Crusta oceanică. perioadă lungă de timp Scoarta oceanică a fost considerată ca un model cu două straturi, constând dintr-un strat sedimentar superior și un strat inferior de „bazalt”. Ca urmare a studiilor seismice detaliate efectuate prin forarea a numeroase sonde și dragarea repetă (prelevarea probelor de rocă de pe fundul oceanului prin dragă), structura scoartei oceanice a fost rafinată semnificativ. Conform datelor moderne, scoarța oceanică are o structură cu trei straturi cu o grosime de 5 până la 9 (12) km, mai des 6-7 km. O oarecare creștere a puterii este observată sub insulele oceanice.

1. Stratul superior, primul strat al scoarței oceanice – sedimentar, este format în principal din diverse sedimente care se află în stare afânată. Grosimea sa este de la câteva sute de metri până la 1 km. Viteza de propagare a undelor seismice (Vp) în ea este de 2,0-2,5 km/s.

2. Al doilea strat oceanic, situat mai jos, conform datelor de foraj, este compus în principal din bazalt cu straturi intermediare de roci carbonatice și silicioase. Grosimea sa este de la 1,0-1,5 la 2,5-3,0 km. Viteza undelor seismice (vp) 3,5-4,5 (5) km/s.

3. Al treilea strat oceanic, inferior, de mare viteză nu a fost încă forat. Dar conform datelor de dragare efectuată din navele de cercetare, acesta este compus din roci magmatice de bază de tip gabbro cu roci ultrabazice subordonate (serpentinite, piroxenite). Grosimea sa conform datelor seismice este de la 3,5 la 5,0 km. viteza undei seismice (vp) de la 6,3-6,5 km/s, iar pe alocuri crește la 7,0 (7,4) km/s.

De la Wikipedia, enciclopedia liberă

Vârsta scoartei oceanice. Roșu arată cele mai tinere situri, albastru - cele mai vechi.

crustă oceanică- tip de scoarță terestră, comună în oceane. Scoarța oceanelor diferă de continente prin grosimea (grosimea) mai mică și compoziția bazaltică. Se formează pe crestele oceanice și se absoarbe în zonele de subducție. Fragmentele antice de scoarță oceanică păstrate în structuri pliate de pe continente se numesc ofiolite. În crestele oceanice de mijloc, se produce intensitate, în urma căreia elementele ușor solubile sunt scoase din ea.

Anual, în crestele oceanice se formează 3,4 km² de crustă oceanică cu un volum de 24 km³ și o masă de 7 × 10 10 tone de roci magmatice. Densitate medie crusta oceanică aproximativ 3,3 g/cm³. Masa scoarței oceanice este estimată la 5,9 × 10 18 tone (0,1% din masa totală a Pământului sau 21% din masa totală a scoarței). Astfel, timpul mediu de reînnoire a scoartei oceanice este mai mic de 100 Ma; cea mai veche crustă oceanică, situată în fundul oceanului, s-a păstrat în bazin Pigafettaîn Oceanul Pacific și are o vârstă jurasică (156 milioane de ani).

Scoarta oceanică este formată în principal din bazalt și, fiind absorbită în zone de subducție, se transformă în roci foarte metamorfozate - eclogite. Eclogitele au o densitate mai mare decât cele mai comune roci de manta, peridotitele și se scufundă în adâncime. Ei zăbovesc la limita dintre mantaua superioară și inferioară, la o adâncime de aproximativ 660 de kilometri, și apoi pătrund în mantaua inferioară. Potrivit unor estimări, eclogitele, care formau anterior crusta oceanică, reprezintă acum aproximativ 7% din masa mantalei.

Fragmente relativ mici din crusta oceanică antică pot fi excluse din circulația de răspândire-subducție în bazine închise închise ca urmare a ciocnirii continentelor. Un exemplu de astfel de sit poate fi partea de nord a depresiunii Mării Caspice, a cărei fundație, potrivit unor cercetători, este compusă din crusta oceanică devoniană.

Crusta oceanică se poate strecura deasupra crustei continentale, ca urmare a obducției. Așa se formează cele mai mari complexe de ofiolit de tipul complexului de ofiolit Semail.

