Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Тектоника океанического дна

Тектоника океанического дна

15.10.2017

В основу определения тектонических тел (структурных элементов, тектонических форм) положены структурно-вещественные признаки в горнопородной специализации. На них основано выделение в геосинклинальных и платформенных областях континентов различных структурных элементов и тектонических форм, а также тектоническое районирование и описание геологических тел.
По этим же признакам должны описываться структурные элементы и тектонические формы океанического дна. Однородность тектонического описания континентов и океанов необходима для осуществления общего глобального тектонического анализа. Однако структурно-вещественные признаки — это прежде всего характеристики образцов горных пород и измеренные их свойства. По океанам в этом отношении сделано значительно меньше, чем по континентам. Только в последние десятилетия глубоким бурением и драгированием получены данные по тонкому, если сравнивать с глубиной геологической изученности континентов, поверхностному слою гипергенной оболочки океанов, но уже и эти материалы в совокупности с надежно интерпретируемыми на горнопородном языке геофизическими (главным образом сейсморазведочными) результатами открывают путь для сравнительного анализа тектоники континентов и океанов.
Еще в 1966 г. на «Тектонической карте Евразии» тектонические представления были даны на основе рельефа, причем его формы были частично закамуфлированы тектоническими названиями (например, «океанические платформы» и «плиты»), а частично дополнены глубинной геологически однозначно неинтерпретируемой геофизической характеристикой (например, «глубокие котловины, лишенные гранитного слоя»). Геофизические данные по океанам трудно интерпретировать из-за недостатка геологических эталонов. Первые такие сравнительные эталоны получены при глубоком бурении с судна «Гломар Челленджер», бурении на шельфах, а также на прилегающих к ним участках суши и драгированием.
Недостаточная структурно-вещественная изученность океанического дна приводит зачастую к переоценке геофизических и геоморфологических данных как таковых. В результате геологические представления основываются не на геологических фактах и принципе актуализма, а на слабоаргументированных гипотезах. Порой создается впечатление, что тектоника океанов как бы «растворилась» в гипотезах. Тем труднее характеризовать тектонику океанов, «абстрагируясь» от тех или иных уже сделанных вероятностных выводов и гипотез. О некоторых гипотетических тектонических схемах речь пойдет ниже. Здесь же мы ограничимся тем немногим, что можно рассмотреть на структурно-вещественной основе на уровне эмпирических обобщений. В пределах океанов предлагается выделять шесть главных типов структурных элементов: 1) океанические плиты, 2) периокеанические прогибы, 3) плиты и впадины окраинных морей, 4) островодужные системы, 5) срединноокеанические поднятия и 6) вулканические массивы. Охарактеризуем некоторые из них.
Океанические плиты распространены весьма широко. К ним относится большая часть пространства Тихого океана, в Атлантическом океане они образуют две раздельные фланговые полосы по обе стороны срединноокеанического поднятия; в Северном Ледовитом океане можно видеть также разделенные поднятием две плиты — Евразиатскую и Азиатско-Американскую. В Индийском океане обособление плит связано с более сложным рисунком срединноокеанических поднятий.
Периокеанические прогибы четко оконтуривают Африканский континент, на северной оторочке которого их можно назвать также межконтинентальными, поскольку они примыкают и к Европе; эти межконтинентальные средиземноморские прогибы являются одновременно звеном цепи прогибов, окаймляющих Евразию со стороны Атлантического и Индийского океанов, а также Арктики; периокеаническими прогибами окаймляется Австралийский материк, а также обе Америки со стороны Атлантического океана; характерно, что западное побережье обеих Америк от периокеанических прогибов почти совершенно свободно, так же как восточный фронт глубоководных желобов, окаймляющих с запада Тихий океан. Периокеанические прогибы большей частью параллельны бортам континентов, но местами их длинные оси располагаются перпендикулярно к берегам; местами периокеанические прогибы выходят на сушу, как, например, в синеклизе Голфа или системе Северное море — Северо-Германская впадина.
Плиты и впадины окраинных морей служат как бы продолжением и разновидностями периокеанических прогибов, однако специфические структурные особенности дна окраинных морей и их отграничения от океана островодужными системами позволяют выделять их в самостоятельный тип; окраинные моря окаймляют Азию и Австралию с востока; к ним относится также Карибское море.
