Havskorpe, platetektonikk, studiemetoder - geologi. Strukturen til jordskorpen

jordskorpen kalt det ytre solide skallet på jorden, avgrenset nedenfra av overflaten til Mohorovichich, eller Moho, som utmerker seg ved en kraftig økning i hastigheten til elastiske bølger når de passerer fra jordens overflate til dens dyp.

Under Mohorovichic-overflaten er følgende harde skall - øvre mantel . Den øverste delen av mantelen er sammen med jordskorpen et stivt og sprøtt solid skall av jorden. - litosfæren (stein). Den er underlagt av mer plast og bøyelig for deformasjon, mindre viskøse lag av mantelen - astenosfæren (svak). I den er temperaturen nær smeltepunktet til mantelstoffet, men på grunn av det høye trykket smelter ikke stoffet, men er i amorf tilstand og kan flyte, forbli fast, som en isbre i fjellet. Det er astenosfæren som er plastlaget langs hvilke individuelle blokker av litosfæren flyter.

Tykkelsen på jordskorpen på kontinentene er ca 30-40 km, under fjellkjedene øker den til 80 km (kontinental type jordskorpe). Under den dype delen av havene er tykkelsen på jordskorpen 5-15 km (oseanisk type av jordskorpen). I gjennomsnitt ligger sålen av jordskorpen (overflaten til Mohorovichich) under kontinentene på en dybde på 35 km, og under havene på en dybde på 7 km, det vil si at havskorpen er omtrent fem ganger tynnere enn den kontinentale. skorpe.

I tillegg til forskjeller i tykkelse, er det forskjeller i strukturen til jordskorpen av kontinentale og oseaniske typer.

kontinental skorpe består av tre lag: øvre - sedimentært, som strekker seg i gjennomsnitt til en dybde på 5 km; middels granitt (navnet skyldes det faktum at hastigheten på seismiske bølger i den er den samme som i granitt) med en gjennomsnittlig tykkelse på 10-15 km; den nederste er basalt, ca 15 km tykk.

oseanisk skorpe består også av tre lag: øvre - sedimentært til en dybde på 1 km; middels stor med en lite kjent sammensetning, forekommer på dybder fra 1 til 2,5 km; den nederste er basaltisk med en tykkelse på ca. 5 km.

En visuell representasjon av arten av fordelingen av landhøyder og dybder av havbunnen gir hypsografisk kurve (Figur 1). Det gjenspeiler forholdet mellom arealene til jordens solide skall med forskjellige høyder på land og med forskjellige dybder i havet. Ved hjelp av kurven beregnes gjennomsnittsverdiene for landhøyden (840 m) og gjennomsnittlig havdybde (-3880 m). Hvis vi ikke tar hensyn til fjellområdene og dypvannsdepresjonene, som okkuperer et relativt lite område, er to dominerende nivåer tydelig skilt på den hypsografiske kurven: nivået på den kontinentale plattformen med en høyde på omtrent 1000 m og nivå av havbunnen med høyder fra -2000 til -6000 m. sonen er en relativt skarp avsats og kalles kontinentalskråningen. Dermed er den naturlige grensen som skiller havet og kontinentene ikke den synlige kystlinjen, men ytterkanten av skråningen.

Ris. Fig. 1. Hypsografisk kurve (A) og generalisert profil av havbunnen (B). (I - undervannsmargin på kontinentene, II - overgangssone, III - havbunn, IV - midthavsrygger).

Innenfor den oseaniske delen av den hypsografiske (batygrafisk) Kurven skiller fire hovedstadier av bunntopografien: kontinentalsokkelen eller sokkelen (0-200 m), kontinentalskråningen (200-2000 m), havbunnen (2000-6000 m) og dypvannsdepresjoner (6000- 11000 m).

Hylle (fastlandet)- videreføring av fastlandet under vann. Dette er et område av den kontinentale skorpen, som generelt er preget av et flatt relieff med spor av oversvømmede elvedaler, kvartær isbre og gamle kystlinjer.

Den ytre grensen til sokkelen er kant - en skarp bøyning av bunnen, utover hvilken kontinentalskråningen begynner. Gjennomsnittlig dybde på sokkelkammen er 130 m, men i spesifikke tilfeller kan dybden variere. Bredden på sokkelen varierer i et veldig bredt område: fra null (i en rekke områder av den afrikanske kysten) til tusenvis av kilometer (utenfor den nordlige kysten av Asia). Generelt opptar sokkelen omtrent 7% av verdenshavets areal.

kontinentalskråning- området fra kanten av sokkelen til kontinentalfoten, dvs. før overgangen av skråningen til en flatere havbunn. Den gjennomsnittlige helningsvinkelen til kontinentalskråningen er ca. 6°, men ofte kan skråningens bratthet øke opp til 20-30 0 , og i noen tilfeller er nesten rene avsatser mulig. Bredden på kontinentalskråningen på grunn av det bratte fallet er vanligvis liten - omtrent 100 km.

Relieffet av kontinentalskråningen er preget av stor kompleksitet og mangfold, men dens mest karakteristiske form er ubåtkløfter . Dette er smale takrenner med stor innfallsvinkel langs langsgående profil og bratte skråninger. Toppen av undersjøiske canyons skjærer ofte inn i kanten av sokkelen, og munnen deres når kontinentalfoten, hvor man i slike tilfeller observerer alluviale vifter av løst sedimentært materiale.

fastlandsfot- det tredje elementet i topografien til havbunnen, som ligger innenfor den kontinentale skorpen. Kontinentalfoten er en vidstrakt skrånende slette dannet av sedimentære bergarter opp til 3,5 km tykke. Bredden på denne lett kuperte sletten kan nå hundrevis av kilometer, og området er nær sokkelen og kontinentalskråningen.

Havseng- den dypeste delen av havbunnen, som okkuperer mer enn 2/3 av hele området til verdenshavet. De rådende dypene på havbunnen varierer fra 4 til 6 km, og bunnrelieffet er det mest rolige. Hovedelementene i relieffet av havbunnen er havbassenger, midthavsrygger og havhevinger.

havbassenger- omfattende forsenkninger av havbunnen med dybder på ca. 5 km. Den utjevnede overflaten på bunnen av bassengene kalles abyssal (bunnløse) sletter, og det skyldes akkumulering av sedimentært materiale hentet fra land. Avgrunnsslettene i verdenshavet opptar omtrent 8 % av havbunnen.

midthavsrygger- tektonisk aktive soner i havet, der nydannelsen av jordskorpen skjer. De er sammensatt av basaltbergarter dannet som et resultat av at materie kommer inn fra den øvre mantelen fra jordens tarm. Dette førte til det særegne ved jordskorpen til midthavsryggene og dens tildeling til rifttypen.

havet stiger- store positive landformer av havbunnen, ikke assosiert med midthavsrygger. De befinner seg innenfor den oseaniske typen av jordskorpen og kjennetegnes ved store horisontale og vertikale dimensjoner.

