Die kontinentale Kruste unterscheidet sich sowohl in ihrer Zusammensetzung als auch in ihrer Struktur stark von der ozeanischen. Seine Dicke variiert von 20-25 km unter Inselbögen und Gebieten mit einer Übergangskruste bis zu 80 km unter den jungen gefalteten Gürteln der Erde, beispielsweise unter den Anden oder dem Alpen-Himalaya-Gürtel. Im Durchschnitt beträgt die Dicke der kontinentalen Kruste unter den alten Plattformen ungefähr 40 km und ihre Masse einschließlich der subkontinentalen Kruste erreicht 2,2510 × 25 g. Das Relief der kontinentalen Kruste ist sehr komplex. Es unterscheidet jedoch weite, mit Sediment gefüllte Ebenen, die sich normalerweise über den proterozoischen Plattformen befinden, Vorsprünge der ältesten (archäischen) Schilde und jüngere Gebirgssysteme. Das Relief der kontinentalen Kruste ist auch durch maximale Höhenunterschiede gekennzeichnet, die 16-17 km vom Fuß der Kontinentalhänge in Tiefwassergräben bis zu den höchsten Berggipfeln reichen.

Die Struktur der kontinentalen Kruste ist sehr heterogen, jedoch werden, wie in der ozeanischen Kruste, in ihrer Dicke, insbesondere in alten Plattformen, manchmal drei Schichten unterschieden: die obere Sedimentschicht und zwei untere Schichten, die aus kristallinen Gesteinen bestehen. Unter jungen beweglichen Gürteln ist die Struktur der Kruste komplexer, obwohl ihre allgemeine Zerlegung sich zwei Schichten nähert.

Sowohl mit geophysikalischen Erkundungsmethoden als auch mit Direktbohrungen ist die Sedimentschicht auf den Kontinenten recht gut untersucht. Die Struktur der Oberfläche der konsolidierten Kruste an Stellen, an denen sie auf alten Schilden freigelegt war, wurde sowohl mit direkten geologischen und geophysikalischen Methoden als auch auf mit Sedimenten bedeckten Kontinentalplattformen hauptsächlich mit geophysikalischen Forschungsmethoden untersucht. So wurde festgestellt, dass die Geschwindigkeiten seismischer Wellen in den Schichten der Erdkruste von oben nach unten von 2–3 auf 4,5–5,5 km/s in den unteren Sedimentschichten zunehmen; bis zu 6-6,5 km/s in der oberen Schicht kristalliner Gesteine ​​und bis zu 6,6-7,0 km/s in der unteren Schicht der Kruste. Fast überall wird die kontinentale Kruste, wie die ozeanische, von Hochgeschwindigkeitsgesteinen der Mokhorovichich-Grenze mit seismischen Wellengeschwindigkeiten von 8,0 bis 8,2 km/s unterlegt, aber dies sind bereits Eigenschaften der aus Mantelgesteinen bestehenden subkrustalen Lithosphäre.

Die Dicke der oberen Sedimentschicht der kontinentalen Kruste variiert stark – von null auf alten Schilden bis zu 10-12 und sogar 15 km an den passiven Rändern der Kontinente und in der marginalen Vortiefe der Plattformen. Die durchschnittliche Dicke der Sedimente auf stabilen Proterozoikum-Plattformen liegt normalerweise bei etwa 2-3 km. Die Sedimente auf solchen Plattformen werden von tonigen Sedimenten und Karbonaten aus flachen Meeresbecken dominiert. In Randtälern und an den passiven Rändern atlantischer Kontinente beginnen Sedimentabschnitte normalerweise mit grobklastischer Fazies, die stromaufwärts durch sandig-tonige Ablagerungen und Karbonate der Küstenfazies ersetzt werden. Sowohl an der Basis als auch in den obersten Teilen der Abschnitte der Sedimentschichten der Randtäler werden manchmal chemogene Sedimente gefunden - Evaporite, die die Sedimentationsbedingungen in engen halbgeschlossenen Meeresbecken mit trockenem Klima kennzeichnen. Typischerweise entstehen solche Becken nur in der Anfangs- oder Endphase der Entwicklung von Meeresbecken und Ozeanen, wenn sich diese Ozeane und Becken zum Zeitpunkt ihrer Entstehung oder Schließung natürlich in ariden Klimazonen befanden. Beispiele für die Ablagerung solcher Formationen in frühen Stadien der Entstehung ozeanischer Becken sind Evaporite an der Basis von Sedimentabschnitten der afrikanischen Schelfzonen im Atlantischen Ozean und salzhaltige Ablagerungen des Roten Meeres. Beispiele für die Ablagerung salzhaltiger Formationen, die auf Schließbecken beschränkt sind, sind die Evaporite der Reno-Hercynian-Zone in Deutschland und die salzgipshaltigen Perm-Sequenzen im Cis-Ural-Randvordertief östlich der Russischen Plattform.

Der obere Teil des Abschnitts der konsolidierten kontinentalen Kruste wird normalerweise durch alte, hauptsächlich präkambrische Gesteine ​​​​mit Granit-Gneis-Zusammensetzung oder eine Abwechslung von Granitoiden mit Gürteln aus Grünsteingestein mit grundlegender Zusammensetzung dargestellt. Manchmal wird dieser Teil des Abschnitts der harten Kruste als "Granit" -Schicht bezeichnet, wodurch das Vorherrschen von Gesteinen der Granitoidreihe darin und die Unterordnung von Basaltoiden betont wird. Die Gesteine ​​der „Granit“-Schicht werden in der Regel durch die Prozesse der regionalen Metamorphose bis einschließlich der Amphibolit-Fazies umgewandelt. Der obere Teil dieser Schicht ist immer eine Denudationsfläche, entlang derer einst die Erosion tektonischer Strukturen und magmatischer Formationen der alten gefalteten (gebirgigen) Gürtel der Erde stattfand. Daher treten die darüber liegenden Sedimente auf den Grundgesteinen der kontinentalen Kruste immer mit einer strukturellen Diskordanz und meist mit einer großen zeitlichen Altersverschiebung auf.

