В настоящее время формирование земной коры, ее различных типов и их строение рассматриваются с принципиально различных позиций фик-сизма и мобилизма. Сторонники фиксизма (от лат. fixus — неподвижный) основную роль в формировании геологических структур приписывают вертикальным колебательным движениям при отсутствии сколько-нибудь значительных горизонтальных смещений крупных блоков земной коры. Обнаруженные горизонтальные смещения (надвиги, сдвиги), по их мнению, невелики и являются производными вертикальных подвижек. Современные материки, с позиций фиксизма, меняли формы и размеры, но всегда находились там, где они находятся и теперь. Соответственно и движения глубинного мантийного вещества, вызывающие деформации земной коры, направлены по радиусу планеты (т. е. восходящие и нисходящие) и носят термогравитационный или гравитационный характер.

Согласно мобилизму (от лат. mobilis — подвижный) материковые глыбы и крупные блоки океанического дна неоднократно меняли и меняют свое положение, перемещаясь друг относительно друга. В формировании земной коры и геологических структур основное значение имеют горизонтальные перемещения крупных блоков земной коры, а вертикальные подвижки являются производными этих перемещений. Соответственно и увлекающие глыбы земной коры тепловые конвекционные потоки мантийного вещества в астеносфере движутся по замкнутым орбитам, восходящим под срединно-океаническими хребтами, нисходящим под глубоководными желобами океанических окраин с очень большой горизонтальной составляющей между ними (см. рис. 200).

В отношении геологических процессов и геологических структур, вызываемых этими процессами в океанах, в настоящее время существуют две основные точки зрения, исключающие друг друга. Одна из них, явно доминирующая в настоящее время, известна под названием «теории плит». Согласно этой концепции, приуроченные к рифтогеналям повышенные значения теплового потока из недр связываются с восходящими конвекционными течениями вещества мантии, которые вызывают растяжение литосферы и растекание ее в обе стороны от осей срединных океанических хребтов. Вещество мантии представлено глубинными ультраосновными породами, дифференцирующимися в меняющихся при подъеме термодинамических условиях на габбро и перидотиты с выплавлением базальтов. Происходит также серпентинизация гипербазитов. Эти процессы приводят К формированию коры океанического типа и к неравномерным перемещениям плит литосферы, ограниченных трансформными разломами (рис. 200).

В глубоководных желобах плиты литосферы погружаются, образуя поддвиги по фокальным зонам. При этом в области островных дуг и желобов происходят накопление мощных толщ осадков, их смятие и тектоническое перемешивание, а по мере погружения океанических плит в область высоких температур и давлений при пододвигании — их переплавление и дифференциация с образованием андезитовых магм. Вместе со смятыми осадочными толщами магматические андезитовые тела и покровы образуют «гранитный слой» земной коры, а отщепленные базальтовые магмы наращивают снизу «базальтовый слой» материковой коры.

В тех случаях, когда островные дуги отсутствуют (например, в Атлантическом океане), пододвигания талассократонов под материки не происходит, а вся литосфера (вместе с верхней мантией и с материками) передвигается в стороны от рифтовой зоны срединно-океанического хребта по астеносфере. При этом периферические зоны материков не деформируются, так как отсутствует эффект вязкого трения (рис. 200).

Другая гипотеза была обстоятельно развита В. В. Белоусовым, который считает, что первоначально вся земная кора была материкового типа и до конца палеозойской эры на Земле не было океанов. В конце палеозоя — начале мезозоя в эту кору начало “внедряться в виде гигантских диапиров расплавленное вещество мантии, начались массовые излияния базальтов. Эти процессы привели к базификации материковой коры — к превращению ее в кору океанического типа. В Атлантическом и Индийском океанах бази-фикация первичной коры была направлена от их окраин к центру, а в Тихом океане, наоборот, от центра к периферии. При этом в Тихом океане бази-фикация наложилась на молодые активные геосинклинали, в которых одновременно с ней происходит и формирование «гранитного слоя». Этим объясняется чрезвычайная сложность строения периферических зон Тихого океана. Вода, заполнившая возникшие таким образом океанические впадины, поступила, по мнению В. В. Белоусова, из недр, а образование океанов в основном завершилось в раннем мелу.

