Struktur und Entwicklung der Kontinentalkruste. Erdkruste

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 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)

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 – 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 ophiolitischer Allochthone. 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 für Karbonatgesteine. Die Altersspanne der sedimentären Deckgesteine ​​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 umstritten.

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 nachzuweisen, 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.

Die wichtigsten Strukturelemente der Kontinentalkruste

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 (Fall) 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 Einbringung von Intrusionen die gefaltete Region (keine Geosynklinale mehr!) starr wird und auf die fortschreitende 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 kontinuierlich 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.

Die größten Strukturelemente der Erdkruste sind Kontinente Und Ozeane, zeichnet sich durch seine unterschiedliche Struktur aus. Diese Strukturelemente zeichnen sich durch geologische und geophysikalische Eigenschaften aus. Nicht der gesamte vom Meerwasser eingenommene Raum stellt eine einzige Struktur ozeanischen Typs dar. Ausgedehnte Schelfgebiete beispielsweise im Norden arktischer Ozean, haben eine kontinentale Kruste. Die Unterschiede zwischen diesen beiden größten Strukturelementen beschränken sich nicht nur auf die Art der Kruste, sondern lassen sich auch tiefer in den oberen Erdmantel zurückverfolgen, der unter den Kontinenten anders aufgebaut ist als unter den Ozeanen. Diese Unterschiede umfassen die gesamte Lithosphäre, die tektonosphärischen Prozessen unterliegt, d.h. kann bis in eine Tiefe von etwa 750 km zurückverfolgt werden.

Auf Kontinenten gibt es zwei Haupttypen von Krustenstrukturen: ruhige, stabile - Plattformen und mobil - Geosynklinale. Vom Verbreitungsgebiet her sind diese Strukturen durchaus vergleichbar. Der Unterschied wird in der Akkumulationsrate und in der Größe des Gradienten der Dickenänderungen beobachtet: Plattformen zeichnen sich durch eine sanfte allmähliche Änderung der Dicke aus, und Geosynklinale zeichnen sich durch eine scharfe und schnelle Änderung aus. Magmatisches und intrusives Gestein ist auf Plattformen selten; in Geosynklinalen kommt es häufig vor. In Geosynklinalen liegen Flyschformationen von Sedimenten zugrunde. Hierbei handelt es sich um rhythmisch vielschichtige terrigene Tiefseeablagerungen, die beim schnellen Absinken einer geosynklinalen Struktur entstehen. Am Ende der Entwicklung erfahren geosynklinale Gebiete eine Faltung und verwandeln sich in Gebirgsstrukturen. Anschließend durchlaufen diese Gebirgsstrukturen eine Phase der Zerstörung und des allmählichen Übergangs in Plattformformationen mit einem tief verlagerten unteren Boden aus Gesteinsablagerungen und sanft liegenden Schichten im oberen Boden.

Somit ist das geosynklinale Entwicklungsstadium der Erdkruste das früheste Stadium; dann sterben Geosynklinale ab und verwandeln sich in orogene Gebirgsstrukturen und anschließend in Plattformen. Der Zyklus endet. All dies sind Stadien eines einzigen Prozesses der Entwicklung der Erdkruste.

Plattformen- die Hauptstrukturen der Kontinente mit isometrischer Form, die zentrale Regionen einnehmen und durch flaches Relief und ruhige tektonische Prozesse gekennzeichnet sind. Die Fläche antiker Plattformen auf den Kontinenten beträgt nahezu 40 % und sie zeichnen sich durch eckige Umrisse mit ausgedehnten geradlinigen Grenzen aus – eine Folge von Randnähten (tiefe Verwerfungen), Gebirgssystemen und linear verlängerten Trögen. Gefaltete Gebiete und Systeme werden entweder auf Plattformen aufgeschoben oder grenzen an diese durch Vortiefen, auf die wiederum gefaltete Orogene (Gebirgszüge) aufgeschoben werden. Die Grenzen der antiken Plattformen schneiden scharf diskordant ihre inneren Strukturen, was auf ihre sekundäre Natur als Folge der Spaltung des Superkontinents Pangäa hinweist, die am Ende des frühen Proterozoikums entstand.