In tieferen Teilen der Kruste (ungefähr in etwa 15-20 km Tiefe) wird oft eine verstreute und instabile Grenze verfolgt, entlang der die Ausbreitungsgeschwindigkeit von Longitudinalwellen um etwa 0,5 km/s zunimmt. Dies ist die sogenannte Konrad-Grenze, die von oben die untere Schicht der kontinentalen Kruste umreißt, die manchmal bedingt als "Basalt" bezeichnet wird, obwohl wir noch sehr wenige eindeutige Daten über ihre Zusammensetzung haben. Höchstwahrscheinlich bestehen die unteren Teile der kontinentalen Kruste aus Gesteinen mittlerer und basischer Zusammensetzung, die zu Amphibolit- oder sogar Granulit-Fazies umgewandelt wurden (bei Temperaturen über 600 °C und Drücken über 3–4 kbar). Es ist möglich, dass sich an der Basis dieser Blöcke kontinentaler Kruste, die einst durch Kollisionen von Inselbögen entstanden sind, Fragmente alter ozeanischer Kruste befinden, darunter nicht nur basisches, sondern auch serpentinisiertes ultrabasisches Gestein.

Die Heterogenität der kontinentalen Kruste wird schon beim einfachen Blick auf die geologische Karte der Kontinente besonders deutlich. Normalerweise sind getrennte und eng miteinander verflochtene Krustenblöcke, die in Zusammensetzung und Struktur heterogen sind, geologische Strukturen unterschiedlichen Alters - die Überreste alter gefalteter Gürtel der Erde, die während des Wachstums kontinentaler Massen sukzessive aneinandergrenzen. Manchmal sind solche Strukturen im Gegenteil Spuren früherer Spaltungen alter Kontinente (z. B. Aulacogene). Solche Blöcke sind normalerweise entlang von Nahtzonen miteinander in Kontakt, die oft, nicht sehr erfolgreich, als tiefe Verwerfungen bezeichnet werden.

Die im letzten Jahrzehnt durchgeführten Untersuchungen der Tiefenstruktur der kontinentalen Kruste mit der seismischen Methode der reflektierten Wellen mit Signalakkumulation (COCORT-Projekt) haben gezeigt, dass die Nahtzonen, die gefaltete Gürtel unterschiedlichen Alters trennen, in der Regel riesige Überschiebungen sind Fehler. Die Überschiebungsflächen, die in den oberen Teilen der Kruste steil sind, werden mit der Tiefe schnell flacher. Horizontal werden solche Überschiebungsstrukturen oft über viele zehn bis Hunderte von Kilometern verfolgt, während sie sich in der Tiefe manchmal der Basis der kontinentalen Kruste nähern und alte und jetzt tote Zonen der Unterschiebung der lithosphärischen Platte oder damit verbundener sekundärer Überschiebungen markieren.

Früher habe ich viele Bücher von Wells, Doyle, Verne gelesen, und jeder dieser Autoren hat ein Werk, das das Leben unter Wasser beschreibt. In der Regel werden die Merkmale des Lebens auf dem Meeresboden oder beim Durchdringen der Erdkruste erwähnt. Deshalb wollte ich herausfinden, wie sich das Land vom Meeresgrund unterscheidet.

Die kontinentale Kruste unterscheidet sich von der ozeanischen

Der Hauptunterschied zwischen ihnen wird natürlich ihr Standort sein: Der erste trägt das gesamte Land und die Kontinente und der zweite - die Meere, Ozeane und tatsächlich alle Gewässer. Sie unterscheiden sich aber auch in anderer Hinsicht:

• der erste besteht aus Granuliten, der zweite aus Basalt;
• die kontinentale Kruste ist dicker als die ozeanische;
• die Landkruste ist der ozeanischen Fläche unterlegen, gewinnt aber an Gesamtvolumen;
• Die ozeanische Kruste ist beweglicher und kann sich auf der kontinentalen Kruste ablagern.

Der im letzten Absatz beschriebene Vorgang wird als Obduktion bezeichnet und bedeutet die Schichtung tektonischer Platten übereinander.

Hauptmerkmale der kontinentalen Kruste

Eine solche Kruste wird auch kontinental genannt und besteht aus 3 Schichten.

1. Oberes Sediment - besteht aus gleichnamigen Gesteinen, die sich in Herkunft, Alter und Lage unterscheiden. Normalerweise erreicht seine Dicke 25 km.
2. Mittlerer Granit-metaphorisch - gebildet aus sauren Gesteinen, ähnlich in der Zusammensetzung wie Granit. Die Dicke der Schicht variiert zwischen 15 und 30 km (ihre größte Dicke wird unter den höchsten Bergen verzeichnet).
3. Unterer Basalt - gebildet von metamorphosierten Gesteinen. Seine Dicke erreicht 10–30 km.

Es ist bemerkenswert, dass die dritte Schicht bedingt "Basalt" genannt wird: Seismische Wellen passieren sie mit der gleichen Geschwindigkeit wie sie Basalt passieren würden.

Parameter der ozeanischen Kruste

Einige Wissenschaftler unterscheiden nur zwei Haupttypen, aber meiner Meinung nach ist es besser, die Struktur dieses Kortex auf drei Ebenen zu interpretieren.

1. Die obere Schicht besteht aus Sedimentgesteinen, die eine Dicke von 15 km erreichen können.
2. Die mittlere Schicht besteht aus Kissenlava, deren Mächtigkeit 20 km nicht überschreitet.
3. Die dritte Schicht besteht aus basischen Eruptivgesteinen, ihre Dicke beträgt 4–7 km.

Die letzte Schicht wird aufgrund der kristallinen Struktur des Gesteins auch „Gabbro“ genannt.

