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Entstehung von Kontinenten und Ozeanen (Klasse 7). Entstehung von Kontinenten und Ozeanen: Hypothese, Beschreibung und Geschichte. Spickzettel: Aufbau und Entstehung der Kontinente. Modell der Plattentektonik

Die Erdkruste, die eine durchschnittliche Dicke von etwa 40 km hat und nur 1/160 des Erdradius ausmacht. Die Erdkruste wird zusammen mit einem Teil des oberen Erdmantels bis zur asthenosphärischen Schicht als Lithosphäre bezeichnet, und die Lithosphäre bildet zusammen mit der Asthenosphäre die Tektonosphäre, die obere Hülle des Globus, die maßgeblich für die ablaufenden Prozesse verantwortlich ist in der Erdkruste. Die Struktur der Erdkruste, deren Dicke praktisch zwischen 0 und 70–75 km variiert und überall eine klare untere Grenze hat – die Mohorovicic-Oberfläche oder „M“, unterscheidet sich auf Kontinenten und in den Ozeanen grundlegend.

Informationen über die Kruste erhalten wir durch direkte Beobachtung von Gesteinen auf der Erdoberfläche, insbesondere auf den Schilden antiker Plattformen, aus Bohrkernen aus tiefen und ultratiefen Bohrlöchern sowohl an Land als auch in den Ozeanen; Xenolithe in Vulkangestein; Ausbaggerung des Meeresbodens und seismische Untersuchungen, die die wichtigsten Informationen über die tiefen Horizonte der Erdkruste liefern.

Ozeanische Kruste hat einen 3-schichtigen Aufbau (von oben nach unten) (Abb. 2.7.1):

1. Schicht vertreten durch Sedimentgesteine, in Tiefseebecken mit einer Dicke von nicht mehr als 1 km und bis zu 15 km in der Nähe von Kontinenten.

Reis. 2.7.1. Schemata der Struktur der Erdkruste. I – kontinentale Kruste, Schichten: 1 – sedimentär, 2

- Ranit-metamorph, 3 – Granulit-mafisch, 4 – Peridotite des oberen Mantels. II – ozeanische Kruste, Schichten: 1 – sedimentäre, 2 – basaltische Kissenlava, 3 – Komplex paralleler Gänge, 4 – Gabbro, 5 – Peridotite des oberen Erdmantels. M– Mohorovicic-Grenze

Die Gesteine werden durch Karbonat-, Ton- und Kieselgesteine repräsentiert. Es ist wichtig zu betonen, dass das Alter der Sedimente nirgendwo in den Ozeanen 170-180 Millionen Jahre überschreitet.

2. Schicht besteht hauptsächlich aus basaltischer Kissenlava mit dünnen Schichten aus Sedimentgestein. Im unteren Teil dieser Schicht befindet sich ein eigenartiger Komplex paralleler Gänge aus Basaltzusammensetzung, die als Versorgungskanäle für Kissenlava dienten.

3. Schicht Es wird durch kristallines magmatisches Gestein repräsentiert, das hauptsächlich eine basische Zusammensetzung hat – Gabbro und seltener ultrabasisches – und sich im unteren Teil der Schicht befindet, tiefer als die M-Oberfläche und der obere Mantel.

Es ist sehr wichtig zu betonen, dass ozeanische Kruste nicht nur in den Ozeanen und Tiefseesenken von Binnenmeeren entwickelt wird, sondern auch in gefalteten Gürteln an Land in Form von Gesteinsfragmenten der Ophiolith-Assoziation, der Paragenese, vorkommt (Schlafendes) davon (Kieselgestein - basaltische Lava - Grund- und ultrabasische Gesteine) wurde erstmals in den 20er Jahren des 20. Jahrhunderts identifiziert. G. Steinman in den Ligurischen Alpen im Nordwesten Italiens.

Reis. 2.7.2. Die Struktur der ozeanischen Kruste.

Kontinentale Kruste hat ebenfalls eine 3-gliedrige Struktur, ist aber anders aufgebaut (von oben nach unten):

1. sedimentär-vulkanogene Schicht hat eine Dicke von 0 auf Plattformschilden bis zu 25 km in tiefen Senken, beispielsweise im Kaspischen Meer. Das Alter der Sedimentschicht reicht vom frühen Proterozoikum bis zum Quartär.

2. Schicht gebildet aus verschiedenen metamorphen Gesteinen: kristalliner Schiefer und Gneise sowie Granitintrusionen. Die Dicke der Schicht variiert je nach Struktur zwischen 15 und 30 km.

3. Schicht, das die untere Kruste bildet, besteht aus stark metamorphisierten Gesteinen, die von Grundgesteinen dominiert werden. Daher wird es Granulit-Mafic genannt. Es wurde teilweise durch den Kola-Superdeep-Brunnen erschlossen. Die untere Kruste hat eine variable Dicke von 10–30 km. Die Schnittstelle zwischen dem 2. und

Die 3. Schicht der kontinentalen Kruste ist unklar, daher werden im konsolidierten Teil der Kruste (unterhalb der Sedimentschicht) manchmal 3 statt 2 Schichten unterschieden.

Oberflächen-M äußert sich überall und ganz deutlich durch einen Sprung der seismischen Wellengeschwindigkeiten von 7,5 – 7,7 auf 7,9 – 8,2 km/s. Der obere Mantel im unteren Teil der Lithosphäre besteht aus ultramafischen Gesteinen, hauptsächlich Peridotiten, ebenso wie die Asthenosphäre, die durch eine verringerte Geschwindigkeit seismischer Wellen gekennzeichnet ist, was als verringerte Viskosität und möglicherweise Schmelzen um bis zu 2-% interpretiert wird. 3%.

