STRUKTUR TECTONIC- eine Reihe von Strukturformen eines beliebigen Teils der Erdkruste, die sein Geol bestimmt. Struktur und aufgrund der Dominanz des einen oder anderen Tects. Regime. Im weitesten Sinne umfasst dieser Begriff verschiedene Teile der Erdkruste, die durch viele Kombinationen von Zersetzungsprozessen entstanden sind. strukturelle Formen. Die wesentlichsten Zeichen, nach denen S. durch t systematisiert wird und die voneinander abhängig sind, sind Maßstab, Morphologie und Genese. Bei der Klassifikation von S. of t. nach Größe sind bestimmte, mehr oder weniger isolierte Gebiete der Erdkruste gemeint, die sich von angrenzenden Gebieten durch eine bestimmte Kombination von Zusammensetzung, Vorkommensformen und Geophysik unterscheiden. Parameter ihrer Komponenten; Diese Unterschiede spiegeln wiederum die Besonderheiten der Geschichte der Bewegungen der Erdkruste oder des Tect wider. Modus, der für die einzelnen Entwicklungsstadien eines bestimmten Standorts typisch ist. Die allgemein anerkannte Klassifikation von S. of t. wurde noch nicht entwickelt; die häufigste ist die folgende. 1. S. t. Ich bestelle - und zwischen ihnen. 2. S. t. II. Ordnung - [zum Beispiel sibirisch (alt), westsibirisch (jung)], (Altai-Sayan), Geosynklinale Gebiete(Kuril-Ost-Kamtschatka), in den Ozeanen -, Mittelozeanische mobile Gürtel... 3. S. t. III. Ordnung - in den gefalteten Bereichen gefaltete Systeme (Ural, Tyanyian), Mittelmassive (Omolonsky), intermontane Depressionen; auf alten und jungen Plattformen - usw.; innerhalb der Grenzen ozeanischer Depressionen hat die Identifizierung von Strukturen dritter Ordnung (Vertiefungen, Rücken, Dünungen) gerade erst begonnen. Strukturen der I. und II. Ordnung sind mit tiefliegenden Strukturen verwandt (Argan, Peive); der obere Teil des Mantels ist an ihrer Struktur beteiligt. Strukturen der III. Ordnung sind innerhalb der Belagerungen lokalisiert, und teilweise Granit-Metam. (Granit-Gneis) Schicht der Erdkruste, weshalb auf S. t. corrvym. Tiefe Strukturen unterscheiden sich von S. of t. Kühen auch dadurch, dass ihre Form entlang der Rindensohle oft nicht mit der Form entlang des Daches übereinstimmt. Tiefe Strukturen können in der Regel nicht als einfache Biegungen der Krustenplatten betrachtet werden und unterscheiden sich daher nicht nur quantitativ, sondern auch qualitativ von Krustenstrukturen. 4. Zu S. t. IV Bestellung und kleiner innerhalb der Plattformen gehören

Plattentektonik (Plattentektonik) ist ein modernes geodynamisches Konzept, das auf der Bereitstellung großräumiger horizontaler Verschiebungen relativ zu integralen Fragmenten der Lithosphäre (lithosphärische Platten) basiert. So betrachtet die Plattentektonik die Bewegungen und Wechselwirkungen von lithosphärischen Platten.

Die Hypothese der horizontalen Bewegung von Krustenblöcken wurde erstmals in den 1920er Jahren von Alfred Wegener im Rahmen der Hypothese der „Kontinentaldrift“ aufgestellt, diese Hypothese fand jedoch damals keine Unterstützung. Erst in den 1960er Jahren lieferten Untersuchungen des Meeresbodens schlüssige Hinweise auf horizontale Plattenbewegungen und Expansionsprozesse der Ozeane durch die Bildung (Ausbreitung) der ozeanischen Kruste. Die Wiederbelebung der Ideen über die vorherrschende Rolle horizontaler Bewegungen erfolgte im Rahmen der "mobilistischen" Richtung, deren Entwicklung zur Entwicklung der modernen Theorie der Plattentektonik führte. Die wichtigsten Bestimmungen der Plattentektonik wurden 1967-68 von einer Gruppe amerikanischer Geophysiker formuliert - WJ Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes bei der Entwicklung der früheren (1961-62) Ideen der amerikanischen Wissenschaftler G. Hess und R. Digz zur Ausdehnung (Ausbreitung) des Meeresbodens

Grundlagen der Plattentektonik

Die Grundlagen der Plattentektonik lassen sich in mehreren Grundlagen zusammenfassen

1. Der obere felsige Teil des Planeten ist in zwei Schalen unterteilt, die sich in ihren rheologischen Eigenschaften erheblich unterscheiden: die starre und zerbrechliche Lithosphäre und die darunter liegende plastische und bewegliche Asthenosphäre.

2. Die Lithosphäre ist in Platten unterteilt, die sich ständig entlang der Oberfläche der plastischen Asthenosphäre bewegen. Die Lithosphäre ist in 8 große Platten, Dutzende mittlerer Platten und viele kleine unterteilt. Zwischen den großen und mittleren Platten befinden sich Bänder, die aus Mosaiken kleiner Krustenplatten bestehen.

Plattengrenzen sind Bereiche seismischer, tektonischer und magmatischer Aktivität; die inneren Bereiche der Platten sind schwach seismisch und zeichnen sich durch eine schwache Manifestation endogener Prozesse aus.

Mehr als 90% der Erdoberfläche fallen auf 8 große Lithosphärenplatten:

Australischer Teller,
Antarktische Platte,
Afrikanischer Teller,
Eurasische Platte,
Hindustan-Teller,
Pazifische Platte,
Nordamerikanische Platte,
Südamerikanische Platte.

Mittelplatten: Arabisch (Subkontinent), Karibik, Philippinen, Nazca und Cocos und Juan de Fuca usw.

Einige lithosphärische Platten bestehen ausschließlich aus ozeanischer Kruste (z. B. die Pazifische Platte), andere enthalten Fragmente sowohl ozeanischer als auch kontinentaler Kruste.

3. Es gibt drei Arten von relativen Verschiebungen von Platten: Divergenz (Divergenz), Konvergenz (Konvergenz) und Scherverschiebungen.

Dementsprechend werden drei Arten von Hauptplattengrenzen unterschieden.