Тихий океан окаймляют на западе островодужные системы, представленные сочетанием островных дуг и глубоководных желобов, а на востоке — только глубоководные желоба. Островодужные системы образуют обращенные к востоку два «вольта» в районах морей Карибского и Скотия; ими окаймляются также Большие Зондские острова со стороны Индийского океана.
Океанические плиты. Если в периокеанических прогибах мощность осадочной толщи достигает 10—15 км и более, то в центральных частях плит она нигде не превышает 1—1,5 км, а чаще составляет 100—300 и менее 100 м. Так что в тектоническом отношении океанические плиты значительно монотоннее континентальных. Можно выделять плиты, относя к ним отдельные области океанического дна, расположенные между срединноокеаническими поднятиями и континентами (или же цепочками периокеанических прогибов, глубоководными желобами, другими формами, сопутствующими окраинам континентов). В пределах плит можно различать структуры вогнутые и выпуклые со слабыми изгибами слоев или слабыми изменениями мощностей. Одна из синклиналеобразных форм плиты хорошо видна на составленной А.П. Лисициным «Карте мощностей мезозойских отложений» на дне океанов по данным глубоководного бурения. В Тихом океане «выделяется огромное осадочное тело мощностью до 800—1000 м (а в скв. 167 — даже 1180 м)», которое вытянуто широтно приблизительно вдоль экватора южнее разлома Клипертон. «Карта мощностей кайнозойских отложений» того же автора подтверждает существование упомянутой широтной зоны и показывает наличие еще нескольких небольших максимумов мощности в пределах Тихоокеанской плиты. В остальных районах океанических плит, судя по этой же карте, распределение мощностей чехла значительно равномернее. Пликативные и дизъюнктивные дислокации плитного комплекса (чехла) отмечаются в зонах разломов.
Формационный анализ применительно к отложениям дна океанов делает лишь первые шаги. Тем не менее анализ разреза Ceверо-Западной котловины Атлантического океана от плато Блейк до Срединно-Атлантического хребта, составленного по данным бурения с «Гломар Челленджера» показал, что по составу формаций, мощностям, площадям распространения, характеру залегания он близок формационным рядам молодых платформ и особенно Скифской плиты (Г.Л. Кириллова).
Осадочные толщи океанических плит залегают на разновозрастном базальтовом «фундаменте». Это не тот фундамент, что выделяется на платформах континентов. Там речь идет о структурном этаже, структурных перестройках, различиях в степени метаморфизма и т. д., здесь же — только о подстилающих базальтовых потоках, от возраста которых, следовательно, только и зависит возраст «фундамента» в том или ином районе океанического дна. Признание разновозрастности базальтового «фундамента» не имеет непосредственного отношения к принятию идей мобилизма или фиксизма.
Периокеаническими прогибами (в отличие от передовых или краевых прогибов на континентах) мы будем называть прогибы, располагающиеся на окраинах океанов вдоль берегов континентов. Некоторые из этих прогибов продолжаются в пределы континентов и могут быть названы терраакваториальными (например, прогиб Северного моря и Северо-Германской низменности, синеклиза Мексиканского залива и др.). Периокеанические прогибы перспективны для поисков нефти и газа. Для терраакваториальных прогибов полезно проводить сравнительный анализ территориальных и экваториальных их частей в целях установления перспективных нефтегазоносных структурных форм в океанах. Иногда периокеанические прогибы приравнивают к пара-лиогеосинклиналям М. Кэя. Размеры этих прогибов различны, мощности же выполняющих их осадочных толщ могут превышать 10—15 км. Стратиграфический диапазон осадочных толщ обычно включает кайнозой и мезозой, а в отдельных случаях распространяется на весь фанерозой, но большей частью охватывает лишь кайнозойскую и мезозойскую группы. В направлении океана прогибы переходят в маломощную океаническую плиту, в составе которой пока неизвестны отложения древнее юры. Форма прогибов различна, но обычно легко определяется их длинная ось. Судя по строению прилежащих частей континентов, прогибы располагаются на различных основаниях (докембрийском, каледонском, герцинском) и могут находиться в разных соотношениях с типами земной коры.