Aufsatz

Struktur und Ursprung der Kontinente

Struktur und Alter der Erdkruste

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

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

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

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

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

Struktur und Entwicklung der Kontinentalkruste

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

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

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

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

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

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

Geosynklinale Faltengürtel

Geosynklinale Faltengürtel werden in große und kleine Faltengürtel unterteilt, die sich in ihrer Größe und Entwicklungsgeschichte unterscheiden. Es gibt zwei kleine Gürtel, sie liegen in Afrika (Intraafrikanisch) und in Südamerika (Brasilien). Ihre geosynklinale Entwicklung setzte sich während des gesamten Proterozoikums fort. Große Gürtel begannen ihre geosynklinale Entwicklung später – ab dem späten Proterozoikum. Drei von ihnen – Ural-Mongolei, Atlantik und Arktis – haben ihre geosynklinale Entwicklung am Ende des Paläozoikums abgeschlossen, und innerhalb des Mittelmeer- und Pazifikgürtels gibt es immer noch weite Gebiete, in denen geosynklinale Prozesse andauern. Jeder Geosynklinalgürtel weist seine eigenen spezifischen Strukturmerkmale und geologischen Entwicklung auf, es gibt jedoch auch allgemeine Muster in seiner Struktur und Entwicklung.

Die größten Teile der geosynklinalen Gürtel sind geosynklinale Faltbereiche, in denen kleinere Strukturen unterschieden werden – geosynklinale Täler und geoantiklinale Hebungen (Geoantiklinen). Ablenkungen sind die Hauptelemente jeder geosynklinalen Region – Gebiete mit starker Senkung, Sedimentation und Vulkanismus. Innerhalb einer geosynklinalen Region kann es zwei, drei oder mehr solcher Tröge geben. Geosynklinale Tröge sind durch erhöhte Bereiche – Geoantiklinalen – voneinander getrennt, in denen hauptsächlich Erosionsprozesse stattfanden. Mehrere geosynklinale Täler und dazwischen liegende geoantiklinale Erhebungen bilden ein geosynklinales System.

Ein Beispiel ist der riesige Mittelmeergürtel, der sich über die gesamte östliche Hemisphäre von der Westküste Europas und Nordwestafrikas bis zu den Inseln Indonesiens erstreckt. Innerhalb dieses Gürtels werden mehrere geosynklinale gefaltete Regionen unterschieden: westeuropäische, alpine, nordafrikanische, indochinesische usw. In jeder dieser gefalteten Regionen werden viele geosynklinale Systeme unterschieden. Besonders viele davon gibt es in der komplexen Alpenfaltenregion: geosynklinale Systeme der Pyrenäen, Alpen, Karpaten, Krim-Kaukasier, Himalaya usw.

In der komplexen und langen Geschichte der Entwicklung geosynklinal gefalteter Gebiete werden zwei Stadien unterschieden – das Hauptstadium und das Endstadium (orogen).

Das Hauptstadium ist durch Prozesse des tiefen Absinkens der Erdkruste in geosynklinalen Trögen gekennzeichnet, die die Hauptbereiche der Sedimentation darstellen. Gleichzeitig kommt es zu einer Hebung benachbarter Geoantiklinien; sie werden zu Orten der Erosion und des Abtrags von klastischem Material. Scharf differenzierte Absenkungsprozesse in Geosynklinalen und Hebungen in Geoantiklinalen führen zur Fragmentierung der Erdkruste und zum Auftreten zahlreicher tiefer Brüche darin, sogenannte Tiefenverwerfungen. Entlang dieser Verwerfungen steigt aus großer Tiefe eine kolossale Masse vulkanischen Materials auf, die auf der Oberfläche der Erdkruste – an Land oder auf dem Meeresboden – zahlreiche Vulkane bildet, Lava ausschüttet und Vulkanasche und Massen von Gesteinsfragmenten ausspuckt bei Explosionen. So sammelt sich am Grund geosynklinaler Meere neben Meeressedimenten – Sanden und Tonen – auch vulkanisches Material an, das entweder riesige Schichten aus Ergussgesteinen oder Zwischenschichten mit Sedimentgesteinsschichten bildet. Dieser Prozess findet kontinuierlich während des langfristigen Absinkens geosynklinaler Tröge statt und führt zur Ansammlung von vielen Kilometern vulkanisch-sedimentären Gesteins, zusammenfassend als vulkanisch-sedimentäre Formationen bezeichnet. Dieser Prozess verläuft ungleichmäßig, je nach Ausmaß der Bewegungen der Erdkruste in geosynklinalen Gebieten. In Zeiten ruhigerer Absenkung „heilen“ tiefe Verwerfungen und liefern kein vulkanisches Material. In diesen Zeiträumen sammeln sich kleinere Karbonat- (Kalksteine und Dolomite) und terrigene (Sande und Tone) Formationen an. In tiefen Bereichen geosynklinaler Täler lagert sich dünnes Material ab, aus dem sich eine Tonformation bildet.

