Erdkruste bildet die oberste Schale der festen Erde und bedeckt den Planeten mit einer fast kontinuierlichen Schicht, die ihre Dicke von 0 in einigen Bereichen mittelozeanischer Rücken und ozeanischer Verwerfungen auf 70-75 km unter Hochgebirgsstrukturen ändert (Khain, Lomize, 1995 ). Die Dicke der Kruste auf den Kontinenten, bestimmt durch die Zunahme der Geschwindigkeit des Durchgangs seismischer Längswellen auf 8-8,2 km/s ( Mohorovicic-Grenze, oder Moho-Grenze), erreicht 30-75 km und in ozeanischen Depressionen 5-15 km. Die erste Art der Erdkruste nannte sich ozeanisch,zweite- kontinental.

Ozeanische Kruste nimmt 56% der Erdoberfläche ein und hat eine geringe Dicke - 5-6 km. In seiner Struktur werden drei Schichten unterschieden (Khain und Lomize, 1995).

Zuerst, oder sedimentär, Eine Schicht, die nicht dicker als 1 km ist, tritt im zentralen Teil der Ozeane auf und erreicht an ihrer Peripherie eine Dicke von 10–15 km. Es fehlt vollständig in den axialen Zonen der mittelozeanischen Rücken. Die Zusammensetzung der Schicht umfasst tonige, kieselhaltige und karbonatische pelagische Tiefseesedimente (Abb. 6.1). Karbonatsedimente treten nicht tiefer als die kritische Tiefe der Karbonatakkumulation auf. Näher am Kontinent erscheint eine Beimischung von Schuttmaterial, das vom Land getragen wird; dies sind die sogenannten hemipelagischen Sedimente. Die Ausbreitungsgeschwindigkeit longitudinaler seismischer Wellen beträgt hier 2–5 km/s. Das Alter der Sedimente dieser Schicht überschreitet 180 Ma nicht.

Zweite Schicht in seinem oberen Hauptteil (2A) besteht er aus Basalten mit seltenen und dünnen pelagischen Schichten

Reis. 6.1. Ausschnitt aus der Lithosphäre der Ozeane im Vergleich zum durchschnittlichen Ausschnitt aus Ophiolit-Allochthonen. Unten ist ein Modell für die Bildung der Haupteinheiten des Abschnitts in der Zone der ozeanischen Ausbreitung (Khain und Lomize, 1995). Symbole: 1 -

pelagische Sedimente; 2 – ausfließende Basalte; 3 – Komplex paralleler Gänge (Dolerite); 4 – obere (nicht geschichtete) Gabbroide und Gabbrodolerite; 5, 6 - geschichteter Komplex (kumuliert): 5 - Gabbroide, 6 - ultramafische Felsen; 7 – tektonisierte Peridotite; 8 – basaler metamorpher Halo; 9 – Veränderung des basaltischen Magmas I–IV – sukzessive Veränderung der Kristallisationsbedingungen in der Kammer mit der Entfernung von der Ausbreitungsachse

ischer Niederschlag; Basalte haben oft eine charakteristische Kissentrennung (im Querschnitt) (Kissenlava), aber es werden auch Abdeckungen aus massiven Basalten gefunden. Im unteren Teil der zweiten Schicht (2B) entwickeln sich parallele Doleritgänge. Die Gesamtdicke der 2. Schicht beträgt 1,5–2 km und die Geschwindigkeit der seismischen Längswellen 4,5–5,5 km/s.

dritte Schicht Die ozeanische Kruste besteht aus vollkristallinen Eruptivgesteinen basischer und untergeordnet ultrabasischer Zusammensetzung. In seinem oberen Teil sind normalerweise Gesteine ​​vom Gabbro-Typ entwickelt, und der untere Teil besteht aus einem "Bandkomplex", der sich aus abwechselnden Gabbro- und Ultra-Ramafiten zusammensetzt. Die Mächtigkeit der 3. Schicht beträgt 5 km. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen in dieser Schicht erreicht 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.

Ozeanische Kruste, oder besser ozeanische Kruste, ist in ihrer Verbreitung nicht auf den Grund der Ozeane beschränkt, sondern wird auch in Tiefwasserbecken von Randmeeren wie dem Japanischen Meer, dem Süd-Ochotskischen Meer (Kuril ) Becken des Ochotskischen Meeres, der Philippinen, der Karibik und vieler anderer

Meere. Darüber hinaus gibt es ernsthaften Grund zu der Annahme, dass in den tiefen Depressionen der Kontinente und flachen Binnen- und Randmeeren des Barents-Typs, wo die Dicke der Sedimentdecke 10-12 km oder mehr beträgt, sie vom ozeanischen Typ unterlagert ist Kruste; dies wird durch die Geschwindigkeiten seismischer Längswellen in der Größenordnung von 6,5 km/s belegt.

Es wurde oben gesagt, dass das Alter der Kruste moderner Ozeane (und Randmeere) 180 Ma nicht überschreitet. Innerhalb der Faltengürtel der Kontinente finden wir jedoch auch eine viel ältere, bis ins frühe Präkambrium reichende Kruste vom ozeanischen Typ, repräsentiert durch die sog Ophiolith-Komplexe(oder nur Ophiolithe). Dieser Begriff gehört dem deutschen Geologen G. Steinmann und wurde von ihm zu Beginn des 20. Jahrhunderts vorgeschlagen. um eine charakteristische "Triade" von Gesteinen zu bezeichnen, die üblicherweise zusammen in den zentralen Zonen von Faltensystemen gefunden werden, nämlich serpentinisierte ultramafische Gesteine ​​(Analog der Schicht 3), Gabbro (Analog der Schicht 2B), Basalte (Analog der Schicht 2A) und Radiolarite (Analog der Schicht 1). ). Die Essenz dieser Paragenese von Gesteinen wurde lange Zeit fälschlicherweise interpretiert, insbesondere Gabbro und ultramafische Gesteine ​​galten als aufdringlich und jünger als Basalte und Radiolarite. Erst in den 1960er Jahren, als die ersten zuverlässigen Informationen über die Zusammensetzung der ozeanischen Kruste gewonnen wurden, wurde klar, dass Ophiolithe die ozeanische Kruste der geologischen Vergangenheit sind. Diese Entdeckung war von grundlegender Bedeutung für ein korrektes Verständnis der Bedingungen für die Entstehung der beweglichen Gürtel der Erde.

Strukturen der Erdkruste der Ozeane

Bereiche der kontinuierlichen Verbreitung Ozeanische Kruste ausgedrückt im Relief der Erde ozeanischDepressionen. Innerhalb der ozeanischen Becken stechen zwei Hauptelemente hervor: Meeresplattformen und ozeanische orogene Gürtel. Meeresplattformen(oder Thalassokratonen) in der unteren Topographie sehen aus wie weite abgrundtiefe flache oder hügelige Ebenen. Zu ozeanische orogene Gürtel umfassen mittelozeanische Rücken mit einer Höhe von bis zu 3 km über der umgebenden Ebene (an einigen Stellen erheben sie sich in Form von Inseln über dem Meeresspiegel). Entlang der Achse des Rückens wird oft eine Zone von Rissen verfolgt - schmale Gräben mit einer Breite von 12 bis 45 km in einer Tiefe von bis zu 3 bis 5 km, was auf die Dominanz der Krustenausdehnung in diesen Gebieten hinweist. Sie zeichnen sich durch eine hohe Seismizität, einen stark erhöhten Wärmestrom und eine geringe Dichte des oberen Mantels aus. Geophysikalische und geologische Daten deuten darauf hin, dass die Dicke der Sedimentdecke abnimmt, je näher sie den axialen Zonen der Rücken kommt, und die ozeanische Kruste eine merkliche Hebung erfährt.

Das nächste große Element der Erdkruste - Übergangszone zwischen Kontinent und Ozean. Dies ist der Bereich der maximalen Dissektion der Erdoberfläche, wo Inselbögen, gekennzeichnet durch hohe Seismizität und modernen Andesit- und Andesit-Basalt-Vulkanismus, Tiefseegräben und Tiefwasserbecken von Randmeeren. Die Erdbebenquellen bilden hier eine seismische Brennzone (die Benioff-Zavaritsky-Zone), die unter die Kontinente eintaucht. Die Übergangszone ist die größte

ausgeprägt im westlichen Teil des Pazifischen Ozeans. Es ist durch einen Zwischentyp der Struktur der Erdkruste gekennzeichnet.

kontinentale Kruste(Khain, Lomize, 1995) ist nicht nur innerhalb der Kontinente selbst, d. h. Land, mit der möglichen Ausnahme der tiefsten Depressionen, sondern auch innerhalb der Schelfzonen der Kontinentränder und einzelner Gebiete innerhalb ozeanischer Mikrokontinentbecken verteilt. Trotzdem ist die Gesamtfläche der Entwicklung der kontinentalen Kruste kleiner als die der ozeanischen Kruste und macht 41% der Erdoberfläche aus. Die durchschnittliche Dicke der kontinentalen Kruste beträgt 35-40 km; sie nimmt zu den Rändern der Kontinente und innerhalb von Mikrokontinenten ab und nimmt unter Bergstrukturen bis auf 70-75 km zu.

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

1. Sedimentschicht, allgemein als Sedimentabdeckung bezeichnet. Seine Dicke variiert von null auf Schilden und kleineren Hebungen von Plattformfundamenten und axialen Zonen von gefalteten Strukturen bis zu 10 und sogar 20 km in Plattformvertiefungen, Front- und Zwischengebirgströgen von Berggürteln. Richtig, in diesen Vertiefungen ist die Kruste, die den Sedimenten zugrunde liegt und normalerweise genannt wird konsolidiert möglicherweise schon näher am Charakter des Ozeans als des Kontinents. Die Zusammensetzung der Sedimentschicht umfasst verschiedene Sedimentgesteine ​​​​vorwiegend kontinentaler oder flacher mariner, seltener bathyaler (wiederum in tiefen Vertiefungen) und auch weit entfernter Herkunft

nicht überall, Abdeckungen und Schwellen aus basischen Eruptivgesteinen, 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 Gesteine ​​der Sedimentbedeckung beträgt bis zu 1,7 Milliarden Jahre, also eine Größenordnung höher als die der Sedimentschicht moderner Ozeane.

2. Obere Schicht aus verfestigter Kruste ragt auf Schilden und Plattformanordnungen und in den axialen Zonen gefalteter Strukturen auf die Tagesoberfläche; Es wurde in der Kola-Bohrung bis zu einer Tiefe von 12 km und in Bohrlöchern in der Wolga-Ural-Region auf der Russischen Platte, auf der US-Mittelkontinentplatte und auf dem Baltischen Schild in Schweden bis zu einer viel geringeren Tiefe durchdrungen. Eine Goldmine in Südindien ging durch 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 gut bekannt; die Hauptrolle in ihrer Zusammensetzung spielen verschiedene kristalline Schiefer, Gneise, Amphibolite und Granite, in Verbindung mit denen sie oft als Granit-Gneis bezeichnet wird. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen darin beträgt 6,0-6,5 km/s. Im Untergeschoss junger Plattformen des Riphean-Paläozoikums oder sogar des Mesozoikums und teilweise in den inneren Zonen junger gefalteter Strukturen besteht dieselbe Schicht aus weniger stark metamorphosierten Gesteinen (Grünschieferfazies anstelle von Amphiboliten) und enthält weniger Granite; daher wird hier oft darauf verwiesen Granit-metamorphe Schicht, und typische Längsgeschwindigkeiten darin liegen in der Größenordnung von 5,5-6,0 km/s. Die Dicke dieser Krustenschicht erreicht 15-20 km auf Plattformen und 25-30 km in Gebirgsstrukturen.

3. Die untere Schicht der konsolidierten Kruste. Zunächst wurde angenommen, dass es zwischen den beiden Schichten der konsolidierten Kruste eine klare seismische Grenze gibt, die nach ihrem Entdecker, einem deutschen Geophysiker, den Namen Konrad-Grenze erhielt. Das Bohren der eben erwähnten Brunnen ließ Zweifel an der Existenz einer solchen klaren Grenze aufkommen; manchmal zeigt die Seismik stattdessen nicht eine, sondern zwei (K 1 und K 2) Grenzen in der Kruste, wodurch es möglich wurde, zwei Schichten in der unteren Kruste zu unterscheiden (Abb. 6.2). Die Zusammensetzung der Gesteine, aus denen die untere Kruste besteht, ist, wie bereits erwähnt, nicht gut bekannt, da sie nicht durch Bohrlöcher erreicht wurde und fragmentarisch an der Oberfläche freigelegt ist. Ausgehend von

Reis. 6.2. Struktur und Dicke der kontinentalen Kruste (Khain und Lomize, 1995). SONDERN - die Haupttypen des Abschnitts nach seismischen Daten: I-II - antike Plattformen (I - Schilde, II

Syneklisen), III - Regale, IV - junge Orogene. K 1 , K 2 -Oberflächen von Konrad, M-Oberfläche von Mohorovichich, Geschwindigkeiten sind für Longitudinalwellen angegeben; B - Histogramm der Dickenverteilung der kontinentalen Kruste; B - generalisiertes Kraftprofil

Aufgrund allgemeiner Überlegungen kam V. V. Belousov zu dem Schluss, dass in der unteren Kruste einerseits Gesteine ​​auf einer höheren Metamorphosestufe und andererseits Gesteine ​​mit einer einfacheren Zusammensetzung als in der oberen Kruste vorherrschen sollten. So nannte er diese Rindenschicht gra-null basisch. Belousovs Annahme wird allgemein bestätigt, obwohl Aufschlüsse zeigen, dass nicht nur basische, sondern auch saure Granulite an der Zusammensetzung der unteren Kruste beteiligt sind. Gegenwärtig unterscheiden die meisten Geophysiker Ober- und Unterkruste auf einer anderen Grundlage – nach ihren hervorragenden rheologischen Eigenschaften: Die obere Kruste ist starr und spröde, die untere plastisch. Die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen in der unteren Kruste beträgt 6,4-7,7 km/s; Die Zugehörigkeit zur Kruste oder zum Mantel des unteren Teils dieser Schicht mit Geschwindigkeiten von mehr als 7,0 km/s ist oft strittig.

Zwischen den beiden Extremtypen der Erdkruste – ozeanisch und kontinental – gibt es Übergangstypen. Einer von ihnen - subozeanische Kruste - Es entwickelt sich entlang der kontinentalen Hänge und Ausläufer und liegt möglicherweise unter dem Grund der Becken einiger nicht sehr tiefer und breiter Rand- und Binnenmeere. Die subozeanische Kruste wird bis zu 15-20 km ausgedünnt und von Gängen und Schwellen aus basischem Eruptivgestein durchdrungen.

Borke. Es wurde durch eine Tiefwasserbohrung am Eingang zum Golf von Mexiko entdeckt und an der Küste des Roten Meeres freigelegt. Eine andere Art von Übergangsrinde ist subkontinental- wird gebildet, wenn die ozeanische Kruste in ensimatischen Vulkanbögen in eine kontinentale übergeht, aber noch nicht die volle „Reife“ erreicht, mit einer geringeren Dicke von weniger als 25 km und einem geringeren Konsolidierungsgrad, was sich in einer geringeren Seismik widerspiegelt Wellengeschwindigkeiten - nicht mehr als 5,0-5,5 km/s in der unteren Kruste.