Abweichende Grenzen- Grenzen, entlang derer sich die Platten auseinander bewegen.

Die Prozesse der horizontalen Dehnung der Lithosphäre heißen spalten... Diese Grenzen beschränken sich auf kontinentale Risse und mittelozeanische Rücken in ozeanischen Becken.

Der Begriff "Rift" (aus dem Englischen Rift - Bruch, Riss, Lücke) wird auf große lineare Strukturen tiefen Ursprungs angewendet, die während der Dehnung der Erdkruste gebildet wurden. Von der Struktur her handelt es sich um grabenartige Strukturen.

Rifts können sowohl auf der kontinentalen als auch auf der ozeanischen Kruste angelegt werden und bilden ein einziges globales System, das relativ zur Geoidachse orientiert ist. In diesem Fall kann die Entwicklung kontinentaler Risse zum Bruch der Kontinuität der kontinentalen Kruste und zur Umwandlung dieses Risses in einen ozeanischen Riss führen (wenn die Ausdehnung des Risses vor dem Bruch der kontinentalen Kruste aufhört, ist es ist mit Sedimenten gefüllt und verwandelt sich in ein Aulacogen).

Der Prozess des Gleitens von Platten in Zonen ozeanischer Rifts (mittelozeanischer Rücken) wird von der Bildung einer neuen ozeanischen Kruste durch magmatische Basaltschmelze aus der Asthenosphäre begleitet. Dieser Prozess der Bildung einer neuen ozeanischen Kruste durch den Einstrom von Mantelmaterial wird als bezeichnet Verbreitung(aus dem englischen Spread - verbreiten, entfalten).

Die Struktur des mittelozeanischen Rückens

Im Verlauf der Ausbreitung wird jeder Dehnungsimpuls vom Einströmen einer neuen Portion Mantelschmelzen begleitet, die beim Erstarren die von der MOR-Achse abweichenden Plattenkanten aufbauen.

In diesen Zonen findet die Bildung einer jungen ozeanischen Kruste statt.

Konvergente Grenzen- Grenzen, an denen die Kollision von Platten auftritt. Es kann drei Hauptvarianten der Interaktion bei einer Kollision geben: "ozeanisch - ozeanisch", "ozeanisch - kontinental" und "kontinental - kontinental" Lithosphäre. Je nach Art der kollidierenden Platten können mehrere unterschiedliche Prozesse ablaufen.

Subduktion- der Prozess der Verschiebung der ozeanischen Platte unter die kontinentale oder andere ozeanische. Subduktionszonen sind auf die axialen Teile von Tiefseegräben beschränkt, die mit Inselbögen konjugiert sind (die Elemente aktiver Ränder sind). Subduktionsgrenzen machen etwa 80% der Länge aller konvergenten Grenzen aus.

Wenn die kontinentale und die ozeanische Platte kollidieren, ist ein natürliches Phänomen die Unterlagerung der ozeanischen (schwereren) Platte unter dem Rand des Kontinents; wenn zwei ozeanische kollidieren, sinkt der ältere (dh der kühlere und dichtere) von ihnen.

Subduktionszonen haben eine charakteristische Struktur: Ihre typischen Elemente sind ein Tiefseegraben - ein vulkanischer Inselbogen - ein Back-Arc-Becken. In der Biege- und Unterschubzone der abtauchenden Platte wird ein Tiefseegraben gebildet. Beim Absinken beginnt diese Platte Wasser zu verlieren (das in Sedimenten und Mineralien reichlich vorhanden ist), letzteres verringert bekanntlich den Schmelzpunkt von Gesteinen erheblich, was zur Bildung von Schmelzzentren führt, die die Vulkane der Insel ernähren Bögen. Im hinteren Teil eines Vulkanbogens tritt normalerweise eine gewisse Dehnung auf, die die Bildung eines Back-Arc-Beckens bestimmt. Im Bereich des Back-Arc-Beckens kann die Dehnung so stark sein, dass es zum Aufbrechen der Plattenkruste und zur Öffnung des Beckens mit ozeanischer Kruste (sogenannter Back-Arc-Spreading-Prozess) kommt.

Das Einsinken der abtauchenden Platte in den Mantel wird durch Erdbebenherde verfolgt, die am Kontakt der Platten und innerhalb der abtauchenden Platte (kälter und daher brüchiger als die umgebenden Mantelgesteine) entstehen. Diese seismische Fokuszone wurde benannt Benioff-Savaritsky-Zone.

In den Subduktionszonen beginnt der Prozess der Bildung einer neuen kontinentalen Kruste.

Ein viel seltenerer Prozess der Interaktion der kontinentalen und ozeanischen Platten ist der Prozess Obduktion- Aufstoßen eines Teils der ozeanischen Lithosphäre auf den Rand der Kontinentalplatte. Hervorzuheben ist, dass im Zuge dieses Prozesses die Ablösung der ozeanischen Platte stattfindet und nur ihr oberer Teil – die Kruste und mehrere Kilometer des oberen Erdmantels – voranschreitet.

Bei der Kollision von Kontinentalplatten, deren Kruste leichter als das Material des Mantels ist und daher nicht darin eintauchen kann, findet der Prozess statt Kollisionen... Im Zuge der Kollision werden die Kanten der kollidierenden Kontinentalplatten gequetscht, zerknittert und es bilden sich Systeme großer Überschiebungen, was zum Wachstum von Gebirgsstrukturen mit einer komplexen Faltenschubstruktur führt. Ein klassisches Beispiel für einen solchen Prozess ist die Kollision der Hindustan-Platte mit der eurasischen, begleitet vom Wachstum der gewaltigen Gebirgssysteme des Himalaya und Tibets.

Kollisionsprozessmodell

Der Kollisionsprozess ersetzt den Subduktionsprozess und vervollständigt die Schließung des ozeanischen Beckens. Gleichzeitig wird zu Beginn des Kollisionsprozesses, wenn sich die Ränder der Kontinente bereits angenähert haben, die Kollision mit dem Prozess der Subduktion kombiniert (das Absinken der ozeanischen Kruste setzt sich unter dem Rand des Kontinents fort).

Typisch für Kollisionsprozesse sind großräumige regionale Metamorphose und intrusiver Granitoid-Magmatismus. Diese Prozesse führen zur Bildung einer neuen kontinentalen Kruste (mit ihrer typischen Granit-Gneis-Schicht).