Separate havfjell av vulkansk opprinnelse er oppdaget i den dype delen av havet. Seamounts med flate topper, som ligger på en dybde på mer enn 200 m, kalles gutter.

Dyphavsgraver (trau)- soner med de største dybder av verdenshavet, over 6000 m.

Den dypeste depresjonen er Mariana-graven, oppdaget i 1954 av forskningsfartøyet Vityaz. Dens dybde er 11022 m.

fra Wikipedia, den frie encyklopedi

Alder på havskorpen. Rød viser de yngste stedene, blå - de eldste.

oseanisk skorpe- type jordskorpe, vanlig i havene. Havets skorpe skiller seg fra kontinentene i sin mindre tykkelse (tykkelse) og basaltiske sammensetning. Det dannes ved midthavsrygger og absorberes i subduksjonssoner. Gamle fragmenter av havskorpen bevart i foldede strukturer på kontinenter kalles ofiolitter. I midthavsryggene oppstår intense, som et resultat av at lettløselige elementer tas ut av den.

Årlig dannes 3,4 km² havskorpe med et volum på 24 km³ og en masse på 7 × 10 10 tonn magmatiske bergarter i midthavsryggene. Gjennomsnittlig tetthet av havskorpen er omtrent 3,3 g/cm³. Massen til havskorpen er estimert til 5,9 × 10 18 tonn (0,1 % av jordens totale masse, eller 21 % av jordskorpens totale masse). Dermed er gjennomsnittstiden for fornyelse av havskorpen mindre enn 100 Ma; den eldste havskorpen, som ligger i havbunnen, ble bevart i bassenget Pigafetta i Stillehavet og har en jura alder (156 millioner år).

Havskorpen består hovedsakelig av basalter og blir absorbert i subduksjonssoner og blir til sterkt metamorfoserte bergarter - eklogitter. Eklogitter har en tetthet større enn de vanligste mantelbergartene, peridotittene og synker i dybden. De dveler ved grensen mellom øvre og nedre mantel, på en dybde på omtrent 660 kilometer, og trenger deretter inn i den nedre mantelen. I følge noen estimater utgjør eklogitter, som tidligere dannet havskorpen, nå omtrent 7 % av mantelmassen.

Relativt små fragmenter av den eldgamle havskorpen kan utelukkes fra sprednings-subduksjonssirkulasjonen i lukkede bassenger stengt som følge av kollisjonen mellom kontinentene. Et eksempel på et slikt sted kan være den nordlige delen av det kaspiske hav-depresjonen, hvis grunnlag, ifølge noen forskere, er sammensatt av havskorpen fra Devon.

Oceanisk skorpe kan krype på toppen av kontinental skorpe, som et resultat av obduksjon. Slik dannes de største ofiolittkompleksene av typen Semail ofiolittkomplekser.

Strukturen til havskorpen

Standard havskorpen har en tykkelse på 7 km, og en strengt regulær struktur. Fra topp til bunn er den sammensatt av følgende komplekser:

sedimentære bergarter representert av dype oseaniske sedimenter.
basaltdekker brøt ut under vann.
Dikekomplekset består av nestede basaltdiker.
lag av grunnleggende lagdelt

Det er to hovedtyper av jordskorpen: oseanisk og kontinental. Det er også en overgangstype av jordskorpen.

Oceanisk skorpe. Tykkelsen på havskorpen i den moderne geologiske epoken varierer fra 5 til 10 km. Den består av følgende tre lag:

1) det øvre tynne laget av marine sedimenter (tykkelse er ikke mer enn 1 km);
2) midtre basaltlag (tykkelse fra 1,0 til 2,5 km);
3) det nedre gabbrolaget (ca. 5 km tykt).

Kontinental (kontinental) skorpe. Den kontinentale skorpen har en mer kompleks struktur og større tykkelse enn havskorpen. Dens gjennomsnittlige tykkelse er 35-45 km, og i fjellrike land øker den til 70 km. Den består også av tre lag, men skiller seg betydelig fra havet:

1) det nedre laget består av basalter (ca. 20 km tykt);
2) mellomlaget opptar hovedtykkelsen på kontinentalskorpen og kalles betinget granitt. Den består hovedsakelig av granitter og gneiser. Dette laget strekker seg ikke under havene;
3) det øvre laget er sedimentært. Dens gjennomsnittlige tykkelse er omtrent 3 km. I noen områder når tykkelsen av nedbør 10 km (for eksempel i det kaspiske lavlandet). I noen områder av jorden er det sedimentære laget helt fraværende, og et granittlag kommer til overflaten. Slike områder kalles skjold (f.eks. ukrainsk skjold, baltisk skjold).

På kontinentene, som et resultat av forvitring av bergarter, dannes det en geologisk formasjon, kalt forvitringsskorpen.

Granittlaget er skilt fra basaltlaget av Konrad-overflaten, hvor hastigheten på seismiske bølger øker fra 6,4 til 7,6 km/sek.

Grensen mellom jordskorpen og mantelen (både på kontinentene og på havene) går langs Mohorovichic-overflaten (Moho-linjen). Hastigheten til seismiske bølger på den hopper opp til 8 km/t.

I tillegg til de to hovedtypene - oseaniske og kontinentale - finnes det også områder av en blandet (overgangs-) type.

På kontinentale stimer eller hyller er jordskorpen omtrent 25 km tykk og ligner generelt på kontinentalskorpen. Imidlertid kan et lag med basalt falle ut i den. I Øst-Asia, i området med øybuer (Kuriløyene, Aleutiske øyer, de japanske øyene og andre), er jordskorpen av en overgangstype. Til slutt er jordskorpen på midthavsryggene svært kompleks og fortsatt lite studert. Det er ingen Moho-grense her, og materialet i mantelen stiger langs forkastninger inn i skorpen og til og med til overflaten.

Begrepet "jordskorpen" bør skilles fra begrepet "litosfære". Begrepet "litosfære" er bredere enn "jordskorpen". I litosfæren inkluderer moderne vitenskap ikke bare jordskorpen, men også den øverste mantelen til asthenosfæren, det vil si til en dybde på rundt 100 km.

