ДРЕЙФ МАТЕРИКОВ. ЛИТОСФЕРНЫЕ ПЛИТЫ

КОНВЕРГЕНТНЫЕ ОКРАИНЫ ПЛИТ — ОСТРОВНЫЕ ДУГИ И ПЛАНЕТАРНЫЕ ПОЯСА СЖАТИЯ ЛИТОСФЕРЫ

На конвергентных границах плит в условиях сжатия происходит асимметричное погружение края одной литосферной плиты под край другой. Каждый из краев плит, и погружающийся, и наползающий, может быть представлен океанической или континентальной литосферой. Отсюда значительное разнообразие геоморфологического проявления конвергентных краев плит, а также их отражения в геофизических полях — сейсмичности, тепловом потоке и др.

Но при всем разнообразии геоморфологического, геологического и геофизического проявления этих границ существуют достаточно простые и общие, а поэтому сильные признаки, позволяющие уверенно маркировать конвергентные границы больших и малых плит. Главный из них — геоморфологический: конвергентные края маркируются сопряженными между собой положительными (поднятыми) и отрицательными (опущенными и продолжающими опускаться) морфострукту- рами, которые всегда далеки от изо- стазии. Поэтому второй отличительпарный пояс значительных по амплитуде и параллельных друг другу положительных и отрицательных изостатических аномалий силы тяжести. Сопряженные между собой положительные и отрицательные морфоструктуры далеки от изо- стазии, они аномально подняты и опущены.

Если конвергентная граница проходит между двумя краями океанической литосферы, развиваются островные дуги с их характерными морфоструктурами — океаническим валом, глубоководным желобом, невулканической и вулканической грядами. Из всех этих морфоструктур в целом уравновешена лишь вулканическая гряда, тогда как остальные весьма далеки от изостазии, особенно вал и глубоководный желоб, которые практически полностью не скомпенсированы. Когда океаническая литосфера поддвигается под континентальную, то на дне океана, как правило, образуются вал и глубоководный желоб, а со стороны материка развивается активная континентальная окраина, типа Андийской, с характерной вулканической грядой.

Между желобом и вулканической грядой появляются характерные морфоструктуры, похожие на невулканические гряды островных дуг тем, что именно к этим морфострукту- рам, так же как и к невулканическим грядам, приурочен пояс положительных изостатических аномалий. При столкновении и поддвигании материковых краев литосферных плит образуются сопряженные между собой, изостатически не скомпенсированные морфоструктуры — предгорный (краевой) прогиб и горная гряда.

Но не только пояса нарушения изостазии свидетельствуют о том, что глубоководные желоба островных дуг и предгорные прогибы являются морфо- структурами, близкими по своей геодинамической природе, иногда они переходят друг в друга. Так, глубоководный Яванский желоб имеет продолжение на континенте в виде Бирманского и Пред гималайского краевых прогибов.

Известно, что многие из таких сопряженных между собой неуравновешенных морфоструктур существуют и развиваются на протяжении десятков миллионов лет. Если считать эти сопряженные и нескомпенсированные морфоструктуры стационарными, то длительная прочность литосферы, необходимая для их поддержания, должна была бы достигать нескольких килобар и практически не меняться со временем. Такая величина близка к условно-мгновенной прочности скальных горных пород на скалывание. Но из анализа областей современных покровных оледенений и послеледниковых движений известно, что при распределении ледников на достаточно большой площади (линейные размеры порядка сотен километров) нагрузка порядка десятков — первой сотни бар уравновешена достаточно полно. Следовательно, для поддержания характерных, сопряженных между собой неуравновешенных мор- фоструктур островных дуг (или предгорных прогибов и горных гряд) необходим некоторый механизм, а не просто стационарная прочность литосферы.

Такой механизм впервые был предложен в начале 30-х годов Ф. А. Ве- нинг-Мейнесом в виде упругого вдавливания всей литосферы. Эта идея была развита в конце 60-х — начале 70-х годов (Ушаков, 1968; Ушаков, Красе, 1972), когда был сформулирован общий принцип поддержания не- изостатических нагрузок. Сопряженные между собой и далекие от изостазии морфоструктуры (островные гряды, желоба и передовые валы или горные гряды и предгорные прогибы) могут существовать длительное время, порядка нескольких миллионов лет и более, только при условии непрерывного перераспределения напряжения в трущихся краях литосферных плит. Но перераспределение напряжений невозможно представить без непрерывного погружения края одной литосферной плиты и постепенного стирания наползающего края. Иными словами, парные, сопряженные между собой, изостатически не скомпенсированные морфоструктуры по своей природе являются динамическими. Они обусловлены процессом поддви- гания края одной плиты (который маркируется отрицательными изоста- тическими аномалиями и желобом или предгорным прогибом) и надвигания края другой плиты (последний маркируется положительными аномалиями и невулканической или горной грядой).