Zum Beispiel die Osteuropäische Plattform, die innerhalb der Grenzen vom Ural bis Irland definiert ist; vom Kaukasus, dem Schwarzen Meer, den Alpen bis in die nördlichen Ausläufer Europas.

Unterscheiden alte und junge Plattformen.

Antike Plattformen entstand an der Stelle der präkambrischen Geosynklinalregion. Die osteuropäischen, sibirischen, afrikanischen, indischen, australischen, brasilianischen, nordamerikanischen und anderen Plattformen wurden im späten Archaikum und frühen Proterozoikum gebildet und durch ein präkambrisches kristallines Grundgebirge und eine Sedimentdecke repräsentiert. Ihre Unterscheidungsmerkmal- zweistöckiges Gebäude.

Erdgeschoss oder Stiftung Es besteht aus gefalteten, tief metamorphisierten Gesteinsschichten, die in Falten zerdrückt und durch Granitintrusionen gebrochen sind, mit der weit verbreiteten Entwicklung von Gneis und Granit-Gneis-Kuppeln – einer spezifischen Form der metamorphogenen Faltung (Abb. 7.3). Das Fundament der Plattformen entstand über einen langen Zeitraum im Archaikum und frühen Proterozoikum und erfuhr in der Folge eine sehr starke Erosion und Denudation, wodurch zuvor in großer Tiefe liegende Gesteine ​​freigelegt wurden.

Reis. 7.3. Hauptteil der Plattform

1 - Kellergestein; Gesteine ​​der Sedimentdecke: 2 - Sande, Sandstein, Kies, Konglomerate; 3 - Tone und Carbonate; 4 – überschwänglich; 5 - Fehler; 6 - Wellen

Dachgeschoss Plattformen vorgeführt Abdeckung, oder eine Abdeckung, die sanft mit einer scharfen kantigen Diskordanz auf dem Grund nicht metamorphisierter Sedimente liegt – marine, kontinentale und vulkanogene. Die Oberfläche zwischen der Abdeckung und dem Keller spiegelt die Hauptstrukturabweichung innerhalb der Bahnsteige wider. Der Aufbau der Bahnsteigabdeckung erweist sich als komplex und auf vielen Bahnsteigen treten in den frühen Stadien ihrer Entstehung Gräben und grabenartige Mulden auf - Aulacogene(avlos – Furche, Graben; Gen – geboren, d. h. aus einem Graben geboren). Aulacogene bildeten sich am häufigsten im späten Proterozoikum (Ripheum) und bildeten ausgedehnte Systeme im Grundkörper. Die Mächtigkeit kontinentaler und seltener mariner Sedimente in Aulacogenen erreicht 5–7 km, und tiefe Verwerfungen, die Aulacogene begrenzten, trugen zur Manifestation von alkalischem, mafischem und ultrabasischem Magmatismus sowie plattformspezifischem Fallenmagmatismus (mafisches Gestein) bei kontinentalen Basalten bei , Schwellen und Deiche. Alkalisch-ultrabasisch ist sehr wichtig (Kimberlit) Formation, die Diamanten in den Produkten von Explosionsrohren enthält (Sibirische Plattform, Südafrika). Diese untere Strukturschicht der Plattformabdeckung, die dem aulakogenen Entwicklungsstadium entspricht, wird durch eine kontinuierliche Abdeckung aus Plattformsedimenten ersetzt. An Erstphase Während der Entwicklung der Plattform gab es eine Tendenz zur langsamen Absenkung mit der Ansammlung karbonathaltiger terrigener Schichten, und in einem späteren Entwicklungsstadium war sie durch die Ansammlung terrigener kohleführender Schichten gekennzeichnet. Im späten Entwicklungsstadium der Plattformen bildeten sich in ihnen tiefe Senken, die mit terrigenen oder karbonat-terrigenen Sedimenten gefüllt waren (Kaspisches Meer, Vilyui).