Konseptet med isostasi. Studiet av fordelingen av tyngdekraften har vist at alle deler av jordskorpen - kontinenter, fjellrike land, sletter - er balansert på den øvre mantelen. Denne balanserte posisjonen kalles isostasi (fra latin isoc - jevn, stasis - posisjon). Isostatisk likevekt oppnås på grunn av at tykkelsen på jordskorpen er omvendt proporsjonal med dens tetthet. Tung oseanisk skorpe er tynnere enn lettere kontinental skorpe.

Isostasi - i hovedsak er det ikke engang en likevekt, men en streben etter likevekt, kontinuerlig forstyrret og gjenopprettet igjen. Så, for eksempel, stiger det baltiske skjoldet etter smeltingen av kontinental is fra Pleistocene-isen med omtrent 1 meter per århundre. Arealet av Finland øker stadig på grunn av havbunnen. Territoriet til Nederland, tvert imot, minker. Nullbalanselinjen går for tiden noe sør for 60 0 N.L. Moderne St. Petersburg er omtrent 1,5 m høyere enn St. Petersburg under Peter den stores tid. Som dataene fra moderne vitenskapelig forskning viser, er selv tyngden av store byer tilstrekkelig for den isostatiske svingningen i territoriet under dem. Følgelig er jordskorpen i områdene til store byer veldig mobil. I det hele tatt er relieffet av jordskorpen et speilbilde av Moho-overflaten, sålen på jordskorpen: forhøyede områder tilsvarer fordypninger i mantelen, nedre områder tilsvarer et høyere nivå av dens øvre grense. Så under Pamirs er dybden på Moho-overflaten 65 km, og i det kaspiske lavlandet - omtrent 30 km.

Termiske egenskaper til jordskorpen. Daglige svingninger i jordtemperaturen strekker seg til en dybde på 1,0–1,5 m, og årlige svingninger i tempererte breddegrader i land med kontinentalt klima til en dybde på 20–30 m. et lag med konstant jordtemperatur. Det kalles et isotermisk lag. Under det isotermiske laget dypt inn i jorden stiger temperaturen, og dette er allerede forårsaket av den indre varmen i jordens indre. Intern varme deltar ikke i dannelsen av klima, men den tjener som energigrunnlag for alle tektoniske prosesser.

Antall grader som temperaturen øker for hver 100 m dyp kalles geotermisk gradient. Avstanden i meter hvor temperaturen stiger med 1 0 C ved senking kalles det geotermiske trinnet. Verdien av det geotermiske trinnet avhenger av relieff, den termiske ledningsevnen til bergarter, nærheten til vulkanske foci, sirkulasjonen av grunnvann osv. I gjennomsnitt er det geotermiske trinnet 33 m. I vulkanske områder kan det geotermiske trinnet være kun ca 5 m, og i geologisk rolige områder (for eksempel på plattformer) kan den nå 100 m.

Det er betydelige forskjeller i strukturen til jordskorpen under den dype delen av havet og på kontinentene. Tykkelsen på jordskorpen på kontinentene er omtrent 30-40 km, under fjellkjedene øker den til 80 km. Under den dype delen av havet er tykkelsen på jordskorpen 5-15 km. I gjennomsnitt ligger sålen av jordskorpen under kontinentene på en dybde på 35 km. og under havene på 7 km dyp, dvs. Havskorpen er omtrent 5 ganger tynnere enn den kontinentale skorpen.

I tillegg til forskjellen i tykkelse, er det betydelige forskjeller i strukturen til jordskorpen av kontinentale og oseaniske typer.

Den kontinentale skorpen består av tre lag: det øvre sedimentære laget, dannet av produktene fra ødeleggelsen av krystallinske bergarter og strekker seg i gjennomsnitt til en dybde på 5 km; middels granitt (seismisk bølgehastighet som i granitt), bestående av krystallinske og metamorfe bergarter og med en tykkelse på 10-15 km; nedre basalt, ca 15 km tykk.

Havskorpen består også av tre lag: det øvre sedimentære laget som strekker seg til en dybde på 1 km; middels stor med en lite kjent sammensetning, forekommer på dybder på 1-2,5 km; lavere basalt, med en gjennomsnittlig tykkelse på ca. 5 km.

Grensen mellom de kontinentale og oseaniske typene av jordskorpen går i gjennomsnitt langs isobaten på 2000 m. På denne dybden kiles granittlaget ut og forsvinner. Grensen mellom de kontinentale og oseaniske typene av jordskorpen er ikke alltid klart definert. Individuelle regioner er preget av en gradvis overgang fra jordskorpen av en oseanisk type til en kontinental. Så, for eksempel, for det fjerne østlige hav, grenser bassenget til det marginale havet til kanten av den kontinentale plattformen; granittlaget er fraværende, men sedimentlaget er så utviklet at den totale tykkelsen av jordskorpen i bassengene i det fjerne østlige hav er 15-20 km (suboceanisk type).

Grensen mellom hav og hav er bunnløft - øybuer. Jordskorpen i området med øybuer ligner i struktur og tykkelse på den kontinentale typen og kalles subkontinental.

Begrepet "overgangssone" brukes i dobbel betydning: for det første angis overgangsposisjonen til en viss sone mellom fastlandet og havet (i denne betydningen kan kontinentalskråningen med foten betraktes som en overgangssone), for det andre , den genetiske og historiske betydningen av dette konseptet understrekes, sonen der overgangen skjer, transformasjonen av en tilstand av jordskorpen til en annen.

Havbassenget-øy-bue-dypvannsgrøftkompleksene danner områder av overgangssonen. Sammenligning av disse områdene lar oss dele dem inn i flere typer som utgjør en bestemt genetisk serie.

1. Vityazevsky type. Området inkludert Vityaz-grøften tilhører denne typen. Den er preget av: fraværet av en klart definert øybue, en relativt liten grøftdybde og svak seismisitet.

2. Mariana type. Mariana overgangsregion. En klart definert (hovedsakelig i form av en undervannsrygg) øybue, en veldig dyp grøft, intens seismisitet og vulkanisme, en lav tykkelse på det sedimentære laget i grøften og i havbassenget, som i hovedsak ikke skiller seg fra tilstøtende hav bassenger.

3. Kuril type. På mange måter er overgangsregionen lik den forrige typen, men den skiller seg ut ved en mye større isolasjon av havbassenger, en suboceanisk type jordskorpe under bunnen og en mye større størrelse på øyene. Det er områder med en subkontinental skorpe, øybuer er ofte doble. Intensiteten til seismiske og vulkanske prosesser når sitt maksimum. Dybdene på skyttergravene er veldig store. Tykkelsen på det sedimentære laget i skyttergravene og bassengene øker merkbart.

