4. Рельєф ложа океанів - западин і серединно- океанічних хребтів

Основні ознаки будови рельєфу ложа океану та серединно-океаніч­них хребтів сформувалися у нерозривному зв’язку, про що свідчить їх геологічна будова, морфолого-морфометричні характеристики, спільність або парагенезис багатьох ознак походження цих плане­тарних форм рельєфу Землі.

Для ложа океанів характерним є океанічний тип земної кори, що має відносно незначну товщину (5 — 10 км). Тут відсутній гранітний шар, який зазвичай є наслідком дії складних геосинклінальних процесів з численними інтрузіями й ефузіями та метаморфічними породами. Серединно-океанічні хребти характеризуються своєрідним рифтоген- ним типом земної кори, тому їх і виокремили в планетарну форму рельєфу.

Ложе океану в структурному відношенні є океанічними платфор­мами (у геології часто вживають термін таласократони). О. Леон- тьєв і Г. Ричагов (1979) схильні розрізняти на батиметричній карті будь-якого океану стільниковий характер його мегарельєфу. Гігантські котловини з відносно рівним чи горбистим дном відокремлюють дуже значні за розмірами хребти, вали, височини. Найтиповіша океанічна кора властива днищам котловин. На височинах товщина земної кори зазвичай збільшується, а в деяких випадках під типовим базальтовим шаром існує шар підвищеної щільності, тому тут складно буває виок­ремити поверхню Мохоровича.

Основними складниками рельєфу ложа океанів є, власне, окремі океанічні котловини, великі склепінчасті тектонічні підняття, уступи розломного походження, вулканічні масиви та вулканічні ланцюги, абісальні пагорби. Зазначені складові мають різне підпорядкування, наприклад у межах океанічних котловин поширені абісальні пагорби тощо.

Океанічним котловинам властива значна глибина, що свідчить про домінуючий вплив тектонічних опускань на цих ділянках земної поверхні. Нагромадження тут різноманітного осадового матеріалу сприяє загальній тенденції котловин до опускання, і навпаки, дену­даційні процеси, характерні для материкових виступів, зумовлюють ізостатичні підняття материків.

Рельєф дна океанічних котловин досить одноманітний, проте мож­на розрізнити рельєф, складений поверхнями плоских абісальних рівнин із незначними ухилами поверхні. Вони здебільшого займають ділянки котловин, що розміщені поблизу материкового схилу і Підніжжя. Саме тут, очевидно, нагромаджується більшість осадових відкладів, що приносяться з шельфу та материкового схилу. їхня товщина становить понад 1,5 км.

Абісальні пагорби вкривають також значну частину поверхні океанічних котловин далі від материкового схилу в бік центральних частин котловин. Пагорби — це порівняно невисокі ізометричні підви­щення діаметром (біля підніжжя) від кількох десятків метрів до кількох кілометрів і заввишки від кількох метрів до кількох десятків, іноді — кількох сотень метрів, у деяких випадках — до 1000 м. їх походження пов’язують із незначними за потужністю ефузіями, що виникають під час утворення на дні котловин мережі дрібних текто­нічних розломів у процесі опускання дна пагорбів. Ці дрібні форми вулканічного походження є нібито «недорозвиненими вулканами», подальшому розвитку яких заважає значний тиск океанської води, внаслідок чого у разі незначного живлення магмою вулканічна діяльність згасає. Формуються центральні вулканічні утворення на зразок лаколітів та щитових вулканів, які згодом вкриваються осадо­вими породами і набувають згладжених обрисів. Зважаючи на значні площі, що припадають на ці форми рельєфу у межах велетенських просторів океанічних котловин, цей генетичний тип рельєфу на Землі є найпоширенішим.