Der Prozess der Ansammlung mächtiger geosynklinaler Formationen wird ständig von Bewegungen der Erdkruste begleitet – Senkungen in geosynklinalen Trögen und Hebungen in geoantiklinalen Gebieten. Infolge dieser Bewegungen unterliegen die Schichten der angesammelten dicken Sedimente verschiedenen Verformungen und erhalten eine komplexe Faltstruktur. Die Faltungsprozesse sind am Ende der Hauptentwicklungsphase geosynklinaler Gebiete am ausgeprägtesten, wenn das Absinken der geosynklinalen Tröge aufhört und eine allgemeine Hebung beginnt, die zunächst die geoantiklinalen Gebiete und die Randteile der Tröge und dann deren Zentrale erfasst Teile. Dies führt zu einer intensiven Faltung aller in geosynklinalen Trögen gebildeten Schichten. Das Meer zieht sich zurück, die Sedimentation stoppt und die zu komplexen Falten zerknitterten Schichten erscheinen über dem Meeresspiegel; Es entsteht eine komplexe Bergregion. Die Einführung großer Granitintrusionen, die mit der Bildung vieler Ablagerungen metallischer Mineralien verbunden sind, fällt zeitlich mit diesem Zeitpunkt zusammen – dem Ende der Hauptphase der Geosynklinalität.

Geosynklinale Faltungsgebiete treten nach den Hebungen am Ende der Hauptphase in die zweite, orogene Phase ihrer Entwicklung ein. Im orogenen Stadium setzen sich die Prozesse der Hebung und Bildung großer Gebirgszüge und Massive fort. Parallel zur Bildung von Gebirgszügen entstehen große Senken, die durch Gebirgszüge getrennt sind. In diesen Senken, die als intermontan bezeichnet werden, kommt es zu einer Anhäufung grober klastischer Gesteine – Konglomerate und grober Sande, die sogenannte Molassebildung. Neben zwischengebirgigen Senken sammelt sich die Molassebildung auch in den Randbereichen von Plattformen an, die an die gebildeten Gebirgszüge angrenzen. Hier entstehen im orogenen Stadium sogenannte Randtröge, in denen sich je nach klimatischen Bedingungen und Sedimentationsbedingungen nicht nur Molasseformationen, sondern auch salz- oder kohleführende Formationen ansammeln. Das orogene Stadium wird von Faltungsprozessen und der Einführung großer Granitintrusionen begleitet. Die geosynklinale Region verwandelt sich allmählich in eine sehr komplexe gefaltete Bergregion. Das Ende der orogenen Phase markiert das Ende der geosynklinalen Entwicklung – die Prozesse der Gebirgsbildung, -faltung und -senkung von Zwischengebirgssenken hören auf. Das Gebirgsland tritt in die Plattformstufe ein, die mit einer allmählichen Glättung des Reliefs und der langsamen Ansammlung ruhig liegender Felsen der Plattformabdeckung auf komplex gefalteten, aber von der Oberfläche aus eingeebneten geosynklinalen Ablagerungen einhergeht. Es entsteht eine Plattform, deren gefaltete Basis (Fundament) zu gefalteten Felsen wird, die unter geosynklinalen Bedingungen entstehen. Sedimentgesteine der Plattformabdeckung sind eigentlich Plattformgesteine.

Der Entwicklungsprozess geosynklinaler Gebiete von der Bildung der ersten geosynklinalen Tröge bis zu ihrer Umwandlung in Plattformgebiete dauerte Dutzende und Hunderte Millionen Jahre. Als Ergebnis dieses langen Prozesses haben sich viele Geosynklinalbereiche innerhalb der Geosynklinalgürtel und sogar ganze Geosynklinalgürtel vollständig in Plattformterritorien verwandelt. Die innerhalb der geosynklinalen Gürtel gebildeten Plattformen wurden als jung bezeichnet, da sich ihre gefaltete Basis viel später bildete als die der antiken Plattformen. Basierend auf dem Zeitpunkt der Fundamentbildung werden drei Haupttypen junger Plattformen unterschieden: mit präkambrischen, paläozoischen und mesozoischen Faltfundamenten. Das Fundament der ersten Plattformen entstand am Ende des Proterozoikums nach der Baikalfaltung, wodurch gefaltete Strukturen entstanden – die Baikaliden. Das Fundament der zweiten Plattformen entstand am Ende des Paläozoikums nach der hercynischen Faltung, wodurch gefaltete Strukturen entstanden – die Hercyniden. Das Fundament des dritten Plattformtyps bildete sich am Ende des Mesozoikums nach der Faltung des Mesozoikums, wodurch gefaltete Strukturen – Mesozoide – entstanden.

SEITENUMBRUCH--

Innerhalb der Gebiete der Baikalfaltung und des Paläozoikums, die sich vor vielen Hundert Millionen Jahren als Faltgebiete gebildet haben, sind große Gebiete mit einer ziemlich dicken Plattformdecke bedeckt (Hunderte Meter und einige Kilometer). Innerhalb der Bereiche der mesozoischen Faltung, die sich viel später als Faltungsbereiche bildeten (der Zeitpunkt der Manifestation der Faltung lag zwischen 100 und 60 Millionen Jahren), konnte sich die Plattformabdeckung in relativ kleinen Bereichen bilden, und hier werden gefaltete Strukturen der Mesozoiden freigelegt auf bedeutenden Gebieten der Erdoberfläche.