4. Japansk type. Øybuer av forskjellige aldre smelter sammen til enkelt store massiver av øy- eller halvøyland. Store områder av en typisk kontinental skorpe vises. Intensiteten av vulkanismen er sterkt redusert, men intensiteten av seismiske prosesser er fortsatt svært høy. Bunnen av havbassengene er sammensatt av suboceanisk skorpe med et tykt sedimentært lag.

Ytterligere to varianter grenser til den aktuelle typen, som kan kalles indonesisk og østlige Stillehavet. De er forent av en svært betydelig deltakelse av kontinentale elementer i strukturen til overgangsregionen, en mindre (sammenlignet med forrige type) dybde av skyttergravene, og ofte en nedgang i vulkansk aktivitet.

5. Middelhavstype. Det er preget av en ytterligere økning i rollen til den kontinentale skorpen. Suboceaniske bassenger forblir i form av "vinduer", omgitt på alle sider av den kontinentale skorpen. De tidligere øybuene er i hovedsak unge fjellstrukturer som danner kanten av kontinentet eller halvøya. Dyphavsgraver er enten bevart som relikvier (den hellenske skyttergraven i Middelhavet), eller de er fraværende.

Tykkelsen på den suboseaniske skorpen i bassengene er veldig høy; moderne foldede prosesser eller dannelse av diorittstrukturer er mulig i det løse dekket (for eksempel det sørkaspiske hav, det baleariske bassenget i Middelhavet). I overgangssoner kan man også finne typisk oseanisk skorpe (bunnen av Det filippinske hav) og typisk kontinental skorpe (Japanøyene). Overgangssonene er preget av høy seismisitet og høy relieffkontrast: toppen av øybuene stiger til 3–4 km, og havdybden i skyttergravene kan nå 11 km. Dette indikerer intensiteten av tektoniske bevegelser av jordskorpen i overgangssonene som er karakteristiske for geosynklinale regioner, derfor kalles denne typen jordskorpe også geosynklinal.

Innenfor havskorpen skilles en annen type - riftogenisk, karakteristisk for sonene til midthavsrygger. Hovedtrekket ved strukturen til havskorpen i sonene til midthavsrygger er at det sedimentære dekket i bunnen av de aksiale riftdalene er praktisk talt fraværende, og tykkelsen på det sedimentære laget øker med avstanden fra ryggen. Høy seismisitet, høye verdier av varmestrøm og anomalier i geofysiske egenskaper vitner også om det særegne ved strukturen til havskorpen av riftogene type.

Således, innenfor grensene til verdenshavet, er jordskorpen representert av kontinentale og oseaniske typer, overgangs (geosynklinal) og riftogenisk.

Havskorpen har et karakteristisk relieff. I avgrunnsbassengene ligger havbunnen på ca. 6-6,5 km dybde, mens på MOR-ryggene, noen ganger dissekert av dype kløfter (riftdaler), er nivået hevet til ca -2,5 km, og noen steder havbunnen kommer ut direkte på jordoverflaten på dagtid (for eksempel på øya Island og i provinsen Afar i Nord-Etiopia). Foran øybuene som omgir den vestlige periferien av Stillehavet, nordøst for Det indiske hav, foran buen til De mindre Antillene og Sørsandwichøyene i Atlanterhavet, samt foran den aktive kontinentalmarginen i Sentral- og Sør-Amerika senker havskorpen og synker ned til en dybde på 9-10 km , og går videre under disse strukturene og danner smale og utvidede dypvannsgrøfter foran dem.[ ...]

Havskorpen dannes i MOR-riftsonene på grunn av frigjøring av basaltiske smelter fra jordens astenosfæriske lag og utstrømning av tholeiittiske basalter på havbunnen (se fig. 1.2). Hvert år i disse sonene stiger minst 12 km3 basaltsmelter opp fra asthenosfæren, krystalliserer og renner ut på havbunnen, som danner hele det andre og en del av det tredje laget av havskorpen. Disse grandiose tektono-magmatiske prosessene, som stadig utvikler seg under MOR-ryggene, er uten sidestykke på land og er ledsaget av økt seismisitet.[ ...]

Havskorpen er relativt enkel i sin sammensetning og representerer i hovedsak det øvre differensierte laget av mantelen, overliggende ovenfra av et tynt lag av pelagiske sedimenter. I løpet av de siste tiårene, takket være seismisk arbeid i verdenshavet og utviklingen av nye seismiske metoder, har generaliserende modeller av strukturen til havskorpen blitt oppnådd og hovedkarakteristikkene til dens konstituerende lag er identifisert. Det er tre hovedlag i havskorpen.[ ...]

Havskorpen er mye tynnere enn den kontinentale skorpen og består av to lag. Dens minste tykkelse overstiger ikke 5 - 7 km. Det øvre laget av jordskorpen er her representert av løse dyphavssedimenter. Tykkelsen bestemmes vanligvis til flere hundre meter, og under er et basaltlag med en tykkelse på flere kilometer.[ ...]

Lagene i havskorpen er betinget delt inn i primær magnetisk og primær ikke-magnetisk. Den første gruppen inkluderer lag 2A (ekstrusive basalter), lag 2B (dykekompleks) og lag 3A (påtrengende isotrop gabbro). Den andre gruppen inkluderer ST-laget (kumulativ gabbro og lagdelt kompleks). Slik deling av bergarter skjer i prosessen med differensiering av magma og krystallisering av gjenværende smelte. Graden av differensiering av gjenværende smelte bestemmer mengden og tilstanden til titanomagnetitt, det viktigste ferromagnetiske mineralet i ekstrusive bergarter. Primære titanomagnetitter dannes i den aksiale delen av MOR-riftsonen under krystalliseringen av basaltiske smelter og får magnetisering når disse basaltene avkjøles til Curie-temperaturen.[ ...]

Lag 2B av havskorpen er et kompleks av diker som i sammensetning ligner det overliggende basaltiske laget 2A. Bergartene i lag 2B er mindre tilgjengelige for studier enn basaltene i lag 2A, siden de hovedsakelig er eksponert i ofiolittkomplekser, i transformasjonsforkastninger og i sjeldne dyphavsborehull (for eksempel brønn 504B på den sørlige flanken av Costa Rica-ryggen). På grunn av den lave tilgjengeligheten til bergartene i lag 2B, er kunnskapen om deres petromagnetiske egenskaper dårligere enn for basaltene i lag 2A. Spredningen i verdiene for naturlig remanent magnetisering og Koenigsberg-faktoren for disse bergartene er veldig stor. Selv om deres mest realistiske gjennomsnittsverdier varierer fra henholdsvis 1,5 til 2 A/m og omtrent 5 A/m.[ ...]