Einige Forscher heben als besondere Arten zwei weitere Arten von ozeanischer Kruste hervor, die oben bereits diskutiert wurden; Dies ist erstens die ozeanische Kruste der inneren Erhebungen des Ozeans (Island usw.), die auf 25-30 km verdickt ist, und zweitens die ozeanische Kruste, die durch eine Dicke von bis zu 15 „aufgebaut“ wird -20 km, Sedimentbedeckung (Kaspische Senke usw.).

Die mohorovichische Oberfläche und die Zusammensetzung des Obermenschenti. Die Grenze zwischen der Kruste und dem Mantel, normalerweise seismisch recht deutlich ausgedrückt durch einen Sprung in den Geschwindigkeiten der Kompressionswellen von 7,5-7,7 auf 7,9-8,2 km / s, ist als Mohorovichic-Oberfläche (oder einfach Moho und sogar M) bekannt. namentlich der kroatische Geophysiker, der es gegründet hat. In den Ozeanen entspricht diese Grenze dem Übergang vom Bandkomplex der 3. Schicht mit überwiegend Gabbroiden zu durchgehenden serpentinisierten Peridotiten (Harzburgite, Lherzolithe), seltener Dunite, die stellenweise bis zur Bodenoberfläche ragen, und in den Felsen von São Paulo im Atlantik gegen die Küste von Brasilien und auf ungefähr. Zabargad im Roten Meer, hoch über der Oberfläche

Ozean. Die Spitzen des ozeanischen Mantels können stellenweise an Land als Teil der Böden von Ophiolitkomplexen beobachtet werden. Ihre Dicke erreicht im Oman 8 km und in Papua-Neuguinea vielleicht sogar 12 km. Sie bestehen aus Peridotiten, hauptsächlich Harzburgiten (Khain und Lomize, 1995).

Die Untersuchung von Einschlüssen in Laven und Kimberliten aus Rohren zeigt, dass der obere Mantel auch unter den Kontinenten hauptsächlich aus Peridotiten besteht, sowohl hier als auch unter den Ozeanen im oberen Teil sind dies Spinell-Peridotiten und darunter Granat-Peridotiten. Aber im Kontinentalmantel sind nach den gleichen Angaben neben Peridotiten Eklogite, also tief metamorphosierte Grundgesteine, in untergeordneter Menge vorhanden. Eklogiten können metamorphisierte Relikte ozeanischer Kruste sein, die während der Subduktion dieser Kruste in den Mantel gezogen wurden.

Der obere Teil des Mantels ist sekundär an einer Reihe von Komponenten abgereichert: Kieselsäure, Alkalien, Uran, Thorium, seltene Erden und andere inkohärente Elemente, da Basaltgesteine ​​​​aus der Erdkruste daraus geschmolzen werden. Dieser "erschöpfte" ("erschöpfte") Mantel erstreckt sich unter den Kontinenten bis zu einer größeren Tiefe (bedeckt den gesamten oder fast den gesamten lithosphärischen Teil) als unter den Ozeanen und weicht einem tieferen "nicht erschöpften" Mantel. Die durchschnittliche Primärzusammensetzung des Mantels sollte in der Nähe von Spinell-Lherzolith oder einer hypothetischen Mischung aus Peridotit und Basalt im Verhältnis 3: 1 liegen, die vom australischen Wissenschaftler A. E. Ring-Wood genannt wird Pyrolith.

In einer Tiefe von etwa 400 km beginnt eine schnelle Zunahme der Geschwindigkeit seismischer Wellen; von hier bis 670 km

gelöscht Golitsyn-Schicht, benannt nach dem russischen Seismologen B.B. Golitsyn. Es wird auch als mittlerer Mantel, oder unterschieden Mesosphäre -Übergangszone zwischen oberem und unterem Erdmantel. Die Zunahme der Geschwindigkeiten elastischer Schwingungen in der Golitsyn-Schicht erklärt sich durch eine Zunahme der Dichte der Mantelsubstanz um etwa 10% aufgrund des Übergangs einiger Mineralarten zu anderen mit einer dichteren Atompackung: Olivin zu Spinell, Pyroxen in Granat.

Unterer Mantel(Khain und Lomize, 1995) beginnt in einer Tiefe von etwa 670 km. Der untere Mantel sollte hauptsächlich aus Perowskit (MgSiO 3) und Magnesia-Wustit (Fe, Mg)O bestehen – Produkte weiterer Veränderungen der Mineralien, aus denen der mittlere Mantel besteht. Der Erdkern ist in seinem äußeren Teil laut Seismologie flüssig und der innere wieder fest. Konvektion im äußeren Kern erzeugt das Hauptmagnetfeld der Erde. Die Zusammensetzung des Kerns wird von der überwiegenden Mehrheit der Geophysiker als Eisen akzeptiert. Aber auch hier ist es experimentellen Daten zufolge notwendig, eine gewisse Beimischung von Nickel sowie Schwefel oder Sauerstoff oder Silizium zuzulassen, um die geringere Dichte des Kerns im Vergleich zu der für reines Eisen bestimmten zu erklären.

Laut seismischer Tomographie Kernoberfläche ist uneben und bildet Vorsprünge und Vertiefungen mit einer Amplitude von bis zu 5-6 km. An der Grenze von Mantel und Kern wird eine Übergangsschicht mit dem Index D“ unterschieden (die Kruste ist mit dem Index A gekennzeichnet, der obere Mantel ist B, die Mitte ist C, der untere ist D, der obere Teil der unterer Mantel ist D"). Die Dicke der Schicht D" erreicht an einigen Stellen 300 km.

Lithosphäre und Asthenosphäre. Im Gegensatz zu Kruste und Mantel, die durch geologische Daten (durch die Materialzusammensetzung) und seismologische Daten (durch den Sprung der seismischen Wellengeschwindigkeiten an der Mohorovichich-Grenze) unterschieden werden, sind Lithosphäre und Asthenosphäre rein physikalische Konzepte, oder eher rheologische. Ausgangsbasis für die Zuordnung der Asthenosphäre ist eine geschwächte, plastische Hülle. die einer starreren und zerbrechlicheren Lithosphäre zugrunde liegt, musste die Tatsache des isostatischen Gleichgewichts der Kruste erklärt werden, das bei Messungen der Schwerkraft am Fuße von Gebirgsstrukturen entdeckt wurde. Ursprünglich wurde erwartet, dass solche Bauwerke, insbesondere so gewaltige wie der Himalaya, ein Übermaß an Schwerkraft erzeugen sollten. Als jedoch in der Mitte des 19. Jahrhunderts. entsprechende Messungen durchgeführt wurden, stellte sich heraus, dass keine solche Anziehung beobachtet wurde. Folglich werden auch große Unregelmäßigkeiten im Relief der Erdoberfläche irgendwie ausgeglichen, in der Tiefe ausgeglichen, so dass signifikante Abweichungen von den Durchschnittswerten der Schwerkraft nicht auf der Ebene der Erdoberfläche auftreten. So kamen die Forscher zu dem Schluss, dass es aufgrund des Erdmantels einen generellen Ausgleichswunsch der Erdkruste gibt; dieses Phänomen heißt Isostase(Khain, Lomize, 1995) .

Es gibt zwei Möglichkeiten, Isostasie zu implementieren. Das erste ist, dass Berge Wurzeln haben, die in den Mantel eingetaucht sind, d.h. Isostasie wird durch Variationen in der Dicke der Erdkruste bereitgestellt, und die untere Oberfläche der letzteren hat ein Relief, das dem der Erdoberfläche entgegengesetzt ist; das ist die Hypothese des englischen Astronomen J. Erie

(Abb. 6.3). Auf regionaler Ebene ist dies normalerweise gerechtfertigt, da Bergstrukturen wirklich eine dickere Kruste haben und die maximale Dicke der Kruste in den höchsten von ihnen beobachtet wird (Himalaya, Anden, Hindukusch, Tien Shan usw.). Aber auch ein anderer Mechanismus zur Umsetzung der Isostasie ist möglich: Bereiche mit erhöhtem Relief sollten aus weniger dichtem Gestein bestehen und Bereiche mit niedrigem Relief aus dichterem; Dies ist die Hypothese eines anderen englischen Wissenschaftlers, J. Pratt. In diesem Fall kann die Sohle der Erdkruste sogar horizontal sein. Das Gleichgewicht der Kontinente und Ozeane wird durch eine Kombination beider Mechanismen erreicht - die Kruste unter den Ozeanen und viel dünner und merklich 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 – zeigen Inselbögen und damit verbundene Tiefseegräben.

Damit das Streben nach isostatischem Gleichgewicht wirksam werden kann, d.h. bei zusätzlicher Belastung würde die Kruste absinken und bei Wegnahme der Belastung aufsteigen, ist es notwendig, dass unter der Kruste eine ausreichend plastische Schicht vorhanden ist, die dazu in der Lage ist von Gebieten mit erhöhtem geostatischem Druck zu Gebieten mit reduziertem Druck fließen. Für diese ursprünglich hypothetisch identifizierte Schicht schlug der amerikanische Geologe J. Burrell 1916 den Namen vor Asthenosphäre, was bedeutet "schwache schale" Diese Annahme wurde erst viel später, in den 60er Jahren, bei Erdbeben bestätigt

Reis. 6.3. Schemata des isostatischen Gleichgewichts der Erdkruste:

a - von J. Erie, b - nach J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

Protokolle (B. Gutenberg) entdeckten die Existenz in einer bestimmten Tiefe unter der Kruste einer Zone der Abnahme oder des Fehlens einer Zunahme, die mit einer Zunahme des Drucks und der Geschwindigkeit seismischer Wellen natürlich ist. Anschließend erschien eine andere Methode zur Feststellung der Asthenosphäre - die Methode der magnetotellurischen Sondierung, bei der sich die Asthenosphäre als Zone mit geringerem elektrischem Widerstand manifestiert. Darüber hinaus haben Seismologen ein weiteres Zeichen der Asthenosphäre identifiziert - eine erhöhte Dämpfung seismischer Wellen.

Die Asthenosphäre spielt auch eine führende Rolle bei den Bewegungen der Lithosphäre. Der Strom asthenosphärischer Materie zieht lithosphärische Platten mit sich und verursacht ihre horizontalen Verschiebungen. Der Anstieg der Oberfläche der Asthenosphäre führt zum Anstieg der Lithosphäre und im Grenzfall zu einem Bruch ihrer Kontinuität, der Bildung von Ablösung und Absenkung. Zu letzterem führt auch der Abfluss der Asthenosphäre.

Von den beiden Schalen, aus denen die Tektonosphäre besteht, ist also 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 der mittelozeanischen Rücken, insbesondere im Ostpazifischen Rücken, befindet sich das Dach der Asthenosphäre in nur 3-4 km Tiefe, d.h. die Lithosphäre ist nur auf den oberen Teil der Kruste beschränkt. Je näher wir der Peripherie der Ozeane kommen, desto dicker wird die Lithosphäre

untere Kruste, aber hauptsächlich den oberen Mantel und kann 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 150-200 km oder mehr gemessen (in Südafrika 350 km); Nach einigen Vorstellungen kann es 400 km erreichen, d. H. Hier sollte 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, ließ bei einigen Forschern Zweifel an ihrer Existenz unter solchen Gebieten aufkommen und führte sie zu einer alternativen Ansicht, dass die Asthenosphäre als durchgehende Hülle, dh die Geosphäre, dies nicht tut existieren, aber es gibt eine Reihe unterschiedlicher "Asthenolensen". Wir können dieser Schlussfolgerung, die für die Geodynamik wichtig sein könnte, nicht zustimmen, da diese Gebiete ein hohes Maß an isostatischem Gleichgewicht aufweisen, da sie die oben genannten Beispiele für Gebiete moderner und alter Vereisung umfassen - Grönland usw.

Der Grund, warum die Asthenosphäre nicht überall leicht zu erkennen ist, liegt offensichtlich in der seitlichen Änderung ihrer Viskosität.

Die wichtigsten Strukturelemente der Erdkruste der Kontinente

Auf den Kontinenten werden zwei Strukturelemente der Erdkruste unterschieden: Plattformen und bewegliche Gürtel (Historical Geology, 1985).

Definition:Plattform- ein stabiler starrer Abschnitt der Erdkruste der Kontinente, der eine isometrische Form und eine zweistöckige Struktur hat (Abb. 6.4). Unteres (erstes) Geschoss - kristalline Grundlage, dargestellt durch stark deformierte, metamorphosierte Felsen, die von Intrusionen durchschnitten wurden. Das obere (zweite) Geschoss ist leicht geneigt Sedimentbedeckung, schwach disloziert und nicht metamorphosiert. Die Ausgänge zur Tagesfläche des unteren Aufbaugeschosses werden genannt Schild. Die von der Sedimentdecke bedeckten Bereiche des Fundaments werden genannt Herd. Die Dicke der Sedimentbedeckung der Platte beträgt einige Kilometer.

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

Strukturen der zweiten Etage des Bahnsteigs (Fall) es gibt negative (Ablenkungen, Syneklisen) und positive (Anteklisen). Syneclises sind untertassenförmig und Anteclises sind umgekehrte Untertassen. Die Dicke der Ablagerungen ist auf der Syneklise immer größer und auf der Anteclise geringer. Die Abmessungen dieser Strukturen im Durchmesser können Hunderte oder einige 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 - eine geologische Struktur, deren Schichten von der Peripherie zum Zentrum gerichtet sind. Anteclise - eine geologische Struktur, deren Fall der Schichten vom Zentrum zur Peripherie gerichtet ist.

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

Reis. 6.4. Diagramm der Plattformstruktur. 1 - gefaltetes Fundament; 2 - Plattformabdeckung; 3 Verwerfungen (Historische Geologie, 1985)

- älter. Anteclise ist eine geologische Struktur, in deren Kern sich ältere Ablagerungen und an den Rändern jüngere befinden.

Definition: Durchbiegung - ein länglicher (länglicher) geologischer Körper mit einer konkaven Querschnittsform.

Beispiel: auf der russischen Platte der osteuropäischen Plattform abheben Anteclisen(Belarussisch, Woronesch, Wolga-Ural usw.), syneklysiert(Moskau, Kaspisches Meer usw.) und Tröge (Uljanowsk-Saratow, Pridnestrowsko-Schwarzes Meer usw.).

Es gibt eine Struktur der unteren Horizonte der Hülle - Av-Lacogen.

Definition: Aulacogen ist eine schmale, längliche Vertiefung, die sich durch die Plattform erstreckt. Aulakogene befinden sich im unteren Teil der oberen Strukturstufe (Hülle) und können bis zu hundert Kilometer lang und zehn Kilometer breit sein. Aulacogene werden unter Bedingungen horizontaler Ausdehnung gebildet. In ihnen sammeln sich dicke Sedimentschichten an, die zu Falten gefaltet werden können und in ihrer Zusammensetzung den Formationen von Miogeosynklinalen nahe kommen. Basalte sind im unteren Teil des Abschnitts vorhanden.

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

Geschichte der Plattformentwicklung. In der Entwicklungsgeschichte lassen sich drei Stadien unterscheiden. Zuerst- Geosynklinal, auf dem die Bildung des unteren (ersten) Strukturelements (Fundament) stattfindet. Zweite- aulakogen, das sich je nach Klima ansammelt

rot gefärbte, grau gefärbte oder kohlehaltige Sedimente in Aulacogenen. Der dritte- Platte, auf der großflächig Sedimentation stattfindet und die obere (zweite) Geschosssohle (Platte) gebildet wird.