Zum Abschluss der Beschreibung der Struktur und Entwicklung geosynklinaler Faltengürtel ist es notwendig, deren moderne Struktur zu charakterisieren. Es wurde zuvor festgestellt, dass beide kleinen Gürtel – der brasilianische und der innerafrikanische, sowie drei der großen Gürtel – der Ural-Mongolische, der Atlantische und der Arktische – ihre geosynklinale Entwicklung längst abgeschlossen haben. Heutzutage besteht das geosynklinale Regime in weiten Teilen des Mittelmeer- und Pazifikgürtels weiterhin fort. Moderne geosynklinale Gebiete des Pazifischen Gürtels befinden sich in der Hauptphase; sie haben bis heute die Beweglichkeit einzelner Abschnitte bewahrt, moderne Faltungsprozesse, Erdbeben und Vulkanismus manifestieren sich hier intensiv. Ein anderes Bild ist im Mittelmeergürtel zu beobachten, wo die moderne alpine Geosynklinalregion von der jungen känozoischen Alpenfaltung bedeckt war und sich nun im orogenen Stadium befindet. Hier befinden sich die höchsten Gebirgszüge der Erde (Himalaya, Karakorum, Pamir usw.), die noch heute als Lieferant von grobem Material für die nahegelegenen Zwischengebirgssenken dienen. In der alpinen Geosynklinalregion kommt es immer noch recht häufig zu Erdbeben, und einzelne Vulkane zeigen teilweise ihre Auswirkungen. Das geosynklinale Regime endet hier.

Geosynklinale Faltungsgebiete sind die Hauptquellen für die Gewinnung der wichtigsten Mineralien. Unter ihnen spielen Erze verschiedener Metalle die größte Rolle: Kupfer, Blei, Zink, Gold, Silber, Zinn, Wolfram, Molybdän, Nickel, Kobalt usw. Große Vorkommen an Kohle-, Öl- und Gasfeldern sind auf das Sediment beschränkt Felsen von Zwischengebirgssenken und Randtälern.

Antike Plattformen

Das Hauptmerkmal der Struktur aller Bahnsteige ist das Vorhandensein von zwei stark voneinander abweichenden Strukturböden, die als Fundament und Bahnsteigabdeckung bezeichnet werden. Das Fundament hat eine komplexe Struktur und besteht aus stark gefaltetem und metamorphisiertem Gestein, in das verschiedene Intrusionen eindringen. Die Bahnsteigabdeckung liegt mit einer scharfen Winkelabweichung nahezu horizontal auf der erodierten Oberfläche des Kellergeschosses. Es besteht aus Schichten von Sedimentgesteinen.

Alte und junge Plattformen unterscheiden sich im Zeitpunkt der Bildung des Faltfundaments. Auf antiken Plattformen bildeten sich Grundgesteine im Archaikum, frühen und mittleren Proterozoikum, und Gesteine der Plattformabdeckung begannen sich im späten Proterozoikum anzusammeln und bildeten sich im Paläozoikum, Mesozoikum und Känozoikum weiter. Auf jungen Plattformen bildete sich das Fundament später als auf alten; dementsprechend begann die Anhäufung von Gesteinen der Plattformabdeckung später.

Antike Plattformen sind mit einer Schicht aus Sedimentgestein bedeckt, aber an einigen Stellen, wo diese Schicht fehlt, kommt das Fundament an die Oberfläche. Die Bereiche, in denen das Fundament austritt, werden als Schilde bezeichnet, die mit einer Abdeckung bedeckten Bereiche als Platten. Auf den Platten gibt es zwei Arten von Plattformvertiefungen. Einige von ihnen – Syneklisen – sind flache und ausgedehnte Vertiefungen. Andere sind Aulacogene – schmal, lang, an den Seiten durch Verwerfungen begrenzt, tiefe Täler. Darüber hinaus gibt es Bereiche auf den Platten, in denen das Fundament erhöht ist, aber nicht bis zur Oberfläche reicht. Dies sind Antiklisen; sie trennen normalerweise benachbarte Syneklisen.

Das Grundgebirge ist im Nordwesten innerhalb des Baltischen Schildes freigelegt und der größte Teil des Abschnitts liegt auf der Russischen Platte. Auf der Russischen Platte ist die breite und flache Moskauer Syneklise zu sehen, deren zentraler Teil in der Nähe von Moskau liegt. Weiter südöstlich, in den Gebieten Kursk und Woronesch, liegt die Voronesch-Anteklise. Dabei wird das Fundament angehoben und mit einer leistungsarmen Plattformabdeckung abgedeckt. Noch weiter südlich, innerhalb der Ukraine, gibt es ein schmales, aber sehr tiefes Dnjepr-Donez-Aulakogen. Hier ist das Fundament entlang großer Verwerfungen auf beiden Seiten des Aulacogens sehr tief eingetaucht.

Das Grundgestein antiker Plattformen entstand über einen sehr langen Zeitraum (Archaikum – Frühes Proterozoikum). Sie wurden immer wieder Faltungs- und Metamorphoseprozessen unterzogen, wodurch sie stark – kristallin – wurden. Sie sind zu äußerst komplexen Falten zerknittert, haben eine große Mächtigkeit und in ihrer Zusammensetzung sind magmatische Gesteine (effusive und intrusive) weit verbreitet. Alle diese Anzeichen deuten darauf hin, dass das Grundgestein unter geosynklinalen Bedingungen entstanden ist. Die Faltungsprozesse endeten im frühen Proterozoikum, sie vervollständigten das geosynklinale Entwicklungsregime.

Eine neue Etappe hat begonnen – die Plattformbühne, die bis heute andauert.