Jordskorpen er ikke den samme i sammensetning, struktur og tykkelse. Det er kontinentale, oseaniske og mellomliggende skorper. Den kontinentale (fastlands) skorpen dekker en tredjedel av kloden, den er iboende i kontinentene, inkludert deres undervannsmarginer, har en tykkelse på 35-70 km og består av 3 lag: sedimentær, granitt og basalt. Havskorpen ligger under havene, har en tykkelse på 5-15 km og består av 3 lag: sedimentær, basalt og gabbro-serpentinitt. Den mellomliggende (overgangs)skorpen har trekk fra både kontinental og oseanisk skorpe.[ ...]

Oceanisk skorpe skiller seg kraftig fra kontinental i homogeniteten til sammensetningen. Under et tynt lag av sedimenter er det representert av tholeiitiske basalter med praktisk talt uendret kjemisk sammensetning (se tabell 1.2) hvor som helst i verdenshavet. Vi kan snakke om konstansen til sammensetningen av havskorpen på samme måte som vi snakker om konstansen til sammensetningen av sjøvann eller atmosfæren. Dette er en av de globale konstantene, som sammen med den konstante tykkelsen på havskorpen, vitner om en enkelt mekanisme for dannelsen. I skorpen noteres forhøyet innhold av de viktigste langlevende radioaktive isotoper - uran (232 3), thorium (MT) og kalium (K). Den høyeste konsentrasjonen av radioaktive elementer er karakteristisk for "granitt" laget av kontinentalskorpen. Innholdet av radioaktive grunnstoffer i havskorpen er ubetydelig.[ ...]

Det andre laget av havskorpen er basalt, i den øvre delen er det sammensatt av putelavaer av tholeiitiske basalter av havtypen (lag 2A). Nedenfor er dolerittdiker av samme sammensetning (lag 2B) (Fig. 1.2). Den totale tykkelsen på basaltlaget i havskorpen, ifølge seismiske data, når 1,4-1,5, noen ganger 2 km.[ ...]

Skorpebrudd er sannsynligvis ansvarlig for de reduserte seismiske bølgeverdiene i lag 2A av havskorpen. Dette laget, med en tykkelse på ca. 500 m, er preget av en volumhastighet av seismiske bølger på bare 2,5–3,8 km/s, som er merkbart lavere enn hastighetskarakteristikken for enkeltprøver (5,6–6,0 km/s). Deretter fylles sprekkene med sedimenter og forsegles i prosessen med lavtemperatur diagenetisk sementering. Metallbærende løsninger med høy temperatur har også en tendens til å fylle sprekker med hydrotermiske mineraler. Ettersom disse prosessene fortsetter, vil den seismiske hastigheten til lag 2A øke (opptil 5,5 km/sek), og det er vanskelig å skille den oppsprukkede sonen fra seismiske bølgehastigheter.[ ...]

Den kontinentale skorpen, både i struktur og sammensetning, skiller seg kraftig fra den oseaniske: dens tykkelse varierer fra 20-25 km under øybuer og områder med en overgangstype skorpe til 80 km under de unge foldede beltene på jorden, for eksempel , under Andesfjellene eller Alpine-Himalaya-beltet . Tykkelsen på den kontinentale skorpen under de gamle plattformene er i gjennomsnitt 40 km, og massen er omtrent 0,4 % av jordens masse.[ ...]

L. er annerledes på kontinentene og under havene. Den kontinentale skorpen består av et diskontinuerlig lagdelt skall og granitt og enda lavere basaltlag plassert under den. Den totale tykkelsen på litosfæren er 35-45 km (opptil 50-70 km i fjellområder). Havskorpen er 5-10 km tykk og består av et tynt (i gjennomsnitt mindre enn 1 km) lag av sedimenter, under hvilke det er grunnleggende bergarter (basalt, gabbro).[ ...]

Overflaten av jordskorpen er dannet på grunn av tre multidireksjonelle påvirkninger: 1) endogene, inkludert tektoniske og magmatiske prosesser som skaper reliefuregelmessigheter; 2) eksogen, forårsaker denudering (utjevning) av dette relieffet på grunn av ødeleggelse og forvitring av bergartene som utgjør det; og 3) sedimentær akkumulering, skjuler ujevnhetene i kjellerrelieffet og danner det øverste laget av jordskorpen. Det er to hovedtyper av jordskorpen: "basaltisk" oseanisk og "granittisk" kontinental.[ ...]

Prosessene for generering av havskorpen og dannelsen av det termiske regimet til litosfæren, inkludert dannelsen av et subaksialt magmakammer, er nært knyttet til frigjøring av smelte under de aksiale spredningssonene på grunn av adiabatisk dekompresjon under oppstrømning av mantelmateriale , så vel som til mekanismene for smeltemigrasjon fra dens segregeringssoner i mantelen til den aksiale generasjonssonen. Mange modeller er viet til analyse av disse mekanismene.[ ...]

Som allerede nevnt, er den oseaniske litosfæren jordens skall, som er et avkjølt og fullstendig krystallisert stoff av jordskorpen og den øvre mantelen, underlagt nedenfra av et varmt og delvis smeltet stoff i astenosfæren. Det er naturlig å anta at oseaniske litosfæriske plater dannes på grunn av avkjøling og fullstendig krystallisering av delvis smeltet stoff i astenosfæren, akkurat som det skjer for eksempel på en elv når vann fryser og is danner. Analogien her er veldig dyp - tross alt er de krystallinske bergartene i litosfæren i hovedsak den samme "silikatisen" for den delvis smeltede silikatsubstansen i astenosfæren. Den eneste forskjellen er at vanlig is alltid er lettere enn vann, mens krystallinske silikater alltid er tyngre enn smelten. I dette tilfellet er ytterligere løsning av problemet med dannelsen av litosfæriske plater ikke vanskelig, siden prosessen med vannkrystallisering er godt studert.[ ...]

Etter transformasjonene av havskorpen begynte veksten av havmassen igjen, men for rundt 1 milliard år siden nærmet den seg den moderne, og veksthastigheten avtok betydelig. Prosessen med å endre massen til hydrosfæren på grunn av avgassing er nært knyttet til utviklingen av jordens indre og bestemmes av veksthastigheten til planetens tette kjerne på grunn av separasjonen av jernforbindelser i den.[ ...]

I prosessen med å omsmelte havskorpen etter at den er nedsenket i jordens tarm, spiller vann en viktig rolle, siden vannmettede silikatlag smelter ved temperaturer på omtrent 700 ° C, mens tørre ved mer enn 1000 ° C. [ ...]

