Неогеновий період (система) для Історичної Геології
Неогеновий період (система).
Почався 25 млн. р. тому й закінчився 1,8 млн. років тому; тривав близько 23 млн. років. Назву вперше запропонував М. Гарнес (австрійський геолог) в 1853 році. До кінця 1960-х років входив до складу так званої третинної системи. Неоген не мав до останнього часу загально визнаних ярусів
В цей період на поверхні Землі складалися нові умови, які чітко відрізняють неоген від попередніх періодів й близькі до сучасних. Континентальні й океанічні западини в неогені вже набули майже сучасних обрисів.
Повністю розпався Тетіс. На його місці лишилася лише система окремих, дуже своєрідних басейнів типу сучасних середземноморських морів, часто неглибоких та солонувато-водних, погано або й зовсім не пов’язаних один з одним.
Неогенова система представлена відкладами, які нагадують відклади сучасного Середземного моря, а також осадками солонувато водних басейнів, лагун, морських узбереж та заток. Глибоководні породи на сучасних континентальних майже не відомі, мабуть, тому, що райони де вони накопичувались, перебувають під водою. Склад неогену: різноманітні глини, піски, пісковики, органогенні та хемогенні вапняки, гіпси, кам’яна сіль, трепели, опоки. В зонах активних прогинів накопичувався піщано-глинистий фліш або мілководні та лагунні моласи. Серед континентальних порід переважають субаквальні, пролювіальні, алювіальні, озерно-болотні, місцями вугленосні відклади.
Неоген був часом енергійних тектонічних рухів, з якими в багатьох місцях були пов’язані підводний й наземний магматизм та накопичення туфів й туфітів. Специфічний склад порід неогену не дав змоги побудувати для нього універсальну шкалу, однак розроблені зональні шкали за форамініферами та нанопланктоном. Загальноприйнятим є поділ системи на два відділи-епохи з якими пов’язані дві відносно значні трансгресії моря, що відбувалися в цей період.
Характеристика органічного світу.
Протягом неогену органічний світ поступово набув сучасних рис як у своєму складі, так й в особливостях розміщення на земній поверхні. Із складу хребетних зникло багато давніх форм: примітивні хижаки креодонти, архаїчні гризуни, тітанотерії, копитні тощо.
Стали менш різноманітними сумчасті, ареал поширення яких значно скоротився. Серед хижаків зявились справжні гімнові та ведмежі, шаблезубі хижаки з родини котів – Махайродуси.
Стало багато більше досконалих конячих (Parahippus, Hipohippus, Hipparion) в кінці пліоцену перші справжні коні – Equus.
На початку пізнього пліоцену широко розповсюдились слони мастодонти та полорогі: газелі, антилопи, кози, бізони, барани, бики.
В середньому міоцені з’явився великий жирафо подібний верблюд Alticamelus; з середнього пліоцену в Східній Європі, Центральної Азії та Сибіру – справжні верблюди Paracamelus, жирафи, олені, серед яких – гігант – Megaloceras; бегемоти, кабани, тапіри.
Найважливіша особливість пізнього пліоцену – поява представників роду Homo – людини. Найбільш різноманітною виявилась неогенова наземна фауна Євразії.
В Північній Америці відсутні хоботні, мавпи, олені, хижаків декілька видів, але різноманітні й численні копитні (за виключенням оленів).
В пізньому міоцені, за утворення суходільного мосту між Євразією й Північною Америкою, відбулась міграція фауни з одного континенту на іншій.
В Південній Америці з ссавців існували неповно зубі, копитні, а також сучасні плосконосі мавпи, сумчасті й гризуни. Відсутні хоботні та хижаки.
В кінці міоцену – на початку пліоцену відбулась міграція фауни з Північної Америки до Південної Америки. Австралія лишалась ізольованою де йшов розвиток сумчастих та однопрохідних. Кліматичні зміни (похолодання й висихання степів) були причиною міграції Північноамериканських ссавців на південь (за пізнього пліоцену) характерна Південноамериканська фауна була витіснена емігрантами з півночі.
З аборигенів зберігаються лише лінивці, мурашкоїди, лемури, броненосці та деякі інші.
З цим же часом була пов’язана міграція на півдні Євразії – тапіри, мастодонти, гіпаріони. Значне розселення полорогих, слонів й хижаків, які пристосувались до більш сухого й холодного клімату.
Фауна форамініфер неогену характеризується розвитком ендемічних форм: Miliolidae, Elphidiidae, Nonionidae. З Тетісу мігрують підчас трансгресій планктонні родини Polymorphidae, Globigerinidae тощо.
