WWW.MASH.DOBROTA.BIZ
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - онлайн публикации
 


Pages:   || 2 | 3 | 4 |

«посвящают эту книгу авторы Александр Вольдемарович ПЕЙВЕ ( 1909- 1985) РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES GEOLOGICAL INSTITUTE PROBLEMS ...»

-- [ Страница 1 ] --

Светлой памяти

Александра Вольдемаровича Пейве

посвящают эту книгу

авторы

Александр Вольдемарович

ПЕЙВЕ

( 1909- 1985)

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES

GEOLOGICAL INSTITUTE

PROBLEMS

OF THE LITHOSPHERE

GEODYNAMICS

Transactions, vol. 511 Founded in 1932

COLLECTION OF SCIENTIFIC PAPERS

Responsible editor A. V. LUKJANOV MOSCOW «NAUKA» 1999

ПРОБЛЕМЫ

ГЕОДИНАМИКИ

ЛИТОСФЕРЫ

Труды, вып. 511 Основаны в 1932 году

СБОРНИК НАУЧНЫ Х СТАТЕЙ

Ответственный редактор А. В. ЛУКЬЯНОВ МОСКВА «НАУКА» 1999 УДК 551.24 Б Б К 26.3 П 78

Редакционная коллегия:

Ю.Г. Леонов (главный редактор), М.А. Ахметъев, Ю.О. Гаврилов, Ю.В. Карякин, С.А. Куренков, М.А. Семихатов

Рецензенты:

М.А. Гончаров, СД. Соколов Проблемы геодинамики литосферы. - М.: Наука, 1999. - 289 с. (Тр. ГИН РАН;

Вып. 511) ISBN 5-02-003725-7 Сборник посвящен памяти выдающегося геолога академика Александра Вольдемаровича Пейве в связи с 90-летием со дня его рождения .



Рассмотрены близкие этому ученому фундаментальные геотектонические проблемы, исследование которых продолжают его соратники, ученики и последователи в Геологическом институте РАН. Охарактеризованы вопросы современного мобилизма, геодинамики континентов и океанов, изучения расслоенности литосферы, ее структурных рисунков, роль офиолитов в развитии земной коры, особенности тектоники консолидированной коры, закономерности современных тектонических движений и их влияния на экологию. Авторы статей ведущие ученые ГИН РАН .

Для геологов, петрологов, тектонистов .

ТП-99-1-166

Editorial Board:

Yu.G. Leonov (Editor-in-Chief), M.A. Akhmetiev, Yu.O. Gavrilov, Yu.V. Kariakin, S.A. Kurenkov, M.A. Semikhatov

Reviewers:

M.A. Goncharov, S.D. Sokolov Problems of the Lithosphere Geodynamics. - M.: Nauka, 1999. - 289 p .

(Transactions of GIN RAS; Vol. 511) ISBN 5-02-003725-7 The volume is dedicated to the memory of the eminent geologist academician A.V. Peive on the occasion of his 90th birthday. The papers are devoted to the fundamental geotectonic problems, congenial to the scientific ideas of the scientist that are being developed by his coworkers, disciples, and followers in the Geological Institute of the Russian Academy of Sciences (GIN RAS). The problems of modern mobilism, geodynamics of continents and oceans, layering of the lithosphere, its structural patterns, role of ophiolites in the crust evolution, tectonics of con­ solidated crust, influence of present tectonic movements on the ecology are described in the papers. The authors are the leading scientists of GIN RAS .

For geologists, petrologists, tectonists .

–  –  –

Настоящий сборник посвящен памяти выдающегося геолога академика Алек­ сандра Вольдемаровича Пейве в связи с 90-летием со дня его рождения. В статьях сборника раскрываются близкие этому ученому фундаментальные геотектониче­ ские проблемы, исследование которых продолжают его соратники, ученики и пос­ ледователи в Геологическом институте РАН .