Объединяет периокеанические прогибы их закономерное цепочкообразное размещение у окраин континентов. Периокеанические прогибы четко разграничивают континенты и океаны, подчеркивая их значение как главных структурных элементов гипергенной оболочки. По гравиметрическим, магнитометрическим (поля Бауэра), сейсмологическим и геохимическим признакам можно предполагать, что корни этих структурных элементов уходят в мантию Земли. По аналогии с краевыми прогибами древних платформ (плит) на континентах периокеанические прогибы являются естественными тектоническими ограничениями океанических плит, а возраст этих прогибов не меньше, чем возраст плит. Отсюда возникает мысль о палеозойском возрасте океанических плит, во всяком случае, на весьма значительных пространствах.
Периокеанические прогибы можно группировать в определенные системы или цепочки, а именно в Евразиатскую Атлантико-Арктическую, Американскую Атлантическую, Циркумафриканскую со Средиземноморской зоной, Южно-Азиатскую, Австралийскую и Антарктическую.
Евразиатская система состоит из Бискайского (с продолжающей его в северо-западном, а затем на широте Ирландии в северо-восточном направлении цепочкой прогибов с мощностями осадочной толщи более 5 км), Североморского (поперечного по отношению к краю континента и переходящего в его пределах в Германо-Польскую впадину; мощности осадочной толщи здесь достигают и превышают 15 км, а ее стратиграфический диапазон простирается от кайнозоя до среднего палеозоя), Норвежского (мощность до 9 км, стратиграфический горизонт, вероятно, тот же, в расположенной северо-западнее Норвежской глубоководной котловине мощность осадочной толщи не более 2 км, и она предположительно принадлежит кайнозою), Баренцевоморского (обладает огромными размерами — 1,4 млн. км2, ограничивается на севере и востоке Шпицбергеном, Землей Франца Иосифа и Новой Землей, мощность свыше 15 км, вероятный стратиграфический диапазон до нижнего палеозоя), Западно-Сибирского, сливающегося с одноименной геосинеклизой на суше, Анабарско-Лаптевского, переходящего на суше в Предверхоянский прогиб, и Индигиро-Чукотского (на востоке достигает Аляски, мощность более 7,5 км, площадь вместе с Анабарско-Лаптевским более 1 млн. км2) прогибов.
Американская система включает Фолклендский прогиб [протягивается вдоль Фолклендских (Мальвинских) островов и островов Южной Георгии, мощность более 10 км], Приаргентинский (здесь имеются впадины, расположенные вкрест простирания материковой окраины с мощностями до 5 км, резко сокращающими на разделяющих поднятиях до 1 км; подошва осадочной толщи здесь находится на том же уровне, что в прилежащих глубоководных котловинах океана), Южно-Бразильский и Амазонско-Оринокский прогибы (мощность свыше 5 км, линейно протягивается вдоль побережья материка), прогиб Голф, занимающий большую часть Мексиканского залива; сюда распространяется солянокупольная область, а мощности осадочной толщи превышают 12 км. Далее следует Североамериканский прогиб (протягивается с изломом севернее Багамских островов, а затем вдоль побережья континента; структура прилегающей к континенту части прогиба характеризуется кулисными поднятиями и прогибами, вытянутыми вдоль окраины материка; имеются также поперечные прогибы с мощностями до 10 км, разделяемые поднятиями с мощностями 2 км: к прилежащей глубоководной котловине здесь мощности сокращаются до 2—3 км, причем подошва осадочной толщи приподнята на 4—5 км по сравнению с прогибом). Далее следует Ново-Шотландский, Ньюфаундлендский, Лабрадорский, Баффинов и Канадский прогибы; последний весьма обширен и простирается под водами Северного Ледовитого океана от Канадского архипелага до Аляски; в него входят наиболее глубокие впадины с мощностями более 10 км — Северо-Гренландская и Бофорт. Мощность осадочной толщи во всех североамериканских прогибах достигает 5 км, а в Баффиновом и Канадском — 10 км; осадочная толща везде включает палеозойские отложения.
