Erdkruste bildet die oberste Hülle der festen Erde und bedeckt den Planeten mit einer nahezu kontinuierlichen Schicht, deren Dicke von 0 in einigen Bereichen mittelozeanischer Rücken und Ozeanverwerfungen bis zu 70–75 km unter Hochgebirgsstrukturen variiert (Khain, Lomise, 1995). ). Die Dicke der Kruste auf den Kontinenten wird durch die Zunahme der Durchgangsgeschwindigkeit longitudinaler seismischer Wellen auf 8-8,2 km/s bestimmt ( Mohorovicic-Grenze, oder Moho-Grenze), erreicht 30-75 km und in ozeanischen Depressionen 5-15 km. Erste Art der Erdkruste nannte sich ozeanisch,zweite- kontinental.

Ozeankruste nimmt 56 % der Erdoberfläche ein und hat eine geringe Dicke von 5–6 km. Seine Struktur besteht aus drei Schichten (Khain und Lomise, 1995).

Erste, oder sedimentär, Im zentralen Teil der Ozeane kommt eine Schicht vor, die nicht dicker als 1 km ist und an der Peripherie eine Dicke von 10–15 km erreicht. In den axialen Zonen der mittelozeanischen Rücken fehlt es vollständig. Die Zusammensetzung der Schicht umfasst tonige, kieselsäurehaltige und karbonathaltige pelagische Tiefseesedimente (Abb. 6.1). Karbonatsedimente sind nicht tiefer als die kritische Tiefe der Karbonatakkumulation verteilt. Näher am Kontinent erscheint eine Beimischung von klastischem Material, das vom Land herübergetragen wurde; Dabei handelt es sich um die sogenannten hemipelagischen Sedimente. Die Ausbreitungsgeschwindigkeit longitudinaler seismischer Wellen beträgt hier 2–5 km/s. Das Alter der Sedimente in dieser Schicht beträgt höchstens 180 Millionen Jahre.

Zweite Schicht In seinem oberen Hauptteil (2A) besteht es aus Basalten mit seltenen und dünnen pelagischen Zwischenschichten

Reis. 6.1. Abschnitt der Lithosphäre der Ozeane im Vergleich zum durchschnittlichen Abschnitt von Ophiolith-Allochthonen. Nachfolgend finden Sie ein Modell für die Bildung der Haupteinheiten des Abschnitts in der Ozeanausbreitungszone (Khain und Lomise, 1995). Legende: 1 –

pelagische Sedimente; 2 – ausgebrochene Basalte; 3 – Komplex paralleler Gänge (Dolerite); 4 – obere (nicht geschichtete) Gabbros und Gabbro-Dolerite; 5, 6 – Schichtkomplex (kumuliert): 5 – Gabbroide, 6 – Ultrabasite; 7 – tektonisierte Peridotite; 8 – basale metamorphe Aureole; 9 – Änderung des Basaltmagmas I–IV – sukzessive Änderung der Kristallisationsbedingungen in der Kammer mit der Entfernung von der Ausbreitungsachse

ischer Niederschlag; Basalte haben oft eine charakteristische Kissen- (im Querschnitt) Trennung (Kissenlava), es kommen aber auch Bedeckungen aus massiven Basalten vor. Im unteren Teil der zweiten Schicht (2B) sind parallele Doleritgänge entstanden. Die Gesamtdicke der 2. Schicht beträgt 1,5–2 km und die Geschwindigkeit der longitudinalen seismischen Wellen beträgt 4,5–5,5 km/s.

Dritte Schicht Die ozeanische Kruste besteht aus holokristallinen magmatischen Gesteinen mit basischer und untergeordneter ultrabasischer Zusammensetzung. In seinem oberen Teil sind meist Gesteine ​​vom Gabbro-Typ entwickelt, und der untere Teil besteht aus einem „Bandkomplex“, der abwechselnd aus Gabbro und Ultra-Ramafiten besteht. Die Mächtigkeit der 3. Schicht beträgt 5 km. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen in dieser Schicht beträgt 6–7,5 km/s.

Es wird angenommen, dass die Gesteine ​​der 2. und 3. Schicht gleichzeitig mit den Gesteinen der 1. Schicht entstanden sind.

Die ozeanische Kruste bzw. ozeanische Kruste ist in ihrer Verbreitung nicht auf den Meeresboden beschränkt, sondern entwickelt sich auch in Tiefseebecken von Randmeeren, wie dem Japanischen Meer, dem Süd-Ochotskischen (Kurilen-)Becken des Ochotskischen Meeres, der Philippinen, der Karibik und vielen anderen

Meere. Darüber hinaus gibt es ernsthafte Gründe für die Annahme, dass in den tiefen Senken von Kontinenten und flachen Binnen- und Randmeeren wie der Barentssee, wo die Dicke der Sedimentbedeckung 10–12 km oder mehr beträgt, eine ozeanische Kruste unterlagert ist ; Dies wird durch die Geschwindigkeiten longitudinaler seismischer Wellen in der Größenordnung von 6,5 km/s belegt.

Oben wurde gesagt, dass das Alter der Kruste moderner Ozeane (und Randmeere) 180 Millionen Jahre nicht überschreitet. Innerhalb der gefalteten Gürtel der Kontinente finden wir jedoch auch viel ältere, bis zum frühen Präkambrium ozeanische Kruste, repräsentiert durch die sogenannte Ophiolith-Komplexe(oder einfach Ophiolithe). Dieser Begriff gehört dem deutschen Geologen G. Steinmann und wurde von ihm zu Beginn des 20. Jahrhunderts vorgeschlagen. zur Bezeichnung der charakteristischen „Triade“ von Gesteinen, die normalerweise in den zentralen Zonen gefalteter Systeme zusammenkommen, nämlich serpentinisierte ultramafische Gesteine ​​(analog zu Schicht 3), Gabbro (analog zu Schicht 2B), Basalte (analog zu Schicht 2A) und Radiolarite (analog). zu Schicht 1). Das Wesen dieser Gesteinsparagenese wurde lange Zeit falsch interpretiert; insbesondere galten Gabbros und Hyperbasite als intrusiv und jünger als Basalte und Radiolarite. Erst in den 60er Jahren, als die ersten verlässlichen Informationen über die Zusammensetzung der Ozeankruste gewonnen wurden, wurde klar, dass es sich bei Ophiolithen um die Ozeankruste der geologischen Vergangenheit handelt. Diese Entdeckung war von entscheidender Bedeutung für ein korrektes Verständnis der Entstehungsbedingungen der Erdbewegungsgürtel.

Krustenstrukturen der Ozeane

Gebiete mit kontinuierlicher Verbreitung Ozeanische Kruste ausgedrückt im Relief der Erde ozeanischDepressionen. Innerhalb der Ozeanbecken werden zwei größte Elemente unterschieden: ozeanische Plattformen Und ozeanische Orogengürtel. Ozeanplattformen(oder Tha-Lassocratons) in der Bodentopographie haben das Aussehen ausgedehnter tiefer Tiefebenen oder hügeliger Ebenen. ZU ozeanische Orogengürtel Dazu gehören mittelozeanische Rücken, die eine Höhe von bis zu 3 km über der umgebenden Ebene haben (an manchen Stellen ragen sie in Form von Inseln über den Meeresspiegel hinaus). Entlang der Achse des Rückens ist oft eine Zone von Rifts zu erkennen – schmale Gräben mit einer Breite von 12–45 km in einer Tiefe von 3–5 km, was auf die Dominanz der Krustenausdehnung in diesen Gebieten hinweist. Sie zeichnen sich durch eine hohe Seismizität, einen stark erhöhten Wärmefluss und eine geringe Dichte des oberen Mantels aus. Geophysikalische und geologische Daten deuten darauf hin, dass die Dicke der Sedimentbedeckung mit der Annäherung an die axialen Zonen der Rücken abnimmt und die ozeanische Kruste eine spürbare Hebung erfährt.

Das nächste große Element der Erdkruste ist Übergangszone zwischen Kontinent und Ozean. Dies ist der Bereich der maximalen Zergliederung der Erdoberfläche, wo es solche gibt Inselbögen, gekennzeichnet durch hohe Seismizität und modernen andesitischen und andesitbasaltischen Vulkanismus, Tiefseegräben und Tiefseesenken von Randmeeren. Die Erdbebenquellen bilden hier eine seismofokale Zone (Benioff-Zavaritsky-Zone), die unter die Kontinente eintaucht. Die Übergangszone ist am meisten

deutlich im westlichen Teil des Pazifischen Ozeans manifestiert. Es zeichnet sich durch eine Zwischenstruktur der Erdkruste aus.

Kontinentale Kruste(Khain, Lomise, 1995) ist nicht nur innerhalb der Kontinente selbst, d. h. auf dem Festland, mit der möglichen Ausnahme der tiefsten Senken, sondern auch innerhalb der Schelfzonen von Kontinentalrändern und einzelnen Gebieten innerhalb von Ozeanbecken-Mikrokontinenten verbreitet. Dennoch Gesamtfläche Die Entwicklung der kontinentalen Kruste ist geringer als die der ozeanischen Kruste und macht 41 % der Erdoberfläche aus. Die durchschnittliche Dicke der Kontinentalkruste beträgt 35–40 km; Sie nimmt zu den Kontinenträndern und innerhalb von Mikrokontinenten hin ab und nimmt unter Gebirgsstrukturen auf 70–75 km zu.

Im Allgemeinen, kontinentale Kruste, wie die ozeanische Kruste, hat eine dreischichtige Struktur, aber die Zusammensetzung der Schichten, insbesondere der unteren beiden, unterscheidet sich erheblich von der in der ozeanischen Kruste beobachteten.

