Strukturen der Erdkruste und Lithosphäre

Betrachtet man die Verformungen von Gesteinen, die eine Folge (Ergebnis) von Bewegungen der Erdkruste und Lithosphäre sind, wird deutlich, dass sich die Erde in einer kontinuierlichen Entwicklung befindet. Antike Bewegungen und andere damit verbundene geologische Prozesse bildeten eine bestimmte Struktur der Erdkruste, d.h. geologische Strukturen oder Tektonik der Erdkruste. Moderne und teilweise neue Bewegungen verändern weiterhin alte Strukturen, schaffen moderne Strukturen, die oft den „alten“ Strukturen überlagert zu sein scheinen.

Der Begriff Tektonik Lateinische Sprache steht für „Konstruktion“. Unter „Tektonik“ versteht man einerseits „die Struktur eines beliebigen Teils der Erdkruste, bestimmt durch die Gesamtheit tektonischer Störungen und deren Entwicklungsgeschichte“, andererseits „die Lehre von die Struktur der Erdkruste, geologische Strukturen und Muster ihrer Lage und Entwicklung. Im letzteren Fall handelt es sich um ein Synonym für den Begriff Geotektonik.“

V.P. Gavrilov gibt das optimalste Konzept an: „Geologische Strukturen sind Abschnitte der Erdkruste oder Lithosphäre, die sich von benachbarten Abschnitten in bestimmten Kombinationen der Zusammensetzung (Name und Entstehung), des Alters, der Bedingungen (Formen) des Vorkommens und der geophysikalischen Parameter der Gesteine, aus denen sie bestehen, unterscheiden.“ .“ Basierend auf dieser Definition kann eine geologische Struktur als Gesteinsschicht, Verwerfung oder größere Strukturen der Erdkruste bezeichnet werden, die aus einem System elementarer Strukturen, d. h. Es ist möglich, geologische Strukturen unterschiedlicher Ebenen oder Ränge zu unterscheiden: global, regional, lokal und lokal. In der Praxis identifizieren Vermessungsgeologen, die geologische Kartierungen durchführen, lokale und lokale Strukturen.

Die größten und globalsten Strukturen der Erdkruste sind Kontinente oder Gebiete mit kontinentalem Erdkrustentyp und Ozeanbecken oder Gebiete mit ozeanischem Erdkrustentyp sowie Bereiche ihrer Artikulation, die oft durch aktive moderne Bewegungen gekennzeichnet sind, die sich verändern und komplizierte antike Strukturen (Abb. 38, 39). Bauherren erschließen vor allem Gebiete auf den Kontinenten. Alle Kontinente basieren auf der Antike ( vor-Riphean ) Plattformen, die vom Bergbau umgeben oder durchschnitten sind - gefaltete Gürtel und Bereiche.

Plattformen sind große Blöcke der Erdkruste mit einer zweistufigen (stöckigen) Struktur. Der untere Strukturboden, der aus dislozierten Komplexen sedimentärer, magmatischer und metamorpher Gesteine ​​besteht, wird als gefaltetes (kristallines) Fundament (Keller, Sockel) bezeichnet, das durch antike Versetzungsbewegungen entstanden ist.

Das Obergeschoss besteht aus nahezu horizontal verlaufenden Sedimentgesteinen von beträchtlicher Mächtigkeit – einer Sediment(plattform)decke. Es entstand durch jüngere vertikale Bewegungen – das Absenken und Heben einzelner Kellerblöcke, die immer wieder vom Meer überflutet wurden, wodurch sie abwechselnd mit Schichten sedimentärer Meeres- und Kontinentalsedimente bedeckt wurden.

Während der langen Zeit der Bildung der Abdeckung waren die Blöcke der Erdkruste innerhalb der Plattformen durch eine schwache Seismizität und das Fehlen oder seltene Auftreten von Vulkanismus gekennzeichnet, daher sind sie aufgrund der Natur des tektonischen Regimes relativ stabil, starr und inaktive Strukturen der kontinentalen Erdkruste. Aufgrund der kraftvollen, fast horizontalen Abdeckung zeichnen sich die Bahnsteige durch nivellierte Reliefformen aus und zeichnen sich durch langsame moderne Vertikalbewegungen aus. Je nach Alter des Faltfundaments werden antike und junge Plattformen unterschieden.

Antike Plattformen ( Kratone) haben ein präkambrisches, nach Ansicht einiger Autoren sogar präripheisches Fundament, das von Sedimentgesteinen (Sedimenten) des oberen Proterozoikums (Ripheum), Paläozoikums, Mesozoikums und Känozoikums überlagert wird.

Mehr als eine Milliarde Jahre lang waren die Blöcke antiker Plattformen stabil und relativ inaktiv, wobei vertikale Bewegungen vorherrschten. Allen Kontinenten liegen antike Plattformen (osteuropäische, sibirische, chinesisch-koreanische, südchinesische, tarimische, hinduistische, australische, afrikanische, nord- und südamerikanische, ostbrasilianische und antarktische) Plattformen zugrunde (Abb. 40). Die Hauptstrukturen antiker Plattformen sind Schilde und Platten. Schilde sind positive (relativ erhöhte), im Grundriss meist isometrische Abschnitte von Plattformen, bei denen das präripheische Fundament an der Oberfläche hervortritt und die Sedimentbedeckung praktisch nicht vorhanden ist oder nur eine unbedeutende Dicke aufweist. Im Untergeschoss befinden sich früharchäische (Weißmeer) Blöcke aus Granit-Gneiskuppeln, spätarchäisch-frühproterozoische (karelische) gefaltete Zonen von Grünsteingürteln aus metamorphosiertem Grünstein-alteriertem Vulkangestein mit grundlegender Zusammensetzung und Sedimentgestein, inkl. eisenhaltige Quarzite.

Ein großer Bereich der Fundamente ist mit Sedimentbedeckung bedeckt und wird als Platte bezeichnet . Platten sind im Vergleich zu Schilden abgesenkte Abschnitte der Plattform. Abhängig von der Tiefe des Fundaments und dementsprechend der Dicke der Sedimentdecke werden Anteklisen und Syneklisen, perikratonische Tröge und Aulakogene sowie andere kleinere Strukturelemente unterschieden.

Anteklisen sind Plattenbereiche, innerhalb derer die Tiefe des Fundaments 1...2 km nicht überschreitet und in einigen Bereichen das Fundament bis zur Erdoberfläche reichen kann. Die dünne Sedimentdecke hat eine antiklinale Form der Oberflächenbiegung (Voronezh-Anteklise).

Syneklisen sind große flache isometrische oder leicht verlängerte Strukturen innerhalb von Platten, begrenzt durch angrenzende Schilde, Anteklisen usw. Die Tiefe des Fundaments und dementsprechend die Dicke der Sedimentgesteine ​​beträgt mehr als 3...5 km. Die Flügel haben eine synklinale Form von Biegeflächen (Moskau, Tunguska). Die Hänge von Anteklisen und Syneklisen bestehen normalerweise aus Erhebungen (sanfte Erhebungen) und Biegungen (Faltenbiegungen, die tiefe Verwerfungen widerspiegeln – Zhigulevskaya-Biegung).

Die größte Tiefe (bis zu 10...12 km) des Fundaments wird bei Aulacogenen beobachtet . Aulakogene sind relativ lange (bis zu mehreren hundert Kilometer) und schmale Tröge, die durch Verwerfungen begrenzt und mit dicken Schichten nicht nur aus Sedimentgestein, sondern auch aus Vulkangestein (Basalten) gefüllt sind, wodurch sie in ihrer Struktur rissartigen Strukturen ähneln. Viele Aulacogene degenerierten zu Syneklisen. Unter den kleineren Strukturen auf den Platten stechen Umlenkungen und Vertiefungen, Bögen und Schächte sowie Salzstöcke hervor.

Junge Plattformen haben ein junges Archaikum-Proterozoikum-Paläozoikum oder sogar Paläozoikum-Mesozoikum des Grundgesteins und dementsprechend ein noch jüngeres Alter des Deckgesteins - Meso-Känozoikum. Am meisten ein leuchtendes Beispiel Die junge Plattform ist die Westsibirische Platte, deren Sedimentbedeckung reich an Öl- und Gasvorkommen ist. Im Gegensatz zu den alten haben die jungen Plattformen keine Schilde, sondern sind von gefalteten Berggürteln und -regionen umgeben.

Faltengürtel füllen die Lücken zwischen antiken Plattformen oder trennen sie von Meeresgräben. Innerhalb ihrer Grenzen sind Gesteine ​​unterschiedlicher Herkunft intensiv gefaltet und von einer Vielzahl von Verwerfungen und Intrusivkörpern durchdrungen, was auf ihre Entstehung unter Bedingungen der Kompression und Subduktion lithosphärischer Platten hinweist. Zu den größten Faltengürteln gehören der Ural-Mongolei (Ochotsk), der Nordatlantik, die Arktis, der Pazifik (oft in Ost- und Westpazifik unterteilt) und das Mittelmeer. Sie alle entstanden am Ende des Proterozoikums. Die ersten drei Gürtel schlossen ihre Entwicklung am Ende des Paläozoikums ab, d. h. Sie existieren, ähnlich wie gefaltete Gürtel, seit mehr als 250...260 Millionen Jahren. Innerhalb ihrer Grenzen überwiegen in dieser Zeit nicht mehr horizontale Versetzungen, sondern relativ langsame vertikale Bewegungen. Die letzten beiden Gürtel – der Pazifik und das Mittelmeer – setzen ihre Entwicklung fort, die sich in der Manifestation von Erdbeben und Vulkanismus äußert.

In gefalteten Gürteln werden gefaltete Bereiche unterschieden, die sich an der Stelle scharf differenzierter und beweglicher Bereiche der geologischen Vergangenheit gebildet haben, d.h. wo es wahrscheinlich Prozesse der Ausbreitung, Subduktion oder anderer tektonischer Bewegungen gab, die für moderne Gebiete charakteristisch sind. Gefaltete Gebiete unterscheiden sich voneinander durch den Zeitpunkt der Bildung ihrer konstituierenden Strukturen und durch das Alter der Gesteine, die zu Falten gefaltet und von Verwerfungen und Intrusionen durchzogen sind. Auf Übersichtskarten zum Aufbau der Erdkruste werden üblicherweise folgende Bereiche unterschieden: die im späten Proterozoikum entstandene Baikalfaltung; Kaledonisch – im frühen Paläozoikum; Hercynium oder Variscian – an der Grenze von Karbon und Perm; Kimmerium oder Laramium – im späten Jura und in der Kreidezeit; Alpin – am Ende des Paläogens, Känozoikum – in der Mitte des Miozäns. Bestimmte Abschnitte mobiler Gürtel, in denen sich die Bildung der wichtigsten Faltstrukturen fortsetzt (seismofokale Zonen tiefkalter Erdbeben), werden von vielen Wissenschaftlern als moderne geosynklinale Gebiete betrachtet . Daher werden die Konzepte der Geosynkline und der konvergenten Grenzen, insbesondere der Wadati-Zavaritsky-Benioff-Zone, für die gleichen Strukturen (Abschnitte) der Erdkruste verwendet. Für antike Faltgebiete und Gürtel wird von Anhängern der Geosynklinaltheorie (Fixismus) in der Regel nur der Begriff der Geosynklinale verwendet, wonach vertikale Bewegungen eine führende Rolle bei der Bildung von Faltgebieten spielten. Das zweite Konzept wird von Befürwortern der Theorie der Bewegung lithosphärischer Platten (Mobilismus) für konvergente Grenzen verwendet, an denen unter Kompressionsbedingungen horizontale Bewegungen vorherrschen, die zur Bildung von Verwerfungen, Falten und infolgedessen zur Anhebung der Erdkruste führen , d.h. moderne Entwicklungsbereiche des Falzens.

Geosynklinale sind die sich am aktivsten bewegenden Bereiche der Erdkruste. Sie befinden sich zwischen den Plattformen und stellen deren bewegliche Gelenke dar. Geosynklinale sind durch tektonische Bewegungen unterschiedlicher Größe, Erdbeben, Vulkanismus und Faltungen gekennzeichnet. In der Zone der Geosynklinale kommt es zu einer intensiven Ansammlung dicker Sedimentgesteinsschichten. Etwa 72 % der gesamten Sedimentgesteinsmasse sind auf sie beschränkt und nur 28 % auf den Plattformen. Die Entwicklung der Geosynklinale endet mit der Faltenbildung, d.h. Bereiche mit starker Kompression von Gesteinen in Falten, aktiven Verwerfungen und infolgedessen vertikalen tektonischen Bewegungen nach oben. Dieser Vorgang wird Orogenese (Gebirgsbildung) genannt und führt zur Zerstückelung des Reliefs. So entstehen Gebirgszüge und Zwischengebirgssenken – Gebirgsländer.