Structura scoartei oceanice

Scoarta oceanică standard are o grosime de 7 km și o structură strict regulată. De sus în jos, este compus din următoarele complexe:

• roci sedimentare reprezentate de sedimente oceanice de adâncime.
• învelişurile de bazalt au erupt sub apă.
• Complexul de diguri este format din diguri de bazalt imbricate.
• strat de bază stratificat

Scoarta terestra numit învelișul solid exterior al Pământului, mărginit de jos de suprafața lui Mohorovichich, sau Moho, care se distinge printr-o creștere bruscă a vitezei undelor elastice atunci când trec de la suprafața Pământului în adâncurile sale.

Sub suprafața Mohorovichic se află următoarea înveliș dur - Mantaua superioara . Partea superioară a mantalei, împreună cu scoarța terestră, este o înveliș solidă rigidă și fragilă a Pământului. - litosferă (piatră). Este susținut de mai mult plastic și pliabil la deformare, straturi mai puțin vâscoase ale mantalei - astenosferă (slab). În ea, temperatura este apropiată de punctul de topire al substanței mantalei, dar din cauza presiunii ridicate, substanța nu se topește, ci este în stare amorfă și poate curge, rămânând solidă, ca un ghețar în munți. Este astenosfera care este stratul de plastic de-a lungul căruia plutesc blocuri individuale ale litosferei.

Grosimea scoarței terestre pe continente este de aproximativ 30-40 km, sub lanțurile muntoase crește la 80 km (tip continental de scoarță terestră). Sub partea adâncă a oceanelor, grosimea scoarței terestre este de 5-15 km (tip oceanic al scoarței terestre). În medie, talpa scoarței terestre (suprafața lui Mohorovichich) se află sub continente la o adâncime de 35 km, iar sub oceane la o adâncime de 7 km, adică crusta oceanică este de aproximativ cinci ori mai subțire decât cea continentală. crustă.

Pe lângă diferențele de grosime, există diferențe în structura scoarței terestre de tipuri continentale și oceanice.

crusta continentală este format din trei straturi: superior - sedimentar, extinzându-se în medie până la o adâncime de 5 km; granit mediu (denumirea se datorează faptului că viteza undelor seismice în el este aceeași cu cea a granitului) cu o grosime medie de 10-15 km; cea de jos este bazalt, de aproximativ 15 km grosime.

crustă oceanică de asemenea, este format din trei straturi: superior - sedimentar la o adâncime de 1 km; de talie medie, cu o compoziție puțin cunoscută, care apar la adâncimi de la 1 la 2,5 km; cea de jos este bazaltică cu o grosime de aproximativ 5 km.

O reprezentare vizuală a naturii distribuției înălțimii și adâncimii terenului fundul oceanului dă curba hipografică (Fig. 1). Ea reflectă raportul dintre zonele învelișului solid al Pământului cu diferite înălțimi pe uscat și cu diferite adâncimi în mare. Cu ajutorul curbei, se calculează valorile medii ale înălțimii terenului (840 m) și adâncimea medie a mării (-3880 m). Dacă nu ținem cont de regiunile muntoase și depresiunile de adâncime, care ocupă o suprafață relativ mică, atunci pe curba hipografică se disting clar două niveluri predominante: nivelul platformei continentale cu o înălțime de aproximativ 1000 m și nivelul patului oceanic cu cote de la -2000 la -6000 m. zona este o margine relativ ascutita si se numeste versant continental. Astfel, granița naturală care separă oceanul și continentele nu este linia de coastă vizibilă, ci marginea exterioară a versantului.

Orez. Fig. 1. Curba hipsografică (A) și profilul generalizat al fundului oceanului (B). (I - marginea subacvatică a continentelor, II - zona de tranziție, III - fundul oceanului, IV - crestele mijlocii oceanice).

În cadrul părții oceanice a hipsograficului (batigrafic) Curba distinge patru etape principale ale topografiei de fund: platforma continentală (0-200 m), versantul continental (200-2000 m), fundul oceanului (2000-6000 m) și depresiunile de adâncime (6000-2000 m). 11000 m).

Raft (continent)- continuarea subacvatică a continentului. Aceasta este o zonă a scoarței continentale, care se caracterizează în general printr-un relief plat cu urme de văi inundate de râuri, glaciație cuaternară și linii de coastă antice.

