Определяется не только развитие, но и происхождение общего рельефа океанического дна. Здесь различаются две группы: океаническое плато как явление переходного типа структуры земной коры и срединный хребет с абиссальными равнинами и желобами.

Попытки классификации

Для обобщения сведений относительно строения океанического дна установлена единая планетарная система. Срединно-океанические хребты расположились практически посередине основных океанических пространств, разделяя их на равные части. Существует несколько попыток классификации. Менард, например, различает их таким образом:

• широкие подводные хребты с ярко выраженной сейсмичностью (напр. Восточно-Тихоокеанский);
• узкие подводные хребты с крутыми склонами и сейсмической активностью (напр. Срединно-Атлантический хребет);
• узкие и крутосклонные, но не имеющие сейсмической активности подводные хребты (напр. Средне-Тихоокеанский и Туамоту).

По Г. Б. Удинцеву, срединно-океанические хребты не имеют аналогов на суше. Д. Г. Панов относит подводные хребты в Тихом океане к углам платформы - внутренним и внешним - и рассматривает их как аналоги материковых платформ. Тем не менее, тектоническая структура срединного хребта не может классифицироваться как наземная тектоника. Слишком велика амплитуда и грандиозно протяжение относительно материковых - наземных структур.

Формирование

Одна из самых распространённых форм горных образований в океанах - океанические валы. Более всего их представляет Тихий океан. Существуют две разновидности:

• антиклинальный тип поднятий с самыми древними породами в ядре;
• океанические валы со встречающимися вулканическими конусами, в том числе и потухшими вулканами (гайотами).

Время образования

Возраст Срединного хребта определяется по структуре коры - материковая она или океаническая. Можно рассмотреть многие области в связи с альпийскими структурами, сильно раздробленными и глубоко опущенными в океан. Например, область, прилегающая к морю у Фиджи.

Срединно-океанические хребты антиклинального типа - пологие склоны, отдельные и довольно редкие подводные вулканы - почти не расчленены. Это недавно образованные и самые простые океанического дна в виде раздробления платформ и интенсивной сейсмичности и вулканизма. Как известно, всё это началось во время кайнозойско-четвертичное. Антиклинальные образования - срединно-океанические хребты - формируются и растут и в настоящее время.

Второй тип горных образований в океанах - океанические валы - отличаются большей высотой и протяжённостью. Вытянутые линейно поднятия с пологими склонами имеют гораздо меньшую толщину коры. Такое строение имеют многие срединно-океанические хребты. Примеры: и другие.

Это более древние образования, вулканы образовались на них в третичное время, и позднее становление подводных гор продолжилось. Раздробление глубинных разломов повторялось неоднократно.

Структура срединного хребта

Океанические хребты в зонах дробления - это самый сложный рельеф. Наиболее резкое членение структуры обнаруживается в тех местах, где формируются Срединно-океанические хребты, как, например, Атлантический и Индийский океаны, юг Тихого, Южный океан со стороны Африки, зона между Австралией и Антарктидой.

Одна из самых характерных черт структуры этого типа - грабены (глубокие долины), окаймляющие череду высоких (до трёх километров) вершин, перемежающихся резко возвышающимися конусами вулканов. Немного похоже на альпийский характер структуры, но контрастов больше, расчленение ярче выражено, чем в материковом строении горных поясов.

При отсутствии вторичного (и более дробного) расчленения, которое имеет срединный хребет и все его склоны, можно говорить о признаках недавнего рельефного образования. Тогда в нижней части склона присутствуют ровные террасовидные поверхности с уступами, отделёнными друг от друга. Это бывшие ступенчатые сбросы. Примечательность - рифтовая долина, которая делит срединный хребет пополам.

Насколько простирается планетарный океанический разлом, определяется величиной зон дробления. Это самая ярко выраженная форма проявления тектоники на последних отрезках большого геологического времени. Тектоническая структура срединного хребта может быть различной. Например, Камчатка - область активных тектонических процессов, вулканизм там современен и постоянен. Литосферные плиты Охотского блока перерабатывают океаническую земную кору, формируя континентальную, и срединный хребет Камчатки - объект постоянного наблюдения за этим процессом.

Расположение

Литосферные плиты находятся в движении, и при раздвиге (так называемой дивиргенции) их океанская кора преобразуется. Ложе океанов поднимается, образуя срединно-океанические хребты. Они были классифицированы в пятидесятых годах двадцатого века в мировой системе при активном участии Советского Союза.

Срединно-океанические хребты имеют общую протяжённость более шестидесяти тысяч километров. Здесь можно начать с хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане - от моря Лаптевых до Шпицбергена. Затем продолжить без отрыва его линию на юг. Там Срединно-Атлантический хребет протянулся до острова Буве.

Далее указка ведёт и на запад - это Американо-Антарктический хребет, и на восток - по Африкано-Антарктическому, продолжающемуся Юго-западным Индоокеанским. Здесь снова тройное сочленение - Аравийско-Индийский хребет следует по меридиану, а Юго-восточный Индоокеанский тянется до Австрало-Антарктического.

Это не конец линии. Продолжение по Южно-Тихоокеанскому поднятию, переходящему в Восточно-Тихоокеанское поднятие, которое уходит на север, к Калифорнии, в разлом Сан-Андреас. Далее следует срединный хребет Хуан-де-Фука - к Канаде.

Опоясав планету не единожды, линии, проложенные указкой, ясно показывают, где формируются срединно-океанические хребты. Они всюду.

Рельеф

Срединно-океанические хребты формируются на земном шаре как гигантское ожерелье до полутора тысяч километров шириной, высота же их над котловинами бывает и три, и четыре километра. Иногда врешины выступают из глубин океана, образуя острова, чаще всего вулканические.

Даже сам гребень хребта достигает ширины сто километров. Особую красоту придают резкая расчленённость рельефа и само мелкоблоковое строение. Вдоль оси хребта обычно проходит километров тридцать шириной с осевым рифтом (четырёх-пятикилометровая широкая щель высотой во много сотен метров).

На дне рифта присутствуют молодые вулканы, окружённые гидротермами - горячими источниками, которые выделяют сульфиды металлов (серебро, свинец, кадмий, железо, медь, цинк). Здесь постоянны небольшие землетрясения.