Александр Вольдемарович Пейве (1909-1985) принадлежит славному поколе­ нию советских геологов, разработавших в науках о Земле новые теоретические ос­ новы, которые заняли достойное место в мировой геологии и принесли заслужен­ ное признание ученым и научным школам нашей страны. Областью особых инте­ ресов А.В. Пейве была геотектоника, а центром связанной с его именем научной школы - Геологический институт Академии наук СССР .

Научное творчество А.В. Пейве многогранно1. Он был геологом широкого профиля, прекрасным полевым исследователем, знатоком региональной геологии, мастером теоретических обобщений фактического материала. Его работы оказали существенное влияние на формирование современных представлений о происхож­ дении и закономерностях размещения многих полезных ископаемых, на развитие стратиграфии и литологии, на расширение минерально-сырьевой базы страны2. Но наибольшую известность принесли ему работы в области геотектоники. Не умаляя роли А.В. Пейве в решении других геологических проблем, подчеркнем три науч­ ных направления, прославивших его имя. Александр Вольдемарович заложил осно­ вы учения о глубинных разломах земной коры и в течение длительного времени развивал и модернизировал это учение3, вместе с коллегами возродил на новом уровне идеи мобилизма и разработал учение о направленном превращении океани­ ческой коры в континентальную, показав роль офиолитов в этом процессе4, пред­ положил и обосновал тектонический характер расслоенное™ литосферы5. Пере­ численные достижения оказались наиболее плодотворными и принесли ученому мировую известность. Последователи А.В. Пейве продолжают развивать эти науч­ ные направления .

Научную деятельность А.В. Пейве удачно сочетал с научно-организационной .

Он был талантливым организатором науки, ученым-лидером, вокруг которого со­ бирались ученики и последователи. Широчайшая эрудиция, обостренное чувство нового и точное научное предвидение позволяли Александру Вольдемаровичу уме­ ло руководить Геологическим институтом, директором которого он был в течение 25 лет, и другими научными организациями, в том числе и международными, кото­ рые ему довелось возглавлять1. Глубокое понимание исключительной практиче­ ской ценности фундаментальных научных обобщений позволяло ему уверенно наСм.: Александр Вольдемарович Пейве. М : Наука, 1979. 66 с. (Материалы к биобиблиографии ученых СССР. Сер. геол. наук; вып. 27) .

2 См.: Пейве Л.В. Избранные труды: Геология и полезные ископаемые. М.: Наука, 1994, 318 с .

3 См.: Пейве А.В. Избранные труды: Глубинные разломы и их роль в строении и развитии земной коры .

М.: Наука, 1990. 352 с .

4 См.: Пейве А.В. Избранные труды: Эволюция земной коры и мобилизм. М.: Наука, 1991. 256 с.; Пей­ ве А.В., ЗоненшайнЛ.П., Книппер А Л. и др. Тектоника Северной Евразии: (Объяснительная записка к Тектонической карте Северной Евразии масштаба 1 : 5 000 000). М.: Наука, 1980. 222 с .

5 См.: Тектоническая расслоенность литосферы / Отв. ред. А.В. Пейве. М.: Наука, 1980. 210 с .

правлять работы Геологического института РАН по пути фундаментальных иссле­ дований и смело отстаивать это направление даже в самые трудные годы .

В предлагаемой читателю книге собраны статьи ведущих ученых Геологиче­ ского института, продолжающих исследования, инициированные Александром Вольдемаровичем. В настоящее время эти работы значительно продвинуты. Они позволяют если не решить, то аргументированно поставить ряд актуальных проб­ лем геодинамики. Этим проблемам посвящены публикуемые статьи .

Проблема геодинамической значимости геофизических границ рассмотрена в статьях Ю.Г. Леонова, А.С. Перфильева и С.В. Руженцева, Е.Н. Меланхолиной, А.А. Моссаковского. В первой статье аргументируется тектоническая природа по­ верхности Мохоровичича, во второй - более глубоких поверхностей раздела в ман­ тии Земли. Анализ строения зоны М, отделяющей земную кору от мантии, в океа­ нах и на континентах показал, что структуры коры и мантии во многих случаях дискордантны. Коровые разломы по направлению к зоне М выполаживаются и слива­ ются с нею или прерываются этой зоной. В континентальной литосфере эту же роль выполняет не только сама граница М, но и расслоенная нижняя кора в целом .

