↑ Макропровинция ложа океанов и СОХ

Представления о составе пород, подстилаю­щих осадочную толщу океанов, долгое время были только предположительными. С 1968 г. (начало работ по глубоководному бурению) и по настоящее время базальты достигнуты бурением более чем в 100 точках (из 500 сква­жин) дна океанов на разных широтах — от Арктики до Антарктики. Наряду с бурением важное значение имеет изучение естественных обнажений базальтов ложа по ущельям разло­мов, рифтов, а также в глубоководных желобах. На склонах желобов, обращенных к океану, драгированием обычно получают толеитовые базальты, а иногда и породы III слоя океани­ческой коры (перидотиты, дуниты). Склон желобов, обращенный к континенту, сложен обычно породами мегапровинции современных геосинклиналей (андезитовой).

Все изученные керны базальтов ложа заме­чательны своим сходством — на ложе океанов доминируют толеитовые базальты. По составу это уникальные породы, существенно отличаю­щиеся от континентальных, что отражается прежде всего в более высоком содержании ле­тучих, связанных, по-видимому, с влиянием гидростатического давления.

Обычные формы излияния толеитовых ба­зальтов на дне — шаровые или подушечные лавы  (пиллоу-лавы), с диаметром подушек, как правило, не более 1 м.

В связи с близостью базальтов ложа к пер­вичной магме и слабой дифференциацией веще­ства их часто называют примитивными низко-калиевыми толеитовыми базальтами. Только на поднятиях ложа, так же как и на островах, появляются щелочные базальты, т. е. возникает дифференциация основной магмы.

Общее сходство базальтов ложа на огромных расстояниях в пределах одного или всех океа­нов Земли (т. е. в пространстве), а также сохра­нение их состава на протяжении длительного периода времени (по данным бурения, до 150 млн. лет) свидетельствуют о том, что по­стоянство состава базальтов ложа океанов яв­ляется, по-видимому, такой же планетарной константой, как постоянство состава океанской воды или атмосферы, т. е. одной из важнейших планетарных констант.

↑ Макропровинция серединных хребтов

По современным данным, планетарная систе­ма срединных (активных) хребтов протяги­вается через все океаны и имеет общую длину более 60 тыс. км. Ширина зоны хребта прямо пропорциональна скорости раздвижения и ко­леблется от 300 до 3000 км. Величина скорости расширения дна в активных хребтах есть внеш­нее проявление основных его геологических особенностей; количественно она связана со следующими параметрами:

1) со значениями теплового потока и сейсмич­ностью, т. е. с геофизическими параметрами;

2) с морфологией хребта и крутизной его склонов, шириной всей геолого-геоморфоло­гической зоны хребта, т. е. с геоморфологиче­скими показателями;

3) с особенностями глубинного строения (сни­жение скорости в области разуплотнения под осевыми частями хребтов);

4) с особенностями петрографического соста­ва пород, а следовательно, с особенностями ми­нералогии и геохимии, т. е. с параметрами ве­щественного состава;

5) шириной зоны связанных с активными хребтами металлоносных осадков — одного из ярких геохимических индикаторов поступления эндогенного вещества на дно океанов.

В зависимости от скорости расширения могут быть выделены две группы активных хребтов: с малыми скоростями расширения (менее 3 см/год)с комплексом толеитовых базальтов, с выходами ультраосновных пород и с больши­ми скоростями расширения (более 3 см/год) с комплексом высокоглиноземистых базаль­тов, без выходов ультраосновных пород.