Die Gesteine der Plattformabdeckung, die sich im Oberproterozoikum anzusammeln begannen, unterscheiden sich in Struktur und Zusammensetzung stark von den kristallinen Grundgesteinen. Sie sind nicht gefaltet, nicht metamorphosiert, haben eine geringe Dicke und magmatische Gesteine kommen in ihrer Zusammensetzung selten vor. Typischerweise liegen die Gesteine, aus denen die Plattformabdeckung besteht, horizontal und sind sedimentären, marinen oder kontinentalen Ursprungs. Sie bilden Plattformformationen, die sich von geosynklinalen unterscheiden. Diese Formationen, die Platten bedecken und Vertiefungen füllen – Syneklisen und Aulakogene – werden durch abwechselnde Tone, Sande, Sandsteine, Mergel, Kalksteine und Dolomite dargestellt, die Schichten bilden, die in ihrer Zusammensetzung und Dicke sehr gleichmäßig sind. Eine charakteristische Plattformformation ist auch Kreide, die Schichten von mehreren zehn Metern bildet. Manchmal gibt es Vulkangestein, sogenannte Fallenformationen. Unter kontinentalen Bedingungen mit warmem, feuchtem Klima bildete sich eine mächtige kohlehaltige Formation (abwechselnd Sand- und Tongestein mit Schichten und Linsen aus Kohle) und in trockenem, heißem Klima eine Formation aus rotem Sandstein und Ton oder Salz -haltige Formation (Tone und Sandsteine mit Salzschichten und -linsen) angesammelt.

Die stark unterschiedliche Struktur des Fundaments und der Plattformabdeckung weist auf zwei Hauptstadien in der Entwicklung antiker Plattformen hin: Geosynklinal (Bildung des Fundaments) und Plattform (Anhäufung der Plattformabdeckung). Der Plattformstufe ging eine geosynklinale Stufe voraus.

Die Struktur des Meeresbodens

Obwohl die ozeanografische Forschung in den letzten zwei Jahrzehnten stark zugenommen hat und heute in großem Umfang betrieben wird, ist die geologische Struktur des Meeresbodens nach wie vor kaum verstanden.

Es ist bekannt, dass sich innerhalb des Schelfs die Strukturen der Kontinentalkruste fortsetzen und in der Zone des Kontinentalhangs ein Übergang vom kontinentalen zum ozeanischen Typ der Erdkruste stattfindet. Daher umfasst der eigentliche Meeresboden die Vertiefungen des Meeresbodens, die sich hinter dem Kontinentalhang befinden. Diese riesigen Senken unterscheiden sich von den Kontinenten nicht nur durch die Struktur der Erdkruste, sondern auch durch ihre tektonischen Strukturen.

Die ausgedehntesten Bereiche des Meeresbodens sind Tiefseeebenen in Tiefen von 4 bis 6 km, die durch Unterwasserhügel getrennt sind. Im Pazifischen Ozean gibt es besonders große Tiefseeebenen. Entlang der Ränder dieser riesigen Ebenen gibt es Tiefseegräben – schmale und sehr lange Tröge, die sich über Hunderte und Tausende von Kilometern erstrecken.

Die Bodentiefe in ihnen erreicht 10–11 km und die Breite überschreitet nicht 2–5 km. Dies sind die tiefsten Bereiche der Erdoberfläche. Entlang der Ränder dieser Gräben befinden sich Inselketten, sogenannte Inselbögen. Dies sind der Aleuten- und Kurilenbogen, die Inseln Japans, die Philippinen, Samoa, Tonga usw.

Auf dem Meeresboden gibt es viele verschiedene Unterwassererhebungen. Einige von ihnen bilden echte Unterwassergebirgsketten und Gebirgsketten, andere erheben sich in Form einzelner Hügel und Berge vom Boden und wieder andere erscheinen in Form von Inseln über der Meeresoberfläche.

Mittelozeanische Rücken, die ihren Namen erhielten, weil sie erstmals mitten im Atlantischen Ozean entdeckt wurden, sind für die Struktur des Meeresbodens von außerordentlicher Bedeutung. Sie sind auf dem Grund aller Ozeane zu finden und bilden in einer Entfernung von mehr als 60.000 km ein einziges Hebungssystem. Dies ist eine der anspruchsvollsten tektonischen Zonen der Erde. Ausgehend von den Gewässern des Arktischen Ozeans erstreckt es sich in einem breiten Rücken (700-1000 km) im mittleren Teil des Atlantischen Ozeans und geht entlang Afrikas in den Indischen Ozean über. Hier bildet dieses System von Unterwasserkämmen zwei Zweige. Man geht zum Roten Meer; der andere umrundet Australien von Süden und setzt sich im Südpazifik bis zu den Küsten Amerikas fort. Das mittelozeanische Rückensystem ist häufig von Erdbeben und hochentwickeltem Unterwasservulkanismus betroffen.

Die derzeit knappen geologischen Daten zur Struktur ozeanischer Becken erlauben es uns noch nicht, das Problem ihrer Entstehung zu lösen. Im Moment können wir nur sagen, dass verschiedene Meeresbecken unterschiedliche Ursprünge und unterschiedliches Alter haben. Das Becken des Pazifischen Ozeans ist das älteste. Die meisten Forscher glauben, dass es im Präkambrium entstanden ist und sein Bett ein Überbleibsel der ältesten primären Erdkruste ist. Die Senken anderer Ozeane sind jünger; die meisten Wissenschaftler glauben, dass sie an der Stelle früher existierender Kontinentalmassive entstanden sind. Die älteste davon ist die Depression im Indischen Ozean, es wird angenommen, dass sie im Paläozoikum entstanden ist. Der Atlantische Ozean entstand zu Beginn des Mesozoikums und der Arktische Ozean am Ende des Mesozoikums bzw. zu Beginn des Känozoikums.