Отсюда следует вывод, что по зоне М при определенных условиях развивается глу­ бинный срыв-детейчмент, приводящий к проскальзыванию коры относительно верхней мантии. Однако такое проскальзывание не означает перемещение всей ко­ ровой оболочки как единого целого: имеются некоторые структуры или зоны, где поверхность М лишена признаков тектонического расслоения и срывы фиксируют­ ся только по резкому увеличению граничных скоростей. Но в большинстве случа­ ев поверхность Мохоровичича представляет собой наиболее отчетливую границу тектонического расслоения литосферы. Тектоническая природа границ раздела на­ блюдается и в глубинах мантии. Повышение детальности сейсмотомографических данных о мантийной структуре Земли, по мнению авторов второй статьи, уже поз­ воляет перейти к их геодинамическому толкованию. Выясняется, что представле­ ния о тектонической расслоенности, разработанные для литосферы, могут быть распространены на весь объем мантии. В результате латерального перераспреде­ ления мантийного вещества создается послойно-инверсионное залегание разогре­ тых и охлажденных масс. При этом сейсмические разделы в мантии приобретают структурно-тектонический смысл и могут рассматриваться как глубинные срывы .

Модели таких срывов с меняющимися направлениями и амплитудами перемещения приведены в статье А.В. Лукьянова .

Проблема нелинейной геодинамики литосферы и связей геодинамических про­ цессов с неоднородностями в мантии рассмотрена в статьях Ю.М. Пущаровского с соавторами, А.А. Пейве с соавторами, С.В. Руженцева, Е.Н. Меланхолиной, А.А. Моссаковского и в некоторых других статьях. В статье Ю.М. Пущаровского приводятся и обсуждаются новые данные по тектонике и геодинамике Атлантиче­ ского, Индийского и Тихого океанов, полученные в основном Геологическим ин­ ститутом РАН (подробные данные об этих исследованиях в 1985-1998 гг. на науч­ но-исследовательском судне “Академик Николай Страхов” приведены в статье А.О. Мазаровича). Совокупность имеющихся данных позволяет сделать заключе­ ние о сложном нелинейном проявлении корообразующих процессов в Мировом океане. В Атлантическом океане с этой точки зрения особенно интересны разрыв­ ные нарушения в центральной области океана, структура тройного сочленения спрединговых хребтов в районе о-ва Буве (подробно охарактеризованного в статье А.А. Пейве) и общая неравномерность развития в пространстве и времени океан­ ских структурообразующих процессов, свидетельствующая об их нелинейном хара­ ктере. В Индийском океане на это же указывает главная особенность его тектони­ ки и геодинамики - структурная дисгармония, отражающая разнородность струк­ турного развития его западной и восточной частей (квазиатлантический и квазитихоокеацский типы).

В Тихом океане в новом свете рассматривается строение За­ падной Пацифики, где с запада на восток выделяются три микроплитные системы:

Индонезийско-Тасманская, Филиппинско-Тонганская и Алеутско-Меланезийская .

Последняя из них простирается восточнее глубоководных желобов. Поэтому об­ ласть тектонического и геодинамического взаимодействия континентальных и ти­ хоокеанских геосфер значительно расширяется по сравнению с принимавшимся до настоящего времени. Нелинейные корообразующие процессы в этой области про­ являются на фоне общей геодинамической экспансии Индо-Атлантического сег­ мента планеты в отношении Тихоокеанского. В статье С.В. Руженцева с соавтора­ ми поднята проблема пространственно-временных связей геодинамических процес­ сов в Тихоокеанском и Индо-Атлантическом сегментах Земли с распределением неоднородностей в мантии, устанавливаемых по материалам сейсмической томо­ графии. Предполагается, что консервативная геодинамика Тихоокеанского сегмен­ та определяется длительным существованием Южно-Тихоокеанского суперплюма и интенсивного тепломассопотока от ядра к поверхности, что привело к непрерыв­ ному океаническому корообразованию в основной части сегмента и аккреции кон­ тинентальной коры лишь по его периферии. Иначе развивалось порообразование в Индо-Атлантическом сегменте. Предполагается, что субширотная часть ИндоАфриканского суперплюма так воздействовала на проходящую над ней литосферу Гондваны, что на поверхности Земли происходило постоянное перераспределение континентальных масс и осуществлялся конвеерный механизм новообразования океанов, определявший геодинамику этих регионов .