Während des Entstehungsprozesses wurde die Plattformabdeckung immer wieder einer Umstrukturierung des Strukturplans unterzogen, die zeitlich auf die Grenzen geotektonischer Zyklen abgestimmt war: Baikal, Kaledonisch, Herzynisch, Alpen. Die Bereiche der Bahnsteige, die maximale Setzungen erfahren haben, grenzen in der Regel an den sich zu diesem Zeitpunkt aktiv entwickelnden beweglichen Bereich oder das an den Bahnsteig angrenzende System an ( perikratonisch, diese. am Rande des Kratons oder der Plattform).

Zu den größten Strukturelemente Plattformen fallen auf Schilde und Platten.

Der Schild ist ein Vorsprung Oberfläche des kristallinen Fundaments der Plattform ( (keine Sedimentbedeckung)), die während der gesamten Entwicklungsphase der Plattform eine Tendenz zum Anstieg verzeichnete. Beispiele für Schilde sind: Ukrainisch, Baltisch.

Herd Sie gelten entweder als Teil einer zum Absinken neigenden Plattform oder als eigenständige junge Entwicklungsplattform (Russen, Skythen, Westsibirien). Innerhalb der Platten werden kleinere Strukturelemente unterschieden. Dies sind Syneklisen (Moskau, Baltikum, Kaspisches Meer) – ausgedehnte flache Vertiefungen, unter denen das Fundament gebogen ist, und Anteklisen (Weißrussland, Woronesch) – sanfte Bögen mit erhöhtem Fundament und relativ dünner Abdeckung.

Junge Plattformen Entweder auf dem Baikal-, Kaledonischen oder Hercynischen Grundgestein gebildet, zeichnen sie sich durch eine größere Verschiebung der Decke, einen geringeren Metamorphosegrad der Grundgesteine ​​und eine signifikante Vererbung der Strukturen der Decke von den Strukturen des Grundgebirges aus. Diese Plattformen haben eine dreistufige Struktur: Das Fundament aus metamorphosierten Gesteinen des Geosynklinalkomplexes ist von einer Schicht aus Denudationsprodukten des Geosynklinalbereichs und einem schwach metamorphosierten Komplex bedeckt Sedimentgestein.

Ringstrukturen. Der Platz von Ringstrukturen im Mechanismus geologischer und tektonischer Prozesse ist noch nicht genau geklärt. Die größten Planetenringstrukturen (Morphostrukturen) sind das Becken des Pazifischen Ozeans, die Antarktis, Australien usw. Die Identifizierung solcher Strukturen kann als bedingt angesehen werden. Eine gründlichere Untersuchung der Ringstrukturen ermöglichte es, in vielen von ihnen Elemente spiralförmiger Wirbelstrukturen zu identifizieren.

Es ist jedoch möglich, Strukturen zu unterscheiden endogene, exogene und kosmogene Genese.

Endogene Ringstrukturen Sie sind metamorphen, magmatischen und tektonogenen Ursprungs (Bögen, Felsvorsprünge, Senken, Anteklisen, Syneklisen) und haben einen Durchmesser von einigen Kilometern bis hin zu Hunderten und Tausenden von Kilometern (Abb. 7.4).

Reis. 7.4. Ringstrukturen nördlich von New York

Große Ringstrukturen werden durch Prozesse in der Tiefe des Erdmantels verursacht. Kleinere Strukturen entstehen durch diapirische Prozesse magmatischer Gesteine, die an die Erdoberfläche aufsteigen und den oberen Sedimentkomplex durchbrechen und anheben. Ringstrukturen entstehen sowohl durch vulkanische Prozesse (Vulkankegel, Vulkaninseln) als auch durch Diapirismusprozesse plastischer Gesteine ​​wie Salze und Tone, deren Dichte geringer ist als die Dichte der Wirtsgesteine.