Die Erdkruste ist ein vielschichtiges Gebilde. Sein oberer Teil - die Sedimentabdeckung oder die erste Schicht - wird von Sedimentgesteinen und Sedimenten gebildet, die nicht in den Zustand von Gesteinen verdichtet sind. Darunter, sowohl auf den Kontinenten als auch in den Ozeanen, liegt ein kristallines Fundament. In seiner Struktur liegen die Hauptunterschiede zwischen dem kontinentalen und dem ozeanischen Typ der Erdkruste. Auf den Kontinenten werden in der Zusammensetzung des Kellers zwei dicke Schichten unterschieden - "Granit" und Basalt. Es gibt keine "Granit"-Schicht unter dem abgrundtiefen Grund der Ozeane. Allerdings ist das Basaltgrundgebirge des Ozeans im Schnitt keineswegs homogen, sondern in die zweite und dritte Schicht unterteilt.

Vor Ultratief- und Tiefseebohrungen wurde die Struktur der Erdkruste hauptsächlich anhand geophysikalischer Daten beurteilt, nämlich anhand der Geschwindigkeiten seismischer Längs- und Querwellen. Je nach Zusammensetzung und Dichte der Gesteine, aus denen bestimmte Schichten der Erdkruste bestehen, ändern sich die Geschwindigkeiten des Durchgangs seismischer Wellen erheblich. In den oberen Horizonten, wo schwach verdichtete Sedimentformationen vorherrschen, sind sie relativ klein, während sie in kristallinen Gesteinen mit zunehmender Dichte stark zunehmen.

Nachdem 1949 erstmals die Geschwindigkeiten der seismischen Wellenausbreitung in den Gesteinen des Meeresbodens gemessen wurden, wurde deutlich, dass die Geschwindigkeitsabschnitte der Kruste der Kontinente und Ozeane sehr unterschiedlich sind. In geringer Tiefe vom Grund, im Keller unter dem Abgrundbecken, erreichten diese Geschwindigkeiten Werte, die auf den Kontinenten in den tiefsten Schichten der Erdkruste gemessen wurden. Der Grund für diese Diskrepanz wurde schnell klar. Tatsache ist, dass sich die Kruste der Ozeane als erstaunlich dünn herausstellte. Wenn auf den Kontinenten die Dicke der Erdkruste durchschnittlich 35 km beträgt und unter Bergfaltensystemen sogar 60 und 70 km, dann überschreitet sie im Ozean nicht 5-10, selten 15 km und in einigen Gebieten den Mantel befindet sich fast ganz unten.

Der Sder kontinentalen Kruste umfasst die obere Sedimentschicht mit einer P-Wellen-Geschwindigkeit von 1–4 km/s, eine mittlere „Granit“-Schicht von 5,5–6,2 km/s und eine untere Basaltschicht. 6,1–7,4 km /mit. Darunter liegt vermutlich die sogenannte Peridotitschicht, die mit Geschwindigkeiten von 7,8–8,2 km/s bereits Teil der Asthenosphäre ist. Die Namen der Schichten sind bedingt, da noch niemand wirklich zusammenhängende Abschnitte der kontinentalen Kruste gesehen hat, obwohl die Kola-Superdeep-Bohrung bereits 12 km tief in den Baltischen Schild vorgedrungen ist.

In den Abgrundbecken des Ozeans befindet sich unter einem dünnen Sedimentmantel (0,5–1,5 km), wo seismische Wellengeschwindigkeiten 2,5 km/s nicht überschreiten, eine zweite Schicht ozeanischer Kruste. Laut dem amerikanischen Geophysiker J. Worzel und anderen Wissenschaftlern hat es überraschend ähnliche Geschwindigkeiten - 4,93–5,23 km / s, durchschnittlich 5,12 km / s, und die durchschnittliche Dicke unter dem Meeresboden beträgt 1,68 km ( im Atlantik - 2,28 , im Pazifik - 1,26 km). In den peripheren Teilen des Abgrunds, näher an den Kontinentalrändern, nimmt die Dicke der zweiten Schicht jedoch ziemlich stark zu. Unter dieser Schicht sticht eine dritte Schicht der Kruste mit nicht weniger einheitlichen Ausbreitungsgeschwindigkeiten seismischer Längswellen von 6,7 km/s hervor. Seine Mächtigkeit reicht von 4,5 bis 5,5 km.

In den letzten Jahren wurde deutlich, dass die Geschwindigkeitsabschnitte der ozeanischen Kruste durch eine größere Streuung der Werte gekennzeichnet sind als bisher angenommen, was offenbar mit darin vorhandenen tiefen Heterogenitäten zusammenhängt (Pushcharovsky, 1987).

Wie wir sehen können, unterscheiden sich die Ausbreitungsgeschwindigkeiten seismischer Längswellen in den oberen (ersten und zweiten) Schichten der kontinentalen und ozeanischen Kruste erheblich.

Was die Sedimentbedeckung betrifft, so ist dies auf das Vorherrschen alter mesozoischer, paläozoischer und präkambrischer Formationen in ihrer Zusammensetzung auf den Kontinenten zurückzuführen, die im Darm ziemlich komplexe Transformationen erfahren haben. Der Meeresboden ist, wie oben erwähnt, relativ jung, und die Sedimente, die über den Grundbasalten liegen, sind schwach verdichtet. Dies ist auf die Wirkung einer Reihe von Faktoren zurückzuführen, die den Effekt der Unterkonsolidierung bestimmen, die als Paradoxon der Tiefseediagenese bekannt ist.

Schwieriger ist es, den Geschwindigkeitsunterschied seismischer Wellen bei ihrer Ausbreitung durch die zweite („Granit“) Schicht der kontinentalen und die zweite (Basalt) Schicht der ozeanischen Kruste zu erklären. Seltsamerweise erwiesen sich diese Geschwindigkeiten in der Basaltschicht des Ozeans als niedriger (4,82–5,23 km/s) als in der „Granitschicht“ (5,5–6,2 km/s). Der Punkt hier ist, dass die Geschwindigkeiten von longitudinalen seismischen Wellen in kristallinen Gesteinen mit einer Dichte von 2,9 g/cm 3 5,5 km/s erreichen. Daraus folgt, dass, wenn die "Granit" -Schicht auf den Kontinenten tatsächlich aus kristallinen Gesteinen besteht, unter denen metamorphe Formationen der unteren Umwandlungsstadien vorherrschen (nach den Daten von Ultratiefbohrungen auf der Kola-Halbinsel), dann die Die Zusammensetzung der zweiten Schicht der ozeanischen Kruste sollte neben Basalten Formationen mit einer geringeren Dichte als Kristallgestein (2–2,55 g / cm 3) enthalten.