За матеріалами глибоководного буріння розроблена “глобальна” шкала за форамініферами та нанопланктоном.
Моховатки поширені на півдні України в Молдові та Північному Кавказі. Мембраніпорові рифи Керченського півострову та Товтри. Були поширені пелеципод: Ostrea, Venericardia, Limnocardium, Venus, Mactra, Ervilia, Donax, Tapes, Corbula, Pholadomya, Congeria, Prosodacna, Dreissensia тощо.
З гастропод: Barbotella, Gibbula, Turritella, Trochus, Hydrobia, Cerithium тощо.
Неогенова флора мала добре виявлену широтну зональність. Найповніше вона вивчена в північній півкулі, де збереглося багато місцезнаходжень (південь Донбасу – р. Кринка, Сибір – на р. Іртиші, Грузія, Самарська Лука тощо.
Міоценова флора головним чином широколиста з домішками субтропічних й хвойних рослин. Флора раннього міоценову середземноморської ботанічної провінції має багато теплолюбних елементів, але кількість їх з часом скорочується, й вони поступово мігрують на південь, або локалізуються в південних, більш вологих й теплих приморських районах.
Поступове зменшення кількості теплолюбних рослин до повного їх зниження в сучасних середніх широтах простежується і в складі пліоценової флори. Тут дедалі більшої ваги набувають листопадні й хвойні, а на півдні СЄП – в пліоцені степи – трави й злаки.
Альпійська складчастість: Геологічна історія Землі в неогені визначалась тим, що в цей час досягла свого максимуму альпійська складчастість й широко проявився епіплатформний орогенез.
Альпійська складчастість, що почалась в самому кінці пізньої крейди (ларамійська фаза), тривала на протязі кайнозою.
Ці рухи найбільш широко проявлені в кінці еоцену (піренейська фаза), в кінці олігоцену (мавська фаза), в кінці міоцену (штирійська фаза) й в кінці пліоцену (валахська фаза). Вже після піренейської фази почалось підняття антиклінорних структур в Середземноморському геосинклінальному поясі, яке тривало до кінця неогену, супроводжувалось утворенням і розширенням крайових й міжгірних прогинів, в яких накопичувалось моласова формація.
В Тихоокеанському геосинклінальному поясі альпійська складчастість відбувалась слабше, тут геосинклінальні прогини продовжували розвиток в міоцені, місцями до початку пліоцену й тому крайові прогини менш типові.
Отже, альпійська складчастість призвела до відмирання геосинклінального режиму на всій території Середземноморського поясу, включаючи Андалузькі гори, Піренеїв, Північного Атласу, гір Греції (Волощини), Гірський Крим, Кавказ, Закавказзя, Малу Азію, Ельбурс, Загрос, Копетдаг. В цей пояс входять райони, де складчастість почалась ще в палеогені: Іранське нагір’я, гори Афганістану, Пакистану, частина Паміру, Гіндукуш, Каракорум, Гімалаї.
Області альпійської складчастості Тихоокеанського поясу включають Коряцьке нагір’я, Камчатку, Сахалін, Курильські о-ви, Японію, Філіппіни, схід Індонезії, Нову Зеландію й інші о-ви Тихого океану.
В межах східної гілки поясу складчастість проявилася на півдні Аляски, в Берегових хребтах Каліфорнії, Кордильєрах Північної Америки, Скелястих горах (ларамійська фаза), горах Центральної Америки, на Великих та Малих Антильських о-вах, в Андах.
Складчастість супроводжувалась утворенням шар’яжів, особливо в Середземноморському поясі, й сильним вулканізмом.
Характерні субвулканічні інтрузії й інтрузії гранітних батолітів на заході Канади та США, в Андах, на о. Хонсю, в Малій Азії, на Кавказі тощо, де з ними пов’язані різні родовища.
Інша особливість неогену й наступного четвертинного періоду – активізація вертикальних тектонічних рухів в областях більш древніх складчастостей (докембрійської, каледонської, герцинської, кіммерійської) яка отримала назву “епіплатформний орогенез”.
Орогенні підняття мають блоково-склепінну форму. Аналогічна, але зворотна форма властива орогенним западинам. Збільшення амплітуди вигинів створює напруження, утворюються тріщини.
Подальша розрядка напружень відбувається шляхом переміщення блоків за розломами. Таким чином утворюються блоково-склепінна будова ерогенних областей.