Сравнение материковых и океанических структур разных порядков приводится в табл.

Котловины окраинных морей, отделенные от океана островными дугами, имеют различное строение. Часто они представлены глубоко погруженными блоками материковых платформ и полностью сохраняют строение последних. Такие блоки выявлены в центральной части Охотского, в северной части Японского, в западной части Кораллового и других морей. Блоки ограничены крутыми, изрезанными иногда каньонами материковыми склонами и перемежаются с блоками, сложенными корой океанического типа.

В других случаях котловины имеют типично океаническую кору. Дно таких котловин хорошо выровнено, обычно почти горизонтально и лишь местами раздроблено. Осадочный покров иногда достигает 2—4 км мощности. Гравитационное поле характеризуется высокими положительными аномалиями, такого же порядка как на талаплинтах. Таковы, например, Филиппинская котловина, котловина Тасманова моря и некоторые другие. До сих пор неясно, являются ли они частями талассократона, отчлененными островными дугами, образовались ли при растяжении коры материкового типа или в результате ее океанизации (базификации).

Шельфы представляют собой погруженные под воды океана краевые участки материков, структуры которых они обычно и сохраняют. Они имеют кору материкового типа мощностью около 30—35 км.

Мощность и строение земной коры в переходных областях, лишенных островных дуг и состоящих из шельфа и материкового склона, более или менее однородны. Мощность осадочных пород, небольшая на шельфе, резко увеличивается под материковым склоном. Осадочный покров подстилается корой материкового типа, которая в океане, у подножия материкового склона сменяется океанической корой. При этом мощность коры меняется на протяжении около 200 км от 30—35 км на шельфе до 10—12 км в океане за материковым склоном. Наиболее резкое снижение мощности коры приурочено к материковому склону. Примерно так же построена земная кора и у побережья Южной Америки, где имеются глубоководные желоба, но нет островных дуг (рис. 198).

Значительно более сложна и неоднородна земная кора переходных областей, занятых современными геосинклиналями. В наиболее полном развитии они состоят из глубоководных желобов, сопряженных с одиночными или двойными островными дугами, глубоких краевых бассейнов, материковых склонов и шельфов. Внешний хребет двойных дуг в большинстве случаев представлен антиклинальным поднятием, почти лишенным проявлений вулканизма. Обращенное к океану крыло антиклинория слагает склон глубоководного желоба. Это крыло обрезано надвигом по фокальной зоне и по этому надвигу сопряжено с флексурой края талассо-кратона, слагающей противоположный склон желоба. Внешний хребет в двойных дугах не всегда полностью проявлен. Он отсутствует, например, в западной части Алеутской, посредине Камчатской и на некоторых участках других дуг.

Внутренние дуги в простейшем случае представлены вулканическими хребтами, на широких сводовых поднятиях дна. Однако чаще ядра одиночных дуг являются антиклинориями с вулканами вдоль осей и на крыльях, обращенных к материкам. Вулканы одиночных дуг и внутренних хребтов двойных дуг извергают андезито-базадьтовые лавы на ранних стадиях развития и кислые — на поздних. Интрузивные породы островных дуг могут быть представлены ультраосновными, основными и кислыми разностями.

Иначе построены островные дуги между двумя океанами и далеко выдвинутые в океан, например дуга Южно-Антильская (Скоттия или дуга Беллинсгаузена) между Атлантическим и Тихим океанами или система двойных дуг (Идзу-Бонинская, Марианская, Яп и Палау), отделяющих от Тихого океана Филиппинскую котловину.