Ved dannelse av ny havskorpe i sakte ekspanderende rygger vurderes to typer modeller: I den første (dyke) modellen dannes havskorpen ved inntrenging av et stort antall diker tilfeldig fordelt innenfor den aksiale neovulkaniske sonen. Den andre modellen antar at vulkanske lavastrømmer strekker seg fra begge sider av dikene og overlapper hverandre. Faktisk er det en kombinasjon av begge disse effektene, som det fremgår av observasjoner på 37 N. breddegrad. MAR i det KJENTE området. Ved boring av tre OBBR-brønner i Atlanterhavet (332B, 395A, 418A), som penetrerte mer enn 500 m inn i basaltskorpen, ble det funnet unormale fall og tallrike inversjoner i én brønn. I de fleste tilfeller samsvarte ikke 500 m-seksjonen helt med den kjente fordelingen av magnetiske reverseringer. Disse resultatene var tydelig i motsetning til den opprinnelige antagelsen gjort fra observasjoner av anomalier ved EPR om at de magnetiske kildene er lokalisert i et lag ca. 1 km tykt, og motsier også den observerte formen og skarpe grensen mellom positive og negative anomalier studert med Elvin ROV ved EPJ. [...]

I den aksiale delen av midthavsryggene overstiger dybden av jordskjelvkilden sjelden 5 km. Samtidig er to typer jordskjelv tydelig kjennetegnet ved arten av mekanismen i kilden. Kildene av den første typen er konsentrert innenfor trange soner med seismisk aktivitet, som strekker seg langs toppen av midthavsryggen. I disse sonene oppstår rollene til jordskjelv med lite fokus, hvis dybde på kildene som regel ikke overstiger noen få kilometer fra bunnen. Kildene domineres av mekanismer med subhorisontal forlengelse i retningen vinkelrett på slaget av spredningsaksen for midthavets åsrygg. Spredning er prosessen med vekst av den nydannede havskorpen i begge retninger fra vekstaksen.[ ...]

I tillegg til kontinental og oseanisk skorpe finnes det ulike mellomtyper av skorpe. For slike typer, når "granitt"-laget i skorpen er seismisk svakt uttrykt, brukes begrepene subkontinentalt eller suboceanisk.[ ...]

Langs de aksiale sonene til midthavsryggene i havene spores tallrike vulkanske strukturer, som sammen med slissede ekstrusive apparater er involvert i dannelsen av en ny oseanisk skorpe på planeten vår. Formasjonsprosessen er ledsaget av jordskjelv, høy varmestrøm, betydelig hydrotermisk aktivitet, malmdannelse, etc. Denne seismiske vulkanske sonen med en lengde på rundt 70 tusen km kan spores i alle jordens hav.[ ...]

Geodynamikken til moderne oseanisk rifting er en ny retning som tillater, på grunnlag av et kompleks av geologiske og geofysiske data, å presentere modeller av den dype strukturen til riftsoner og utviklingen av disse sonene på jordens overflate, der havskorpen og litosfæren oppstår. Denne boken er viet studiet av dype prosesser som bestemmer strukturen til havriftsoner, regelmessighetene til deres moderne morfostrukturelle plan og unormale geofysiske felt, samt fordelingen av dyphavssulfidmalmer. Den varierende graden av kunnskap og kompleksiteten til den dype strukturen til moderne riftsoner har ført til at ulike aspekter av deres struktur og utvikling for tiden er dekket med varierende grad av pålitelighet. Derfor, der prosessene er ganske komplekse, og det ikke er mye faktiske data, ble det brukt ulike geodynamiske modeller. Samtidig ble oppmerksomheten rettet mot de modellene som etter vår mening er mest passende for den virkelige situasjonen.[ ...]

For tiden forstås jordskorpen som det øvre laget av planetens faste kropp, plassert over den seismiske grensen. Denne grensen ligger på forskjellige dyp, hvor det er et kraftig hopp i hastigheten til seismiske bølger som oppstår under et jordskjelv. Det er to typer jordskorpe - kontinental og oseanisk. Continental er preget av en dypere seismisk grense. For tiden brukes oftere begrepet litosfære, foreslått av E. Suess, som forstås som et område som er mer omfattende enn jordskorpen.[ ...]

Totalt, under bevegelsen av havskorpen gjennom sonen for dens aktive hydrotermiske spyling (ca. 50 millioner år), strømmer omtrent 6-1025 g vann, som er 40-45 ganger mer enn volumet av vann i selve havet . Følgelig skjer den fullstendige sirkulasjonen av havvann gjennom hydrotermiske ventiler i bakkene av MOR på bare 1-1,2 millioner år.[ ...]

Jordens harde skall - jordskorpen, sammensatt av sedimentære og krystallinske bergarter, danner et kontinuerlig skall, hvorav 2/3 er dekket av vannet i hav og hav. Den største tykkelsen på jordskorpen er 40-100 km, under havene er tykkelsen kraftig redusert. I henhold til fysiske egenskaper er jordskorpen delt inn i to typer: kontinental og oseanisk. Jordskorpen av kontinental type - sletter og fjellområder - er rik på silisium og aluminium, karakteristisk for bergarter av granittgruppen. Tykkelsen på granittlaget (sial) øker i fjellet. Den oseaniske typen av jordskorpen er representert av bergarter av basalttypen med en overvekt av silisium og magnesium. Her er granittlaget fraværende, og tykkelsen på basaltlaget (sima) når 15 km.[ ...]

En svært viktig omstendighet som skiller jordskorpen fra andre geosfærer er det økte innholdet i den av langlivede radioaktive isotoper av uran 232U, teori 238Th, kalium 40K, og deres høyeste konsentrasjon ble funnet i "granitt" laget av kontinentalskorpen . I havskorpen er radioaktive elementer representert av "spor".[ ...]

Det er to vanligste typer jordskorpe: kontinental og oseanisk. Den kontinentale typen består av tre hovedlag - sedimentær, granitt og basalt, og den oseaniske - fra sedimentær og basalt. Noen forskere bestrider imidlertid denne klassifiseringen av typer jordskorpen. De mener (Afanasiev et al.) at skorpen er ett, som regel består av tre lag og skiller seg bare i tykkelse.[ ...]

Hvis vi antar at t er 120 millioner år, så viser den gjennomsnittlige varmefluksen gjennom havskorpen seg å være 40Kc= 2,41-10 6 cal/cm-s.[ ...]

Basert på forskjellen i sammensetning og tykkelse, skilles tre typer av jordskorpen: 1) kontinental; 2) oseanisk; 3) bark av overgangsområder.[ ...]