После прекращения процесса сжатия (и как следствие, прекращения поддвигания края одной плиты и надвигания другой) происходит релаксация напряжений, выравнивание не- скомпенсированных морфоструктур и исчезновение парных поясов нарушения изостазии; время такой релаксации не превышает 105 лет.

Проведенные за последнее десятилетие теоретические и экспериментальные исследования подтвердили принципиальную справедливость вывода о динамической природе некомпенсированных морфоструктур  островных дуг и планетарных поясов сжатия литосферы, а также позволили выявить новые геоморфологические и геофизические проявления конвергенции краев литосферных плит (Сорохтин, 1979; Ушаков, Галушкин, 1979). В частности, сейсмическими исследованиями было доказано, что приоке- анические склоны желобов бесспорно относятся к океаническим плитам. На этих склонах развиты характерные, вытянутые по простиранию, как бы «вздернутые» уступы ( 9), которых нет на океанической плите вне желоба. Форма этих уступов позволяет считать, что они обусловлены разрывами океанической литосферы в условиях сжатия при поддвигании под наползающую плиту.

Кроме того, сейсмические исследования показали, что океанические осадки, расположенные на опускающейся плите, затягиваются вместе с нею под надвигающийся край. Несколько ранее советскими исследователями было теоретически обосновано (по аналогии со слоем вязкой смазки между двумя жесткими движущимися пластинами) условие затягивания осадков (Сорохтин, Лобковский, 1976). Данные сейсмических исследований в Курильском, Японском и некоторых других желобах послужили экспериментальным подтверждением теоретического прогноза.

Достаточно толстый осадочный слой (/is? 1 км), а также наименее вязкие осадки не могут быть затянуты под наползающий край плиты, ибо он, часто деформируясь сам, срывает эти осадки с поддвигающейся плиты, тем самым присоединяет их к себе и таким путем образует и наращивает аккреционную призму в нижней части внутреннего склона глубоководного желоба (или в пограничной зоне между предгорным прогибом и горной грядой). В некоторых желобах такие аккреционные призмы настолько велики, что отдельные вершины поднимаются выше уровня океана, например острова Ментавай перед Суматрой ил и остров Барба дос перед гря - дой Малых Антил.

Там, где аккреционная призма фронтальной части островной дуги поднята на поверхность, можно видеть, что она сложена сильно деформированными флишеподобными крем нисто -те рри ге н н ыми осадками, часто разоитыми на серию чешуи. Вероятно, каждая аккреционная призма состоит из серии отколотых от . поддвигающейся плиты чешуй, при этом каждый последующий сколотый кусок оказывается подсунутым под предыдущий. В ряде районов некоторых дуг аккреционные призмы настолько разрослись, что глубоководные желоба как морфоструктуры не проявляются в рельефе дна, а фиксируются лишь в аномальном гравитационном поле и по сейсмическим данным в виде глубоко погруженного под осадками фундамента.

Именно такая картина установлена, например, в районе острова Барбадос. Аккреция на наползающем краю осадочного материала, сорванного с поддвигающейся плиты, привела к образованию острова Крит в Эллинской дуге Средиземного моря, а также к развитию осадочных горных пород в западной, при мы ка юще й к Черному морю части Главного Кавказского хребта, ибо складки кавказского побережья в районе Туапсе как бы «вылезают» прямо со дна Черного моря. Из- за быстрого накопления и аккреции осадков желоб в кавказской переходной зоне на дне Черного моря не выражен, хотя поддвигание края Черноморской плиты под Кавказ четко проявляется в виде парных поясов нарушения изостазии и менее четко — в сейсмической активности (Ушаков и др., 1977).