Епіплатформний орогенез супроводжується субвулканічними інтрузіями, спочатку ліпаритовими й андезитовими виливами з лужним ухилом, а потім виливами базальтів.
Епіплатформний орогенез створив гірські споруди, розташовані між добайкальськими Сибірською й епібайкальською Китайською платформами й зонами альпійської складчастості Тихоокеанського та Середземноморського поясів.
В Північній та Південній Америці ці рухи призвели до утворення гірських споруд, що межують зі сходу до областей альпійської складчастості. Зворотній процес відбувався в океанах, які в неогені зазнавали некомпенсованого занурення з утворенням нових й розширенням раніш виниклих глибоководних котловин.
Тому 60% свердловин, які пробурені в Атлантичному й Індійському океанах відкрили глибоководні відклади неогену.
В областях добайкальської, місцями байкальської складчастості, відбувається активний розвиток рифтових зон: Байкальська, Ріо-Гранде (П.А.), Африкано-Аравійські, що зародилися ще в олігоцені.
Цей процес нерідко супроводжується трахібазальтовим вулканізмом. Похідною альпійськоі складчастості, епіплатформного орогенезу й заглиблення океанів відбулась широка регресія. Неоген, за висловом В.Ю.Хаїна, це екстремальний геократичний період в історії Землі.
Такий характер обумовив широкий розвиток континентальних відкладів в межах материків, в тому числі моласових утворень неогену – продуктів руйнування як альпійських складчастих, так й відроджених блоково-склепінних.
Морських відкладів неогену нема на всьому східному узбережжі Азії (на південь від Пенжинської губи й на півночі Євразії, де суша простяглася до континентального схилу.
Така ж картина намічена й для арктичної частини Північної Америки.
Ще один наслідок неогенової регресії – це поява широких ізольованих й напівізольованих басейнів ненормальної солоності й характерною для них своєрідною фауною. До кінця неогену завершилося формування контурів материків в межах, близьких до сучасних.
В північній півкулі розташувалися два континенти – Євразія та Північна Америка, що омиваються з півночі полярним басейном.
Починаючи з пізнього міоцену обидва континенти поєднувались майже безперервно полосою суходолу між Чукоткою та Аляскою.
В південній півкулі знаходились метерики: Антарктида, Австралія, Африка, Південна Америка. Об’єднання Північної та Південної Америки відбулося, судячи з подібності наземної фауни, в кінці міоцену – на початку пліоцену.
Африка з Євразією об’єднувались щонайменше двічі.
Перший раз в середньому міоцені та можливо за пізнього пліоцену.
Регресія викликала ріст Антарктичного льодовика; зледеніння в Північній півкулі, похолодання, зміну органічного світу в цих районах.
Палеогеографічні та фаціальні особливості неогенових відкладів регіонів земної кулі
Платформи: Євразія. На докембрійських платформах СЄП та Сибірській – осадконакопичення обмежене озерами, болотами, долинами річок: малопотужні товщі пісків та глин, місцями з пластами лігніту та бурого вугілля.
На Сибірській платформі вони збереглися в міжгірських западинах.
На щитах формувались кори вивітрювання, утворення яких почалось ще в пізній крейді та палеогені.
На південь СЄП інгресувало мілководні моря (піски, глини, мергелі, карбонатний мул). В басейні Каспію максимум трансгресії в акчагилі, коли море долинами річок пішло далеко на північ. Вздовж західного та північного країв Євразійського континенту відбулось осушення площі сучасного шельфу, де розвинулась річкова сітка. Лише в еопліоцені (QI) там почалась трансгресія, яка досягла максимуму в QIII(середній плейстоцен).
В областях проявів палеозойських та мезозойської складчастостей в межах Євразії відбувся епіплатформний орогенез (від Тибету й Тянь-Шаню до хребта Черського й Верхоянського на півночі) з амплітудами 1-8 км.
Підняття розділені рифтовими западинами (Байкальський рифт, Джунгарська та Ферганська западини (тощо). Потужність грубоуламкових, часто червоноколірних, континентальних відкладів в западинах досягає 5-7 км.
Вздовж систем розломів, обмежуючих рифти відбувались виливи базальтової магми (хребет Хамар-Дабан, східний берег Байкалу тощо).
Подібні структури, але менші розмірами, утворились в межах герцинід Західної Європи: Рейнський грабен, що розділив Щварцвальд й Вогези.
В інших районах (Казахстан, Монголія тощо) амплітуди менші – тут вони створили середньо – та низькогірський рельєф. Потужності товщ озерно-болотяних та річкових відкладів сотні м.