Riftsoner på kontinentene er områder med nedbrytning av den kontinentale skorpen, dens transformasjon til havskorpen (fig. 15). For tiden begynte geologer å betrakte rifting som en av de viktigste prosessene i utviklingen av jordskorpen, sammenlignbar i sin betydning med den geosynklinale prosessen.[ ...]

Selv om dataene fortsatt er utilstrekkelige, kan det allerede antydes at skorpen ved lave spredningshastigheter er utsatt for en større tektonisk effekt (forkastninger, sprekker osv.) enn ved høye hastigheter. Studier viser at området med aktive forkastninger strekker seg 4–10 km unna aksen for rygger med høy og middels spredningshastighet, og merkbart bredere (30 km) for sakte spredende rygger (se fig. 2.1). Utenfor sonen med aktiv forkastningsdannelse kan den oseaniske litosfæren betraktes som et relativt stivt legeme. Grensen til sonen med aktive forkastninger markerer dermed posisjonen til kanten av plategrensen eller begynnelsen av området med kvasi-stiv oppførsel av platene.[ ...]

Det kan forventes at i sentrum av spredningssegmentene, over sonen for maksimal smeltegenerering, vil havskorpen reflektere tilstedeværelsen av forbigående magmakamre og vil vise en tydelig struktur av skorpelag. Nær segmentender, der smeltedannelsen er minst, kan havskorpen være svært heterogen, noe som gjenspeiler tidligere tilstedeværelse av kortlivede magmatiske kropper, eller kan bare bestå av et tynt basaltisk lag over mantelperidotitter. I sistnevnte tilfelle vil fraværet av et gabbrolag reflektere fraværet av et magmakammer og innebære en sideveis bevegelse av basaltsmelten fra midten av segmentet til dets grenser.[ ...]

P-bølgehastighetene innenfor det meste av ESL er lavere enn normalhastighetene for lag 3 av havskorpen med 1 km/s. De laveste hastighetene (7 5 km/s) er begrenset til en smal ([ ...]

Å forstå mønstrene og egenskapene til morfologi, magmatisme og fordelingen av disjunktive forstyrrelser i litosfæren og skorpen i forskjellige aldre i nærheten av MOR er et av de grunnleggende problemene ved moderne marin geotektonikk. Det haster med dette problemet forsterkes ytterligere av det faktum at dannelsen av forkastninger og sprekker i MOR-riftsonene er mest direkte relatert til hydrotermisk aktivitet, og følgelig til fordelingen av dyphavspolymetalliske sulfider. Åpenbart avhenger prosessene for akkresjon av havskorpen, samt forkastnings- og brudddannelse i riftsoner, av geodynamiske prosesser som kontrollerer dannelsen og utviklingen av et bredt utvalg av morfotektoniske strukturer av forskjellige skalanivåer. Derfor bør problemet med strukturdannelse, tilsynelatende, vurderes i sammenheng med de eksisterende nivåene av geodynamisk segmentering av MOR.[ ...]

De største og mest komplekse geokompleksene på jorden er kontinenter og hav. De er dannet på de største landformene - kontinentale avsatser og oseaniske depresjoner på jorden med forskjellige typer jordskorpen. Jordskorpen på kontinentene, i motsetning til den oseaniske, har en mye større tykkelse og et granittlag. Grensen mellom kontinenter og hav som geokomplekser går langs kysten. Havene som akvatiske geokomplekser inkluderer den oversvømmede delen av kontinentene - sokkelen, kontinentalskråningen og bunnen, sammensatt av et basaltlag.[ ...]

Sentrene av den andre typen strekker seg også i form av ganske smale soner, som regel vinkelrett på den generelle streiken til spredningsaksen for midthavsryggen. I slike foci råder overveiende subhorisontale slag-slip-forkastninger i retningen ortogonalt til anslaget av ryggen. Seismiske fokalsoner med skjærmekanismer i jordskjelvkilder indikerer subhorisontal forskyvning av platekanter. I det absolutte flertallet av tilfellene er hver slik seismisk sone plassert mellom to segmenter av spredningsaksen. Denne sonen fikser en levende transformasjonsfeil, som er en lineær tektonisk struktur, når den passerer gjennom hvilken veksten av den nye havskorpen endrer retning (transformeres) til det motsatte. Dybden av kilder langs transformasjonsfeilene til midthavsryggene er vanligvis liten: i det absolutte flertallet av tilfellene overstiger den ikke titalls kilometer. De seismisk aktive sonene som strekker seg i det aksiale området av midthavsryggene markerer forskyvningen av kantene på platene i riftsprekker og langs transformasjonsforkastninger.[ ...]

Fra et tektonisk synspunkt er dette bevis på en viss separasjon av akkresjonære prosesser som hovedsakelig danner den nedre delen av havskorpen (gabbrolaget) fra utbrudd av basaltmagmaer, som fører til dannelsen av lag 2A. I tillegg til endringen i tykkelse på grunn av redusert smeltetilførsel vekk fra den lokaliserte sonen med manteloppstrømning, kan strukturen til havskorpen under ikke-transformasjonsforkastninger avvike betydelig fra strukturen til skorpen under midtsegmentene.[ .. .]

Forholdet mellom det anomale gravitasjonsfeltet og relieffet av jordoverflaten beskrevet ovenfor i den mest generelle formen er like gyldige for både kontinentale og oseaniske regioner. Et særtrekk ved sistnevnte er at i havene, på grunn av den relativt mindre tykkelsen og større homogeniteten til jordskorpen og litosfæren, er effekten av slike forhold mer uttalt. Dette gjør det mulig å trekke mer underbyggede konklusjoner om geodynamikken og strukturen til den oseaniske litosfæren basert på gravitasjonsdata. Belysning av mønstrene til prosesser som forekommer i rift og overgangssoner, etablere responsen til den oseaniske litosfæren på ytre belastning og indre stress, og løse mange andre problemer med moderne geodynamikk - i en felles analyse av bunntopografien og gravitasjonsfeltet.[ ...]

De siste årene har det dukket opp arbeider som bidrar til å oppnå den tredje måloppgaven med å studere havets magnetfelt - avsløre naturen til magnetiseringen av lagene i havskorpen. Resultatene av disse arbeidene, basert på eksperimentelle studier av de petromagnetiske og magneto-mineralogiske egenskapene til steinprøver, samt resultatene av tolkningen av geomagnetiske undersøkelser, gjorde det mulig å foreslå og underbygge en generalisert petromagnetisk modell av havet. litosfæren (fig. 2.7).[ ...]