Уходящие под островные дуги и актив ные ко нт и не нтал ьные окраины глубокие сейсмофокальные зоны в середине 50-х годов были проинтерпретированы X. Беньоффом как разломы хрупкой и прочной верхней мантии. Имеющиеся теперь геофизические данные позволяют эту модель Бе- ньоффа рассматривать как далекую от действительности. Однако в свое время она получила широкое распространение среди иссл е до в ател е й, и за уходящими на глубину сравнительно узкими в разрезе областями сосредоточения очагов землетрясений закрепилось название «зоны Беньоффа», хотя еще в середине 40-х годов А. Н. Заварицкий, а за 10 лет до него К. Вадати трактовали эти глубинные сейсмофокальные зоны как результат поддвигания тихоокеанской литосферы. Анализ многих геофизических фактов в дополнение к анализу распределения очагов землетрясений и механизмов в них свидетельствует о реальности погружения океанической литосферы на значительную глубину в ма'нтию. Прежде всего — распределение добротности (величины, обратной затуханию сейсмических волн) в мантии под островными дугами. Известно, что добротность литосферы высокая — около 800—1000 (т. е. амплитуда плоской упругой волны уменьшится в литосфере в е раз через 800—1000 колебаний). У расположенной глубже и частично расплавленной астеносферы добротность значительно меньше: в среднем она близка к 200—300. Сейсмологические исследования убедительно показали, что очень высокой добротностью, даже несколько превышающей литосферную, обладает лишь сама сейсмофокальная зона.

Выше ее, вплоть до глубин 50— 70 км, непосредственно под вулкани-s ческой грядой, добротность мантии очень низкая: она меньше, чем в литосфере, в 10—20 раз ( 10).

Простое объяснение этому факту дала тектоника литосферных плит: в мантию погружается сравнительно холодная кристаллическая литосфера, обладающая высокой добротностью, прочностью и хрупким разрушением.

Последние свойства и обусловливают сейсмическую активность под островными дугами. В процессе погружения в мантию океаническая литосфера разогревается и, постепенно переходя в астеносферу, перестает быть хрупкой. Время такого разогрева зависит от толщины погружающейся океанической литосферы; оценки дают характерную величину, близкую к [0 млн. лет.

Отметим, что модель погружающейся в мантию океанической литосферы позволила объяснить протяженность глубинных сеисмофокальных зон, их предельную глубину и угол погружения в различных дугах. Эти параметры в каждой дуге зависят от линейной скорости поддвигания и, главное, от возраста под двигающейся океанической литосферы. С возрастом, по мере остывания, океаническая литосфера становится не только толще, но и в среднем несколько плотнее. Насколько позволяют судить теоретические оценки плотности, из-за более легкой океанической коры литосфера моложе 30 млн. лет имеет положительную плавучесть относительно подстилающей ее астеносферы. Когда погружается океаническая литосфера в возрасте 30^ 70 млн. лет, то предельная глубина, по теоретическим оценкам, не превышает 300 км. Только при условии погружения в островных дугах океанической литосферы старше 70—80 млн. лет и при значительной линейной скорости поддвига литосфера может достичь, прежде чем перейдет в астеносферное состояние, больших глубин. Действительно, самые глубокие и протяженные сейсмофокальные зоны под теми островными дугами (Курильской, Японской, Идзу-Бонинской, Марианской, Яванской и Тонга), где погружается океаническая литосфера, образованная в меловое и юрское время.

Подъем легких и легкоплавких дифференциатов, погружающихся в мантию океанической коры, позволяет объяснить природу области очень низ - кой добротности, расположенную между опускающейся плитой и вулканической грядой на наползающем краю плиты. Дифференциаты опускающейся океанической коры ответственны и за островодужный вулканизм. Действительно, вулканические островные дуги протягиваются параллельно глубоководным желобам на расстояние 150—200 км. Геологические исследования свидетельствуют, что самые древние вулканические породы современных дуг имеют преимущественно миоценовый или олигоценовый (редко эоценовый) возраст, который рассматривается как индикатор времени развития процесса поддвигания океанической литосферы в каждом конкретном регионе. Хотя в пределах современных вулканических гряд развиты очень разнообразные породы (от основных — базальтов до кислых -— дацитов), но существенно преобладает известково-щелочная ассоциация вулканических пород, преимущественно андезиты.