Под осевыми рифтами находятся магматические камеры, связанные километровым, то есть достаточно узким, каналом с центральными извержениями на дне этой щели. Стороны хребтов намного шире гребня - на сотни и сотни километров. Они покрыты слоями лавовых осадков.

Не все звенья в системе одинаковы: некоторые срединно-океанические хребты шире и более пологи, вместо рифтовой долины имеют выступ океанической коры. Например, Восточно-Тихоокеанские поднятия, а также Южно-Тихоокеанские и некоторые другие.

Каждый срединный хребет рассечён трансформными (то есть, поперечными) разломами во многих местах. По этим разломам оси хребтов смещаются на расстояние сотен километров. Участки пересечения размываются в желоба, то есть впадины, некоторые из которых достинают до восьми километров в глубину.

Самая длинная горная подводная цепь

Самый длинный срединно-океанический хребет расположен на дне Атлантического океана. Он разделяет Северо-Американскую и Евразийскую тектонические плиты. Длится Срединно-Атлантический хребет 18 000 километров. Это часть системы океанических хребтов в сорок тысяч километров.

Состоит срединный хребет под Атлантикой из ряда чуть меньших: хребты Книповича и Мона, Исландско-Янмайетский и Рейкьянес, а также из очень больших - длиной более восьми тысяч километров Северо-Атлантический хребет и десяти с половиной тысяч километров - Южно-Атлантический.

Здесь горы настолько высоки, что образовали цепи островов: это и Азорские, и Бермудские, и даже Исландия, Вознесения, Буве, Гоф, Тристан-да-Кунья и много более мелких.

Геологические выкладки говорят, что образовался этот срединный хребет в Триасовый период. Поперечные разломы смещают ось до шестисот километров. Верхний комплекс хребта состоит из толеитовых базальтов, а нижний - это амфиболиты и офиолиты.

Глобальная система

Самая выдающаяся структура в океане - протянувшиеся на шестьдесят тысяч километров Срединно-океанические хребты. Они разделили на две практически равные половины Атлантический океан, а Индийский - на три части. В Тихом океане срединность слегка подкачала: ожерелье хребтов съехало в сторону, к Южной Америке, затем к перешейку меж континентами, чтобы уйти под материк Северной Америки.

Даже в маленьком Северном Ледовитом океане есть хребет Гаккеля, где явно прослеживается тектоническая структура срединного хребта, что равнозначно срединно-океаническому поднятию.

Громадные вздутия океанского дна - это границы литосферных плит. Поверхность Земли покрыта пластинами этих плит, которым не лежится на месте: они постоянно наползают друг на друга, ломая края, выпуская магму и наращивая с её помощью новое тело. Так, Северо-Американская плита накрыла своим краем сразу двух соседей, образовав хребты Хуан-де-Фука и Горда. Расширяясь, литосферная плита обычно ущемляет и поглощает территории плит, лежащих рядом. Материки же страдают от этого более всего. Они в этой игре выглядят как торосы: под материк уходит океаническая кора, приподнимая его, дробя и ломая.

Рифтовые зоны

Под центром каждого участка хребтов поднимаются потоки магмы, растягивая земную кору, разламывая её края. Выливаясь на дно, магма остывает, наращивая массу хребта. Затем новая порция мантийного расплава ломает и дробит новую основу, и всё повторяется. Так в океане растёт земная кора. Этот процесс называется спредингом.

Скорость спрединга (формирования дна океана) определяет изменения облика хребтов от одного участка к другому. И это при одинаковом строении. Там, где скорости различаются, хребет в рельефе тоже совершенно меняется.

Там, где скорость спрединга невысока (напр. рифт Тажура), образуются огромные подводные долины с активными вулканами на дне. Их погружение ниже гребня примерно на четыреста метров, откуда идёт постепенное террасообразное поднятие ступеней на сто - сто пятьдесят метров каждая. Такой рифт есть в Красном море и на многих участках Срединно-Атлантического хребта. Подобные океанические горы растут медленно, по нескольку сантиметров в год.

При высокой скорости спрединга хребты (особо в поперечном сечении) выглядят так: центральное поднятие на полкилометра выше основного рельефа и оформлено цепью вулканов. Таково, например, Восточно-Тихоокеанское поднятие. Здесь долина сформироваться не успевает, а скорость наращивания земной коры в океане бывает очень высокой - 18-20 сантиметров в год. Таким образом можно определить и возраст срединного хребта.

Уникальное явление - "чёрные курильщики"

Тектоническая структура срединного хребта позволила появиться такому интересному явлению природы, как Горячая лава разогревает воду океана до трёхсот пятидесяти градусов. Вода изошла бы паром, если бы не было такого неимоверного давления океана во много километров толщиной.

Лава несёт в себе различные химические вещества, которые, растворяясь в воде, при взаимодействии образуют серную кислоту. Серная кислота, в свою очередь, растворяет многие минералы излившейся лавы, взаимодействует с ними и образует соединения серы и металлов (сульфиды).

Осадок из них выпадает конусом высотой примерно в семьдесят метров, внутри которого все вышеописанные реакции продолжаются. Вверх по конусу поднимаются раскалённые растворы сульфидов и вырываются на волю чёрными облаками.

Очень эффектное зрелище. Правда, приближаться опасно. Самое интересное, что скрытая и наиболее активно работающая часть каждого конуса бывает многие сотни метров высотой. И гораздо выше Останкинской башни например. Когда конусов много, кажется, что там работает подземный (и подводный) секретный завод. Чаще всего они и встречаются целыми группами.

Срединный хребет Камчатки

Ландшафт полуострова уникален. Горная цепь, являющаяся водораздельным хребтом на - Срединный хребет. Длина его 1200 километров, пролегает с севера на юг и несёт на себе огромное количество вулканов - чаще всего щитовидных и стратовулканов. Есть там и плато из лавы, и отдельные горные массивы, а также изолированные вершины, покрытые вечными ледниками. Выделяются наиболее ярко Быстринский, Козыревский и Малкинский хребты.

Самая высокая точка - 3621 метр - Почти вровень с нею многие вулканы: Алнай, Хувхойтун, Шишель, Острая Сопка. Хребет состоит из двадцати восьми перевалов и одиннадцати вершин, большая часть которых на северном участке. Центральная часть отличается значительными расстояниями между вершинами, в Южной части - высокая расчленённость на асимметричные массивы.

Тектоническая структура Срединного хребта Камчатки сформировалась при длительном взаимодействии крупнейших литосферных плит - Тихоокеанской, Кула, Североамериканской и Евроазиатской.