Проблема возникновения и развития древнейших палеоокеанов охарактеризо­ вана Г.И. Макарычевым при рассмотрении новых материалов о строении поздне­ архейских гранит-зеленокаменных поясов Сибирской и Северо-Китайской плат­ форм .

Анализ современных геологических, петрохимических и радиологических данных привел его к выводу об образовании этих поясов на протоокеанической ко­ ре, возникшей в результате деструкции Сибирско-Северокитайского суперкратона, вероятно, входившего в состав раннеархейской Пангеи. Краевые гранит-зеленокаменные пояса Сибирской и Северо-Китайской платформ являются индикаторами раскрытия первичного позднеархейского Центрально-Азиатского палеоокеана, на месте которого потом сформировался одноименный складчатый пояс. Ранне-среднерифейские океанические бассейны рассматриваются в качестве реликтов этого палеоокеана. В конце среднего рифея возник суперкратон Родиния. Заложение бо­ лее позднего Палеоазиатского океана (Палеопацифики) произошло в результате рифтогенеза на этом суперкратоне. В течение всего времени существования Цент­ рально-Азиатского палеоокеана от позднего архея до раннего палеозоя в его пре­ делах эпохи растяжения сменялись эпохами сжатия, что привело в конечном итоге к образованию современного Центрально-Азиатского складчатого пояса с гетеро­ генной континентальной корой .

Проблема офиолитов рассмотрена в статье А.Л. Книппера. Тридцать лет при­ стального изучения офиолитовых комплексов не сделали эту проблему менее акту­ альной в ряду геодинамических проблем. Многое прояснилось, но и вопросов оста­ лось еще много. Вне всякого сомнения офиолитовые аллохтоны внутриконтинентальных и окраинно-континентальных складчатых областей представляют собой реликты палеоокеанической литосферы. В них наблюдаются различия, но чем они вызваны, пока сказать трудно. Конкретная палеогеодинамическая обстановка формирования того или иного разреза может быть спорной, а внутреннее строение современных океанов изучено еще не достаточно для детальных сопоставлений .

Поэтому в настоящее время ставить вопрос об эволюции палеогеодинамических обстановок или о ее отсутствии еще преждевременно. В изученных разрезах на­ чальная стадия формирования пород офиолитовой серии всегда связана с растяже­ нием, а конечная - со сжатием. Вне всякого сомнения временнбй эволюцинный тренд рифтинг-спрединг существует и в офиолитах и в современной океанической литосфере. Переход от растяжения к сжатию изучен хуже. Возможно, что в буду­ щем режим растяжения в Атлантическом океане сменится режимом сжатия, как это было в Япетусе, Тетисе и других палеоокеанах. В этом случае современная ли­ тосфера Атлантического океана окажется поглощена в краевых зонах субдукции, а офиолитовые аллохтоны будут сложены породами краевых морей и энсиматических островных дуг, что характерно для окраин Тихого океана. Поэтому вряд ли можно говорить об особом Тихоокеанском или Атлантическом пути развития. Не исключено, что мы имеем разные стадии формирования океанической литосферы .

Если это так, то эволюция океанических бассейнов в фанерозое будет заключать­ ся в смене рифтинга Атлантическим стилем развития, а затем и Тихоокеанским .