Der Prozess der Ansammlung von Niederschlägen erfolgt in der Regel zyklisch. Akkumuliert zuerst transgressiv maritim schrecklich Bildung, dann Karbonat(Überschreitungsmaximum, Tab. 6.1). Während der Regression in einem ariden Klima, a salzig rotblühend Bildung und in einem feuchten Klima - paralytisch kohleführend Formation. Niederschlag wird am Ende des Sedimentationszyklus gebildet kontinental Formationen. Die Phase kann jederzeit durch die Bildung einer Fallenformation unterbrochen werden.

Tabelle 6.1. Abfolge der Plattenakkumulation

Formationen und ihre Eigenschaften.

Ende der Tabelle 6.1.

Für bewegliche Bänder (gefaltete Bereiche) charakteristisch:

Linearität ihrer Konturen;

die enorme Dicke der angesammelten Ablagerungen (bis zu 15-25 km);

Konsistenz Zusammensetzung und Mächtigkeit dieser Ablagerungen entlang streichen gefalteter Bereich u abrupte Änderungen über seine Strecke;

das Vorhandensein von eigenartig Formationen- Gesteinskomplexe, die in bestimmten Entwicklungsstadien dieser Gebiete entstanden sind ( Schiefer, Flysch, spilito-Keratophyr, Melasse und andere Formationen)

intensiver effusiver und intrusiver Magmatismus (große Batholith-Intrusionen aus Granit sind besonders charakteristisch);

starke regionale Metamorphose;

7) starke Faltung, eine Fülle von Fehlern, einschließlich

Stöße, die die Dominanz der Kompression anzeigen. An der Stelle von geosynklinalen Regionen (Gürteln) entstehen gefaltete Regionen (Gürtel).

Definition: Geosynklinale(Abb. 6.5) - ein beweglicher Bereich der Erdkruste, in dem sich zunächst dicke sedimentäre und vulkanogene Schichten ansammelten, die dann zu komplexen Falten zerkleinert wurden, begleitet von der Bildung von Verwerfungen, der Einführung von Intrusionen und Metamorphosen. Es gibt zwei Stadien in der Entwicklung der Geosynklinale.

Erste Stufe(eigentlich geosynklinal) gekennzeichnet durch eine Dominanz der Senkung. Großer Regen in der Geosynklinale ist das Ergebnis der Dehnung der Erdkruste und ihr Biegen. BEIM die erste Hälfte der erstenStufen normalerweise sammeln sich sandig-tonige und tonige Sedimente an (als Ergebnis der Metamorphose bilden sie dann schwarze Tonschiefer, die freigesetzt werden Schiefer Formation) und Kalkstein. Die Absenkung kann von Brüchen begleitet sein, entlang denen mafisches Magma aufsteigt und unter Unterwasserbedingungen ausbricht. Das nach der Metamorphose resultierende Gestein ergibt zusammen mit den begleitenden subvulkanischen Formationen Spilit-keratophyric Formation. Gleichzeitig bilden sich meist Kieselsteine ​​und Jaspis.

ozeanisch

Reis. 6.5. Schema der Struktur von Geosync-

Häutung in einem schematischen Schnitt durch den Sundabogen in Indonesien (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Symbole: 1 - Sedimente und Sedimentgesteine; 2 - Vulkan-

schöne Rassen; 3 - konti-metamorphe Gesteine ​​im Untergeschoss

Spezifizierte Formationen gleichzeitig ansammeln, sondern in verschiedenen Bereichen. Akkumulation spilito-keratophyric Formationen treten normalerweise im Inneren der Geosynklinale auf - in Eugeosynklinalen. Für eugeo-Synklinale Typisch sind die Bildung dicker, meist basischer Vulkansequenzen und das Eindringen von Gabbro, Diabas und ultrabasischen Gesteinen. Im Randbereich der Geosynklinale, entlang ihrer Grenze zur Plattform, gibt es normalerweise solche Miogeosynklinalen. Hier sammeln sich hauptsächlich terrigene und karbonatische Schichten an; Vulkangestein fehlt, Intrusionen sind nicht typisch.

In der ersten Hälfte der ersten Etappe der größte Teil der Geosynklinale ist Meer mit erheblichenTiefe. Dies belegen die feine Körnigkeit der Sedimente und die Seltenheit von Faunenfunden (hauptsächlich Nekton und Plankton).

Zu Mitte der ersten Stufe Aufgrund unterschiedlicher Sinkgeschwindigkeiten in verschiedenen Teilen der Geosynklinale werden Abschnitte gebildet relativer Aufschwung(intrageoantisch-linali) und relative Senkung(intraosynklin-ob). Zu diesem Zeitpunkt können kleine Plagiogranit-Intrusionen auftreten.

In zweite Hälfte der ersten Etappe Infolge des Auftretens interner Hebungen wird das Meer in der Geosynklinale flacher. jetzt das Archipel durch Meerengen getrennt. Aufgrund von Flachwasser rückt das Meer auf benachbarten Plattformen vor. Kalksteine ​​sammeln sich in den geosynklinalen, dicken, sandig-lehmigen, rhythmisch aufgebauten Schichten an, die sich bilden Flysch für-216

Bildung; es gibt einen Ausguss von Laven mittlerer Zusammensetzung, Komponieren porphyritisch Formation.

Zu Ende der ersten Etappe Intrageo-Synklinalen verschwinden, Intrageo-Antiklinalen verschmelzen zu einer zentralen Hebung. Dies ist eine übliche Umkehrung; es passt Hauptphase der Faltung in der Geosynklinale. Die Faltung wird normalerweise von der Intrusion großer synorogener (gleichzeitig mit der Faltung) Granitintrusionen begleitet. Es gibt ein Zerkleinern von Felsen in Falten, oft kompliziert durch Überschiebungen. All dies verursacht eine regionale Metamorphose. An der Stelle der Intrageosynklinalen, Synklinorie- komplexe Strukturen vom synklinalen Typ und anstelle der intrageoantiklinalen - Antiklinorie. Die Geosynklinale „schließt“ sich und wird zu einem gefalteten Bereich.

Dem Aufbau und der Entwicklung der Geosynklinale kommt eine sehr wichtige Rolle zu tiefe Fehler - langlebige Brüche, die die gesamte Erdkruste durchschneiden und bis in den oberen Erdmantel reichen. Tiefe Verwerfungen bestimmen die Konturen von Geosynklinalen, ihren Magmatismus, die Aufteilung der Geosynklinale in strukturelle Fazieszonen, die sich in der Zusammensetzung der Sedimente, ihrer Mächtigkeit, Magmatismus und der Art der Strukturen unterscheiden. Im Inneren werden manchmal Geosynklinalen unterschieden mittlere Arrays, durch tiefe Verwerfungen begrenzt. Dies sind Blöcke mit einer älteren Faltung, die aus Felsen der Basis bestehen, auf der die Geosynklinale gelegt wurde. Die mittleren Massive liegen in Bezug auf Sedimentzusammensetzung und Mächtigkeit nahe an den Plattformen, zeichnen sich jedoch durch starken Magmatismus und Gesteinsfaltung vor allem entlang der Massivränder aus.

Die zweite Stufe der Entwicklung der Geosynklinale namens orogen und zeichnet sich durch eine Dominanz von Hebungen aus. Sedimentation tritt in begrenzten Bereichen entlang der Peripherie der zentralen Erhebung auf - in Kantendurchbiegungen, entlang der Grenze der Geosynklinale und der Plattform entstehen und die Plattform teilweise überlappen, sowie in Zwischengebirgströgen, die manchmal innerhalb der zentralen Erhebung gebildet werden. Niederschlagsquelle ist die Zerstörung der ständig steigenden Zentralerhebung. In der ersten Hälftezweite Etage diese Erhebung hat wahrscheinlich ein hügeliges Relief; Wenn es zerstört wird, sammeln sich Meeres-, manchmal Lagunensedimente an und bilden sich untere Melasse Formation. Je nach klimatischen Bedingungen kann dies sein kohlehaltiger Gelähmter oder Kochsalzlösung zähflüssig. Gleichzeitig kommt es in der Regel zum Eindringen großer Graniteinbrüche - Batholithen.

In der zweiten Hälfte der Etappe die Hebungsgeschwindigkeit der zentralen Hebung nimmt stark zu, was mit deren Aufspaltungen und dem Zusammenbruch einzelner Abschnitte einhergeht. Dieses Phänomen erklärt sich dadurch, dass durch Faltung, Metamorphose und Intrusionen der gefaltete Bereich (keine Geosynklinale!) starr wird und mit Spaltungen auf die fortschreitende Hebung reagiert. Das Meer verlässt dieses Gebiet. Infolge der Zerstörung der zentralen Erhebung, die damals ein Bergland war, häufen sich kontinentale grobklastische Schichten an und bilden sich obere Melasse Formation. Die Aufspaltung des Hebungskamms wird von terrestrischem Vulkanismus begleitet; normalerweise sind dies felsische Laven, die zusammen mit

subvulkanische Formationen geben Porphyr Formation. Rissige Alkali- und kleine Säureintrusionen sind damit verbunden. Durch die Entwicklung der Geosynklinale nimmt also die Mächtigkeit der kontinentalen Kruste zu.

Am Ende der zweiten Phase bricht das gefaltete Berggebiet, das an der Stelle der Geosynklinale entstanden ist, zusammen, das Gebiet flacht allmählich ab und wird zu einer Plattform. Die Geosynklinale verwandelt sich vom Bereich der Sedimentansammlung in den Bereich der Zerstörung, vom mobilen Territorium in das inaktive starre nivellierte Territorium. Daher ist der Bewegungsbereich auf der Plattform klein. Normalerweise bedeckt das Meer, selbst seicht, hier weite Gebiete. Dieses Gebiet ist nicht mehr so ​​stark abgesenkt wie zuvor, daher ist die Niederschlagsdicke viel geringer (im Durchschnitt 2-3 km). Die Setzung wird immer wieder unterbrochen, so dass es häufig zu Sedimentationspausen kommt; dann können sich Verwitterungskrusten bilden. Es gibt auch kein kräftiges Anheben, begleitet von einem Falten. Daher sind die neu gebildeten dünnen, meist flachen Sedimente auf der Plattform nicht metamorphosiert und liegen horizontal oder leicht schräg. Eruptive Gesteine ​​sind selten und werden normalerweise durch terrestrische Ausgüsse von Basaltlava dargestellt.

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

Modell der lithosphärischen Plattentektonik

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

Die äußerste Hülle der Erde, genannt Lithosphäre, liegt direkt auf der aufgerufenen Schicht AsTenosphäre, die weniger haltbar ist als die Lithosphäre.

Die Lithosphäre ist in eine Anzahl starrer Segmente oder Platten unterteilt (Abb. 6.6), die sich ständig relativ zueinander bewegen und deren Oberfläche sich auch ständig ändert. Die meisten tektonischen Prozesse mit intensivem Energieaustausch finden an den Grenzen zwischen den Platten statt.

Obwohl die Dicke der Lithosphäre nicht mit großer Genauigkeit gemessen werden kann, sind sich die Forscher einig, dass sie innerhalb der Platten von 70-80 km unter den Ozeanen bis zu einem Maximalwert von mehr als 200 km unter einigen Teilen der Kontinente variiert, mit einem Durchschnittswert von etwa 100km. Die unter der Lithosphäre liegende Asthenosphäre erstreckt sich bis in eine Tiefe von etwa 700 km (die maximale Ausbreitungstiefe von Quellen von Tiefenbeben). Seine Stärke nimmt mit der Tiefe zu, und einige Seismologen glauben, dass seine Untergrenze darin liegt

Reis. 6.6. Lithosphärenplatten der Erde und ihre aktiven Grenzen. Doppellinien zeigen divergierende Grenzen (Spreizachsen); Linien mit Zähnen - konvergente Gyanine P. PIT

einzelne Linien - Transformationsfehler (Verschiebungen); Gesprenkelte Bereiche der kontinentalen Kruste, die aktiven Verwerfungen unterliegen (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

Es befindet sich in einer Tiefe von 400 km und fällt mit einer geringfügigen Änderung der physikalischen Parameter zusammen.

Grenzen zwischen den Platten werden in drei Typen unterteilt:

abweichend;

konvergent;

transformieren (mit Offsets entlang des Streichens).

An den divergierenden Plattengrenzen, die hauptsächlich durch Rifts repräsentiert werden, kommt es zu einer Neubildung der Lithosphäre, die zur Ausdehnung des Meeresbodens (Spreading) führt. An konvergenten Plattengrenzen sinkt die Lithosphäre in die Asthenosphäre, d.h. wird absorbiert. An Transformationsgrenzen gleiten zwei Lithosphärenplatten gegeneinander, an denen die Substanz der Lithosphäre weder entsteht noch zerstört wird. .

Alle Lithosphärenplatten bewegen sich ständig relativ zueinander. Es wird davon ausgegangen, dass die Gesamtfläche aller Platten über einen erheblichen Zeitraum unverändert bleibt. Bei einem ausreichenden Abstand von den Rändern der Platten sind die horizontalen Verformungen in ihnen unbedeutend, was es ermöglicht, die Platten als starr zu betrachten. Da Verschiebungen entlang von Transformationsfehlern entlang ihres Streichens auftreten, muss die Bewegung der Platten parallel zu modernen Transformationsfehlern sein. Da dies alles auf der Kugeloberfläche geschieht, beschreibt nach dem Satz von Euler jeder Abschnitt der Platte eine Bahn, die der Rotation auf der Kugeloberfläche der Erde entspricht. Für die relative Bewegung jedes Plattenpaares können Sie jederzeit die Achse oder den Rotationspol bestimmen. Wenn Sie sich von diesem Pol entfernen (bis zum eckigen

Abstand von 90°) die Ausbreitungsraten nehmen natürlich zu, aber die Winkelgeschwindigkeit für jedes gegebene Plattenpaar um ihren Rotationspol ist konstant. Wir stellen auch fest, dass die Rotationspole geometrisch einzigartig für jedes Plattenpaar sind und in keiner Weise mit dem Rotationspol der Erde als Planet verbunden sind.

Die Plattentektonik ist ein effektives Modell der in der Kruste ablaufenden Prozesse, da sie gut mit bekannten Beobachtungsdaten übereinstimmt, eine elegante Erklärung für bisher nicht zusammenhängende Phänomene liefert und Möglichkeiten zur Vorhersage eröffnet.

Wilson-Zyklus(Strukturelle Geologie und Plattentektonik, 1991). 1966 veröffentlichte Professor Wilson von der University of Toronto einen Artikel, in dem er argumentierte, dass die Kontinentaldrift nicht nur nach der frühen mesozoischen Teilung von Pangaea, sondern auch in vorpangeischer Zeit auftrat. Der Zyklus des Öffnens und Schließens der Ozeane relativ zu angrenzenden Kontinentalrändern wird jetzt genannt Wilson-Zyklus.

Auf Abb. 6.7 zeigt eine schematische Erläuterung des Grundkonzepts des Wilson-Zyklus im Rahmen von Vorstellungen zur Evolution der Lithosphärenplatten.