Limita exterioară a raftului este margine - o inflexiune accentuata a fundului, dincolo de care incepe versantul continental. Adâncime medie marginea raftului este de 130 m, cu toate acestea, în cazuri specifice, adâncimea acestuia poate varia. Lățimea raftului variază într-o gamă foarte largă: de la zero (într-un număr de zone ale coastei africane) la mii de kilometri (în largul coastei de nord a Asiei). În general, raftul ocupă aproximativ 7% din suprafața Oceanului Mondial.

versant continental- zona de la marginea platformei până la piciorul continental, adică înainte de trecerea versantului la un fund oceanic mai plat. Unghiul mediu de înclinare al versantului continental este de aproximativ 6°, dar adesea abruptul versantului poate crește până la 20-30 0 , iar în unele cazuri sunt posibile margini aproape abrupte. Lățimea versantului continental din cauza căderii abrupte este de obicei mică - aproximativ 100 km.

Relieful versantului continental se caracterizează printr-o mare complexitate și diversitate, dar forma sa cea mai caracteristică este canioane submarine . Acestea sunt jgheaburi înguste, cu un unghi mare de incidență de-a lungul profilului longitudinal și pante abrupte. Vârfurile canioanelor subacvatice se deschid adesea în marginea raftului, iar gurile lor ajung la piciorul continental, unde în astfel de cazuri se observă evantai aluvionali de material sedimentar liber.

picior de continent- al treilea element al topografiei fundului oceanic, situat în interiorul crustei continentale. Piciorul continental este o câmpie vastă în pantă formată din roci sedimentare până la 3,5 km grosime. Lățimea acestei câmpii ușor deluroase poate ajunge la sute de kilometri, iar zona este apropiată de cea a platoului și versantului continental.

Pat oceanic- cea mai adâncă parte a fundului oceanului, ocupând mai mult de 2/3 din întreaga suprafață a Oceanului Mondial. Adâncimile predominante ale fundului oceanului variază de la 4 la 6 km, iar relieful de fund este cel mai calm. Principalele elemente ale reliefului fundului oceanic sunt bazinele oceanice, crestele mijlocii oceanice și ridicările oceanice.

bazine oceanice- depresiuni extinse ale fundului oceanului cu adâncimi de aproximativ 5 km. Suprafața nivelată a fundului bazinelor se numește câmpii abisale (fără fond), și se datorează acumulării de material sedimentar adus de pe uscat. Câmpiile abisale din Oceanul Mondial ocupă aproximativ 8% din fundul oceanului.

crestele mijlocii oceanice- zone active tectonic din ocean, în care are loc neoformarea scoarței terestre. Sunt compuse din roci bazaltice formate ca urmare a pătrunderii materiei din mantaua superioară din intestinele Pământului. Acest lucru a condus la particularitatea scoarței terestre a crestelor oceanice și la alocarea acesteia la tipul de rift.

oceanul se ridică- forme mari de relief pozitive ale fundului oceanului, neasociate cu crestele mijlocii oceanice. Ele sunt situate în tipul oceanic al scoarței terestre și se disting prin dimensiuni mari orizontale și verticale.

Au fost descoperite munți separati de origine vulcanică în partea adâncă a oceanului. Se numesc munți submarin cu vârfuri plate, situate la o adâncime mai mare de 200 m guyots.

tranșee de adâncime (jgheaburi)- zonele cu cea mai mare adâncime a Oceanului Mondial, care depășesc 6000 m.

Cea mai adâncă depresiune este șanțul Marianelor, descoperit în 1954 de nava de cercetare Vityaz. Adâncimea sa este de 11022 m.

Unde se duce crusta oceanică?

Procesul de dispariție a oceanului nu este doar o scurgere și ridicare a fundului oceanului. În primul rând, spațiul ocupat de ocean este în scădere. Este presat de blocuri continentale convergente, în spatele cărora are loc nașterea și deschiderea depresiunilor oceanice tinere. Sub presiunea plăcilor litosferice învecinate, zona vechiului ocean începe să se micșoreze, ca pielea de șagre. Unde se duce crusta oceanică antică?

Studiul zonelor care au făcut odată parte din Tethys mezozoic sau marginile acestuia ne permite să vorbim despre trei variante posibile de transformare a scoarței oceanice. Cea mai universală și, în același timp, misterioasă este coborârea în manta de-a lungul zonei Benioff, timp în care crusta se topește și își pierde individualitatea. Acest mecanism de compensare funcționează în prezent în limitele continentale active și arcurile vulcanice insulare.

