ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ВНУТРЕННИХ ЧАСТЕЙ
ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
ОБСТАНОВКИ ОКЕАНИЧЕСКИХ ОБЛАСТЕЙ
В пределах частей литосферных плит с океанической корой выделяется
несколько внутриплитных геодинамических обстановок.
Котловины занимают большую часть площади океанических бассейнов вне
границ срединно-океанических и асейсмических хребтов. В рельефе дна они
выражены всхолмленными абиссальными равнинами, расположенными на
глубинах 4—6 км, на которых преимущественно накапливаются отложения
формаций глин красных глубоководных и радиоляриево-диатомитовой.
Океаническая кора этих структур имеет выдержанную и небольшую мощность
(6—8 км) и сложена, по-видимому, габброидами с участием серпентинитов
(4—6 км), базальтами (1—3 км) и осадочным покровом (до 1 км). Последний
местами отсутствует и на значительных площадях обнажены базальты,
относящиеся к формации натриевых базальтов. Для котловин характерны
высокие положительные аномалии Буге, нормальный тепловой поток и
асейсмичность. Аномальное магнитное поле, как правило, полосовое
знакопеременное, хотя на периферии океанов оно обычно спокойное.
Полярность смежных полосовых аномалий противоположная, что связывается с
инверсией поля, они закономерно становятся древнее по мере удаления от
срединно-океанических хребтов. То же происходи г с возрастом осадков,
увеличивается мощность коры, появляются отложения
карбонатно-кремнисто-глинистой турбидитной, терригенных турбидитов и
контуритов, «черных» глин, кремнисто-туффито-глинистой сероцветной
формаций.
Абиссальные плато представляют собой изометричные участки океанического
дна, приподнятые относительно котловин выше критического уровня
карбонатонакопления. По своим свойствам мало отличаются от котловин и
часто объединяются с ними. Для них характерны отложения карбонатной
пелагической и рифовой формаций.
Асейсмические хребты являются линейными поднятиями, независимыми от
систем срединно-океанических хребтов и котловин. В них устанавливается
контрастное магнитное поле с изометричными и локальными продольными
аномалиями, секущими полосовые аномалии прилегающих участков котловин. В
гравитационном поле они характеризуются более низкими, чем в котловинах,
аномалиями Бутс и положительными аномалиями в свободном воздухе.
Мощность океанической коры достигает 20 км. Сейсмические скорости в ней
ниже, чем в коре котловин и абиссальных плато. Хребты делятся на
глыбовые и сводовые.
На континентах в складчатых системах известны только фрагменты остатков
океанической коры, которые выделяются как офиолитовые ассоциации. Их
отображение на картах предусматривается специальным знаком (прил. 3). В
составе офиолитовой ассоциации могут быть выделены четыре комплекса [17.
33, 42, 63] снизу вверх:
1. Ультрамафический (метаморфических перидотитов) — тек-тонизированные и
частично серпентинизированные перидотиты, дуниты, редко вебстериты;
4. Базальтовые—толеитовые и реже известково-шслочные, суб-шелочные
базальты (подушечные и массивные лавы), ассоциирующие с кремнистыми и
известковистыми отложениями и перекрытые красными пелагическими
глинистыми осадками.
Считается, что условия образования офиолитовых комплексов разнообразны.
Верхний базальтовый комплекс офиолитовой ассоциации распространен в
пределах всего океанического ложа, а нижние, плутонические ее члены
установлены в автохтонном залегании в срединно-океанических хребтах и
глубоководных желобах, в окраинных бассейнах, в цоколе вулканических
островов и зонах трансформных разломов [72, 105, 107, 119]. Кроме того,
обломки этих пород драгированы с абиссальных плато.