Южно-Антильская дуга состоит из трех звеньев: северного, несущего о. Юж. Георгия и ряд подводных возвышенностей и скал; восточного с Южно-Сандвичевыми островами и южного с островами Южно-Оркнейскими и Южно-Шотландскими. Из этих звеньев типичной геосинклинальной зоной (островной дугой) является только восточное, сопряженное с глубоководным желобом и несущее Южно-Сандвичевые острова — 11 вулканических конусов (из них 5 действующих вулканов), расположенных вдоль оси асимметричного подводного вала, западное крыло которого спускается до глубин около 3400—3200 м, а восточное — до глубин 8427 м. Восточное крыло слагает склон глубоководного желоба, окаймляющего дугу со стороны Атлантического океана. С желобом связаны большие отрицательные аномалии силы тяжести. На восточном крыле вала обнаружено поднятие, возможно, представляющее собой внешний складчатый хребет дуги. Дуга высокосейсмична, и очаги землетрясений располагаются на малых, средних и больших глубинах.

Северное и южное звенья отделены от восточного глубокими впадинами и представляют собой типичные глыбовые хребты, фиксирующие зоны широтных разломов. Вершины этих хребтов — острова Юж. Георгия, Южно-Оркнейские и Южно-Шотландские — сложены палеозойскими и мезозойскими породами, интенсивно смятыми и кливажированными еще в до-меловое время, причем простирание складок не совпадает с простиранием Южно-Антильской дуги. На Оркнейских островах ордовикские слои прорваны интрузиями гранодиоритов и габбро.

В отличие от этого Южно-Сандвичевые острова сложены исключительно вулканогенными породами от палеогенового до современного возраста. Г. Б. Удинцев считает северное и южное звенья сдвигами, по которым островная дуга (восточное звено) оторвана и смещена к востоку.

Островные дуги Идзу-Бонинская, Марианская, Яп и Палау, отделяющие от океана Филиппинскую котловину, составляют единую двойную островную дугу, в которой дуги Яп и Палау сопрягаются с Марианской дугой кулисообразно. Венчающие все перечисленные дуги острова сложены ан-дезито-базальтовыми вулканогенными породами от эоценового до современного возраста и лишь на о. Яп обнажены амфиболиты и актинолитовые сланцы основания, дислоцированные до эоцена, возможно, в позднем мелу, а в галечниках встречены, кроме того, тальковые сланцы, габбро, перидотит и лейкократовый гранит. Вулканы распространены не только на внешней и внутренней дугах, но и в депрессиях между ними. Г. Б. Удинцев предполагает вулканическое (а не складчатое) происхождение большей части обеих дуг (проявления послемиоценовой складчатости выявлены на о. Гуам — самом крупном из Марианских островов, к западу от которого находится величайшая глубина Мирового океана — 11022 м ± 50 м, а также на о. Яп — в сланцах основания).

Строение земной коры в области островных дуг по гравиметрическим и сейсмическим данным показало, что полно развитые дуги имеют достаточно мощную кору материкового типа. В менее развитых дугах «гранитный слой» присутствует лишь под внешними хребтами, а под внутренними часто отсутствует. К внутренним хребтам приурочены или максимумы силы тяжести, или аномалии, близкие к нулю (как на материках). Внешним хребтам, как правило, соответствуют отрицательные аномалии, которые иногда смещаются на крыло, обращенное к океану — в сторону глубоководного желоба (например, на склоне Филиппинского желоба). В одиночных дугах и на участках двойных дуг, лишенных внешней гряды, пояс отрицательных аномалий силы тяжести располагается или вдоль оси желоба (например, в южной части Марианского желоба), или на внешнем склоне внутреннего хребта (на участках, где внешний хребет отсутствует). Под желобами расположен пояс отрицательных аномалий, ось которого иногда смещена в сторону дуги.

Хребты островных дуг раздроблены и имеют блоковое строение и неравномерные вертикальные, а в некоторых случаях и горизонтальные подвижки отдельных блоков часто с огромными амплитудами. Например, тектонические структуры Индонезийских островов косо срезаны современными береговыми линиями и резко обрываются у глубоких впадин. Точно установлено, что на месте современных впадин с глубинами в несколько тысяч метров находились возвышенности, служившие областями сноса неогеновых осадков, которые накапливались на современных островах, на месте которых тогда было море. На многих островах плиоценовые морские отложения подняты на высоты, иногда превышающие 1000 м, а на о. Серам — на 3000 м (см. рис. 134).