Innerhalb der gefalteten Berggebiete werden Antiklinorien, Synklinorien, Randmulden und andere kleinere Strukturen unterschieden. Ein charakteristisches Merkmal der Struktur von Antiklinorien besteht darin, dass ihre Kerne (axiale Teile) die ältesten oder intrusivsten (tiefen) magmatischen Gesteine ​​enthalten, die zur Peripherie der Strukturen hin durch „jüngere“ Gesteine ​​​​ersetzt werden. Die axialen Teile der Synklinorien bestehen aus „jüngeren“ Gesteinen. Beispielsweise sind in den Kernen der Antiklinorien der herzynischen Region (Paläozoikum) mit Gebirgsfalten im Ural archäisch-proterozoische metamorphe Gesteine ​​oder Intrusivgesteine ​​freigelegt. Insbesondere die Kerne des Ostural-Antiklinoriums bestehen aus Granitoiden, weshalb es manchmal als Antiklinorium aus Granitintrusionen bezeichnet wird. Die Synklinorien dieses Gebietes enthalten in der Regel devonisch-karbonische sedimentär-vulkanogene Gesteine, die in unterschiedlichem Maße metamorphisiert sind; Im Randtal befinden sich dicke Schichten der „jüngsten“ Gesteine ​​des Paläozoikums – Perm. Am Ende des Paläozoikums (vor etwa 250 bis 260 Millionen Jahren), als sich die Uralgebirgsfaltenregion bildete, existierten hohe Bergrücken anstelle von Antiklinorien und Senken-Täler anstelle von Synklinorien und Randmulden. In den Bergen, wo Gesteine ​​an der Erdoberfläche freiliegen, werden exogene Prozesse aktiviert: Verwitterung, Entblößung und Erosion. Flussströme zerschnitten und zerschnitten die aufsteigende Region in Gebirgsketten und Täler. Eine neue geologische Etappe beginnt – Plattform.

So weisen die Strukturelemente der Erdkruste – geologische Strukturen unterschiedlicher Ebenen (Ränge) – bestimmte Entwicklungs- und Strukturmerkmale auf, die sich in der Kombination verschiedener Gesteine, den Bedingungen (Formen) ihres Vorkommens, dem Alter und auch dem Einfluss auswirken Form der Erdoberfläche - Relief. In diesem Zusammenhang müssen Bauingenieure bei der Vorbereitung verschiedener Entwurfsmaterialien sowie beim Bau und Betrieb von Bauwerken, insbesondere Straßen, Rohrleitungen und anderen Autobahnen, die Besonderheiten der Bewegung und Struktur der Erdkruste und Lithosphäre berücksichtigen.

Die größten Strukturelemente der Erdkruste sind Kontinente und Ozeane. 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, und diese Unterschiede erstrecken sich über die gesamte Lithosphäre und in mancherorts die Tektonosphäre. Innerhalb von Kontinenten und Ozeanen werden kleinere Strukturelemente unterschieden.

Strukturelemente der kontinentalen Kruste. Zu den Hauptstrukturelementen von Kontinenten gehören Kontinentalplattformen und mobile Gürtel sowie tiefe Verwerfungen.

Kontinentale Plattformen (Cratons) Sie stellen die ursprünglichen Kerne der Kontinente dar und nehmen weite Teile ihrer Fläche ein – etwa eine Million Quadratkilometer. Sie bestehen aus typischer kontinentaler Kruste mit einer Dicke von 35–45 km. Die Lithosphäre innerhalb ihrer Grenzen erreicht eine Dicke von 150–200 km, einigen Daten zufolge sogar 400 km.

Beim Aufbau von Bahnsteigen werden zwei Traggeschosse unterschieden: das Fundament und die Decke. Die Mächtigkeit der Sedimentdecke beträgt durchschnittlich 3–5 km und in den tiefsten Tälern und Senken 10–12 km. In Ausnahmefällen (Kaspisches Tiefland) – 20 – 25 km. Das kristalline Grundgestein bildet den unteren Strukturboden der Plattformen und besteht hauptsächlich aus in unterschiedlichem Ausmaß metamorphisierten sowie intrusiv-magmatischen Gesteinen, unter denen Granit die Hauptrolle spielt. Die Plattformen zeichnen sich normalerweise durch flaches Gelände aus, manchmal Tiefland, manchmal Plateau. Einige ihrer Teile können von flachen, epikontinentalen Meeren bedeckt sein, wie zum Beispiel dem heutigen Asowschen Meer, dem Baltischen Meer und dem Weißen Meer. Sie zeichnen sich außerdem durch die geringe Geschwindigkeit moderner vertikaler Bewegungen, eine schwache Seismizität, das Fehlen oder seltene Auftreten vulkanischer Aktivität und einen im Vergleich zum durchschnittlichen terrestrischen Durchschnitt verringerten Wärmefluss aus. Im Allgemeinen sind Plattformen die stabilsten und ruhigsten Teile der Kontinente.

Am typischsten sind antike Plattformen, d. h. Plattformen, deren kristallines Fundament während des Archaikums - Proterozoikums gebildet wurde. Präkambrische Plattformen bilden die ältesten und zentralen Teile der Kontinente und nehmen etwa 40 % ihrer Fläche ein; Für sie wird üblicherweise der Begriff „Kraton“ verwendet. Zu den antiken Plattformen gehören nordamerikanische, südamerikanische, osteuropäische, sibirische, chinesisch-koreanische, afrikanische, indische, australische, antarktische und südchinesische Plattformen. Das Untergeschoss antiker Plattformen wird von archaischen und frühproterozoischen Formationen dominiert. Diese Formationen sind normalerweise stark metamorphisiert; Die Hauptrolle spielen dabei Gneise und kristalline Schiefer, Granite sind weit verbreitet. Daher wird ein solches Fundament Granit-Gneis oder einfach kristallin genannt.

Einen deutlich kleineren Bereich in der Struktur der Kontinente (5 %) nehmen junge Plattformen ein, die sich entweder an der Peripherie der Kontinente befinden, wie z. B. die mittel- und westeuropäischen, ostaustralischen, patagonischen, oder zwischen antiken Plattformen, z Beispiel: die westsibirische Plattform zwischen dem alten Osteuropa und Sibirien. Das Fundament junger Plattformen besteht hauptsächlich aus sedimentär-vulkanischen Gesteinen des Phanerozoikums, die eine schwache oder sogar anfängliche Metamorphose erfahren haben. Granite und andere intrusive Formationen, unter denen Ophiolithgürtel zu erwähnen sind, spielen bei der Zusammensetzung dieses Fundaments, das im Gegensatz zum Fundament antiker Plattformen nicht als kristallin, sondern als gefaltet bezeichnet wird, eine untergeordnete Rolle. Abhängig vom Alter der endgültigen Faltung dieses Kellers werden junge Plattformen oder Teile davon in epikaledonische, epihercynische und epikimmerische unterteilt. Junge Plattformen sind viel stärker mit Sedimenten bedeckt als alte und werden daher oft einfach als Platten bezeichnet. Eher in Ausnahmefällen findet man Vorsprünge des Grundgebirges, die von der jüngsten tektonischen Aktivität nicht betroffen sind und sich daher nicht in intrakontinentale Orogene umgewandelt haben, einer davon ist der Kasachische Schild. Dementsprechend haben junge Plattformen außerhalb solcher Schilde oder Massive einen flachen, oft Tieflandcharakter.

Die Oberfläche der Plattformen ist heterogen. Hier lassen sich mehrere kleinere tektonische Einheiten unterscheiden:

Kristallschilde sind vor allem für antike Plattformen charakteristisch und stellen große Bereiche dar, die der Tagesoberfläche des kristallinen Grundgebirges freiliegen. Fast während der gesamten Erdgeschichte zeigten diese Bereiche der Kontinentalkruste eine stetige Tendenz zur Hebung und Entblößung, wodurch die Sedimentbedeckung hier geringe Mächtigkeiten aufweist. Kristalline Schilde sind innerhalb der Plattformen der nördlichen Reihe leicht zu unterscheiden, wo sie auf allen Seiten von Sedimentbedeckung umgeben sind (kanadische, ukrainische, aldanische, anabarische, baltische Schilde), aber viel schwieriger innerhalb der Plattformen der südlichen Reihe, insbesondere der Afrikanisch und Hindustan, auf deren Fläche das kristalline Grundgebirge größtenteils an der Oberfläche freigelegt ist und die Sedimentbedeckung dagegen begrenzter in geschlossenen Senken verteilt ist. In jungen Plattformen sind kristalline Schilde oder kristalline Massen praktisch nicht zu finden.

Anteklisen Es handelt sich um große und sanft abfallende unterirdische Kelleraufzüge mit einem Durchmesser von Hunderten von Kilometern. Die Tiefe des Fundaments und dementsprechend die Dicke der Sedimentbedeckung in ihren gewölbten Teilen beträgt nicht mehr als 1–2 km. Manchmal gibt es in der Mitte der Anteklise relativ kleine Aufschlüsse des Grundgebirges (Voronezh-Anteklise der Russischen Platte, Olenek-Anteklise in Sibirien usw.). In einigen Fällen scheinen Anteklisen mehrere Eckpunkte zu haben; Diese Gipfel werden Bögen genannt, zum Beispiel die Tataren- und Tokmakov-Bögen der Voglo-Ural-Anteklise.

Syneklisen – große, sanfte, fast flache Kellersenken bis zu 3 – 5 km und eine relativ dicke Sedimentbedeckung. Dabei ist zu berücksichtigen, dass es sich bei Anteklisen und Syneklisen um sehr flache Bauformen handelt: Der Neigungswinkel der Schichten beträgt weniger als 1 0 . Auf gondwanischen Plattformen sind Syneklisen isolierte Senken, die von Kelleraufschlüssen umgeben sind (Kongo-, Amazonas-Syneklisen usw.). Auf den Plattformen der nördlichen Reihe werden Syneklisen meist durch Anteklisen oder Schilde begrenzt. Typisch sind die Moskauer Syneklise der Russischen Platte, die Amudarya-Syneklise der Turan-Platte usw.

Aulakogene – klare lineare Gräben – Täler, die sich über viele Hundert Kilometer mit einer Breite von Dutzenden und manchmal Hunderten von Kilometern erstrecken, durch Verwerfungen (Verwerfungen) begrenzt und mit dicken Sedimentschichten gefüllt sind. Die Tiefe des Fundaments beträgt oft 10–12 km und die konsolidierte Kruste und Lithosphäre insgesamt sind häufig dünner. Die geologische Entwicklung der Aulacogene hat einen doppelten Charakter. In einigen Fällen erfolgt die Degeneration von Aulacogenen durch gleich große Täler in Syneklisen und ist ein häufiges Phänomen. Viele Wissenschaftler, insbesondere N.S. Shatsky glauben, dass an der Basis der meisten, wenn nicht aller Syneklisen Paläorifte – Aulacogene – stehen sollten. In anderen Fällen entwickeln sich Aulacogene infolge von Kompressionsprozessen der Lithosphäre zu gefalteten Zonen unterschiedlicher Komplexität – Schwellungen.

Bewegliche Riemen. Unter den mobilen Gürteln der Kontinente werden Faltengürtel, Epiplattform-Orogene und Rifts unterschieden.