Grenzen transformieren- Grenzen, entlang derer Scherverschiebungen von Platten auftreten.

Die Grenzen der lithosphärischen Platten der Erde

1 – abweichende Grenzen ( ein - Mittelozeanische Rücken, B - kontinentale Risse); 2 – Grenzen transformieren; 3 – konvergente Grenzen ( ein - Inselbogen, B - aktive Kontinentalränder, v- Kollision); 4 – Richtung und Geschwindigkeit (cm / Jahr) der Plattenbewegung.

4. Das Volumen der ozeanischen Kruste, das in den Subduktionszonen absorbiert wird, ist gleich dem Volumen der Kruste, die in den Ausbreitungszonen entsteht. Diese Position unterstreicht die Meinung über die Konstanz des Volumens der Erde. Aber diese Meinung ist nicht die einzige und definitiv bewiesene. Es ist möglich, dass sich das Volumen der Pläne pulsierend ändert oder aufgrund der Abkühlung abnimmt.

5. Die Hauptursache für die Plattenbewegung ist die Mantelkonvektion. durch Mantelwärme-Schwerkraft-Ströme verursacht.

Die Energiequelle für diese Ströme ist die Temperaturdifferenz zwischen den zentralen Regionen der Erde und der Temperatur ihrer oberflächennahen Teile. In diesem Fall wird der Hauptteil der endogenen Wärme an der Grenze von Kern und Mantel während des Prozesses der tiefen Differenzierung freigesetzt, der den Zerfall des primären Chondritmaterials bestimmt, bei dem der Metallteil in die Mitte eilt und den Kern erhöht des Planeten, und der Silikatanteil konzentriert sich im Mantel, wo er weiter differenziert wird.

Die in den Zentralzonen der Erde erhitzten Gesteine ​​dehnen sich aus, ihre Dichte nimmt ab, sie steigen auf und weichen absinkenden kälteren und damit schwereren Massen, die bereits in den oberflächennahen Zonen einen Teil der Wärme abgegeben haben. Dieser Prozess der Wärmeübertragung läuft kontinuierlich ab, was zur Bildung geordneter geschlossener Konvektionszellen führt. In diesem Fall tritt im oberen Teil der Zelle der Materiefluss fast in der horizontalen Ebene auf, und dieser Teil der Strömung bestimmt die horizontale Bewegung der Materie der Asthenosphäre und der darauf befindlichen Platten. Im Allgemeinen befinden sich die aufsteigenden Äste der Konvektionszellen unter den Zonen divergenter Grenzen (MOR und kontinentale Rifts), die absteigenden Äste - unter den Zonen der konvergenten Grenzen.

Somit ist der Hauptgrund für die Bewegung von Lithosphärenplatten das "Schleppen" durch Konvektionsströmungen.

Darüber hinaus wirken eine Reihe weiterer Faktoren auf die Platten ein. Insbesondere stellt sich heraus, dass die Oberfläche der Asthenosphäre über den Zonen der aufsteigenden Äste etwas angehoben und in den Eintauchzonen stärker abgesenkt ist, was das Gravitations-"Gleiten" der auf einer geneigten Kunststoffoberfläche befindlichen Lithosphärenplatte bestimmt. Hinzu kommen Prozesse des Ziehens der schweren kalten ozeanischen Lithosphäre in den Subduktionszonen in die heiße und damit weniger dichte Asthenosphäre sowie hydraulische Verkeilen durch Basalte in den MOR-Zonen.

Abbildung - Kräfte, die auf lithosphärische Platten wirken.

Die Hauptantriebskräfte der Plattentektonik werden auf den Boden der platteninternen Teile der Lithosphäre ausgeübt - die Kräfte des Mantelwiderstands FDO unter den Ozeanen und FDC unter den Kontinenten, deren Größe hauptsächlich von der asthenosphärischen Strömungsgeschwindigkeit abhängt, und letztere wird durch die Viskosität und Dicke der asthenosphärischen Schicht bestimmt. Da unter den Kontinenten die Dicke der Asthenosphäre viel geringer und die Viskosität viel höher ist als unter den Ozeanen, ist die Stärke der Kraft FDC fast eine Größenordnung unter FDO... Unter den Kontinenten, insbesondere ihren alten Teilen (Kontinentalschilden), keilt sich die Asthenosphäre fast heraus, sodass die Kontinente „gestrandet“ zu sein scheinen. Da die meisten lithosphärischen Platten der heutigen Erde sowohl ozeanische als auch kontinentale Teile umfassen, sollte erwartet werden, dass das Vorhandensein eines Kontinents in der Platte im Allgemeinen die Bewegung der gesamten Platte „verlangsamen“ sollte. So passiert es tatsächlich (am schnellsten bewegen sich die fast rein ozeanischen Platten des Pazifiks, Cocos und Nazca; die langsamsten sind die eurasischen, nordamerikanischen, südamerikanischen, antarktischen und afrikanischen, von denen ein erheblicher Teil von Kontinenten eingenommen wird) . An konvergenten Plattengrenzen schließlich, wo die schweren und kalten Kanten lithosphärischer Platten (Platten) in den Mantel einsinken, erzeugt ihr negativer Auftrieb eine Kraft FNB(der Index in der Bezeichnung der Stärke - aus dem Englischen negativer Auftrieb). Die Wirkung des letzteren führt dazu, dass der subduzierende Teil der Platte in die Asthenosphäre einsinkt und die gesamte Platte mitzieht, wodurch die Geschwindigkeit ihrer Bewegung erhöht wird. Offensichtlich die Stärke FNB wirkt sporadisch und nur in bestimmten geodynamischen Gegebenheiten, zum Beispiel beim oben beschriebenen Platteneinsturz durch den 670 km langen Abschnitt.

Somit können die Mechanismen, die die lithosphärischen Platten in Bewegung setzen, bedingt den folgenden zwei Gruppen zugeordnet werden: 1) verbunden mit den Kräften des "Ziehens" des Mantels ( Mantelbremsmechanismus), angewendet auf beliebige Punkte der Basis der Platten, in Abb. 2.5.5 - Kräfte FDO und FDC; 2) verbunden mit den Kräften, die auf die Kanten der Platten ausgeübt werden ( Kantenkraftmechanismus), in der Abbildung - Kräfte FRP und FNB... Die Rolle dieses oder jenes Antriebsmechanismus sowie dieser oder anderer Kräfte wird für jede lithosphärische Platte einzeln bewertet.