Проблема оценки крупных литосферных перемещений остается одной из ос­ новных при геодинамическом анализе. Она рассмотрена в статьях А.И. Суворова и В.С. Буртмана. Автор первой статьи подчеркивает значение анализа тектониче­ ских структур, их морфологии, взаиморасположения и других особенностей для ди­ агностики и оценки амплитуд крупных литосферных перемещений. Наиболее рас­ пространенными механизмами формирования тектонических структур являются механизмы тисков, сдвига, ступенчато-сдвиговый, сдвигово-надвиговый и струк­ турных дуг, фронтального' поднятия-тыловой депрессии, рифтогенный, литоплит­ ный. Определенные с их помощью крупные движения литосферы показывают, что амплитуды перемещений, размеры возникающих структур и скорости движений увеличиваются с переходом от континентов к океанам. Можно ожидать такую же закономерность для внутриконтинентальных структур и по вертикали (от верхних оболочек литосферы к нижним). Автор второй статьи для оценки перемещений крупных блоков земной коры использует анализ распространения фаций отложе­ ний, построение палеогеографических и палинспастических карт, палеомагнитные данные о вращении блоков. Применяя эти методы для изучения меловых и кайно­ зойских движений в Памиро-Тяныпаньском регионе, он определяет 300-километ­ ровую величину сокращения земной коры при сближении Памира с Тянь-Шанем в позднем кайнозое .

Проблема геодинамической активности фундамента платформ до сих пор раз­ рабатывалась слабо. Статьи М.Л. Коппа и М.Г. Леонова несомненно привлекут к ней внимание исследователей. М.Л. Копп, анализируя новейшую структуру плат­ форм Юго-Восточной Европы, приходит к новым дискуссионным выводам, ставя­ щим крупную проблему. В статье делается попытка доказать, что новейшая струк­ тура чехлов Скифской и юго-востока Восточно-Европейской платформ возникла в результате отражения на поверхности глубинных горизонтальных движений фун­ дамента, вызванных давлением Аравийской плиты. М.Г. Леонов подходит к проб­ леме геодинамической активности фундамента с другой стороны. Он обращает внимание на две фундаментальные закономерности, которые показывает на мно­ гочисленных примерах. 1. Породы консолидированного цоколя самых различных геоструктур обладают значительной подвижностью, которая обеспечивается ком­ плексом структурных и вещественных преобразований, связанных с объемным те­ ктоническим течением или реидной деформацией. 2. На границе фундамент-чехол возникают условия для формирования новых объемов гранитно-метаморфическо­ го слоя, что приводит к вертикальной аккреции земной коры. В результате реид­ ной деформации, которая реализуется в форме пластического, хрупко-пластиче­ ского, катакластического и других видов течения горных масс, формируются слож­ ные коллажи (парагенезы) структур вертикально- и горизонтально-плоскостного течения, а также протрузивно-купольные структуры. Реидная тектоника является реальным и широкомасштабным явлением, которое определяет многие особенно­ сти внутриконтинентального тектогенеза .

Проблема самоорганизации геологической среды является фундаментальной проблемой, к которой сейчас приковано внимание многих ученых. Она рассмотре­ на в статье А.В. Лукьянова только на некоторых моделях структурообразования .

Самоорганизация осуществляется на всех масштабных уровнях от микроскопиче­ ских до многокилометровых и сопровождается многочисленными и разнообразными нелинейными эффектами (структурные рисунки, складчатость, будинаж, струк­ туры тектонического сшивания, эффект выжимания-нагнетания, реверс-эффект, ритмичное расслоение и осадконакопление, стресс-метаморфизм, магматические и геотектонические циклы и др.). Нелинейные эффекты определяются фундамен­ тальными свойствами геологической среды, главными из которых являются: 1) ка­ чественные изменения среды в предельных состояниях (закон предельных состоя­ ний) и 2) запаздывание этих изменений, приводящее среду в метастабильное или не­ устойчивое состояние (закон запредельного терпения). Эти свойства нередко при­ водят к возникновению автоколебательных систем в литосфере. Движение вещест­ ва при структурообразовании осуществляется в двух формах: 1) механического пе­ ремещения и 2) рождения и умирания горных пород и структур. Обе формы широ­ ко распространены и придают специфические черты возникающим нелинейным эффектам .