Океанічні котловини зазвичай чітко відокремлені у межах ложа океану серединно-океанічними хребтами або так званими склепінчас­тими та розломно-бриловими хребтами типу горстів. Вони утво­рилися внаслідок різних за амплітудою тектонічних піднять, що в одних випадках сформували склепіння-височини, а в інших — висо- чини-горсти. Зазначені великі позитивні складові рельєфу ложа оке­ану часто мають будову кори, що відрізняється від океанічної, іноді вони є залишками так званих океанічних платформ (ділянок кори з наявністю ознак процесу гранітизації).

Для височин, що розділяють океанічні котловини, часто характер­ними є ознаки розломної тектоніки. Оскільки тектонічних розлом- них деформацій тут зазнають ділянки земної кори значної товщини, то розломи досить глибокі та мають велику довжину. Тому магма­тична діяльність (ефузії) представлена тут у значно більших масш­табах. Наслідком її стало утворення вулканічних підводних ланцюгів, вершини яких у вигляді островів часто виступають над поверхнею океанів, або вулканічних масивів. Останні сформувалися в умовах не окремих тектонічних розломів, а за наявності їхньої відносно роз-

т

галуженої мережі. Саме тому на перетині розломних порушень вияв­лено вулканічні процеси, якими були сформовані переважно ізомет­ричні вулканічні масиви.

Деякі розломні порушення у межах височин ложа океанів мають велетенські розміри: їхні уступи сягають у висоту за вертикальних переміщень 1,0 —1,5 км. Значні розміри цих форм сформувалися за відсутності значних денудаційних процесів у межах ложа океану, тому такі нерівності зберігають свій первинний вигляд тривалий час.

Серединно-океанічні хребти утворюють єдину планетарну систе­му великих виступів океанічного дна в осьовій частині океанів і, як зазначалося, є свідками тривалого рифтогенезу (рис. 16). Це дуже великі за розмірами (завдовжки — десятки тисяч кілометрів, зав­ширшки — до 2000 км, заввишки — до 6 км) склепіння зі складно- розчленованим рельєфом схилів, особливо їхньої осьової зони. У зоні осьових частин хребтів поширені дещо асиметричні хребти, що розді­ляються глибокими, різко виокремленими зниженнями — власне риф- товими розколинами (рис. 17). Останні мають значну відносну гли­бину (іноді до 2000 — 3000 м), плоске дно та стрімкі схили, що тяг­нуться відповідно до протяжності серединно-океанічних хребтів.

Відомо кілька особливостей геологічного та геофізичного харак­теру, які вирізняють серединно-океанічні хребти серед інших утво­рень земної кори, що доводить унікальність їхньої геоморфологіч­ної будови. Це надмірно високі величини швидкостей пружних сей­смічних хвиль і теплового потоку (від 3 до 10 мккал/(см² • с^-1) або (12,57 - 40,87) • 10^_6 Дж/(см²-с)). Серединно-океанічним хребтам й особливо рифтовим зонам властиві висока сейсмічність і прилеглість численних острівних й підводних вулканів до гребенів та схилів цих хребтів. Ці ознаки, а також різка розчленованість рельєфу вказують на те, що серединно-океанічні хребти є областями інтенсивного сучас­ного гороутворення, хоча вони значно відрізняються від геосинклі­нальних областей за характером і механізмом тектонічних процесів. Як зазначалося вище, під час геосинклінального процесу відбуваєть­ся прогинання земної кори, нагромадження і гранітизація осадових порід, що надалі зумовлює інверсію рельєфу та утворення гігантсь­ких гірських споруд на місці колишнього геосинклінального басей­ну. У рифтових зонах серединно-океанічних хребтів відбувається загальне здування земної кори, що спричинює зламування кори, про­никнення ультраосновних порід, утворення рифтових структур.