1. Sedimentschicht, allgemein als Sedimentbedeckung bezeichnet. Seine Mächtigkeit variiert von Null auf Schilden und kleineren Erhebungen von Plattformfundamenten und axialen Zonen gefalteter Strukturen bis zu 10 und sogar 20 km in Plattformvertiefungen, Vorwärts- und Zwischenbergtrögen von Gebirgsgürteln. Es stimmt, in diesen Vertiefungen liegt die Kruste, die den Sedimenten zugrunde liegt und üblicherweise als Sedimente bezeichnet wird konsolidiert, Möglicherweise ist er von Natur aus eher ozeanisch als kontinental. Die Zusammensetzung der Sedimentschicht umfasst verschiedene Sedimentgesteine ​​überwiegend kontinentalen oder flachmarinen, seltener badischen (ebenfalls in tiefen Senken) und auch fernen Ursprungs

nicht überall, Deckschichten und Schweller aus magmatischem Grundgestein, die Fallenfelder bilden. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen in der Sedimentschicht beträgt 2,0–5,0 km/s mit einem Maximum von Karbonatgestein. Die Altersspanne der Gesteine ​​in der Sedimentdecke beträgt bis zu 1,7 Milliarden Jahre, also eine Größenordnung höher als die Sedimentschicht moderner Ozeane.

2. Obere Schicht aus verfestigter Kruste ragt auf Schilden und Plattformreihen sowie in den axialen Zonen gefalteter Strukturen auf die Tagesoberfläche hinaus; Es wurde bis zu einer Tiefe von 12 km im Kola-Brunnen und in viel geringerer Tiefe in Bohrlöchern in der Wolga-Ural-Region auf der Russischen Platte, auf der Mittelkontinentplatte der USA und auf dem Baltischen Schild in Schweden entdeckt. Eine Goldmine in Südindien durchquerte diese Schicht bis zu 3,2 km, in Südafrika bis zu 3,8 km. Daher ist die Zusammensetzung dieser Schicht, zumindest ihres oberen Teils, allgemein bekannt; die Hauptrolle in ihrer Zusammensetzung spielen verschiedene kristalline Schiefer, Gneise, Amphibolite und Granite, weshalb sie oft Granit-Gneis genannt wird. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen darin beträgt 6,0–6,5 km/s. Im Fundament junger Plattformen, die ein riphäisch-paläozoisches oder sogar mesozoisches Alter haben, und teilweise in den inneren Zonen junger Faltstrukturen besteht dieselbe Schicht aus weniger stark metamorphisierten Gesteinen (Grünschieferfazies statt Amphibolit) und enthält weniger Granite ; deshalb wird es hier auch oft genannt Granit-metamorphe Schicht, und typische Längsgeschwindigkeiten darin liegen in der Größenordnung von 5,5–6,0 km/s. Die Dicke dieser Krustenschicht erreicht auf Plattformen 15–20 km und in Gebirgsstrukturen 25–30 km.

3. Die untere Schicht der verfestigten Kruste. Zunächst ging man davon aus, dass zwischen den beiden Schichten der verfestigten Kruste eine klare seismische Grenze existierte, die nach ihrem Entdecker, einem deutschen Geophysiker, Conrad-Grenze genannt wurde. Das Bohren der eben erwähnten Brunnen hat Zweifel an der Existenz einer so klaren Grenze aufkommen lassen; Manchmal erkennt die Seismizität stattdessen nicht eine, sondern zwei (K 1 und K 2) Grenzen in der Kruste, was Anlass zur Unterscheidung zweier Schichten in der unteren Kruste gab (Abb. 6.2). Die Zusammensetzung der Gesteine, aus denen die untere Kruste besteht, ist, wie bereits erwähnt, nicht ausreichend bekannt, da sie nicht durch Bohrungen erreicht wurde und fragmentarisch an der Oberfläche freigelegt ist. Ausgehend von

Reis. 6.2. Struktur und Dicke der Kontinentalkruste (Khain, Lomise, 1995). A - Hauptabschnittstypen gemäß seismischen Daten: I-II – antike Plattformen (I – Schilde, II

Syneklisen), III - Regale, IV - junge Orogene. K 1 , K 2 -Conrad-Oberflächen, M-Mohorovicic-Oberfläche, Geschwindigkeiten sind für Longitudinalwellen angegeben; B – Histogramm der Dickenverteilung der Kontinentalkruste; B – allgemeines Kraftprofil

Allgemeine Überlegungen, V. V. Belousov kam zu dem Schluss, dass die untere Kruste einerseits von Gesteinen in einem höheren Stadium der Metamorphose und andererseits von Gesteinen mit einer grundlegenderen Zusammensetzung als in der oberen Kruste dominiert werden sollte. Deshalb nannte er diese Schicht Cortex gra-nullite-mafic. Belousovs Annahme wird allgemein bestätigt, obwohl Aufschlüsse zeigen, dass nicht nur basische, sondern auch saure Granulite an der Zusammensetzung der unteren Kruste beteiligt sind. Derzeit unterscheiden die meisten Geophysiker die Ober- und Unterkruste auf einer anderen Grundlage – anhand ihrer hervorragenden rheologischen Eigenschaften: Die Oberkruste ist hart und spröde, die Unterkruste ist plastisch. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen in der unteren Kruste beträgt 6,4–7,7 km/s; Die Zugehörigkeit zur Kruste oder zum Mantel der unteren Schichten dieser Schicht mit Geschwindigkeiten über 7,0 km/s wird oft kontrovers diskutiert.

Zwischen den beiden extremen Typen der Erdkruste – ozeanisch und kontinental – gibt es Übergangstypen. Einer von ihnen - subozeanische Kruste - entwickelte sich entlang der Kontinentalhänge und Ausläufer und liegt möglicherweise unter dem Boden der Becken einiger nicht sehr tiefer und breiter Rand- und Binnenmeere. Die subozeanische Kruste ist eine kontinentale Kruste, die auf 15–20 km verdünnt ist und von Gängen und Schwellen aus magmatischem Grundgestein durchzogen ist.

bellen Es wurde durch Tiefseebohrungen am Eingang zum Golf von Mexiko freigelegt und an der Küste des Roten Meeres freigelegt. Eine andere Art von Übergangskortex ist subkontinental- entsteht, wenn die ozeanische Kruste in ensimatischen Vulkanbögen in kontinentale Kruste übergeht, aber noch nicht die volle „Reife“ erreicht hat, mit einer geringeren Dicke von weniger als 25 km und einem geringeren Konsolidierungsgrad, was sich in einer geringeren Kruste widerspiegelt Geschwindigkeiten seismischer Wellen - nicht mehr als 5,0-5,5 km/s in der unteren Kruste.

Einige Forscher identifizieren zwei weitere Arten der Meereskruste als Sondertypen, die oben bereits besprochen wurden; Dies ist erstens die ozeanische Kruste der inneren Anhebungen des Ozeans, die auf 25–30 km verdickt ist (Island usw.), und zweitens die ozeanische Kruste, die mit einer Dicke von bis zu 15–20 km „aufgebaut“ ist km, Sedimentbedeckung (Kaspisches Becken usw.).

Mohorovicische Oberfläche und Zusammensetzung des oberen Manastii. Die Grenze zwischen der Kruste und dem Mantel, die sich seismisch normalerweise recht deutlich durch einen Sprung der Längswellengeschwindigkeiten von 7,5–7,7 auf 7,9–8,2 km/s ausdrückt, wird als Mohorovicic-Oberfläche (oder einfach Moho und sogar M) bezeichnet Kroatischer Geophysiker, der es begründete. In den Ozeanen entspricht diese Grenze dem Übergang von einem gebänderten Komplex der 3. Schicht mit überwiegend Gabbroiden zu durchgehenden serpentinisierten Peridotiten (Harzburgiten, Lherzolithen), seltener Duniten, an Stellen, die auf die Bodenoberfläche ragen, und in den Gesteinen von Sao Paulo im Atlantik vor der Küste Brasiliens und weiter o. Zabargad im Roten Meer, das sich über die Oberfläche erhebt

die Wut des Meeres. Die Oberseiten des ozeanischen Mantels können stellenweise an Land als Teil der Unterseiten von Ophiolithkomplexen beobachtet werden. Ihre Mächtigkeit erreicht im Oman 8 km und in Papua-Neuguinea vielleicht sogar 12 km. Sie bestehen aus Peridotiten, hauptsächlich Harzburgiten (Khain und Lomise, 1995).

Die Untersuchung von Einschlüssen in Laven und Kimberliten aus Rohren zeigt, dass der obere Mantel unterhalb der Kontinente hauptsächlich aus Peridotiten besteht, sowohl hier als auch unter den Ozeanen im oberen Teil handelt es sich um Spinellperidotite und unten um Granatperidotite. Aber im kontinentalen Mantel kommen den gleichen Angaben zufolge neben Peridotiten auch Eklogite, also tief metamorphisierte Grundgesteine, in untergeordneten Mengen vor. Eklogite können metamorphisierte Relikte der ozeanischen Kruste sein, die während des Prozesses der Unterschiebung dieser Kruste (Subduktion) in den Erdmantel hineingezogen werden.

Der obere Teil des Mantels ist sekundär an einer Reihe von Komponenten abgereichert: Kieselsäure, Alkalien, Uran, Thorium, seltene Erden und andere inkohärente Elemente, da daraus Basaltgesteine ​​der Erdkruste abschmelzen. Dieser „erschöpfte“ („depleted“) Mantel erstreckt sich unter den Kontinenten in eine größere Tiefe (und umfasst den gesamten oder fast den gesamten lithosphärischen Teil) als unter den Ozeanen und geht tiefer in den „unerschöpften“ Mantel über. Die durchschnittliche Primärzusammensetzung des Mantels sollte nahe an Spinell-Lherzolith oder einer hypothetischen Mischung aus Peridotit und Basalt im Verhältnis 3:1 liegen, benannt nach dem australischen Wissenschaftler A.E. Ringwood Pyrolith.

In einer Tiefe von etwa 400 km beginnt ein rasanter Anstieg der Geschwindigkeit seismischer Wellen; von hier bis 670 km

gelöscht Golitsyn-Schicht, benannt nach dem russischen Seismologen B.B. Golizyn. Es wird auch als mittlerer Mantel oder bezeichnet Mesosphäre -Übergangszone zwischen Ober- und Untermantel. Der Anstieg der elastischen Schwingungsraten in der Golitsyn-Schicht erklärt sich aus einer Erhöhung der Dichte des Mantelmaterials um etwa 10 % aufgrund des Übergangs einiger Mineralarten zu anderen mit einer dichteren Atompackung: Olivin zu Spinell , Pyroxen in Granat.