Мегарельеф двух планетарных форм рельефа Зем­ли - ложа океанов (талассократонов) и срединных океанических хребтов - целесообразно рассматривать совместно. Это связано главным образом с особенностями орографии каждого из океанов и Мирового океана в целом.

Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5-10 км) и отсутствием гранитного слоя. Срединно-океанические хребты характеризуются особым типом строения земной коры - рифтогенным, на основа­нии чего они и выделяются в качестве особой планетарной формы.

Ложе океана соответствует в структурном отношении океани­ческим платформам, или талассократонам. При взгляде на бати­метрическую карту дна любого океана бросается в глаза ячеистость его мегарельефа. Гигантские котловины с относительно ров­ным, чаще холмистым дном отделяются крупнейшими хребтами, валами, возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На возвышенностях, как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях под типич­ным базальтовым слоем обнаруживается слой повышенной плот­ности и поверхность Мохо выделяется нечетко.

Обращает на себя внимание большая глубина океанических котловин, что указывает прежде всего на преобладание отрица­тельных вертикальных движений на этих участках земной поверх­ности. Если материки со свойственными им положительными движениями являются преимущественно областями денудации, то океанические бассейны служат областями аккумуляции самого разнообразного осадочного материала, главным образом поступа­ющего с суши.

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субмеридио­нальном направлении вздутия земной коры, образующие как бы. огромный (до 2000 км в ширину и до 6 км относительной высоты) свод со сложно расчлененным рельефом склонов и особенно его осевой зоны, где развиты асимметричные хребты, разделенные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 31) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Эти формы релье­фа- результат разрывных нарушений земной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов получили наименование рифтовых зон.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему (рис. 32). Одной из основных геолого-геофизических осо­бенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, является высокое значение скоростей упругих волн в земной коре. Другая существенная геофизическая особенность - высокое зна­чение теплового потока. К числу важных черт следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приуроченность многочисленных островных и подводных океанических вулканов к их гребням и склонам. Все это, как и резкая расчлененность рельефа, указывает на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного тектогенеза и, согласно концепции тектоники литосферных плит, пред­ставляют собой зоны спрединга.

В геологическом строении хребтов и рифтовых долин срединно-океанических хребтов участвуют ультраосновные породы, глав­ным образом различные перидотиты, которыми нередко сложены целые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты. Крупные отторженцы и штоки ультраосновных пород в рифтовых зонах проникают в земную кору из верхней мантии, смешиваются здесь с блоками основных пород, образуя так называемый меланж. Благодаря этому значительно увеличивается общая плотность ко­ры под рифтовыми зонами.

Данные о морфоструктурах переходных зон, ложа океана и срединно-океанических хребтов, приведенные в гл. 10 и 11, можно изобразить в виде обобщенного профиля дна океана, изображен­ного на рис. 33.

Рельеф ложа Северного Ледовитого океана. Арктические сре­динные хребты и поднятия. Еще тридцать лет назад на физико-географических картах ложе Северного Ледовитого океана (СЛО) в пределах его Арктического бассейна изображалось как единая котловина с плоским однообразным дном. Современное представ­ление о строении рельефа дна этого океана благодаря многолет­ним советским и американским исследованиям совершенно иное. Теперь установлен целый ряд подводных хребтов и возвышенно­стей, разделяющих Арктический бассейн Северного Ледовитого океана на несколько котловин (рис. 34).

Вблизи полюса Арктический бассейн пересекает поднятие Ло­моносова, начинающееся в американском секторе близ острова Элсмир и примыкающий к сибирскому шельфу севернее Новоси­бирских островов. От шельфа острова Элсмир отходит другое под­нятие - плато Альфа, которое переходит в поднятие Менделеева. В сибирском секторе океана это поднятие примыкает к шельфу Восточно-Сибирского моря.

Между поднятиями расположены плоскодонные котловины Макарова и Толля с максимальной глубиной около 4 км. Между поднятием Менделеева и шельфом Аляски располагается самая крупная котловина океана - Бофорта, ее максимальная глубина 4680 м. Большая часть дна котловины занята плоской абиссаль­ной равниной.

В Европейско-Сибирском секторе океана располагается хребет Гаккеля. Осевая часть хребта в отличие от поднятий Ломоносова и Менделеева имеет сильно расчлененный рельеф: ряд отдельных коротких хребтов, разделяется глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта. Между хреб­том Гаккеля и поднятием Ломоносова расположена котловина Амундсена (Северный полюс находится в пределах этой котлови­ны, глубина океана под ним равна 4316 м). К югу от хребта Гак­келя лежит котловина Нансена. Ее максимальная глубина около 4000 м.

Кроме Арктического бассейна в Северном Ледовитом океане выделяется Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь котловины Гренландского и Норвежского морей разделяют срединно-океанические хребты Книповича, Мона и Исландский. Максимальная глубина Гренландской котловины 5327 м, приурочена к рифтовой долине хребта Книповича. Это максимальная глубина океана. Наибольшая глубина Норвежской котловины - около 4000 м. Рельеф дна обеих котловин осложнен подводными горами и хол­мами. Имеется также несколько небольших плоских равнин, образовавшихся благодаря накоплению толщ глубоководных осадков. На Исландском хребте выделяется действующий вулкан острова Ян-Майен.

Рельеф ложа Атлантического океана. Срединно-Атлантический хребет. Стержневым орографическим элементом рельефа дна Атлантического океана является Срединно-Атлантический хребет, который протягивается в его пределах от Исландии на севере до 65° ю. ш. на юге. Простирание хребта непостоянно, но в целом близко к меридиональному, за исключением экваториального участка, где оно на некотором протяжении становится субширот­ным. Ширина хребта достигает 2500 км в южной Атлантике, но к северу от Исландии сокращается до 300 км.

Относительная высота Срединно-Атлантического хребта до 4 км. Морфологически было бы правильнее называть его, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной стра­ной или нагорьем, так как он состоит из отдельных хребтов, горных массивов, продольных долин и понижений. Наиболее рас­члененный и контрастный рельеф свойствен рифтовой зоне хреб­та, представленной сложной системой горстовых хребтов и узких грабенов - рифтовых долин, причем к последним нередко бывают приурочены глубины порядка 5-6 км. Максимальные глубины характеризуют обычно узкие поперечные впадины, связанные с секущими хребет зонами разломов. Примером такой впадины является впадина Романш (7730 м).Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта.

Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Атлантическому хребту присуща земная кора рифтогенного типа, характеризующаяся повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо. В рифтовой зоне хребта распростра­нены наряду с базальтами ультраосновные породы - перидотиты, дуниты. Для осевой зоны и флангов характерно чередование по­ложительных и отрицательных магнитных аномалий, причем наи­более резко выраженная положительная аномалия отмечена в центральной рифтовой долине. Гравитационные аномалии в редук­ции Буге (т. е. приведенные к уровню моря) над срединным хребтом обычно положительные, но для рифтовых долин нередко отрицательные.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наи­большее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными трансформными раз­ломами. Один из таких разломов пересекает хребет в районе Азорских островов. С ним связаны активные проявления совре­менного вулканизма. Большое число параллельных друг другу поперечных разломов отмечено в приэкваториальной части хребта. Отдельные сегменты хребта, отсекаемые этими разломами, сдви­нуты относительно друг друга на многие десятки и даже сотни километров (см. рис. 12). Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атлантического хребта на eгo экваториальном отрезке.

Фланги хребта имеют также резко пересеченный горный рель­еф и характеризуются проявлениями современного вулканизма центрального типа. Наиболее значительными современными дейст­вующими вулканами на крыльях и в рифтовой зоне хребта явля­ются вулканы хребта Рейкьянес (отрезок срединного хребта, при­мыкающий к Исландии), экваториальной части хребта Тристан-да-Кунья. В южной части океана Срединно-Атлантический хребет переходит в Африканско-Антарктический подводный хребет.

Ложе Атлантического океана по обе стороны от срединного хребта сложено земной корой океанического типа. Наименьшая толщина земной коры отмечается под океаническими котловинами, разделенными подводными возвышенностями и хребтами, имею­щими повышенную мощность земной коры. Названия некоторых котловин и возвышенностей приведены на прилагаемой схеме (рис. 35).

Рассмотрим в качестве примера строение одной из подводных возвышенностей ложа океана - Бермудского плато, расположен­ного в центральной части Северо-Американской котловины. Оно имеет вид горста-антеклизы с обрывистым юго-восточным и поло­гим северо-западным склонами. В строении плато ярко проявля­ется разломная тектоника. Крутой склон расчленен глубокими ложбинами типа подводных каньонов, представляющих собой узкие грабены, открытые в сторону котловины. Целая сеть разло­мов проявляется и в рельефе поверхности плато. На пересечениях разломов возвышаются подводные вулканы. Группа наиболее вы­соких вулканов образует фундамент Бермудских островов, сло­женных коралловыми известняками.

Строение рельефа дна океанических котловин довольно одно­образно. Почти в каждой котловине Атлантического океана вы­деляется два основных типа рельефа. Большая часть площади дна котловины имеет холмистый рельеф с вертикальным расчленением в среднем 250-600 м, в некоторых случаях - до 1000 м. Этот тип рельефа получил название «рельефа абиссальных холмов». Мень­шая часть площади дна котловины почти идеально выровнена. Эти совершенно плоские пространства с ничтожными уклонами поверхности получили наименование плоских абиссальных равнин. Они обычно занимают не самые глубокие участки котловин, а те, которые расположены ближе к материковому склону и подножью. Сейсмические исследования показали, что на равнинах мощность осадочного слоя достигает 1,5 км, а в пределах абиссальных хол­мов толщина осадочного слоя измеряется несколькими сотнями или даже десятками метров.

Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканиче­скими процессами. При очень малой мощности океанической коры допустимо образование при ее прогибании сети мелких разломов, по которым осуществлялись вулканические проявления. После затухания магматического процесса происходило частичное погре­бение лакколитов или щитовых вулканов под толщей донных осадков, преобразование их в абиссальные холмы.

Рельеф ложа и срединных хребтов Индийского океана. В Ин­дийском океане имеется несколько срединно-океанических хреб­тов: Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Ин­дийский, переходящий к востоку от острова Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 36). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно хорошо изучены и обна­руживают большое сходство в строении со Срединно-Атлантиче­ским хребтом. Австрало-Антарктический хребет (поднятие) иссле­дован слабее. Он отличается меньшим расчленением фланговых зон, меньшей высотой и слабой выраженностью рифтовой зоны.

Срединные хребты Индийского океана, как и в Атлантике, раз­биты не только продольными разломами, придающими своду рифтовую структуру, но и поперечными. Однако преобладают разломы меридионального или (реже) субширотного, но не ши­ротного простирания. С одним из таких субширотных разломов (разлом Вима), рассекающего южную часть Аравийско-Индийско-го хребта, связана максимальная глубина Индийского океана - 6400 м. Широкая зона тектонического дробления выявлена в средней части Австрало-Антарктического поднятия. Она выражена сложной системой коротких меридиональных гребней и впадин.

Наряду со срединными хребтами в Индийском океане имеется несколько крупных хребтов с океаническим типом строения земной коры и сбросово-глыбовой структурой. Самый крупный из них - Восточно-Индийский хребет, начинающийся в южной части Бен­гальского залива и заканчивающийся близ Центральноиндийского хребта. Эта огромная горная система (по протяжению больше Урала) была открыта в начале 60-х годов.

Упомянем еще о двух крупных глыбовых хребтах - Мальдив­ском и Маскаренском, расположенных в западной части океана. Маскаренский хребет в северной части (район Сейшельских остро­вов) имеет материковый тип коры. По мнению одних исследователей, это обломок некогда единого материка южного полуша­рия - Гондваны, объединявшего еще в начале мезозоя все южные материки нашей планеты. По мнению других, это недоразвивший­ся материк. Мадагаскарский , Мозамбикский хребты и возвышен­ность Агульяс, расположенные в юго-западной части океана, сло­жены земной корой материкового типа и должны рассматриваться как элементы подводной окраины Африканского материка.

Из крупнейших орографических элементов Индийского океана упомянем также плато Крозе - типичное океаническое вулканическое образование, плато Кергелен, представляющее собой дале­ко выдающийся на север выступ Антарктической материковой платформы.

Для днищ котловин Индийского океана наиболее характерен рельеф абиссальных холмов. Плоские абиссальные равнины зани­мают лишь небольшую площадь ложа океана.