На планових обрисах серединно-океанічних хребтів представлені так звані трансформні розломи, що порушують загальну лінійну кон-

Рис. 16. Планетарна система серединно-оке- анічних хребтів (за О. Леонтьєвим і Г. Рича- говим, 1979):

а — підводна окраїна материків; 6 — перехідні зони; в — ложе океану; г — серединно-океанічні хребти; І — хребет Гаккеля; 2 — хребет Кніпо- вича; 3 — хребет Мона і Кольбенсей; 4 — хребет Рейкьянес; 5 — Північноатлантичний хребет; 6 — Південноатлантичний хребет; 7 — Африкано-Ан- тарктичний хребет; 8 — Західноіндійський хре­бет; 9 — Аравійсько-Індійський хребет; 10 — Центральноіндійський хребет; 11 — Австрало- Антарктичний хребет; 12 — Південнотихоокеан- ський хребет; ІЗ — Східнотихоокеанський хре­бет; 14 — хребет Горда і Хуан де Фука

Рис. 17. Схематичний попереч­ний переріз типового середин­но-океанічного хребта

ф

о

ігурацію хребтів. Вони зміщують деякі ділянки хребтів на кілька­сот кілометрів убік від загального напряму їхніх осьових частин (риф- тових западин).

Основна причина утворення трансформних розломів — нерівно­мірність напружень, що виникають на межі літосферних плит. Як розсування земної кори, так і її стиснення можуть ускладнюватися внаслідок утворення трансформного розлому, вздовж якого рух країв двох плит має переважно характер горизонтального зсування. При цьому площа поверхні кожної плити вздовж трансформних меж за­лишається незмінною. Трансформними ці межі називають тому, що вони переводять дивергентну або конвергентну межу, розміщену вздовж однієї лінії на поверхні Землі, в аналогічну або протилежну за типом межу вздовж іншої лінії. Дивергентні межі — це напрями поширення рифтових западин і серединно-океанічних хребтів, тобто райони земної кори, що зазнають розтягування, внаслідок чого відбу­вається нарощування океанічної кори, а конвергентні межі — це напрями простягання глибоководних жолобів, острівних дуг, склад- часто-брилових гірських країн на материках, тобто планетарні пояси стискання літосфери.

Формування трансформних розломів, імовірно, також відбувається внаслідок зміни ротаційних напружень, зумовлених кутовою швидкіс­тю обертання поверхні Землі. Оскільки гірські породи, які формують­ся у рифтових зонах, є ефузивними, то під час їхнього виливу на поверх­ню дна океанів завдяки пластичності вони легко деформуються рота­ційними напруженнями і сприяють утворенню первинних порушень, поперечних до простягання серединно-океанічних хребтів. Первинні порушення згодом зумовлюють напрями закладання розломів у разі подальшого розсування океанічного дна у рифтових зонах і врешті- решт виникають великі трансформні розломи (рис. 18).

Із наведеного вище випливає, що у формуванні планетарних форм рельєфу Землі провідну роль відіграють ендогенні чинники. Вплив деяких з них на утворення материкових виступів, океанічних запа­

дин, серединно-океанічних хребтів та геосинклінальних поясів три­ває досить довго (навіть у геологічному відношенні). За цей період тектонічні рухи різних видів і масштабів разом із магматизмом різних типів неодноразово формували й перетворювали земну кору, внаслі­док чого утворилися сучасні глобальні ознаки земної поверхні.

Учені неодноразово намагалися пояснити причини утворення та закономірності розподілу на земній поверхні материків та океанів — головних ознак зовнішнього вигляду Землі.

Криза у теоретичній геології, яка виникла на межі XIX і XX ст., сприяла активним пошукам нових пояснень глибинного розвитку Землі, зокрема геологічних феноменів, а також причин формування планетарних форм рельєфу. Тому на межі століть з’явилися дві стат­ті — американського геолога Ф. Тейлора (1910) та німецького геофі­зика і метеоролога А. Вегенера (1912), — в яких висловлювалося припущення про можливість значних горизонтальних переміщень ма­териків. Проте появу у теоретичній геології нового напряму — мобі- лізму — пов’язують зазвичай з іменем А. Вегенера. Вченого, як і деяких інших дослідників (А. Снайдер-Пеллегріні, росіянин-самоук Є. Биханов), вразила дивна подібність обрисів окраїн материків, що охоплюють Атлантичний океан. Щоб аргументувати свою гіпотезу «дрейфу континентів», А. Вегенер та його послідовники застосува­ли численні факти, розподілені на чотири групи: геоморфологічні, геологічні, палеонтологічні та палеокліматичні.