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Es variiert und die Abhängigkeit der Zusammensetzung der Kruste von der Art des Reliefs und der inneren Struktur des Territoriums wird deutlich. Die Ergebnisse geophysikalischer Untersuchungen und Tiefenbohrungen ermöglichten die Identifizierung von zwei Haupt- und zwei Übergangstypen der Erdkruste. Die Haupttypen kennzeichnen globale Strukturelemente der Kruste wie Kontinente und Ozeane. Diese Strukturen kommen auf der Erde perfekt zum Ausdruck und sind durch kontinentale und ozeanische Krustentypen gekennzeichnet.

Die Kontinentalkruste entwickelt sich unter den Kontinenten und weist, wie bereits erwähnt, unterschiedliche Dicken auf. Innerhalb kontinentaler Plattformbereiche sind es 35–40 km, in jungen Gebirgsstrukturen 55–70 km. Die maximale Dicke der Erdkruste – 70-75 km – wird unter den Anden festgestellt. In der kontinentalen Kruste werden zwei Schichten unterschieden: die obere sedimentäre und die untere konsolidierte Kruste. Die verfestigte Kruste enthält zwei Schichten unterschiedlicher Geschwindigkeit: die obere granit-metamorphe Schicht, die aus Graniten und Gneisen besteht, und die untere granulit-mafische Schicht, die aus stark metamorphosierten Grundgesteinen wie Gabbro oder ultrabasischen magmatischen Gesteinen besteht. Die granitmetamorphe Schicht wurde anhand von Kernen ultratiefer Bohrlöcher untersucht; Granulit-Mafic – nach geophysikalischen Daten und Baggerergebnissen, was seine Existenz immer noch hypothetisch macht.

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

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

Die subozeanische Kruste entwickelt sich unter den Tiefseebecken der Rand- und Binnenmeere (Tschernoe usw.) und kommt auch in einigen tiefen Senken an Land (dem zentralen Teil des Kaspischen Meeres) vor. Die Dicke der subozeanischen Kruste beträgt 10–25 km und wird hauptsächlich durch die Sedimentschicht erhöht, die direkt auf der unteren Schicht der Ozeankruste liegt.

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

So unterteilen unterschiedliche Krustentypen die Erde klar in ozeanische und kontinentale Blöcke. Die hohe Lage der Kontinente wird durch eine dickere und weniger dichte Kruste erklärt, und die untergetauchte Lage des Meeresbodens wird durch eine dünnere, aber dichtere und schwerere Kruste erklärt. Der Schelfbereich wird von kontinentaler Kruste unterlagert und ist das Unterwasserende der Kontinente.

Strukturelemente des Kortex. Neben der Unterteilung in planetarische Strukturelemente wie Ozeane und Kontinente weist die Erdkruste (und) Regionen (tektonisch aktiv) und aseismische (ruhige) Regionen auf. Die inneren Regionen der Kontinente und die Böden der Ozeane – die kontinentalen und ozeanischen Plattformen – sind ruhig. Zwischen den Plattformen gibt es schmale seismische Zonen, die durch tektonische Bewegungen gekennzeichnet sind. Diese Zonen entsprechen mittelozeanischen Rücken und Kreuzungen von Inselbögen oder Randgebirgszügen und Tiefseegräben an der Ozeanperipherie.

In den Ozeanen werden folgende Strukturelemente unterschieden:

mittelozeanische Rücken sind bewegliche Gürtel mit axialen Riften wie Gräben;
Ozeanische Plattformen sind ruhige Bereiche von Tiefseebecken, die durch Hebungen erschwert werden.

Auf Kontinenten sind die wichtigsten Strukturelemente:

Gebirgsstrukturen (Orogene), die wie mittelozeanische Rücken tektonische Aktivität aufweisen können;
Plattformen sind meist tektonisch ruhige, weite Gebiete mit einer dicken Schicht aus Sedimentgesteinen.

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

Allerdings waren nicht alle antiken Gebirgsstrukturen an der Reorogenese beteiligt. Die meisten von ihnen sanken nach dem Nivellieren langsam ab, wurden vom Meer überflutet und auf den Relikten der Gebirgsketten wurde eine Schicht Meeresschichten überlagert. So entstanden die Plattformen. In der geologischen Struktur von Plattformen gibt es immer zwei strukturell-tektonische Ebenen: die untere, bestehend aus metamorphosierten Überresten ehemaliger Berge, die das Fundament bildet, und die obere, dargestellt durch Sedimentgestein.

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

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

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

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

Ursprung der Erde. Wie du bereits weißt. Die Erde ist ein kleiner kosmischer Körper, Teil des Sonnensystems. Wie ist unser Planet entstanden? Wissenschaftler der Antike versuchten, diese Frage zu beantworten. Es gibt viele verschiedene Hypothesen. Sie werden mit ihnen vertraut gemacht, wenn Sie in der High School Astronomie studieren.

Von den modernen Ansichten über den Ursprung der Erde ist die Hypothese von O. Yu Schmidt über die Entstehung der Erde aus einer kalten Gasstaubwolke am weitesten verbreitet. Teilchen dieser Wolke, die sich um die Sonne drehten, kollidierten und „klebten zusammen“ und bildeten Klumpen, die wie ein Schneeball wuchsen.

Es gibt auch Hypothesen über die Entstehung von Planeten als Folge kosmischer Katastrophen – mächtiger Explosionen, die durch den Zerfall stellarer Materie verursacht werden. Wissenschaftler suchen weiterhin nach neuen Wegen, um das Problem der Entstehung der Erde zu lösen.