Unterer Mantel(Hain, Lomise, 1995) beginnt in einer Tiefe von etwa 670 km. Der untere Mantel sollte hauptsächlich aus Perowskit (MgSiO 3) und Magnesiumwustit (Fe, Mg)O bestehen – Produkte einer weiteren Veränderung der Mineralien, aus denen der mittlere Mantel besteht. Der Erdkern ist laut Seismologie im äußeren Teil flüssig, im Inneren wieder fest. Konvektion im äußeren Erdkern erzeugt das Hauptmagnetfeld der Erde. Die Zusammensetzung des Kerns wird von der überwiegenden Mehrheit der Geophysiker als Eisen angenommen. Aber auch hier ist es experimentellen Daten zufolge notwendig, eine gewisse Beimischung von Nickel sowie Schwefel, Sauerstoff oder Silizium zu berücksichtigen, um die verringerte Kerndichte im Vergleich zu der für reines Eisen ermittelten zu erklären.

Den Daten der seismischen Tomographie zufolge Kernoberfläche ist uneben und bildet Vorsprünge und Vertiefungen mit einer Amplitude von bis zu 5-6 km. An der Grenze zwischen Mantel und Kern wird eine Übergangsschicht mit dem Index D unterschieden (die Kruste wird mit dem Index A bezeichnet, der obere Mantel mit B, der mittlere mit C, der untere mit D, der obere Teil mit dem Index A). unterer Mantel - D"). Die Dicke der Schicht D erreicht an manchen Stellen 300 km.

Lithosphäre und Asthenosphäre. Im Gegensatz zu Kruste und Mantel, die sich durch geologische Daten (durch Materialzusammensetzung) und seismologische Daten (durch den Sprung der seismischen Wellengeschwindigkeiten an der Mohorovicic-Grenze) unterscheiden, sind Lithosphäre und Asthenosphäre rein physikalische bzw. rheologische Konzepte. Die erste Grundlage zur Identifizierung der Asthenosphäre ist eine geschwächte Kunststoffhülle. Unter der steiferen und fragileren Lithosphäre bestand die Notwendigkeit, die Tatsache des isostatischen Gleichgewichts der Kruste zu erklären, das bei der Messung der Schwerkraft am Fuße von Gebirgsstrukturen entdeckt wurde. Ursprünglich wurde erwartet, dass solche Bauwerke, insbesondere solche, die so großartig sind wie der Himalaya, eine übermäßige Schwerkraft erzeugen würden. Allerdings in der Mitte des 19. Jahrhunderts. Bei entsprechenden Messungen stellte sich heraus, dass eine solche Anziehung nicht beobachtet wurde. Dadurch werden auch große Unebenheiten im Relief der Erdoberfläche irgendwie ausgeglichen und in der Tiefe ausgeglichen, so dass es auf Höhe der Erdoberfläche zu keinen nennenswerten Abweichungen von den Durchschnittswerten der Schwerkraft kommt. Daher kamen die Forscher zu dem Schluss, dass es eine allgemeine Tendenz der Erdkruste gibt, sich auf Kosten des Erdmantels auszugleichen; Dieses Phänomen heißt Isostasie(Hain, Lomise, 1995) .

Es gibt zwei Möglichkeiten, Isostasie zu implementieren. Die erste besteht darin, dass Berge Wurzeln haben, die in den Erdmantel eingetaucht sind, d. h. die Isostasie wird durch Schwankungen in der Dicke der Erdkruste gewährleistet und die Unterseite der Erdkruste weist ein Relief auf, das dem Relief der Erdoberfläche entgegengesetzt ist; Dies ist die Hypothese des englischen Astronomen J. Airy

(Abb. 6.3). Auf regionaler Ebene ist dies normalerweise gerechtfertigt, da Gebirgsstrukturen tatsächlich eine dickere Kruste haben und die maximale Dicke der Kruste an den höchsten Stellen (Himalaya, Anden, Hindukusch, Tien Shan usw.) beobachtet wird. Aber auch ein anderer Mechanismus zur Umsetzung der Isostasie ist möglich: Gebiete mit erhöhtem Relief sollten aus weniger dichten Gesteinen bestehen, und Gebiete mit geringerem Relief sollten aus dichteren Gesteinen bestehen; Dies ist die Hypothese eines anderen englischen Wissenschaftlers, J. Pratt. In diesem Fall kann die Basis der Erdkruste sogar horizontal sein. Das Gleichgewicht zwischen Kontinenten und Ozeanen wird durch eine Kombination beider Mechanismen erreicht – die Kruste unter den Ozeanen ist sowohl viel dünner als auch deutlich dichter als unter den Kontinenten.

Der größte Teil der Erdoberfläche befindet sich in einem Zustand nahe dem isostatischen Gleichgewicht. Die größten Abweichungen von der Isostasie – isostatische Anomalien – finden sich in Inselbögen und zugehörigen Tiefseegräben.

Damit der Wunsch nach isostatischem Gleichgewicht wirksam wird, d. h. bei zusätzlicher Belastung würde die Kruste sinken und bei Wegnahme der Belastung ansteigen, ist es notwendig, dass sich unter der Kruste eine ausreichend plastische Schicht befindet, die dazu in der Lage ist Er fließt von Gebieten mit erhöhtem geostatischen Druck in Gebiete mit niedrigem Druck. Für diese zunächst hypothetisch identifizierte Schicht schlug der amerikanische Geologe J. Burrell den Namen vor Asthenosphäre, was „schwache Schale“ bedeutet. Diese Annahme wurde erst viel später, in den 60er Jahren, durch seismische Ereignisse bestätigt

Reis. 6.3. Schemata des isostatischen Gleichgewichts der Erdkruste:

A - von J. Erie, B - von J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

Protokolle (B. Gutenberg) entdeckten in einer gewissen Tiefe unter der Kruste die Existenz einer Zone der Abnahme oder Abwesenheit einer Zunahme, die mit zunehmendem Druck natürlich ist, in der Geschwindigkeit seismischer Wellen. Anschließend erschien eine weitere Methode zur Etablierung der Asthenosphäre – die Methode der magnetotellurischen Sondierung, bei der sich die Asthenosphäre als Zone verringerten elektrischen Widerstands manifestiert. Darüber hinaus haben Seismologen ein weiteres Zeichen der Asthenosphäre identifiziert – eine erhöhte Dämpfung seismischer Wellen.

Auch bei den Bewegungen der Lithosphäre spielt die Asthenosphäre eine führende Rolle. Der Fluss asthenosphärischer Materie treibt Lithosphärenplatten entlang und verursacht deren horizontale Bewegungen. Das Anheben der Oberfläche der Asthenosphäre führt zum Anheben der Lithosphäre und im Extremfall zu einem Bruch ihrer Kontinuität, der Bildung einer Trennung und Senkung. Letzteres führt auch zum Ausfluss der Asthenosphäre.

Somit ist von den beiden Schalen, aus denen die Tektonosphäre besteht: die Asthenosphäre ein aktives Element und die Lithosphäre ein relativ passives Element. Ihr Zusammenspiel bestimmt das tektonische und magmatische „Leben“ der Erdkruste.

In den axialen Zonen mittelozeanischer Rücken, insbesondere auf dem Ostpazifik-Rücken, befindet sich die Spitze der Asthenosphäre nur in einer Tiefe von 3–4 km, d. h. die Lithosphäre ist nur auf den oberen Teil der Kruste beschränkt. Wenn wir uns der Peripherie der Ozeane nähern, nimmt die Dicke der Lithosphäre zu

Die untere Kruste und hauptsächlich der obere Erdmantel können 80–100 km erreichen. In den zentralen Teilen der Kontinente, insbesondere unter den Schilden antiker Plattformen wie der Osteuropäischen oder Sibirischen, wird die Dicke der Lithosphäre bereits mit 150–200 km oder mehr gemessen (in Südafrika 350 km); einigen Vorstellungen zufolge kann sie 400 km erreichen, d.h. hier soll der gesamte obere Mantel über der Golitsyn-Schicht Teil der Lithosphäre sein.

Die Schwierigkeit, die Asthenosphäre in Tiefen von mehr als 150–200 km zu entdecken, hat bei einigen Forschern Zweifel an ihrer Existenz unter solchen Gebieten geweckt und sie zu der alternativen Vorstellung geführt, dass die Asthenosphäre als kontinuierliche Hülle, d. h. die Geosphäre, nicht existiert , aber es gibt eine Reihe getrennter „Asthenolensen““ Wir können dieser Schlussfolgerung, die für die Geodynamik wichtig sein könnte, nicht zustimmen, da gerade diese Gebiete ein hohes Maß an isostatischem Gleichgewicht aufweisen, da dazu die oben genannten Beispiele für Gebiete moderner und alter Vereisung gehören – Grönland usw.

Der Grund dafür, dass die Asthenosphäre nicht überall leicht zu erkennen ist, liegt offensichtlich in einer Änderung ihrer Viskosität seitlich.

Basic Strukturelemente kontinentale Kruste

Auf Kontinenten werden zwei Strukturelemente der Erdkruste unterschieden: Plattformen und mobile Gürtel (Historische Geologie, 1985).

Definition:Plattform- ein stabiler, starrer Abschnitt der Kontinentalkruste mit isometrischer Form und zweistöckiger Struktur (Abb. 6.4). Unteres (erstes) Strukturgeschoss – kristallines Fundament, dargestellt durch stark dislozierte metamorphisierte Gesteine, in die Intrusionen eindringen. Das obere (zweite) Strukturgeschoss liegt flach auf Sedimentbedeckung, schwach ausgerenkt und unverwandelt. Es werden Ausgänge zur Tagesfläche des unteren Strukturgeschosses genannt Schild. Als Sedimentbedeckung werden Bereiche des Fundaments bezeichnet Herd. Die Dicke der Sedimentbedeckung der Platte beträgt einige Kilometer.

Beispiel: Auf der osteuropäischen Plattform gibt es zwei Schilde (ukrainisch und baltisch) und die russische Platte.

Strukturen der zweiten Etage des Bahnsteigs (Abdeckung) Es gibt negative (Ablenkungen, Syneklisen) und positive (Anteklisen). Syneklisen haben die Form einer Untertasse und Anteklisen die Form einer umgekehrten Untertasse. Die Sedimentdicke ist auf der Syneklise immer größer und auf der Anteklise geringer. Der Durchmesser dieser Strukturen kann Hunderte oder mehrere Tausend Kilometer erreichen, und der Fall der Schichten auf den Flügeln beträgt normalerweise einige Meter pro 1 km. Es gibt zwei Definitionen dieser Strukturen.