Reis. 6.7a darstellt Beginn des Wilson-Zyklus– das Anfangsstadium des Zusammenbruchs des Kontinents und die Bildung des Akkretionsrandes der Platte. bekanntlich hart

Reis. 6.7. Schema des Wilson-Zyklus der Ozeanentwicklung im Rahmen der Evolution der Lithosphärenplatten (Strukturgeologie und Plattentektonik, 1991)

die Lithosphäre bedeckt eine schwächere, teilweise geschmolzene Zone der Asthenosphäre - die sogenannte Niedriggeschwindigkeitsschicht (Abbildung 6.7, b) . Mit fortschreitender Trennung der Kontinente entsteht ein Rift Valley (Abb. 6.7, 6) und ein kleiner Ozean (Abb. 6.7, c). Dies sind die Stadien der frühen Ozeanöffnung im Wilson-Zyklus.. Geeignete Beispiele sind der Afrikanische Grabenbruch und das Rote Meer. Mit der Fortsetzung der Drift getrennter Kontinente, begleitet von einer symmetrischen Akkretion der neuen Lithosphäre an den Rändern der Platten, sammeln sich aufgrund der Erosion des Kontinents Schelfsedimente an der Grenze des Kontinents zum Ozean an. voll ausgebildeter Ozean(Abb. 6.7, d) mit einem Mittelgrat an der Plattengrenze und einem entwickelten Festlandsockel bezeichnet Atlantischer Ozean.

Aus Beobachtungen ozeanischer Gräben, ihrer Beziehung zur Seismizität und der Rekonstruktion aus dem Muster ozeanischer magnetischer Anomalien um die Gräben herum ist bekannt, dass die ozeanische Lithosphäre zerfällt und in die Mesosphäre absinkt. Auf Abb. 6.7, d gezeigt Ozean mit Teller, das einfache Zuwachs- und Absorptionsspielräume der Lithosphäre aufweist, - Dies ist die Anfangsphase der Schließung des Ozeans in Wilson-Zyklus. Die Teilung der Lithosphäre in der Nähe des Kontinentrandes führt durch tektonische und vulkanische Prozesse an der absorbierenden Plattengrenze zu deren Umwandlung in den Orogen-Anden-Typ. Erfolgt diese Teilung in beträchtlicher Entfernung vom Kontinentalrand zum Ozean hin, so entsteht ein Inselbogen vom Typus der japanischen Inseln. MeeresabsorptionLithosphäre führt zu einer Änderung der Geometrie der Platten und am Ende

endet zu vollständiges Verschwinden des Ansatzrandes der Platte(Abb. 6.7, e). Während dieser Zeit kann sich der gegenüberliegende Festlandsockel weiter ausdehnen und sich in einen atlantischen Halbozean verwandeln. Wenn der Ozean schrumpft, wird schließlich der gegenüberliegende Kontinentalrand in das Plattenabsorptionsregime einbezogen und nimmt an der Entwicklung teil Akkretionsorogen vom Andentyp. Dies ist das frühe Stadium der Kollision zweier Kontinente (Kollisionen) . In der nächsten Phase hört die Absorption der Platte aufgrund des Auftriebs der kontinentalen Lithosphäre auf. Die lithosphärische Platte löst sich unten, unter dem wachsenden Orogen vom Himalaya-Typ, und kommt letztes orogenes StadiumWilson-Zyklusmit ausgereiftem Berggürtel, die eine Nahtstelle zwischen den neu zusammengefügten Kontinenten darstellt. Antipode Akkretionäres Orogen vom Andentyp ist ein Kollisionsorogen vom Himalaya-Typ.

Erdkruste - die dünne Oberschale der Erde, die auf den Kontinenten 40-50 km dick ist, 5-10 km unter den Ozeanen und nur etwa 1% der Erdmasse ausmacht.

Acht Elemente – Sauerstoff, Silizium, Wasserstoff, Aluminium, Eisen, Magnesium, Kalzium, Natrium – bilden 99,5 % der Erdkruste.

Auf den Kontinenten ist die Kruste dreischichtig: Sedimentgesteine ​​bedecken Granitfelsen und Granitfelsen liegen auf Basaltfelsen. Unter den Ozeanen ist die Kruste von einem "ozeanischen", zweischichtigen Typ; Sedimentgesteine ​​liegen einfach auf Basalten, es gibt keine Granitschicht. Es gibt auch einen Übergangstyp der Erdkruste (z. B. Inselbogenzonen am Rande der Ozeane und einige Gebiete auf den Kontinenten).

Die Erdkruste hat die größte Dicke in Bergregionen (unter dem Himalaya - über 75 km), der Durchschnitt - in den Bereichen der Plattformen (unter dem westsibirischen Tiefland - 35-40, innerhalb der Grenzen der russischen Plattform - 30-35 ) und die kleinsten - in den zentralen Regionen der Ozeane (5-7 km).

Der überwiegende Teil der Erdoberfläche stellen die Ebenen der Kontinente und der Meeresboden dar. Die Kontinente sind von einem Schelf umgeben - einem flachen Streifen mit einer Tiefe von bis zu 200 g und einer durchschnittlichen Breite von etwa SO km, der nach a scharfe abrupte Biegung des Bodens, geht in den Kontinentalhang über (der Hang variiert von 15-17 bis 20-30 ° ). Die Hänge werden allmählich flacher und verwandeln sich in abgrundtiefe Ebenen (Tiefe 3,7-6,0 km). Die größten Tiefen (9-11 km) haben ozeanische Gräben, von denen sich die überwiegende Mehrheit am nördlichen und westlichen Rand befindet.

Die Erdkruste bildete sich nach und nach: zuerst bildete sich eine Basaltschicht, dann eine Granitschicht, die Sedimentschicht bildet sich bis heute weiter.

Die tiefen Schichten der Lithosphäre, die mit geophysikalischen Methoden erforscht werden, haben einen ziemlich komplexen und noch unzureichend untersuchten Aufbau, ebenso wie Mantel und Kern der Erde. Es ist jedoch bereits bekannt, dass die Dichte von Gesteinen mit der Tiefe zunimmt, und wenn sie an der Oberfläche durchschnittlich 2,3 bis 2,7 g/cm3 beträgt, beträgt sie in einer Tiefe von fast 400 km 3,5 g/cm3 und in einer Tiefe von 2900 km km (Grenze des Mantels und des äußeren Kerns) - 5,6 g/cm3. In der Mitte des Kerns, wo der Druck 3,5 Tausend Tonnen/cm2 erreicht, steigt er auf 13-17 g/cm3 an. Die Natur des Anstiegs der tiefen Temperatur der Erde wurde ebenfalls festgestellt. In einer Tiefe von 100 km beträgt sie ungefähr 1300 K, in einer Tiefe von fast 3000 km -4800 K und im Zentrum des Erdkerns - 6900 K.

Der überwiegende Teil der Erdmaterie befindet sich in festem Zustand, aber an der Grenze von Erdkruste und oberem Erdmantel (100-150 km Tiefe) liegt eine Schicht aus erweichten, pastösen Gesteinen. Diese Dicke (100-150 km) wird Asthenosphäre genannt. Geophysiker glauben, dass auch andere Teile der Erde in einem verdünnten Zustand sein können (aufgrund von Zersetzung, aktivem Radiozerfall von Gesteinen usw.), insbesondere die Zone des äußeren Kerns. Der innere Kern befindet sich in der metallischen Phase, aber heute gibt es keinen Konsens über seine Materialzusammensetzung.

Studenten, Doktoranden, junge Wissenschaftler, die die Wissensbasis in ihrem Studium und ihrer Arbeit nutzen, werden Ihnen sehr dankbar sein.

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Der innere Aufbau der Erde

Eigenschaften der Schalen der Erde. Tektonik lithosphärischer Platten und die Entstehung großer Landformen. Horizontale Struktur der Lithosphäre. Arten der Erdkruste. Die Bewegung von Mantelmaterie durch Mantelkanäle in den Eingeweiden der Erde. Richtung und Bewegung von Lithosphärenplatten.

Präsentation, hinzugefügt am 12.01.2011

Die stoffliche Zusammensetzung und Struktur der Erdkruste

Beschreibende Merkmale der Stadien der Bildung der Erdkruste und das Studium ihrer mineralogischen und petrographischen Zusammensetzung. Merkmale der Gesteinsstruktur und der Art der Bewegung der Erdkruste. Falten, Brüche und Kollisionen von Kontinentalplatten.

Seminararbeit, hinzugefügt am 30.08.2013

Theorie der Lithosphärenplatten

Präsentation, hinzugefügt am 11.10.2016

Strukturelemente der Erdkruste

Die Lage der gefalteten Regionen der Erdkruste. Struktur der Plattform, passiver und aktiver Kontinentalrand. Struktur von Antiklisen und Syneklisen, Aulakogene. Gefaltete Gebiete oder geosynklinische Gürtel. Strukturelemente der ozeanischen Kruste.

Präsentation, hinzugefügt am 19.10.2014

Tektonische Bewegungen der Erdkruste

Klassifikation der Haupttypen tektonischer Verformungen der Erdkruste: Rifting (Ausbreitung), Subduktion, Obduktion, Kollisionen von Kontinentalplatten und Transformationsstörungen. Bestimmung der Bewegungsgeschwindigkeit und -richtung von Lithosphärenplatten durch das Erdmagnetfeld der Erde.

Seminararbeit, hinzugefügt am 19.06.2011

Die stoffliche Zusammensetzung der Erdkruste

Die Haupttypen der Erdkruste und ihrer Bestandteile. Zusammenstellung von Geschwindigkeitssäulen für die wichtigsten Strukturelemente der Kontinente. Bestimmung tektonischer Strukturen der Erdkruste. Beschreibung von Syneklise, Anteklise und Aulakogen. Mineralische Zusammensetzung der Kruste und Gesteine.

Seminararbeit, hinzugefügt am 23.01.2014

Allgemeine Merkmale der tektonischen Struktur der Lithosphärenplatten der Republik Tatarstan

Kurze Geschichte des Studiums der Tektonik der Republik Tatarstan. Allgemeine Charakteristiken Hebungen, Brüche, Verformungen von Lithosphärenplatten. Beschreibung moderner Bewegungen der Erdkruste und der sie bestimmenden Prozesse. Besonderheiten der Beobachtung von Erdbebenquellen.

Seminararbeit, hinzugefügt am 14.01.2016

Mesozoikum

Trias, Jura und Kreidezeit des Mesozoikums. Die organische Welt dieser Perioden. Aufbau der Erdkruste und Paläogeographie zu Beginn der Ära. Geschichte der geologischen Entwicklung von geosynklinalen Gürteln und antiken Plattformen (osteuropäisch und sibirisch).

Zusammenfassung, hinzugefügt am 28.05.2010

Mikrokontinente. Beschreibung der Arten von Störungen in der Erdkruste

Entstehung und Entwicklung von Mikrokontinenten, Hebungen der Erdkruste besonderer Art. Der Unterschied zwischen der Kruste der Ozeane und der Kruste der Kontinente. Gleitende Theorie der Ozeanentstehung. Spätes synklinisches Entwicklungsstadium. Arten von Störungen in der Erdkruste, Klassifizierung tiefer Störungen.

Test, hinzugefügt am 15.12.2009

Innere Struktur und Inhomogenitäten der Erde

Allgemeines Bild der inneren Struktur der Erde. Die Zusammensetzung der Materie des Erdkerns. Blöcke der Erdkruste. Lithosphäre und Asthenosphäre. Gründungsstruktur der Osteuropa-Plattform. eine kurze Beschreibung bzgl tiefe Struktur des Territoriums von Belarus und angrenzenden Regionen.

Test, hinzugefügt am 28.07.2013

Die größten Strukturelemente der Erdkruste sind Kontinente und Ozeane, durch unterschiedliche Strukturen gekennzeichnet. Diese Strukturelemente zeichnen sich durch geologische und geophysikalische Merkmale aus. Nicht der gesamte Raum, den das Wasser des Ozeans einnimmt, ist eine einzelne Struktur des ozeanischen Typs. Große Schelfgebiete, zum Beispiel im Arktischen Ozean, haben eine kontinentale Kruste. Die Unterschiede zwischen diesen beiden Hauptstrukturelementen sind nicht auf die Art der Erdkruste beschränkt, sondern lassen sich 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 ausgesetzt ist, d.h. bis in Tiefen von etwa 750 km verfolgt.

Auf den Kontinenten werden zwei Haupttypen von Strukturen der Erdkruste unterschieden: ruhig stabil - Plattformen und mobil - Geosynklinalen. Diese Strukturen sind hinsichtlich ihres Verbreitungsgebietes durchaus vergleichbar. Der Unterschied wird in der Akkumulationsrate und in der Größe des Gradienten der Dickenänderung beobachtet: Plattformen zeichnen sich durch eine sanfte allmähliche Änderung der Dicke aus, während Geosynklinalen scharf und schnell sind. Auf den Plattformen sind magmatische und intrusive Gesteine ​​selten, in Geosynklinalen sind sie zahlreich. Flyschformationen von Sedimenten liegen in Geosynklinalen zugrunde. Dies sind rhythmisch vielschichtige terrigene Tiefwasserablagerungen, die während des schnellen Absinkens der geosynklinalen Struktur gebildet wurden. Am Ende der Entwicklung falten sich geosynklinale Regionen und verwandeln sich in Gebirgsstrukturen. In Zukunft durchlaufen diese Gebirgsstrukturen ein Stadium der Zerstörung und einen allmählichen Übergang zu Plattformformationen mit einer tief versetzten unteren Schicht aus Gesteinsablagerungen und sanft abfallenden Schichten in der oberen Schicht.

Das geosynklinale Stadium der Entwicklung der Erdkruste ist also das früheste Stadium, dann sterben die Geosynklinalen ab und werden in orogene Gebirgsstrukturen und anschließend in Plattformen umgewandelt. Der Zyklus endet. All dies sind Stufen eines einzigen Entwicklungsprozesses der Erdkruste.

Plattformen- die Hauptstrukturen der Kontinente mit isometrischer Form, die die zentralen Regionen einnehmen und durch ein ebenes Relief und ruhige tektonische Prozesse gekennzeichnet sind. Die Fläche der alten Plattformen auf den Kontinenten nähert sich 40% und sie sind durch eckige Umrisse mit ausgedehnten geradlinigen Grenzen gekennzeichnet - eine Folge von Randnähten (tiefe Verwerfungen), Gebirgssysteme, linear verlängerte Auslenkungen. Die gefalteten Bereiche und Systeme werden entweder über die Plattformen geschoben oder grenzen an sie durch Vortiefen, die wiederum von gefalteten Orogenen (Bergketten) geschoben werden. Die Grenzen der alten Plattformen schneiden ihre internen Strukturen scharf und nicht konform, was auf ihre sekundäre Natur als Ergebnis der Spaltung des Superkontinents Pangaea hinweist, die am Ende des frühen Proterozoikums entstand.

Zum Beispiel die osteuropäische Plattform, die innerhalb der Grenzen vom Ural bis nach Irland identifiziert wurde; vom Kaukasus, dem Schwarzen Meer, den Alpen bis zu den nördlichen Grenzen Europas.