Північна Америка. На платформній території в неогені переважали підняття. Осадки накопичувались на обмежених площах в озерно-болотяних та річкових умовах. Виключення являли руслові й дельтові райони Міссісіпі, де зо неогену сформувалась товща алювіальних відкладів потужністю 17 км, а також широкі площі в Скелястих горах та Кордильєрах, охоплених епіплатформним орогенезом, де в міжгірських западинах відбулось накопичення потужних товщ конгломератів та грубозернистих пісковиків, що супроводжувались на широкій площі ( від Канади до Мексики) виливами базальтової лави, утворивши товщу потужністю до 1700 м.
Колишня Гондвана: на платформних частинах Південної Америки, Австралії, Мадагаскару осадконагромадження йшло також на обмежених площах. Море захопило лише окраїни Австралії, – карбонатні та рифогенні осадки.
В Південній Америці були виливи трапів в Західній Бразилії та Патагонії, які досягали найбільшої інтенсивності на межі з гірсько-складчастими спорудами Тихоокеанського поясу, що росли.
На Африканській платформі в кінці олігоцену – на початку міоцену відбулось потужне підняття, що супроводжувалось виливами базальтів (Західна, Північна, Східна Африка й Мадагаскар, південь Аравійського півострова).
В середині міоцену ці рухи ослабли, окраїни континенту занурились під рівень моря. Нові підняття відбувались в пізньому міоцені.
На сході континенту вони виявились в подальшому рості блоково-склепінних піднять, в осьовій частині яких ще з кінця палеогену йшло формування найкрупнішої на континенті системи рифтів (6500 км). Амплітуда опускань в грабенах досягла 3 км.
Центральні частини грабенів були зайняті озерами Східної Африки, Червоним й Мертвим морями, Аденською й Суецькою затоками. В пізньому міоцені в грабенах Червоного моря, Аденської й Суецької заток утворилися товщі евапоритів до 1500 м. Утворення рифтової системи супроводжувалось активним вулканізмом.
Виникли вулкани Кіліманджаро, Кенія тощо. В пліоцені заклалися нові западини Конго, Калахарі, Чад, які заповнені переважно озерними теригенними осадками.
Геосинклінальні пояси.
Середземноморський геосинклінальний пояс в неогені зазнає орогенезу. Осадконакопичення відбувалось в порівняно вузьких передгірних та міжгірних прогинах. Тому для неогенових товщ поясу характерне теригенне осадконагромадження, починаючи з кінця міоцену – континентальне, а також присутність лагунних відкладів. В західній частині поясу в ранньому міоцені піднімаються гірські хребти Піренеїв, Альп, Апеннін, Карпат, Балкан, Кавказу, Ельбурсу; виникають гори а Греції та Терції.
Вони являли собою область зносу… На широких просторах Середземного моря існував напівзамкнений, місцями глибоководний басейн Тетіс, на заході він з’єднувався з океаном; на місці півдня Каспію, Чорного моря, Верхнє – Середньо – й Нижнє-Дунайскої низовин існував відокремлений час від часу від Тетісу Паратетіс. Приблизно з середини міоцену від Тетісу відокремився Месопотамський басейн.
В кінці міоцену – мессинський вік – альпійські рухи утворюють на місці Гібралтару підняття, що відокремило Тетіс від океану.
Середземне море перетворилося на низку гірко-солоних лагун, де накопичувались ангідрити, глини, кам’яна та калійна солі потужністю кілька сотень метрів.
Лагуни утворилися на місці глибоководного басейну їх дно було на 400-600 м нижче рівня моря, що доведено пере заглибленням долин річок.
Евапорити відкладались також в Месопотамському басейні, Передкарпатті та Закарпатті, на Малому Кавказі.
Пліоцен відбулося кілька трансгресій… початок пліоцену, понтичний вік – трансгресія майже така сама як пізньоміоценова.
Відновлюється зв’язок Тетісу з океаном в районі Гібралтару. Акчагильська трансгресія – приводить до збільшення площі Середземного моря (порівняно з сучасним) – поновлюється зв’язок Чорноморсько-Азовського моря з Каспієм, море піднімається долиною Волги до басейну Ками.
В кінці акчагилу моря набувають обрисів близьких до сучасних. На сході поясу в неогені виникають гірські системи: Загрос, Копетдаг, Памір, Гіндукуш, Каракорум, Гімалаї.