Die Kombination dieser Prozesse spiegelt den allgemeinen geodynamischen Prozess wider, der Bereiche von der Oberfläche bis in die tiefen Zonen der Erde abdeckt.

Mantelkonvektion und geodynamische Prozesse

Derzeit entwickelt sich eine zweizellige Mantelkonvektion mit geschlossenen Zellen (nach dem Modell der Mantelkonvektion) bzw der Erdmantel. Die wahrscheinlichen Pole der Hebung von Mantelmaterial befinden sich im Nordosten Afrikas (ungefähr unter der Verbindungszone der afrikanischen, somalischen und arabischen Platten) und im Bereich der Osterinsel (unter dem mittleren Rücken des Pazifischen Ozeans - the Ostpazifik-Hebung).

Der Äquator der Absenkung des Mantelmaterials verläuft entlang einer annähernd kontinuierlichen Kette konvergenter Plattengrenzen entlang der Peripherie des Pazifiks und des östlichen Indischen Ozeans.

Das derzeitige Regime der Mantelkonvektion, das vor etwa 200 Millionen Jahren mit dem Zerfall von Pangäa begann und moderne Ozeane hervorbrachte, wird in Zukunft durch ein einzelliges Regime (nach dem Modell der Mantelkonvektion) abgelöst oder (nach einem alternativen Modell) wird Konvektion durch den Mantel aufgrund des Einsturzes von Platten durch den 670 km langen Abschnitt. Dies wird möglicherweise zur Kollision von Kontinenten und zur Bildung eines neuen Superkontinents führen, des fünften in der Geschichte der Erde.

6. Plattenverschiebungen gehorchen den Gesetzen der Kugelgeometrie und können mit dem Satz von Euler beschrieben werden. Der Rotationssatz von Euler besagt, dass jede Rotation im dreidimensionalen Raum eine Achse hat. Somit kann die Rotation durch drei Parameter beschrieben werden: die Koordinaten der Rotationsachse (zum Beispiel ihre Breite und Länge) und den Rotationswinkel. Anhand dieser Position kann die Position der Kontinente in vergangenen Erdzeitaltern rekonstruiert werden. Die Analyse der Bewegungen der Kontinente führte zu dem Schluss, dass sie sich alle 400-600 Millionen Jahre zu einem einzigen Superkontinent vereinigen, der weiter zerfällt. Als Ergebnis der Spaltung eines solchen Superkontinents Pangäa, die vor 200-150 Millionen Jahren stattfand, wurden die modernen Kontinente gebildet.

Einige Beweise für die Realität des Mechanismus der Plattentektonik

Alterung der ozeanischen Kruste mit Abstand von den Spreizachsen(Siehe Abbildung). In der gleichen Richtung ist eine Zunahme der Dicke und stratigraphischen Vollständigkeit der Sedimentschicht zu beobachten.

Abbildung - Karte des Alters der Gesteine ​​des Meeresbodens des Nordatlantiks (nach W. Pitman und M. Talvani, 1972). Bereiche des Meeresbodens unterschiedlichen Alters sind farblich hervorgehoben; die Zahlen geben das Alter in Millionen Jahren an.

Geophysikalische Daten.

Abbildung - Tomographisches Profil durch den Hellenischen Graben, Kreta und die Ägäis. Graue Kreise sind Erdbeben-Hypozentren. Blaue Farbe zeigt eine Platte mit einem tief eintauchenden kalten Mantel, rot - einen heißen Mantel (nach V. Spekman, 1989)

Überreste der riesigen Faralon-Platte, die in der Subduktionszone unter Nord- und Südamerika verschwand, als Platten des "kalten" Mantels aufgezeichnet (Schnitt durch Nordamerika, entlang S-Wellen). Von Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, Nr. 4, 1-7

​Lineare magnetische Anomalien in den Ozeanen wurden in den 1950er Jahren während der geophysikalischen Untersuchung des Pazifischen Ozeans entdeckt. Diese Entdeckung ermöglichte es Hess und Diez 1968, die Theorie der Ozeanbodenausbreitung zu formulieren, die zur Theorie der Plattentektonik wurde. Sie sind zu einem der stärksten Beweise für die Richtigkeit der Theorie geworden.

Abbildung - Bildung von magnetischen Streifenanomalien während des Spreizens.

Der Grund für die Entstehung von magnetischen Streifenanomalien ist der Prozess der Entstehung der ozeanischen Kruste in den Ausbreitungszonen der mittelozeanischen Rücken, die ausgebrochenen Basalte, wenn sie unter den Curie-Punkt im Erdmagnetfeld abkühlen, erhalten eine remanente Magnetisierung. Die Magnetisierungsrichtung stimmt mit der Richtung des Erdmagnetfelds überein, jedoch bilden die ausgebrochenen Basalte aufgrund periodischer Inversionen des Erdmagnetfelds Streifen mit unterschiedlichen Magnetisierungsrichtungen: direkt (entspricht der modernen Richtung des Magnetfelds) und umkehren.

Abbildung - Diagramm der Bildung der Streifenstruktur der magnetoaktiven Schicht und magnetischer Anomalien des Ozeans (Vine - Matthews-Modell).

Kontinentale Plattformen

Allgemeine Eigenschaften. Kontinentale Plattformen (Kratone) sind die Kerne der Kontinente, haben eine isometrische oder polygonale Form und nehmen den größten Teil ihrer Fläche ein - etwa Millionen Quadratmeter. km. Sie bestehen aus einer typischen kontinentalen Kruste von 35 bis 65 km Dicke. Die Dicke der Lithosphäre in ihnen erreicht 150-200 km und nach einigen Daten bis zu 400 km.

Bedeutende Bereiche der Plattformen sind von einer nicht metamorphisierten Sedimentdecke mit einer Dicke von bis zu 3-5 km und in Trögen oder exogonalen Vertiefungen bis zu 20-25 km bedeckt (zum Beispiel die Kaspische, Pechora-Senke). Die Deckschicht kann Deckschichten aus Plateaubasalten und gelegentlich auch saureren Vulkaniten enthalten.