În epoca modernă, în principal scoarța celor mai vechi, Oceanul Pacific, deși în zonele arcului Mării Scoției, arcul Antilelor Mici, precum și arcurile Sunda și Nicobar sunt distruse blocuri din scoarța oceanelor Atlantic și Indian. Astfel, vorbim despre un proces permanent, și nu despre un mecanism care s-ar porni doar în stadiul de închidere și dispariție a oceanului.

Dovezi ale absorbției scoarței oceanice în zona de subducție, care a avut loc cu multe milioane de ani în urmă, sunt lanțuri de plutoni granitoizi. Ele se formează pe locul vulcanilor care s-au ridicat cândva deasupra zonei Benioff. Deci, pe marginea Pacificului a Americii de Sud, ca parte a Cordillerei de coastă, există uriașe batoliți de granit în lungime, cel mai mare dintre ele este Andinul. După ce am stabilit poziția și vârsta unor astfel de batoliți, marcând marginea antică a oceanului, putem vorbi cu încredere de existența zonei Benioff aici, în care a avut loc absorbția crustei oceanice.

O altă dovadă în acest sens poate fi abundența produselor vulcanice în straturile sedimentare formate în perioada de activitate vulcanică activă, în sistemul arcului marginal - insular sau pe substratul continental. Cu toate acestea, toate acestea sunt doar urme indirecte ale existenței fundului oceanic antic. Doar relicvele crustei oceanice în sine - roci ale asociației ofiolite, adică bazalți de toleiit, ultrabazite, complex de diguri, depozite de geneza de adâncime, pot fi considerate dovezi directe.

Se știe că multe margini active moderne sunt complicate de crestele aseismice, care includ roci smulse din placa oceanică care se cufundă în zona Benioff. Acest complex de acreție este adesea păstrat în timpul închiderii oceanului antic, deși o parte semnificativă a acestor formațiuni poate fi spălată în timpul ridicării și eroziunii. Adevărat, geologii nu sunt întotdeauna capabili să identifice rocile complexului de acreție în secțiuni de roci antice. Dar fragmente din straturile inferioare ale scoarței oceanice se găsesc și în complexul de acreție. Astfel, pe insulele graniței californiane au fost găsite plăci mari de ultramafic și bazalt alterate la diferite stadii de metamorfism. Incluziuni similare sunt cunoscute și în marginea Pacificului din Kamchatka. Aici creează complexe fără rădăcini, care sunt expuse în zonele caperilor Kamchatka. De regulă, ofiolitele care fac parte din ridicările acreționare, în special cele vechi, sunt puternic deformate. Multe rase pot fi modificate aproape dincolo de recunoaștere. Adesea, ele sunt prezente numai sub formă de amestec - mic prăbușit din fragmente de diferite dimensiuni. Caracteristicile structurale și texturale primare ale acestora sunt greu de recunoscut.

Un alt mecanism de deplasare a scoarței oceanice se numește obducție. Găsim foi de ofiolit obduse în principal pe marginile pasive ale continentelor. Spre deosebire de subducția, care constă în scufundarea scoarței oceanice sub cea continentală, în timpul obducției, pe marginea continentală sunt plasate fragmente din fundul oceanului. Cel mai exemplu celebru Complexul de obducție este ofiolita Oman, un complex gros de depozite de apă adâncă împinse peste formațiuni de apă puțin adâncă, cu aspect tipic de raft. Astfel de straturi care sunt străine în raport cu mediul înconjurător sunt definite ca alohtoni. Compoziția alohtonului Oman include în principal turbidite și depozite silicioase radiolarie din epoca mezozoică. Turbiditele sunt în principal carbonatate în compoziție și sunt formate din rămășițele scheletice ale organismelor care au trăit pe raft. Cu toate acestea, gresiile de cuarț se găsesc și în secțiuni de turbidită. Toate acestea sunt sedimente ale piciorului continental, tipice ventilatoarelor subacvatice.

Secvența alohtonă Khavasin conține turbidite depuse lângă și la distanță de versantul continental. Contactele dintre ele sunt tectonice, adică sunt situate în plăci de împingere diferite și au fost odată situate la o distanță considerabilă unele de altele. Turbiditele distale acumulate departe de versantul continental antic sunt intercalate cu cherele radiolariene roșii sau pietre de noroi. Acestea sunt formațiuni tipice regiunilor de adâncime ale oceanului.