Exogen Durch Verwitterung und Auswaschung entstehen Ringstrukturen in der Lithosphäre, es handelt sich um Karst-Dolinen und Erdfälle.

Kosmogen (Meteorit) Ringstrukturen - Astrobleme. Diese Strukturen sind das Ergebnis von Meteoriteneinschlägen. Meteoriten mit einem Durchmesser von etwa 10 Kilometern fallen alle 100 Millionen Jahre einmal auf die Erde, kleinere deutlich häufiger. Die Kraterstruktur hat eine schalenförmige Form mit einer zentralen Erhebung und einem Schacht aus ausgeworfenen Gesteinen. Meteorringstrukturen können Durchmesser von mehreren zehn Metern bis hin zu Hunderten von Metern und Kilometern haben. Zum Beispiel: Pribalkhash-Iliyskaya (700 km); Yucotan (200 km), Tiefe - mehr als 1 km: Arizona (1,2 km), Tiefe mehr als 185 m; Südafrika (335 km), etwa 10 km vom Asteroiden entfernt.

IN geologische Struktur In Weißrussland kann man Ringstrukturen tektonomagmatischen Ursprungs (Orsha-Senke, Weißrussisches Massiv), diapirische Salzstrukturen des Pripyat-Trogs, vulkanische alte Kanäle wie Kimberlitrohre (auf dem Zhlobin-Sattel, dem nördlichen Teil des Weißrussischen Massivs) und an Astrobleme im Pleshchenitsy-Gebiet mit einem Durchmesser von 150 Metern.

Ringstrukturen sind durch Anomalien geophysikalischer Felder gekennzeichnet: seismisch, gravitativ, magnetisch.

Riss die Strukturen von Kontinenten (Abb. 7.5, 7.6) mit geringer Breite bis 150-200 km werden durch ausgedehnte lithosphärische Hebungen ausgedrückt, deren Bögen durch Senkungsgräben kompliziert werden: Rhein (300 km), Baikal (2500 km), Dnjepr -Donez (4.000 km), Ostafrika (6.000 km) usw.

Reis. 7.5. Abschnitt des Pripyat-Kontinentalgrabens

Kontinentale Riftsysteme bestehen aus einer Kette negativer Strukturen (Täler, Rifts) einer bestimmten Entstehungs- und Entwicklungszeit, getrennt durch lithosphärische Hebungen (Sättel). Rift-Strukturen von Kontinenten können zwischen anderen Strukturen (Anteklisen, Schilde) liegen, Plattformen überqueren und sich auf anderen Plattformen fortsetzen. Der Aufbau kontinentaler und ozeanischer Riftstrukturen ist ähnlich, sie haben eine symmetrische Struktur relativ zur Achse (Abb. 7.5, 7.6), der Unterschied liegt in der Länge, dem Öffnungsgrad und dem Vorhandensein einiger Besonderheiten (Transformationsstörungen, Vorsprünge). -Brücken zwischen Links).

Reis. 7.6. Profilabschnitte kontinentaler Riftsysteme

1-Fundament; 2-chemogen-biogene Sedimente; 3- chemogen-biogen-vulkanogene Bildung; 4-terrigene Ablagerungen; 5, 6-Fehler

Ein Teil (Link) der kontinentalen Grabenstruktur Dnjepr-Donez ist der Pripjat-Trog. Als oberes Glied gilt die Podlasko-Brest-Senke, möglicherweise besteht ein genetischer Zusammenhang mit ähnlichen Strukturen Westeuropa. Der untere Teil der Struktur ist die Dnjepr-Donez-Senke, dann ähnliche Strukturen Karpinskaya und Mangyshlakskaya und dann die Strukturen Zentralasiens (die Gesamtlänge von Warschau bis zum Gissar-Kamm). Alle Verbindungen der Grabenstruktur der Kontinente sind durch listrische Verwerfungen begrenzt, haben eine hierarchische Unterordnung hinsichtlich des Entstehungsalters und verfügen über dicke Sedimentschichten, die vielversprechend für die Aufnahme von Kohlenwasserstoffvorkommen sind.