Die Bahnsteige zeichnen sich durch flaches Relief aus - mal tief, dann Plateau. Einige ihrer Teile können von einem flachen epikontinentalen Meer wie der modernen Ostsee, Weiß, Asow, bedeckt sein. Die Plattformen zeichnen sich durch eine geringe Geschwindigkeit der vertikalen Bewegungen, eine schwache Seismizität, das Fehlen oder seltene Manifestationen von vulkanischer Aktivität und einen reduzierten Wärmefluss aus. Dies sind die stabilsten und ruhigsten Teile der Kontinente.

Entsprechend dem Alter der Kratonisierung werden die Plattformen in zwei Gruppen unterteilt:

1) Uralt, mit einem präkambrischen oder frühen präkambrischen Grundgebirge, das mindestens 40% der kontinentalen Fläche einnimmt. Dazu gehören nordamerikanische, osteuropäisch (oder russisch), sibirisch, chinesisch (chinesisch-koreanisch und südchinesisch), südamerikanisch, afrikanisch (oder afrikanisch-arabisch), hindustanisch, australisch, antarktisch (Abb. 7.13 ).

2) jung (ca. 5% der kontinentalen Fläche), entweder entlang der Peripherie der Kontinente (Mittel- und Westeuropäer, Ostaustralien, Pantagon) oder zwischen den alten Plattformen (Westsibirien). Junge Plattformen werden manchmal in zwei Arten unterteilt: eingezäunt (Westsibirien, Norddeutsch, Pariser "Becken") und nicht eingezäunt (Turan, Skythen).

Je nach Alter der endgültigen Faltung des Untergeschosses werden junge Plattformen oder deren Teile in Epikaledonium, Epigercynium und Epikimmerium unterteilt. So sind die westsibirischen und ostaustralischen Plattformen teilweise epikaledonisch, teilweise epigerzynisch, und der arktische Plattformrand Ostsibiriens ist epikimmerisch.

Junge Plattformen sind mit einer dickeren Sedimentschicht bedeckt als alte. Aus diesem Grund werden sie oft einfach als Platten bezeichnet (Westsibirien, Skythen-Turan). Eine Ausnahme bilden Kellerüberhänge bei jungen Plattformen (Kasachischer Schild zwischen der westsibirischen und der turanischen Platte). In einigen Gebieten junger und seltener alter Plattformen, wo die Dicke der Sedimente 15-20 km erreicht (Kaspisches Meer, Nord- und Süd-Barentssee, Pechora, mexikanische Depressionen), hat die Kruste eine geringe Dicke und die Geschwindigkeiten von Längswellen im Allgemeinen nehmen das Vorhandensein von "Basaltfenstern" als mögliche Relikte nicht subduzierter ozeanischer Kruste an. Sedimentäre Abdeckungen junger Plattformen sind im Gegensatz zu Abdeckungen alter Plattformen stärker verrenkt.

Interne Struktur des Fundaments der antiken Plattformen ... Die Fundamente der antiken Plattformen bestehen hauptsächlich aus archaischen und unteren, frühproterozoischen Formationen, haben eine sehr komplexe (Block, Gürtel, Terrane usw.) Struktur und Geschichte der geologischen Entwicklung. Die wichtigsten Strukturelemente der archaischen Formationen sind Granit-Grünstein-Gebiete (GZO) und Granulit-Gneis-Gürtel (GGB), die Hunderte von Kilometern große Blöcke bilden.

Granit-Grünsteinflächen(zum Beispiel die karelische GZO des Baltischen Schildes) bestehen aus grauen Gneisen, Migmatiten mit Relikten von Amphiboliten und verschiedenen Granitoiden, unter denen sich lineare, gewundene oder morphologisch komplexe Strukturen befinden - Grünsteingürtel(ZKP) aus archaischem und proterozoischem Alter, bis zu einigen zehn und ersten hundert Kilometern Breite und bis zu vielen hundert und sogar tausenden Kilometern lang (Abb. 7.14). Sie bestehen hauptsächlich aus schwach metamorphisierten vulkanogenen und teilweise sedimentären Gesteinen. Die Dicke der ZKP-Schichten kann 10-15 km erreichen. Die Morphologie der HSC-Struktur ist sekundär, und die interne Struktur reicht von eher einfach bis komplex (zB Komplexfaltung oder Schuppung). Ihr Ursprung und ihre Struktur sind bis heute Gegenstand heftiger wissenschaftlicher Diskussionen.

Granulat-Gneis-Gürtel normalerweise teilen oder säumen Granit-Grünstein-Gebiete. Sie bestehen aus verschiedenen Granuliten und Gneisen, die mehrere strukturelle und metamorphe Transformationen durchlaufen haben - Faltungen, Überschiebungen usw. Die innere Struktur wird oft durch Granit-Gneis-Kuppeln und große Plutonen von Gabbro-Anorthositen kompliziert.

Zusätzlich zu den oben genannten großen Strukturen werden kleinere Strukturen unterschieden, die aus protoplatformen, paläoriftogenen, protoavlakogenen Formationen bestehen. Das Alter der Gesteine, aus denen diese Strukturen bestehen, ist hauptsächlich paläoproterozoisch.

Strukturelemente der Gründungsoberfläche (Schilde, Platten, Aulacogen, Paläorift usw.) Plattformen. Die Plattformen sind vor allem in große Bereiche von Ausgängen zur Oberfläche des Fundaments - Schilde - und in nicht minder große Bereiche, die mit einer Abdeckung bedeckt sind - Platten unterteilt. Die Grenzen zwischen ihnen werden normalerweise entlang der Grenze der Sedimentdecke gezogen.

Schild- die größte positive Struktur der Plattformen, bestehend aus kristallinen Gesteinen des Plattformuntergrunds mit sporadisch auftretenden Ablagerungen des Plattenkomplexes und der Abdeckung, und mit Tendenz zur Hebung. Schilde sind hauptsächlich in alten Plattformen (baltische, ukrainische Schilde auf der osteuropäischen Plattform) inhärent, in jungen - sie haben die Form einer seltenen Ausnahme (kasachischer Schild der westsibirischen Platte).