Definition: Syneklise ist eine geologische Struktur, deren Schichten von der Peripherie zur Mitte gerichtet sind. Anteclise ist eine geologische Struktur, deren Schichten vom Zentrum zur Peripherie gerichtet sind.

Definition: Syneklise – eine geologische Struktur, in deren Kern und an den Rändern jüngere Sedimente entstehen

Reis. 6.4. Plattformstrukturdiagramm. 1 - gefaltetes Fundament; 2 - Plattformgehäuse; 3 Verwerfungen (Historische Geologie, 1985)

- älter. Anteclise ist eine geologische Struktur, in deren Kern ältere Sedimente und an den Rändern jüngere Sedimente auftauchen.

Definition: Trog ist ein länglicher (länglicher) geologischer Körper, der im Querschnitt eine konkave Form hat.

Beispiel: Auf der russischen Platte sticht die osteuropäische Plattform hervor Antiklissen(Weißrussisch, Woronesch, Wolga-Ural usw.), syneklisiert(Moskau, Kaspisches Meer usw.) und Täler (Uljanowsk-Saratow, Transnistrien-Schwarzes Meer usw.).

Es gibt eine Struktur der unteren Horizonte der Hülle – Av-Lakogen.

Definition: Aulacogen – eine schmale, längliche Vertiefung, die sich über die Plattform erstreckt. Aulakogene befinden sich im unteren Teil des oberen Strukturbodens (Decke) und können eine Länge von bis zu Hunderten von Kilometern und eine Breite von mehreren Dutzend Kilometern erreichen. Aulakogene werden unter Bedingungen horizontaler Ausdehnung gebildet. In ihnen sammeln sich dicke Sedimentschichten an, die in Falten zerdrückt werden können und in ihrer Zusammensetzung den Formationen von Miogeosynklinen ähneln. Im unteren Teil des Abschnitts sind Basalte vorhanden.

Beispiel: Pachelma (Rjasan-Saratow)-Aulakogen, Dnjepr-Donez-Aulakogen der russischen Platte.

Geschichte der Entwicklung von Plattformen. Die Entwicklungsgeschichte lässt sich in drei Phasen einteilen. Erste– geosynklinal, auf dem die Bildung des unteren (ersten) Strukturelements (Fundament) erfolgt. Zweite- aulakogen, bei dem es je nach Klima zu einer Anreicherung kommt

rot gefärbte, grau gefärbte oder kohlenstoffhaltige Sedimente in Av-Lacogenes. Dritte– Platte, auf der großflächig Sedimentation stattfindet und die obere (zweite) Struktursohle (Platte) entsteht.

Der Prozess der Niederschlagsansammlung erfolgt in der Regel zyklisch. Sammelt sich zuerst an transgressiv maritim schrecklich Bildung, dann - Karbonat Bildung (maximale Überschreitung, Tabelle 6.1). Während der Regression unter trockenen Klimabedingungen salzhaltig, rotblütig Bildung und bei feuchtem Klima - gelähmt kohlehaltig Formation. Am Ende des Sedimentationszyklus bilden sich Sedimente kontinental Formationen. Die Phase kann jederzeit durch die Bildung einer Fallenformation unterbrochen werden.

Tabelle 6.1. Reihenfolge der Plattenanhäufung

Formationen und ihre Eigenschaften.

Ende der Tabelle 6.1.

Für bewegliche Bänder (gefaltete Bereiche) charakteristisch:

Linearität ihrer Konturen;

die enorme Mächtigkeit der angesammelten Sedimente (bis zu 15–25 km);

Konsistenz Zusammensetzung und Mächtigkeit dieser Ablagerungen entlang des Streiks gefalteter Bereich und plötzliche Veränderungen in seinem Streik;

Anwesenheit von Eigentümlichkeit Formationen- Gesteinskomplexe, die sich in bestimmten Entwicklungsstadien dieser Gebiete gebildet haben ( Schiefer, Flysch, spilito-keratophyrisch, Melasse und andere Formationen);

intensiver effusiver und intrusiver Magmatismus (besonders charakteristisch sind große Granitintrusionen – Batholithen);

starke regionale Metamorphose;

7) starke Faltung, eine Fülle von Fehlern, einschließlich

Stöße, die auf die Dominanz der Kompression hinweisen. Anstelle geosynklinaler Gebiete (Gürtel) entstehen gefaltete Gebiete (Gürtel).

Definition: Geosynklinale(Abb. 6.5) - ein beweglicher Bereich der Erdkruste, in dem sich zunächst dicke sedimentäre und vulkanogene Schichten ansammelten, die dann in komplexe Falten zerdrückt wurden, begleitet von der Bildung von Verwerfungen, der Einführung von Intrusionen und Metamorphose. Die Entwicklung einer Geosynklinale verläuft in zwei Phasen.

Erste Stufe(eigentlich geosynklinal) gekennzeichnet durch ein vorherrschendes Absinken. Hohe Niederschlagsmenge in einer Geosynklinale - das ist Ergebnis der Dehnung der Erdkruste und seine Ablenkung. IN erste Hälfte zuerstStufen In der Regel sammeln sich sandig-tonige und tonige Sedimente an (durch Metamorphose bilden sie dann schwarze Tonschiefer, die in freigesetzt werden). Schiefer Formation) und Kalksteine. Die Subduktion kann von Brüchen begleitet sein, durch die mafisches Magma aufsteigt und unter Unterwasserbedingungen ausbricht. Die nach der Metamorphose entstehenden Gesteine ​​ergeben zusammen mit den begleitenden subvulkanischen Formationen spilit-keratophyrisch Formation. Gleichzeitig entstehen meist kieselhaltige Gesteine ​​und Jaspis.

ozeanisch

Reis. 6.5. Schema der Geosync-Struktur

linali auf einem schematischen Querschnitt durch den Sundabogen in Indonesien (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Legende: 1 – Sedimente und Sedimentgesteine; 2 – Vulkan-

schöne Rassen; 3 – kontimetamorphes Grundgestein

Spezifizierte Formationen gleichzeitig ansammeln, Aber in verschiedenen Bereichen. Akkumulation spilito-keratophyrisch Die Bildung erfolgt normalerweise im inneren Teil der Geosynkline - in Eugeosynklinen. Für eugeo-Synklinalen Gekennzeichnet durch die Bildung dicker vulkanogener Schichten, meist basischer Zusammensetzung, und die Einführung von Intrusionen aus Gabbro, Diabas und ultrabasischen Gesteinen. Im Randteil der Geosynklinale, entlang ihrer Grenze zur Plattform, befinden sich normalerweise Miogeosynklinen. Hier sammeln sich hauptsächlich Terrigen- und Karbonatschichten an; Es gibt kein Vulkangestein und Einbrüche sind nicht typisch.

In der ersten Hälfte der ersten Etappe Der größte Teil der Geosynklinale ist Meer mit bedeutendemTiefe. Hinweise liefern die feine Körnigkeit der Sedimente und die Seltenheit der Tierfunde (hauptsächlich Nekton und Plankton).

ZU Mitte der ersten Etappe Aufgrund unterschiedlicher Setzungsgeschwindigkeiten bilden sich Gebiete in verschiedenen Teilen der Geosynklinale relativer Anstieg(intrageoantic-linali) Und relative Abstammung(Intrageosynclines). Zu diesem Zeitpunkt kann es zum Eindringen kleinerer Plagiogranitintrusionen kommen.

In zweite Hälfte der ersten Etappe Durch das Auftreten interner Hebungen wird das Meer in der Geosynklinale flacher. jetzt das Archipel, durch Meerengen getrennt. Aufgrund der Flachheit dringt das Meer auf benachbarte Plattformen vor. Kalksteine, dicke sandig-tonige, rhythmisch aufgebaute Schichten, sammeln sich in der Geosynklinale an und bilden sich Flysch für-216

mation; Es gibt einen Erguss von Laven mittlerer Zusammensetzung, aus denen sich zusammensetzt porphyrisch Formation.

ZU Ende der ersten Etappe Intrageosynklinale verschwinden, Intrageoantiklinalen verschmelzen zu einer zentralen Erhebung. Dies ist eine allgemeine Umkehrung; sie passt Hauptphase der Faltung in einer Geosynklinale. Die Faltung geht normalerweise mit dem Eindringen großer synorogener (gleichzeitig mit der Faltung einhergehender) Granitintrusionen einher. Steine ​​werden in Falten zerdrückt, was oft durch Stöße erschwert wird. All dies führt zu einer regionalen Metamorphose. Anstelle von Intrageosynclinalen entstehen Synklinorium- komplex aufgebaute Strukturen vom Synklinaltyp und anstelle von Intrageoantiklinalen - Antiklinorie. Die Geosynklinale „schließt“ sich und verwandelt sich in einen gefalteten Bereich.

Bei der Struktur und Entwicklung einer Geosynklinale kommt ihr eine sehr wichtige Rolle zu tiefe Fehler - langlebige Brüche, die die gesamte Erdkruste durchschneiden und in den oberen Erdmantel eindringen. Tiefe Verwerfungen bestimmen die Konturen von Geosynklinalen, ihren Magmatismus und die Aufteilung der Geosynklinale in Struktur-Gesichtszonen, die sich in der Zusammensetzung der Sedimente, ihrer Mächtigkeit, ihrem Magmatismus und der Art der Strukturen unterscheiden. Innerhalb einer Geosynklinale unterscheiden sie sich manchmal Mittelmassive, durch tiefe Fehler begrenzt. Hierbei handelt es sich um Blöcke älterer Faltung, die aus Gesteinen des Fundaments bestehen, auf dem die Geosynklinale entstand. In Bezug auf die Zusammensetzung der Sedimente und ihre Mächtigkeit ähneln die Mittelmassive Plattformen, zeichnen sich jedoch durch starken Magmatismus und Gesteinsfaltung, hauptsächlich entlang der Ränder des Massivs, aus.