Kontinente

Kontinente oder Kontinente sind riesige Massivplatten aus relativ dicker Erdkruste (ihre Dicke beträgt 35-75 km), umgeben vom Weltozean, dessen Kruste darunter dünn ist. Geologische Kontinente sind etwas größer als ihre geografischen Umrisse, weil haben Unterwasserverlängerungen.

Bei der Struktur der Kontinente werden drei Arten von Strukturen unterschieden: Plattformen (flache Formen), Orogene (geborene Berge) und Unterwasserränder.

Plattformen

Die Plattformen zeichnen sich durch sanft gewelltes, tief liegendes oder Plateau-artiges Gelände aus. Sie haben Schilde und eine dicke mehrschichtige Abdeckung. Die Schilde bestehen aus sehr starkem Gestein, dessen Alter zwischen 1,5 und 4,0 Milliarden Jahren liegt. Sie entstanden bei hohen Temperaturen und Drücken in großen Tiefen.

Die übrigen Plattformen bestehen aus demselben alten und haltbaren Gestein, doch hier sind sie unter einer dicken Schicht aus Sedimentablagerungen verborgen. Dieser Mantel wird als Plattformüberzug bezeichnet. Es kann wirklich mit einer Möbelabdeckung verglichen werden, die es vor Beschädigungen schützt. Teile von Plattformen, die mit einer solchen Sedimentschicht bedeckt sind, werden Platten genannt. Sie sind flach, als wären Sedimentgesteinsschichten geglättet worden. Vor etwa einer Milliarde Jahren begannen sich Deckschichten anzusammeln, und dieser Prozess dauert bis heute an. Wenn die Plattform mit einem riesigen Messer zerschnitten werden könnte, würden wir sehen, dass sie wie eine Schichttorte aussieht.

SHIELDS haben eine runde und konvexe Form. Sie entstanden dort, wo die Plattform sehr ist lange Zeit stieg langsam auf. Es wurden haltbare Steine ​​unterworfen zerstörerische Aktion Luft, Wasser, sie wurden durch die Veränderung der Höhen und Tiefen beeinflusst niedrige Temperaturen. Dadurch zerbrachen sie und zerfielen in kleine Stücke, die in die umliegenden Meere verschleppt wurden. Die Schilde bestehen aus sehr alten, stark veränderten (metamorphen) Gesteinen, die vor mehreren Milliarden Jahren in großen Tiefen bei hohen Temperaturen und Drücken entstanden sind. An manchen Stellen hohe Temperatur führte zum Schmelzen von Gesteinen, was zur Bildung von Granitmassiven führte.

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1. Entstehung von Kontinenten und Ozeanen

Bereits vor einer Milliarde Jahren war die Erde mit einer dauerhaften Hülle bedeckt, in der sich kontinentale Vorsprünge und ozeanische Senken abzeichneten. Zu dieser Zeit war die Fläche der Ozeane etwa doppelt so groß wie die Fläche der Kontinente. Doch die Zahl der Kontinente und Ozeane hat sich seitdem deutlich verändert und auch ihre Lage hat sich verändert. Vor etwa 250 Millionen Jahren gab es einen Kontinent auf der Erde – Pangäa. Seine Fläche entsprach ungefähr der Fläche aller modernen Kontinente und Inseln zusammen. Dieser Superkontinent wurde von einem Ozean namens Panthalassa umspült, der den Rest des Weltraums auf der Erde einnahm.

Pangäa erwies sich jedoch als fragile, kurzlebige Formation. Im Laufe der Zeit änderte die Strömung des Mantels im Inneren des Planeten ihre Richtung, und nun, als sie aus den Tiefen unter Pangäa aufstieg und sich in verschiedene Richtungen ausbreitete, begann die Substanz des Mantels, den Kontinent zu dehnen und nicht wie zuvor zu komprimieren. Vor etwa 200 Millionen Jahren teilte sich Pangäa in zwei Kontinente: Laurasia und Gondwana. Zwischen ihnen erschien der Tethys-Ozean (heute sind dies die Tiefseeteile des Mittelmeers, des Schwarzen Meeres, des Kaspischen Meeres und des flachen Persischen Golfs).

