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 восточноафриканской рифтовой зоне резко снижается и проявлена не повсеместно. Но и на юге рифты представляют собой систему грабенов вдоль оси свода, местами чередующихся с горстами. Сбросовые уступы в рифтовой зоне часто вовсе не затронуты эрозией и выглядят совсем молодыми.
2. Океанические платформы
талаплен рельеф океан материковый
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, 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»). 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.
2.1 Талаплены
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. 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.
На обширных 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 метров. 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 каналу вверх в относительно неглубокий резервуар, расположенный непосредственно под кальдерой вулкана Килауэа. По данным глубинного сейсмического зондирования поверхность Мохоровичича под Гавайскими островами прогнута. Этот прогиб связывают или с нагрузкой вулканического Гавайского хребта или со сдвигом плиты Северо-Восточной котловины Тихого океана под плиту Северо-Западной котловины.
К числу других хребтов такого же типа в Тихом океане относятся: Северо-Западный подводный хребет, хребет 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.
Другой разновидностью структурных поднятий ложа Мирового океана являются глыбовые поднятия и горные хребты. В Тихом океане их немного: хребет островов Сала-и-Гомес, приуроченный к широтной зоне разлома острова Пасхи, хребет Наска, имеющий очень крутые склоны и асимметричный профиль с крутым юго-восточным склоном и более пологим северо-западным, с хорошо выровненной вершинной поверхностью (состоит из цепи плосковерхих гор на глубинах от 300 до 2028 м). Хребет 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.
В Индийском океане к глыбовым поднятиям относятся хребет Кергелен и Маскаренско-Сейшальский, имеющие кору материкового типа, а в Атлантическом океане хребты, возвышающиеся над абиссальными равнинами, рассеченные сбросами на серии прямоугольных глыб.
2.2 Системы широтных сдвигов
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, 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. 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. Предполагается, 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 Срединно - 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 реке Нигеру и его левому притоку реке Бенуэ. В Южной Америке южнее 4° с. ш. прослежен также рифт на простирании впадины Романш, выполненный меловыми и кайнозойскими осадками, уходящий под аллювий реки Амазонки. В целом система экваториальных сдвигов нарушает непрерывность простирания Срединно-Атлантического хребта на протяжении более 3700 км
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.
2.3 Обособленные вулканические горы и гайоты
В структуре талассократонов очень характерны обособленные вулканические горы. Количество крупных вулканических гор на ложе котловин океана 1800, на валах и подводных хребтах 1200, а на мобильном Тихоокеанском поясе 360, то есть всего крупных гор в Тихом океане по этим подсчетам менее 4000. На поверхности срединно-океанических хребтов концентрация вулканов также велика, но преобладают сравнительно невысокие горы. Несравненно реже разбросаны подводные вулканические конусы в котловинах океана, но так как площадь котловин очень большая, то число гор также велико. Большая часть вулканических конусов в котловинах лежит вдоль крупных разломов.
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. Каких-либо закономерностей погружения гайотов не установлено, их погружения связывают или с опусканием локальных структур, или в погибанием 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.