Faltengürtel. Es handelt sich um lineare Planetenstrukturen, viele tausend Kilometer lang und mehr als 1000 km breit. Sie nehmen marginale kontinentale oder interkontinentale Positionen ein und teilen und umrahmen kontinentale Plattformen (Pazifik, Ural-Ochotsk, Mittelmeer, Nordatlantik, Arktis). Hierbei handelt es sich um sehr komplexe und strukturell vielfältige Strukturen, die sich im Proterozoikum zu bilden begannen und orogene Deckenfaltenstrukturen mit zunehmender Dicke der Kontinentalkruste und stark zergliederter Topographie darstellen. Sie bestehen aus dicken Schichten von Sediment- und Vulkangesteinen, die in Falten zerkleinert und entlang von Störungszonen relativ zueinander verschoben werden. Dabei handelt es sich um tektonisch aktive Gebiete der Kontinente, die sich durch eine hohe Seismizität und eine intensive Ausprägung der Prozesse des Magmatismus und der Metamorphose auszeichnen. Sie zeichnen sich durch erhebliche Geschwindigkeiten und Amplituden tektonischer Bewegungen aus. Faltengürtel werden von benachbarten Kontinentalplattformen durch Mulden oder Randnähte getrennt, die durch tiefe Verwerfungen dargestellt werden. Die Hauptstrukturelemente beweglicher Riemen sind gefaltete Bereiche(große Gürtelabschnitte, die sich in der Entwicklungsgeschichte und Struktur unterscheiden und durch große Querstörungen voneinander getrennt sind; Ostkasachstan, Altai-Sayan und Mongol-Ochotskische Regionen des Ural-Ochotsk-Gürtels); gefaltete Systeme(eindeutige lineare Strukturen, die innerhalb gefalteter Regionen unterschieden werden, eine Länge von mehr als tausend Kilometern haben und durch starre Blöcke der Erdkruste getrennt sind – Mittelmassive; Ural-, Kaukasus-, Nord-Tien-Shan-Systeme). Faltsysteme bestehen aus separaten Synklinorien und Antiklinorien. Synklinorien - negative Strukturen, die im Endstadium der Entwicklung ein längeres Absinken und eine starke Faltung erlebten; gekennzeichnet durch große Mächtigkeiten vulkanogener und sedimentärer Gesteine, überwiegend feines klastisches Gestein; Der Faltspiegel hat eine konkave Form. A Nticlinoria – positiv gefaltete Strukturen, die Synklinorien trennen und sie entlang großer Verwerfungen begrenzen; gekennzeichnet durch ein Überwiegen positiver Bewegungen; geringere Schichtdicke, vorherrschende Verteilung von grobem Material, Falten haben einen konvexen Faltenspiegel. Anticlinoria und Synclinoria wiederum bestehen aus einer Vielzahl von Antiklinalen und Synklinalen.

Das Schicksal von Faltengürteln nach dem Ende ihrer aktiven Entwicklung bestand in der Regel darin, dass ihre gebirgigen Relief- und Faltenüberschiebungsstrukturen durch Denudation allmählich abgeschnitten und das orogene Regime durch ein ruhigeres Plattformregime ersetzt wurden. Anschließend werden einzelne Teile der Gürtel mit Sedimentbedeckung bedeckt und verwandeln sich in Platten junger Plattformen, wie es beim nördlichen, westsibirischen Teil des Ural-Ochotsk-Gürtels und bei der nördlichen Peripherie des Mittelmeergürtels der Fall war, der jetzt von der besetzt ist Westeuropäische, skythische und turanische Platten. In anderen Teilen des Gürtels kam es in der jüngsten tektonischen Ära wiederholt zu Gebirgsbildungen im Landesinneren; Beispiele sind der Ural, Tien Shan, Altai und eine Reihe anderer Gebirgsstrukturen im Ural-Ochotskischen und Mittelmeergürtel.

Epiplattform-Orogene (orogene Binnengürtel) bilden sich an der Stelle von Territorien, die lange Zeit eine Plattform darstellten, d.h. Ihrer Entstehung ging ein Plattformentwicklungsstadium voraus, weshalb sie sekundäre Orogene genannt wurden. Die Prozesse, durch die diese Strukturen entstanden, werden als tektonische Aktivierung von Plattformen bezeichnet. Epiplattform-Orogengürtel weisen bergiges Gelände und eine hohe Seismizität, aber eine geringe magmatische Aktivität auf.

Es gibt drei Haupttypen von Epiplattform-Orogenen:

1. Strukturen direkt neben Faltbändern. Ihre Entstehung ist mit der Orogenese in benachbarten Faltengürteln verbunden. Die größten Vertreter dieser Strukturen sind die Gebirgssysteme Altai, Tien Shan, Hindukusch, Pamir, Baikalregion, Transbaikalien, Tibetisches Plateau, Colorado-Plateau, gebirgige Krim;

2. Epiplattform-Orogene, die sich innerhalb der passiven Ränder von Kontinenten wie den Appalachen, den skandinavischen Bergen usw. befinden. Es wird angenommen, dass sie durch Kompression entstanden sind, deren Quelle die Riftzonen der mittelozeanischen Rücken waren;

3. Lineare Hebungen in den Tiefen von Plattformen, fernab von Faltengürteln und Ozeanen (intraplattformsekundäre Orogene). Der Ural, der Timan-Rücken, das Putorana-Plateau in Sibirien, das Deccan-Plateau in Hindustan. Die Entstehung linearer Orogene ist mit Druckspannungen entlang alter Nähte innerhalb der Plattformen verbunden, und isometrische Orogene sind mit Vorsprüngen der Asthenosphäre und aufsteigenden Konvektionsströmen des Mantels verbunden.

Kontinentale Risse Hierbei handelt es sich um Systeme seismisch aktiver Tröge, die durch Dehnung und Verdichtung der Lithosphäre entstanden sind und in der Tiefe von Vorsprüngen der asthenosphärischen Schicht begleitet werden, die zu einem Anstieg des Wärmeflusses und der aktiven magmatischen Aktivität führten. Zum größten Teil bildeten sich kontinentale Rifts im Neogen-Quartär an der Stelle großer gewölbter Hebungen der kontinentalen Kruste. Die Entstehung von Rissen kann auf Prozesse der tektonischen Aktivität von Plattformen zurückgeführt werden. Aktive Riftzonen von Kontinenten sind durch zergliedertes Relief, Seismizität und Vulkanismus gekennzeichnet. Die zentrale Position in der Riftzone wird normalerweise von einem 40-50 km breiten Tal eingenommen, das von Verwerfungen begrenzt wird, die oft Stufensysteme bilden. Tektonische Blöcke entlang der Riftränder werden auf Höhen von 3.000 – 3.500 m oder mehr angehoben. Die Länge von Kontinentalrissen beträgt Hunderte und sogar Tausende von Kilometern und die Breite reicht von mehreren Kilometern bis zu mehreren Dutzend und Hunderten von Kilometern. Am meisten namhafte Vertreter Diese Strukturen sind der Ostafrikanische Gürtel, der Baikal- und der Rheingraben. Die alten Analoga von Rissen sind Aulacogene.

Innerhalb von Kontinenten werden Plattformen und Faltengürtel häufig von tiefen Verwerfungen durchschnitten. tiefer Fehler ist eine regionale oder planetarische Struktur eines Bruchs in der Erdkruste, der entstanden ist Fern und erhebliche Tiefe, die mit intensiven tektonischen, magmatischen und metamorphen Prozessen über einen langen Zeitraum verbunden ist. Tiefe Verwerfungen trennen große Blöcke der Erdkruste, die sich in tektonischem Regime, Struktur und Entwicklungsgeschichte unterscheiden.

Strukturelemente der ozeanischen Kruste. Die größten und bedeutendsten Elemente des Meeresbodens sind mittelozeanische Rücken, Meeresplattformen und Transformstörungen.

Mittelozeanische Rücken. Sie bilden ein Planetensystem mit einer Gesamtlänge von etwa 60.000 km, das alle Ozeane durchquert und etwa 1/3 der Oberfläche ihres Bodens einnimmt. Die ozeanische Kruste innerhalb der mittelozeanischen Rücken weist eine minimale Dicke auf und fehlt an manchen Stellen vollständig; Die Dicke der Lithosphäre beträgt normalerweise nicht mehr als 30 km.

Mittelozeanische Rücken sind auf ihrer gesamten Länge tektonisch und vulkanisch aktiv und stellen moderne Ausbreitungszonen dar, d.h. Zonen der Ausdehnung des Meeresbodens und des Wachstums neu gebildeter ozeanischer Kruste.

Es ist zu beachten, dass diese Strukturen im Atlantischen und Indischen Ozean eine mittlere Position einnehmen, während sie im Pazifik und in der Arktis an eine der Grenzen dieser Ozeane verschoben sind. Die Rücken erheben sich 1–3 km über dem Meeresboden, ihre Breite reicht von Hunderten bis 2–3.000 km. Einige Bergrücken oder ihre Segmente, die sich durch ihre größere Breite (bis zu 4.000 km) und sanfte, relativ schwach zergliederte Hänge auszeichnen, werden als mittelozeanische Erhebungen bezeichnet.

In der Struktur des MOR werden Axial-, Kamm- und Flankenzonen unterschieden.

Axiale Gratzonen oft ausgedrückt durch schmale (Breite 20-30 km, Tiefe 1-2 km) zentrale Rift-Täler, die sich durch Seismizität und hohen Wärmefluss auszeichnen, aktive Expansionsachsen mit Spannungsrissen, zahlreiche Zentren vulkanischer Eruptionen und gefrorene Lavaseen darstellen. Die axialen Teile der Rücken dienen als axiale Zonen für die Freisetzung der inneren Wärme der Erde, sind moderne Seismizitätsgürtel und entsprechen den unmittelbaren Grenzen lithosphärischer Platten, wo es zur Neubildung der ozeanischen Kruste kommt.

Gratzonen liegen auf beiden Seiten von Rift-Tälern, haben eine Breite von 50-100 km und zeichnen sich durch eine stark zergliederte Topographie und Blocktektonik aus. Sie sind durch Längsverwerfungen in schmale Blöcke unterteilt, die relativ zueinander angehoben oder abgesenkt sind.

Flankenzonen von Graten haben die größte Breite und nehmen zum Meeresboden hin sanft ab. Fast aseismisch.

Ozeanplattformen/Platten Es handelt sich um große Flächenstrukturen, die weite Räume zwischen mittelozeanischen Rücken und den Unterwasserrändern von Kontinenten einnehmen. Sie zeichnen sich durch eine relativ ruhige tektonische Umgebung, einen normalen Wärmefluss und eine begrenzte Manifestation von Vulkanismus aus. Fast aseismisch.

Das Relief ozeanischer Plattformen besteht aus Tiefseeebenen (Abgrundtiefen) mit Erhebungen und Graten, die sie erschweren. Einige Tiefseeebenen, insbesondere im Atlantik und im Indischen Ozean, weisen eine nahezu vollkommen flache Topographie auf, wenn alle Unregelmäßigkeiten durch eine ausreichend dicke Sedimentschicht ausgeglichen werden, andere hauptsächlich in Pazifik See, zeichnen sich durch ein hügeliges Relief aus, das alle Unregelmäßigkeiten der darunter liegenden Basaltschicht widerspiegelt. In den Ebenen erheben sich Unterwasser-Vulkanberge, die manchmal in Form von Inseln über die Meeresoberfläche hinausragen (zum Beispiel die Insel La Réunion im Indischen Ozean, die Hawaii-Inseln).

Die wichtigsten Strukturelemente von Meeresplattformen sind Becken und die sie trennenden inneren Erhebungen.

Becken Normalerweise bewohnen sie niedrige Gebiete in Tiefseeebenen. Die Tiefe des Ozeans über ihnen beträgt 4000–6000 m. Diese Strukturen haben eine typische ozeanische Krustendicke von 5–6 km. Beispiele für Becken sind das Guayana-, das Brasilianische und das Iberische Becken im Atlantischen Ozean; Nordwesten, Nazca, Kokosnuss im Pazifischen Ozean.

Ozeanische Anstiege innerhalb der Platte die die Becken trennen und durch große Unterwasserhügel und -kämme dargestellt werden. Die Hügel haben normalerweise ovale, abgerundete Umrisse (der Bermuda-Anstieg im Atlantischen Ozean). Einige von ihnen wurden aufgrund ihres flachen Geländes Hochebenen genannt. Intraplattenkämme sind ausgeprägte lineare Strukturen, die sich über Tausende von Kilometern erstrecken. Im Gegensatz zu MORs sind sie aseismisch. Ozeananstiege ragen 2-3 km oder mehr über angrenzende Becken hinaus und ihre höchsten Gebiete bilden Inseln und ganze Archipele (Bermuda, Kapverdische Inseln). Hebungen haben eine verdickte ozeanische Kruste

Eine andere Art von Intraplatten-Hebungen sind Mikrokontinente mit verdünnter Kontinentalkruste (bis zu 25–30 km). Sie zeichnen sich durch eine flache, ebene Reliefoberfläche in einer Tiefe von 2–3 km aus und äußern sich morphologisch als Unterwasserplateaus mit Inseln in den höchsten Teilen (Seychellen-Archipel im Indischen Ozean).