Unterscheiden alte und junge Plattformen.

alte Plattformen entstand an der Stelle der präkambrischen geosynklinalen Region. Die osteuropäischen, sibirischen, afrikanischen, indischen, australischen, brasilianischen, nordamerikanischen und andere Plattformen wurden im späten Archaikum - frühen Proterozoikum gebildet, repräsentiert durch das präkambrische kristalline Grundgebirge und die Sedimentabdeckung. Ihr Erkennungsmerkmal ist das zweistöckige Gebäude.

Untergeschoss, oder Stiftung Es besteht aus gefalteten, tief metamorphosierten Gesteinsschichten, die zu Falten zerknüllt und von Granitintrusionen durchschnitten sind, mit einer breiten Entwicklung von Gneis und Granit-Gneis-Kuppeln - einer spezifischen Form der metamorphogenen Faltung (Abb. 7.3). Die Fundamente der Plattformen wurden über einen langen Zeitraum im Archaikum und frühen Proterozoikum gebildet und waren in der Folge sehr starker Erosion und Denudation ausgesetzt, wodurch zuvor in großen Tiefen vorkommende Gesteine ​​freigelegt wurden.

Reis. 7.3. Hauptabschnitt der Plattform

1 - Kellerfelsen; Gesteine ​​​​der Sedimentdecke: 2 - Sande, Sandsteine, Kiessteine, Konglomerate; 3 - Tone und Karbonate; 4 - Ergüsse; 5 - Fehler; 6 - Wellen

Dachgeschoss Plattformen vorgestellt Fall, oder Abdeckung, flach liegend mit einer scharfen eckigen Diskordanz auf dem Fundament von nicht metamorphosierten Sedimenten - marine, kontinentale und vulkanogene. Die Oberfläche zwischen dem Mantel und dem Keller spiegelt die zugrunde liegende strukturelle Diskrepanz innerhalb der Plattformen wider. Die Struktur der Bahnsteigabdeckung erweist sich als komplex, und auf vielen Bahnsteigen in den frühen Stadien ihrer Entstehung Gräben, grabenartige Mulden - Aulakogene(avlos - Furche, Graben; Gen - geboren, d.h. von einem Graben geboren). Aulacogene bildeten sich am häufigsten im späten Proterozoikum (Riphean) und bildeten ausgedehnte Systeme im Grundkörper. Die Dicke kontinentaler und seltener mariner Ablagerungen in Aulakogenen erreicht 5–7 km, und tiefe Verwerfungen, die Aulakogene begrenzen, trugen zur Manifestation von alkalischem, basischem und ultrabasischem Magmatismus sowie plattformspezifischem Fallenmagmatismus (mafische Gesteine) bei mit kontinentalen Basalten, Schwellen und Gängen. Alkalisch-ultrabasisch ist sehr wichtig (Kimberlit) Formation mit Diamanten in den Produkten von Explosionsrohren (sibirische Plattform, Südafrika). Diese dem aukogenen Entwicklungsstadium entsprechende untere Strukturschicht der Bahnsteigabdeckung wird durch eine durchgehende Abdeckung aus Bahnsteigablagerungen ersetzt. In der Anfangsphase der Entwicklung neigten die Plattformen dazu, langsam mit der Anhäufung von karbonat-terrigenen Schichten abzusinken, und in einer späteren Entwicklungsphase sind sie durch die Ansammlung von terrigenen kohlehaltigen Schichten gekennzeichnet. In der späten Phase der Plattformentwicklung bildeten sich in ihnen tiefe Vertiefungen, die mit terrigenen oder karbonat-terrigenen Ablagerungen (Caspian, Vilyui) gefüllt waren.

Die Bahnsteigabdeckung erfuhr im Entstehungsprozess immer wieder eine bauliche Umstrukturierung, zeitlich abgestimmt auf die Grenzen geotektonischer Zyklen: Baikal, Caledonian, Hercynian, Alpine. Bahnsteigabschnitte mit maximaler Setzung grenzen in der Regel an den sich damals aktiv entwickelnden beweglichen Bereich bzw. das an den Bahnsteig angrenzende System ( Perikratonisch, jene. am Rand des Kratons oder der Plattform).

Zu den größten Strukturelementen gehören die Bahnsteige Schilde und Platten.

Der Schild ist ein Vorsprung Plattform kristalline Kelleroberfläche ( (keine Sedimentbedeckung)), die während der gesamten Entwicklungsphase der Plattform eine tendenziell steigende Tendenz aufwies. Beispiele für Schilde sind: Ukrainisch, Baltisch.

Herd Sie werden entweder als Teil einer Plattform mit Tendenz zum Durchhängen oder als unabhängige junge Entwicklungsplattform (Russisch, Skythisch, Westsibirisch) betrachtet. Innerhalb der Platten werden kleinere Strukturelemente unterschieden. Dies sind Syneklisen (Moskau, Baltikum, Kaspisches Meer) - riesige flache Vertiefungen, unter denen das Fundament gebogen ist, und Anteklisen (Weißrussland, Woronesch) - sanfte Gewölbe mit erhöhtem Fundament und einer relativ dünnen Decke.

Junge Plattformen Sie wurden entweder auf dem baikalischen, kaledonischen oder hercynischen Grundgebirge gebildet und zeichnen sich durch eine stärkere Verschiebung der Decke, einen geringeren Metamorphosegrad der Grundgesteine ​​​​und eine signifikante Vererbung der Deckstrukturen von den Grundstrukturen aus. Diese Plattformen haben eine dreistufige Struktur: Das Fundament aus metamorphosierten Gesteinen des geosynklinalen Komplexes wird von einer Schicht aus Denudationsprodukten des geosynklinalen Bereichs und einem schwach metamorphosierten Sedimentgesteinskomplex überlagert.

Ringstrukturen. Der Platz von Ringstrukturen im Mechanismus geologischer und tektonischer Prozesse ist noch nicht genau bestimmt. Die größten Planetenringstrukturen (Morphostrukturen) sind die Depression 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.

Strukturen lassen sich jedoch unterscheiden endogene, exogene und kosmogene Genese.

Endogene Ringstrukturen metamorphen und magmatischen und tektonischen Ursprungs (Bögen, Leisten, Vertiefungen, Anteklisen, Syneklisen) haben Durchmesser von Einheiten von Kilometern bis zu Hunderten und Tausenden von Kilometern (Abb. 7.4).

Reis. 7.4. Ringstrukturen nördlich von New York

Große Ringstrukturen sind auf Prozesse zurückzuführen, die in den Tiefen des Mantels ablaufen. Kleinere Strukturen sind auf diapirische Prozesse von magmatischen Gesteinen zurückzuführen, die an die Erdoberfläche steigen und den oberen Sedimentkomplex durchbrechen und anheben. Ringstrukturen bestimmt und Vulkanische Prozesse(Vulkankegel, Vulkaninseln) und die Prozesse des Diapirismus von plastischen Gesteinen wie Salzen und Tonen, deren Dichte geringer ist als die Dichte des Wirtsgesteins.

exogen Ringstrukturen in der Lithosphäre entstehen durch Verwitterung, Auslaugung, dies sind Karsttrichter, Versagen.

Kosmogen (Meteorit) Ringstrukturen sind Astrobleme. Diese Strukturen resultieren aus Meteoriteneinschlägen. Meteoriten mit einem Durchmesser von etwa 10 Kilometern stürzen mit einer Häufigkeit von einmal in 100 Millionen Jahren auf die Erde, kleinere deutlich häufiger. Meteoritische Ringstrukturen können Durchmesser von mehreren zehn Metern bis zu Hunderten von Metern und Kilometern haben. Zum Beispiel: Balkhash-Ili (700 km); Yukotan (200 km), Tiefe - mehr als 1 km: Arizona (1,2 km), Tiefe mehr als 185 m; Südafrika (335 km), von einem Asteroiden mit einem Durchmesser von etwa 10 km.

In der geologischen Struktur von Belarus kann man ringförmige Strukturen tektonomagmatischen Ursprungs (Orsha-Senke, belarussisches Massiv), diapirische Salzstrukturen des Pripyat-Trogs, vulkanische alte Kanäle des Kimberlit-Rohre(auf dem Zhlobin-Sattel, dem nördlichen Teil des belarussischen Massivs), einem Astroblem in der Region Pleschenitsy mit einem Durchmesser von 150 Metern.

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

Riss Strukturen von Kontinenten (Abb. 7.5, 7.6) mit geringer Breite von bis zu 150 -200 km werden durch ausgedehnte lithosphärische Hebungen ausgedrückt, deren Bögen durch Senkungsgräben kompliziert sind: Rhein (300 km), Baikal (2500 km), Dnjepr- Donezk (4000 km), Ostafrika (6000 km) usw.

Reis. 7.5. Abschnitt des Pripyat-Kontinentalrisses

Kontinentale Riftsysteme bestehen aus einer Kette negativer Strukturen (Tröge, Rifts) mit unterschiedlichen Entstehungs- und Entwicklungszeiten, die durch Anhebungen der Lithosphäre (Sättel) getrennt sind. Rift-Strukturen von Kontinenten können zwischen anderen Strukturen (Antiklisen, Schilde) liegen, Plattformen überqueren und sich auf anderen Plattformen fortsetzen. Die Struktur kontinentaler und ozeanischer Riftstrukturen ist ähnlich, sie haben eine symmetrische Struktur in Bezug auf die Achse (Abb. 7.5, 7.6), der Unterschied liegt in der Länge, dem Öffnungsgrad und dem Vorhandensein einiger Besonderheiten (Transformationsfehler, Vorsprünge -Brücken zwischen Links).

Ältester Teil der Erdkruste gefunden

7.6. Profilschnitte kontinentaler Riftsysteme

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

Ein Teil (Verbindung) der kontinentalen Riftstruktur Dnjepr-Donez ist der Pripyat-Trog. Als oberes Glied gilt die Podlasko-Brest-Senke, die möglicherweise einen genetischen Zusammenhang mit ähnlichen Strukturen in Westeuropa hat. Die unteren Glieder der Struktur sind die Dnjepr-Donezk-Senke, dann die ähnlichen Strukturen Karpinskaya und Mangyshlakskaya und weiter die Strukturen Zentralasiens (die Gesamtlänge von Warschau bis zum Gissar-Gebirge). Alle Glieder der Riftstruktur der Kontinente sind durch listrische Störungen begrenzt, haben eine hierarchische Unterordnung nach dem Alter des Auftretens und eine mächtige Sedimentschicht, die für den Gehalt an Kohlenwasserstoffvorkommen vielversprechend ist.

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Stabile Bereiche der Erdkruste, die auf einem alten (präkambrischen) kristallinen Fundament ruhen, werden als antike Plattformen bezeichnet.Das Territorium Russlands befindet sich auf zwei antiken Plattformen.An einigen Stellen geht das Fundament der Plattformen (viele Meter Granit) zurück direkt an die Oberfläche, man kann darauf gehen. Solche Orte werden Schilde genannt. Schilde nehmen kleine Bereiche der Plattformen ein. Meistens ist das Fundament unter der Dicke jüngerer Schichten der Erdkruste verborgen. Diese Teile der Plattformen werden Platten genannt Eine junge Plattform ist ebenfalls ein stabiler Abschnitt der Erdkruste, aber ihr Fundament ist jünger (sie wurde im Paläozoikum gebildet). Geologen zufolge kollidierten einst zwei lithosphärische Platten mit antiken Plattformen und „klebten“ fest zusammen.

Den ältesten Teil der Erdkruste gefunden

Der Ort ihres „Klebens“ ist das Uralgebirge, und zwischen dem Uralgebirge und der sibirischen Plattform hat sich eine weitere junge Plattform gebildet. Es ist mit einer dicken Schicht Sedimentgestein bedeckt. Seine Oberfläche ist eine flache Ebene. Während sich in diesen Jahrmillionen die Sedimentbedeckung der Plattformen bildet, dringt Magma an verschiedenen Stellen durch die Risse im Grundgebirge in die Dicke der Erdkruste ein. Auf dem Territorium der sibirischen Plattform bildeten sich Fallen - Lavadecken oder Seen aus erstarrter Lava. Wie Fallen gebildet werden, wird im Multimedia-Lehrbuch gut gezeigt, wenn sich die sibirische Plattform nähert. Auf der Osteuropäischen Plattform haben sich keine Fallen gebildet, aber es gibt Intrusionen – Magmamassive, die nicht an die Oberfläche durchgebrochen sind und sich in der Dicke der Erdkruste verfestigt haben. Auf geologischen Schnitten und Karten sind sie wie das Fundament rot gekennzeichnet. Manchmal führt die Zerstörung von Gestein von oben dazu, dass erkaltete und kristallisierte Intrusionen an die Oberfläche kommen.

Plattformen

Plattformen

Plattform

Die Erdkruste im modernen Russland wurde über einen langen Zeitraum durch verschiedene geologische Prozesse gebildet. Daher unterscheiden sich seine Teile: erstens in Aufbau, Zusammensetzung und Vorkommen der Gesteine, zweitens in Alter und Entstehungsgeschichte.

Nach den strukturellen Merkmalen werden bewegliche und stabile Abschnitte der Erdkruste unterschieden. Bergstrukturen befinden sich auf mobilen Standorten. Sie bestehen aus Felsen, die in Falten zerknittert sind und durch Spalten in separate Blöcke unterteilt sind. Diese Blöcke bewegen sich mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten in verschiedene Richtungen. Als Ergebnis dieser Bewegungen bilden sich Gebirgszüge und Senken, die sie trennen. Intensive Bewegungen der Erdkruste werden oft von Erdbeben begleitet.

Der größte Teil des Territoriums Russlands ist von stabilen Gebieten der Erdkruste besetzt - Plattformen: osteuropäisch, westsibirisch und sibirisch. Plattformen haben eine zweistufige Struktur. Ihr unterer Teil ist das Fundament. Dies sind die Überreste der eingestürzten Bergsysteme, die zuvor an der Stelle moderner Plattformen existierten. Daher besteht es aus in Falten zerknüllten Steinen. Lockere Sedimentgesteine ​​(Sedimentabdeckung) liegen über dem Fundament. Sie entstanden während der Zerstörung von Bergen und dem langsamen Absinken des Fundaments, als es mit dem Wasser der Meere überflutet wurde. In einigen Teilen der Plattformen gibt es keine Sedimentabdeckung. Solche Abschnitte von Plattformen werden Schilde genannt.

Die Gesteine ​​der gefalteten Gürtel und Plattformen sind unterschiedlich alt, da sie über einen langen Zeitraum entstanden sind.

Die gesamte geologische Geschichte der Erde wird in 5 große Zeiträume – Epochen – eingeteilt. Der Name jeder Ära wird in Übereinstimmung mit der für sie charakteristischen Art des Lebens angegeben: Archaikum (frühes Leben), Proterozoikum (frühes Leben), Paläozoikum (altes Leben), Mesozoikum (mittleres Leben), Känozoikum ( neues Leben). Die Länge der Epochen ist sehr unterschiedlich. Epochen wiederum werden in kleinere Zeiträume unterteilt - Perioden. Die Namen der Perioden stammen meistens entweder von den Namen der Gebiete, in denen die in dieser Zeit gebildeten Felsen zuerst im Detail untersucht wurden, oder von den Namen der Felsen selbst.