Die zweite Stufe der Geosynkline-Entwicklung angerufen orogen und zeichnet sich durch eine Dominanz von Hebungen aus. Die Sedimentation erfolgt in begrenzten Bereichen entlang der Peripherie der zentralen Hebung geringfügige Abweichungen, entstehen entlang der Grenze der Geosynklinale und der Plattform und überlappen die Plattform teilweise, sowie in zwischengebirgigen Trögen, die sich manchmal innerhalb der zentralen Erhebung bilden. Die Sedimentquelle ist die Zerstörung des stetig ansteigenden zentralen Hügels. Erste Hälftezweite Etage dieser Hügel hat wahrscheinlich eine hügelige Topographie; Wenn es zerstört wird, sammeln sich Meeres- und manchmal Lagunensedimente an und bilden sich untere Melasse Formation. Abhängig von den klimatischen Bedingungen kann dies der Fall sein kohleführendes Paralic oder salzig Dicke. Gleichzeitig kommt es meist zum Einbringen großer Granitintrusionen – Batholithen.

In der zweiten Hälfte der Etappe die Auftriebsgeschwindigkeit des zentralen Auftriebs nimmt stark zu, was mit seiner Spaltung und dem Zusammenbruch einzelner Abschnitte einhergeht. Dieses Phänomen wird dadurch erklärt, dass durch Faltung, Metamorphose und Einführung von Intrusionen die gefaltete Region (keine Geosynklinale mehr!) starr wird und auf anhaltende Hebung mit Rissen reagiert. Das Meer verlässt dieses Gebiet. Durch die Zerstörung der zentralen Erhebung, die damals ein Gebirgsland war, häuften sich kontinentale grobklastische Schichten an und bildeten sich obere Melasse Formation. Die Spaltung des gewölbten Teils der Hebung geht mit Bodenvulkanismus einher; Normalerweise handelt es sich dabei um Laven mit saurer Zusammensetzung, die zusammen mit

subvulkanische Formationen geben Porphyr Formation. Damit verbunden sind alkalische und kleine saure Intrusionen in den Fissuren. Durch die Entwicklung der Geosynklinale nimmt also die Dicke der Kontinentalkruste zu.

Am Ende der zweiten Stufe wird das gefaltete Berggebiet, das an der Stelle der Geosynklinale entstanden ist, zerstört, das Gebiet flacht allmählich ab und wird zu einer Plattform. Die Geosynkline verwandelt sich von einem Bereich der Sedimentansammlung in einen Bereich der Zerstörung, von einem mobilen Territorium in ein sesshaftes, starres, eingeebnetes Territorium. Daher ist der Bewegungsbereich auf der Plattform gering. Normalerweise bedeckt das Meer, auch wenn es flach ist, hier weite Gebiete. In diesem Gebiet kommt es nicht mehr zu so starken Absenkungen wie zuvor, daher ist die Mächtigkeit der Sedimente viel geringer (im Durchschnitt 2-3 km). Die Senkung wird immer wieder unterbrochen, sodass häufig Sedimentationspausen zu beobachten sind; dann können sich Verwitterungskrusten bilden. Es gibt keine energetischen Anhebungen, die mit einer Faltung einhergehen. Daher werden die neu gebildeten dünnen, meist flachwasserhaltigen Sedimente auf der Plattform nicht umgewandelt und liegen horizontal oder leicht geneigt. Magmatische Gesteine ​​sind selten und werden meist durch terrestrische Ausflüsse basaltischer Lava repräsentiert.

Neben dem Geosynklinalen Modell gibt es ein Modell der lithosphärischen Plattentektonik.

Modell der Plattentektonik

Plattentektonik(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) ist ein Modell, das erstellt wurde, um das beobachtete Muster der Verteilung von Verformungen und Seismizität in der äußeren Hülle der Erde zu erklären. Es basiert auf umfangreichen geophysikalischen Daten aus den 1950er und 1960er Jahren. Die theoretischen Grundlagen der Plattentektonik basieren auf zwei Prämissen.

Die äußerste Schicht der Erde, genannt Lithosphäre, liegt direkt auf einer Schicht namens acTenosphäre, die weniger haltbar ist als die Lithosphäre.

Die Lithosphäre ist in mehrere starre Segmente oder Platten unterteilt (Abb. 6.6), die sich ständig relativ zueinander bewegen und deren Oberfläche sich ebenfalls ständig ändert. Die meisten tektonischen Prozesse mit intensivem Energieaustausch finden an den Plattengrenzen statt.

Obwohl die Dicke der Lithosphäre nicht mit großer Präzision gemessen werden kann, sind sich die Forscher einig, dass sie innerhalb der Platten zwischen 70 und 80 km unter den Ozeanen und einem Maximum von über 200 km unter einigen Teilen der Kontinente variiert, mit einem Durchschnitt von etwa 100 km. Die der Lithosphäre zugrunde liegende Asthenosphäre erstreckt sich bis in eine Tiefe von etwa 700 km (die maximale Tiefe für die Verteilung der Quellen von Erdbeben mit tiefem Fokus). Seine Stärke nimmt mit der Tiefe zu, und einige Seismologen glauben, dass die Untergrenze bei dieser liegt

einzelne Leitungen – Transformationsfehler (Schlupffehler); Bereiche der kontinentalen Kruste, die einer aktiven Verwerfung unterliegen, sind gesprenkelt (Strukturgeologie und Plattentektonik, 1991)

Tsa liegt in einer Tiefe von 400 km und fällt mit einer leichten Änderung der physikalischen Parameter zusammen.

Grenzen zwischen Platten werden in drei Typen unterteilt:

abweichend;

konvergent;

transformieren (mit Verschiebungen entlang des Streichens).

An divergenten Plattengrenzen, die vor allem durch Rifts dargestellt werden, kommt es zu einer Neubildung der Lithosphäre, die zu einer Ausbreitung des Meeresbodens (Spreading) führt. An konvergenten Plattengrenzen geht die Lithosphäre in die Asthenosphäre über, d. h. sie wird absorbiert. An Transformationsgrenzen verschieben sich zwei Lithosphärenplatten relativ zueinander, und auf ihnen wird weder Lithosphärenmaterie erzeugt noch zerstört .

Alle Lithosphärenplatten bewegen sich ständig relativ zueinander. Es wird davon ausgegangen, dass die Gesamtfläche aller Platten über einen längeren Zeitraum konstant bleibt. Bei ausreichendem Abstand von den Plattenrändern sind horizontale Verformungen im Inneren unbedeutend, sodass die Platten als steif gelten können. Da Verschiebungen entlang von Transformationsstörungen entlang ihres Streichens auftreten, sollte die Plattenbewegung parallel zu modernen Transformationsstörungen erfolgen. Da dies alles auf der Oberfläche einer Kugel geschieht, beschreibt gemäß dem Satz von Euler jeder Abschnitt der Platte eine Flugbahn, die der Rotation auf der Kugeloberfläche der Erde entspricht. Für die relative Bewegung jedes Plattenpaares zu einem bestimmten Zeitpunkt kann eine Achse oder ein Rotationspol bestimmt werden. Wenn Sie sich von dieser Stange entfernen (bis zur Ecke).

Abstand von 90°), erhöhen sich die Ausbreitungsgeschwindigkeiten natürlich, aber die Winkelgeschwindigkeit für jedes gegebene Plattenpaar relativ zu seinem Rotationspol ist konstant. Beachten wir auch, dass die Rotationspole geometrisch für jedes Plattenpaar einzigartig sind und in keiner Weise mit dem Rotationspol der Erde als Planet verbunden sind.

Die Plattentektonik ist ein effektives Modell für Krustenprozesse, da sie gut mit bekannten Beobachtungsdaten übereinstimmt, elegante Erklärungen für bisher nicht zusammenhängende Phänomene liefert und Möglichkeiten für Vorhersagen eröffnet.

Wilson-Zyklus(Strukturgeologie und Plattentektonik, 1991). Im Jahr 1966 veröffentlichte Professor Wilson von der University of Toronto eine Arbeit, in der er argumentierte, dass die Kontinentalverschiebung nicht nur nach dem frühen mesozoischen Auseinanderbrechen von Pangäa, sondern auch in der Zeit vor Pangäa stattfand. Der Zyklus des Öffnens und Schließens von Ozeanen im Verhältnis zu angrenzenden Kontinentalrändern wird nun als bezeichnet Wilson-Zyklus.

In Abb. Abbildung 6.7 bietet eine schematische Erläuterung des Grundkonzepts des Wilson-Zyklus im Rahmen von Vorstellungen zur Entwicklung lithosphärischer Platten.

Reis. 6,7, stellt aber dar Beginn des Wilson-Zyklus– das Anfangsstadium des kontinentalen Zerfalls und der Bildung des Akkretionsplattenrandes. Bekanntermaßen hart

Reis. 6.7. Schema des Wilson-Zyklus der Ozeanentwicklung im Rahmen der Entwicklung lithosphärischer Platten (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

die Lithosphäre bedeckt eine schwächere, teilweise geschmolzene Zone der Asthenosphäre – die sogenannte Niedergeschwindigkeitsschicht (Abbildung 6.7, b) . Während sich die Kontinente weiter trennen, entstehen ein Grabenbruch (Abb. 6.7, 6) und ein kleiner Ozean (Abb. 6.7, c). Dies sind die Stadien der frühen Ozeanöffnung im Wilson-Zyklus.. Der Afrikanische Grabenbruch und das Rote Meer sind geeignete Beispiele. Mit der Fortsetzung der Drift getrennter Kontinente, begleitet von der symmetrischen Ansammlung neuer Lithosphäre an den Rändern der Platten, sammeln sich aufgrund der Erosion des Kontinents Schelfsedimente an der Kontinent-Ozean-Grenze an. Vollständig geformter Ozean(Abb. 6.7, d) mit einem Mittelkamm an der Plattengrenze und einem entwickelten Festlandsockel wird bezeichnet Ozean vom atlantischen Typ.