Fehler umwandeln – Hierbei handelt es sich um Verwerfungen, die das MOR in separate Segmente unterteilen, die um Hunderte von Kilometern gegeneinander verschoben sind. In der Bodentopographie äußern sich Transformstörungen durch mehr als 1 km hohe Felsvorsprünge und entlang dieser verlaufende schmale Schluchten mit einer Tiefe von bis zu 1,5 km. Entlang der Verwerfungen wird vulkanische Aktivität beobachtet. Die größten der Transform-Verwerfungen durchqueren nicht nur das MOR und die Tiefseeebenen, sondern können sich auch innerhalb benachbarter Kontinente fortsetzen (die Mendocino-Verwerfung im Pazifischen Ozean). An der Kreuzung des MOR mit Transformstörungen treten häufig große vulkanische Strukturen auf, die oft in Form von Inseln über die Wasseroberfläche hinausragen (Azoren; Osterinsel).

Kontrollfragen und Aufgaben

• 1. Was sind relative und absolute Chronologie?
• 2. Worauf basiert die stratigraphische Methode?
• 3. Worauf basiert die lithologisch-petrographische Methode?
• 4. Was ist die paläontologische Methode?
• 5. Erklären Sie die stratigraphische Skala.
• 6. Welche Methoden zur Bestimmung des absoluten Alters gibt es? Erzählen Sie uns davon.
• 7. Erzählen Sie uns etwas über die geochronologische Skala.

TEKTONISCHE BEWEGUNGEN UND TEKTONISCHE STRUKTUREN DER ERDKRUSTE

Tektonische Bewegungen vielfältig. Einige führen zur Bildung großer Erhebungen und Täler, andere äußern sich im Zusammenbruch von Schichten in Falten und wieder andere verursachen die Bildung von Verwerfungen und Brüchen. Es gibt zwei Haupttypen tektonischer Bewegungen: vertikale und horizontale.

Vertikal Bewegungen der Erdkruste führen zu deren Aufwölbung (relative Hebung) und Absenkung über große Flächen. Ein Merkmal vertikaler Schwingungsbewegungen der Erdkruste ist ihre kontinuierliche und weit verbreitete Manifestation im Laufe der Erdgeschichte.

In der modernen Verteilung von Kontinenten und Ozeanen, in den Prozessen der Gebirgsbildung und des Vulkanismus kommt ihnen die größte Bedeutung zu horizontal Bewegungen, die zum Falten von Schichten führen. Ein in Falten gelegter Rindenabschnitt kann nicht in seinen ursprünglichen Zustand zurückkehren. Eine weitere Transformation der Strukturform kann nur in Richtung einer größeren Komplexität der gefalteten Struktur erfolgen.

Tektonische Bewegungen werden durch die Ansammlung von Wärme im Erdinneren infolge des radioaktiven Zerfalls instabiler Elemente verursacht, was zu einem Ungleichgewicht der Gesteinsmassen führt.

Die Erde ist der dritte Planet von der Sonne aus Sonnensystem. Dank seiner Einzigartigkeit, vielleicht einzigartig im Universum natürliche Bedingungen es wurde der Ort, an dem organisches Leben entstand und sich entwickelte.

Die Erdoberfläche beträgt 510,2 Millionen km2, wovon etwa 70,8 % im Weltmeer liegen. Seine durchschnittliche Tiefe beträgt etwa 3,8 km, die maximale Tiefe (Mariinskaya-Graben im Pazifischen Ozean) beträgt 11.022 km, das Wasservolumen beträgt 1370 Millionen km 2, der durchschnittliche Salzgehalt beträgt 35 g/l. Land macht jeweils 29,2 % aus und besteht aus sechs Kontinenten und Inseln. Es erhebt sich durchschnittlich 875 m über dem Meeresspiegel. Berge nehmen mehr als 1/3 der Landoberfläche ein.

Tektonische Strukturen der Erdkruste - Hierbei handelt es sich um isolierte Gebiete, die sich von angrenzenden Gebieten durch bestimmte Strukturmerkmale, die Geschichte der geologischen Entwicklung und die Zusammensetzung der sie bildenden Gesteine ​​unterscheiden. Bewegungen der Erdkruste und tieferer Schalen, die zur Bildung und Veränderung verschiedener tektonischer Strukturen führen, werden als Tektonik bezeichnet.

Die größten tektonischen Strukturen der Erdkruste sind Kontinente und Ozeane (Abb. 1.1). Die grundlegenden Unterschiede zwischen ihnen sind das Fehlen einer Granitschicht unter den Ozeanen, eine Abnahme der Dicke der Basaltschicht und das flache Vorkommen der Mohorovicic-Oberfläche unter den Ozeanen im Vergleich zu den Kontinenten. Es gibt kontinentale (kontinentale), ozeanische und Übergangskruste.

Zu den wichtigsten Strukturelementen von Kontinenten gehören Kontinentalplattformen und mobile Gürtel.

Ozean Kontinent Ozean

Reis. 1.1. Die Struktur der Erdkruste unter Kontinenten und Ozeanen: 7 - Sedimentschicht; 2 - Granitschicht; 3 - Basaltschicht

Kontinente zeichnen sich durch bestimmte Merkmale aus:

• 1) erhöhte Dicke der Erdkruste, die eine granitmetamorphe Schicht enthält;
• 2) Der obere Mantel hat eine heterogene Asthenosphäre, er ist arm an Basalten und kälter;
• 3) es sind sowohl mafischer als auch silizischer Magmatismus vorhanden;
• 4) Die kontinentale Lithosphäre entstand aufgrund geosynklinaler Prozesse, die zur Bildung einer dicken granitmetamorphen Schicht führten.

Kontinente enden nicht am Rande des Ozeans, sondern setzen sich unter dem Meereswasser fort.

Das Konzept der Plattformen entstand in Ende des 19. Jahrhunderts V. im Gegensatz zu den beweglichen Gürteln der Erdkruste, die damals den Namen „Geosynklinale“ erhielten. Der Begriff „Plattform“ tauchte erstmals 1904 in der französischen Übersetzung des Hauptwerks des österreichischen Geologen E. Suess „Das Antlitz der Erde“ auf. Im Jahr 1921 schlug der australische Tektoniker L. Kober für die stabilen Teile der Kontinente den Begriff „Kratogen“ (aus dem Griechischen) vor. Kratos - stark, stabil), den der deutsche Wissenschaftler G. Stille auf den Namen „Kraton“ verkürzte.

Plattformen stellen große und relativ tektonisch stabile Abschnitte der Erdkruste mit einem Durchmesser von Tausenden Kilometern dar. Sie zeichnen sich durch bestimmte Merkmale aus: Entstehungsalter, Lage und das Vorhandensein von zwei Strukturgeschossen.

Es gibt zwei Arten von Plattformen: kontinentale und ozeanische.

Kontinentale Plattformen Sie nehmen weite Gebiete von Millionen Quadratkilometern ein und bestehen aus einer bis zu 30–45 km dicken kontinentalen Kruste. Die Lithosphäre innerhalb ihrer Grenzen erreicht eine Dicke von 150-200 km und einigen Daten zufolge bis zu 400 km.

Die Plattformen zeichnen sich durch eine flache Tief- oder Plateautopographie, eine geringe Geschwindigkeit tektonischer Bewegungen, eine schwache Seismizität, das Fehlen oder seltene Auftreten vulkanischer Aktivität und einen verringerten Wärmefluss aus. Dies sind die stabilsten und ruhigsten Gebiete der Kontinente. Ein Teil des Plattformgebiets ist von Meerwasser bedeckt (z. B. Ostsee, Weiß, Asow). Sie unterscheiden sich im Entstehungsalter, der Lage und dem Vorhandensein zweier Strukturgeschosse.

Ozeanplattformen Am Boden der Ozeane (Ozeanbecken) haben sie eine normale ozeanische Kruste und eine schwache Sedimentbedeckung. In der Struktur der Plattform werden zwei Strukturböden unterschieden: der erste (untere) ist ein konsolidiertes Faltfundament und der zweite (obere) ist eine Sedimentdecke.

Das Fundament wird durch Formationen eines geosynklinalen Gürtels, einer Region oder eines Systems dargestellt, die stark verschoben, metamorphosiert und von zahlreichen intrusiven Körpern durchdrungen sind. Es ist üblich, zwischen kristallinen und gefalteten Fundamenten zu unterscheiden. Kristall Das Fundament besteht aus Graniten, Gneisen, Glimmerschiefern, d. h. überwiegend intrusives magmatisches und tief metamorphisiertes Gestein. gefaltet Das Fundament besteht hauptsächlich aus effusiven magmatischen Formationen und stark metamorphisierten Gesteinen: Schiefer, Phyllite, Hornfels usw., die größtenteils verschoben sind.

Basierend auf dem Zeitpunkt der Bildung des gefalteten Fundaments werden zwei Haupttypen von Plattformen unterschieden: alte und junge.

Antike Plattformen nehmen etwa 40 % der Fläche des Kontinents ein. Dazu gehören nordamerikanische, osteuropäische, sibirische, südamerikanische (brasilianische), afrikanische (afrikanisch-arabische), australische, antarktische usw. Sie sind in der Regel durch Randnähte – große tiefe Verwerfungen – begrenzt und durch gefaltete Gürtel begrenzt.

Stiftung antike Plattformen, die unter den Bedingungen eines geosynklinalen tektonischen Regimes entstanden sind. Es wird von metamorphosierten (von Grünschiefer bis hin zu Granulitfazies der Metamorphose) stark dislozierten archaischen und frühen proterozoischen Formationen dominiert; Spätproterozoische Arten sind viel seltener. Hauptrolle Darunter sind Gneise und kristalline Schiefer, außerdem sind Granitoide weit verbreitet. In diesem Zusammenhang wird diese Art von Fundament als Granit-Gneis oder einfach kristallin bezeichnet.

Bedeutende Bereiche der Fundamente antiker Plattformen sind von nicht metamorphosierten Sedimenten bedeckt Plattformkoffer mit einer Dicke von 3–5 km und in einigen Fällen 15–18 km oder mehr. Die Zusammensetzung der Sedimente ist vielfältig, am häufigsten überwiegen jedoch Sedimentgesteine ​​marinen und kontinentalen Ursprungs, die über ein großes Gebiet verteilte Schichten und Schichten bilden. Karbonatgesteine ​​sind sehr typisch – Kalksteine, Kreide, Dolomite, Mergel; Sande, Tone, Sandsteine, Tonsteine ​​sind weit verbreitet; Konglomerate, Evaporite, kohlehaltige Ablagerungen und Phosphorite sind seltener. Darüber hinaus kann die Bedeckung Bedeckungen aus kontinentalen Basalten (Plateaubasalten) und gelegentlich sauren Vulkaniten umfassen. Gletscherablagerungen sind typisch für viele Plattformen.

Die Sedimentbedeckung antiker Plattformen entstand unter den Bedingungen eines plattformtektonischen Regimes und wird durch Gesteine ​​repräsentiert, die im Oberproterozoikum, Paläozoikum, Mesozoikum und Känozoikum abgelagert wurden. Die antiken Plattformen machen etwa 40 % der Fläche der modernen Kontinente der Erde aus.

Junge Plattformen nehmen einen deutlich kleineren Bereich der Kontinente ein (ca. 5 %) und liegen entweder an der Peripherie antiker Plattformen, wie der ost- und westeuropäischen, ostaustralischen und patagonischen, oder dazwischen, beispielsweise der westsibirischen Plattform zwischen dem alten Osteuropa und Sibirien. Das Relief junger Plattformen – Ebenen und Tiefland – ähnelt dem alter Plattformen. Sie zeichnen sich durch eine stark geneigte Deckung, einen geringeren Metamorphosegrad des Grundgesteins und eine deutliche Vererbung der Deckstrukturen von den Grundgesteinen aus.

Stiftung Die jungen Plattformen bestehen aus Faltengürteln, die im Obersilur-Mitteldevon (Kaledonium), im Oberperm-Mitteltrias (Hercynium) oder im Unter-Mitteljura (Kimmerium) eine Entblößung erlebten und ihre Entwicklung abschlossen. Sie bestehen hauptsächlich aus sedimentär-vulkanogenen Gesteinen des Phanerozoikums, die Faltungsverformungen und schwache (Grünschieferfazies) oder sogar nur anfängliche Metamorphose erfahren haben.