Mantelströme bedeckten Laurasia und Gondwana weiterhin mit einem Netzwerk von Rissen und zerbrachen sie in viele Fragmente, die nicht an einem bestimmten Ort blieben, sondern allmählich in verschiedene Richtungen auseinander gingen. Sie wurden durch Strömungen im Erdmantel bewegt. Einige Forscher glauben, dass diese Prozesse den Tod von Dinosauriern verursacht haben, aber diese Frage bleibt offen. Allmählich füllte sich der Raum zwischen den divergierenden Fragmenten – den Kontinenten – mit Mantelmaterie, die aus den Eingeweiden der Erde aufstieg. Als es abkühlte, bildete es den Grund zukünftiger Ozeane. Im Laufe der Zeit entstanden hier drei Ozeane: Atlantik, Pazifik, Indischer Ozean. Nach Ansicht vieler Wissenschaftler Pazifik See ist ein Überbleibsel des alten Ozeans von Panthalassa.

Später umfassten neue Verwerfungen Gondwana und Laurasia. Das Land, das heute Australien und die Antarktis umfasst, wurde zunächst von Gondwana getrennt. Sie begann nach Südosten zu driften. Dann teilte es sich in zwei ungleiche Teile. Das kleinere – Australien – stürmte nach Norden, das größere – die Antarktis – nach Süden und nahm einen Platz innerhalb des Polarkreises ein. Der Rest von Gondwana teilte sich in mehrere Platten auf, die größten davon sind die afrikanische und die südamerikanische Platte. Diese Platten entfernen sich nun mit einer Geschwindigkeit von 2 cm pro Jahr voneinander (siehe Lithosphärenplatten).

Risse bedeckten auch Laurasia. Sie spaltete sich in zwei Platten – die nordamerikanische und die eurasische Platte, die den größten Teil des eurasischen Kontinents ausmachen. Die Entstehung dieses Kontinents ist die größte Katastrophe im Leben unseres Planeten. Im Gegensatz zu allen anderen Kontinenten, die auf einem Fragment des antiken Kontinents basieren, umfasst Eurasien drei Teile: die eurasische (Teil von Laurasia), die arabische (Gondwana-Vorsprung) und die Hindustan- (Teil von Gondwana) Lithosphärenplatte. Indem sie sich einander näherten, zerstörten sie fast den alten Tethys-Ozean. Afrika ist auch an der Gestaltung des Erscheinungsbildes Eurasiens beteiligt, dessen Lithosphärenplatte sich, wenn auch langsam, der eurasischen Platte annähert. Das Ergebnis dieser Annäherung sind die Berge: die Pyrenäen, die Alpen, die Karpaten, die Sudeten und das Erzgebirge (siehe Lithosphärenplatten).

Die Annäherung der eurasischen und afrikanischen Lithosphärenplatten findet immer noch statt; dies erinnert an die Aktivität der Vulkane Vesuv und Ätna, die den Frieden der Bewohner Europas stören.

Die Konvergenz der arabischen und eurasischen Lithosphärenplatten führte zur Zerkleinerung und Faltung von Gesteinen auf ihrem Weg. Damit einher gingen heftige Vulkanausbrüche. Durch die Konvergenz dieser Lithosphärenplatten entstanden das Armenische Hochland und der Kaukasus.

Die Konvergenz der eurasischen und hindustanischen Lithosphärenplatten ließ den gesamten Kontinent erbeben Indischer Ozean in die Arktis, während Hindustan selbst, das sich zunächst von Afrika löste, kaum Schaden erlitt. Das Ergebnis dieser Annäherung war die Entstehung des höchsten Plateaus der Welt, Tibet, umgeben von noch höheren Gebirgsketten – dem Himalaya, dem Pamir und dem Karakorum. Es ist nicht verwunderlich, dass sich hier, an der Stelle der stärksten Kompression der Erdkruste der eurasischen Lithosphärenplatte, der höchste Gipfel der Erde befindet – der Everest (Chomolungma), der eine Höhe von 8848 m erreicht.