Aus Beobachtungen ozeanischer Gräben, ihrer Beziehung zur Seismizität und der Rekonstruktion von Mustern ozeanischer magnetischer Anomalien rund um die Gräben ist bekannt, dass die ozeanische Lithosphäre zerstückelt und in die Mesosphäre subduziert wird. In Abb. 6,7, D gezeigt Ozean mit Herd, das einfache Ränder der Lithosphärenakkretion und -absorption aufweist, – Dies ist das Anfangsstadium der Ozeanschließung V Wilson-Zyklus. Die Zerstückelung der Lithosphäre in der Nähe des Kontinentalrandes führt aufgrund tektonischer und vulkanischer Prozesse an der absorbierenden Plattengrenze zu deren Umwandlung in ein Orogen vom Andentyp. Erfolgt diese Zerstückelung in beträchtlicher Entfernung vom Kontinentalrand in Richtung Ozean, so entsteht ein Inselbogen wie bei den japanischen Inseln. Ozeanische AbsorptionLithosphäre führt zu einer Änderung der Geometrie der Platten und im Endeffekt

endet damit vollständiges Verschwinden des Akkretionsplattenrandes(Abb. 6.7, f). Während dieser Zeit könnte sich der gegenüberliegende Festlandsockel weiter ausdehnen und zu einem atlantischen Halbozean werden. Wenn der Ozean schrumpft, wird der gegenüberliegende Kontinentalrand schließlich in den Plattenabsorptionsmodus einbezogen und beteiligt sich an der Entwicklung Akkretionäres Orogen vom Andentyp. Dies ist das frühe Stadium der Kollision zweier Kontinente (Kollisionen) . Im nächsten Stadium stoppt die Absorption der Platte aufgrund des Auftriebs der kontinentalen Lithosphäre. Die Lithosphärenplatte bricht unten unter einem wachsenden Orogen vom Himalaya-Typ ab und rückt vor letztes orogenes StadiumWilson-Zyklusmit einem ausgereiften Berggürtel, was die Naht zwischen den neu vereinten Kontinenten darstellt. Antipode Akkretionäres Orogen vom Andentyp Ist Kollisionsorogen vom Himalaya-Typ.

Arten von Rinde. IN verschiedene Regionen das Verhältnis zwischen verschiedenen Gesteinen in der Erdkruste ist unterschiedlich und es zeigt sich eine Abhängigkeit der Zusammensetzung der Kruste von der Beschaffenheit des Reliefs und der inneren Struktur des Territoriums. Die Ergebnisse geophysikalischer Untersuchungen und Tiefenbohrungen ermöglichten die Identifizierung von zwei Haupt- und zwei Übergangstypen der Erdkruste. Die Haupttypen kennzeichnen globale Strukturelemente der Kruste wie Kontinente und Ozeane. Diese Strukturen kommen perfekt in der Topographie der Erde zum Ausdruck und sind durch kontinentale und ozeanische Krustentypen gekennzeichnet.

1 – Wasser, 2 – Sedimentschicht, 3 – Zwischenschichtung von Sedimentgesteinen und Basalten, 4 – Basalte und kristalline ultrabasische Gesteine, 5 – Granit-metamorphe Schicht, 6 – Granulit-mafische Schicht, 7 – normaler Mantel, 8 – dekomprimierter Mantel.

Kontinentale Kruste hat sich unter den Kontinenten entwickelt und ist, wie bereits erwähnt, unterschiedlich dick. Innerhalb der den Kontinentalebenen entsprechenden Plattformflächen sind es 35–40 km, in jungen Gebirgsstrukturen 55–70 km. Die maximale Dicke der Erdkruste – 70–75 km – wird unter dem Himalaya und den Anden festgestellt. In der kontinentalen Kruste werden zwei Schichten unterschieden: die obere sedimentäre und die untere konsolidierte Kruste. Die verfestigte Kruste enthält zwei Schichten unterschiedlicher Geschwindigkeit: die obere granit-metamorphe Schicht (nach veralteten Vorstellungen handelt es sich um eine Granitschicht), die aus Graniten und Gneisen besteht, und die untere Granulit-Mafic-Schicht (nach veralteten Vorstellungen handelt es sich um eine Granitschicht). eine Basaltschicht), die aus stark metamorphisierten Grundgesteinen wie Gabbro oder ultrabasischen magmatischen Gesteinen besteht. Die granitmetamorphe Schicht wurde anhand von Kernen ultratiefer Bohrlöcher untersucht; Granulit-Mafic – nach geophysikalischen Daten und Baggerergebnissen, was seine Existenz immer noch hypothetisch macht.

Im unteren Teil der oberen Schicht befindet sich eine Zone geschwächter Gesteine, die sich in ihrer Zusammensetzung und ihren seismischen Eigenschaften nicht wesentlich davon unterscheidet. Der Grund für sein Auftreten ist die Metamorphose von Gesteinen und deren Dekompression aufgrund des Verlusts von Grundwasser. Es ist wahrscheinlich, dass es sich bei den Gesteinen der Granulit-Mafic-Schicht immer noch um dieselben Gesteine ​​handelt, die jedoch noch stärker metamorphisiert sind.

Ozeankruste charakteristisch für den Weltozean. Es unterscheidet sich vom kontinentalen in Kraft und Zusammensetzung. Seine Mächtigkeit liegt zwischen 5 und 12 km, im Durchschnitt bei 6–7 km. Von oben nach unten werden in der Meereskruste drei Schichten unterschieden: die obere Schicht aus lockeren marinen Sedimentgesteinen mit einer Dicke von bis zu 1 km; Mitte, dargestellt durch Zwischenschichten aus Basalten, Karbonat- und Kieselgesteinen, 1–3 km dick; der untere besteht aus Grundgesteinen wie Gabbro, das oft durch Metamorphose in Amphibolite und ultrabasische Amphibolite umgewandelt wurde, und ist 3,5–5 km dick. Die ersten beiden Lagen waren durch Bohrlöcher durchdrungen, die dritte Lage war durch Baggergut geprägt.

Subozeanische Kruste entwickelte sich unter den Tiefseebecken der Rand- und Binnenmeere (Schwarzes Meer, Mittelmeer, Ochotsk usw.) und kam auch in einigen tiefen Senken an Land (dem zentralen Teil des Kaspischen Beckens) vor. Die Dicke der subozeanischen Kruste beträgt 10–25 km und wird hauptsächlich durch die Sedimentschicht erhöht, die direkt auf der unteren Schicht der ozeanischen Kruste liegt.

Subkontinentale Kruste charakteristisch für Inselbögen (Aleuten, Kurilen, Südantillen usw.) und Kontinentalränder. In der Struktur ähnelt es der kontinentalen Kruste, hat jedoch eine geringere Dicke – 20–30 km. Ein Merkmal der subkontinentalen Kruste ist die unklare Grenze zwischen den Schichten verfestigter Gesteine.

Auf diese Weise, Verschiedene Arten Die Erdkruste unterteilt die Erde klar in ozeanische und kontinentale Blöcke. Die hohe Lage der Kontinente wird durch eine dickere und weniger dichte Kruste erklärt, und die untergetauchte Lage des Meeresbodens wird durch eine dünnere, aber dichtere und schwerere Kruste erklärt. Der Schelfbereich wird von kontinentaler Kruste unterlagert und ist das Unterwasserende der Kontinente.

Strukturelemente des Kortex

Die Erdkruste (und Lithosphäre) ist nicht nur in planetarische Strukturelemente wie Ozeane und Kontinente unterteilt, sondern weist auch seismische (tektonisch aktive) und aseismische (ruhige) Regionen auf. Die inneren Regionen der Kontinente und die Böden der Ozeane – kontinentale und ozeanische Plattformen – sind ruhig. Zwischen den Plattformen gibt es schmale seismische Zonen, die durch Vulkanismus, Erdbeben und tektonische Bewegungen gekennzeichnet sind – die Stätte. Diese Zonen entsprechen mittelozeanischen Rücken und Kreuzungen von Inselbögen oder Randgebirgszügen und Tiefseegräben an der Ozeanperipherie.

In den Ozeanen werden folgende Strukturelemente unterschieden:

- mittelozeanische Rücken – mobile Gürtel mit axialen Rifts wie Gräben;
- ozeanische Plattformen – ruhige Bereiche von Tiefseebecken mit Hebungen, die sie erschweren.

Auf Kontinenten sind die wichtigsten Strukturelemente:

Gebirgsstrukturen (Orogene: vom griechischen „oros“ – Berg), die wie mittelozeanische Rücken tektonische Aktivität aufweisen können;
- Plattformen - meist tektonisch ruhige weite Gebiete mit einer dicken Schicht aus Sedimentgesteinen.

Bergstrukturen sind komplex Interne Struktur und die Geschichte der geologischen Entwicklung. Darunter sind Orogene, die aus jungen präpaläogenen Meeressedimenten (Karpaten, Kaukasus, Pamir) bestehen, und ältere, die aus frühmesozoischen, paläozoischen und präkambrischen Gesteinen gebildet wurden, die Faltungsbewegungen erlebten. Diese alten Bergrücken wurden oft bis zur Basis und im Inneren entblößt moderne Zeiten erlebte einen sekundären Aufschwung. Dies sind die wiederbelebten Berge (Tian Shan, Altai, Sayan-Gebirge, Kämme der Baikalregion und Transbaikalia).

Gebirgsstrukturen werden durch niedrige Gebiete getrennt und begrenzt – zwischengebirgige Täler und Senken, die mit Produkten der Zerstörung von Bergrücken gefüllt sind. Beispielsweise wird der Große Kaukasus durch die Vortiefen West-Kuban, Ost-Kuban und Terek-Kaspisches Meer begrenzt und ist vom Kleinen Kaukasus durch die intermontanen Senken Rioni und Kura getrennt.

Allerdings waren nicht alle antiken Gebirgsstrukturen an der Reorogenese beteiligt. Die meisten von ihnen sanken nach der Nivellierung langsam ab, wurden vom Meer überflutet und auf den Relikten der Gebirgszüge lagerte sich eine Schicht aus Meeressedimenten ab. So entstanden die Plattformen. IN geologische Struktur Plattformen gibt es immer zwei strukturell-tektonische Ebenen: die untere, bestehend aus metamorphosierten Überresten ehemaliger Berge, die das Fundament bildet, und die obere, dargestellt durch Sedimentgestein.