Plattformkoffer junge Plattformen werden durch Sedimentgesteine ​​des Paläogens, Neogens und Quartärs repräsentiert, die praktisch keine Spuren von Metamorphose aufweisen. Sedimentgesteine ​​sind dünn (2-3 km, seltener mehr) und bedecken die Oberfläche eines gefalteten Kellers, oft mit einer scharfen eckigen Diskordanz. Die Diskordanz spiegelt die geologische Geschichte der Plattform wider: Das gefaltete Blockfundament entstand während der orogenen Phase der Entwicklung des Geosynklinalsystems, dann sank das Territorium ab und Deckgestein sammelte sich auf der Oberfläche des „Orogens“. Sediment- und vulkanogene Formationen der Bedeckung liegen in Winkeln von 1–3° und sehr selten auch mehr. An einigen Stellen wird die Struktur der Decke durch Gräben und grabenartige Mulden erschwert - Aulacogene(aus dem Griechischen - Furche geboren).

Die Plattformen begrenzen meist quer verlaufende Faltsysteme Vorwärtsablenkungen. In einigen Gebieten kommt es zu einer Überschiebung gefalteter Orogenstrukturen in Vortiefen. Die größten Strukturen kontinentaler Plattformen, die

die sich durch die Lage des Fundaments unterscheiden, sind Paneele und Platten (Abb. 1.2).

Syneklise

Anteclise

Gefaltete Basis

Reis. 1.2. Plattformstrukturdiagramm

Schilde charakteristisch für antike Plattformen. Diese sind groß, haben einen Durchmesser von tausend oder mehr Kilometern und erstrecken sich über den Bereich, in dem das Plattformfundament die Oberfläche erreicht. Während des größten Teils ihrer geologischen Geschichte erfahren sie eine anhaltende Hebung (und damit eine Entblößung) und werden nur gelegentlich und kurzzeitig von einem flachen Meer bedeckt.

Beispiele für solche Strukturen sind die Schilde Aldan, Anabar, Baltikum, Kanada und Ukrainisch. Kleinere Aufschlüsse auf der Oberfläche des Grundgebirges, die lange Zeit von Sedimenten bedeckt waren, werden als kristalline Massive bezeichnet (z. B. das Voronezh-Massiv); Sie bilden normalerweise Ante-Clise-Kerne.

Platten- Teile von Plattformen mit ausgeprägter sedimentärer oder vulkanogen-sedimentärer Bedeckung, die zur Senkung neigen. Flächenmäßig stehen sie Schilden in nichts nach oder übertreffen diese sogar. Das Fundament junger Plattformen ist vollständig oder fast vollständig mit einer Abdeckung bedeckt, weshalb sie oft einfach als Platten bezeichnet werden. Neben Schilden und Platten werden in der Struktur von Plattformen häufig Zonen perikratonischer Senkungen unterschieden - marginale perikratonische Täler. Solche Zonen kommen am deutlichsten zwischen Schilden und mobilen Gürteln zum Ausdruck (die Angara-Lena-Zone der Sibirischen Plattform, die Great Plains-Zone zwischen dem Kanadischen Schild und den Rocky Mountains).

Zonen perikratonischer Senkung sind durch eine sanfte monokline oder stufenmonokline Senkung des Grundgebirges in Richtung mobiler Gürtel gekennzeichnet. Diese Zonen stellen die inneren Teile passiver Kontinentalränder dar (entsprechend dem inneren Schelf) und zeichnen sich durch eine im Vergleich zu Platten erhöhte Mächtigkeit (bis zu 10-12 km) mariner Sedimente aus.

Innerhalb alter und junger Plattformen werden kleinere Strukturelemente unterschieden – Anteklisen, Syneklisen und Aulacogene. Diese Strukturen bestehen aus Plattformdeckgesteinen, ihre Morphologie wird jedoch weitgehend durch die Struktur der Untergrundoberfläche bestimmt.

Anteklisen Es handelt sich um sanfte Erhebungen mit einem Durchmesser von Hunderten von Kilometern in Form von Gewölben mit einer verdünnten (nicht mehr als 1–2 km dicken) Decke und einem erhöhten Fundament. Der Deckabschnitt weist in der Regel zahlreiche Sedimentationsbrüche auf und besteht aus Flachwasser- oder Kontinentalsedimenten. Manchmal gibt es in der Mitte der Anteklise relativ kleine Aufschlüsse des Grundgebirges (Voronezh-Anteklise der Russischen Platte, Olenek-Anteklise in Sibirien usw.). In einigen Fällen scheinen Anteklisen mehrere Eckpunkte zu haben; diese Gipfel werden Gewölbe genannt (Tatarsky- und Tokmovsky-Gewölbe der Wolga-Ural-Anteklise).

Syneklisen - Dies sind ausgedehnte, sanfte, fast flache Tröge, unter denen das Fundament abgesenkt wird und deren Dicke 3–5 km oder mehr erreicht (Moskau, Tunguska und andere Syneklisen). Sie zeichnen sich durch einen vollständigeren und tiefer gelegenen Abschnitt der Sedimentbedeckung aus. So wie Anteklisen in mehrere Gewölbe unterteilt werden können, können Syneklisen aus mehreren durch Gewölbe oder Sättel getrennten Senken bestehen. Innerhalb der Tunguska-Syneklise werden mehrere solcher Senken unterschieden. Normalerweise grenzen Syneklisen an Anteklisen oder Schilde. Sie befinden sich in den Schilden selbst. Die Neigungswinkel der Schichten innerhalb von Syneklisen und Anteklisen überschreiten in der Regel nicht G.

Einer der Hauptgründe für Komplikationen bei der Sedimentbedeckung von Plattformen ist tiefe Fehler. Die Verwerfungsflügel unterliegen multidirektionalen Bewegungen, die sich auf die darüber liegenden Sedimentformationen auswirken – es entstehen Bedingungen für die Bildung von Platten, Anteklisen, Syneklisen und anderen Strukturen.

Grate Sie sind längliche Analoga von Schilden; an der Oberfläche tauchen sowohl kristallines als auch disloziertes Gestein des gefalteten Grundgebirges auf.

Grate kleine Größen hervorstechen als Grate(Timansky und andere). Arrays(Vorsprünge) – steile Plattformstrukturen, die von einer dünnen Sedimentdecke bedeckt sind. Zu den positiven Strukturen der Abdeckung zählen Grate, Bögen, Schächte und Hebungszonen. Grate- lineare Strukturen von beträchtlicher Größe, Horst-Typ, bedeckt mit einer dünnen Abdeckung; Gewölbe- große abgerundete Abdeckungsstrukturen mit einer Dicke von etwa 2 km; Wellen - bedeutende, längliche Strukturen der Sedimentbedeckung, die mehrere Blockstrukturen kleinerer Ausdehnung vereinen - die Oka-Tsninsky-Welle usw.; Auftriebszone vereint mehrere lineare, horstförmige Erhebungen in der Plattformabdeckung.

Aulakogene- lineare Grabenmulden, die sich über viele hundert Kilometer erstrecken und eine Breite von mehreren zehn, manchmal mehr als hundert Kilometern haben und mit dicken Sedimentschichten und oft Vulkangestein gefüllt sind, unter denen Basalte mit hoher Alkalität besonders charakteristisch sind. Unter den Sedimenten sind salzhaltige und kohleführende Formationen typisch. Die Entwicklung von Aulacogenen geht mit dem Absinken des Fundaments und der gleichzeitigen Bildung einer Plattformabdeckung einher. Die Tiefe des Fundaments erreicht oft 10-12 km, und die Kruste und die Lithosphäre insgesamt werden dünner, was durch das Anheben des dekomprimierten Mantels erklärt wird.

Diese tiefe Struktur ist typisch für Kontinentalrisse. Aulacogene sind ihre alte und vergrabene Variante – Paläoriten. Beispiele für Aulacogene sind die Strukturen Timan, Pachelma und Dnjepr-Donezk. Aulacogene bildeten sich am häufigsten im Graben und bildeten die untere strukturelle Unterstufe der Plattformabdeckung. Im oberen Teil der Hülle können sich Aulacogene durch die Entwicklung von darüberliegenden Blaustreifen oder Faltenzonen mit der Bildung von Graten äußern. Wellen es handelt sich um sanfte lineare Erhebungen mit einer Länge von mehreren zehn Kilometern; Sie bestehen typischerweise aus kleineren antiklinalen Strukturen.

Im axialen Teil breiter Aulacogene werden häufig Horst-Hebungen beobachtet, wie zum Beispiel beim Suntarsky-Horst im Vilyui-Aulacogen. Innerhalb von Aulakogenen und tiefen Syneklisen mit dicken salzhaltigen Schichten sind Salzdiapire – Kuppeln und Schwellungen – weit verbreitet (z. B. im Dnjepr-Donez-Aulakogen und in der Kaspischen Syneklise).

Zu den negativen Strukturen der Sedimentbedeckung von Plattformen gehören neben den genannten Syneklisen und Aulacogenen auch perikratonische Senkungen, Senken, Täler usw. Perikratonische Senken sind weite Zonen von bis zu 1000 km Länge mit einem tief unter Wasser liegenden Fundament und großen Mächtigkeiten der Sedimente Sedimentbedeckung. An den Rändern der Plattform befinden sich perikratonische Setzungen.

Depressionen sind große isometrische Plattformstrukturen. Verlängerte Analoga von Depressionen - Ablenkungen.

Unter den kleineren Strukturen gibt es Monoklinen, Biegestörungszonen, Leisten usw.

Kurze Analyse moderne Strukturen der Erdkruste zeigt, dass jede globale Struktur rein individuelle Entwicklungs- und Entstehungsmerkmale aufweist. Der Mechanismus des Übergangs vom geosynklinalen Gürtel der Region zu Gebirgsfaltengebieten und -plattformen ist nicht vollständig geklärt. Traditionell wurde die Entwicklung der Kontinente aus kontinentalgeologischer Sicht betrachtet. Neue Daten aus der Meeresforschung zeigen, dass der Schlüssel zur Entstehung von Kontinenten und Ozeanen im Meeresboden liegt. Aber es wäre sehr einfach, das Auftreten von Orogenen und die Entstehung von Ozeanen mit nur einer Bewegung der Lithosphärenplatten zu erklären.

Bewegliche Riemen. Unter den mobilen Gürteln der Kontinente werden Faltengürtel und kontinentale Orogene unterschieden.

Gefaltete Gürtel - Lineare Planetenstrukturen mit einer Länge von Tausenden von Kilometern und einer Breite von in der Regel mehr als 1000 km nehmen eine marginale kontinentale oder interkontinentale Position ein und trennen Kontinentalplattformen (Pazifik, Ural-Ochotsk, Mittelmeer, Nordatlantik, Arktisgürtel). Früher wurden sie als geosynklinale oder geosynklinal-orogene, gefaltete geosynklinale Gürtel bezeichnet, und in der modernen Literatur werden sie einfach gefaltet oder orogen genannt, was primäre (epigeosynklinale) Orogenese bedeutet und das Regime der vorherrschenden Senkung und Ansammlung von Meeressedimenten direkt ersetzt.

Kontinentale Orogene werden Berggefaltete oder gefaltete Gebiete genannt, die wiederum in Epikontinental- und Epiplattformgebiete unterteilt sind. Epikontinentale Orogene traten im Endstadium der Entwicklung des geosynklinalen Systems mit erheblichem Eindringen von sauren Batholithen und erhöhter Seismizität auf. Ein Beispiel sind die Gebirgsgebiete des alpinen tektonomagmatischen Kreislaufs: die Alpen, der Kaukasus, die Karpaten, der Himalaya, der Pamir, die südamerikanischen Anden usw. Epiplattform-Orogene Sie zeichnen sich durch eine hohe seismische Aktivität, Aufwärtsbewegungen, ein stark zergliedertes Relief und die blockartige Struktur des Orogens selbst aus. Beispiele für solche Orogene sind Tibet, Tien Shan und der Mongol-Ochotskische Gürtel.

Die Hauptstrukturen kontinentaler Orogene sind Antiklinorien und Synklinorien.

Anticlinoria - große (Hunderte von Kilometern lange) und komplexe gefaltete Strukturen mit einer im Allgemeinen antiklinalen Struktur. Im Kern der Antiklinorien befinden sich noch ältere

Geburt als auf den Flügeln der Struktur. Mehrere Anticlinoria bilden ein Meganticlinorium, beispielsweise im Großen Kaukasus.