Tatsächlich wurden auf der 37. Reise des Bohrschiffs Glomar Challenger die Felsen des ozeanischen Kellers freigelegt. Der Bohrer durchdrang mehrere Basaltschichten, zwischen denen sich Horizonte aus pelagischen Karbonatsedimenten befanden. In einem der Brunnen wurde eine 80-Meter-Schicht aus Basalten mit Kalkstein-Zwischenschichten gebohrt, in dem anderen eine 300-Meter-Reihe von Gesteinen vulkanisch-sedimentären Ursprungs. Das Bohren des ersten dieser Brunnen wurde in ultramafischen Gesteinen gestoppt - Gabbro und ultramafischen Gesteinen, die wahrscheinlich bereits zur dritten Schicht der ozeanischen Kruste gehören.

Tiefseebohrungen und die Untersuchung von Riftzonen von bemannten Unterwasserfahrzeugen (UAVs) ermöglichten es, den Aufbau der ozeanischen Kruste allgemein aufzuklären. Es ist zwar unmöglich, mit Sicherheit zu behaupten, dass wir seinen vollständigen und kontinuierlichen Abschnitt kennen, der nicht durch nachfolgende überlagerte Prozesse verzerrt ist. Gegenwärtig wurde die obere Sedimentschicht, die an fast 1000 Punkten des Bodens teilweise oder vollständig freigelegt ist, mit den Bohrern Glomar Challenger und Joydes Resolution am genauesten untersucht. Viel weniger erforscht ist die zweite Schicht der ozeanischen Kruste, die von einer viel geringeren Anzahl von Bohrlöchern (einige Dutzend) bis zu einer bestimmten Tiefe durchdrungen wurde. Heute ist jedoch offensichtlich, dass diese Schicht hauptsächlich von Lavadecken aus Basalten gebildet wurde, zwischen denen verschiedene Sedimentformationen geringer Mächtigkeit eingeschlossen sind. Basalte gehören zu Tholeiit-Sorten, die unter Unterwasserbedingungen entstanden sind. Dies sind Kissenlavas, die oft aus hohlen Lavaröhren und Kissen bestehen. Die Sedimente, die sich zwischen den Basalten in den zentralen Teilen des Ozeans befinden, bestehen aus den Überresten kleinster planktonischer Organismen mit einer karbonat- oder kieselsäurehaltigen Funktion.

Schließlich wird die dritte Schicht der ozeanischen Kruste mit dem sogenannten Deichgürtel identifiziert – einer Reihe kleiner magmatischer Körper (Intrusionen), die eng aneinander angepasst sind. Die Zusammensetzung dieser Intrusionen ist basisch bis ultrabasisch. Dies sind Gabbro und Hyperbasit, die nicht wie Basalte der zweiten Schicht beim Ausgießen von Magmen auf der Bodenfläche, sondern in den Tiefen der Kruste selbst entstanden sind. Mit anderen Worten sprechen wir von magmatischen Schmelzen, die in der Nähe der Magmakammer erstarrten, ohne die Bodenoberfläche zu erreichen. Ihre "schwerere" ultramafische Zusammensetzung weist auf die Restbeschaffenheit dieser magmatischen Schmelzen hin. Wenn wir uns daran erinnern, dass die Dicke der dritten Schicht normalerweise dreimal so dick ist wie die zweite Schicht der ozeanischen Kruste, dann mag ihre Definition als basaltisch wie eine große Übertreibung erscheinen.

In ähnlicher Weise stellte sich heraus, dass die „Granit“-Schicht der kontinentalen Kruste, wie sich während des Bohrens der Kola-Superdeep-Bohrung herausstellte, zumindest in ihrer oberen Hälfte überhaupt kein Granit war. Wie oben erwähnt, war der hier passierte Abschnitt von metamorphen Gesteinen der unteren und mittleren Umwandlungsstufen geprägt. Zum größten Teil handelt es sich um uralte Sedimentgesteine, die bei hohen Temperaturen und Drücken modifiziert wurden und in den Eingeweiden der Erde existieren. In dieser Hinsicht ist eine paradoxe Situation entstanden, die darin besteht, dass wir jetzt mehr über die ozeanische Kruste wissen als über die kontinentale. Und das, obwohl ersteres seit zwei Jahrzehnten intensiv erforscht wird, während letzteres seit mindestens anderthalb Jahrhunderten Gegenstand der Forschung ist.

Beide Arten der Erdkruste sind keine Antagonisten. In den Randbereichen der jungen Ozeane, des Atlantiks und des Indischen Ozeans, ist die Grenze zwischen der kontinentalen und der ozeanischen Kruste aufgrund der allmählichen Ausdünnung der ersten von ihnen im Übergangsbereich vom Kontinent zum Ozean etwas "verwischt". Im Großen und Ganzen ist diese Grenze tektonisch ruhig, d. h. sie äußert sich weder in Form starker Erdbeben, die hier äußerst selten vorkommen, noch in Form von Vulkanausbrüchen.