Важная закономерность, отмеченная впервые X. Куно, У. Диккинсо- ном, Т. Хазертоном, — это полярность островодужного вулканизма, а именно изменение состава вулканических серий в крест простиранию дуги. Например, во фронтальной части вулканических гряд наиболее распространены толеитовые базальты, в тыловых — щелочные; по мере отодвигания от фронтальной части к тыловой в вулканических продуктах возрастает содержание щелочей, прежде всего К20. Выявлена эмпирическая зависимость между процентным содержанием К20 в вулканических продуктах (с одинаковым количеством SiO2, например 55 или 60%) и глубиной до поверхности сейсмофокальной зоны в месте их извержения. Для каждой вулканической гряды эта зависимость своя, но во всех установлено увеличение К20 с глубиной. Поэтому сред нестатическая зависимость, полученная в современных дугах, может быть использована для грубой оценки направления наклона и глубины погружения океанической литосферы, которое имело место ранее, в фанерозое, на палеокон- вергентных границах плит. Необходимо отметить еще один важный эмпирический факт: андезитовый вулканизм характерен только для тех регионов, где поверхность опускающейся океанической плиты достигает глубины 150 км и более (Зоненшайн, Саво- стин, 1979).

Наиболее распространенные в современных островных дугах вулканические породы — андезиты — очень близки к среднему составу материковой коры. Поэтому островные дуги — это зоны рождения новой континентальной коры. Хорошо известно, что продукты позднекайнозойского вулканизма Анд также андезиты (откуда и пошло название этих пород), очень близкие по составу к андезитам островных дуг. Небольшие различия, а именно повышенное по сравнению с островодужными содержание калия и литофильных редкоземельных элементов, могут быть объяснены влиянием континентальной коры Анд. Магматические продукты островных дуг отличаются от андийских еще и тем, что в последних гораздо больше лав кислого состава, а также кислых интрузий, в частности редкометалльных гранитоидов. Это различие, вероятно, обусловлено также влиянием материковой коры, толщина которой в Андах достигает 60 км. Только недавно геологи поняли, что континентальная кора рождается лишь в зонах достаточно глубокого (h 2= 150 км) погружения в мантию океанической плиты. Выделение легких, летучих и легкоплавких компонентов из погруженной океанической коры представляет собой эффективный механизм образования континентальной коры.

Конвергентные края плит, в частности островные дуги и континентальные окраины, представляют собой современные зоны наиболее сильного метаморфизма горных пород, т. е. их изменения под влиянием температуры и давления. Действительно, попадая непосредственно на конвергентную границу, океаническая кора и затянутые вместе с нею осадки достаточно быстро оказываются в зоне высокого всестороннего давления, обусловленного сжатием краев плит. Как показывают оценки, в породах, проникших в зону поддвига на расстояние 50— 70 км от оси желоба, температура будет еще сравнительно невысокой — 200—250°С, тогда как обусловленное динамикой давление может достигать нескольких килобар. Согласно этой модели, на верхнем, до глубины

Только содержание К20 в андезитах современных островных дуг почти в 2 раза меньше, чем в среднем в материковой коре (1,6 и 2,9% соответственно). Наиболее вероятное объяснение этого факта — постепенное обеднение мантии Земли калием (Сорох- тин, 1979).

15—20 км, участке конвергентной границы плиты горные породы подвергаются метаморфизму в условиях высокого всестороннего давления и относительно низкой температуры. Сравнительно недалеко от этой области (на расстоянии около 100 км в крест простиранию дуги) располагается вулканическая гряда где к поверхности поднимаются и застывают расплавленные магматические продукты, температура которых — около 1000°С. Поэтому вполне естественно, что вулканическая гряда — это область развития высокотемпературного метаморфизма в условиях низкого всестороннего давления.

Итак, погружение океанической литосферы под островные дуги и под активные континентальные окраины приводит к одновременному развитию двух метаморфических поясов: непосредственно на конвергентной границе — метаморфизма высокого всестороннего давления и сравнительно низкой температуры, а в пределах вулканической гряды — высокой температуры и низкого давления. В пользу справедливости этой модели свидетельствует, в частности, распределение теплового потока в крест простирания дуги; на внутреннем склоне желоба и в пределах невулканической гряды он аномально-низкий, а близ вулканической гряды — аномально-высокий.