În pintenii vestici ai Munților Oman, complexele de turbidită și siler sunt acoperite de o serie de calcare silicificate și șerturi roșii cu orizonturi de lavă pernă, iar în estul Omanului de șerturi radiolarie roșii și verzi și noroioase silicioase. Toate acestea sunt formațiuni ale abisalului antic, din care făceau parte straturile superioare crustă oceanică. Vârsta lor variază foarte mult, de la Triasic târziu până la Cretacicul timpuriu, adică corespunde vârstei estimate a fundului oceanului Tethys. O componentă importantă a ofiolitului din Oman sunt blocurile exotice de roci de apă puțin adâncă, în principal calcarele de recif triasic. Se crede că acestea sunt secțiuni prăbușite ale unei platforme de carbonat de raft, mutate la baza unui versant continental antic.

Astfel, rocile ofiolitului Oman sunt, fără îndoială, relicve ale primului și al doilea strat al scoarței oceanice Tethys, care a răsturnat marginea blocului continental afro-arabie. Timpul de obducție este definit destul de clar - epoca Maastrichtiană. Se presupune că obducția fragmentelor de fundul oceanului Tethys a fost cauzată de ciocnirea marginii Oman a acestui bloc cu un arc vulcanic insular, care era situat pe marginea nordică activă a oceanului. Cu toate acestea, această presupunere este contrazisă de compoziția rocilor din complexul alohton din Munții Oman. După cum se poate observa, le lipsesc formațiunile vulcanice, precum și greywack-urile de feldspat, care sunt atât de caracteristice arcurilor vulcanice moderne. Dimpotrivă, puține gresii din turbidite sunt reprezentate de soiuri de cuarț, care sunt tipice marginilor continentale pasive.

Alohtoni asemănători cu Omani se găsesc de-a lungul graniței de nord a blocului afro-arabie. Acestea sunt masivul Rif de la periferia de nord a Marocului și masivul Troodos din Cipru. Complexe de obducție similare au fost descrise pe insulele Cuba, Noua Caledonie, Newfoundland și alte regiuni. Obducția scoarței oceanice pe o margine continentală pasivă sau pe un arhipelag insular se datorează comprimărilor puternice în banda de convergență a marginilor continentale opuse sau a arcelor insulare. De ce, în acest caz, crusta oceanică se extruda pe continent și nu absorbția ei în zona de subducție? Răspunsul la această întrebare nu este încă clar.

Se poate presupune că absorbția scoarței oceanice din zona Benioff are loc numai în prezența unei margini continentale active (sau a unui arc insular) a unei creste în extindere înaintea frontului, unde reproducerea scoarței oceanice continuă. Cu alte cuvinte, subducția necesită o contra-mișcare: pe de o parte, crusta oceanică se deplasează înainte în transportorul de răspândire, pe de altă parte, continentul situat pe marginea unei plăci litosferice mai tinere. Mișcarea care se apropie duce la apariția unei structuri de clivaj gigantice: o placă (oceanică) mai plastică și mai puțin puternică se scufundă sub una mai masivă și rigidă (continentală).

Dacă nu există ruptură oceanică în ocean, cu alte cuvinte, transportorul de răspândire se oprește, atunci compresia la limita blocurilor continentale și oceanice contribuie la crăparea crustei oceanice fragile și la extrudarea acesteia sub formă de mai multe solzi pe marginea continentală sau arcul insular. Astfel, obducția are loc doar în stadiul de dispariție, prăbușire a oceanului antic, când acesta este deja, în esență, „mort”, deoarece reproducerea scoarței oceanice din acesta a încetat.

Dacă aceste argumente sunt corecte, atunci în ramura de est a Oceanului Tethys, în perioada de convergență a blocurilor continentale afro-arabe și eurasiatice, extinderea fundului oceanului se oprise deja. Cu toate acestea, obducția ofiolitului omanian a fost urmată în curând de o nouă deschidere a oceanului și, se pare, a apărut din nou o ruptură, unde a început să se formeze crustă oceanică tânără. Această ruptură probabil a existat înainte ultimele zile Oceanul Tethys, a cărui crustă s-a scufundat și s-a topit în zonele de subducție din Zagros, Caucazul Mic și alte regiuni dintre Eurasia și Africa.