Plattformen mit präkambrischem Fundament gelten als alt, während Plattformen mit paläozoischem und frühmesozoischem Fundament als jung gelten. Junge Plattformen liegen zwischen den alten oder grenzen an diese. Beispielsweise gibt es zwischen den alten osteuropäischen und sibirischen Plattformen eine junge westsibirische Plattform, und am südlichen und südöstlichen Rand der osteuropäischen Plattform beginnen die jungen skythischen und turanischen Plattformen. Innerhalb der Plattformen werden große Strukturen mit antiklinalem und synklinalem Profil, sogenannte Anteklisen und Synklisen, unterschieden.

Bei den Plattformen handelt es sich also um alte, entblößte Orogene, die nicht von späteren (jungen) Gebirgsbildungsbewegungen betroffen waren.

Im Gegensatz zu den ruhigen Plattformregionen auf der Erde gibt es tektonisch aktive geosynklinale Regionen. Der geosynklinale Prozess kann mit der Arbeit eines riesigen tiefen Kessels verglichen werden, in dem aus ultrabasischem und basischem Magma- und Lithosphärenmaterial eine neue leichte Kontinentalkruste „gekocht“ wird, die beim Aufschwimmen Kontinente im Randbereich (Pazifik) aufbaut. und schweißt sie in interkontinentalen (mediterranen) Geosynklinalen zusammen. Dieser Prozess endet mit der Bildung gefalteter Gebirgsstrukturen, in deren Gewölbe lange Zeit Vulkane wirken können – der Ort. Mit der Zeit hört das Wachstum der Berge auf, der Vulkanismus stirbt aus, die Erdkruste tritt in einen neuen Entwicklungszyklus ein: Die Einebnung der Gebirgsstruktur beginnt.

Wo sich heute Gebirgszüge befinden, befanden sich früher Geosynklinalen. Große antiklinale und synklinale Strukturen in geosynklinalen Regionen werden Antiklinorien und Synklinorien genannt.

Die kontinentale Kruste hat eine dreischichtige Struktur:

1) Sedimentschicht hauptsächlich aus Sedimentgesteinen gebildet. Hier überwiegen Ton und Schiefer, außerdem sind Sand-, Karbonat- und Vulkangesteine ​​weit verbreitet. In der Sedimentschicht befinden sich Ablagerungen von Mineralien wie Kohle, Gas und Öl. Alle sind biologischen Ursprungs.

2) „Granit“-Schicht besteht aus metamorphen und magmatischen Gesteinen, die in ihren Eigenschaften Granit ähneln. Am häufigsten sind hier Gneise, Granite, kristalline Schiefer usw. Die Granitschicht kommt nicht überall vor, aber auf Kontinenten, auf denen sie gut ausgeprägt ist, kann ihre maximale Dicke mehrere zehn Kilometer erreichen.

3) „Basalt“-Schicht gebildet durch Felsen in der Nähe von Basalten. Dabei handelt es sich um metamorphisierte magmatische Gesteine, die dichter sind als die Gesteine ​​der „Granit“-Schicht.

22. Aufbau und Entwicklung beweglicher Riemen.

Eine Geosynklinale ist eine mobile Zone mit hoher Aktivität und erheblicher Dissektion, die in den frühen Stadien ihrer Entwicklung durch das Vorherrschen intensiver Senkungen und in den Endstadien durch intensive Hebungen gekennzeichnet ist, die von erheblichen Faltenschubdeformationen und Magmatismus begleitet werden.

Mobile geosynklinale Gürtel sind ein äußerst wichtiges Strukturelement der Erdkruste. Sie befinden sich meist in der Übergangszone vom Kontinent zum Ozean und bilden im Laufe ihrer Evolution die Kontinentalkruste. Bei der Entwicklung mobiler Bänder, Regionen und Systeme gibt es zwei Hauptphasen: geosynklinal und orogen.

Im ersten werden zwei Hauptphasen unterschieden: frühe Geosynklinale und späte Geosynklinale.

Frühe Geosynklinalität Das Stadium ist durch Prozesse der Dehnung, Ausdehnung des Meeresbodens durch Spreizung und gleichzeitiger Kompression in den Randzonen gekennzeichnet

Spät geosynklinal Das Stadium beginnt im Moment der Komplikation der inneren Struktur des mobilen Gürtels, die durch Kompressionsprozesse verursacht wird, die sich zunehmend im Zusammenhang mit dem Beginn der Schließung des Ozeanbeckens und der Gegenbewegung der Lithosphärenplatten manifestieren.

Orogen Das Stadium ersetzt das späte geosynklinale Stadium. Das orogene Stadium der Entwicklung mobiler Gürtel besteht darin, dass zunächst vor der Front wachsender Hebungen vordere Tröge entstehen, in denen sich dicke Schichten feiner klastischer Gesteine ​​mit kohle- und salzhaltigen Schichten – dünner Molasse – ansammeln.

23. Plattformen und Phasen ihrer Entwicklung.

Plattform, in der Geologie - eine der wichtigsten tiefen Strukturen der Erdkruste, gekennzeichnet durch geringe Intensität tektonischer Bewegungen, magmatische Aktivität und flache Topographie. Dies sind die stabilsten und ruhigsten Gebiete der Kontinente.

Bei der Struktur der Bahnsteige werden zwei Strukturgeschosse unterschieden:

1) Stiftung. Die untere Etage besteht aus metamorphem und magmatischem Gestein, das in Falten zerdrückt und durch zahlreiche Verwerfungen gebrochen ist.

2) Fall. Der obere Strukturboden besteht aus sanft liegenden, nicht metamorphosierten Schichtschichten – Sediment-, Meeres- und Kontinentalablagerungen

Nach Alter, Struktur und Entwicklungsgeschichte Kontinentale Plattformen werden in zwei Gruppen unterteilt:

1) Antike Plattformen nehmen etwa 40 % der Fläche des Kontinents ein

2) Junge Plattformen nehmen einen deutlich kleineren Bereich der Kontinente ein (ca. 5 %) und befinden sich entweder am Rand antiker Plattformen oder zwischen ihnen.

Phasen der Plattformentwicklung.

1) Anfänglich. Kratonisierungsstadium, zeichnet sich durch ein Überwiegen von Hebungen und einen ziemlich starken endgültigen Grundmagmatismus aus.

2) Aulakogenes Stadium, die sich allmählich an die vorherige anschließt. Allmählich Aulacogene (ein tiefer und schmaler Graben im Keller einer alten Plattform, der mit einer Plattformabdeckung bedeckt ist. Es handelt sich um einen alten, mit Sedimenten gefüllten Graben.) entwickeln sich zu Depressionen und dann zu Syneklisen. Wenn die Syneklisen wachsen, bedecken sie die gesamte Plattform mit einer Sedimentschicht, und das Plattenstadium ihrer Entwicklung beginnt.

3) Plattenbühne. Auf alten Plattformen deckt es das gesamte Phanerozoikum ab und auf jungen beginnt es ab der Jurazeit des Mesozoikums.

4) Aktivierungsphase. Epiplattform-Orogene ( Berg, Gebirgsfaltenstruktur, die anstelle einer Geosynklinale entstand)

Arten der Erdkruste: ozeanisch, kontinental

Die Erdkruste (die feste Hülle der Erde über dem Erdmantel) besteht aus zwei Krustentypen und hat zwei Arten von Strukturen: kontinental und ozeanisch. Die Einteilung der Lithosphäre der Erde in Kruste und oberen Erdmantel ist recht konventionell; häufig werden die Begriffe ozeanische und kontinentale Lithosphäre verwendet.

Die kontinentale Kruste der Erde

Die kontinentale Kruste der Erde (Kontinentalkruste, Kontinentalkruste), die aus Sediment-, Granit- und Basaltschichten besteht. Die kontinentale Kruste hat eine durchschnittliche Dicke von 35–45 km, mit einer maximalen Dicke von bis zu 75 km (unter Gebirgszügen).

Die Struktur der kontinentalen Kruste „amerikanischer Art“ ist etwas anders. Es enthält Schichten magmatischer, sedimentärer und metamorpher Gesteine.

Die kontinentale Kruste hat einen anderen Namen: „Sial“ – weil. Granite und einige andere Gesteine ​​enthalten Silizium und Aluminium – daher der Ursprung des Begriffs Sial: Silizium und Aluminium, SiAl.

Durchschnittliche Dichte kontinentale Kruste – 2,6–2,7 g/cm³.

Gneis ist ein metamorphes Gestein (normalerweise mit lockerer Schichtstruktur), das aus Plagioklas, Quarz, Kaliumfeldspat usw. besteht.

Granit ist „ein saures magmatisches Intrusivgestein. Es besteht aus Quarz, Plagioklas, Kaliumfeldspat und Glimmer“ (Artikel „Granit“, Link unten auf der Seite). Granite bestehen aus Feldspäten und Quarz. Granite auf anderen Körpern Sonnensystem nicht erkannt.

Ozeanische Erdkruste

Soweit bekannt, wurde in der Erdkruste am Boden der Ozeane keine Granitschicht gefunden; die Sedimentschicht der Kruste liegt unmittelbar auf der Basaltschicht. Der ozeanische Krustentyp wird auch „Sima“ genannt, die Gesteine ​​werden von Silizium und Magnesium dominiert – ähnlich wie Sial, MgSi.

Die Dicke der ozeanischen Kruste (Dicke) beträgt weniger als 10 Kilometer, normalerweise 3-7 Kilometer. Die durchschnittliche Dichte der subozeanischen Kruste beträgt etwa 3,3 g/cm³.

Es wird angenommen, dass ozeanisches Wasser in mittelozeanischen Rücken gebildet und in Subduktionszonen absorbiert wird (warum ist nicht ganz klar) – als eine Art Transporter von der Wachstumslinie im mittelozeanischen Rücken zum Kontinent.

Unterschiede zwischen kontinentalen und ozeanischen Krustentypen, Hypothesen

Alle Informationen über die Struktur der Erdkruste basieren auf indirekten geophysikalischen Messungen, mit Ausnahme einzelner Oberflächeninjektionen mit Bohrungen. Darüber hinaus ist die geophysikalische Forschung hauptsächlich die Erforschung der Ausbreitungsgeschwindigkeit longitudinaler elastischer Wellen.

Man kann argumentieren, dass sich die „Akustik“ (der Durchgang seismischer Wellen) der kontinentalen Kruste von der „Akustik“ der ozeanischen Kruste unterscheidet. Und alles andere sind mehr oder weniger plausible Hypothesen, die auf indirekten Daten basieren.