Расположенные за островными дугами краевые моря, как правило, характеризуются океанической литосферой и различными средними величинами теплового потока через дно каждой котловины. Как отмечалось, величина теплового потока при отсутствии конвективного выноса тепла — функция толщины океанической литосферы. Все котловины краевых морей можно разделить на несколько групп. В котловинах, где тепловой поток близок к нормальному, океаническая литосфера достаточно толстая; следовательно, она на протяжении значительной части кайнозоя не претерпевала существенного утончения, а только, остывая, утолщалась. Таковы котловины Карибского, большей части Филиппинского и Берингова морей. В глубоководных котловинах Охотского и Японского морей тепловой поток повышен, а в междуговых бассейнах в тылу дуг Марианской и Тонга-Кермадек он наиболее высок; можно считать, что океанская литосфера здесь сравнительно тонкая, но причина этого пока неясна.

В пределах планетарных поясов сжатия литосферы геодинамические процессы на конвергентных границах больших и малых плит весьма разнообразны, как и сама структура литосферы этих поясов. Начальный этап столкновения островных дуг и континентальных окраин можно сейчас наблюдать в районе Филиппинского, Малайского и Меланезийского архипелагов. Как свидетельствует анализ геоморфологических и геофизических данных (и прежде всего парные пояса нарушения изостазии), северная окраина Австралийского материка поддви- гается в настоящее время под остров Тимор.

О том, что почти все малые плиты литосферы в Альпийско-Гималайском горном поясе испытывают сдвиги и сжатия, свидетельствуют рельеф поверхности, сейсмичность и особенно ярко — парные пояса нарушений изостазии. Резкими нарушениями изостазии характеризуются такие сопряженные между собой морфоструктуры, как Гималаи и Предгималайский прогиб, Копетдаг и Предкопетдагский прогиб, Восточный Кавказ и восточная часть Предкавказского прогиба, Западный Кавказ и восточная переходная зона Черного моря. В процессе общего сдавливания картина распределения напряжений и дефсрмаций в каждом конкретном регионе определяется плотностью и поочностью отдельных малых плит литосферы. В частности, как свидетельствует сделанный нами теоретический анализ изо- статических аномалий, Крымские горы именно как горы существуют сейчас потому и только потому, что континентальная литосфера Крымского полуострова надвигается на океаническую Черноморской малой плиты. Иными словами, Крымские горы существуют сейчас потому, что закрывается впадина Черного моря. Забегая вперед, отметим, что скорость поддвигания края Черноморской плиты под Крым и Западный Кавказ невелика — порядка нескольких миллиметров в год.

Складчатость осадков на дне Черного моря в зоне перехода к Крыму и Кавказу обусловлена, по нашему мнению, процессом поддвигания черноморской литосферы. Как отмечалось, образованные смятыми в складки осадочными породами горные хребты Западного Кавказа составляют единую по геодинамической природе систему со складками осадочного чехла в северо-восточной переходной зоне Черного моря — здесь происходит формирование крупной аккреционной призмы. Можно предполагать, что именно таким способом (благодаря поддвиганию края литосферной плиты, на котором накопилась значительная, порядка нескольких километров, осадочная толща) развились крупные аккреционные призмы Западного За- гроса и Восточных Карпат. Черноморская переходная зона Кавказа, Загрос и Восточные Карпаты (известные карпатские «скибы») — хорошие примеры формирования обширных и протяженных зон складчатости, которые обычно среди геологов принято называть геосинклинальными. Вероятно, именно поэтому планетарные пояса сжатия литосферы, как правило, называют складчатыми поясами. В Аль- пийско-Гималайском и Циркумтихо- океанском поясах сжатия литосферы происходят самые разнообразные столкновения островных дуг и континентальных окраин, дробление краев материковых плит на отдельные более мелкие, развитие крупных и протяженных складчатых зон, образование надвигов, наконец, нагромождение друг на друга отдельных блоков; именно эти пояса представляют собой современные аналоги древних складчатых поясов.

Действительно, несмотря на многочисленные спорные вопросы, касающиеся деталей строения литосферы в пределах Алъпийско-Гималайского горного пояса, можно в крест его простиранию (на примерах Кавказа, Гималаев, Загроса, Альп и Динарид) проследить характерную смену различных структурных зон. С каждой стороны этого горного пояса его обрамляет, как правило, обширная зона длительного (порядка нескольких десятков — первых сотен миллионов лет) погружения прилежащего края платформы. Об этом свидетельствуют карбонатные и реже глинистые толщи, обычно характерные для отложений континентальной окраины атлантического типа, на которых залегает флиш, наиболее характерный для внутренних и краевых морей в тылу островных дуг, и, наконец, моласса краевого прогиба, образованная продуктами разрушения соседнего горного сооружения. По мере приближения к горной цепи, в полосе предгорного прогиба, осадки более деформированы, разбиты разломами и вовлечены в шарьяжи.