Структуры островных дуг иногда продолжаются на материках. Так, северо-восточное простирание структур Курильской дуги на Камчатке сопровождается появлением тектонических швов северо-восточного направления, наложенных на более древние меридиональные структуры срединного антиклинория полуострова. Значительно более наглядно проявлено продолжение Зондской двойной островной дуги на п-ове Индокитай. Сопряженный с этой дугой Яванский желоб продолжается в виде Восточно-Пакистанского (Бангладешского) краевого прогиба; внешняя дуга (Андаманско-Никобарская) продолжается на суше в виде антиклинория хр. Аракан-Йома; депрессия между внешней и внутренней грядами продолжается на суше в виде Бирманской котловины — огромного грабена с крутым меридиональным разломом по центру, к которому приурочены молодые вулканы и эпицентры многих землетрясений. Внутренний хребет приурочен к западной части Бирманского грабена и состоит из ряда трогов, разделенных горстами. Эта структура продолжается в Центральном антиклинории о. Суматры (рис. 199).

На приведенном примере видна тесная связь островной дуги с альпийской геосинклинальной складчатой областью. Действительно, как можно убедиться из приведенной краткой характеристики островных дуг, они являются не чем иным, как современными активными геосинклиналями, еще не завершившими своего развития; в настоящее время так их и рассматривают.

Граница между талассократонами и периферическими областями океанов представляет собой основную шовную структуру Земли, по которой соприкасаются два основных типа земной коры — океанический и материковый. Характер этой структуры наиболее наглядно и полно проявлен в Тихом океане, периферия которого в большей части состоит из складчатых поясов и современных геосинклиналей тихоокеанского огненного кольца, отличающегося интенсивной подвижностью земной коры, проявлениями складчатости, разломов, современного и недавнего вулканизма, высокой сейсмичностью, своеобразным режимом седиментации, крупными отклонениями от изостазии, выраженными в аномалиях силы тяжести.

Однако современные геосинклинали и краевые глубоководные желоба даже в Тихом океане развиты далеко не на всей периферической области. Около 30% периферии этого океана представлено относительно простыми шельфами и материковыми склонами, у подножия которых нет современных глубоких желобов, т. е. выделяются два типа переходных зон: геосинклинальный и негеосинклинальный. Г. Б. Удинцев (1972 г.) выделил в Тихом океане третий тип переходных зон, расположенных «между двумя океанами или частями океанического ложа». К этому типу относится, например, зона между Филиппинской котловиной, которая лишь очень условно может быть названа аналогом котловин краевых морей, и далеко выдвинутыми в океан островными дугами Идзу-Бонинской, Марианской, Яп и Палау; или островная дуга Скоттия между Тихим и Атлантическим океанами.

Характер сопряжения талассократонов с областями, переходными к материкам, меняется в зависимости от типа последних. Анализ сейсмических данных по акватории Тихого океана показал, что фокусы (гипоцентры) землетрясений в районах краевых глубоководных желобов и островных дуг располагаются с определенной закономерностью, фиксируя зоны скалывания (так называемые фокальные зоны, впервые выявленные Вадати в 1937 г.), падающие под материки под углом в среднем около 45° и уходящие на большие глубины. Фокальные зоны выходят на поверхность на дне океана и на обращенных к материкам склонах глубоководных желобов. Основная масса фокусов неглубоких землетрясений сосредоточена под обращенным к океану склоном одиночных островных дуг или под внешним хребтом двойных дуг. Под внутренним хребтом островных дуг с действующими или недавно потухшими вулканами очаги землетрясений располагаются на глубинах от 100 до 300 км, а гипоцентры глубокофокусных землетрясений (глубина очагов от 300 до 700 км) приурочены к краевым морям и окраинам материков (рис. 196). Толщина фокальных зон по новейшим наблюдениям высокой точности около 25 км, а их характерной особенностью является выполаживание с глубиной. В настоящее время фокальные зоны считаются поверхностями поддвигов коры океанического типа и верхней мантии под материки.