Рельеф ложа и срединных хребтов Тихого океана. В Тихом океане, площадь которого составляет почти половину всего Миро­вого океана, отмечается наибольшее разнообразие мегарельефа ложа. Срединные хребты Тихого океана (их два - Южно- и Вос­точно-Тихоокеанский) по строению напоминают Австрало-Антарк­тический: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчле­ненный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не так ярко проявляется, как в Срединно-Атлантическом или Аравийско-Ин-дийском хребтах. В строении срединных хребтов Тихого океана существенную роль играют секущие их вкрест простирания мощ­ные зоны океанических разломов. По разломам срединный хребет разбит на целый ряд сегментов параллелепипедальных очертаний, сдвинутых относительно друг друга по латерали 1 . Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны опи­санным для других срединно-океанических хребтов.

Между 40 и 30° ю. ш. от Восточно-Тихоокеанского хребта на юго-восток отходит Чилийский хребет, имеющий рифтовую струк­туру и отличающийся сейсмичностью и вулканизмом, поэтому его можно считать ответвлением срединно-океанической системы. Заметим, что Восточно- и Южно-Тихоокеанские хребты, как и Австрало-Антарктический хребет в Индийском океане, а также Чилийский хребет, морфологически отличаются от остальных сре­динно-океанических хребтов большой шириной и сравнительно малой расчлененностью рифтовой зоны. Сторонники концепции тектоники литосферных плит связывают эти черты с большой скоростью спрединга. Но возможно, что эти морфологические особенности говорят о молодости названныхморфоструктур. Благодаря такой морфологической специфике, их обычно (на кар­тах, в литературе) называют не хребтами, а поднятиями.

Другие линейно вытянутые орографические элементы дна Ти­хого океана (рис. 37) характеризуются океаническим типом зем­ной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, нередко образующие целые вулканические цепи. Наиболее грандиозен из них по протяженности, высоте и бурным проявлениям вулканизма океанического типа Гавайский хребет, увенчанный одноименными островами. Вулканы этих хреб­тов щитовые. Они извергают магму основного состава.

В Тихом океане особенно многочисленны плосковершинные подводные горы - гайоты (рис. 38). Наиболее распространены на подводных горах Маркус-Неккер, которые протягиваются в широтном направлении от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волькано. Глубина над вершинами мно­гих гайотов достигает 2500 м (в среднем 1300 м). Как отмечалось выше, такая глубина, очевидно, указывает на погружение дна океана, так как предполагать столь значительное понижение его уровня в прошлом нет оснований.

Многие океанические сводовые поднятия имеют горные верши­ны, увенчанные коралловыми постройками - кольцевыми рифами, или атоллами. По данным геофизических исследований и бурения, горы, послужившие основаниями для коралловых рифов, также являются вулканическими образованиями. Интересно, что большая часть океанических сводовых хребтов и с вулканическими цепями, и с гайотами, и с коралловыми рифами приурочена к широкой полосе, пересекающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района острова Пасхи до Северо-Западной котловины включи­тельно. По мнению Г. Менарда, эти океанические поднятия явля­ются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела - начале палеогена подвергся разрушению в резуль­тате мощных тектонических процессов. По глубоким разломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испытали погружение. Возник лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых атоллов - ис­ключительно сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Тихого океана. О масштабах вулканических процес­сов того времени свидетельствует общий объем выброшенного вулканического материала. Он, по подсчетам Г. Менарда, оказался в десятки раз больше, чем суммарный объем эффузивов, слагаю­щих лавовые плато - Колумбийское и Декан. Вулканическим материалом сложены шлейфы у подножий подводных хребтов (остатки срединного хребта). Они имеют вид наклонных абис­сальных равнин, получивших название «островных шлейфов» или апронов. Наклонные равнины - один из специфических типов рельефа окраинных частей котловин ложа Тихого океана.

Ложе Тихого океана почти всюду отделено от материков глу­боководными желобами, поэтому поступление терригенного мате­риала с суши в Тихий океан невелико. В результате в котловинах Тихого океана мощность осадков небольшая. Всюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская равнина, образованная молодыми и древними конусами выноса мутьевых потоков (см. гл. 20). Над равниной возвышаются многочисленные гайоты. Обширная абиссальная равнина занимает большую часть приантарктической котловины Тихого океана - котловины Беллинсгаузена. Широкое развитие абиссальных равнин отмечается и в приантарктических котловинах Индийского и Атлантического океанов. Это связано со значительным приносом терригенного материала плавучими льдами - айсбергами, образующимися благодаря стеканию льда с Антарктического ледникового щита.

Для ложа Тихого океана характерны зоны глубинных разло­мов широтного простирания, прослеживающиеся на протяжении нескольких тысяч километров. Они выражены в рельефе дна кот­ловин в виде вытянутых с запада на восток узких глыбовых хреб­тов-горстов и сопровождающих их ложбин-грабенов. Разломы пересекают также Восточно-Тихоокеанское и Южно-Тихоокеан­ское поднятия, причем отдельные сегменты этих поднятий, как уже упоминалось, сдвинуты относительно друг друга на сотни кило­метров. Таким образом, в Тихом и в Атлантическом океанах имеются бесспорные признаки значительных латеральных движе­нии земной коры. Однако главное значение в развитии мегарельефа дна океанов вообще и Тихого в частности принадлежит, по-видимому, вертикальным движениям земной коры. Для срединных хребтов основную роль играют положительные, а для ложа океа­на-отрицательные движения. Об этом свидетельствует нахожде­ние гайотов на глубинах, в десятки раз превышающих возможный размах колебаний уровня океана, и большая мощность коралло­вых известняков, слагающих океанические атоллы. Бурение на некоторых атоллах Тихого океана показало, что общая мощность коралловых отложений, начиная с эоцена, достигает 1400 м тогда как рифообразующие кораллы могут обитать лишь на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 120 м Данные глубоководного бурения также свидетельствуют о значительных вертикальных движениях (преимущественно отрицательных) дна океана. По-видимому, за кайнозой средняя величина погружения дна океана составила около 1 км.