Найпростішим і найпереконливішим аргументом була подібність обрисів берегових ліній материків по обидва боки Атлантики, тобто геоморфологічні дані. Менш виразною, проте також переконливою, виявилася подібність обрисів берегових ліній материків, розміщених навколо Індійського океану. Формальна реконструкція розміщення континентів у геологічному минулому, проведена завдяки наближен­ню до найбільшого збігу обрисів окраїн материків, дала змогу А. Ве- генеру припустити, що на початку мезозою (приблизно 200 млн років тому) всі сучасні материки були частинами єдиного цілого — гігант­ського континенту — Пангеї. Цей суперконтинент складався з двох великих частин, які відрізнялися за своїм розвитком, що передував їх об’єднанню: північної (Лавразії), яка об’єднувала сучасну Європу, Азію (без Індостану) та Північну Америку, і південної (Гондвани), до складу якої входили Південна Америка, Африка, Антарктида, Індо­стан, Австралія. Між південно-східною межею Лавразії та північно- східною межею Гондвани знаходилася западина давнього океану Тетіс У вигляді величезної затоки.

Рис. 18. Найважливіші складові рельєфу дна Атлантичного океану (за О. Ле- онтьєвим і Г. Ричаговим, 1979):

1 — підводні окраїни материків; 2 — глибоководні жолоби; 3 — острівні дуги; 4 — котловини морів перехідних зон; 5 — плоскі абісальні рівнини ложа океану; б — горбисті абісальні рівнини ложа океану; 7 — хребти і височини; 8 — серединно- океанічні хребти; 9 — розломи; /0 — зона рифтів осьової частини серединно-океаніч-

На користь гіпотези існування Пангеї переконливо свідчить подібність геологічних розрізів пізньопалеозойських і ранньомезо- зойських порід на суміжних материках навіть у дрібних деталях скла­ду та будови крайових зон Африки й Південної Америки, які нині перебувають на відстані, що становить тисячі кілометрів. Перші істотні відмінності у геологічній будові берегових районів цих материків з’я­вилися лише у пізньоюрський ранньокрейдовий період, тобто близько 130 млн років тому. Розкол Пангеї супроводжувався могутнім вили­вом базальтових лав, що в деяких місцях (наприклад, в Індії) утвори­ли потужні покриви.

Про єдність ранньопалеозойських материків — Лавразії та Гондвани, що об’єдналися наприкінці палеозою в єдине ціле — Пан- гею — свідчать скам’янілі рештки рослин і тварин (палеонтологічні дані). Уся давня фауна й флора південних материків утворює єдине угруповання, яке існувало у давні часи в одному регіоні. Зокрема, на початку XX ст. рештки листозаврів (плазунів, схожих на сучасних гіпопотамів, які жили у прісноводних водоймах близько 200 млн ро­ків тому) було знайдено в Африці та Південній Америці, а на початку 60-х років XX ст. — в Антарктиді.

Чимало аналогічних свідчень зафіксовано за давніми рослинними окам’янілостями, зокрема у пермський період на всіх материках, що раніше входили до складу Гондвани, були поширені близькі види голонасінних рослин, переважно голосоптериди, хоча їхнє насіння не могло подолати під час міграції значну відстань у солоній воді або бути перенесеним птахами, яких тоді не існувало.