Циркумафриканская система включает два сравнительно неглубоких (в геологическом смысле) прогиба с мощностями осадочной толщи 5 км и более с мезо-кайнозойским выполнением. Это Мозамбикский прогиб, расположенный вдоль побережья материка на западном борту Мозамбикской котловины на широте Южного Мадагаскара, и Агульясский прогиб. Более севернее прогибы характеризуются мощностями осадочной толщи свыше 10 км, нижняя часть которой принадлежит палеозою. К ним относятся Кения-Сомалийский, Ангольский (восточный борт Ангольской котловины), Гвинейский (Гвинейский залив; структуры прогиба выходят на сушу, причем зона максимального прогибания, соответствующая разлому Камерун, вытянута перпендикулярно к берегу), Сенегальский и Канаро-Атласский. Все циркумафриканские прогибы линейно вытянуты вдоль берега материка.
Средиземноморская зона циркумафриканской системы включает Восточно-Средиземноморский (глубины до 10 км и больше; выходит на сушу в районе Ливии и имеет в качестве апофизы Адриатический прогиб) и Балеарский прогибы.
Южно-Азиатская система характеризуется расположением длинных осей периокеанических прогибов перпендикулярно к общему генерализированному простиранию южной границы Азиатского континента и выходами в пределах суши. Глубина прогибов здесь достигает 10 км. Главные из них — прогиб Аравийского моря и прогиб Бенгальского залива.
К Австралийской системе относятся прогибы, вытянутые параллельно очертаниям континента: мощности здесь достигают 10 км, на севере эти прогибы включают палеозой (Южно-Австралийский прогиб, соответствующий северному борту Южно-Австралийской котловины, Западно-Австралийский прогиб, располагающийся на восточном борту Западно-Австралийской котловины и Арафурско-Тиморский прогиб, занимающий часть акваторий одноименных морей).
В Антарктическую систему входят впадины моря Росса (Тихоокеанский сектор) и Уэделла (Атлантический сектор) с мощностями до 3 км, со стратиграфическим диапазоном от кайнозоя до палеозоя, а также прогиб моря Беллингсгаузена с мощностями осадочной толщи до 7,5 км, продолжающийся в рифтовую впадину Брамсфилд между п-овом Палмера и Шетландскими островами (мощность 5 км). Кроме того, намечаются Африкано-Антарктический и Австралийско-Антарктический прогибы.
Глобальная система срединноокеанических поднятий (хребтов) хорошо известна. Наиболее характерно Срединно-Атлантическое поднятие, с которым связаны представления о расплывании Американского и Африканского континентов, а также различные варианты гипотез расширяющейся Земли и тектоники литосферных плит.
Срединноокеанические поднятия связаны с современной активностью Земли, поэтому их геоморфологические черты, повышенная сейсмичность, высокий тепловой поток и пониженные скорости в мантии под ними органично сливаются с собственно тектонической структурной характеристикой. В этом отношении срединноокеанические поднятия существенно отличаются от вулканических поднятий, в пределах которых сейсмические и тепловые характеристики не так выделяются на общем фоне окружающих их районов океанического дна, за исключением участков современной вулканической активности.
Геоморфологические характеристики Восточно-Тихоокеанского поднятия и срединноокеанических хребтов атлантического типа существенно различны. В первом случае это пологое поднятие с отчетливо выраженной вершиной, а во втором — линейные хребты с отчетливо обозначающейся рифтовой долиной. На Австралийско-Антарктическом поднятии, лежащем на юго-западном продолжении Восточно-Тихоокеанского, рифтовая долина отсутствует, зато на Центрально-Индийском, Аравийско-Индийском и Африкано-Антарктическом хребтах рифтовые долины отчетливо выражены. Геоморфологическая характеристика в какой-то мере должна отражать тектонику обоих типов поднятий, однако надо иметь в виду, что геоморфологические, а также геофизические характеристики могут быть преходящими, тогда как тектоническая «консервативна» и в ней выражена длительность развития. «Консервативность» тектонических форм и структурных элементов тоже относительна. Эти формы и структуры могут разрушаться сверху денудацией, а снизу метаморфизмом, но интервал времени их существования достаточен, чтобы сохранить в «памяти Земли» геологическую историю на протяжении десятков, сотен миллионов и даже первых миллиардов лет.