С поверхностью поддвига сопряжены вертикальные или наклонные к океану разломы, по которым поступает магма, питающая вулканы. Например, вдоль Курильской гряды параллельно глубоководному желобу в 150 км от него проходит глубинный разлом, который сопрягается с поддвигом на глубине около 150 км, где, как полагают, зарождается базальтовая магма. Этот разлом отчетливо фиксируется аномалиями физических полей и сопровождается гравитационной ступенью.

Аналогичное строение имеет фокальная зона у берегов Южной Америки (рис. 197): на поверхность она выходит в глубоководных желобах, близ которых расположены фокусы неглубоких землетрясений, тогда как очаги промежуточных и глубокофокусных землетрясений, последовательно сменяясь, погружаются под материк. Пододвигание океанической коры под Северную Америку происходит дифференцированно: ограниченные трансформными разломами блоки поддвигаются под материк с различной скоростью и амплитуда поддвигов в связи с этим неодинакова (см. рис. 195).

Но если к периферической области Тихого океана приурочено около 90% землетрясений Земли с глубиной очагов 0—60 км, еще большая часть землетрясений промежуточных глубин (60—300 км) и почти все глубокофокусные землетрясения, вместе отчетливо фиксирующие фокальные зоны и наличие разрывов, отделяющих этот океан от материков, то прибрежные области других океанов сейсмически не активны и прямые доказательства присутствия разрывов на границе талассократонов с материками отсутствуют. Местами материковые склоны террасированы, имеют промежуточные плато, котловины, хребты и участки со сложно расчлененным рельефом. У подножий чуть ли не половины материковых склонов Мирового океана обнаружены желоба, сходные с желобами, сопряженными с островными дугами. К. Эмери (1969 г.), например, сообщает о наличии глубокого желоба (глубина 7—10 км) вдоль подножия материкового склона атлантического побережья Северной Америки близ Новой Англии. Желоб протягивается к берегам Флориды и предположительно соединяется с глубоководным желобом Пуэрто-Рико. Желоб заполнен и частично скрыт толщей осадков мощностью 3—10 км, максимальный возраст которых раннемеловой. Вдоль материкового склона выявлена серия параллельных полосовых магнитных аномалий, подобных обнаруженным у тихоокеанского побережья США и также смещенных в горизонтальном направлении, по-видимому, широтными сдвигами, а на юге (на участке Флорида — Гаттерас) установлен сброс с амплитудой 600 м. В этом и других аналогичных случаях можно думать, что структура сочленения талассократона с материком такая же, как у западного побережья Северной Америки.

Западная котловина Индийского океана имеет явно выраженный сбросовый характер. Наконец, как упоминалось, докембрийские, палеозойские (а в Атлантическом океане и альпийские) структуры восточного побережья Америки, берегов Европы, Африки и Индии срезаются вкрест простирания по подножию материковых склонов, что свидетельствует о тектонической природе контакта между талассократонами этих океанов и материками.

Среди подводных гор талассократона Тихого океана много гайотов, плоские вершины которых погружены на различные глубины — от 300 до 2300 м — и бесспорно доказывают опускание дна океана. Эти опускания, по имеющимся данным, начались в меловом периоде, так как наиболее древние породы, поднятые с вершин гайотов, относятся к мелу (апт — сеноман). Каких-либо закономерностей погружения гайотов не установлено, их погружения связывают или с опусканием локальных структур, или в прогибанием ложа океана под тяжестью самих гор.

Об опускании дна Тихого океана свидетельствуют также результаты бурения на атоллах, показывающие значительные погружения вулканических оснований, на которых выросли коралловые рифы, а также глубоководное бурение, произведенное с американского судна «Гломар Чел-ленджер»; оно не только позволило судить о возрасте базальных горизонтов осадков, залегающих на «базальтовом слое», но и показало, что почти всюду, где была пробурена толща глубоководных красных глин, под ними залегают юрские (кимеридж — титон) и более молодые карбонатные толщи, очевидно, отложенные выше уровня карбонатной компенсации, т. е. на значительно меньших глубинах.