Важливим аргументом на користь «дрейфу материків» були па- леокліматичні дані, узагальнені А. Вегенером. На той час геологи, які досліджували материки південної півкулі, знайшли сліди пізньопалео- зойського покривного зледеніння. Залишки давніх морен (специфічні гірські породи — тіліти), різні форми рельєфу льодовикового похо­дження були знайдені у Південній Америці, Африці, Австралії, Індії, а в 50 —60-х роках XX ст. — в Антарктиді. На підставі аналізу поши­рення залишків покривного зледеніння кам’яновугільного періоду А. Вегенер зробив припущення про існування в ті часи єдиного ма-

ного хребта; на схемі: 1 — кутове підняття; 2 — Бермудське плато; З — височина Демерера; 4 — височина Ріу-Гранде; 5 — Південноантильський хребет; 6 — височина Сьєрра-Леоне; котловини ложа океану: Л — Лабрадорська; ПА — Північноамери­канська; Г — Гайянська; Б — Бразильська; Ар — Аргентинська; АА — Африкансько- Антарктична; К — Капська; ЗЄ — Західноєвропейська; серединно-океанічні хребти: * ~ Рейкьянес; И — Серединно-атлантичний; III — Африкансько-Антарктичний терика Гондвани, що впродовж кам’яновугільного і ранньопермсько- і го періодів знаходився поблизу Південного географічного полюса.

Узагальнюючи численні дані, А. Вегенер довів, що розпад Пангеї почався із розкриття Північної Атлантики наприкінці тріасового — ] на початку юрського періоду, а розкол Гондвани — наприкінці юрсько­го — на початку крейдового, тобто близько 130 млн років тому. Роз­виток відмінних форм життя на постгондванських материках почав­ся лише у крейдовий період.

Ідеї німецького вченого привернули увагу багатьох фахівців. Проте у гіпотезі «дрейфу материків» було чимало недоліків: а) невідомою залишалася причина, що змушувала великі уламки земної кори руха­тися у горизонтальному напрямку; б) не зрозуміло, як могли «плава­ти» материки по речовині мантії, якщо відомо про глибинні сейсмо- фокальні зони з осередками землетрусів на глибинах до 600 км. Гіпо­тезу А. Вегенера не прийняла більшість геологів світу, на той час панувала геосинклінальна теорія розвитку земної кори. Наприкінці 50-х — на початку 60-х років XX ст. неприйняття концепції мобіліз- му було настільки сильним, що, наприклад, серед геологів колишнього СРСР її прихильниками були лише три вчених — Б. Личков (Лені­нград), П. Кропоткін (Москва) та В. Васильєв (Саратов).

Перелом настав на початку 60-х років XX ст., коли декан геологіч­ного факультету Прінстонського університету (США) Г. Хесс у праці «Геопоетичне есе» висловив припущення, що гаряча, частково роз­плавлена мантійна речовина піднімається вздовж рифтових тріщин, які в той час уперше були протрасовані за сейсмологічними даними, і, як з’ясувалося, утворювали єдину світову систему. Піднімаючись, мантійна речовина має розтікатися у різні боки від осі розколини і «розтягати» океанічне дно. Крім того, розплавлена мантійна речови­на під час підняття заповнює рифтову тріщину, охолоджується та кристалізується у ній і в подальшому, розриваючись приблизно посе­редині, нарощує таким чином окраїни океанічної кори. Г. Хесс писав: «Цей процес дещо відрізняється від процесу дрейфу материків. Кон­тиненти не прокладають собі шлях через океанічне дно під впливом будь-якої невідомої сили, а пасивно пливуть у мантійному матеріалі, що піднімається вгору під гребенем хребта і надалі поширюється в обидва боки від нього». Це і було основною причиною розростання океанічного дна.