„... in Struktur und Materialzusammensetzung unterscheiden sich beide Haupttypen der Lithosphäre radikal voneinander, und die „Basaltschicht“ der Geophysiker in ihnen ist nur im Namen gleich, ebenso wie der lithosphärische Mantel. Diese Arten von Lithosphäre unterscheiden sich auch im Alter – wenn innerhalb der Kontinentalsegmente das gesamte Spektrum geologischer Ereignisse ab etwa 4 Milliarden Jahren etabliert ist, dann überschreitet das Alter der Gesteine ​​des Bodens moderner Ozeane nicht das Trias, und das Alter ist bewiesen Die ältesten Fragmente der ozeanischen Lithosphäre (Ophiolithe im Sinne der Penrose-Konferenz) sind nicht älter als 2 Milliarden Jahre (Kontinen, 1987; Scott et al., 1998). Innerhalb der modernen Erde macht die ozeanische Lithosphäre etwa 60 % aus die feste Oberfläche. In diesem Zusammenhang stellt sich natürlich die Frage: Gab es schon immer ein solches Verhältnis zwischen diesen beiden Arten von Lithosphären oder hat es sich im Laufe der Zeit verändert? Und ganz allgemein: Hat es beide schon immer gegeben? Die Antworten auf diese Fragen sind offensichtlich: kann sowohl durch die Analyse geologischer Prozesse an den destruktiven Grenzen lithosphärischer Platten als auch durch die Untersuchung der Entwicklung tektonomagmatischer Prozesse in der Erdgeschichte gegeben werden.“
„Wo verschwindet die alte kontinentale Lithosphäre?“, E.V. Sharkov

Was sind das denn – Lithosphärenplatten?

http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/plate_tectonics/
Erdbeben und Plattentektonik:
„...ein Konzept, das in den letzten 10 Jahren das Denken in den Erdwissenschaften revolutioniert hat.“ Die Theorie der Plattentektonik kombiniert viele Ideen zur Kontinentalverschiebung (ursprünglich 1912 von Alfred Wegener in Deutschland vorgeschlagen) und zur Ausbreitung des Meeresbodens (ursprünglich vorgeschlagen von Harry Hess von der Princeton University).“

Zusätzliche Informationen zur Struktur der Lithosphäre und zu den Quellen

Die Erdkruste
Erdkruste
Erdbebengefahrenprogramm – USGS.
Erdbebengefahrenprogramm – United States Geological Survey.
Auf der Karte Globus gezeigt:
Grenzen tektonischen Platten;
Dicke der Erdkruste in Kilometern.
Aus irgendeinem Grund zeigt die Karte nicht die Grenzen der tektonischen Platten auf den Kontinenten; Grenzen von Kontinentalplatten und ozeanischen Platten – Grenzen der Erdkruste kontinentaler und ozeanischer Typen.

Struktur und Alter der Erdkruste

Die Hauptelemente des Oberflächenreliefs unseres Planeten sind Kontinente und Ozeanbecken. Diese Aufteilung ist nicht zufällig; sie ist auf tiefgreifende Unterschiede in der Struktur der Erdkruste unter den Kontinenten und Ozeanen zurückzuführen. Daher wird die Erdkruste in zwei Haupttypen unterteilt: kontinentale und ozeanische Kruste.

Die Dicke der Erdkruste variiert zwischen 5 und 70 km und unterscheidet sich stark je nach Kontinent und Meeresboden. Die dickste Kruste unter den Bergregionen der Kontinente beträgt 50–70 km, unter den Ebenen verringert sich ihre Dicke auf 30–40 km und unter dem Meeresboden beträgt sie nur 5–15 km.

Die Erdkruste der Kontinente besteht aus drei dicken Schichten, die sich in ihrer Zusammensetzung und Dichte unterscheiden. Obere Schicht Es besteht aus relativ lockeren Sedimentgesteinen, das mittlere heißt Granit und das untere heißt Basalt. Die Namen „Granit“ und „Basalt“ rühren von der Ähnlichkeit dieser Schichten in Zusammensetzung und Dichte zu Granit und Basalt her.

Die Erdkruste unter den Ozeanen unterscheidet sich von der Kontinentalkruste nicht nur durch ihre Dicke, sondern auch durch das Fehlen einer Granitschicht. Somit gibt es unter den Ozeanen nur zwei Schichten – Sediment und Basalt. Auf dem Schelf befindet sich eine Granitschicht; hier ist eine kontinentale Kruste ausgebildet. Der Übergang von der kontinentalen zur ozeanischen Kruste erfolgt in der Zone des Kontinentalhangs, wo die Granitschicht dünner wird und abbricht. Die ozeanische Kruste ist im Vergleich zur kontinentalen Kruste noch sehr wenig untersucht.

Das Alter der Erde wird heute nach astronomischen und radiometrischen Daten auf etwa 4,2 bis 6 Milliarden Jahre geschätzt. Das Alter der ältesten vom Menschen untersuchten Gesteine ​​der Kontinentalkruste beträgt bis zu 3,98 Milliarden Jahre (südwestlicher Teil Grönlands), und die Gesteine ​​der Basaltschicht sind über 4 Milliarden Jahre alt. Es besteht kein Zweifel, dass diese Gesteine ​​nicht die Hauptsubstanz der Erde sind. Die Vorgeschichte dieser alten Gesteine ​​dauerte viele Hundert Millionen und vielleicht sogar Milliarden Jahre. Daher wird das Alter der Erde ungefähr auf bis zu 6 Milliarden Jahre geschätzt.

Struktur und Entwicklung der Kontinentalkruste

Die größten Strukturen der kontinentalen Kruste sind geosynklinale Faltengürtel und antike Plattformen. Sie unterscheiden sich in ihrer Struktur und geologischen Entwicklungsgeschichte stark voneinander.

Bevor mit der Beschreibung der Struktur und Entwicklung dieser Hauptstrukturen fortgefahren wird, ist es notwendig, über den Ursprung und das Wesen des Begriffs „Geosynklinale“ zu sprechen. Dieser Begriff kommt von den griechischen Wörtern „geo“ – Erde und „synclino“ – Ablenkung. Es wurde erstmals vor mehr als 100 Jahren vom amerikanischen Geologen D. Dana verwendet, als er die Appalachen untersuchte. Er fand heraus, dass die marinen paläozoischen Sedimente, aus denen die Appalachen bestehen, im zentralen Teil der Berge eine maximale Mächtigkeit aufweisen, die viel größer ist als an ihren Hängen. Dana hat diese Tatsache absolut richtig erklärt. Während der Sedimentationsperiode im Paläozoikum entstand an der Stelle der Appalachen eine absackende Senke, die er Geosynklinale nannte. In seinem zentralen Teil war die Senkung stärker als an den Flügeln, was durch die große Sedimentdicke belegt wird. Dana bestätigte seine Schlussfolgerungen mit einer Zeichnung, die die Geosynklinale der Appalachen darstellt. Da die paläozoische Sedimentation unter Meeresbedingungen stattfand, zeichnete er ausgehend von einer horizontalen Linie – dem angenommenen Meeresspiegel – alle gemessenen Sedimentdicken im Zentrum und an den Hängen der Appalachen auf. Das Bild zeigt eine klar definierte große Senke an der Stelle der heutigen Appalachen.

Zu Beginn des 20. Jahrhunderts bewies der berühmte französische Wissenschaftler E. Og, dass Geosynklinale eine große Rolle in der Entwicklungsgeschichte der Erde spielten. Er stellte fest, dass sich anstelle von Geosynklinalen gefaltete Gebirgszüge bildeten. E. Og teilte alle Gebiete der Kontinente in Geosynklinale und Plattformen ein; Er entwickelte die Grundlagen des Studiums von Geosynklinalen. Einen großen Beitrag zu dieser Doktrin leisteten die sowjetischen Wissenschaftler A.D. Arkhangelsky und N.S. Shatsky, die feststellten, dass der geosynklinale Prozess nicht nur in einzelnen Trögen abläuft, sondern auch weite Bereiche der Erdoberfläche abdeckt, die sie geosynklinale Regionen nannten. Später wurden riesige geosynklinale Gürtel identifiziert, in denen sich mehrere geosynklinale Gebiete befinden. In unserer Zeit hat sich die Lehre von den Geosynklinalen zu einer fundierten Theorie der geosynklinalen Entwicklung der Erdkruste entwickelt, bei deren Entstehung sowjetische Wissenschaftler eine führende Rolle spielen.

Geosynklinale Faltengürtel sind bewegliche Abschnitte der Erdkruste, deren geologische Geschichte durch intensive Sedimentation, wiederholte Faltungsprozesse und starke vulkanische Aktivität gekennzeichnet war. Hier sammelten sich dicke Sedimentgesteinsschichten, es bildeten sich magmatische Gesteine ​​und es kam häufig zu Erdbeben. Geosynklinale Gürtel nehmen weite Teile der Kontinente ein und befinden sich zwischen antiken Plattformen oder entlang ihrer Ränder in Form breiter Streifen. Geosynklinale Gürtel entstanden im Proterozoikum; sie haben eine komplexe Struktur und eine lange Entwicklungsgeschichte. Es gibt 7 geosynklinale Gürtel: Mittelmeer, Pazifik, Atlantik, Ural-Mongolei, Arktis, Brasilien und Innerafrika.

Antike Plattformen sind die stabilsten und sesshaftesten Teile der Kontinente. Im Gegensatz zu geosynklinalen Gürteln erlebten antike Plattformen langsame Oszillationsbewegungen, in ihnen sammelten sich Sedimentgesteine ​​von normalerweise geringer Mächtigkeit, es kam zu keinen Faltungsvorgängen und Vulkanismus und Erdbeben traten selten auf. Antike Plattformen bilden Abschnitte von Kontinenten, die die Skelette aller Kontinente darstellen. Dies sind die ältesten Teile der Kontinente, die im Archäikum und frühen Proterozoikum entstanden sind.

Auf modernen Kontinenten gibt es 10 bis 16 antike Plattformen. Die größten sind die osteuropäischen, sibirischen, nordamerikanischen, südamerikanischen, afrikanisch-arabischen, hinduistischen, australischen und antarktischen.