е, на конвергентних межах літосферних плит відбувається не тільки руйнування океанічних плит за рахунок їх занурення в мантію і переплавлення, а й створення нового типу кори - континентальної. З позиції геодинамічного підходу до геологічних явищ, пропонується розглядати зони поддвига літосферних плит як геосинкліналі, відмовившись від традиційного поняття цих найважливіших структур земної кори. У цьому випадку під геосинкліналлю слід розуміти області зіткнення літосферних плит, де відбувається геосинклінальний процес, який виражається в утворенні континентальної кори за рахунок дегідратації і переплавлення пододвигаемой океанської кори і за рахунок магматичної переробки, метасоматоза, метаморфізму і деформації фронтальних ділянок зіткнення плит [1].
. Освіта окраїнних морів
Характерним геоморфологическим елементом конвергентних кордонів є окраїнне море, яке виникає між основною дугою і континентом. Прикладом їх служать Охотське, Японське, Філіппінське, Східно-і Південно-Китайське, Карибське. Будова кори окраїнних морів океанічне або субокеанічного, часто буває увеличина потужність осадового, а іноді і габро-серпентинітовому шарів. Загальна потужність кори до 35 км. У структурі окраїнних морів виділяють два основних елементи: прогин, розташований відразу за вулканічної дугою (див. Рис. 6) (междуговой прогин, по Д. Карігу), і підводні гряди (третя дуга, по Д.Карігу). Междуговой прогин, шириною близько 200 км, обмежений по краях скидами. Потужність осадового чохла не перевищує перших сотень метрів. Третя дуга складена вулканічними породами, серед яких зустрічається багато кислих різниць (андезити, дацити) [1].
Різні окраїнні моря розвиваються або в умовах розтягування (дуга відділяється від континенту), або в умовах стиснення (дуга наближається до континенту). Геодинамічні особливості формування окраїнних морів визначається головним чином способом їх утворення та параметрами субдуцірует плити.
На походження окраїнних морів є різні точки зору. Їх виникнення пояснюється розклинюючим дією мантійних диапиров, астеносферних течіями, наведеної задугових конвекцією, процесами формування нових острівних дуг.
Одна з найбільш популярних моделей виникнення окраїнних морів є модель Каріга (рис. 9). Розкриття окраїнних морів пояснюється розклинюючим дією мантійних диапиров, що піднімаються в тилу острівних дуг завдяки розігріву і тепловому розущільнення мантійного речовини при терті літосферних плит в зоні Беньофа. Таким чином, згідно з поданням Д. Каріга, окраїнні моря - це новостворені структури океану, своєрідні додаткові центри спрединга в тилу острівних дуг. На відміну від типового океанічного спрединга, в окраїнних морях цей процес іде без освіти серединних хребтів, і отримав назву розсіяного спрединга [1].
Рис. 9. Модель мантійного діапіра (1), на якій показано положення ізотерм (2) і зони Беньофа (3) (за Д. Карігу).
Ще однією моделлю формування окраїнних морів є механізм утворення задугових спрединга [2]. При опусканні літосферних плит в мантію під власною вагою, в тилу острівних дуг виникають напруги розтягнення. Завдяки цим напруженням, уздовж Оперяють зону поддвига плит розломів (DG на рис. 10. а) може відбутися відсунення тіла острівної дуги від тилових частин островодужной плити. В результаті, в тилу такої дуги виникає вторинна рифтова зона, розсовування новонароджених плит в якій компенсує відсунення тіла острівної дуги в сторону пододвигаемой океанічної плити (рис. 10. б). При цьому надлишковий тиск острівної дуги на підсувається плиту (при h? 20 км) перевищує міцність порід пододвигаемой плити на зрушення, деформує її і поступово відсуває зону поддвига плит у бік океану.
Л.І. Лобковський і О.Г. Сорохтіна для пояснення виникнення окраїнних морів пропонується модель наведеної задугових конвекції [1]. На їхню думку, під острівної дугою в астеносфері може виникнути вторинна наведенаактивність конвекція, яка збуджується рухами через цей шар океанічної плити, що залучає в спадний потік і примикають до неї обсяги астеносферних речовини (рис. 11).
Рис. 10. Механізм утворення в тилу острівної дуги вторинної рифтової зони та спрединг дна задугових басейну.
Наведені астеносферних течії будуть відхиляться убік від напрямку руху самої плити. Відтік речовини з прикордонних з опускається плитою ділянок астеносфери на її підошві буде компенсуватися виникненням вторинних течій поблизу її покрівлі. В результаті, в кутовій зоні між підошвою насуватися плити і похилою поверхнею опускающейся плити виникнуть вторинні, наведені конвекційні руху по замкнутих траєкторіях (див. Рис. 11). Теплове та динамічне впливу наведеної конвекції на вищерозташованих літосферну плиту призводять до її проплавлению і розігріву з р...