У подальшому його припущення підтвердилося новими наукови­ми даними. Відомо, що у момент застигання виверженої гірської по­роди, за температури, нижчої від точки Кюрі, феромагнітні матеріа­ли, ЩО містяться у породі, намагнічуються й орієнтуються відповідно до існуючого на цей час магнітного поля. За своїми середніми зна­ченнями за 100 тис. років магнітне поле Землі є дуже близьким до поля осьового центрального диполя, тобто поля магніту, вміщеного в центрі планети і спрямованого згідно з географічною віссю. Отже, вивчаючи палеомагнетизм давніх порід, можна визначити напрям палеомеридіана і, найголовніше, палеошироту того місця, де ця поро­да утворилася. Найперші палеомагнітні дослідження довели, що за геологічний час відбувалися зміни палеоширот усіх континентів, при­чому ці зміни за останні 150 — 200 млн років повністю відповідали реконструкціям А. Вегенера щодо розпаду Пангеї.

Гіпотезу Г. Хесса також було підтверджено даними вивчення віку порід океанічного дна. У рифтових тріщинах вік гірських порід су­часний, а біля підніжжя серединно-океанічних хребтів, звернених у бік материків, він сягає 80— 100 млн років. Найдавніші гірські поро­ди розміщені по окраїнах материків і мають вік 150 — 160 млн років, або лише 3 % віку Землі.

На користь цієї гіпотези свідчать і новітні дані щодо сейсмофо- кальних зон, що простягаються під різними кутами (від 30° до 70°) вглиб мантії на глибину до кількасот кілометрів, що є результатом утискування чи підсування океанічної літосфери під материкову. Особливості рельєфу океанічного дна (острівні дуги та глибоководні жолоби), трансформні розломи, вздовж яких окраїни материкових плит ковзають без значного розсування чи підсування, розміщення поясів сейсмічної активності та інші важливі наукові відкриття доб­ре пояснювала гіпотеза Г. Хесса, і до кінця 60-х років минулого сто­ліття на її основі були сформульовані основні положення тектоніки літосферних плит.

На поверхні нашої планети під впливом конвекційних течій мантії переміщуються сферичні плити літосфери (твердої оболонки Землі), У межах якої всі петрологічні складові (мінеральні агрегати, гірські породи різного походження) перебувають у кристалічному стані. Тому лише літосфері водночас властиві міцність і крихкість, що призво­дить унаслідок тривалих тектонічних навантажень до руйнування. Такі розриви літосфери супроводжуються землетрусами. Нижня ча­стина літосфери перебуває в умовах, коли температура досягає такої величини, за якої відбувається кристалізація (або плавлення) базальтів; початок їх плавлення означає фазовий перехід літосфери в астено­сферу, тобто нестійку сферу. Верхня частина літосфери формує ЗОВНІШНІЙ вигляд Землі.

Найважливіші геологічні процеси відбуваються по краях плит. їх поділяють на три головні типи. Перший — це дивергентні (такі, що розходяться) окраїни. У щойно утворену рифтову розколину надхо'- дить розплавлена мантійна речовина. Досягнувши поверхні, вона охо­лоджується, переходить у кристалічний стан і формує нову океанічну літосферу. Тому розколювання континентальної літосфери та розсу­вання окраїн двох материків зумовлюють появу між ними нового океану, тобто глибокої западини, заповненої водою, днище якої є оке­анічною корою.

Другий тип країв літосферних плит — конвергентні, які, в свою чергу, поділяють на два підтипи. Перший спостерігається у разі зіштов­хування океанічної плити з іншою плитою (океанічною чи материко­вою), внаслідок чого вона занурюється у мантію. Такий процес нази­вають субдукцією. Занурення зумовлює утворення глибоководних жолобів та острівних дуг (наприклад, Курильської, Алеутської острів­них дуг чи Перуанського глибоководного жолоба). У разі різного гіпсометричного положення літосферних плит, що зазнають колізій, може виявитися, що легша материкова плита наповзатиме на важчу океанічну і здійматиметься над нею. При цьому насування (обдук- ція) спричинятиме здіймання наповзаючої плити над первинною по­верхнею з утворенням у рельєфі гірської країни (наприклад, сучас­ний процес обдукції відбувається у східній частині Середземного моря, де плита Егейського моря насувається на ложе Середземного моря). Другий підтип конвергентних меж можна спостерігати там, де зіштовху­ються континентальні окраїни плит. їхня відносно однакова динамічна активність і значно легший, ніж у мантії, речовинний склад відіграють у материковій літосфері ефект «корка» і не дають змогу материковій корі глибоко занурюватися в астеносферу. Тому зіткнення континен­тальних окраїн призводить до появи геосинклінального процесу. Кла­сичним сучасним прикладом цього є Середземноморсько-Гімалайський геосинклінальний пояс.