Проблема связи геоэкологии с геодинамикой ставится В.Г. Трифоновым в ста­ тье “Активная тектоника и геоэкология”. Эта проблема необычна для традицион­ ных геодинамических исследований, но она вводит геодинамику в новый круг про­ блем, непосредственным образом связанных с жизнью человечества. Рассматрива­ ется воздействие природных явлений на развитие человеческих сообществ. Для этого выбраны геологические явления, прямо (подвижки по разломам, сильные зе­ млетрясения, приуроченные к разломам гидрогеохимические аномалии, изверже­ ния вулканов) или косвенно (изменения климата) связанные с активной тектони­ кой, и несколько важнейших исторических событий: становление древнейшего зе­ мледелия на Ближнем Востоке и крупные социально-политические кризисы Х1П-Х1 вв. до н.э. и IV-VII вв. н.э., радикально изменившие политическую карту со­ ответствующих эпох и надолго определивших дальнейшее развитие цивилизации .

Показано, что эти исторические события определялись сложным взаимодействием социально-политических и экономических условий с указанными природными яв­ лениями .

Все рассмотренные проблемы геодинамики литосферы относятся к категории фундаментальных проблем, так как направлены на раскрытие принципиальных свя­ зей между явлениями и процессами, происходящими в верхних оболочках Земли .

А.В. Лукьянов

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПРИРОДА ГРАНИЦЫ

МОХОРОВИЧИЧА

Ю.Г. Леонов, А.С. Перфильев Геологический институт РАН

ВВЕДЕНИЕ

Поверхность Мохоровичича (граница М) издавна привлекала к себе внимание геофизиков, геологов и тектонистов. Это одно из немногих глубинных границ в ли­ тосфере, которая доступна для изучения разными методами. Сейсмические мето­ ды, такие как глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ) различного характера, метод отраженных волн (МОВ) и другие геофизические методы, позволяют изу­ чать эту границу в различных структурах океанов и континентов. Широкое разви­ тие геологических исследований в океанах с драгированием пород океанического дна в рифтовых зонах и в трансформных разломах, наблюдения с пилотируемых подводных аппаратов, а также геологическое и петрологическое изучение офиолитовых комплексов на континентах позволили рассмотреть генетическую природу границы М. А.В. Пейве впервые отметил, что офиолиты континентов представля­ ют собой фрагменты древней океанической коры и что поверхность М является по существу одной из границ тектонического расслоения литосферы. Он высказал предположение, что по этой границе происходит проскальзывание коры относи­ тельно подстилающих оболочек [Пейве, 1991]. Мы попытаемся развить это пред­ положение и показать, что, если и не повсеместно, то во многих случаях эта грани­ ца имеет тектоническую природу как в океанической, так и в континентальной ли­ тосфере .

Граница Мохоровичича, в качестве границы между корой и мантией, была вве­ дена как понятие целиком геофизическое. Первоначально она определялась по рефрагированным сейсмическим волнам и фиксировалась по высокоградиентному увеличению скоростей продольных волн до 8,2 км/с. В дальнейшем появились бо­ лее детальные данные ГСЗ, показывающие, что в некоторых участках имеются слои коры со скоростями промежуточными между корой и верхней мантией. В зо­ нах современных океанических рифтов известны разрезы, где градиентная зона располагается между породами, имеющими меньшие скорости. Стали говорить об разуплотненной нагретой мантии со скоростями 7,8-8 км/с .

Появление новых методов отраженных волн (МОВ - ОГТ, ШГСП) заставило говорить также о других геофизических особенностях этой границы. Оказалось, что в кровле геофизической верхней мантии выделяется пакет интенсивных протя­ женных субгоризонтальных рефлекторов, которые принято отождествлять с раз­ делом М. Граница, установленная по отраженным волнам, часто совпадает с высо­ коградиентной скоростной границей, но имеется и достаточное количество случа­ ев их несовпадения. Отраженные волны не дают уверенных скоростей, хотя в са­ мое последнее время появились математические аппараты, позволяющие более точно определять скоростные характеристики пород на этой границе .