Талассократоны со всеми осложняющими их структурами и срединно-океанические хребты пересекаются зонами широтных сдвигов, к числу которых относятся разломы Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кла-рион, Клиппертон, Галапагосский, Маркизский и Элтанин в восточной части Тихого океана (см. рис. 74), а в Атлантическом океане разлом желоба Романш и зона Азорских разломов. Движения по разломам в Тихом океане были выявлены по изгибам и смещению меридиональных линейных магнитных аномалий и изобат (особенно 4500-метровой изобаты, в районе которой слабо проявлено маскирующее действие наносов, поступающих с материка, рис. 195). Амплитуды левосторонних сдвигов по разломам Мендосино и Пионер соответственно равны 1185 и 250 км, а по правостороннему сдвигу Меррей — 150 км. Зоны сдвигов имеют несколько сотен километров в ширину и несколько тысяч километров в длину. В рельефе дна они выражены или уступами до 3 км высотой, или сериями вытянутых по их простиранию горстов и грабенов. К разломам приурочены конусы подводных вулканов и вулканические острова. Крупные блоки земной коры между зонами разломов относительно слабо нарушены сдвигами. На картах магнитных аномалий почти не видно признаков сжатия, растяжения, закручивания или среза. Однако системы мелких деформаций показывают, что внутри каждого блока существовало однородное напряжение, отличающееся от напряжения в смежных глыбах.

Сдвиговые смещения в Тихом океане отличаются от смещений на материке Северной Америки. Так, по разлому Мендосино материковый склон Северной Калифорнии смещен на 100 км, но по правостороннему сдвигу, т. е. обратно по отношению к смещению на дне океана. Сдвиг Меррей не сопровождается смещением материкового склона, но в поперечных хребтах Калифорнии, расположенных на его продолжении, широко распространены сдвиги с амплитудами смещений до 15 км. Однако сдвиги эти левосторонние, обратные смещению океанского дна. X. У. Менард предполагает, что или параллельно материковому склону Калифорнии проходит разлом, по сторонам которого глыбы земной коры двигались в разных направлениях, или движения на дне океана и на материке происходили в разное время и не связаны между собой.

В Атлантическом океане на участке коленообразного изгиба Срединнсь Атлантического хребта обнаружен ряд широтных разломов-грабенов, самый глубокий из которых известен как желоб Романш, который в настоящее время считается левосторонним сдвигом, смещающим южную часть океана к востоку на 230 км. Разлом и желоб Романш (глубина 7369 м) продолжается в Африке в виде рифтовой долины, выполненной морскими и континентальными осадками мелового возраста, мощностью до 9 км, по р. Нигеру и его левому притоку р. Бенуэ. В Южной Америке южнее 4° с. ш. прослежен также рифт на простирании впадины Романш, выполненный меловыми и кайнозойскими осадками, уходящий под аллювий р. Амазонки. В целом система экваториальных сдвигов нарушает непрерывность простирания Срединно-Атлантического хребта на протяжении более 3700 км (см. рис. 193).

В настоящее время охарактеризованные выше сдвиги сторонники перемещения материков относят к так называемым трансформным разломам, по которым смежные плиты перемещаются одна относительно другой в стороны от рифтогеналей срединно-океанических хребтов.

На обширнейших пространствах талассократонов нет никаких следов существования складчатости и основные структуры представлены либо сводовыми поднятиями, либо различными проявлениями дизъюнктивной тектоники и вулканизма. Так именно построены подводные хребты, ограничивающие талаплены. Например, подводная часть Гавайских островов, ограничивающих с юго-запада Северо-Восточную котловину Тихого океана, представлена сводовым поднятием, вытянутым более чем на 2500 км при ширине около 1000 км и высоте всего 500 м. На этом своде расположен подводный цоколь хребта, состоящий из смыкающихся щитовых вулканов, образующих почти непрерывную гряду, наращенную вулканическими конусами, часть которых поднимается в виде Гавайских островов, а другая часть слагает подводные конусы и гайоты иногда с коралловыми надстройками. Источник магмы гавайских вулканов лежит на глубине 60 км в верхней мантии. Из очага магма поступает по постоянно действующему магма-проводу вверх в относительно неглубокий резервуар, расположенный непосредственно под кальдерой вулкана Килауэа. По данным глубинного сейсмического зондирования поверхность Мохоровичича под Гавайскими островами прогнута (раздел Мохо под островами лежит на глубине около 14 км, рис. 194). Этот прогиб связывают или с нагрузкой вулканического Гавайского хребта (X. У. Менард, Р. С. Дитц, Е. Л. Гамильтон), или с по-додвиганием плиты Северо-Восточной котловины Тихого океана под плиту Северо-Западной котловины (Г. Б. Удинцев, 1972 г.).