Die Struktur der kontinentalen und ozeanischen Kruste. Die Erdkruste ist der oberste Teil der Lithosphäre. Es ist wie ein dünner „Schleier“, unter dem sich die unruhigen Tiefen der Erde verbergen. Im Vergleich zu anderen Geosphären scheint die Erdkruste ein dünner Film zu sein, in den der Globus eingehüllt ist. Im Durchschnitt beträgt die Dicke der Erdkruste nur 0,6 % der Länge des Erdradius.

Das Erscheinungsbild unseres Planeten wird durch die Vorsprünge der Kontinente und die mit Wasser gefüllten Vertiefungen der Ozeane bestimmt. Um die Frage nach ihrer Entstehung zu beantworten, muss man die Unterschiede in der Struktur der Erdkruste kennen. Diese Unterschiede können Sie der Abbildung 8 entnehmen.

Aus welchen drei Schichten besteht die Erdkruste?
Wie dick ist die Kruste der Kontinente? Unter den Ozeanen?
Identifizieren Sie zwei Merkmale, die die kontinentale Kruste von der ozeanischen Kruste unterscheiden.

Wie lassen sich die Unterschiede in der Struktur der Erdkruste erklären? Die meisten Wissenschaftler gehen davon aus, dass sich auf unserem Planeten erstmals eine ozeanische Kruste gebildet hat. Unter dem Einfluss von Prozessen im Inneren der Erde bildeten sich auf ihrer Oberfläche Falten, also Gebirgsgebiete. Die Dicke der Kruste nahm zu und es bildeten sich Kontinentalvorsprünge. Zur weiteren Entwicklung von Kontinenten und Ozeanbecken gibt es eine Reihe von Hypothesen. Einige Wissenschaftler behaupten, dass die Kontinente bewegungslos seien, andere hingegen sprechen von ihrer ständigen Bewegung.

In den letzten Jahren wurde eine Theorie über die Struktur der Erdkruste entwickelt, die auf dem Konzept der Lithosphärenplatten und der zu Beginn des 20. Jahrhunderts aufgestellten Hypothese der Kontinentaldrift basiert. Deutscher Wissenschaftler A. Wegener. Allerdings konnte er damals keine Antwort auf die Frage nach dem Ursprung der Kräfte finden, die Kontinente bewegen.

Reis. 8. Die Struktur der Erdkruste auf Kontinenten und unter den Ozeanen

Lithosphärenplatten. Nach der Theorie der Lithosphärenplatten ist die Erdkruste zusammen mit einem Teil des oberen Erdmantels keine monolithische Hülle des Planeten. Es wird von einem komplexen Netzwerk tiefer Risse durchbrochen, die bis in große Tiefen reichen und bis zum Erdmantel reichen. Diese riesigen Risse teilen die Lithosphäre in mehrere sehr große Blöcke (Platten) mit einer Dicke von 60 bis 100 km. Die Grenzen zwischen den Platten verlaufen entlang mittelozeanischer Rücken – riesige Ausbuchtungen auf dem Planetenkörper oder entlang Tiefseegräben – Schluchten auf dem Meeresboden. Auch an Land gibt es solche Risse. Sie durchqueren Gebirgsgürtel wie den Alisch-Himalaya, den Ural usw. Diese Gebirgsgürtel sind wie „Nähte an der Stelle verheilter alter Wunden am Körper des Planeten“. Auch an Land gibt es „frische Wunden“ – die berühmten ostafrikanischen Verwerfungen.

Es gibt sieben riesige Platten und Dutzende kleinerer Platten. Die meisten Platten umfassen sowohl kontinentale als auch ozeanische Kruste (Abbildung 9).

Reis. 9. Lithosphärenplatten

Die Platten liegen auf einer relativ weichen, plastischen Schicht des Mantels und gleiten entlang dieser. Die Kräfte, die die Plattenbewegung verursachen, entstehen, wenn sich Materie im oberen Mantel bewegt (Abb. 10). Kraftvolle Aufwärtsströme dieser Substanz zerreißen die Erdkruste und bilden tiefe Verwerfungen darin. Diese Verwerfungen gibt es an Land, am häufigsten kommen sie jedoch an mittelozeanischen Rücken am Meeresboden vor, wo die Erdkruste dünner ist. Dabei steigt geschmolzene Materie aus dem Erdinneren auf, drückt Platten auseinander und baut so die Erdkruste auf. Die Ränder der Verwerfungen entfernen sich voneinander.

Reis. 10. Geschätzte Bewegung der Lithosphärenplatten: 1. Atlantischer Ozean. 2. Mittelozeanischer Rücken. 3. Subduktion der Platten in den Erdmantel. 4. Ozeangraben. 5. Anden. 6. Aufstieg der Materie aus dem Erdmantel

Die Platten bewegen sich langsam mit einer Geschwindigkeit von 1 bis 6 cm pro Jahr von der Linie der Unterwasserkämme zu den Linien der Gräben. Diese Tatsache wurde durch den Vergleich von Bildern festgestellt, die von künstlichen Erdsatelliten aufgenommen wurden. Benachbarte Platten rücken näher zusammen, divergieren oder verschieben sich relativ zueinander (siehe Abb. 10). Sie schwimmen auf der Oberfläche des oberen Erdmantels wie Eisstücke auf der Wasseroberfläche.