Relicvele fundului oceanic antic pot fi păstrate și sub forma așa-numitelor ferestre de manta. Ele sunt înțelese ca zone compuse în întregime din ofiolite. Și, deși sunt în apariție alohtonă, adică au fost smulse din locul lor inițial, ele formează totuși un singur bloc. În esență, rocile mantalei, odată acoperite de o peliculă subțire de crustă oceanică, ies la suprafață în aceste ferestre. Vorbim despre fundul dislocat și mototolit al depresiunilor oceanice, cuprins între relicvele arcurilor insulelor vulcanice și marginea antică a continentului.

Astfel, ferestrele de manta sunt caracteristice zonelor complexe de tranziție de la continent la ocean și sunt de obicei vestigii ale mărilor marginale care au dispărut. Situri cu o structură similară au fost descrise de S. M. Tilman în nord-estul URSS. Aparent, acestea sunt blocurile cel mai puțin alterate ale crustei de tip oceanic pe care le găsim pe continent după dispariția mărilor marginale din bazin. „Ferestre” similare se găsesc și în locul oceanelor antice în acele zone în care, din anumite motive, stresurile cauzate de compresia generală s-au dovedit a fi dispersate într-un număr de zone. Prin urmare, masele crustale și subcrustale de materie care alcătuiau fundul oceanului nu au fost stoarse și zdrobite, ci doar smulse din rădăcinile mantalei lor.

Devine evident că, în ciuda fragilității și instabilității în timp a scoarței oceanice, fragmentele acesteia pot fi găsite în vechile margini continentale, acum lipite în megablocuri continentale. Urmele existenței oceanului sunt relicvele albiei sale străvechi, precum și parageneza rocilor, distinse ca formațiuni geologice. Printre acestea, formațiunile sedimentare ale marginilor antice ale continentelor sunt mai bine conservate. Studiindu-le, puteți afla despre etapele de dezvoltare ale oceanelor care au dispărut de mult de pe fața Pământului.

Există diferențe semnificative în structura scoarței terestre sub partea adâncă a oceanului și pe continente. Grosimea scoarței terestre pe continente este de aproximativ 30-40 km, sub lanțurile muntoase crește la 80 km. Sub partea adâncă a oceanului, grosimea scoarței terestre este de 5-15 km. În medie, talpa scoarței terestre se află sub continente la o adâncime de 35 km. iar sub oceane la o adâncime de 7 km, adică. Crusta oceanică este de aproximativ 5 ori mai subțire decât crusta continentală.

Pe lângă diferența de grosime, există diferențe semnificative în structura scoarței terestre de tipuri continentale și oceanice.

Scoarta continentală este formată din trei straturi: stratul sedimentar superior, format din produsele distrugerii rocilor cristaline și care se extinde în medie până la o adâncime de 5 km; granit mediu (viteza undei seismice ca la granit), format din roci cristaline si metamorfice si avand o grosime de 10-15 km; bazalt inferior, de aproximativ 15 km grosime.

Scoarta oceanică este formată și din trei straturi: stratul sedimentar superior care se extinde până la o adâncime de 1 km; de talie medie, cu o compozitie putin cunoscuta, care apare la adancimi de 1-2,5 km; bazaltic inferior, având o grosime medie de aproximativ 5 km.

Limita dintre tipurile continentale și oceanice ale scoarței terestre trece, în medie, de-a lungul izobatei de 2000 m. La această adâncime, stratul de granit este înțepat și dispare. Limita dintre tipurile continentale și oceanice ale scoarței terestre nu este întotdeauna clar definită. Regiunile individuale se caracterizează printr-o tranziție treptată de la scoarța terestră de tip oceanic la una continentală. Deci, de exemplu, pentru mările din Orientul Îndepărtat, bazinul mării marginale se învecinează cu marginea platformei continentale; stratul de granit este absent, dar stratul sedimentar este atât de dezvoltat încât grosimea totală a scoartei terestre din bazinele mărilor din Orientul Îndepărtat este de 15-20 km (tip suboceanic).

Granița mărilor și oceanelor sunt ridicări ale fundului - arcuri insulare. Scoarța terestră din regiunea arcurilor insulare este similară ca structură și grosime cu tipul continental și se numește subcontinentală.