К числу других хребтов такого же типа в Тихом океане относятся: Северо-Западный подводный хребет (Императорские горы японских океанологов), хр. Лайн с одноименными островами, подводные валы Туамоту с одноименными островами, подводные вулканические горы, наращивающие вал Маркус-Уэйк-Неккер, вал Капингамаранги, увенчанный подводными вулканами и атоллами, наращивающими вулканические сооружения, вал Маршалл-Гилберт-Эллис с одноименными островами и др. (см. рис. 74).

Другой разновидностью структурных поднятий ложа Мирового океана являются глыбовые поднятия и горные хребты. В Тихом океане их немного: хр. островов Сала-и-Гомес, приуроченный к широтной зоне разлома о. Пасхи (см. рис. 74), хр. Наска, имеющий очень крутые склоны и асимметричный профиль с крутым юго-восточным склоном и более пологим северо-западным, с хорошо выравненной вершинной поверхностью (состоит из цепи плоско-верхих гор на глубинах от 300 до 2028 м). Хр. Наска имеет кору материкового типа мощностью около 15 км, тогда как по его краям кора типично океаническая. Считается, что это недавно опущенный крупный горст. К структурам этого типа относятся подводные возвышенности Шатского и Обручева в Северо-Западной котловине Тихого океана (см. рис. 74).

В Индийском океане к глыбовым поднятиям относятся хр. Кергелен и Маскаренско-Сейшальский, имеющие кору материкового типа, а в Атлантическом океане хребты, возвышающиеся над абиссальными равнинами, рассеченные сбросами на серии прямоугольных глыб.

Океанические платформы (талассократоны) с корой океанического типа встречены бесспорно только в трех океанах: Тихом, Атлантическом и Индийском. В Северном Ледовитом океане только относительно небольшие котловины Нансена и Амундсена имеют кору океанического типа, да и то лишь предположительно, так как осадочный слой подстилается в этих котловинах «сложно дислоцированной толщей» (Р. М. Деменицкая, А. М. Ка-расик, 1972 г.), вовсе не характерной для типичных океанских платформ. В других котловинах (в том числе и огромной Канадской) мощность земной коры достигает 15—20 км и она относится к промежуточному типу, т. е. только в отдельных местах ее толщина снижается до 10 км и имеет типичное для океанов строение (лишена «гранитного слоя», М. В. Муратов, 1971 г.). Хребты Ломоносова, Менделеева и огромный шельф Ледовитого океана имеют кору материкового типа.

Талассократоны Тихого, Индийского и Атлантического океанов ограничены подножиями материковых склонов и глубоководными желобами, сопряженными с островными дугами. В этих границах они состоят из плоских абиссальных равнин, разделенных срединно-океаническими хребтами, сводово-глыбовыми поднятиями и разного рода подводными хребтами на обособленные котловины, названные Г. Б. Удинцевым (1972 г.) талапленами.

В талапленах земная кора типично океаническая, состоящая из маломощного слоя рыхлых осадков, «второго слоя» из уплотненных осадков, вулканогенных пород и серпентинитов и «базальтового слоя», сложенного породами типа габбро. В рельефе талапленов характерны многочисленные подводные холмы (высотой до 500 м и менее), и горы, превышающие 500 м. Все они имеют более или менее правильную коническую форму и местами объединяются в группы, массивы и линейные ряды. Горы имеют в Тихом океане разный возраст — от апта до миоцена. Все они вулканического происхождения. Число холмов на поверхности талапленов очень велико, но определить их количество пока трудно: там, где мощность осадков большая, холмы полностью перекрыты и дно имеет плоскую или волнистую поверхность. Однако местами покров осадков тонок или вовсе отсутствует и на поверхности дна выходят палеоген-неогеновые осадки или базальтовые лавы. Талаплены, как и другие структуры талассократонов, иногда прорезаются трансформными разломами (см. ниже).