Срединно-океанические хребты занимают 11 % площади дна Тихого океана и имеют свои специфические черты строения. Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия представляют собой широкие и сравнительно слабо расчлененные возвышенности. С зонами секущих поперечных разломов связаны крупные формы глубокого расчленения -- поперечные узкие депрессии или «океанические троги». Фланговые зоны срединно­океанических хребтов очень широкие, рифтовая зона лишь на отдельных участках достигает такой выразительности, как в хребтах Атлантического и Индийского океанов. Отличительной чертой срединно­океанических хребтов в Тихом океане являются также боковые ответвления от основной системы в виде так называемых Чилийского поднятия и Галапагосской рифтовой зоны. К системе срединно-океанических хребтов в Тихом океане относятся также подводные хребты Горда, Хуан-де-Фука и Эксплорер на северо-востоке Тихого океана.

Срединно-океанические хребты Тихого океана представляют собой сейсмичные пояса, однако в отличие от переходных зон землетрясения здесь только поверхностные.

Активная вулканическая деятельность осуществляется в основном в рифтовой зоне. Обнаружены свежие лавы (при подводном фотографировании), металлоносные осадки, обычно связанные с гидротермами, присущими районам современного вулканизма Тихого океана.

Система Южно-Тихоокеанского и Восточно-Тихоокеанского поднятий делит ложе Тихого океана на две неравные и сильно отличающиеся по строению части. Восточная часть более мелководная и менее сложно построенная. Боковые ответвления системы срединно-океанических хребтов -- Чилийское и Галапагосское -- расположены в этой части. Кроме Чилийского поднятия здесь выделяются хребты Наска, Сала-и-Гомес, Карнеги и Кокос. Эти подводные хребты делят юго-восточную часть ложа на Гватемальскую, Панамскую, Перуанскую и Чилийскую котловины. Все они характеризуются сложно расчлененным гористым и холмистым рельефом дна.

В районе островов Галапагос также выделяют рифтовую зону.

Остальная часть ложа океана, лежащая к западу от Восточно-Тихоокеанского поднятия и от подводной окраины Северной Америки и занимающая примерно площади ложа, имеет очень сложное строение рельефа. Десятки подводных хребтов и возвышенностей разделяют ложе океана на большое число котловин. Наиболее значительные хребты западной и центральной частей ложа Тихого океана имеют одну общую закономерность: они образуют систему дугообразных в плане поднятий, начинающихся на западе и заканчивающихся на юго-востоке. Первую такую дугу образует Гавайский хребет. Примерно параллельно ему протягивается следующая, самая крупная «дуга», начинающаяся Горами Картографов и включающая в себя далее горы Маркус-Неккер, подводный хребет островов Лайн и заканчивающаяся подводным основанием островов Туамоту.

Следующая дуга состоит из подводных оснований островов Маршалловых, Кирибати и Тувалу. Возможно, с ней же связаны острова Самоа. Четвертая дуга много короче предыдущих, она включает Каролинские острова и подводный вал или возвышенность Капингамаранги. Пятая дуга состоит из южной группы Каролинских островов и вала Эауриапик. Есть еще несколько подводных хребтов, также являющихся основаниями многочисленных островов, параллельно этой системе, но не входящих в нее (например, Феникс, Таити, Тубуаи). Некоторые хребты и возвышенности по своему простиранию резко выделяются. Это Императорский, или Северо-Западный, хребет, возвышенности Шатского, Магеллана, Хесса, Манихики. Последние отличаются выравненными вершинными поверхностями и обычно несут на себе «шапки» карбонатных отложений повышенной мощности.

На Гаваях и на Самоа имеются действующие вулканы, которые существенно отличаются по составу вулканических продуктов от вулканов переходных областей. По дну Тихого океана в пределах его ложа рассеяно огромное количество отдельных подводных гор, преимущественно также вулканического происхождения. Многие из них имеют уплощенные вершины -- это так называемые гайоты.

Вершины некоторых гайотов находятся на глубинах 2--2,5 тыс. м, средняя глубина над ними около 1,3 тыс. м. Предполагается, что вершины гайотов некогда были гораздо ближе к поверхности океана, возможно даже были островами, а затем после абразионного или денудационного выравнивания оказались погруженными на те глубины, на которых они сейчас находятся.

Подавляющее большинство островов западной и центральной частей Тихого океана коралловые. Если же это чисто вулканические острова, то они почти всегда окаймлены коралловыми постройками. Большая мощность коралловых известняков на современных коралловых атоллах также свидетельствует о значительных отрицательных движениях земной коры в пределах ложа Тихого океана в течение кайнозоя. Самые древние коралловые известняки, вскрытые бурением на атоллах, имеют эоценовый возраст. Они залегают на глубинах, близких к 1300 м от поверхности, тогда как рифообразующие кораллы могут обитать только на глубинах не более 50 м.

Очень яркой чертой рельефа и тектонического строения в пределах ложа океана и срединно-океанических хребтов являются зоны океанических разломов, обычно выраженные в рельефе в виде комплексов линейно и согласно ориентированных тектонических впадин (грабенов) и глыбовых хребтов (горстов). Все известные зоны разломов имеют собственные названия. Например, в северной части океана наиболее значительными по протяжению являются зоны разломов Сервейор, Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон.

Котловинам и поднятиям ложа Тихого океана характерна земная кора океанического типа, но она довольно различна. Например, в северо-восточной части ложа океана «второй» и «базальтовый» слои океанической коры малой мощности, соответственно менее 1 и менее 5 км, при средних значениях 1 и 7 км. На возвышенности Шатского отмечены максимальные мощности «второго» слоя вместе с осадочным -- до 3 км и базальтового - до 13 км.

Срединно-океанические хребты в Тихом океане имеют земную кору рифтогенального типа, отличающуюся общей повышенной плотностью (по сравнению с океанической). С помощью драговых работ, как и на других срединно-океанических хребтах, здесь обнаружены ультраосновные породы, а в зоне разлома Элтанин были подняты кристаллические сланцы.

Переходные области имеют очень пестрое, мозаичное строение земной коры. Наряду с субокеанической и даже океанической корой, характерной для глубоководных морских котловин и днищ глубоководных желобов, под островными дугами обнаружена субконтинентальная (Курильские острова) и даже континентальная кора (Японские острова). Именно эта мозаичность строения земной коры в переходных областях заставляет выделить развитую здесь земную кору в особый геосинклинальный тип земной коры (рис. 3).

Наиболее важную особенность рельефа океанической земной коры представляют Срединные океанические хребты , являющиеся планетарными формами поверхности земного шара. Это вытянутые поднятия океанического ложа, усложненные многочисленными разломами, занимающие центральные части Атлантического и Индийского океанов и прослеживающиеся также в юго-восточной половине Тихого океана.