Diese Situation gilt jedoch nicht überall. Im Pazifik ist die Grenze zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste vielleicht eine der dramatischsten Trennlinien auf unserem Planeten. Was sind also diese beiden Antipoden der Erdkruste oder nicht? Es scheint, dass wir sie mit Recht als solche betrachten können. Trotz der Existenz einer Reihe von Hypothesen, die auf die Ozeanisierung der kontinentalen Kruste oder im Gegenteil auf die Umwandlung des ozeanischen Substrats in ein kontinentales Substrat aufgrund einer Reihe von Mineralumwandlungen von Basalten hindeuten, gibt es tatsächlich keine Beweise dafür ein direkter Übergang von einer Krustenart zur anderen. Wie unten gezeigt wird, wird die kontinentale Kruste in bestimmten tektonischen Umgebungen in aktiven Übergangszonen zwischen dem Festland und dem Ozean gebildet, und hauptsächlich als Ergebnis der Transformation einer anderen Art von Erdkruste, die als subozeanisch bezeichnet wird. Das ozeanische Substrat verschwindet in den Benioff-Zonen oder wird wie Brei aus einer Tube an den Rand des Kontinents herausgepresst oder verwandelt sich in den Bereichen „kollabierender“ Ozeane in tektonische Melange (zerkleinertes Gesteinsmehl). Dazu jedoch später mehr.

Hypothesen zur Erklärung der Entstehung und Entwicklung der Erdkruste

Das Konzept der Erdkruste.

Erdkruste ist ein Komplex von Oberflächenschichten des Festkörpers der Erde. In der wissenschaftlichen geographischen Literatur gibt es keine einheitliche Vorstellung von der Entstehung und Entwicklung der Erdkruste.

Es gibt mehrere Konzepte (Hypothesen), die die Mechanismen der Bildung und Entwicklung der Erdkruste aufzeigen, von denen die folgenden am begründetesten sind:

1. Die Theorie des Fixismus (von lat. fixus - bewegungslos, unveränderlich) behauptet, dass die Kontinente immer dort geblieben sind, wo sie sich gerade befinden. Diese Theorie bestreitet jegliche Bewegung von Kontinenten und großen Teilen der Lithosphäre.

2. Die Theorie des Mobilismus (von lateinisch mobilis - mobil) beweist, dass die Blöcke der Lithosphäre in ständiger Bewegung sind. Dieses Konzept wurde in den letzten Jahren insbesondere im Zusammenhang mit dem Erhalt neuer wissenschaftlicher Daten bei der Untersuchung des Grundes des Weltozeans bestätigt.

3. Das Konzept des Wachstums von Kontinenten auf Kosten des Meeresbodens geht davon aus, dass die ursprünglichen Kontinente in Form relativ kleiner Massive entstanden sind, die heute die alten Kontinentalplattformen bilden. Anschließend wuchsen diese Massive aufgrund der Bildung von Bergen auf dem Meeresboden neben den Rändern der ursprünglichen Landkerne. Die Untersuchung des Meeresbodens, insbesondere in der Zone der mittelozeanischen Rücken, gab Anlass, an der Richtigkeit des Konzepts des Wachstums der Kontinente aufgrund des Meeresbodens zu zweifeln.

4. Die Theorie der Geosynklinalen besagt, dass die Vergrößerung des Landes durch die Bildung von Bergen in Geosynklinalen erfolgt. Der geosynklinische Prozess, als einer der wichtigsten in der Entwicklung der Erdkruste der Kontinente, ist die Grundlage für viele moderne wissenschaftliche Erklärungen des Entstehungs- und Entwicklungsprozesses der Erdkruste.

5. Die Rotationstheorie stützt ihre Erklärung auf die Annahme, dass, da die Gestalt der Erde nicht mit der Oberfläche eines mathematischen Sphäroids zusammenfällt und aufgrund ungleichmäßiger Rotation neu aufgebaut wird, Zonenbänder und Meridiansektoren auf einem rotierenden Planeten zwangsläufig tektonisch ungleich sind. Auf tektonische Belastungen durch innerirdische Prozesse reagieren sie mit unterschiedlicher Aktivität.

Es gibt zwei Haupttypen der Erdkruste: ozeanische und kontinentale. Es gibt auch einen Übergangstyp der Erdkruste.

Ozeanische Kruste. Die Dicke der ozeanischen Kruste in der modernen geologischen Epoche reicht von 5 bis 10 km. Es besteht aus den folgenden drei Schichten:

1) die obere dünne Schicht aus Meeressedimenten (Dicke nicht mehr als 1 km);

2) mittlere Basaltschicht (Dicke von 1,0 bis 2,5 km);

3) die untere Gabbro-Schicht (ca. 5 km dick).

Kontinentale (kontinentale) Kruste. Die kontinentale Kruste hat eine komplexere Struktur und eine größere Dicke als die ozeanische Kruste. Seine durchschnittliche Dicke beträgt 35-45 km und steigt in Bergländern auf 70 km an. Es besteht ebenfalls aus drei Schichten, unterscheidet sich aber deutlich vom Ozean:

1) die untere Schicht aus Basalten (ca. 20 km dick);

2) Die mittlere Schicht nimmt die Hauptdicke der kontinentalen Kruste ein und wird bedingt als Granit bezeichnet. Es besteht hauptsächlich aus Graniten und Gneisen. Diese Schicht erstreckt sich nicht unter den Ozeanen;

3) die obere Schicht ist sedimentär. Seine durchschnittliche Dicke beträgt etwa 3 km. In einigen Gebieten erreicht die Niederschlagsdicke 10 km (z. B. im kaspischen Tiefland). In einigen Regionen der Erde fehlt die Sedimentschicht ganz und eine Granitschicht kommt an die Oberfläche. Solche Bereiche werden Schilde genannt (z. B. ukrainischer Schild, baltischer Schild).

Auf den Kontinenten bildet sich durch Verwitterung von Gesteinen eine geologische Formation, genannt Verwitterungskrusten.

Die Granitschicht wird vom Basalt getrennt Konrad Oberfläche , bei der die Geschwindigkeit seismischer Wellen von 6,4 auf 7,6 km/s ansteigt.

Die Grenze zwischen Erdkruste und Erdmantel (sowohl auf den Kontinenten als auch auf den Ozeanen) verläuft entlang Mohorovichic-Oberfläche (Moho-Linie). Die Geschwindigkeit der seismischen Wellen steigt auf bis zu 8 km/h.