Alter und Entstehungszeit einzelner Gesteine ​​lassen sich auf unterschiedliche Weise bestimmen. Wenn das ursprüngliche Gesteinsvorkommen nicht durch nachfolgende geologische Prozesse gestört wird, sind die darüber liegenden Schichten jünger als die darunter liegenden. Sie helfen, das Alter von Gesteinen und fossilen Überresten von Pflanzen und Tieren zu bestimmen. Je komplexer Organismen sind, desto jünger sind sie. Beide Methoden ermöglichen es, das relative Alter von Gesteinen abzuschätzen.

Erst im 20. Jahrhundert lernten sie, das absolute Alter von Gesteinen zu bestimmen. Bewerten Sie dazu den Zerfallsprozess radioaktiver Elemente, die in Gesteinen enthalten sind. Der Zerfallsprozess verläuft mit konstanter Geschwindigkeit und ist unabhängig von äußeren Bedingungen. Daher ist es möglich, durch das Verhältnis des Gehalts des radioaktiven Elements im Gestein und der Produkte seines Zerfalls das absolute Alter des Gesteins in Milliarden und Millionen von Jahren festzustellen.

Die ältesten gefalteten Gebiete wurden im Archaikum und Proterozoikum (vor 2600-500 Millionen Jahren) auf dem Territorium Russlands gebildet. Sie bestehen aus vorpaläozoischen Gesteinen. Sie bilden die untere Strukturebene der Plattformen - ihr gefaltetes Fundament.

Auf dem Territorium Russlands gibt es zwei alte Plattformen - osteuropäisch und sibirisch. Beide haben eine zweistufige Struktur: ein gefaltetes Fundament aus kristallinem und magmatischem Gestein aus dem Archaikum-Proterozoikum und eine Sedimentabdeckung aus dem Paläozoikum-Kenozoikum. Sedimentgesteine ​​der Decke liegen ruhig, meist subhorizontal. Die Sedimentation wurde bei Hebungen unterbrochen und durch Abbruchprozesse ersetzt.

Osteuropäische Plattform Es wird im Osten von den gefalteten Strukturen des Urals begrenzt, im Süden von der jungen skythischen Platte, die an die gefalteten Strukturen des Kaukasus angrenzt, im Norden setzt es sich unter den Gewässern der Barentssee fort und erstreckt sich im Westen weit über die Grenzen Russlands hinaus. Innerhalb seiner Grenzen gibt es zwei Schilde, von denen einer - die Ostsee - das Territorium betritt Kola-Halbinsel und Karelien, das zweite - ukrainisch - liegt vollständig außerhalb Russlands. Der Rest des Bahnsteigplatzes: besetzt von der russischen Platte.

Die flache Einbettung des Kellers ist charakteristisch für die Voronezh-Anteklise (die ersten Hundert Meter) und einige positive Strukturen der Wolga-Ural-Kuppel. In Syneklisen (Moskau, Pechora, Baltiyskaya) wird das Fundament um 2-4 km abgesenkt. Die größte Tiefe des Kellers ist typisch für die Kaspische Syneklise (15-20 km).

Ostsibirische Plattform- eine große geologische Region im Nordosten der Eurasischen Platte, nimmt den mittleren Teil Nordasiens ein. Dies ist einer der großen, relativ stabilen alten Blöcke der kontinentalen Erdkruste, die zu den alten (vor-Riphean) Plattformen gehören. Sein Fundament wurde im Archäikum gebildet, anschließend wurde es wiederholt von Meeren bedeckt, in denen sich eine mächtige Sedimentdecke bildete. Auf der Plattform traten mehrere Stadien des Magmatismus innerhalb der Platte auf, von denen das größte die Bildung sibirischer Fallen an der Grenze zwischen Perm und Trias ist. Vor und nach der Platzierung der Fallen kam es zu sporadischen Ausbrüchen von Kimberlit-Magmatismus, der große Diamantvorkommen bildete.

Die sibirische Plattform ist von tiefen Verwerfungszonen begrenzt – Randnähte, gut definierte Gravitationsstufen – und hat einen polygonalen Umriss. Die modernen Grenzen der Plattform nahmen im Mesozoikum und Känozoikum Gestalt an und kommen im Relief gut zum Ausdruck. Die westliche Grenze der Plattform fällt mit dem Tal des Jenissei zusammen, die nördliche mit dem südlichen Rand des Byrranga-Gebirges, die östliche mit dem Unterlauf der Lena (Werchojansk-Randrinne), im Südosten mit der südlichen Spitze des Dzhugdzhur-Kamms; im Süden verläuft die Grenze entlang der Verwerfungen am Südrand der Kämme Stanovoy und Yablonovy; dann geht es von Norden entlang eines komplexen Systems von Verwerfungen in Transbaikalien und der Baikalregion umher und steigt zur Südspitze des Baikalsees ab; die südwestliche Grenze der Plattform erstreckt sich entlang der Hauptverwerfung East Sayan.

Auf der Plattform fallen die frühpräkambrischen, hauptsächlich archaischen, Keller- und Plattformabdeckungen (Riphean-Anthropogenic) auf. Unter den wichtigsten Strukturelementen der Plattform stechen hervor: der Aldan-Schild und die Leno-Yenisei-Platte, in der der Keller auf dem Anabar-Massiv, den Olenyok- und Sharyzhalgai-Erhebungen freigelegt ist. Der westliche Teil der Platte wird von der Tungusskaya und der östliche Teil von der Vilyui-Syneklise eingenommen. Im Süden befindet sich die Angara-Lena-Senke, die durch die Peledui-Hebung von der Nyu-Senke getrennt ist.

1. Während des Archaikums und zu Beginn des Proterozoikums wurde der größte Teil des Untergeschosses der Ostsibirischen Plattform gebildet.
2. Am Ende des Proterozoikums (Vendian) und zu Beginn des Paläozoikums wurde die Plattform periodisch von einem flachen Meer bedeckt, was zur Bildung einer dicken Sedimentdecke führte.
3. Am Ende des Paläozoikums schloss sich der Paläo-Ural-Ozean, die Kruste der westsibirischen Ebene konsolidierte sich und bildete zusammen mit der ostsibirischen und der osteuropäischen Plattform einen einzigen Kontinent.
4. Im Devon Ausbruch von Kimberlit-Magmatismus.
5. An der Perm-Trias-Grenze kam es zu einem starken Ausbruch von Trap-Magmatismus.
6. Im Mesozoikum waren einige Teile der Plattform von epikontinentalen Meeren bedeckt.
7. An der Grenze zwischen Kreide und Paläogen kam es auf der Plattform zu Rissen und einem neuen Ausbruch von Magmatismus, einschließlich Karbonatit und Kimberlit.

Das Fundament der Plattform besteht aus Gestein aus Archaikum, Proterozoikum und Riphean. Die Oberfläche des kristallinen Untergrunds der sibirischen Plattform ist ebenso wie die der russischen sehr uneben; An manchen Stellen kommt das Fundament an die Oberfläche oder ist bis zu einer unbedeutenden Tiefe untergetaucht, an anderen ist es von einer dicken Schicht Sedimentgestein bedeckt. Die Gründungsoberfläche besteht aus einem System von Anteklisen und Syneklisen. Die größten Kellererhebungen sind das Anabarska-Massiv, der Aldan-Schild, das Jenissei-Meganticlinorium, die Turukhanskoe-Erhebung und das gefaltete System der Stanovoy-Kette. Die größten Senkungen sind Tungusskaya (5-6 km), Vilyuiskaya (5-8 km), Khatanga-Syneklisen und der Angara-Lena-Trog, die zu verschiedenen Zeiten niedergelegt wurden: Tungusskaya - im unteren Paläozoikum, Khatanga - im mittleren Paläozoikum, Vilyuiskaya - im Mesozoikum. Die Dicke und Vollständigkeit des Abschnitts des Sedimentkomplexes in einzelnen Teilen der Plattform ist sehr unterschiedlich. Die charakteristischsten Plattformstrukturen sind flache und kuppelförmige Falten in nordwestlicher Richtung, die durch diskontinuierliche Versetzungen des Alpenzyklus gestört werden.
Die sibirische Plattform in den Anfangsphasen des hercynischen Zyklus - Oberdevon und Karbon - am Nordrand war vom Meer besetzt. Am Ende der Karbonzeit zog sich das Meer zurück und hinterließ weite Sumpfgebiete, in denen sich permische sandig-tonige kohlehaltige Ablagerungen des Tunguska-Beckens und Seen ansammelten.
Die letzten Phasen der hercynischen Faltung manifestierten sich durch mächtige Falleneruptionen auf einer Fläche von 1,5 Milliarden km2. Die Invasion von Intrusionen und Ergüssen von Ergüssen setzte sich bis in die Trias und möglicherweise bis in den frühen Jura fort. Die Tuffformation umfasst Tuffe sowie Andesite, Porphyrite und Basalte. Es überwiegen die Ergüsse basischer, ultrabasischer und alkalischer Zusammensetzung. In verschiedenen Teilen der Plattform gibt es Kimberlite, die mit Explosionsrohren in Verbindung stehen. Die Dicke der Fallenformation variiert stark. In den vom Meer im Karbon und Perm überfluteten Bereichen der Plattform wurden dicke Sedimentgesteinsschichten abgelagert - Kalksteine, Mergel, Dolomite, Tone, Schiefer, Sandablagerungen.
Präkambrische Strukturen sind mit Goldvorkommen verbunden, die mit Granitoidintrusionen (Jenisei, Lena, Anabar-Regionen), einer Muskovit-Lagerstätte (Mamsko-Vitimskoe), metamorphen Eisenerzvorkommen (Angara-Ilimsk-Region "Angara-Pitsky-Becken") verbunden sind. Ablagerungen von Kupfer-Nickel-Erzen (Norilsk) und optischem isländischen Spat sind ebenfalls mit Fallenergüssen verbunden.
Die geotektonische Struktur der Plattformen als Ganzes bestimmt die Hauptmerkmale der modernen Topographie der Oberfläche der russischen Ebene, des westsibirischen Tieflandes und des zentralsibirischen Plateaus. Anteclises bestimmen positive Landschaftsformen, während Syneclises leicht hügeligen Tiefland und Ebenen entsprechen. Manchmal besteht jedoch auch eine Diskrepanz zwischen den Formen des modernen Reliefs, der Lage von Flusstälern und tektonischen Strukturen. Beispielsweise befindet sich das Polesskaya-Tiefland an der Stelle der weißrussischen Hebung, die Putorana-Hebung an der Stelle der synklinalen Struktur der Plattformbasis usw. Die Baikalfaltung fand im späten Proterozoikum - Unterkambrium statt. Die von ihr geschaffenen Strukturen wurden teilweise Teil der Fundamente der Plattformen, konsolidierten ältere Blöcke und grenzen auch an die Außenbezirke der alten Plattformen. Sie grenzen die sibirische Plattform von Norden, Westen und Süden ab (Regionen Taimyr-Severozemelskaya, Baikal-Vitim und Jenissei-Ost-Sayan). Die Region Timan-Pechora-Barentssee liegt am nordöstlichen Rand der Osteuropäischen Plattform. Anscheinend wurde zur gleichen Zeit der Irtysch-Nadym-Block gebildet, der darin eine zentrale Position einnimmt Westsibirische Tiefebene. Gebiete der Baikalfaltung E.E. Milanovsky (1983, 1987) bezieht sich auf Metaplattformbereiche.

Im Phanerozoikum gibt es neben alten Plattformen und angrenzenden Metaplattformgebieten sogenannte mobile Gürtel, von denen drei das Territorium Russlands betreten: der Ural-Mongole, der Pazifik und der Mittelmeerraum. Mobile Gürtel durchlaufen in ihrer Entwicklung zwei Hauptstadien: geosynklinale und postgeosynklinale oder epigeosynklinale Faltgürtel, deren Wechsel in verschiedene Gürtel und sogar in verschiedene Bereiche einzelne Gürtel traten zu unterschiedlichen Zeiten auf und zogen sich bis zum Ende des Phanerozoikums hin.

Die Merkmale der ersten Stufe wurden bereits bei der Charakterisierung von Geosynklinalen diskutiert. Das tektonische Regime der zweiten Stufe ist in seiner Aktivität dem geosynklinalen deutlich unterlegen, übertrifft aber gleichzeitig das tektonische Regime der alten Plattformen.

Der paläozoische ural-mongolische Gürtel liegt zwischen der alten osteuropäischen und der sibirischen Plattform und bildet den südlichen Rahmen der letzteren. Abschwünge innerhalb dieses Gürtels begannen bereits im späten Proterozoikum, und im unteren Paläozoikum manifestierte sich hier die kaledonische Faltung. Die Hauptphasen der Faltung treten am Ende des Kambriums auf - dem Beginn des Ordoviziums (Salair), der Mitte - dem oberen Ordovizium, dem Ende des Silur - dem Beginn des Devon. Infolge der kaledonischen Faltung wurden im westlichen Sayan, in Kuznetsk Alatau, in Salair, in den östlichen Regionen des Altai, in Tuva, in einem bedeutenden Teil von Transbaikalia, in den südlichen Regionen Bergstrukturen geschaffen Westsibirien, angrenzend im westlichen Teil des kasachischen Hochlandes, wo auch die kaledonische Faltung abgeschlossen war. In all diesen Bereichen sind die Ablagerungen des Unteren Paläozoikums stark gefaltet und metamorphosiert. Eine präkambrische Basis lugt oft durch ihre Hülle.

Im Oberen Paläozoikum (Oberes Devon - Unteres Karbon und Oberes Karbon - Perm) herzynisch(Varisian) Faltung. Es war der letzte in der Weite Westsibiriens und konsolidierte die Blöcke, die zuvor hier in der Region Ural-Novaya Zemlya, in den westlichen Regionen des Altai, in der Tom-Kolyvan-Zone existierten. Es erschien auch in der mongolisch-okhotskischen Zone.

So bildete sich am Ende des Paläozoikums innerhalb des Ural-Mongolischen Mobilgürtels eine intrakontinentale Faltungszone, die zwei alte Plattformen zu einer einzigen großen Struktur verlötete, einem starren Block, der zum Kern der eurasischen Lithosphärenplatte wurde. Es gab auch eine Zunahme der Plattformfläche aufgrund des Auftretens von gefalteten Strukturen entlang ihrer südlichen Ränder.

Später (im Mesozoikum) bildeten sich junge epipaläozoische Platten (Quasikratone) innerhalb des Ural-Mongolischen Gürtels, einschließlich des westsibirischen Gürtels, der sich fast vollständig auf dem Territorium Russlands befindet.

Stadien der Bildung der Erdkruste in Russland

Sie sind auf Gebiete beschränkt, die im Mesokänozoikum eine allgemeine Senkung erfahren haben.

Platten bilden sich normalerweise über diesen Bereichen mobiler Gürtel, in deren Strukturplan alte Konsolidierungsblöcke eine wichtige Rolle spielen - die mittleren Massive. Junge Brammen passen nicht immer genau in die Konturen des beweglichen Bandes. Sie können auch Bereiche alter Plattformen neben dem mobilen Gürtel (Metaplattformbereiche) überlagern, wie dies am östlichen Rand der Westsibirischen Platte der Fall ist. Die Bedeckung junger Plattformen besteht aus Sedimentsequenzen des Meso-Kenozoikums. Die Mächtigkeit der Bedeckung reicht von mehreren hundert Metern - einem Kilometer in den Randbereichen bis zu 8-12 km im am tiefsten abgesenkten nördlichen Teil der Westsibirischen Platte.