Arbeidet er av interesse for geologer, petrografer, tektonister og geofysikere som er interessert i geologien og petrologien til metamorfe bergarter, problemene med forholdet mellom kontinentale og oseaniske strukturer og utviklingen av jordskorpen på kontinentale marginer.[ ... ]

Den samme sinusformede karakteren er karakteristisk for langsakseprofilene for endringer i anomalier i fri luft, mantel Bouguer-anomalier, endringer i intensiteten til den aksiale magnetiske anomalien og endringer i tykkelsen på havskorpen. Endringen i mantel Bouguer-anomalier (MAB) indikerer tilstedeværelsen av tetthetsinhomogeniteter i den øvre mantelen. Reduserte negative MAB-verdier er fastsatt over en mer dekomprimert, dvs. over den varmere mantelen (isometriske bulls-eye anomalier). På grunn av at grensen til litosfæren er bestemt av posisjonen til smelteisotermen, vil litosfæren være tynnere der smelteisotermen vil komme nærmere overflaten, dvs. i varmere områder av mantelen. Derfor tilsvarer lavere MAB-verdier et tynnere lag av litosfæren. De er som regel begrenset til sentrene til segmentene (se fig. 3.36), noe som indikerer en reduksjon i tykkelsen av litosfæren mot sentrene av segmentene, dvs. midten av hvert segment er vanligvis et varmere område sammenlignet med kantene.[ ...]

I en viss avstand fra MOR-toppene spores, ifølge seismiske data, også den nedre delen av dette laget (ST-laget), mest sannsynlig sammensatt av serpentinitter tilsvarende hydratiserte peridotitter (se fig. 1.2). Å dømme etter seismiske data når tykkelsen på det tredje laget av gabbro-serpentinitt av havskorpen 4,7-5 km. Den totale tykkelsen på havskorpen, uten et sedimentært lag, når 5-8 km og er ikke avhengig av alder. Under ryggene til MOR er tykkelsen på havskorpen vanligvis redusert til 3-4 km og til og med til 1,5-2 km (direkte under riftdalene).[ ...]

Sovjetiske forskere oppdaget undervannsrygger i det arktiske bassenget, oppkalt etter Lomonosov, Mendeleev og Gakkel, en fremtredende innenlandsk oseanolog. En rekke sovjetiske forskere, inkludert den kjente oseanologen VV Dibner, bemerket den nære forbindelsen mellom strukturen til havbunnen og de tilstøtende områdene av fastlandet, spesielt det arktiske bassenget og den nordøstlige delen av det asiatiske fastlandet. Så moderne fjell i geosynklanale soner (for eksempel Ural) er "degenererte" mer eldgamle fjellformasjoner. Resultatet av prosessen med transformasjon og "degenerasjon" av allerede eksisterende rygger er også huler av landet av den typen Aralhavet nå fyller, og på havbunnen - fordypninger-trau, for eksempel Novaya Zemlya eller St. . Anna i Polhavet. Det antas at i neste stadium av transformasjonen av jordskorpen vil nye fjellkjeder oppstå. Men ikke lenger foldet, som førstnevnte, «degenerert», men vulkansk (den undersjøiske Gakkelryggen kan tjene som eksempel på dem).[ ...]

De eksperimentelle resultatene indikerer at med en økning i tykkelsen på det sprø laget, endres ikke segmenteringsmønsteret og typene strukturer som dannes fundamentalt, med unntak av småskala segmenter. I prosessen med utviklingen av riftsonen, under den mekaniske ødeleggelsen av det skjøre laget av havskorpen under dets utvidelse, legges de generelle trekkene til bruddgeometrien og de viktigste morfostrukturelle inhomogenitetene dannes, noe som skaper en naturlig flerskala segmentering av riftsonen.[ ...]

Store overlappinger kan migrere langs riftaksen, som er ledsaget av fremføring av en gren av aksen og retrett av den andre. Bevegelsen deres er registrert i U-formede spor plassert i en vinkel til riftaksen, som strekker seg fra den moderne posisjonen til overlappingene til eldre deler av skorpen (se fig. 3.3, a). Spor er soner med et forstyrret magnetfelt, langs hvilke lineære magnetiske anomalier forskyves. Disse sporene er preget av en unormal struktur av skorpen og relieff, som kommer til uttrykk i et avvik på 10-30° fra streiken av lineære løft og forsenkninger sammenlignet med de "normale" delene av havbunnen. Slike spor representerer terminalsegmentene til overlappende vulkanske rygger som døde som et resultat av utviklingen av PCS og avskårne deler av det sentrale bassenget. I områdene med små overlappinger er det ingen avvik i diskontinuiteter og relieff, noe som indikerer tilstedeværelsen av Y-formede spor.[ ...]

For å forklare arten av det vekslende og symmetriske unormale magnetfeltet på havbunnen, foreslo F. Vine og D. Matthews at de magnetiske anomaliene i havet ikke er noe mer enn en registrering av jordas magnetfelt-reverseringer i den geologiske fortiden på en gigantisk naturlig "tape" tape - havskorpen, som fryser i en rift sprekk, bryter i den omtrent på midten og hver halvdel beveger seg fra fødestedet (fig. 1.4). Ved å kjenne vekslingsrekkefølgen og tidspunktet for hver reversering av jordens hovedmagnetiske felt, er det mulig å kompilere en enkelt skala av geomagnetiske reverseringer, korrelert med den geokronologiske skalaen, og bestemme alderen til havbunnen fra mønsteret til anomalier (fig. 1.5). Den geohistoriske tolkningen av havets unormale magnetfelt, bekreftet av dyphavsboredata, har overbevisende vist den geologiske ungdommen til havbunnen. De yngste bergartene i moderne tid befinner seg i riftsprekker, og på flankene av MOR og i områdene med avgrunnsbassenger når bergartens alder 80-100 millioner år. Den eldste alderen på havskorpen overstiger ikke 160-170 millioner år, som bare er 1/30 av planetens alder.[ ...]

Intense gravitasjonsanomalier i fri luft (+190 mGal over ryggen og -90 mGal over grøften), så vel som den karakteristiske formen på gravitasjonskurven, indikerer et klart brudd på isostasi forårsaket av dynamisk kompresjon av kantene på tilstøtende litosfæriske plater . I modellen vist i fig. 3.19.6, ved valg av tetthetsparametere, ble seismiske data innhentet under studiet av dette området brukt. Her, som i tilfellet med Barracuda-forkastningen, antok vi at under komprimering, blir lagene i den understøtende blokken "trukket opp" og den neddykkede blokken er delvis nedsenket. En betydelig rolle i innsynkningen av den siste blokken er gitt til belastningen av sedimenter som bøyer lagene av havskorpen sør for Gorringe Ridge.