В крайових прогинах та міжгірних западинах та грабенах накопичуються переважно континентальні, на півдні частково морські, галечники, піски, алеврити, глини – від 2000 до 8000 м. Орогенез супроводжувався магматизмом. В пліоцені виникли Ельбрус, Казбек, Етна, вулкани Ліпарських островів, Малої Азії та інших районів Середземномор’я.
Тихоокеанський геосинклінальний пояс
На півночі східного Тихоокеанської геосинклінальної області продовжилось накопичення морської теригенної (Каліфорнія) або континентальної (Аляска) моласи, на заході США – базальти та їх туфи разом з піщано-глинистою товщею. В кінці пліоцену відбулась потужна фаза складчастості. Виникають гірські споруди при членовані до мезозоїд.
В південній частині геосинклінальної області неоген – період потужного підняття Анд, що супроводжувалось енергійною вулканічною діяльністю, утворенням міжгірних западин та крайових прогинів, які заповнювались континентальною, рідше морською моласою.
В Західній частині Тихоокеанської геосинклінальної області в неогені накопичення потужних (переважно морських рідше континентальних) теригенних, іноді карбонатних й вулканогенно-пірокластичних, товщ продовжувалось, потужність 6-8 км, місцями (о. Калімантан) до 10-13 км. Всі ці товщі зім’яті в складки, ускладнені розломами та метаморфізовані.
Океани на початку неогену мали обриси близькі до сучасних. В них формувалися абісальні западини, глибоководні жолоби, батальні горбисті рівнини, продовжувався розвиток серединно-океанічних хребтів. За палеомагнітними даними неогенові (та четвертинні) відклади в межах хребтів та поблизу них залягають безпосередньо на базальтах ложа океану, що підкреслює молодість океанічного дна в цих районах.
Відбувається зниження температури води (що почалось з олігоцену), особливо посилене в пліоцені.
В зв’язку з цим розширились північний та південний пояси накопичення кременю, пов’язані з розвитком діатомових. Одночасно звужувався екваторіальний пояс карбонатної седиментації.
В кінці міоцену й особливо на початку пліоцену знизився рівень Світового океану, пов’язаний з розширенням та поглибленням абісальних жолобів та рифтових зон, зі збільшенням ємності океанічних океанічних западин.
В цей час різко зростають глибини Чорного, Середземного морів до 3,5 км й більше. Це може бути компенсаційним процесом (зворотнім боком) процесу епіплатформного гороутворення, що активно проходив на континентах. В наслідок вказаних процесів в пліоцені осушились шельфи Євразії, Північної Америки та інших континентів, на них утворюється наземний рельєф, річкові долини.
Активний вулканізм проходив в центральній та крайових частинах Тихого океану, вздовж глибоководних жолобів та дуг островів (Алеутські, Курильські, Японські та Індонезії.
Клімат та палеогеографія наближались до сучасних через зменшення розмірів тропічної провінції. Особливо різкі зміни зазнав органічний світ суші. Збіднення листопадної флори, розселення холодостійких форм. Похолодання в полярних областях та розростання покривного зледеніння Антарктиди.
Особливо посилилось похолодання в кінці пліоцену, коли середня річна температура була на 50С нижча за сучасну й межа тайги наблизилась до узбережжя Каспію. Існували сучасні зони: екваторіальна гумідна, північна та південна аридні та гумідні зони.
В пліоцені за росту гір та їх екрануючого впливу розширились аридні зони, загальне похолодання збільшило контрасти між зонами.
Корисні копалини. Найбільш важливі нафта й газ (третина обрахованих запасів). Особливо на межах платформ та передгірних прогинів (Персидсько-Месопотамський, Кордильєро-Андський тощо), басейни Ірану, Іраку, Саудівської Аравії, Кувейту, Катару, Мексики, Венесуели, Узбережжя США, що тяжіє до Мексиканської затоки, Кавказ (Дагестан, Баку), акваторія в районі Красноводську, західної Туркменії, Передкарпаття, Закарпаття, Північного Сахаліну.
Вугілля – бурі та лігніти на всіх континентах.
Залізо та марганець – осадочного походження – Керченське.
Родовища кір вивітрювання (Південна та Центральна Америка, Карибські о-ви, Африка, Гіндустан, Австралія – Fe, Al, Mn, Ni, Co.
З неогеновим магматизмом пов’язані родовища олова – Анди; Au, Cu, Ag – Центральна Америка.
Поліметали та ртуть – Середземноморського складчастого поясу.
Неогенові родовища калійних та кам’яних солей, фосфатів, сірки, глин, трепелів, гравійно-піщаних сумішей.