Synklinorien- große und komplexe gefaltete Strukturen mit einer im Allgemeinen synklinalen Struktur. Der Kern des Synklinoriums besteht aus jüngeren Formationen als die Flügel. Die Gesamtheit der Synklinorien stellt ein Megasynklinorium dar, beispielsweise die afghanisch-tadschikische Depression. Innerhalb der Gebirgsfaltenregion werden Strukturen unterschieden, die kleiner als die oben beschriebenen sind – Urblöcke, Randmulden, Randmassive und überlagerte Senken.

Übergangsbereiche - Dabei handelt es sich um Übergangszonen zwischen Kontinenten und Ozeanen, die für das „tektonische Leben“ der Erdkruste und Lithosphäre von besonderer Bedeutung sind. Der Großteil der Sedimente und Vulkanite sammelt sich hier an; sie unterliegen sofort oder nach einiger Zeit den stärksten Verformungen, die kontinentale Kruste wird durch subozeanische oder ozeanische Kruste ersetzt und die ozeanische Kruste wird in kontinentale umgewandelt.

Aus praktischer Sicht sind dies die Gebiete mit den wichtigsten Öl- und Gasansammlungszonen. Übergangsbereiche werden üblicherweise als Übergangsbereiche bezeichnet Kontinentalränder, obwohl sie ebenfalls Randgebiete der Ozeane sind und 20 % ihrer Fläche einnehmen. Sie werden in zwei Typen unterteilt: passiv und aktiv. Hauptmerkmal Passive Außenbezirke- ihre Lage innerhalb der Platte und ihre geringe seismische und vulkanische Aktivität. Sie sind charakteristisch für junge Ozeane – die Arktis, den Indischen Ozean und den Atlantik. Sie entstanden im späten Mesozoikum-Känozoikum und entwickeln sich weiter.

Aktiver Stadtrand können von den Randmeeren bis zum Meeresboden verfolgt werden und umfassen Inselbögen, Tiefseebecken Und Tiefseegräben. Diese Strukturen stellen geosynklinale Gürtel und Gebiete dar, die Zonen moderner tektonischer Aktivität sind. Die Übergangszone enthält auch die größte ultratiefe Verwerfungen, wurzelt im Erdinneren bis in Tiefen von 400-700 km.

Ein typisches Beispiel für einen modernen aktiven Rand ist der pazifische Rand Südamerikas.

Meeresboden(Bett) zeichnet sich durch eine Reihe geophysikalischer Merkmale aus: relativ erhöhter Wärmefluss; spezifisches zebraförmiges Magnetfeld; erhöhter Wert des Gravitationsfeldes.

Im Ozean werden folgende Geomorphostrukturen unterschieden: unterseeische Kontinentalränder(Meeresränder), Meeresboden(Becken, Bergrücken und Hügel), mittelozeanische Rücken Und Übergangszonen (Abb. 1.3).

Reis. 1.3.

GMBH

• 7 - Regal; 2 - Kontinentalhang; 3 - Kontinentalfuß; 4 - Meeresbecken; 5 - Inselbögen; 6 - Tiefseegräben; 7 - Tiefseeebenen; 8 - ozeanische Wellen und Hügel; 9 - mittelozeanische Rücken; 70 - größte Fehler

Typischerweise sind Kontinente von Randmeeren umgeben, deren Boden eine Fortsetzung der Kontinente darstellt und durch dargestellt wird Kontinentalschelf, Kontinentalhang und Kontinentalfuß, Entwicklung in einem einzigen (passiven) tektonischen Regime. Auch im Regal fällt es auf entwässerter Teil(Küstenebenen). Die Zusammensetzung der ozeanischen Kruste hat eine dreischichtige Struktur:

• 1) Sedimentschicht;
• 2) Basaltschicht (mit Einschlüssen der Überreste planktonischer Organismen, bestehend aus einer Karbonat- und Kieselsäurebasis);
• 3) der sogenannte Deichgürtel, der sich aus einer Reihe kleiner magmatischer Intrusionen grundlegender Zusammensetzung zusammensetzt, die eng aneinander liegen.

Die Grenze zwischen Kontinent und Ozean wird entlang der Ausschneidelinie der granitmetamorphen Schicht gezogen, was fast einer Isobathe von 2-2,5 km entspricht. Forscher betrachten auch einige Bereiche des Ozeans, die Kruste aufweisen, als mikrokontinentale Strukturen. kontinentaler Typ, zum Beispiel ungefähr. Madagaskar und das neuseeländische Plateau.

Testfragen und Aufgaben

• 1. Nennen Sie die wichtigsten Arten tektonischer Bewegungen
• 2. Was sind die wichtigsten Strukturelemente auf der Erde?
• 3. Wie sind die Plattformen aufgebaut und wie unterscheiden sie sich je nach Alter?
• 4. Welche Strukturen werden bei der Bahnsteigabdeckung unterschieden?
• 5. Definieren Sie den Begriff „Platte“.
• 6. Definieren Sie den Begriff „Schild“.
• 7. Definieren Sie den Begriff „Bogen“.
• 8. Beschreiben Sie die Übergangsregionen.
• 9. Welche Strukturen werden im Ozean unterschieden?

Innere Struktur der Erde

Derzeit akzeptiert die überwältigende Mehrheit der Geologen, Geochemiker, Geophysiker und Planetenforscher, dass die Erde eine bedingt kugelförmige Struktur mit unklaren Grenzen (oder Übergängen) hat und die Kugeln bedingt mosaikblockartig sind. Die Hauptsphären sind die Erdkruste, der dreischichtige Erdmantel und der zweischichtige Erdkern.

Erdkruste

Die Erdkruste bildet die äußerste Schicht der festen Erde. Seine Mächtigkeit reicht von 0 km in einigen Gebieten der mittelozeanischen Rücken und Ozeanverwerfungen bis zu 70–75 km unter den Gebirgsstrukturen der Anden, des Himalaya und Tibets. Die Erdkruste hat laterale Heterogenität , d.h. Die Zusammensetzung und Struktur der Erdkruste variiert je nach Ozean und Kontinent. Auf dieser Grundlage werden zwei Haupttypen der Kruste unterschieden – ozeanische und kontinentale Kruste sowie ein Typ der Zwischenkruste.

● Ozeanische Kruste nimmt etwa 56 % der Erdoberfläche ein. Seine Mächtigkeit überschreitet normalerweise nicht 5-6 km und ist am Fuße der Kontinente am größten. Seine Struktur besteht aus drei Schichten.

Erste Schicht dargestellt durch Sedimentgesteine. Dabei handelt es sich hauptsächlich um tonige, kieselsäurehaltige und karbonathaltige pelagische Tiefseesedimente, wobei Karbonate ab einer bestimmten Tiefe durch Auflösung verschwinden. Näher am Kontinent erscheint eine Beimischung von klastischem Material, das vom Land (Kontinent) getragen wird. Die Mächtigkeit der Sedimente variiert von Null in Ausbreitungszonen bis zu 10–15 km in der Nähe der Kontinentalausläufer (in periozeanischen Trögen).

Zweite Schicht Ozeanische Kruste oben(2A) besteht aus Basalten mit seltenen und dünnen Schichten pelagischer Sedimente. Basalte weisen häufig Kissenlaven (Pillow Lavas) auf, es werden aber auch Bedeckungen aus massiven Basalten beobachtet. Im unteren Teil In der zweiten Schicht (2B) bilden sich in den Basalten parallele Doleritgänge aus. allgemeine Macht die zweite Schicht ist etwa 1,5-2 km lang. Die Struktur der ersten und zweiten Schicht der Meereskruste wurde mithilfe von Tauchbooten, Baggerarbeiten und Bohrungen gut untersucht.

Dritte Schicht Die ozeanische Kruste besteht aus holokristallinen magmatischen Gesteinen basischer und ultramafischer Zusammensetzung. Im oberen Teil sind Gesteine ​​vom Gabbro-Typ entwickelt, und der untere Teil besteht aus einem „Bandkomplex“, der abwechselnd aus Gabbro- und ultramafischen Gesteinen besteht. Die Mächtigkeit der 3. Schicht beträgt etwa 5 km. Es wurde anhand von Baggerdaten und Beobachtungen von Unterwasserfahrzeugen untersucht.

Das Alter der ozeanischen Kruste beträgt nicht mehr als 180 Millionen Jahre.

Bei der Untersuchung der gefalteten Gürtel der Kontinente wurden in ihnen Fragmente ozeanischer Gesteinsverbände identifiziert. G. Shteiman schlug zu Beginn des 20. Jahrhunderts vor, sie zu benennen Ophiolith-Komplexe(oder Ophiolithe) und betrachten die „Trias“ der Gesteine, bestehend aus schlangenförmigen ultramafischen Gesteinen, Gabbros, Basalten und Radiolariten, als Relikte der ozeanischen Kruste. Eine Bestätigung hierfür erfolgte erst in den 60er Jahren des 20. Jahrhunderts, nachdem A.V. einen Artikel zu diesem Thema veröffentlicht hatte. Peive.

● Kontinentale Kruste nicht nur innerhalb von Kontinenten verbreitet, sondern auch in Schelfzonen von Kontinentalrändern und Mikrokontinenten innerhalb von Ozeanbecken. Seine Gesamtfläche beträgt etwa 41 % der Erdoberfläche. Die durchschnittliche Mächtigkeit beträgt 35–40 km. Auf Kontinentalschilden und Plattformen variiert sie zwischen 25 und 65 km und unter Gebirgsstrukturen erreicht sie 70-75 km.

Die kontinentale Kruste hat eine dreischichtige Struktur:

Erste Schicht– sedimentär, üblicherweise Sedimentbedeckung genannt. Seine Mächtigkeit reicht von Null auf Schilden, Kelleranhebungen und in den axialen Zonen gefalteter Strukturen bis zu 10–20 km in exogonalen Vertiefungen von Plattformplatten, Vortiefen und Zwischengebirgsmulden. Es besteht hauptsächlich aus Sedimentgesteinen kontinentalen oder flachmarinen, seltener Bathyal- (in Tiefseesenken) Ursprungs. In dieser Sedimentschicht gibt es mögliche Überdeckungen und Stärken magmatischer Gesteine, die Fallenfelder (Fallenformationen) bilden. Die Altersspanne sedimentärer Deckgesteine ​​reicht vom Känozoikum bis zu 1,7 Milliarden Jahren. Die Geschwindigkeit von Longitudinalwellen beträgt 2,0–5,0 km/s.

Zweite Schicht kontinentale Kruste oder obere Schicht Verfestigte Kruste entsteht an der Tagesoberfläche auf Schilden, Massiven oder Leisten von Plattformen und in den axialen Teilen gefalteter Strukturen. Es wurde auf dem baltischen (fennoskandinavischen) Schild bis zu einer Tiefe von mehr als 12 km durch die supertiefe Kola-Quelle und in geringerer Tiefe in Schweden, auf der russischen Platte in der Saatlinskaya-Ural-Quelle, auf einer Platte in den USA, in der entdeckt Minen in Indien und Südafrika. Es besteht aus kristallinen Schiefern, Gneisen, Amphiboliten, Graniten und Granitgneisen und wird Granitgneis oder Granitgneis genannt granitmetamorph Schicht. Die Dicke dieser Krustenschicht erreicht auf Plattformen 15–20 km und in Gebirgsstrukturen 25–30 km. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen beträgt 5,5–6,5 km/s.

Dritte Schicht oder die untere Schicht der verfestigten Kruste wurde isoliert Granulit-mafisch Schicht. Bisher ging man davon aus, dass es eine eindeutige seismische Grenze zwischen der zweiten und dritten Schicht gibt, benannt nach ihrem Entdecker Conrad-Grenze (K) . Später wurden bei seismischen Untersuchungen sogar bis zu 2-3 Grenzen identifiziert ZU . Darüber hinaus bestätigten die Bohrdaten des Kola SG-3 den Unterschied in der Gesteinszusammensetzung beim Überqueren der Konrad-Grenze nicht. Daher unterscheiden die meisten Geologen und Geophysiker derzeit zwischen Ober- und Unterkruste aufgrund ihrer unterschiedlichen rheologischen Eigenschaften: Die Oberkruste ist steifer und spröder, die Unterkruste ist plastischer. Aufgrund der Zusammensetzung der Xenolithe aus den Explosionsrohren kann jedoch davon ausgegangen werden, dass die „Granulit-mafische“ Schicht felsische und mafische Granulite und mafische Gesteine ​​enthält. In vielen seismischen Profilen ist die untere Kruste durch das Vorhandensein zahlreicher Reflektoren gekennzeichnet, was wahrscheinlich auch als Vorhandensein von eingebettetem magmatischem Gestein angesehen werden kann (ähnlich wie Fallenfelder). Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen in der unteren Kruste beträgt 6,4–7,7 km/s.