Pazifischer mobiler Gürtel nimmt eine Randposition zwischen der alten sibirischen Plattform und der ozeanischen Lithosphärenplatte des Pazifischen Ozeans ein. Es umfasst gefaltete Strukturen des Nordostens und des Fernen Ostens.

Einige Abschnitte dieses Gürtels haben die Periode der geosynklinalen Entwicklung bereits im Präkambrium oder Paläozoikum abgeschlossen und bilden mittlere Massive, von denen die größten die Kolyma und Bureinsky sind (eigenartige "Mikroplattformen" mit einem Schild und einer Platte); andere erlebten die Faltung im Mesozoikum, andere im Känozoikum.

Die gefaltete Region Verkhoyansk-Chukotka wurde durch kimmerische Faltung (spätes Kimmerium oder Kolyma, spätes Jura - mittlere Kreidezeit) geschaffen. Der Okhotsk-Chukotka-Vulkangürtel erstreckt sich entlang des südöstlichen Randes dieser Region, die im südlichen Teil des Fernen Ostens in den Primorsky-Vulkangürtel übergeht und die Mesozoide dieser Region von der Region der pazifischen Faltung trennt. Hier traten frühe und spätkimmerische Faltungen auf, die die mesozoischen Strukturen der Amur-Region und des zentralen Teils des Sikhote-Alin schufen, und die Larami suchten (späte Kreide - frühes Paläogen), die in der Bildung gefalteter Strukturen in Sikhote-Alin gipfelten . Die Koryak-Region wurde ebenfalls durch die Laramian-Faltung geschaffen.

Die Gebirgsstrukturen von Sachalin und Kamtschatka entstanden durch die pazifische Faltung, die sich im Oligozän und vor allem im Neogen-Quartär manifestierte, d.h. befinden sich im orogenen Entwicklungsstadium. Dies sind die jüngsten gefalteten und vulkanischen Berge in Russland. Die Kurilen haben ihre geosynklinale Entwicklung noch nicht abgeschlossen; Dies sind moderne Inselbögen mit einem daneben liegenden Tiefwassergraben, der die Subduktionszone der pazifischen Lithosphärenplatte eindeutig festlegt. Weite Gebiete sind hier von der ozeanischen Kruste besetzt. Tatsächlich sind die Inselbögen durch die frühen Stadien der Bildung der kontinentalen Kruste gekennzeichnet.

Die anhaltende tektonische Aktivität, insbesondere am östlichen Rand dieses Gürtels, wird durch intensive vulkanische Aktivität, eine große Amplitude quartärer Hebungen und eine hohe Seismizität der Region belegt.

Mediterraner Geosynklinalgürtel- einer der wichtigsten beweglichen Gürtel der Erde, der sich während des späten Präkambriums und des Phanerozoikums entwickelte. Der Gürtel erstreckt sich in der allgemeinen Breitenrichtung vom Atlantik zu Pazifik See umfasst Mittel- und Südeuropa, Nordwestafrika (Maghrib), das Mittelmeer, den Kaukasus, Westasien, den Pamir, Tibet, den Himalaya, die Indochinesische Halbinsel, Indonesien und verschmilzt hier mit dem pazifischen geosynklinalen Gürtel (westlicher Zweig).

Der Ursprung des Gürtels gehört nach dem Alter der ältesten Ophioliten zum späten Proterozoikum (Riphean); Die meisten Forscher glauben, dass es als Folge der Zerstörung des Superkontinents geschah, der zu Beginn des Riphean das zukünftige Laurasia und Gondwana vereinigte, nämlich das osteuropäische, afrikanisch-arabische, hinduistische, chinesisch-koreanische und das südchinesische (Yangtse). alte Plattformen. In Zentral- und Zentralasien berührt der geosynklinische Gürtel des Mittelmeers fast den Ural-Ochotsk-Gürtel und im Bereich der Britischen Inseln den Nordatlantikgürtel. Die erste Entwicklungsstufe des Gürtels bezieht sich auf das späte Riphean-Vendian - frühe Kambrium (in Westeuropa heißt es Kadom, im Osten - Baikal, Salair). Die Stufe endete mit Faltung, Metamorphose (hauptsächlich Grünschieferfazies) und mäßiger Granitbildung. Die resultierende kontinentale Kruste unterschied sich nicht in ihrer Stabilität und wurde vor der späteren Zerstörung in Nubien, Arabien und Westasien und in separaten Massiven in anderen Teilen des Gürtels (im Norden des Armorikanischen Massivs in Frankreich, im Nordkaukasus-Massiv usw.) ). Im Kambrium-Ordovizium kam es zu einer erneuten Expansion mit der Bildung ozeanischer Kruste (Paleotethys).

Es ist noch nicht klar, ob dieses Becken teilweise vom Riphean-Vendian geerbt wurde oder ob es vollständig neu gebildet wurde. Zu Beginn des Devon endete die Entwicklung der nördlichen Peripherie des Beckens in Europa von Süd-Großbritannien bis Polen mit einer neuen Ära des Diastrophismus; Diese kaledonische Faltungszone bildete die osteuropäische Plattform und das Midland-Massiv Großbritanniens, das an den Nordatlantikgürtel grenzt. In Asien umfasst die kaledonische Faltzone, deren geosynklinische Entwicklung bereits im Vendian-Frühkambrium begann, die Qilianshan-Kette und den Nordhang der Qinling-Kette und grenzt von Süden her an die chinesisch-koreanische Plattform. Im Devon verschiebt sich die aktive Senkungszone nach Süden, an die Grenzen Mitteleuropas, der Iberischen Halbinsel, des Maghreb, des Nordkaukasus, des nördlichen Pamirs, des Kunlun und des zentralen Qinling. Ab der Mitte des Unterkarbons ist es an Faltungs- und Überschiebungsdeformationen beteiligt (deren erste Phasen in die zweite Hälfte des Devons zurückreichen), die hercynische Strukturen erzeugten (siehe Hercynische Faltung). Infolgedessen erfuhr der westliche Teil des Gürtels eine vollständige Regeneration der kontinentalen Kruste und Entwässerung; hier verband sich Laurasia mit Gondwana zu einem einzigen Superkontinent - Pangaea.

Im Osten, in Asien, kam es im späten Paläozoikum nur zu einer erneuten Verschiebung des Gebiets maximaler Senkung nach Süden, an den Südhang des Großen Kaukasus, nach Zentralafghanistan, in den Pamir und nach Tibet sowie die Indochinesische Halbinsel und teilweise Indonesien. Die Entwicklung dieser Zone - Mesotethys endete mit Faltung, Granitisierung und Gebirgsbildung am Ende der Trias und am Beginn des Jura; die entsprechende Epoche wird im Westen als frühes Cimmerium, im Osten als Indo-Sinium bezeichnet. Am Ende der Trias – dem beginnenden Jura – Eurasien wieder vollständig von Gondwana getrennt, tat sich ein neues Tiefseebecken mit ozeanischer Kruste auf – die eigentliche Tethys oder Neotethys, die sich im Westen bis nach Mittelamerika erstreckte. Seine axiale Zone ist gegenüber der Paläo- und Mesotethys noch weiter nach Süden verschoben, im Osten in das Gebiet der Baikalkonsolidierung. Die ersten Verformungen dieses Gürtels gehen auf das Ende des Jura zurück - die mittlere Kreidezeit (spätes Kimmerium, österreichische Epochen); die wichtigsten Verformungen - bis zum Ende des Eozäns - das Ende des Miozäns, das Hauptgebirgsgebäude - vom Ende des Miozäns. Als Ergebnis dieser Prozesse entstand der Alpen-Himalaya-Faltengebirgsgürtel, der sich von den Pyrenäen und Gibraltar bis nach Indonesien erstreckte. Aktive Gebirgsbildung, seismische Aktivität und im Mittelmeerraum und in Indonesien Vulkanismus setzen sich in diesem Gürtel bis in die Neuzeit fort. Die fortgeschrittenen und intermountainen Tröge zeichnen sich durch einen reichen Öl- und Gasgehalt aus, in Bergstrukturen sind Lagerstätten von Erzen aus Eisen- und Nichteisenmetallen bekannt. Gleichzeitig mit der Gebirgsbildung im Alpen-Himalaya-Gürtel schritt die Bildung von Tiefwasserbecken des Mittelmeers und Indonesiens mit ozeanischer Kruste voran.

Natur Russlands

Geographie Lehrbuch für die 8

§ 6. Geologische Struktur des Territoriums Russlands

• Wie ist die Lithosphäre aufgebaut?
• Welche Phänomene treten an den Grenzen seiner Platten auf?
• Wie befinden sich seismische Gürtel auf der Erde?

Der Aufbau der Erdkruste. Die größten Merkmale des Reliefs des Landes werden durch die Besonderheiten der geologischen Struktur und der tektonischen Strukturen bestimmt. Das Territorium Russlands ist wie ganz Eurasien durch die allmähliche Konvergenz und Kollision einzelner großer Lithosphärenplatten und ihrer Fragmente entstanden.

Die Struktur der Lithosphärenplatten ist heterogen. Innerhalb ihrer Grenzen gibt es relativ stabile Bereiche - Plattformen und mobile gefaltete Bänder.

Die älteste Erdkruste ist durch Gravitationsmischung entstanden

Die Lage der größten Formen des Landreliefs - Ebenen und Berge - hängt von der Struktur der Lithosphärenplatten ab. Ebenen befinden sich auf Plattformen.

Tektonische Strukturen und der Zeitpunkt ihrer Entstehung werden auf tektonischen Karten dargestellt, ohne die es unmöglich ist, die Verteilungsmuster der Hauptlandformen zu erklären.

In beweglichen Faltgürteln gebildete Berge. Diese Gürtel entstanden zu unterschiedlichen Zeiten in den Randbereichen der Lithosphärenplatten, als sie miteinander kollidierten. Manchmal findet man Faltengürtel in den inneren Teilen der Lithosphärenplatte. Das ist zum Beispiel der Uralbereich. Dies deutet darauf hin, dass es einst eine Grenze zwischen zwei Platten gab, die später zu einer einzigen, größeren Platte wurde.

Die geologische Geschichte der Erde beginnt mit der Entstehung der Erdkruste. Die ältesten Gesteine ​​weisen darauf hin, dass das Alter der Lithosphäre mehr als 3,5 Milliarden Jahre beträgt.

Der Zeitraum, der dem längsten (längsten) Stadium in der Entwicklung der Erdkruste und der organischen Welt entspricht, wird allgemein als geologisches Zeitalter bezeichnet. Die gesamte Erdgeschichte ist in fünf Epochen unterteilt: Archaikum (Altzeit), Proterozoikum (die Ära des frühen Lebens), Paläozoikum (die Ära des antiken Lebens), Mesozoikum (die Ära des mittleren Lebens), Känozoikum (die Ära des neuen Lebens). Leben). Epochen werden in geologische Perioden unterteilt. Die Namen der Epochen stammen meist von den Orten, an denen die entsprechenden Lagerstätten zuerst gefunden wurden.

Die geologische Berechnung oder Geochronologie ist ein Zweig der Geologie, der das Alter, die Dauer und die Abfolge der Bildung von Gesteinen untersucht, aus denen die Erdkruste besteht.

Wissenschaften, die die Erdkruste untersuchen

Die Vielfalt des modernen Reliefs ist das Ergebnis einer langen geologischen Entwicklung und des Einflusses moderner reliefbildender Faktoren, einschließlich menschlicher Aktivitäten. Die Geologie befasst sich mit der Erforschung des Aufbaus und der Entwicklungsgeschichte der Erde. Die moderne Geologie gliedert sich in eine Reihe von Zweigen: Die historische Geologie untersucht die Regelmäßigkeiten im Aufbau der Erdkruste während der geologischen Zeit; Geotektonik ist die Lehre vom Aufbau der Erdkruste und der Entstehung tektonischer Strukturen (Falten, Risse, Verschiebungen, Verwerfungen etc.). Paläontologie ist die Wissenschaft von ausgestorbenen (fossilen) Organismen und der Entwicklung der organischen Welt der Erde. Mineralogie und Petrographie untersuchen Mineralien und andere natürliche chemische Verbindungen. Wenn das Gesteinsvorkommen nicht durch Quetschungen, Falten, Brüche gestört wird, dann ist jede Schicht jünger als die, auf der sie liegt, und die oberste Schicht ist später entstanden als alle anderen.

Außerdem lässt sich das relative Alter von Gesteinen anhand der Überreste ausgestorbener Organismen bestimmen.

Erst im 20. Jahrhundert lernte man, das absolute Alter von Gesteinen hinreichend genau zu bestimmen. Für diese Zwecke wird der Zerfallsprozess von im Gestein enthaltenen radioaktiven Elementen genutzt.

Geologische Tabelle enthält Informationen über den sukzessiven Wechsel von Epochen und Perioden in der Entwicklung der Erde und deren Dauer. Manchmal zeigt die Tabelle die wichtigsten geologischen Ereignisse, Stadien in der Entwicklung des Lebens sowie die typischsten Mineralien für einen bestimmten Zeitraum usw.

Die Tabelle ist von den ältesten Stadien der Entwicklung der Erde bis zur Moderne aufgebaut, also müssen Sie sie von Grund auf studieren. Mit Hilfe einer geochronologischen Tabelle kann man Informationen über Dauer und geologische Ereignisse in verschiedenen Epochen und Perioden der Erdentwicklung erhalten.

Geologische Karten enthalten detaillierte Informationen darüber, welche Gesteine ​​in bestimmten Regionen der Erde zu finden sind, welche Mineralien in ihren Eingeweiden liegen usw.

Reis. 15. Geologische Chronologie. Die Entwicklungsgeschichte der Erde

Die geologische Karte ermöglicht es Ihnen, sich ein Bild von der Verteilung von Gesteinen unterschiedlichen Alters in ganz Russland zu machen. Bitte beachten Sie, dass die ältesten Felsen in Karelien und Transbaikalien an die Oberfläche kommen.

Im Laufe der Geographie der Kontinente und Ozeane haben Sie bereits eine Karte des Aufbaus der Erdoberfläche kennengelernt, also eine tektonische Karte. Durch das Studium der tektonischen Karte Russlands können Sie detaillierte Informationen über die Lage und das Alter verschiedener tektonischer Strukturen in unserem Land erhalten.

Reis. 16. Tektonische Strukturen der Welt

Vergleichen Sie die geologischen und tektonischen Karten und bestimmen Sie, auf welche tektonischen Strukturen die Aufschlüsse der ältesten Gesteine ​​beschränkt sind.

Die Analyse der tektonischen Karte Russlands erlaubt uns, die folgenden Schlussfolgerungen zu ziehen.

Bereiche mit flachem Relief sind auf Plattformen beschränkt - stabile Bereiche der Erdkruste, in denen Faltungsprozesse längst abgeschlossen sind. Die ältesten der Plattformen sind osteuropäisch und sibirisch. An der Basis der Plattformen liegt ein starres Fundament aus magmatischen und stark metamorphen Gesteinen des Präkambriums (Granit, Gneise, Quarzite, kristalline Schiefer). Das Fundament ist normalerweise mit einer Abdeckung aus horizontalen Sedimentgesteinen bedeckt, und nur auf der sibirischen Plattform (Zentralsibirisches Plateau) sind bedeutende Gebiete von Vulkangestein besetzt - sibirische Fallen.

