Мощность океанической земной коры колеблется от 4 до 15 км, мощность земной коры на материках изменяется в пределах 15—80 км.
В океанах отсутствует «гранитный» слой, развитый на материках. Иногда в области океанических плит вместо него наблюдается так называемый «второй» слой — слой уплотненных осадков или вулканогенного материала.
Мощность «базальтового» слоя в пределах океанов меньше (4—15 км), чем на материках (10—40 км).
Мощность осадков на океанических платформах также значительно меньше, чем на материках (до 1—2 км).
Анализ этих данных показывает, что базальтовый слой распространен повсеместно, а гранитный только на материках, т. е. там, где земная кора прошла геосинклинальную стадию развития. Так как в области океанов гранитный слой отсутствует, можно думать, что земная кора в области океанов находится в догеосинклинальной стадии и что развитие земной коры направлено от океанической стадии к платформенной.
Мощность океанической земной коры колеблется от 4 до 15 км, мощность земной коры на материках изменяется в пределах 15—80 км.
В океанах отсутствует «гранитный» слой, развитый на материках. Иногда в области океанических плит вместо него наблюдается так называемый «второй» слой — слой уплотненных осадков или вулканогенного материала.
Мощность «базальтового» слоя в пределах океанов меньше (4—15 км), чем на материках (10—40 км).
Мощность осадков на океанических платформах также значительно меньше, чем на материках (до 1—2 км).
Анализ этих данных показывает, что базальтовый слой распространен повсеместно, а гранитный только на материках, т. е. там, где земная кора прошла геосинклинальную стадию развития. Так как в области океанов гранитный слой отсутствует, можно думать, что земная кора в области океанов находится в догеосинклинальной стадии и что развитие земной коры направлено от океанической стадии к платформенной.
1 — осадочный слой- 2 — гранитный слой; 3 — базальтовый слой; 4 — верхняя мантия перидотиювого состава, нормальной плотности; 5-то же, разуплотненная; 5-то же, повышенной плотности; 7 — верхняя мантия эклогитового (?) состава
Изучение океанического дна позволило выделить в пределах океанов три важнейших типа тектонических структур: 1) области до-кайнозойской складчатости; 2) кайнозойские складчатые и геосинклинальные области; 3) области древних и молодых океанических платформ—древние и молодые талассократоны.
Области докайнозойской складчатости. Это подводные продолжения различных тектонических зон материков. Для них характерны те же особенности строения и развития, что и для материковой земной коры. Наибольшую ширину эти области имеют по северной окраине Евразии.
Кайнозойские складчатые и геосинклинальные области. Эти области расположены между подводными продолжениями материков и глубоководными геосинклинальными желобами или краями океанических платформ и являются областями большой тектонической и сейсмической активности. К ним относятся Тихоокеанский и Альпийский пояса. В пределах Альпийского пояса геосинклинальный режим почти полностью завершен; Тихоокеанский же — современный геосинклинальный пояс.
В пределах этих поясов выделяются глубокие океанические геосинклинальные желоба, геоантиклинали островных дуг и глубокие геосинклинальные котловины краевых морей, а также крупные горные массивы — участки до-неогеновой складчатости.
В пределах Альпийского пояса желоба, хребты и котловины выражены менее четко, чем в Тихоокеанском. Здесь преобладают блоковые структуры, образующиеся обычно на более поздних стадиях развития геосинклинальных областей.
Области древних и молодых океанических платформ— океаническое ложе — асейсмичная область и, как материковая платформа, отличается слабой тектонической активностью. Однако океанические платформы резко отличаются от материковых по своему строению, свойствам и истории развития (геосинклинальная стадия для них не установлена), и потому им дают особое название — талассократоны. Возраст талассократонов неодинаков: талассо-кратон Тихого океана, очевидно, существует с докембрия; восточная часть Индийского — с палеозоя; западная его часть, а также талассократоны Атлантического и Северного Ледовитого океанов — с конца мезозоя. Поэтому выделяют древний талассократон — Тихоокеанский и молодые — все остальные.
Талассократоны состоят из ряда котловин — монолитных плит, разделенных поднятиями разного строения и происхождения. Кроме того, имеются зоны разломов, тектонические рвы, многочисленные вулканы, хребты и гряды. Из всех поднятий особенно интересны срединно-океа-нические хребты. Они протягиваются на огромные расстояния полосами до 1000 км в поперечнике, поднимаясь над ложем на 2—3 км. Отдельные их вершины выступают в виде вулканических островов. Из всех тектонических элементов океанических платформ только эти хребты являются сейсмичными областями. Это области современного горообразования и вулканизма. В их осевых частях развиты узкие и глубокие желоба — рифтовые долины, по имени которых и сами хребты называются рифтовыми. Рифты рассматривают как осевые трещины растяжения. Глубина их нередко больше высоты самого хребта.
К срединно-океаническим хребтам относятся: Срединно-Атлантиче-ский и его северное продолжение хр. Мона, Срединно-Индоокеанский с его северо-западной ветвью — Аравийско-Индийским хребтом, и некоторые другие.