Neben den beiden Haupttypen – ozeanisch und kontinental – gibt es auch Gebiete eines gemischten (Übergangs-)Typs.

Auf kontinentalen Untiefen oder Regalen ist die Kruste etwa 25 km dick und ähnelt im Allgemeinen der kontinentalen Kruste. Es kann jedoch eine Basaltschicht herausfallen. In Ostasien, in der Region der Inselbögen (Kurilen, Aleuten, Japanische Inseln und andere), ist die Erdkruste von einem Übergangstyp. Schließlich ist die Erdkruste der mittelozeanischen Rücken sehr komplex und noch wenig erforscht. Hier gibt es keine Moho-Grenze, und das Material des Mantels steigt entlang von Verwerfungen in die Kruste und sogar an ihre Oberfläche.

Der Begriff „Erdkruste“ ist vom Begriff „Lithosphäre“ zu unterscheiden. Der Begriff „Lithosphäre“ ist weiter gefasst als „Erdkruste“. In der Lithosphäre umfasst die moderne Wissenschaft nicht nur die Erdkruste, sondern auch den obersten Mantel bis zur Asthenosphäre, also bis in eine Tiefe von etwa 100 km.

Das Konzept der Isostasie . Die Untersuchung der Gravitationsverteilung hat gezeigt, dass alle Teile der Erdkruste – Kontinente, Bergländer, Ebenen – auf dem oberen Mantel balanciert sind. Diese ausgeglichene Position wird Isostasie genannt (von lat. isoc - gerade, Stasis - Position). Das isostatische Gleichgewicht wird dadurch erreicht, dass die Dicke der Erdkruste umgekehrt proportional zu ihrer Dichte ist. Schwere ozeanische Kruste ist dünner als leichtere kontinentale Kruste.

Isostasie ist im Wesentlichen nicht einmal ein Gleichgewicht, sondern ein Streben nach Gleichgewicht, das ständig gestört und wiederhergestellt wird. So steigt zum Beispiel der Baltische Schild nach dem Abschmelzen des Kontinentaleises der pleistozänen Vereisung um etwa 1 Meter pro Jahrhundert an. Die Fläche Finnlands nimmt aufgrund des Meeresbodens ständig zu. Das Territorium der Niederlande hingegen nimmt ab. Die Saldo-Null-Linie verläuft derzeit etwas südlich von 60 0 N.L. Das moderne St. Petersburg ist etwa 1,5 m höher als das St. Petersburg zur Zeit Peters des Großen. Wie die Daten der modernen wissenschaftlichen Forschung zeigen, reicht sogar die Schwere großer Städte für die isostatische Schwankung des darunter liegenden Territoriums aus. Folglich ist die Erdkruste im Bereich von Großstädten sehr mobil. Insgesamt ist das Relief der Erdkruste ein Spiegelbild der Moho-Oberfläche, der Sohle der Erdkruste: Erhöhte Bereiche entsprechen Vertiefungen im Erdmantel, niedrigere Bereiche entsprechen einer höheren Ebene seiner oberen Begrenzung. Unter dem Pamir beträgt die Tiefe der Moho-Oberfläche also 65 km und im kaspischen Tiefland etwa 30 km.

Thermische Eigenschaften der Erdkruste . Tägliche Schwankungen der Bodentemperatur reichen bis zu einer Tiefe von 1,0–1,5 m und jährliche Schwankungen in gemäßigten Breiten in Ländern mit kontinentalem Klima bis zu einer Tiefe von 20–30 m. eine Schicht konstanter Bodentemperatur. Es wird genannt Isotherme Schicht . Unterhalb der isothermen Schicht tief in der Erde steigt die Temperatur an, was bereits durch die innere Wärme des Erdinneren verursacht wird. Innere Wärme ist nicht an der Klimabildung beteiligt, dient aber als Energiegrundlage für alle tektonischen Prozesse.

Man nennt die Gradzahl, um die die Temperatur pro 100 m Tiefe zunimmt geothermischer Gradient . Der Abstand in Metern, um den die Temperatur beim Absenken um 1 0 C ansteigt, wird genannt geothermische Stufe . Der Wert der geothermischen Stufe hängt vom Relief, der Wärmeleitfähigkeit von Gesteinen, der Nähe von Vulkanherden, der Zirkulation des Grundwassers usw. ab. Im Durchschnitt beträgt die geothermische Stufe 33 m. In vulkanischen Gebieten kann die geothermische Stufe nur sein ca. 5 m, in geologisch ruhigen Gebieten (z. B. auf Plattformen) bis zu 100 m.

Kontinentale Kruste oder kontinentale Kruste - die Erdkruste der Kontinente, die aus Sediment-, Granit- und Basaltschichten besteht. Die durchschnittliche Dicke beträgt 35-45 km, die maximale Dicke beträgt bis zu 75 km (unter Gebirgszügen). Es steht im Gegensatz zur ozeanischen Kruste, die sich in Struktur und Zusammensetzung unterscheidet. Die kontinentale Kruste ist dreischichtig aufgebaut. Die obere Schicht wird durch eine diskontinuierliche Abdeckung von Sedimentgesteinen dargestellt, die weit entwickelt ist, aber selten eine große Dicke aufweist. Der größte Teil der Kruste besteht aus der oberen Kruste, einer Schicht, die hauptsächlich aus Graniten und Gneisen geringer Dichte und alter Geschichte besteht. Studien zeigen, dass die meisten dieser Gesteine ​​vor sehr langer Zeit entstanden sind, vor etwa 3 Milliarden Jahren. Darunter befindet sich die untere Kruste, bestehend aus metamorphen Gesteinen - Granuliten und dergleichen.