Третій тип країв літосферних плит — трансформні розломи, вздовж яких окраїни плит ковзають без істотного розсування або насування.

Вважають, що великих літосферних плит небагато — всього вісім чи дев’ять. їх кількість залежить від того, який характерний розмір плити та яку швидкість її відносного зміщення обирають за вихідні дані. Нині налічується понад 20 малих плит, які зосереджені пере­важно у межах Альпійсько-Гімалайського та аналогічного йому за геодинамічною природою Тихоокеанського планетарних поясів стис­кування літосфери.

Розміщення плит на поверхні Землі та інші геофізичні дані дають підстави вважати, що переміщення літосферних плит зумовлене мас­штабними конвекційними течіями мантії, які пронизують її аж до поверхні ядра.

Сучасний стан теорії літосферних плит (нової глобальної тектоні­ки) дає змогу сформулювати такі її загальні положення (за В. Кир- кінським, 1987).

1. Літосфера Землі розділена на величезні плити, ізостатично зрівноважені на пластичній астеносфері.

2. Літосферні плити горизонтально переміщуються одна відносно одної зі швидкістю кілька сантиметрів за рік. Переміщення плит мо­жуть бути описані як їхні обертання навколо певних осей, спільних для суміжних плит. Швидкість розсування плит стрибкоподібно зро­стає від полюсів розростання до екваторів на паралельних останнім трансформних розломах. Виходячи з орієнтації цих розломів, можна побудувати глобальну картину відносних рухів плит.

3. На межі літосферних плит концентрується основна тектонічна, сейсмічна та магматична активність планети.

4. У зоні розсуву (рифту) відбувається підняття з астеносфери розігрітого мантійного матеріалу з виплавлянням із нього базальтів, які під час кристалізації нарощують краї плит. Вік базальтів океаніч­ного дна збільшується у міру віддалення від рифтових зон. Підви­щення теплового потоку в останніх зумовлює утворення серединно- океанічних хребтів.

5. Під час зближення плит океанічна частина однієї з них може зануритися (субдукувати) під іншу по похилій площині сейсмофо- кальної зони Беньоффа —Заварицького. У насунутій частині плити виявляються скиди, складчастість, а також вулканізм переважно анде­зитового характеру.

6. Субдукція плит компенсує нарощування нової кори у рифто­вих зонах, а тому загальний обсяг Землі залишається майже незмінним.

7. Під час зіткнення континентальних частин плит утворюються насуви і шар’яжі, формуються орогенні пояси, що супроводжується тектонічно-магматичною активізацією.

8. Геосинкліналі зароджуються в океанічних районах на межі з континентами, їхня еволюція пов’язана з горизонтальним рухом літо­сферних плит.

9. Взаємні горизонтальні переміщення літосферних плит упро­довж принаймні останніх кількох сотень мільйонів років є визна­чальним чинником розвитку Землі.

Незважаючи на усі переваги, у зазначеній концепції виявилося чимало недоліків і суперечностей, що змусило багатьох учених вива­жено поставитися до концепції нової глобальної тектоніки.

ТЕКТОНІЧНІ РУХИ,

ЇХ БЕЗПОСЕРЕДНЯ Й ОПОСЕРЕДКОВАНА РОЛЬ