Der „Marsch“ der Hindustan-Lithosphärenplatte könnte zu einer vollständigen Spaltung der Eurasischen Platte führen, wenn es in ihrem Inneren keine Teile gäbe, die dem Druck aus dem Süden standhalten könnten. Ostsibirien fungierte als würdiger „Verteidiger“, aber die südlich davon gelegenen Gebiete wurden gefaltet, fragmentiert und verschoben.

Der Kampf zwischen Kontinenten und Ozeanen dauert also schon seit Hunderten von Millionen Jahren an. Die Hauptakteure sind kontinentale Lithosphärenplatten. Jedes Gebirge, jeder Inselbogen und jeder tiefste Meeresgraben ist das Ergebnis dieses Kampfes.

2. Die Struktur von Kontinenten und Ozeanen

Kontinente und Ozeane sind die größten Elemente in der Struktur der Erdkruste. Wenn man über die Ozeane spricht, sollte man die Struktur der Kruste innerhalb der von den Ozeanen eingenommenen Gebiete im Auge behalten.

Die kontinentale und ozeanische Kruste unterscheidet sich in ihrer Zusammensetzung. Dies wiederum prägt die Merkmale ihrer Entwicklung und Struktur.

Die Grenze zwischen Kontinent und Ozean verläuft am Fuß des Kontinentalhangs. Die Oberfläche dieses Vorgebirges ist eine akkumulierte Ebene mit großen Hügeln, die durch Unterwassererdrutsche und Schwemmkegel entstanden sind.

In der Struktur der Ozeane werden Gebiete nach dem Grad der tektonischen Mobilität unterschieden, der sich in Manifestationen seismischer Aktivität ausdrückt. Auf dieser Grundlage unterscheiden sie:

seismisch aktive Gebiete (Meeresbewegungsgürtel),

· aseismische Gebiete (Meeresbecken).

Mobile Gürtel in den Ozeanen werden durch mittelozeanische Rücken dargestellt. Ihre Länge beträgt bis zu 20.000 km, ihre Breite bis zu 1000 km und ihre Höhe erreicht 2–3 km über dem Meeresboden. Im axialen Teil solcher Rücken lassen sich Riftzonen nahezu durchgehend verfolgen. Sie zeichnen sich durch hohe Werte aus Wärmefluss. Mittelozeanische Rücken gelten als Gebiete mit Krustenausdehnung oder Ausbreitungszonen.

Die zweite Gruppe von Strukturelementen sind Ozeanbecken oder Thalassokratone. Dabei handelt es sich um flache, leicht hügelige Bereiche des Meeresbodens. Die Mächtigkeit der Sedimentdecke beträgt hier nicht mehr als 1000 m.

Zu anderen großes Element Struktur ist eine Übergangszone zwischen dem Ozean und dem Festland (Kontinent), manche Geologen nennen sie einen mobilen geosynklinalen Gürtel. Dies ist der Bereich der maximalen Zergliederung der Erdoberfläche. Das beinhaltet:

1 Inselbögen, 2 – Tiefseegräben, 3 – Tiefseesenken der Randmeere.

Inselbögen sind lange (bis zu 3000 km) Gebirgsstrukturen, die durch eine Kette vulkanischer Strukturen mit gebildet werden moderne Manifestation Andesit-basaltischer Vulkanismus. Ein Beispiel für Inselbögen ist der Kurilen-Kamtschatka-Kamm, die Aleuten usw. Von der Meeresseite aus werden Inselbögen durch Tiefseegräben ersetzt, bei denen es sich um Tiefseesenken mit einer Länge von 1500–4000 km und einer Tiefe von 5–10 km handelt . Die Breite beträgt 5–20 km. Der Boden der Rinnen ist mit Sedimenten bedeckt, die durch Trübungsströme hierher gebracht werden. Die Gefälle der Dachrinnen sind abgestuft verschiedene Winkel Neigung Auf ihnen wurde kein Sediment gefunden.