О Срединных океанических хребтах и связанных с ними рифтах имеется много данных, последние сводки о которых опубликованы в монографии «Рельеф Земли» (1967) и книгах Л. Книга (1967), Г. У. Менарда (1966), сборнике «Дрейф континентов» под редакцией С. К. Ранкорна (1966), переведенных на русский язык, и др.

Наиболее изучен Атлантический Срединный хребет. Он прослеживается от Северного Ледовитого океана до Антарктики. Южнее Африки он поворачивает на восток, северо-восток и протягивается в Индийский океан. Хребет располагается посредине океана между Европой, Африкой и Америкой. На всем протяжении Атлантический подводный хребет протягивается параллельно берегам окаймляющих его материков. Сам он имеет вид вилообразного поднятия океанического дна. Между хребтом и прилегающими материками расположены глубокие плоскодонные котловины. В восточной части Атлантического океана с севера на юг располагаются котловины (Кинг, 1967): Норвежская, Северо-Западная Атлантическая, Зеленого мыса, Юго-Восточная Атлантическая. Капская, Агульяс и Атлантнко-Индийская Антарктическая впадина. В западной части Атлантического океана размещаются в том же порядке Гренландская, Северо-Западная Атлантическая, Нарес, Венесуэльская, Бразильская и Арктическая котловины. Между котловинами часто сосредоточены невысокие округлые холмы.

Срединный океанический хребет, но Б. К. Хизену (1966), всегда имеет хорошо выраженный гребень. Склоны хребта снижаются постепенно и незаметно сливаются с поверхностью прилегающих котловин. Весь хребет изрезан продольными ущельями и характеризуется резким колебанием высот.

В сводовой части Срединного Атлантического хребта, как и в сводовых частях других Срединных океанических хребтов, размещается продольный грабен, или рифт, представляющий собой непрерывную впадину либо состоящий из эшелонированных рвов. Грабен ограничен разломами. Параллельно простиранию этих разломов на дне рифта наблюдаются тектонические трещины. Весь Срединный Атлантический хребет разбит поперечными (широтными) разломами. По разломам наблюдаются значительные сдвиги блоков в западном направлении. Сдвиговые нарушения особенно резко выражены в экваториальной части Атлантического океана. Крупные нарушения этого типа обнаружены также южнее и севернее Исландии (Хизен, 1966). В структуре Срединного Атлантического и других океанических хребтов преобладают сдвиги, сбросы и, в целом, опускание. Образование продольного грабена вызвано, по мнению большинства исследователей, растяжением. Однако некоторые ученые предполагают, что хребет образовался в результате сжатия.

Вся область Срединного Атлантического хребта, как, впрочем, и других океанических хребтов, тектонически активна. С нею связаны землетрясения и многочисленные вулканы.

Срединный Индийский хребет занимает промежуточное положение в планетарной деформации океанической земной коры. От соединения с Атлантическим хребтом в области поднятия и котловины Агульяс (Мыса Игольного, Южная Африка) Индийский Срединный хребет протягивается на северо-восток в направлении острова Родригес, южнее которого он разделяется. На юго-восток хребет протягивается в направлении острова Макуори и далее в Тихий океан. Другая ветка следует сначала на север и от архипелага Чагос на северо-запад, в направлении Аденского залива и Красного моря. От архипелага Чагос на север, в направлении Лаккадивских островов, протягивается Мальдивский хребет, также представляющий ответвление Срединного хребта. В центральной части Индийского океана около 30° ю. ш. к Срединному хребту примыкает протягивающийся почти в широтном направлении Юго-Восточный Индийский хребет.

Срединный хребет разделяет Индийский океан на западную и восточную части. Структурный рельеф дна этих частей существенно различный. Западная часть Индийского океана имеет крайне сложное строение дна. Особенности его структуры во многом напоминают строение западной части дна Тихого океана.

В западной части Индийского океана выделяются вилообразные поднятия и подводные хребты, на которых размещаются океанические острова и, часто, вулканы. Большинство возвышенностей дна протягиваются в близком к меридиональному направлении. Их конфигурация в определенной степени отражает очертания Срединного Индийского хребта и восточного побережья Африки, между которыми расположены рассматриваемые поднятия. Из поднятий дна в западной части Индийского океана наиболее примечательный Мадагаскарский хребет и расположенный на нем остров Мадагаскар. Этот хребет протягивается в близком к меридиональному направлении между 10-30° ю. ш. Как и многие другие поднятия океанической коры, он ограничен глубинными разломами, с которыми связаны вулканические образования. От Африканской платформы Мадагаскарский хребет отделяют Натальская и Мозамбикская котловины (5778 м), Коморская котловина и, севернее, Коморский подводный хребет.

Структурно-геоморфологический анализ западной части Индийского океана показывает, что Мадагаскар - это самостоятельное островное образование материковой земной коры в Индийском океане и в течение геологической истории не был составной частью материка Африки.

Извечными структурно-геоморфологическими образованиями западной части Индийского океана являются впадины: Аравийская, Сомалийская, Маскаренская, Маврикий, Кергеленская и Атлантико-Индийско-Антарктическая. Разделяющие их подводные валы, увенчанные архипелагами островов, представляют собой отдельные островные дуги. К ним относятся Маскаренский хребет с островами Сейшельскими - Маврикий и Реюньон, Мальдивский хребет с островами Лаккадивскими, Мальдивскими и Чагос, хребет Кергелен и др. Морские впадины, разделяющие их подводные хребты и островные дуги западной части Индийского океана являются образованиями, тождественными с островными дугами западной части Тихого океана. В том и другом случае океаническая кора в прилегающих к материковым массивам зонах имеет валово-котловинную структуру. Котловины имеют овальные очертания и, в большинстве, близкое к меридиональному протяжение.

Восточная часть Индийского океана отличается от западной более уплощенным рельефом дна. Огромные подводные равнины ее напоминают рельеф дна западной части Тихого океана.

Срединный хребет в Тихом океане проходит в восточной части бассейна. От Индийского хребта он протягивается на восток, с юга огибает Австралию и далее в северо-восточном направлении проходит через о. Пасхи до Калифорнии. Деформации области Тихоокеанского Срединного хребта, по-видимому, продолжаются на западном побережье Северной Америки, включая разломы Сан-Андреас. Далее система параллельных хребтов и желобов прослеживается до залива Линн на Аляске (Хизен, 1966).