Nähern sich die Platten, von denen eine ozeanische Kruste und die andere kontinentale Kruste aufweist, näher, dann biegt sich die meeresbedeckte Platte, als würde sie unter den Kontinent tauchen (siehe Abb. 10). Dabei entstehen Tiefseegräben, Inselbögen und Gebirgszüge, beispielsweise der Kurilengraben. Japanische Inseln, Anden. Wenn zwei Platten mit kontinentaler Kruste zusammenstoßen, werden ihre Ränder zusammen mit allen darauf angesammelten Sedimentgesteinen in Falten zerdrückt. So entstand beispielsweise der Himalaya an der Grenze der Eurasischen und Indo-Australischen Platte.

Reis. 11. Veränderungen in den Umrissen der Kontinente zu verschiedenen Zeiten

Nach der Theorie der Lithosphärenplatten bestand die Erde einst aus einem Kontinent, der von einem Ozean umgeben war. Im Laufe der Zeit entstanden darauf tiefe Verwerfungen und es bildeten sich zwei Kontinente – Gondwana auf der Südhalbkugel und Laurasia auf der Nordhalbkugel (Abb. 11). Anschließend wurden diese Kontinente durch neue Verwerfungen zerbrochen. Es entstanden moderne Kontinente und neue Ozeane – der Atlantik und der Indische Ozean. An der Basis moderner Kontinente liegen die ältesten relativ stabilen und ebenen Abschnitte der Erdkruste – Plattformen, d. h. Platten, die in der fernen geologischen Vergangenheit der Erde entstanden sind. Beim Zusammenstoß von Platten entstanden Gebirgsstrukturen. Auf einigen Kontinenten sind Spuren der Kollision mehrerer Platten erhalten geblieben. Ihre Fläche vergrößerte sich allmählich. So entstand beispielsweise Eurasien.

Die Untersuchung lithosphärischer Platten ermöglicht einen Blick in die Zukunft der Erde. Man geht davon aus, dass sich der Atlantik und der Indische Ozean in etwa 50 Millionen Jahren ausdehnen und der Pazifik kleiner wird. Afrika wird nach Norden ziehen. Australien wird den Äquator überqueren und mit Eurasien in Kontakt kommen. Dabei handelt es sich allerdings nur um eine Prognose, die einer Klärung bedarf.

Wissenschaftler sind zu dem Schluss gekommen, dass an Stellen, an denen die Erdkruste in den Mittelkämmen gebrochen und gedehnt wird, eine neue ozeanische Kruste entsteht, die sich ausgehend von der tiefen Verwerfung, die sie hervorgebracht hat, allmählich in beide Richtungen ausbreitet. Auf dem Grund des Ozeans gibt es so etwas wie ein riesiges Förderband. Es transportiert junge Blöcke lithosphärischer Platten vom Ort ihrer Entstehung an die Kontinentalränder der Ozeane. Die Geschwindigkeit ist niedrig, der Weg lang. Daher erreichen diese Blöcke nach 15 bis 20 Millionen Jahren das Ufer. Nachdem sie diesen Weg passiert hat, sinkt die Platte in einen Tiefseegraben und „taucht“ unter den Kontinent und taucht in den Mantel ein, aus dem sie in den zentralen Teilen der Mittelkämme gebildet wurde. Damit schließt sich der Lebenskreis jeder Lithosphärenplatte.

Karte der Struktur der Erdkruste. Auf der thematischen Karte „Struktur der Erdkruste“ werden antike Plattformen, gefaltete Gebirgsregionen, die Lage mittelozeanischer Rücken, Störungszonen an Land und am Meeresboden sowie Projektionen kristalliner Gesteine auf Kontinenten dargestellt.

Seismische Gürtel der Erde. Die Grenzbereiche zwischen Lithosphärenplatten werden seismische Gürtel genannt. Dies sind die unruhigsten Gebiete des Planeten. Hier konzentrieren sich die meisten aktiven Vulkane und mindestens 95 % aller Erdbeben ereignen sich. Seismische Gebiete erstrecken sich über Tausende von Kilometern und fallen mit Gebieten tiefer Verwerfungen an Land und im Ozean zusammen – mit mittelozeanischen Rücken und Tiefseegräben. Auf der Erde gibt es mehr als 800 aktive Vulkane, die viel Lava, Gase und Wasserdampf auf die Erdoberfläche spucken.

Kenntnisse über die Struktur und Entwicklungsgeschichte der Lithosphäre sind wichtig für die Suche nach Mineralvorkommen und für die Vorhersage von Naturkatastrophen, die mit Prozessen in der Lithosphäre verbunden sind. Man geht beispielsweise davon aus, dass an Plattengrenzen Erzmineralien entstehen, deren Entstehung mit dem Eindringen magmatischer Gesteine in die Erdkruste in Verbindung gebracht wird.

Welche Struktur hat die Lithosphäre? Welche Phänomene treten an seinen Plattengrenzen auf?
Wie liegen seismische Gürtel auf der Erde? Erzählen Sie uns von Erdbeben und Vulkanausbrüchen, die Sie aus Radio- und Fernsehberichten kennen. Zeitungen. Erklären Sie die Gründe für diese Phänomene.
Wie soll mit einer Karte der Struktur der Erdkruste gearbeitet werden?
Stimmt es, dass die Verteilung der Kontinentalkruste mit der Landfläche übereinstimmt? 5. Wo könnten sich Ihrer Meinung nach in ferner Zukunft auf der Erde neue Ozeane bilden? Neue Kontinente?

Struktur und Alter der Erdkruste

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

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

Struktur und Entwicklung der Kontinentalkruste

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

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