Die Grenze zwischen dem Inselbogen und dem Hang des Grabens stellt eine Zone der Konzentration von Erdbebenquellen dar und wird Wadati-Zavaritsky-Benioff-Zone genannt.

Unter Berücksichtigung der Anzeichen moderner Meeresränder führen Geologen, gestützt auf das Prinzip des Aktualismus, eine vergleichende historische Analyse ähnlicher Strukturen durch, die in älteren Perioden entstanden sind. Zu diesen Zeichen gehören:

· Meeressedimente mit überwiegendem Anteil an Tiefseesedimenten,

lineare Form von Strukturen und Körpern sedimentärer Schichten,

· eine starke Änderung der Mächtigkeit und Materialzusammensetzung von Sediment- und Vulkanschichten im Querstreichen gefalteter Strukturen,

· hohe Seismizität,

· eine spezifische Gruppe sedimentärer und magmatischer Formationen und das Vorhandensein von Indikatorformationen.

Von den aufgeführten Zeichen ist das letzte eines der führenden. Lassen Sie uns daher definieren, was eine geologische Formation ist. Erstens handelt es sich um eine echte Kategorie. In der Hierarchie der Materie in der Erdkruste kennen Sie folgende Reihenfolge:

Eine geologische Formation ist ein komplexeres Entwicklungsstadium, das einem Gestein folgt. Es stellt natürliche Gesteinsverbände dar, die durch die Einheit ihrer materiellen Zusammensetzung und Struktur verbunden sind, die durch ihren gemeinsamen Ursprung oder Standort bestimmt wird. Geologische Formationen werden in Gruppen von Sedimentgesteinen, magmatischen Gesteinen und metamorphen Gesteinen unterschieden.

Für die Bildung stabiler Sedimentgesteinsverbände sind vor allem die tektonische Lage und das Klima entscheidend. Bei der Analyse der Entwicklung der Strukturelemente von Kontinenten werden wir Beispiele für Formationen und die Bedingungen ihrer Entstehung berücksichtigen.

Auf Kontinenten gibt es zwei Arten von Regionen.

Typ I fällt mit Berggebieten zusammen, in denen Sedimentablagerungen durch verschiedene Verwerfungen gefaltet und gebrochen sind. Sedimentschichten werden von magmatischen Gesteinen durchdrungen und umgewandelt.

Beim Typ II handelt es sich um flache Gebiete, in denen die Sedimente nahezu horizontal liegen.

Der erste Typ wird als gefalteter Bereich oder gefalteter Gürtel bezeichnet. Der zweite Typ wird als Plattform bezeichnet. Dies sind die Hauptelemente der Kontinente.

Anstelle von Geosynklinalen oder Geosynklinalen bilden sich gefaltete Gebiete. Eine Geosynklinale ist ein mobiler ausgedehnter Bereich tiefer Vertiefung der Erdkruste. Es ist gekennzeichnet durch die Ansammlung dicker Sedimentschichten, anhaltenden Vulkanismus und eine starke Richtungsänderung der tektonischen Bewegungen mit der Bildung gefalteter Strukturen.

Geosynklinale werden unterteilt in:

Der kontinentale Typ der Erdkruste ist ozeanisch. Daher umfasst der eigentliche Meeresboden die Vertiefungen des Meeresbodens, die sich hinter dem Kontinentalhang befinden. Diese riesigen Senken unterscheiden sich von den Kontinenten nicht nur in der Struktur der Erdkruste, sondern auch in ihrer tektonische Strukturen. Die ausgedehntesten Bereiche des Meeresbodens sind Tiefseeebenen in Tiefen von 4–6 km und...

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