Прямолинейность почти всех перечисленных хребтов хорошо указывает на связь их с разломами земной коры. Другим указанием на ту же связь указывает то, что обычно такие хребты разделяют участки дна разной глубины. Например, Мальдивский хребет протянулся вдоль границы между глубокой Аравийской котловиной и более мелким участком Индийского океана. Западно-Австралийская котловина к северу от Западно-Австралийского хребта много глубже, чем к югу от него.

Еще одним указанием на связь этих хребтов с разломами является характер их структурных продолжений на материках. На простирании Китового хребта в Юго-Западной Африке и Анголе на протяжении почти 1500 км известно одиннадцать кольцеобразных вулканических структур, сложенных щелочными лавами. На том же простирании лежит грабен Лукапа, к которому приурочены интрузии основных пород и кимберлитов. Все эти вулканические породы образовывались после перми, но до позднего мела. Они, несомненно, лежат в одной системе разломов. Поскольку их полоса является наземным продолжением Китового хребта, следует думать, что и последний связан с разломом и первоначально образовался перед поздним мелом.

Если продолжить простирание Мальдивского хребта на север, то мы попадем на огромное поле платобазальтов Декана в районе Бомбея. Платобазальты должны были вытекать на поверхность по глубоким трещинам. Возраст базальтов – поздний мел – эоцен. Хотя прямая связь подводного хребта с Деканом не доказана, весьма вероятно предположение, что и подводный хребет и платобазальты связаны с одной системой базальтов.

Дугообразная форма Маскаренского хребта также не противоречит связи его с разломом. Этот хребет вполне может соответствовать разлому, окаймляющему Маскаренскую впадину и отделяющему ее от окружающих участков дна Индийского океана.

Все перечисленные до сих пор “асейсмичные” хребты имеют плоскую вершину и крутые склоны. Учитывая это, а также их связь с разломами, следует считать их горстами, приуроченными к разрывным швам между крупными участками океанических котловин.

Широтные “асейсмичные” хребты-разломы в восточной части Тихого океана, судя по их рельефу, являются односторонними горстами, поскольку у них один склон пологий, а другой крутой. Хребет Меррей состоит из двух односторонних горстов, разделенных грабеном. По крайней мере два хребта имеют свое продолжение на материке Северной Америки. Хребет-разлом Кларион продолжается на территории Мексики. На его простирании лежит большой тектонический разрыв, отделяющий палеозойские метаморфические породы, расположенные к югу от него, от молодых вулканических пород, развитых к северу. Вдоль разлома вытянулись цепью вулканы, как активные до сих пор, так и недавно угасщие.

Двойной хребет Меррей по простиранию соответствует широтному Поперечному хребту Южной Калифорнии, замыкающему с юга Калифорнийскую долину. Если мы сравним рельеф подводного хребта Меррей с геологическим строением Поперечного хребта, то обнаружим заметное сходство. Северное и Южное крылья Поперечного хребта пологи. Они сложены меловыми и эоценовыми отложениями, падающими в сторону соседних депрессий. А осевая зона хребта занята грабеном, в котором сохранились миоценовые и плиоценовые осадки. Следовательно, мы наблюдаем здесь два обращенных друг к другу крутыми флангами односторонних поднятия, разделенных грабеном. Рельеф хребта-разлома Меррей отражает такую же структуру. Только размах рельефа здесь меньше, чем амплитуда тектонического рельефа на суше. Поперечный хребет начал подниматься в конце позднего мела и до миоцена сохранял форму свода. Продольный грабен вдоль оси хребта образовался в конце миоцена. Исходя из непосредственной связи этих двух структур естественно предположить, что и подводный разлом-хребет Меррей имеет ту же историю.

На простирании хребта Мендосино вся система Кордильер пересечена полосой плиоценовых вулканических лав. Это лавы плато Малер и бассейна р. Снейк. К северу и к югу отсюда зона, занятая лавами, сильно сужается и преобладание переходит к миоценовым и эоценовым лавам. Не исключена возможность, что Кордильеры на простирании хр. Мендосино пересекаются поперечным разломом, скрытым под лавами.

К этой же категории структур принадлежат многочисленные подводные поднятия округлой, овальной или неправильной формы. Это возвышенность Рио-Гранде в Атлантическом океане, возвышенности Крозе и Кергелен в Индийском океане, вероятно, ряд подводных возвышенностей в Меланезии в юго-западной части Тихого океана. Все они имеют крутые склоны и в общем ровную поверхность.

Представителями той же категории структур являются линейные гряды подводных и надводных вулканов, объединенных общим подножием в форме пологого вала. Такие гряды развиты в Тихом океане. К ним относятся гряда Гавайских островов с большим числом принадлежащих к ней подводных вулканов, гряда Императорских подводных гор, гряды островов и подводных гор Маршалловых, Лайн, Туамоту, Кука, Тубуаи и др. Правда, внешнее выражение этих стуктур имеет не столько тектоническое, сколько вулканическое происхождение. Но линейность вулканических гряд свидетельствует об их связи с тектоническими разломами земной коры. Возраст извержения в этих грядах – четвертичный и плиоценовый. Следовательно, и разломы должны быть относительно молодыми. Интересно отметить, что гряды вулканов и центральной части Тихого океана в целом протянулись единой полосой вдоль оси океана от южной оконечности Южной Америки на юго-востоке до Камчатки на северо-западе. На юго-востоке эта полоса пересекла (у о. Пасхи) Восточно-Тихоокеанское поднятие, являясь образованием более молодым, чем это поднятие.

От “асейсмичных” хребтов эти вулканические гряды отличаются пологими склонами, незаметно сливающимися с дном окружающих котловин, и узким гребнем, покрытым цепочкой вулканов.

Наконец в последнюю категорию структур океанического дна следует зачислить океанические горы и гийоты, беспорядочно рассыпанные по всем океанам и особенно многочисленные в Тихом океане. Эти структуры имеют уже полностью вулканическую природу.

При описании материковых окраин необходимо вернуться к глубоководным желобам. На склонах желобов были выявлены нормальные сбросы, свидетельствующие об участии растяжения в образовании этих структур. Слои осадков на дне желобов залегают совершенно горизонтально и упираются своими краями в крутые склоны.

Данные о времени образования глубоководных желобов несколько противоречивы. Развитие их происходило вплоть до самого последнего геологического времени, поскольку в некоторых местах ими срезаны плейстоценовые материковые структуры, что наблюдается, например, на Филиппинах и в Японии. Но начало образования глубоководных желобов надо отнести на более раннее время, вероятно на начало неогена.

ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

На материках, окаймленных окраинами атлантического типа, имеются косвенные геологические признаки того, что за пределами их окраин, там, где сейчас находятся океанические впадины, в палеозое и начале мезозоя существовали континентальные условия. Эти признаки выражаются, во-первых, в форме приноса обломочного материала сиалического состава со стороны современного океана в сторону современного материка, во-вторых, в форме обмена фауной и флорой между материками, для чего требовались сухопутные связи.