Termenul „zonă de tranziție” este folosit într-un dublu sens: în primul rând, se precizează poziția de tranziție a unei anumite zone între continent și ocean (în acest sens, versantul continental cu piciorul său poate fi considerată o zonă de tranziție), în al doilea rând , se subliniază semnificația genetică și istorică a acestui concept, zona în care are loc tranziția, transformarea unei stări a scoarței terestre în alta.

Complexele bazin maritim-insula arc-tranșee adânci formează zone ale zonei de tranziție. Compararea acestor zone ne permite să le împărțim în mai multe tipuri care alcătuiesc o anumită serie genetică.

1. Tipul Vityazevsky. Zona care include șanțul Vityaz aparține acestui tip. Se caracterizează prin: absența unui arc insular clar definit, adâncimea de șanț relativ mică și seismicitate slabă.

2. tip Mariana. Regiunea de tranziție Mariana. Un arc de insulă clar definit (în principal sub formă de creasta subacvatică), un șanț foarte adânc, seismicitate și vulcanism intens, o grosime redusă a stratului sedimentar în șanț și în bazinul marin, care în esență nu diferă de oceanul adiacent. bazine.

3. Tipul Kuril. În multe privințe, regiunea de tranziție este similară cu tipul anterior, dar diferă printr-o izolare mult mai mare a bazinelor marine, un tip suboceanic al scoarței terestre sub fundul lor și o dimensiune mult mai mare a insulelor. Există zone cu o crustă subcontinentală, arcurile insulare sunt adesea duble. Intensitatea proceselor seismice și vulcanice atinge maximul. Adâncimile șanțurilor sunt foarte mari. Grosimea stratului sedimentar din tranșee și bazine crește considerabil.

4. tip japonez. Arcurile insulare de diferite vârste se contopesc în masive mari unice de insula sau pământ peninsular. Apar zone de dimensiuni mari ale unei cruste continentale tipice. Intensitatea vulcanismului este mult redusă, dar intensitatea proceselor seismice este încă foarte mare. Fundurile bazinelor marine sunt compuse din crusta suboceanica cu un strat sedimentar gros.

Încă două soiuri se învecinează cu tipul luat în considerare, care poate fi numit indonezian și estul Pacificului. Ele sunt unite de o participare foarte semnificativă a elementelor continentale în structura regiunii de tranziție, o adâncime mai mică (comparativ cu tipul anterior) a șanțurilor și adesea o scădere a activității vulcanice.

5. tip mediteranean. Se caracterizează printr-o creștere suplimentară a rolului crustei continentale. Bazinele suboceanice rămân sub formă de „ferestre”, înconjurate din toate părțile de crusta continentală. Fostele arcuri insulare sunt în esență structuri montane tinere care formează marginea continentului sau a peninsulei acestuia. Șanțurile de adâncime fie sunt păstrate ca relicve (Șanțul Elen din Marea Mediterană), fie sunt absente.

Grosimea scoarței suboceanice din bazine este foarte mare; procesele moderne de pliere sau formarea de structuri de diorit sunt posibile în acoperirea liberă (de exemplu, Marea Caspică de Sud, Bazinul Baleare al Mării Mediterane). În zonele de tranziție, se poate găsi, de asemenea, crusta tipic oceanică (fundul Mării Filipinelor) și crusta tipic continentală (Insulele Japoniei). Zonele de tranziție se caracterizează prin seismicitate ridicată și contrast mare de relief: vârfurile arcurilor insulei se ridică la 3–4 km, iar adâncimea mării în tranșee poate ajunge la 11 km. Aceasta indică intensitatea mișcărilor tectonice ale scoarței terestre în zonele de tranziție caracteristice regiunilor geosinclinale, prin urmare acest tip de scoarță terestră este numit și geosinclinal.

În cadrul crustei oceanice se distinge un alt tip - riftogenic, caracteristic zonelor crestelor mijlocii oceanice. Principala trăsătură a structurii scoartei oceanice în zonele crestelor mijlocii oceanice este că învelișul sedimentar din partea de jos a văilor riftului axial este practic absent, iar grosimea stratului sedimentar crește odată cu distanța de la creastă. Seismitatea ridicată, valorile mari ale fluxului de căldură și anomaliile caracteristicilor geofizice mărturisesc, de asemenea, particularitatea structurii scoarței oceanice de tip riftogen.

Astfel, în limitele Oceanului Mondial, scoarța terestră este reprezentată de tipuri continentale și oceanice, tranziționale (geosinclinale) și riftogenice.