Восточно-Тихоокеанский хребет, по мнению американских геологов, через горло Калифорнийского залива продолжается в области Хребтов и Впадин. Гребень хребта пересекает плато Колорадо, Мексиканскую возвышенность и хр. Большого- бассейна, образующие вспученный рельеф, по масштабу сопоставимый со вспученным рельефом океанского ложа в Восточно-Тихоокеанском хребте. Пояс неглубоких очагов землетрясений гребня Восточно-Тихоокеанского хребта продолжается в перечисленных районах суши. Характерный для подводного хребта тепловой поток обнаружен в Калифорнийском заливе, на континентальном бордерленде у южного побережья Калифорнии и в области Хребтов и Впадин. Под материком, однако, не обнаружено повышения кровли мантии, а в Калифорнии отсутствует повышенный поток тепла.

Севернее у берегов штатов Орегон и Вашингтон в прибрежной части океана вновь появляется рельеф, характерный для срединно-океанических хребтов,приуроченный к подводным хребтам Горда и Хуан-де-Фука, разделенным зоной разлома Бланко. Вдоль оси хр. Горда проходит типичное рифтовое ущелье, ограниченное сбросами и рифтовыми кряжами, очень напоминающее рифтовые зоны Срединно-Атлантического и Срединно-Индийского хребтов. Типичный для рифтовых зон грядовый рельеф имеет и подводный хребет Хуан-де-Фука. Вдоль осевой зоны обоих хребтов проходит пояс высокой сейсмической активности, а строение коры и верхней мантии этих хребтов характеризуется утонением «базальтового слоя» и подъемом кровли верхней мантии с одновременным разуплотнением ее вещества (v_p на разделе Мохо 7,2—7,5 км/сек). Оба хребта сопровождаются четкими линейными магнитными аномалиями, симметрично расположенными относительно их осей, т. е. имеют все признаки типичных срединно-океанических хребтов. К северу от хр. Хуан-де-Фука продолжение Восточно-Тихоокеанского хребта пока не прослежено.

Очень интересен переход типично срединно-океанического Аравийско-Индийского хребта через межматериковые рифты Аденского залива и Красного моря во внутриматериковые рифты Восточной Африки. Межматериковые рифты характеризуются корой океанического типа в рифтовой зоне и материковой корой на крыльях. Как упоминалось (см. гл. XII), рифт Красного моря характеризуется интенсивным выделением тепла и современной гидротермальной деятельностью. Восточноафриканские рифты в северной оконечности, примыкающей к Красному морю (Эфиопская и Кенийская зоны), отличаются мощной и длительной вулканической деятельностью, начавшейся до их заложения, а затем продолжавшейся в пределах осевого грабена и связанных с ним второстепенных грабенов и разломов. Изливались андезиты и базальты, часто щелочные, а в Эфиопской зоне также кислые эффузивы.

Образованию рифтов предшествовал рост сводового поднятия, и их происхождение частично объясняется проседанием земной коры при разгрузке глубинных вулканических очагов. Эти рифтовые зоны характеризуются умеренной сейсмичностью, крупным гравитационным минимумом, связанным с разуплотнением низов коры и верхов мантии и высоким тепловым потоком из недр. К югу вулканическая деятельность в восточноафри-канской рифтовой зоне резко снижается и проявлена не повсеместно. Но и на юге рифты представляют собой систему грабенов вдоль оси свода, местами чередующихся с горстами, такими, например, как гора Мбен, представляющая собой приподнятый край центрального плато Танганьики, горный массив Рувензори, достигающий в высоту 5 км, и др. С горстами связаны гравитационные максимумы в редукции Буге; горсты подняты вопреки принципу изостазии. Сбросовые уступы в рифтовой зоне часто вовсе не затронуты эрозией и выглядят совсем молодыми.