Bestimmen Sie auf der Karte (Abb. 16), in welchen Lithosphärenplatten sich das Territorium Russlands befindet.

Die Aufschlüsse des Fundaments, bestehend aus kristallinem Gestein, an der Oberfläche werden als Schilde bezeichnet. In unserem Land sind der baltische Schild auf der russischen Plattform und der Aldan-Schild auf der sibirischen Plattform bekannt.

Vergleichen Sie tektonische und physisch-geografische Karten und bestimmen Sie, welche Reliefformen für Schilde charakteristisch sind.

Reis. 17. Plattformstruktur

Bergregionen zeichnen sich durch eine komplexere geologische Struktur aus. Berge bilden sich in den beweglichsten Teilen der Erdkruste, wo Gesteine ​​​​infolge tektonischer Prozesse in Falten zerkleinert und durch Verwerfungen und Verwerfungen gebrochen werden. Diese tektonischen Strukturen entstanden zu unterschiedlichen Zeiten – in den Epochen der paläozoischen, mesozoischen und känozoischen Faltung. Die jüngsten Berge unseres Landes befinden sich im Fernen Osten, nämlich auf den Kurilen und Kamtschatka. Sie sind Teil des riesigen pazifischen Vulkangürtels oder des pazifischen Feuerrings, wie er genannt wird. Sie zeichnen sich durch erhebliche Seismizität, häufige starke Erdbeben und das Vorhandensein aktiver Vulkane aus.

Reis. 18. Struktur des gefalteten Bereichs

Die Information geologischer und tektonischer Karten ist nicht nur für Geologen und Geographen, sondern auch für Bauherren sowie Vertreter anderer Berufe erforderlich.

Tabelle 2. Wichtigste aktive Vulkane in Russland

Um erfolgreich mit diesen ziemlich komplexen Karten zu arbeiten, muss man zunächst ihre Legenden sorgfältig studieren.

Fragen und Aufgaben

1. Welche Wissenschaften beschäftigen sich mit der Erforschung der Entwicklungsgeschichte der Erde?
2. Welche Informationen können aus einer geochronologischen Tabelle gewonnen werden?
3. Was zeigt eine tektonische Karte?
4. Schreiben Sie anhand einer geochronologischen Tabelle eine Geschichte über die Entstehung der Hauptformen der Oberfläche unseres Landes.
5. Bestimmen Sie anhand der geochronologischen Tabelle, in welcher Epoche und Periode wir leben; welche geologischen Ereignisse finden derzeit statt; welche Mineralien gebildet werden.

Einleitung……………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………..2

1. Der Aufbau der Erde …………………………………………………………………….3

2. Die Zusammensetzung der Erdkruste………………………………………………………………...5

3.1. Zustand der Erde …………………………………………………………....7

3.2 Der Zustand der Erdkruste…………………………………………………………...8

Liste der verwendeten Literatur ………………………………………………………………………………………………………………………… …………………………………………………………………………………………….

Einführung

Die Erdkruste ist die äußere feste Hülle der Erde (Geosphäre). Unter der Kruste befindet sich der Mantel, der sich in Zusammensetzung und physikalischen Eigenschaften unterscheidet - er ist dichter und enthält hauptsächlich feuerfeste Elemente. Kruste und Mantel sind durch die Mohorovichic-Grenze, kurz Moho, getrennt, an der seismische Wellengeschwindigkeiten stark ansteigen. Von außen ist der größte Teil der Kruste von der Hydrosphäre bedeckt, und der kleinere Teil steht unter dem Einfluss der Atmosphäre.

Auf den meisten terrestrischen Planeten, dem Mond und vielen Satelliten der Riesenplaneten gibt es eine Kruste. In den meisten Fällen besteht es aus Basalten. Die Erde ist insofern einzigartig, als sie zwei Arten von Kruste hat: kontinentale und ozeanische.

1. Erdstruktur

Der größte Teil der Erdoberfläche (bis zu 71%) wird von den Ozeanen eingenommen. Die durchschnittliche Tiefe des Weltozeans beträgt 3900 m. Die Existenz von Sedimentgesteinen, deren Alter 3,5 Milliarden Jahre übersteigt, ist ein Beweis für die Existenz riesiger Reservoirs auf der Erde bereits zu dieser fernen Zeit. Auf modernen Kontinenten sind Ebenen häufiger, meist niedrig gelegen, und Berge – insbesondere hohe – nehmen einen unbedeutenden Teil der Planetenoberfläche ein, ebenso wie Tiefseesenken am Grund der Ozeane. Die Form der Erde, die bekanntermaßen nahezu kugelförmig ist, erweist sich bei genaueren Messungen als sehr komplex, auch wenn wir sie als ebene Oberfläche des Ozeans (nicht verzerrt durch Gezeiten, Winde, Strömungen) und die bedingte Fortsetzung dieser Oberfläche unter den Kontinenten. Unregelmäßigkeiten werden durch die ungleichmäßige Massenverteilung in den Eingeweiden der Erde aufrechterhalten.

Eines der Merkmale der Erde ist ihr Magnetfeld, dank dem wir den Kompass verwenden können. Der Magnetpol der Erde, von dem das Nordende der Kompassnadel angezogen wird, fällt nicht mit dem geografischen Nordpol zusammen. Unter der Wirkung des Sonnenwindes wird das Magnetfeld der Erde verzerrt und erhält einen "Schweif" in Richtung der Sonne, der sich über Hunderttausende von Kilometern erstreckt.

Die innere Struktur der Erde wird vor allem nach den Besonderheiten des Durchgangs mechanischer Schwingungen durch die verschiedenen Erdschichten beurteilt, die bei Erdbeben oder Explosionen auftreten. Wertvolle Informationen liefern auch Messungen der Größe des aus dem Darm austretenden Wärmeflusses, die Ergebnisse der Bestimmung der Gesamtmasse, des Trägheitsmoments und der polaren Kompression unseres Planeten. Die Masse der Erde ergibt sich aus experimentelle Messungen die physikalische Konstante der Schwerkraft und die Erdbeschleunigung. Für die Masse der Erde ergab sich ein Wert von 5,967 · 1024 kg. Auf der Grundlage eines ganzen Komplexes wissenschaftlicher Forschung wurde ein Modell der inneren Struktur der Erde erstellt.

Die feste Hülle der Erde ist die Lithosphäre. Es kann mit einer Hülle verglichen werden, die die gesamte Erdoberfläche bedeckt. Aber diese "Hülle" schien in Stücke gesprungen zu sein und besteht aus mehreren großen lithosphärischen Platten, die sich langsam relativ zueinander bewegen. Die überwiegende Mehrheit der Erdbeben konzentriert sich entlang ihrer Grenzen. Obere Schicht Lithosphäre ist die Erdkruste, deren Mineralien hauptsächlich aus Silizium- und Aluminiumoxiden, Eisenoxiden und bestehen Alkali Metalle. Die Erdkruste hat eine ungleichmäßige Dicke: 35-65 km auf den Kontinenten und 6-8 km unter dem Meeresboden. Die obere Schicht der Erdkruste besteht aus Sedimentgesteinen, die untere Schicht aus Basalten. Dazwischen befindet sich eine Granitschicht, die nur für die kontinentale Kruste charakteristisch ist. Unter der Kruste befindet sich der sogenannte Mantel, der eine andere chemische Zusammensetzung und eine größere Dichte aufweist. Die Grenze zwischen Kruste und Mantel wird als Mohorovich-Oberfläche bezeichnet. Darin steigt die Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen schlagartig an. In einer Tiefe von 120-250 km unter den Kontinenten und 60-400 km unter den Ozeanen liegt eine Mantelschicht, die Asthenosphäre genannt wird. Hier befindet sich die Substanz in einem schmelznahen Zustand, ihre Viskosität ist stark reduziert. Alle lithosphärischen Platten scheinen in der halbflüssigen Asthenosphäre zu schweben, wie Eisschollen im Wasser. Dickere Abschnitte der Erdkruste sowie Bereiche, die aus weniger dichten Gesteinen bestehen, heben sich gegenüber anderen Abschnitten der Erdkruste an. Gleichzeitig führt eine zusätzliche Belastung eines Abschnitts der Kruste, beispielsweise durch Anhäufung einer dicken Kontinentaleisschicht, wie sie in der Antarktis auftritt, zu einem allmählichen Absinken des Abschnitts. Dieses Phänomen wird isostatisches Nivellieren genannt. Unterhalb der Asthenosphäre wird ab einer Tiefe von etwa 410 km die „Verpackung“ von Atomen in Mineralkristallen unter Hochdruckeinwirkung verdichtet. Ein scharfer Übergang wurde durch seismische Forschungsmethoden in einer Tiefe von etwa 2920 km festgestellt. Hier beginnt der Erdkern, genauer gesagt der äußere Kern, denn in seiner Mitte befindet sich ein weiterer - der innere Kern, dessen Radius 1250 km beträgt. Der äußere Kern befindet sich offensichtlich in einem flüssigen Zustand, da Transversalwellen, die sich in einer Flüssigkeit nicht ausbreiten, ihn nicht passieren. Die Existenz eines flüssigen äußeren Kerns ist mit dem Ursprung des Erdmagnetfelds verbunden. Der innere Kern scheint fest zu sein. An der unteren Grenze des Mantels erreicht der Druck 130 GPa, die Temperatur ist dort nicht höher als 5000 K. Im Erdinneren kann die Temperatur über 10.000 K steigen.

2. Die Zusammensetzung der Erdkruste

Die Erdkruste besteht aus mehreren Schichten, deren Dicke und Struktur innerhalb der Ozeane und Kontinente unterschiedlich sind. In dieser Hinsicht werden ozeanische, kontinentale und intermediäre Typen der Erdkruste unterschieden, die später beschrieben werden.

Je nach Zusammensetzung werden in der Erdkruste normalerweise drei Schichten unterschieden - Sediment, Granit und Basalt.

Die Sedimentschicht besteht aus Sedimentgesteinen, die das Produkt der Zerstörung und Wiederablagerung des Materials der unteren Schichten sind. Obwohl diese Schicht die gesamte Erdoberfläche bedeckt, ist sie an manchen Stellen so dünn, dass man praktisch von einer Diskontinuität sprechen kann. Gleichzeitig erreicht es manchmal eine Leistung von mehreren Kilometern.

Die Granitschicht besteht hauptsächlich aus magmatischen Gesteinen, die als Ergebnis der Erstarrung von geschmolzenem Magma entstanden sind, unter denen kieselsäurereiche Sorten (saure Gesteine) vorherrschen. Diese Schicht, die auf den Kontinenten eine Mächtigkeit von 15-20 km erreicht, ist unter den Ozeanen stark reduziert und kann sogar ganz fehlen.

Die Basaltschicht besteht ebenfalls aus magmatischer Materie, jedoch aus ärmerem Siliziumdioxid (Grundgestein) und einem höheren spezifischen Gewicht. Diese Schicht entsteht am Fuß der Erdkruste in allen Regionen der Erde.

Der kontinentale Typ der Erdkruste zeichnet sich durch das Vorhandensein aller drei Schichten aus und ist viel mächtiger als der ozeanische.

Die Erdkruste ist das Hauptuntersuchungsobjekt der Geologie. Die Erdkruste besteht aus sehr unterschiedlichen Gesteinen, die aus nicht minder vielfältigen Mineralien bestehen. Bei der Untersuchung eines Gesteins wird zunächst seine chemische und mineralogische Zusammensetzung untersucht. Für eine vollständige Kenntnis des Gesteins reicht dies jedoch nicht aus. Die gleiche chemische und mineralogische Zusammensetzung kann Gesteine ​​unterschiedlichen Ursprungs und folglich unterschiedliche Vorkommens- und Verbreitungsbedingungen aufweisen.

Unter der Struktur des Gesteins versteht man die Größe, Zusammensetzung und Form der mineralischen Partikel, aus denen es besteht, sowie die Art ihrer Beziehung zueinander. Es werden verschiedene Arten von Strukturen unterschieden, je nachdem, ob das Gestein aus Kristallen oder einer amorphen Substanz besteht, wie groß die Kristalle sind (ganze Kristalle oder ihre Bruchstücke sind Teil des Gesteins), wie groß die Rundheit der Bruchstücke ist, die mineralischen Körner, die das Gestein bilden, sind völlig unabhängig voneinander, oder sie sind mit einer Art Kittmasse verlötet, direkt miteinander verwachsen, miteinander versprossen usw.

Unter Textur versteht man die relative Position der Komponenten, aus denen das Gestein besteht, oder die Art und Weise, wie sie den vom Gestein eingenommenen Raum ausfüllen. Ein Beispiel für Texturen kann sein: geschichtet, wenn das Gestein aus abwechselnden Schichten besteht andere Zusammensetzung und Strukturen, Schiefer, wenn das Gestein leicht in dünne Fliesen zerfällt, massiv, porös, fest, sprudelnd usw.

Unter der Vorkommensform von Gesteinen wird die Form der von ihnen in der Erdkruste gebildeten Körper verstanden. Bei manchen Gesteinen sind das Schichten, d.h. relativ dünne Körper, die durch parallele Flächen begrenzt sind; für andere - Kerne, Stangen usw.

Die Einteilung der Gesteine ​​erfolgt nach ihrer Genese, d.h. Weg des Ursprungs. Es gibt drei Hauptgruppen von Gesteinen: magmatisch oder magmatisch, sedimentär und metamorph.

Eruptivgesteine ​​entstehen bei der Erstarrung von Silikatschmelzen, die sich im Innern der Erdkruste unter hohem Druck befinden. Diese Schmelzen nennt man Magma (vom griechischen Wort für „Salbe“). In manchen Fällen dringt Magma in die Mächtigkeit des darüber liegenden Gesteins ein und gefriert in mehr oder weniger Tiefe, in anderen gefriert es und ergießt sich in Form von Lava auf die Erdoberfläche.

Sedimentgesteine ​​entstehen durch die Zerstörung bereits vorhandener Gesteine ​​auf der Erdoberfläche und die anschließende Ablagerung und Akkumulation der Produkte dieser Zerstörung.

Metamorphe Gesteine ​​sind das Ergebnis der Metamorphose, d.h. Transformationen von bereits bestehenden Eruptiv- und Sedimentgesteinen unter dem Einfluss eines starken Temperaturanstiegs, einer Erhöhung oder Änderung der Art des Drucks (Änderung von Rundumdruck zu orientiert) sowie unter dem Einfluss anderer Faktoren.

3.1. Zustand der Erde

Der Zustand der Erde wird durch Temperatur, Feuchtigkeit, physikalische Struktur u chemische Zusammensetzung. Menschliche Aktivitäten und das Funktionieren von Flora und Fauna können die Indikatoren für den Zustand der Erde verbessern oder verschlechtern. Die Haupteinwirkungsprozesse auf das Land sind: unwiederbringlicher Rückzug aus der landwirtschaftlichen Tätigkeit; vorübergehender Rückzug; mechanischer Aufprall; Zugabe von chemischen und organischen Elementen; Beteiligung an landwirtschaftlichen Aktivitäten zusätzlicher Gebiete (Entwässerung, Bewässerung, Entwaldung, Urbarmachung); Heizung; Selbsterneuerung.