Teller- eine große negative tektonische Struktur von Plattformen mit Neigung zum Absinken, gekennzeichnet durch das Vorhandensein einer Abdeckung aus Sedimentgesteinen des Plattformentwicklungsstadiums mit einer Dicke von bis zu 10-15 und sogar 25 km. Sie werden immer durch zahlreiche und vielfältige kleinere Strukturen kompliziert. Aufgrund der Natur der tektonischen Bewegungen werden bewegliche (mit einem großen tektonischen Bewegungsbereich) und stabile (mit einer schwachen Durchbiegung, zum Beispiel der nordwestliche Teil der russischen Platte) Platten unterschieden.

Platten alter Plattformen bestehen aus Formationen von drei Struktur-Material-Komplexen - Gesteinen des kristallinen Grundgebirges, einem Zwischenprodukt (Vorplattenkomplex) und Gesteinen der Abdeckung.

Innerhalb der Schilde und des Fundaments der Platten befinden sich Formationen aller oben genannten Strukturen - GZO, GGP, ZKP, Paläorifts, Paläoavlacogenes usw.

Strukturelemente der sedimentären Abdeckung der Platten (Syneklise, Anteclise usw.) der Plattformen. Innerhalb der Platten werden Strukturelemente zweiter Ordnung (Aneklisen, Syneklisen, Aulacogenes) und kleinere (Quellungen, Synklinen, Antiklinalen, Biegungen, Brustfalten, Ton- und Salzdiapire - Kuppeln und Wälle, Strukturnasen usw.) unterschieden.

Syneklisen(zum Beispiel die Moskauer Russische Platte) - flache Kellersenken mit einem Durchmesser von vielen Hundert Kilometern und die Dicke der Sedimente in ihnen beträgt 3-5 km und manchmal bis zu 10-15 und sogar 20-25 km. Eine besondere Art der Syneklise ist Fallen-Syneklisen(Tunguska, auf der sibirischen Plattform, Deccan Hindustan usw.). In ihrem Abschnitt liegt eine mächtige Plateau-Basalt-Formation mit einer Fläche von bis zu 1 Million Quadratmetern. km, mit dem dazugehörigen Gang-Sill-Komplex aus basischen Magmatiten.

Anteclise(zum Beispiel die russische Voronezh-Platte) - ein großer und sanft vergrabener Keller erhebt sich über Hunderte von Kilometern. Die Dicke der Sedimente in ihren krestalen Teilen beträgt nicht mehr als 1–2 km, und im Abschnitt der Abdeckung gibt es normalerweise zahlreiche Unregelmäßigkeiten (Unterbrechungen), flache und sogar kontinentale Sedimente.

Aulakogene(zum Beispiel die russische Dnjepr-Donezk-Platte) - deutlich lineare Grabenrinnen, die sich über viele Hundert Kilometer mit einer Breite von zehn, manchmal mehr als hundert Kilometern erstrecken, durch Störungen begrenzt und mit dicken Sedimenten, manchmal mit Vulkangestein gefüllt sind, unter denen es Basaltoide mit erhöhter Alkalität gibt. Die Kellertiefe erreicht oft 10-12 km. Einige Aulacogene degenerierten schließlich zu Syneklisen, während andere unter Kompression entweder in einfache Einzelwellen(Vyatsky Val) oder - in komplexe Wellen oder intrakratisch gefaltete Zonen komplexe Struktur mit Schubstrukturen (keltiberische Zone in Spanien).

Entwicklungsphasen der Plattform. Die Oberfläche des Plattformuntergeschosses entspricht im Wesentlichen der Oberfläche des durch Denudation abgeschnittenen Faltbandes (Orogen). Das Plattformregime wird nach vielen Dutzenden und sogar Hunderten von Millionen Jahren etabliert, nachdem das Territorium zwei weitere vorbereitende Phasen in seiner Entwicklung durchlaufen hat - die Kratonisierungsphase und die aulakogene Phase (nach A. A. Bogdanov).

Kratonisierungsstufe- auf den meisten antiken Plattformen entspricht es zeitlich der ersten Hälfte des späten Proterozoikums, d.h. frühen Riphean. Es wird angenommen, dass zu diesem Zeitpunkt alle modernen antiken Plattformen noch Teil des einzigen Superkontinents Pangäa I waren, der am Ende des Paläoproterozoikums entstand. Die Oberfläche des Superkontinents erfuhr eine allgemeine Hebung, Ansammlung in einigen Bereichen hauptsächlich kontinentaler Sedimente, weit verbreitete Entwicklung subaerialer Decken aus felsischem Vulkangestein, oft erhöhte Alkalität, Kaliummetasomatismus, Bildung von großen geschichteten Plutonen, Gabbro-Anorthositen und Granit-Rapakivi. All diese Prozesse führten letztendlich zur Isotropisierung des Plattformuntergeschosses.

Aulakogenes Stadium- die Periode des beginnenden Zerfalls des Superkontinents und der Trennung einzelner Plattformen, gekennzeichnet z von einer Hülle bedeckt und in Aulakogene umgewandelt. Diese Periode auf den meisten antiken Plattformen entspricht dem mittleren und späten Riphean und kann sogar den frühen Vendian umfassen.

Auf jungen Plattformen, wo das Vorplattenstadium zeitlich stark verkürzt ist, ist das Kratonisierungsstadium nicht ausgeprägt, während sich das aulakogene Stadium durch die Bildung von Rissen manifestiert, die den absterbenden Orogenen direkt überlagert sind. Diese Risse werden als taphrogen bezeichnet, und das Entwicklungsstadium wird als taphrogen bezeichnet.

Der Übergang zur Plattenbühne (der eigentlichen Plattformbühne) fand auf den antiken Plattformen der nördlichen Kontinente am Ende des Kambriums und der südlichen im Ordovizium statt. Es manifestierte sich im Ersatz von Aulakogenen durch Tröge mit ihrer Ausdehnung zu Syneklisen, gefolgt von einer Flutung durch das Meer von Zwischenauftrieben und der Bildung einer durchgehenden Plattformabdeckung. Auf jungen Plattformen begann die Plattenbühne im mittleren Jura, und die Plattenabdeckung auf ihnen entspricht einem (auf den epigercynischen Plattformen) oder zwei (auf den epikaledonischen Plattformen) Abdeckungszyklen der antiken Plattformen.

Sedimentäre Formationen der Plattendecke unterscheiden sich von den Formationen mobiler Gürtel durch das Fehlen oder die schwache Entwicklung von Tiefwasser- und grobklastischen kontinentalen Sedimenten. Die Bedingungen ihrer Entstehung und Fazieszusammensetzung wurden maßgeblich durch die klimatischen Bedingungen und die Art der Mobilität der Kellerabschnitte beeinflusst.

