferro di Lebedinsky (fig. a pagina 10) è uno degli unici nel bacino del KMA. A causa delle enormi riserve (22,4 miliardi di tonnellate) e della qualità del minerale (l'assenza di impurità nocive), è elencato nel Guinness dei primati. Con l'attuale tasso di sviluppo del deposito di Lebedinsky GOK, garantirà un funzionamento ininterrotto e stabile dell'impianto per un periodo di oltre 500 anni. La cava di Lebedinsky è un'enorme ciotola artificiale sulla superficie della Terra, che può essere vista dallo spazio stazioni orbitali. Le sue dimensioni sono: lunghezza della superficie 5000 m, larghezza - 3500 m, profondità superiore a 300 m.

(Pausa fisica)

4. Conversazione con gli studenti.

- Come risultato di quali processi si forma il rilievo? (processi interni - endogeni ed esterni - esogeni)

Endogeno o processi interni sono chiamati gli ultimi, che sulle piattaforme si manifestano in secolari fluttuazioni lente della crosta terrestre alla velocità di 1 cm all'anno.

Processi esogeni si verificano sotto l'influenza di acque correnti (fiumi, colate di fango, ghiacciai), vento, permafrost.

— Quali sono i processi decisivi nella formazione del rilievo moderno della regione di Belgorod? (esogeno)

Processi esogeni:

• acque correnti(forma valli fluviali, burroni, cavità);
• il vento(eolico - dune, sabbie collinari);
• umano(cave, cumuli).

Le caratteristiche principali del rilievo moderno della regione di Belgorod (Fig. 7. p. 14 Rilievo della regione di Belgorod) iniziarono a essere create alla fine del periodo Neogene, dopo che fu liberato dal mare Neogene - l'ultimo che copriva il suo territorio. La regione occupa parte del versante meridionale dell'altopiano della Russia centrale ed è una pianura di erosione-denudazione con un'altezza media di circa 200 m, sezionata da una valle e da una rete di burroni e canaloni. Il limite massimo di rilievo è di 276 m sullo spartiacque dei fiumi Donetsk Seimitsy, Seym e Korocha. La lunghezza totale della rete di travi di burrone sul territorio di B.O. circa 50 mila km, che è paragonabile in lunghezza alla lunghezza dell'equatore.

I processi naturali che formano il rilievo sul territorio di BO sono piuttosto diversi. I più comuni sono l'erosione lineare, le frane, il carsismo, i fenomeni di soffusione, i processi eolici ei rilievi artificiali.

5. Lavora con il libro di testo. Trova le spiegazioni dei processi naturali nel testo alle pagine 15-16. Leggere ad alta voce.

IV. Consolidamento.

Gli studenti preparano domande l'un l'altro sull'argomento della lezione e chiedono.

V. Compiti a casa.

VI. Riflessione.

Letteratura: Geografia della regione di Belgorod: Proc. indennità per gli studenti delle classi 8-9 scuola media: In 2 parti. Prima parte. Natura - M .: Casa editrice dell'Università statale di Mosca, 2006. - 72 p.