Сравним Восточно-Тихоокеанское поднятие с поднятием Дарвина. Размеры первого, по Г.У. Менарду, таковы: высота 2,3 км, ширина 2000—4000 км, длина 15 000 км. Поднятие соразмерно с континентами Северной и Южной Америки. Поднятие как бы поддерживается «разуплотненной», т. е. низкоскоростной мантией и характеризуется высоким тепловым потоком. У берегов Калифорнии оно теряет определенность очертаний, на его материковом продолжении лежат современные поднятия суши — плато Колорадо и хребты Скалистых гор, т. е. области «активизации», не связанные, как и в Центральной Азии, с консервативной тектонической постройкой; на дальнейшем продолжении к северу в штате Орегон наблюдаются повышенная сейсмичность и тепловой поток, что опять же говорит о повышении современной активности и только. Можно думать, что достаточно изменения мантийной ситуации, как активизация прекратится, а поднятие, возможно, «сядет» на свое место. He так ли было с поднятием Дарвина, которое имело почти такие же размеры, но которое сейчас восстанавливается только по погрузившимся атоллам и гайотам. Г.У. Менард приводит палеобатиметрическую карту этого поднятия, согласно которой его высота достигала 2 км. Возникает вопрос: не являются ли безрифтовые соразмерные с континентами океанические поднятия типа Восточно-Тихоокеанского и Дарвина крупными преходящими неотектоническими волнами, отражающими неустойчивые глубинные процессы, протекающие в недрах Земли. Примечательно, что в районе поднятия Дарвина наблюдаются повышенные скорости прохождения упругих волн, и, возможно, погружение поднятия было связано с уплотнением вещества на мантийных глубинах. О геологической истории Восточно-Тихоокеанского поднятия могла бы свидетельствовать осадочная толща; однако мощность ее 30—150 м, т. е. существенно не отличается от мощности на окружающих участках плиты.
Рифтовые долины на срединноокеанических хребтах Индо-Атлантической ветви являются явным признаком рифтовых грабенов, т. е. необратимых изменений тектонической постройки. И.А. Соловьева указывает, что рифтовая долина Западно-Индийского хребта имеет рекордную глубину — 6000 м, а по изобате 4000 м и ее ширина составляет 30—40 км. В осевой зоне Атлантического хребта бурением установлены (скв. 411 и 412) мощности осадочной толщи 70 и 170 м соответственно. Формирование внутреннего рельефа хребтов происходило после накопления хотя бы части существующих осадков. По данным И. А. Соловьевой, в рифтовых долинах и во многих впадинах, сопровождающих поперечные разломы, осадочная толща залегает горизонтально, но, как правило, деформированность ее нарастает книзу постепенно или скачкообразно (несогласие). У разломов слои изгибаются или разрываются. Залегание и состав осадков свидетельствуют, что хребты начали образовываться тогда, когда на первично субгоризонтальном дне океанических бассейнов уже накопилась осадочная толща. Горизонтальное залегание в рифтовых долинах говорит об их относительной молодости. Осадочные толщи здесь представлены «фациями срединных хребтов» — обломочным и переотложенным материалом, вулканокластитами и пеплами, а также фораминиферовыми, кремнистыми, карбонатными илами; в низах разрезов — толщи мела с прослоями глин, в базальных горизонтах — металлизированные кремни и железисто-магнезиальные окислы. Возраст осадочных толщ в районах хребтов от эоцена (отдельные участки Срединно-Атлантического и Восточно-Тихоокеанского хребтов) до плейстоцена; мощность десятки — первые сотни метров, до 431 м на Галапагосском, до 506 м на Аравийско-Индийском, до 450 м на Срединно-Атлантическом и до 622 м на Рейкьянесском хребтах. На срединноокеанических хребтах пробурены 42 скважины, детально освещающие только два участка на Срединно-Атлантическом и один на Восточно-Тихоокеанском хребтах. Следует отметить, что понятия осадочной толщи, фундамента и границы между ними на срединноокеанических хребтах и вообще в океане совершенно неопределенны и на них не могут основываться ни хроностратиграфическая корреляция, ни историко-геологические реконструкции.