Plattform-Magmatismus in einer Reihe von antiken Plattformen wird durch verschiedene Altersstufen repräsentiert Fallenverbände(Deiche, Schwellen, Decken) mit bestimmten Stadien verbunden - mit dem Zerfall von Pangeia im Riphea und Vendian, mit dem Zerfall von Gondwana im späten Perm, dem späten Jura und der frühen Kreide und sogar zu Beginn des Paläogens.

Seltener Alkali-Basalt-Assoziation, repräsentiert durch eine effusive und intrusive Formation, hauptsächlich Trachybasalte mit einer breiten Palette von Differenzierungen - von ultrabasisch bis sauer. Die intrusive Formation wird durch Ringplutonen von ultrabasischen und alkalischen Gesteinen bis hin zu Nephelinsyeniten, alkalischen Graniten und Karbonatiten (Khibiny, Lovozersky-Massiv usw.) ausgedrückt.

Ziemlich weit verbreitet und Kimberlit-Intrusivformation, berühmt für seinen Diamantengehalt, dargestellt in Form von Rohren und Gängen entlang der Verwerfungen und insbesondere an den Knoten ihrer Kreuzung. Seine Hauptentwicklungsgebiete sind die Sibirische Plattform, Süd- und Westafrika. Es manifestiert sich auch auf dem Ostseeschild - in Finnland und auf der Kola-Halbinsel (Ermakovskoe-Feld der Explosionsröhren).

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  Verformungen von elastoplastischen Materialien, einschließlich Böden, bestehen aus elastischen (reversibel) und verbleibenden (plastischen). Um die allgemeinsten Vorstellungen über das Verhalten von Böden unter beliebiger Belastung zu erstellen, müssen die Gesetzmäßigkeiten separat untersucht werden ...

• Beschreibung von Schemata und Ergebnissen von Bodenuntersuchungen unter Verwendung von Invarianten von Spannungs- und Dehnungszuständen

  Bei der Untersuchung von Böden sowie Baustoffen ist es in der Plastizitätstheorie üblich, zwischen Be- und Entladen zu unterscheiden. Belastung ist ein Prozess, bei dem eine Zunahme der plastischen (Rest-)Verformungen auftritt und ein Prozess, der von einer Änderung (Abnahme) begleitet wird ...

• Invarianten der belasteten und verformten Zustände der Bodenumgebung

  Die Verwendung von Invarianten von Spannungs- und Dehnungszuständen in der Bodenmechanik begann mit der Entstehung und Entwicklung von Bodenuntersuchungen in Geräten, die eine zwei- und dreiachsige Verformung von Proben unter Bedingungen eines komplexen Spannungszustands ermöglichen ...

• Zu den Stabilitätskoeffizienten und Vergleich mit Versuchsergebnissen

  Da bei allen in diesem Kapitel betrachteten Problemstellungen der Boden im Grenzspannungszustand angenommen wird, entsprechen alle Berechnungsergebnisse dem Fall mit dem Sicherheitsfaktor k3 = 1. Für ...

• Bodendruck auf Bauwerke

  Die Methoden der Grenzgleichgewichtstheorie sind besonders effektiv bei der Bestimmung des Bodendrucks auf Bauwerke, insbesondere Stützmauern. In diesem Fall wird normalerweise eine bestimmte Belastung der Bodenoberfläche angenommen, zum Beispiel der Normaldruck p (x) und ...

• Tragfähigkeit der Sockel

  Das typischste Problem des endgültigen Gleichgewichts der Bodenumgebung ist die Bestimmung der Tragfähigkeit des Fundaments unter Einwirkung von Normal- oder Schräglasten. Bei vertikalen Belastungen auf den Untergrund reduziert sich die Aufgabe beispielsweise auf ...

• Der Prozess des Ablösens von Strukturen von den Basen

  Die Aufgabe, die Trennbedingungen zu beurteilen und die dafür erforderliche Kraft zu bestimmen, ergibt sich beim Anheben von Schiffen, beim Berechnen der Haltekraft von "toten" Ankern, beim Entfernen von Seeschwerkraftbohrstützen aus dem Boden beim Umstellen und ...

• Planare und räumliche Konsolidierungslösungen und ihre Anwendungen

  Für flache und darüber hinaus räumliche Konsolidierungsprobleme in Form von einfachen Abhängigkeiten, Tabellen oder Grafiken gibt es nur sehr wenige Lösungen. Es gibt Lösungen für den Fall, dass eine konzentrierte Kraft auf die Oberfläche eines zweiphasigen Bodens (B ...

Die tektonische Analyse des Territoriums beginnt und endet mit der Erstellung einer tektonischen Karte, die ein grafisches Modell der Struktur und Entwicklung eines Teils der Westzone ist. Je nach Maßstab des Tect. Karten können global sein (1: 45000000 - 1: 15.000.000), Übersicht (1: 10.000.000 - 1: 2.500.000), regional kleinräumig (1: 500000), regional mittel- und großräumig (1: 200000 - 1: 50.000 .) ). Karten können einen allgemeinen und besonderen Zweck haben. Allgemeine tektonische Karten enthalten gleichermaßen Daten über die moderne tektonische Struktur der Westzone. und die Geschichte seiner Entstehung. Spezialisierte Tect-Karten enthalten selektive Daten zu den strukturellen Merkmalen des Gebiets der Störungskarte, Isohypsum, Karten von Ringstrukturen oder spiegeln die strukturellen Merkmale des Gebiets zu einem bestimmten Zeitintervall oder zu einem bestimmten Zeitpunkt in der geologischen Geschichte wider (paläotektonische Karten). Beispiel: Allgemeine Übersichtskarten - "Tektonische Karte der UdSSR 1: 4000000" unter der Leitung von Shatsky. Übersichtskarten mit Fachinhalten - "Paläotektonische Karten 1: 75000000 - 1: 5000000"