5. Arten von Ozeanstrukturen. Die Landoberfläche der Kontinente macht nur ein Drittel der Erdoberfläche aus. Die vom Weltozean eingenommene Oberfläche beträgt 361,1 ml sq. km. Die Unterwasserränder der Kontinente (Schelfplateaus und Kontinentalhang) machen etwa 1/5 ihrer Oberfläche aus, die sog. „Übergangszonen“ (tiefe Gräben, Inselbögen, Randmeere) – etwa 1/10 der Fläche. Der Rest der Oberfläche (etwa 250 ml km²) wird von ozeanischen Tiefwasserebenen, Vertiefungen und interozeanischen Erhebungen eingenommen, die sie trennen. Der Meeresboden unterscheidet sich stark in der Natur der Seismizität. Es ist möglich, Gebiete mit hoher seismischer Aktivität und aseismischen Gebieten zu unterscheiden. Die ersten sind ausgedehnte Zonen, die von Systemen mittelozeanischer Rücken besetzt sind und sich über alle Ozeane erstrecken. Diese Bereiche werden manchmal genannt ozeanische bewegliche Gürtel. Mobile Gürtel sind durch intensiven Vulkanismus (tholeiitische Basalte), erhöhten Wärmefluss, scharf zerlegtes Relief mit Systemen von Längs- und Querkämmen, Gräben, Leisten und einer flachen Manteloberfläche gekennzeichnet. Seismisch inaktive Gebiete werden im Relief durch große ozeanische Becken, Ebenen, Hochebenen sowie Unterwasserkämme ausgedrückt, die durch Verwerfungsleisten und innerozeanische wellenartige Erhebungen begrenzt sind, die von Kegeln aktiver und erloschener Vulkane gekrönt werden. Innerhalb der Regionen des zweiten Typs gibt es Unterwasserplateaus und Erhebungen mit kontinentaler Kruste (Mikrokontinente). Im Gegensatz zu mobilen Ozeangürteln werden diese Regionen manchmal in Analogie zu den Strukturen von Kontinenten genannt Thalassokratone.

6. Die Struktur der ozeanischen Kruste in Strukturen verschiedener Art. Ozeanische Vertiefungen als die größten negativen Strukturen auf der Oberfläche der Erdkruste weisen eine Reihe struktureller Merkmale auf, die es ermöglichen, sie positiven Strukturen (Kontinenten) gegenüberzustellen und miteinander zu vergleichen.

Die Hauptsache, die alle ozeanischen Vertiefungen vereint und unterscheidet, ist die niedrige Position der Erdkrustenoberfläche in ihnen und das Fehlen einer für Kontinente charakteristischen geophysikalischen granitmetamorphen Schicht. Mobile Gürtel erstrecken sich durch alle ozeanischen Vertiefungen - Gebirgssysteme mittelozeanischer Rücken mit hohem Wärmefluss, einer für Kontinente untypischen erhöhten Lage der Mantelschicht. Das System der mittelozeanischen Rücken, das längste an der Erdoberfläche, durchdringt und verbindet damit alle ozeanischen Vertiefungen und nimmt in ihnen eine zentrale oder marginale Position ein.Bezeichnend ist auch, dass die tektonischen Strukturen des Meeresbodens oft eng miteinander verbunden sind zu den Strukturen der Kontinente. Zuallererst äußern sich diese Verbindungen im Vorhandensein gemeinsamer Verwerfungen, in den Übergängen von Rift Valleys mittelozeanischer Rücken in kontinentale Rifts (Golf von Kalifornien und Aden), in Anwesenheit großer untergetauchter Blöcke kontinentaler Kruste in den Ozeanen , sowie Senken mit granitloser Kruste auf Kontinenten, in Übergängen von Fallenfeldern der Kontinente zum Schelf und Meeresboden. Die innere Struktur ozeanischer Depressionen ist ebenfalls unterschiedlich. Je nach Lage der modernen Ausbreitungszone ist es möglich, das Tief des Atlantischen Ozeans mit der mittleren Position des Mittelatlantischen Rückens allen anderen Ozeanen entgegenzusetzen, in denen die sogenannten. der Mediankamm ist zu einer der Kanten verschoben. Die innere Struktur der Depression im Indischen Ozean ist komplex. Im westlichen Teil ähnelt es der Struktur des Atlantischen Ozeans, im östlichen Teil ist es näher an der westlichen Region des Pazifischen Ozeans. Vergleicht man die Struktur der westlichen Region des Pazifischen Ozeans mit dem östlichen Teil des Indischen Ozeans, lenkt man die Aufmerksamkeit auf gewisse Ähnlichkeiten: die Tiefe des Bodens, das Alter der Kruste (das Cocos- und das westaustralische Becken des Indischen Ozeans , das westliche Becken des Pazifischen Ozeans). In beiden Ozeanen sind diese Teile vom Kontinent und den Becken der Randmeere durch Systeme von Tiefwassergräben und Inselbögen getrennt.Die Verbindung aktiver Ozeanränder mit jungen gefalteten Strukturen der Kontinente wird in Mittelamerika beobachtet, wo die Der Atlantische Ozean ist durch einen Tiefseegraben und einen Inselbogen vom Karibischen Meer getrennt. Die enge Beziehung zwischen den die Ozeanbecken von den Kontinentalmassiven trennenden Tiefwassergräben und den Strukturen der Kontinentalkruste lässt sich am Beispiel der nördlichen Verlängerung des Sunda-Tiefseegrabens nachvollziehen, die in den Pre-Darakan-Rand übergeht Trog.

7. Strukturen der Ränder von Kontinenten (Ozeane) und Krustentypen.

8. Arten von Grenzen von Kontinentalblöcken und ozeanischen Vertiefungen. Kontinentale Massive und ozeanische Vertiefungen können zwei Arten von Grenzen haben - passiv (Atlantik) und aktiv (Pazifik). Der erste Typ ist entlang der Umrahmung der meisten atlantischen, indischen und arktischen Ozeane verbreitet. Dieser Typ zeichnet sich dadurch aus, dass durch einen Kontinentalhang der einen oder anderen Steilheit mit einem System aus abgestuften normalen Störungen, Leisten und einem relativ sanften Kontinentalfuß Kontinentalmassive mit dem Bereich der Abgrundebenen des Meeresbodens verschmelzen. In der Zone des Kontinentalfußes sind Systeme tiefer Mulden bekannt, die jedoch durch dicke Schichten lockerer Sedimente geglättet werden. Die zweite Art von Rändern wird entlang der Umrahmung des Pazifischen Ozeans, entlang des nordöstlichen Randes des Indischen Ozeans und am Rand des Atlantischen Ozeans neben Mittelamerika ausgedrückt. In diesen Gebieten gibt es zwischen den kontinentalen Massiven und den Abgrundebenen des Meeresbodens eine Zone unterschiedlicher Breite mit Tiefseegräben, Inselbögen und Becken von Randmeeren.