Интересные мысли относительно природы срединноокеанических хребтов высказаны Ю.М. Пущаровским в 1986 г. Он пишет о крупнейшем глобальном событии, связанном с космическими воздействиями, которое привело к образованию мировой рифтовой системы на базе ранее существовавшей Атлантической оси. Для системы характерны асинхронный магматический процесс и его пульсационный режим. Это событие относится к рубежу мела и палеогена и сопровождается вымиранием многих видов организмов (динозавры, белемниты, аммониты и др.) и иридиевой аномалией (повышенное содержание этого элемента в слоях образовавшихся на границе кайнозойской и мезозойской эр).
Существен вопрос об океаническом базальтовом фундаменте срединноокеанических хребтов. И.А. Соловьева пишет, что во всех без исключения скважинах (в пределах хребтов), судя по кернам, фундамент образован переслаиванием потоков базальта с вулканическим пеплом, пиллоу-лавами, гиалокластитами; часто в фундаменте на глубинах десятков и сотен метров от его кровли обнаруживаются прослои песчаников, мела (в скв. 322 на глубине более 500 м ниже кровли фундамента). Упомянем еще о скв. 462-А в Микронезии; бурение проходило с 565 до 1068,5 м по базальтам с тонкими и редкими прослоями илов (до глубины 1000 м) с микрофауной апта, баррема и готерива. Все это говорит о том, что бурение по «фундаменту» сулит нам неожиданности. Возможно, что рисуемая сейчас кровля океанического «фундамента» представляет собой лишь генерализованную поверхность базальтовых покровов различного возраста и что стратиграфическое положение надбазальтовых слоев еще ничего не говорит о распространении различных горизонтов мезозоя и кайнозоя в океанических областях. Иными словами, «фундамент» в отдельных частях может быть одновозрастен с различными слоями осадочного разреза океанов и представляет собой не фундамент в классическом понимании, а лишь часть чехла. Все это свидетельствует о недостаточной исследованности геологии океанического дна, об отсутствии базы для глобальных построений, особенно связанных со столь распространенным понятием спрединга. В связи с этим ниже пойдет речь о магнитных аномалиях в океанах и будут высказаны сомнения в правильности принятой их нумерации и отсчета по ним времени и скоростей спрединга. Остановимся на некоторых фактах, упомянутых И.А. Соловьевой: 1) скв. 114 прошла 622 м осадков, древнейшие из которых были послемиоценовыми — раннеплиоценовыми; радиометрический возраст фундамента был определен калий-аргоновым методом в 5 млн. лет, что хорошо совпало со стратиграфическим возрастом низов осадочной толщи, но существенно отличается от оценки возраста по магнитным аномалиям (10 млн. лет). Для объяснения неувязки принято предположение, что низы осадочного разреза захоронены в базальтах; значит, и «фундамент» не фундамент, и возрастная схема магнитных аномалий бьет слишком далеко от цели; 2) в скв. 427 у разлома Сикейрос у оси Восточно-Тихоокеанского поднятия под толщей мощностью 146 м вскрыты базальты возрастом 44 млн. лет, тогда как по шкале магнитных аномалий здесь должно было быть 3—5 млн. лет; в соседних скв. 428 и 429 возраст базальтов 2,0 и 4,6 млн. лет; поэтому предполагается, что скв. 427 вошла в базальты по разлому на 700 м ниже их кровли, а это означает, что 700-метровая толща базальтов формировалась на протяжении 40 млн. лет — от эоцена до плиоцена. Это опять же говорит или синхронности и соразмерной длительности формирования «фундамента» и осадочной толщи, или о несовершенстве шкалы магнитных аномалий, или, что вернее, о том и о другом вместе.
Приведем еще данные Г.Б. Удинцева. Он считает, что в Бразильской котловине поверхность акустического фундамента в разрезе скв. 355 соответствует толеитовым базальтам, перекрытым отложениями кампана. По аналогии с Бразильской котловиной и в Ангольской котловине акустический фундамент тоже должен соответствовать базальтам; но там под акустический фундамент уходят соляные отложения. На суше на краях Южноамериканского и Африканского континентов соли также перекрыты базальтами. В Норвежском море базальты лежат на складчатых осадочных комплексах (по данным сейсморазведки), а на плато Фолклендском и Роколл под базальтами вскрыты бурением континентальные толщи. Сказанное не касается собственно срединноокеанических поднятий, но немаловажно, поскольку речь зашла о базальтовом «фундаменте» океанов.