● Übergangsrinde ist eine Krustenart zwischen zwei extremen Arten der Erdkruste (ozeanisch und kontinental) und kann zwei Arten annehmen – subozeanische und subkontinentale. Subozeanische Kruste entwickelte sich entlang der Kontinentalhänge und Ausläufer und liegt wahrscheinlich unter dem Boden von Becken nicht sehr tiefer und breiter Rand- und Binnenmeere. Seine Mächtigkeit überschreitet nicht 15–20 km. Es wird von Gängen und Kräften aus basischem Eruptivgestein durchdrungen. Die subozeanische Kruste wurde am Eingang zum Golf von Mexiko gebohrt und an der Küste des Roten Meeres freigelegt. Subkontinentale Kruste entsteht, wenn sich die ozeanische Kruste in ensimatischen Vulkanbögen in kontinentale Kruste verwandelt, aber noch nicht die „Reife“ erreicht hat. Es hat eine reduzierte Leistung (weniger als 25 km) und einen geringeren Konsolidierungsgrad. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen in der Übergangskruste beträgt nicht mehr als 5,0–5,5 km/s.

● Mohorovicische Oberflächen- und Mantelzusammensetzung. Die Grenze zwischen der Kruste und dem Mantel ist ganz klar durch einen starken Anstieg der Geschwindigkeiten der Longitudinalwellen von 7,5–7,7 auf 7,9–8,2 km/s definiert und wird nach dem kroatischen Geophysiker als Mohorovicic-Oberfläche (Moho oder M) bezeichnet Wer hat es identifiziert?

In den Ozeanen entspricht es der Grenze zwischen dem Bandkomplex der 3. Schicht und serpentinisierten mafisch-ultrabasischen Gesteinen. Auf Kontinenten kommt es in einer Tiefe von 25–65 km und in gefalteten Gebieten bis zu 75 km vor. In einer Reihe von Strukturen werden bis zu drei Moho-Oberflächen unterschieden, deren Abstände mehrere Kilometer erreichen können.

Basierend auf den Ergebnissen der Untersuchung von Xenolithen aus Laven und Kimberliten aus Explosionsrohren wird angenommen, dass neben Peridotiten auch Eklogite unter den Kontinenten im oberen Erdmantel vorhanden sind (als Relikte der ozeanischen Kruste, die im Laufe der Zeit in den Erdmantel gelangten). Prozess der Subduktion?).

Oberer, höher Ein Teil des Mantels ist der „abgereicherte“ („abgereicherte“) Mantel. Aufgrund der Verhüttung von Basaltgesteinen der Erdkruste ist es an Kieselsäure, Alkalien, Uran, Thorium, seltenen Erden und anderen inkohärenten Elementen abgereichert. Es bedeckt fast seinen gesamten lithosphärischen Teil. Tiefer unten wird es durch einen „unerschöpften“ Mantel ersetzt. Die durchschnittliche Primärzusammensetzung des Mantels ähnelt Spinell-Lherzolith oder einer hypothetischen Mischung aus Peridotit und Basalt im Verhältnis 3:1, die von A.E. benannt wurde. Ringwood Pyrolith.

Golitsin-Schicht oder mittlerer Mantel(Mesosphäre) – Übergangszone zwischen dem oberen und unteren Mantel. Es erstreckt sich von einer Tiefe von 410 km, wo ein starker Anstieg der Geschwindigkeiten der Longitudinalwellen zu beobachten ist, bis zu einer Tiefe von 670 km. Der Anstieg der Geschwindigkeiten wird durch eine Zunahme der Dichte der Mantelmaterie um etwa 10 % erklärt, die auf den Übergang von Mineralarten in andere Arten mit dichterer Packung zurückzuführen ist: zum Beispiel Olivin zu Wadsleyit und dann Wadsleyit zu Ringwoodit mit Spinell Struktur; Pyroxen zu Granat.

Unterer Mantel beginnt in einer Tiefe von etwa 670 km und erstreckt sich mit einer Schicht bis zu einer Tiefe von 2900 km D an der Basis (2650-2900 km), also bis zum Erdkern. Basierend auf experimentellen Daten wird angenommen, dass es hauptsächlich aus Perowskit (MgSiO 3) und Magnesiowüstit (Fe,Mg)O bestehen sollte – Produkte weiterer Veränderungen in der Substanz des unteren Erdmantels mit einem allgemeinen Anstieg des Fe/Mg-Verhältnisses .

Die neuesten seismischen tomografischen Daten zeigten eine erhebliche Inhomogenität des Mantels sowie das Vorhandensein einer größeren Anzahl seismischer Grenzen (globale Ebenen – 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 km und Zwischenebenen – 100, 300, 1000, 2000 km), verursacht durch die Grenzen der Mineralumwandlungen im Erdmantel (Pavlenkova, 2002; Pushcharovsky, 1999, 2001, 2005; usw.).

Laut D.Yu. Pushcharovsky (2005) stellt die Struktur des Mantels etwas anders dar als die oben genannten Daten nach dem traditionellen Modell (Khain, Lomise, 1995):

Oberer Mantel besteht aus zwei Teilen: Oberer Teil bis 410 km, unterer Teil 410-850 km. Zwischen dem oberen und mittleren Mantel ist Abschnitt I identifiziert – 850-900 km.

Mittlerer Mantel: 900-1700 km. Abschnitt II – 1700–2200 km.

Unterer Mantel: 2200-2900 km.

● Der Kern der Erde Laut Seismologie besteht es aus einem äußeren flüssigen Teil (2900–5146 km) und einem inneren festen Teil (5146–6371 km). Die Zusammensetzung des Kerns wird von den meisten als Eisen mit einer Beimischung von Nickel, Schwefel oder Sauerstoff oder Silizium angesehen. Konvektion im äußeren Erdkern erzeugt das Hauptmagnetfeld der Erde. Es wird angenommen, dass an der Grenze zwischen dem Kern und dem unteren Mantel Federn , die dann in Form eines Energiestroms oder energiereichen Stoffes nach oben steigen und in der Erdkruste oder auf ihrer Oberfläche magmatische Gesteine ​​bilden.

Mantelfahne – ein schmaler, aufwärts gerichteter Fluss aus festem Mantelmaterial mit einem Durchmesser von etwa 100 km, der aus einer heißen Grenzschicht geringer Dichte stammt, die sich entweder oberhalb der seismischen Grenze in einer Tiefe von 660 km oder nahe der Kern-Mantel-Grenze bei a befindet Tiefe von 2900 km (A.W. Hofmann, 1997). Laut A.F. Grachev (2000) ist ein Mantelplume eine Manifestation der magmatischen Aktivität innerhalb der Platte, die durch Prozesse im unteren Erdmantel verursacht wird und deren Quelle in jeder Tiefe des unteren Erdmantels liegen kann, bis hin zur Kern-Mantel-Grenze (Schicht „D “). (Im Gegensatz zu Hotspot, wo die Manifestation der magmatischen Aktivität innerhalb der Platte durch Prozesse im oberen Mantel verursacht wird.) Mantelplumes sind charakteristisch für divergierende geodynamische Regime. Laut J. Morgan (1971) entstehen Plume-Prozesse unterhalb der Kontinente im Anfangsstadium der Riftung. Die Manifestation des Mantelplumes ist mit der Bildung großer gewölbter Erhebungen (bis zu 2000 km Durchmesser) verbunden, in denen es zu intensiven Spaltausbrüchen von Basalten vom Fe-Ti-Typ mit Komatiit-Tendenz kommt, die mäßig mit leichten Seltenerdelementen angereichert sind. wobei saure Differenzen nicht mehr als 5 % des Gesamtvolumens der Laven ausmachen. Isotopenverhältnisse 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143 Nd/ 144 Nd – 0,5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr – 0,7042-0,7052. Die Bildung dicker (von 3–5 km bis 15–18 km) Lavaschichten archaischer Grünsteingürtel und späterer Riftstrukturen ist mit der Mantelwolke verbunden.

Es wird angenommen, dass Mantelplumes im nordöstlichen Teil des Baltischen Schildes und insbesondere auf der Kola-Halbinsel die Bildung spätarchäischen tholeiitisch-basaltischen und komatiitischen Vulkangesteins aus Grünsteingürteln, spätarchischem Alkaligranit und anorthositischem Magmatismus verursachten, einem Komplex aus Frühproterozoische Schichtintrusionen und paläozoische alkali-ultrabasische Intrusionen (M. Itrofanov, 2003).

Plume-Tektonik – Mantel-Plume-Tektonik im Zusammenhang mit Plattentektonik. Dieser Zusammenhang drückt sich darin aus, dass die subduzierte kalte Lithosphäre bis zur Grenze des oberen und unteren Erdmantels (670 km) absinkt, sich dort ansammelt, teilweise nach unten drückt und dann nach 300-400 Millionen Jahren in den unteren Erdmantel eindringt und diesen erreicht Grenze zum Kern (2900 km). Dies führt zu einer Änderung der Art der Konvektion im äußeren Kern und ihrer Wechselwirkung mit innerer Kern(die Grenze zwischen ihnen liegt in einer Tiefe von etwa 4200 km) und, um den Materialzufluss von oben zu kompensieren, die Bildung aufsteigender Superplumes an der Kern-Mantel-Grenze. Letztere steigen bis zur Basis der Lithosphäre auf, erfahren teilweise eine Verzögerung an der Grenze des unteren und oberen Mantels und spalten sich in der Tektonosphäre in kleinere Plumes auf, womit Intraplatten-Magmatismus verbunden ist. Sie stimulieren offensichtlich die Konvektion in der Asthenosphäre, die für die Bewegung der Lithosphärenplatten verantwortlich ist. Japanische Autoren bezeichnen die im Kern ablaufenden Prozesse im Gegensatz zur Platten- und Plume-Tektonik als Wachstumstektonik, also das Wachstum des inneren, reinen Eisen-Nickel-Kerns auf Kosten des äußeren Kerns, der mit Krusten-Mantel-Silikatmaterial aufgefüllt wird.

Die Entstehung von Mantelplumes, die zur Bildung riesiger Plateau-Basalte-Provinzen führen, geht der Rissbildung innerhalb der kontinentalen Lithosphäre voraus. Die weitere Entwicklung kann entlang einer vollständigen Evolutionsreihe erfolgen, einschließlich der Bildung von Dreifachverbindungen kontinentaler Rifts, der anschließenden Ausdünnung, dem Aufbrechen der Kontinentalkruste und dem Beginn der Ausbreitung. Allerdings kann die Entwicklung einer einzelnen Wolke nicht zum Bruch der Kontinentalkruste führen. Bei der Bildung eines Plumes-Systems auf dem Kontinent kommt es zu einem Bruch, und dann erfolgt der Spaltungsprozess nach dem Prinzip eines fortschreitenden Risses von einer Plume zur anderen.

Lithosphäre und Asthenosphäre

Lithosphäre besteht aus der Erdkruste und einem Teil des oberen Erdmantels. Dieses Konzept ist im Gegensatz zu Kruste und Mantel rein rheologisch. Es ist steifer und zerbrechlicher als die schwächere und plastischere darunter liegende Mantelhülle, die als identifiziert wurde Asthenosphäre. Die Dicke der Lithosphäre reicht von 3–4 km in den axialen Teilen mittelozeanischer Rücken bis zu 80–100 km an der Peripherie der Ozeane und 150–200 km oder mehr (bis zu 400 km?) unter den Schilden der Antike Plattformen. Die tiefen Grenzen (150-200 km oder mehr) zwischen Lithosphäre und Asthenosphäre lassen sich nur sehr schwer bestimmen oder werden überhaupt nicht erkannt, was wahrscheinlich durch ein hohes isostatisches Gleichgewicht und eine Abnahme des Kontrasts zwischen Lithosphäre und Asthenosphäre in der Region erklärt werden kann Grenzzone, aufgrund eines hohen geothermischen Gradienten, einer Abnahme der Schmelzmenge in der Asthenosphäre usw.