Шарьяжи и сложная деформация осадочных пород характерны для складчатого фронта горного пояса, который в значительной степени образован серией тектонических покровов, надвинутых на предгорный прогиб. Обычно эти покровы состоят преимущественно из карбонатных, реже — глинистых пород; породы фронтальной части горного пояса, так же как и предгорного прогиба, по своему составу близки к осадочным породам переходной зоны Атлантического океана. Как правило, фронтальная зона горного пояса амагматична, иногда только под осадками обнажается древнее кристаллическое основание, близкое или даже аналогичное фундаменту прилегающей платформы. Эту внешнюю амагматичную зону горного пояса геологи привыкли называть миогеосинклинальной.

По мере удаления от предгорного прогиба за фронтальной амагматич- ной зоной следует внутренняя зона, в пределах которой породы так же или даже более сложно дислоцированы, но среди них значителен вклад самых разнообразных магматических формаций, от основных и даже ультраосновных до кислых. Как правило, основные и ультраосновные породы, образующие характерные офиолитовые комплексы, залегают в основании покровов или даже всего разреза горных пород этих внутренних зон. Сводный разрез наиболее полных офиоли- товых комплексов, например Симейл- ского в Омане, включает (снизу вверх) ассоциацию гипербазитов, габбро, диабазов, образующих дайко- вый комплекс, и выше — подушечных базальтов, на которых залегают глубоководные осадки. Разительное сходство офиолитовых комплексов с разрезами океанической коры (обнажающимися в глубоких впадинах трансформных разломов Атлантики и Индийского океана) позволяет рассматривать офиолиты как расположенные на континентах фрагменты океанической коры геологического прошлого — куски ныне погруженной в мантию древней океанической литосферы, каким-то образом из нее вырванные и «впечатанные» в состав материков и островных дуг. Каким путем могли произойти отрывы кусков от палеоокеанической литосферы и их нагромождение буквально на поверхность континентов? Для того чтобы попытаться ответить на этот вопрос, остановимся на характерных чертах тектоники наиболее крупных офиолитовых покровов.

Обобщение структурных исследований в областях таких покровов позволяет сделать вывод (Пейве, 1969; Зоненшайн, Савостин, 1979), что сейчас наиболее подняты те пластины, которые оказались надвинутыми первыми и первоначально находились достаточно далеко от зоны современного надвига, примыкающего к горному сооружению края передового прогиба. Отдельные пластины офио- литов настолько сильно смещены со своего первоначального положения в составе литосферы палеоокеана, что в настоящее время перекрывают мелководные отложения континентальной окраины.

В горных поясах планетарного сжатия (например, в кайнозое в Альпах и в Гималаях) происходит также формирование разнообразных гранитных батолитов и гранитогнейсовых куполов, обязанных своим развитием высокотемпературному метаморфизму. В основу современных моделей генезиса. протяженных зон крупных гранитных батолитов и гранитогнейсовых куполов положена идея поддвигания одного края материковой коры под другой. При таком сдавливании, если материковая окраина способна погрузиться на значительную (порядка нескольких десятков километров) глубину, то расположенные на краю континента осадки и участки коры, частично или полностью расплавляясь, начинают подниматься в виде крупных куполообразных интрузий в наползающем краю и метаморфизуют при этом подъеме окружающие породы. Поэтому резонно предположить, что достаточно протяженная полоса разнообразных по генезису гранитогнейсовых куполов маркирует собой границу погруженного края материковой литосферы или субматериковой — покрытой толстым слоем осадков.

Все вышеизложенное позволяет абсолютному большинству геологов считать, что горно-складчатые пояса (в частности, современный Альпийско- Гималайский и более древние — Уральский, Аппалачский и другие, обычно называемые геосинклинальными) образовались в результате «захлопывания» древних океанических впадин. В каждой такой впадине были развиты и свои пассивные материковые окраины, свои дивергентные границы — оси срединно-океаниче- ских хребтов, и свои малые материки, подобные нынешнему Мадагаскару, и свои системы глубоководных желобов, островных дуг и активных окраин, в которых происходило погружение в мантию на переплавку почти всей океанической литосферы. Эти океаны оставили геологам в наследство лишь очень малую толику своей литосферы — офиолиты.