Расположение и протяжение Срединного океанического хребта характеризует его как важнейшую особенность океанической земной коры. Ему противостоят массивы материков, заполняющие депрессии подкорового фундамента. Срединные хребты и подматериковые депрессии океанической коры представляют первичные тектоорогенические формы нашей планеты. Развитие их в течение всего геологического времени было сопряженным.

Ложе океана между Срединным хребтом и материковыми массивами сохраняет первичные черты рельефа планеты, мало тектонически деформированного и совершенно незадетого денудацией. Последующее развитие рельефа тектоносферы нашло свое выражение в структуре основных дуг и складчатых горных сооружений, особенно ярко выраженных в западных частях Индийского и Тихого океанов, а также на восточном побережье Азии и Австралии.

Реликты океанической земной коры, лишенные сиалического покрова, известны и в области материков. Это впадины Средиземного, Черного и Каспийского морей. По современным морфоструктурным особенностям эти участки представляют образования, аналогичные подводным хребтам океанического ложа. Средиземноморские поднятия океанической земной коры окаймлены складчатыми горными сооружениями, смещающимися в стороны материков. В области Черного моря это явление типично выражено на примере Крымских и Понтийских гор. По отношению к ним глубинный вал базальтовой коры дна Черного моря является срединным массивом, исторически разграничивающим складчатые структуры окаймления прилегающих материковых платформ.

Вконтакте

Переходная зона

По западной окраине Тихого океана расположены переходные области от окраин материков к ложу океана: Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Восточно-Китайская, Индонезийско-Филиппинская, Бонинско-Марианская (с самой глубокой точкой океана -- Марианским жёлобом, глубина 11 022 м), Меланезийская, Витязевская, Тонга-Кермадекская, Маккуори. Эти переходные области включают в себя глубоководные желоба, окраинные моря, ограниченные островными дугами. По восточной окраине расположены переходные области: Центрально-Американская и Перуанско-Чилийская. Они выражены только глубоководными жёлобами, а вместо островных дуг вдоль жёлобов протягиваются молодые скалистые горы Центральной и Южной Америки.

Всем переходным областям присущ вулканизм и высокая сейсмичность, они образуют окраинный Тихоокеанский пояс землетрясений и современного вулканизма. Переходные области на западной окраине Тихого океана располагаются в виде двух эшелонов, наиболее молодые по стадии развития области расположены на границе с ложем океана, а более зрелые отделяются от ложа океана островными дугами и островными массивами суши с материковой земной корой.

Срединно-океанические хребты и ложе океана

11 % площади дна Тихого океана занимают срединно-океанические хребты, представленные Южно-Тихоокеанским и Восточно-Тихоокеанским поднятиями. Они представляют собой широкие, слабо расчленённые возвышенности. От основной системы отходят боковые ответвления в виде Чилийского поднятия и Галапагосской рифтовой зоны. К системе срединно-океанических хребтов Тихого океана также относятся хребты Горда, Хуан-де-Фука и Эксплорер на северо-востоке океана. Срединно-океанические хребты океана представляют собой сейсмичные пояса с частыми поверхностными землетрясениями и активной вулканической деятельностью. В рифтовой зоне обнаружены свежие лавы, металлоносные осадки, обычно связанные с гидротермами.

Система тихоокеанских поднятий делит ложе Тихого океана на две неравные части. Восточная часть менее сложно простроена и более мелководна. Здесь выделяют Чилийское поднятие (рифтовая зона) и хребты Наска, Сала-и-Гомес, Карнеги и Кокос. Эти хребты делят восточную часть ложа на Гватемальскую, Панамскую, Перуанскую и Чилийскую котловины. Все они характеризуются сложно расчленённым холмистым и гористым рельефом дна. В районе Галапагосских островов выделяют рифтовую зону.

Другая часть ложа, лежащая к западу от тихоокеанских поднятий, занимает примерно 3/4 всего ложа Тихого океана и имеет очень сложное строение рельефа. Десятки возвышенностей и подводных хребтов делят ложе океана на большое число котловин. Наиболее значимые хребты образуют систему дугообразных в плане поднятий, начинающихся на западе и заканчивающихся на юго-востоке. Первую такую дугу образует Гавайский хребет, параллельно ему следующую дугу образуют горы Картографов, Маркус-Неккер, подводный хребет островов Лайн, дуга заканчивается подводным основанием островов Туамоту. Следующая дуга состоит из подводных оснований островов Маршалловых, Кирибати, Тувалу и Самоа. Четвёртая дуга включает в себя Каролинские острова и подводную возвышенность Капингамаранги. Пятая дуга состоит из южной группы Каролинских островов и вала Эаурипик. Некоторые хребты и возвышенности отличаются по своему простиранию от перечисленных выше, это Императорский (Северо-Западный) хребет, возвышенности Шатского, Магеллана, Хесса, Манихики. Эти возвышенности отличаются выровненными вершинными поверхностями и сверху покрыты карбонатными отложениями повышенной мощности.

На Гавайских островах и архипелаге Самоа имеются действующие вулканы. По ложу Тихого океана рассеяно около 10 тысяч отдельных подводных гор, преимущественно вулканического происхождения. Многие из них представляют собой гайоты. Вершины некоторых гайотов находятся на глубине 2--2,5 тысяч м, средняя глубина над ними около 1,3 тысячи м. Подавляющее большинство островов центральной и западной частей Тихого океана имеет коралловое происхождение. Почти все вулканические острова окаймлены коралловыми постройками.

Для ложа и срединно-океанических хребтов Тихого океана характерны зоны разломов, обычно выраженные в рельефе в виде комплексов согласно и линейно ориентированных грабенов и горстов. Все зоны разломов имеют собственные названия: Сервейор, Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон и другие. Для котловин и поднятий ложа Тихого океана характерна земная кора океанического типа, с мощностью осадочного слоя от 1 км на северо-востоке до 3 км на возвышенности Шатского и с мощностью базальтового слоя от 5 км до 13 км. Срединно-океанические хребты имеют земную кору рифтогенального типа, отличающуюся повышенной плотностью. Здесь обнаруживаются ульстраосновные породы, а в зоне разлома Эльтанин были подняты кристаллические сланцы. Под островными дугами обнаружена субконтинентальная (Курильские острова) и континентальная кора (Японские острова).