4. Allgemeine strukturelle Merkmale der antiken Plattformen von Laurasia.

Osteuropäische, nordamerikanische, sibirische und chinesische Plattformen x-Xia-Keller mit einem frühen präkambrischen Alter. Diese Plattformen sind von beweglichen (gefalteten) Bändern umgeben, die sie trennen und gleichzeitig verlöten. Innerhalb dieser Gürtel sind Blöcke der kontinentalen frühen präkambrischen Kruste verbreitet - die mittleren Massive, die früher Teil dieser Plattformen waren. Es gibt viele Gemeinsamkeiten in der Zusammensetzung und Struktur der Deckschichten der Laurasischen Gruppenplattformen, ausgedrückt in der Gesamtanzahl der Stockwerke, der Ähnlichkeit der Zusammensetzung der Ablagerungen auf einzelnen stratigraphischen Ebenen (R-Riphean, PZ2-Mittelpaläozoikum, PZ3- T-Oberes Paläozoikum-Trias, JK-Jura-Kreide)

5. Benennen Sie die Oberflächenstrukturen, die die Grenzen der eurasischen Platte überschreiten. Die westliche Grenze der eurasischen Platte verläuft entlang des MOR: Azoren - Reykjanes-Kamm - weiter entlang des Gakkel-Kamms - durch Tschukotka und Kamtschatka, entlang der Störungszone bis zum Zusammentreffen der Kurilen-Kamtschatka- und Aleutengräben. Weiter erstreckt sich die Grenze nach Süden entlang des Kurilen-Kamtschatka-Grabens - Nansey - Philippinischer Tiefwassergraben, im Süden entlang des Sunda-Grabens. Weiter verläuft die Grenze entlang der Peripherie der Hindustan-Plattform, weiter im Nordwesten entlang des Zagros-Kamms, nach Westen durch den Kretischen Graben - Gibraltar und geht zu den Azoren.

6. Inhalt des Regionaltextes der Karte und Darstellungsmethoden der Elemente des Seitentextes

Unterschiede im Kartenmaßstab, Spezifität der Regionen, inhaltliche Spezialisierungen sind die Gründe für die Vielfalt der regionalen Kartentexte. Dennoch sind die Legenden der meisten Regionalkarten im Bild und Abbild der Legenden des Übersichtskartentekts angelegt. Die Tekt-Zonierung und die interne Struktur von Regionen werden auf Karten durch Farbgebung oder Liniensymbole dargestellt. Durch die Farbgebung wird das Grundprinzip der Regionalisierung ausgedrückt. Verschiedene Farben, ihre Schattierungen, der Intensitätsgrad entsprechen den unterschiedlichen Regionen im Alter der Hauptfaltung, der strukturellen Geschosszahl, der Materialbeschaffenheit der Abschnitte und dem Verformungsgrad gleichaltriger Schichten. Lithosphärische Platten und ihre Randzonen werden in verschiedenen Farben dargestellt. Linienbezeichnungen werden verwendet, um unterschiedliche Arten von Grenzen von Strukturzonen und Einzelformen, Diskontinuitäten, maßstabsgetreu gefaltete Strukturen, Materialkomplexe darzustellen. Balkenmarkierungen können schwarz oder farbig sein. Die Farbgebung der Karte wird durch Buchstabenbezeichnungen ergänzt – Indizes, die die Lesbarkeit der Karte erleichtern.

7. Allgemeine strukturelle Merkmale der Plattformen der Gondwana-Gruppe. In der Struktur des Grundgebirges der afrikanisch-arabischen, südamerikanischen, hindustanischen, australischen und antarktischen Plattformen sind metamorphe Riphean-Komplexe von wesentlicher Bedeutung, die die archaisch-unteren proterozoischen Blöcke vereinen. Die oberarchäischen Formationen sind im Abschnitt der Protoplattformabdeckung der Gondwana-Gruppe bekannt, was auf frühe Kratonisierungsprozesse in der Plattformreihe der Gondwana-Gruppe schließen lässt. Die Bahnsteigabdeckung ist auf fast allen Bahnsteigen leicht ausgebaut. Im Gegensatz zu den Bahnsteigen der nördlichen Gruppe fallen die Grenzen der südlichen Bahnsteige großflächig mit den Grenzen der Kontinente zusammen. Dadurch stehen sie in direktem Kontakt mit Tiefseesenken. Im Oberpaläozoikum liefen auf den Plattformen der südlichen Reihe aktiv Riftprozesse ab, die zur Ansammlung kontinentaler küstenmariner Sedimente in Gräben führten. Die Hebung einiger Gebiete zu Beginn des Oberpaläozoikums trug zur Ablagerung von Gletscherformationen bei. Im Mesozoikum wurden große Gebiete von Fallenmagmatismus mit der Einführung ultrabasischer Intrusionen mit erhöhter Alkalität bedeckt. In der neuesten Stufe zeichnen sich die meisten Plattformen auch durch eine hohe Mobilität aus.

8. Arten von ozeanischen Strukturen... Etwa 250 Millionen Quadratmeter km wird von ozeanischen Tiefwasserebenen, Senken und intraozeanischen Erhebungen, die sie trennen, eingenommen. Die Vertiefungen der Ozeane unterscheiden sich stark von den kontinentalen Massiven dadurch, dass die Oberfläche der Erdkruste in ihnen um 4-5 km gegenüber den Kontinenten abgesenkt ist und die Dicke der Erdkruste um das 5- bis 7-fache reduziert ist. Die Unterschiede in der Struktur der Erdkruste von Kontinenten und Ozeanen bestehen darin, dass in den meisten Ozeanen die "Granit-Gneis"-Schicht nicht nachgewiesen wurde. Der Meeresboden unterscheidet sich stark in der Art der Seismizität. Es können Gebiete mit hoher seismischer Aktivität und seismische Gebiete unterschieden werden.

Die ersten sind ausgedehnte Zonen, die von MOR-Systemen besetzt sind und sich über alle Ozeane erstrecken. Sie zeichnen sich durch intensiven Vulkanismus, erhöhten Wärmefluss, scharf geschnittenes Relief mit Systemen von Längs- und Querrillen und Leisten, flache Schichtung der Manteloberfläche aus.

Letztere äußern sich im Relief durch große ozeanische Becken, Ebenen, Hochebenen sowie Unterwasserkämme, die von verwerfungsartigen Leisten und intraozeanischen wellenartigen Kämmen begrenzt werden. Innerhalb der Regionen gibt es Unterwasserplateaus und Erhebungen mit kontinentaler Kruste (Mikrokontinente). In Analogie zu den Strukturkontinenten werden sie Thalassokratone genannt.