Tektonosphäre

Die Quellen tektonischer Bewegungen und Verformungen liegen nicht in der Lithosphäre selbst, sondern in den tieferen Schichten der Erde. Sie umfassen den gesamten Mantel bis zur Grenzschicht zum flüssigen Kern. Aufgrund der Tatsache, dass die Bewegungsquellen auch in der plastischeren Schicht des oberen Mantels direkt unter der Lithosphäre auftreten – Asthenosphäre, Lithosphäre und Asthenosphäre werden oft in einem Begriff zusammengefasst – Tektonosphäre als Manifestationsgebiete tektonischer Prozesse. Im geologischen Sinne (basierend auf der Materialzusammensetzung) wird die Tektonosphäre in die Erdkruste und den oberen Erdmantel bis zu einer Tiefe von etwa 400 km und im rheologischen Sinne in die Lithosphäre und die Asthenosphäre unterteilt. Die Grenzen zwischen diesen Einheiten fallen in der Regel nicht zusammen und die Lithosphäre umfasst neben der Kruste meist auch einen Teil des oberen Erdmantels.

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Zunächst ist es notwendig, das Konzept der „tektonischen Struktur“ zu verstehen. Unter tektonischen Strukturen versteht man Bereiche der Erdkruste, die sich in Struktur, Zusammensetzung und Entstehungsbedingungen unterscheiden und deren Entwicklung neben Magmatismus und Metamorphose vor allem tektonische Bewegungen bestimmen.

Die wichtigste tektonische Struktur kann natürlich als die Erdkruste selbst mit ihren strukturellen und zusammengesetzten Merkmalen bezeichnet werden. Wie oben erwähnt, ist die Erdkruste auf dem Globus heterogen; sie ist in vier Typen unterteilt, von denen zwei Haupttypen sind: kontinentaler und ozeanischer Typ. Dementsprechend werden die nächstrangigen tektonischen Strukturen Kontinente und Ozeane sein, deren charakteristischer Unterschied in den Strukturmerkmalen der Kruste liegt, aus der sie bestehen. Die Strukturen, aus denen die Kontinente und Ozeane bestehen, werden im Rang niedriger sein. Die wichtigsten davon sind Plattformen, mobile geosynklinale Gürtel und Grenzbereiche antiker Plattformen und gefalteter Gürtel.

Die Erdkruste (und Lithosphäre) zeigt seismische (tektonisch aktive) und aseismische (ruhige) Regionen. 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. 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 sind bewegliche Gürtel mit axialen Rifts wie Gräben;

Ozeanische Plattformen sind ruhige Bereiche von Tiefseebecken, die durch Hebungen erschwert werden.

Auf Kontinenten sind die wichtigsten Strukturelemente:

Geosynklinale Gürtel

Gebirgsstrukturen (Orogene), die wie mittelozeanische Rücken tektonische Aktivität aufweisen können;

Bei den Plattformen handelt es sich größtenteils um tektonisch ruhige, ausgedehnte Gebiete mit einer dicken Schicht aus Sedimentgesteinen.

Ein charakteristisches Merkmal der Struktur ist die schmale Grabenform

Kontinentaltröge (Rifts) ist die relativ geringe Ausbreitungsgeschwindigkeit elastischer Schwingungen im oberen Erdmantel: 7,6? 7,8 km/s. Dies ist mit einem teilweisen Schmelzen des Mantelmaterials unter den Rifts verbunden, was wiederum auf das Aufsteigen heißer Massen vom oberen Mantel zur Basis der Kruste hindeutet (asthenosphärischer Aufschwung). Bemerkenswert ist die Ausdünnung der Erdkruste in Riftzonen um bis zu 30? 35 km, und die Abnahme der Mächtigkeit ist hauptsächlich auf die „Granit“-Schicht zurückzuführen. Laut V. B. Sollogub und A. V. Chekunov erreicht die Dicke der Kruste des ukrainischen Schildes 60 km, die „Granit“-Schicht macht 25 km aus. 30 km. Der nahe gelegene grabenartige Trog Dnjepr-Donezk, der als Grabenbruch identifiziert wird, hat eine Kruste von nicht mehr als 35 km Dicke, wovon 10? 15 km ist die „Granit“-Schicht. Diese Krustenstruktur existiert trotz der Tatsache, dass der Ukrainische Schild eine längere Hebung und starke Erosion erlebte und der Dnjepr-Donez-Rift ausgehend vom Riphean eine stabile Senkung erlebte.

Geosynklinale Gürtel sind linear verlängerte Abschnitte der Erdkruste, in deren Grenzen sich tektonische Prozesse aktiv manifestieren. In der Regel gehen die ersten Stadien der Entstehung des Gürtels mit dem Absinken der Kruste und der Ansammlung von Sedimentgesteinen einher. Das letzte orogene Stadium selbst ist eine Hebung der Kruste, begleitet von Vulkanismus und Magmatismus. Innerhalb der geosynklinalen Gürtel werden Antiklinorien, Synklinorien, Mittelmassive und Zwischengebirgssenken unterschieden, die mit klastischem Material aus den Bergen – Molasse – gefüllt sind. Molasse zeichnet sich durch einen Reichtum an Mineralien aus, darunter auch Kaustobillite. Geosynklinale Gürtel rahmen und trennen antike Plattformen. Die größten Gürtel sind: Pazifik, Ural-Ochotsk, Mittelmeer, Nordatlantik, Arktis. Derzeit gibt es weiterhin Aktivitäten im Pazifik- und Mittelmeergürtel.

Gebirgsgefaltete Gebiete von Kontinenten (Orogene) sind gekennzeichnet durch

„Aufblasen“ der Kraft des Kortex. Innerhalb ihrer Grenzen kommt es einerseits zu einer Anhebung des Reliefs und andererseits zu einer Vertiefung der Oberfläche M, d.h. Existenz von Bergwurzeln. Anschließend wurde nachgewiesen, dass dieses Konzept für gebirgsgefaltete Regionen als Ganzes gültig ist, in ihnen jedoch sowohl Wurzeln als auch Antiwurzeln beobachtet werden.

Ein Merkmal von Orogenen ist auch das Vorhandensein in der unteren Kruste -

an der Oberseite des Mantels gibt es Bereiche mit verringerten elastischen Schwingungsgeschwindigkeiten (weniger als 8 km/s). Diese Bereiche ähneln in ihren Parametern den Körpern des erhitzten Mantels in den axialen Teilen der Risse. Normale Mantelgeschwindigkeiten in Orogenen werden in Tiefen von 50? beobachtet. 60 km oder mehr. Das nächste Merkmal der Struktur der Orogenkruste ist eine Zunahme der Dicke der oberen Schicht mit einer Geschwindigkeit von 5,8? 6,3 km/s. Es besteht aus einem metamorphen Komplex, der eine Inversion erfahren hat. In einer Reihe von Fällen finden sich in seiner Zusammensetzung Schichten mit geringer Geschwindigkeit. So wurden in den Alpen zwei Schichten mit geringer Geschwindigkeit identifiziert, die sich in Tiefen von 10? 20 km und 25? 50 km. Die Geschwindigkeiten der Longitudinalwellen innerhalb ihrer Grenzen sind jeweils gleich: 5,5 ? 5,8 km/s und 6 km/s.

Solche geringen Geschwindigkeiten (insbesondere in der oberen Schicht) lassen auf die Existenz einer flüssigen Phase in der festen Kruste der Alpen schließen. Dies zeigt ein Komplex geophysikalischer Daten

weit verbreitete Verdickung der Kruste unter kontinentalen Gebirgsfaltenstrukturen, das Vorhandensein lateraler Heterogenität in ihnen, das Vorhandensein von Orogenen in der Kruste – spezielle Körper mit seismischen Wellengeschwindigkeiten zwischen Kruste und Mantel.

Eine Plattform ist eine große geologische Struktur, die tektonische Stabilität und Stabilität aufweist. Aufgrund ihres Alters werden sie in antike (archäischer und proterozoischer Ursprung) und junge, im Phanerozoikum gegründete Arten unterteilt. Antike Plattformen werden in zwei Gruppen unterteilt: nördliche (laurasische) und südliche (gondwanische) Plattformen. Zur nördlichen Gruppe gehören: Nordamerikaner, Russen (oder Osteuropäer), Sibirier, Chinesisch-Koreaner. Die südliche Gruppe umfasst die afrikanisch-arabischen, südamerikanischen, australischen, hinduistischen und antarktischen Plattformen. Antike Plattformen nehmen große Landflächen ein (ca. 40 %). Junge Kontinente machen eine deutlich kleinere Fläche aus (5 %), sie liegen entweder zwischen den alten (Westsibirien) oder an deren Peripherie (Ostaustralien, Mitteleuropäisch).

Sowohl alte als auch junge Plattformen weisen eine zweischichtige Struktur auf: ein kristallines Fundament aus tief metamorphisierten Gesteinen (Gneise, kristalline Schiefer) mit einer Vielzahl von Granitstrukturen und eine Sedimentdecke aus ozeanischen und terrigenen Sedimenten sowie organo- vulkanogenes Gestein. Der Teil antiker Plattformen, der mit einer Abdeckung bedeckt ist, wird als Platte bezeichnet. Diese Bereiche sind typischerweise dadurch gekennzeichnet, dass das Fundament generell dazu neigt, einzusinken und durchzuhängen. Die nicht von Sedimenten bedeckten Bereiche der Plattformen werden Schilde genannt und zeichnen sich durch eine Auftriebsorientierung aus. Kleinere Vorsprünge von Plattformfundamenten, die oft vom Meer bedeckt sind, werden Massive genannt. Junge Plattformen unterscheiden sich von alten nicht nur im Alter. Ihr Grundgestein ist weniger metamorphosiert und enthält weniger Granitintrusionen, daher ist es zutreffender, es als gefaltet zu bezeichnen. Aufgrund des Alters sind Fundament und Abdeckung bei jungen Plattformen nicht ausreichend differenziert, so dass es im Gegensatz zu antiken Plattformen recht schwierig ist, eine klare Grenze zwischen ihnen zu bestimmen. Darüber hinaus sind junge Plattformen vollständig mit Sedimentbedeckung bedeckt; Schilde sind in ihrer Struktur äußerst selten, daher werden sie meist einfach als Platten bezeichnet. Es ist anzumerken, dass Platten häufiger auf den Plattformen der nördlichen Reihe zu finden sind, während Schilde häufiger auf den Plattformen der südlichen Reihe zu finden sind.

Innerhalb der Platten gibt es: Syneklisen, Anteklisen, Aulacogene. Syneklisen sind große, sanfte Vertiefungen im Fundament; Anteklisen wiederum sind große und sanfte Erhebungen des Fundaments. In Syneklisengebieten ist die Sedimentbedeckung dicker, während die Spitzen von Anteklisen in Form von Massiven an die Oberfläche ragen können. Aulakogene sind lineare Tröge mit einer Länge von Hunderten von Kilometern und einer Breite von mehreren Dutzend Kilometern, die durch Verwerfungen begrenzt sind. An den Hängen gibt es Anteklisen und Syneklisen tektonische Strukturen niedrigerer Rang: Plakantiklinien (Falten mit sehr geringer Neigung), Biegungen und Kuppeln.

In den Randbereichen werden Randsuturen, Randtäler und Randvulkangürtel unterschieden. Randnähte sind Bruchlinien, entlang derer Schilde und Faltengürtel verbunden sind. Geringe Auslenkungen beschränken sich auf die Grenzen der sich bewegenden Bänder und Plattformen. Randvulkangürtel befinden sich an den Rändern von Plattformen an Orten, an denen Vulkanismus auftritt. Sie bestehen hauptsächlich aus Granit-Gneis und Vulkangestein.

Darüber hinaus wurden kürzlich weitere tektonische Strukturen identifiziert: durch Gürtel, die gefaltete Gesteinsschichten trennen, Aulacogen-ähnliche Riftgürtel, die jedoch länger sind und in ihrer Zusammensetzung kein gefaltetes Gestein enthalten, tiefe Verwerfungen.

Das. Aufgrund ihrer Größe gibt es eine große Vielfalt tektonischer Strukturen, die in verschiedene Ränge unterteilt sind: von planetarisch (Erdkruste) bis lokal (Schilde, Massive). Neben der Größe unterscheiden sich tektonische Strukturen auch in ihrer Form (erhöht, gesenkt) und im Komplex der in ihnen vorherrschenden tektonischen Prozesse (Hebung, Senkung, Vulkanismus).

Erdkrustengestein