9. Lithosphärenplatten und Arten ihrer Grenzen. Bei der Untersuchung der Lithosphäre, die die Erdkruste und den oberen Mantel umfasst, kamen Geophysiker zu dem Schluss, dass sie ihre eigenen Heterogenitäten enthält. Erstens äußern sich diese Inhomogenitäten der Lithosphäre durch das Vorhandensein von Streifenzonen, die sie über die gesamte Mächtigkeit durchqueren, mit einem hohen Wärmefluss, einer hohen Seismizität und einem aktiven modernen Vulkanismus. Die Bereiche zwischen solchen Streifenzonen werden Lithosphärenplatten genannt, und die Zonen selbst werden als Grenzen von Lithosphärenplatten betrachtet. Gleichzeitig ist eine Art von Grenzen durch Zugspannungen (Grenzen der Plattendivergenz), eine andere Art durch Druckspannungen (Grenzen der Konvergenz von Platten) und die dritte Art durch Spannungen und Kompressionen gekennzeichnet, die währenddessen auftreten Schere. Die erste Art von Grenzen sind divergente (konstruktive) Grenzen, die an der Oberfläche Riftzonen entsprechen. Die zweite Art von Grenzen sind Subduktion (wenn ozeanische Blöcke unter kontinentale geschoben werden), obduktive (wenn ozeanische Blöcke auf kontinentale geschoben werden) und Kollisionen (wenn kontinentale Blöcke verschoben werden). An der Oberfläche äußern sie sich in Tiefwassergräben, Vortiefen und Zonen großer Überschiebungen, oft mit Ophiolithen (Nähten). Die dritte Art von Grenzen (Scherung) wird Transformationsgrenzen genannt. Es wird auch oft von diskontinuierlichen Ketten von Rift-Senken begleitet. Es gibt mehrere große und kleine Lithosphärenplatten. Zu den großen Platten gehören die eurasische, afrikanische, indoaustralische, südamerikanische, nordamerikanische, pazifische und antarktische. Zu den kleinen Tellern gehören die Karibik, Scotia, Philippine, Cocos, Nazca, Arabian usw.

10. Rifting, Spreizung, Subduktion, Obduktion, Kollision. Rifting ist der Prozess der Entstehung und Entwicklung bandartiger Zonen horizontaler Ausdehnung in der Erdkruste von Kontinenten und Ozeanen im globalen Maßstab. In seinem oberen spröden Teil manifestiert es sich in der Bildung von Rissen, die sich in Form von großen linearen Gräben, Gleithöhlen und verwandten Strukturformen ausdrücken, und deren Füllung mit Sedimenten und (oder) Produkten von Vulkanausbrüchen, die normalerweise mit Rissen einhergehen. Im unteren, stärker erhitzten Teil der Kruste werden spröde Verformungen beim Riften durch plastische Spannungen ersetzt, was zu ihrer Ausdünnung (Bildung eines „Halses“) und bei besonders intensiver und längerer Dehnung zu einem vollständigen Bruch der Kontinuität führt der bereits bestehenden Kruste (kontinental oder ozeanisch) und die Bildung von "Lücken" der neuen Kruste des ozeanischen Typs. Der letzte Prozess, Ausbreitung genannt, verlief im späten Mesozoikum und Känozoikum in den modernen Ozeanen kraftvoll und manifestierte sich in kleinerem (?) Maßstab periodisch in einigen Zonen älterer mobiler Gürtel.

Subduktion - Subduktion von lithosphärischen Platten der ozeanischen Kruste und Mantelgestein unter den Rändern anderer Platten (nach den Konzepten der Plattentektonik). Begleitet von der Entstehung von Tiefenbebenzonen und der Bildung aktiver vulkanischer Inselbögen.

Obduktion - Überschiebung von tektonischen Platten, die aus Fragmenten der ozeanischen Lithosphäre bestehen, auf den Kontinentalrand. Als Ergebnis wird ein Ophiolith-Komplex gebildet.Obduktion tritt auf, wenn irgendwelche Faktoren die normale Absorption der ozeanischen Kruste in den Mantel stören. Einer der Mechanismen der Obduktion stellt das Anheben der ozeanischen Kruste zum Kontinentalrand dar, wenn sie in die Subduktionszone des mittelozeanischen Rückens eintritt.Obduktion ist ein relativ seltenes Phänomen und ist in der Erdgeschichte nur periodisch aufgetreten. Einige Forscher glauben, dass dieser Prozess in unserer Zeit an der Südwestküste Südamerikas stattfindet.

Eine Kontinentalkollision ist eine Kollision von Kontinentalplatten, die immer zum Zusammenbruch der Kruste und zur Bildung von Gebirgszügen führt. Ein Beispiel für eine Kollision ist der Alpen-Himalaya-Gebirgsgürtel, der durch die Schließung des Tethys-Ozeans und eine Kollision mit der eurasischen Platte von Hindustan und Afrika entstanden ist. Dadurch nimmt die Dicke der Kruste deutlich zu, unter dem Himalaya sind es 70 km. Dies ist eine instabile Struktur, ihre Seiten sind durch Oberflächen- und tektonische Erosion intensiv zerstört. In der Kruste mit stark erhöhter Dicke werden Granite aus metamorphosierten Sediment- und Eruptivgesteinen geschmolzen.