Громадное преимущество метода отраженных волн заключается в том, что он позволяет на большом протяжении непрерывно прослеживать границу М и дает возможность для расшифровки ее сейсмической инфраструктуры. В результате больших объемов сейсмических работ МОВ на континентах и в океане появилась возможность с большой степенью уверенности говорить о том, что эта граница, в отличие от всех других геофизических границ в коре и верхней мантии, прослежи­ вается почти непрерывно под океанами и континентами, представляя собой глав­ ную геофизическую границу литосферы .

ПОВЕРХНОСТЬ М В ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЕ

Сейчас накоплен довольно большой материал, где по одним и тем же профи­ лям имеются данные по отраженным и преломленным волнам. Это данные двухсу­ дового широкоугольного сейсмопрофилирования (ШГСП) и совмещенные данные ГСЗ (донные станции) и МОВ на одном профиле. На участках с нормальной океа­ нической корой обычно фиксируется хорошее совпадение границ, полученных обоими методами. Во впадине Гаттераса, в районе трансформного разлома Блейк Спур был проведен большой объем ШГСП [Коган и др., 1994; White et al., 1990]. В этих работах приведены многочисленные скоростные колонки и отмечены те мес­ та, где положение границы М, полученное обоими методами, совпадает. Из их ана­ лиза следует, что совпадение свойственно межразломным блокам. В зоне разлома Блейк Спур такого совпадения нет. Существует по крайней мере два объяснения этого феномена. По [White et al., 1990], это связано с частичной серпентинизацией ультрамафитового мантийного вещества в пограничной зоне кора-мантия. Соглас­ но другой точке зрения [Коган и др., 1994], в этой зоне широко распространены силлы долеритов в мантийной ультрамафитовой матрице. При обеих трактовках пакет отражающих площадок располагается выше границы М, устанавливаемой по устойчивой граничной скорости 8,2 км/с .

На профилях МОВ ОГТ и ШГСП, проведенных на этой площади, видна инфра­ структура раздела М. Это горизонт выраженных горизонтальных или слабо на­ клонных рефлекторов повышенной интенсивности. Протяженность отражающих площадок составляет 7-10 км. Мощность горизонта колеблется от нескольких со­ тен метров до первых километров. На рассмотренном примере видно, что по пре­ ломленным волнам эта граница имеет очень высокий градиент изменения скоро­ стей, а случаи меньшего градиента скорее являются исключением. Граничная ско­ рость на границе М устойчива и составляет 8,1-8,2 км/с .

В работе [White et al., 1992] сведены скоростные разрезы океанической коры, полученные для разных участков Мирового океана. Из этих графиков видно, что на границе М в большинстве случаев происходит резкое возрастание граничных скоростей преломленных волн, а их значение колеблется в узких пределах (от 8 до 8,2 км/с). Как и в рассмотренном выше примере, практически во всех случаях, где фиксируется сейсмическая граница М, она представлена пакетом хорошо выражен­ ных протяженных субгоризонтальных рефлекторов. Мощность такого пакета мо­ жет достигать нескольких километров. К сожалению, во многих случаях установ­ ленная по отраженным волнам граничная зона М не подтверждена скоростными характеристиками. Однако имеется довольно большое количество мест, где грани­ ца М установлена обоими методами. В зонах трансформных разломов нередко по­ являются участки с аномальным строением пограничных горизонтов, где установ­ лено или, вероятнее всего, следует ожидать несовпадения отражающей и прелом­ ляющей границы. Помимо рассмотренного выше разлома Блейк Спур (впадина Гаттераса), участки с аномальным строением пограничных горизонтов коры и ман­ тии обнаружены в разломе Страхова в Центральной Атлантике [Перфильев и др., 1997], в разломе Зеленого Мыса [Коган и др., 1996] и в других разломах, где име­ ются достаточные геофизические данные .

Для понимания генетической природы раздела М большое значение имеет ин­ фраструктура коры, расположенной выше этой границы. В первую очередь это от­ носится к зонам разломов, рассекающих океаническую кору. В последние годы по мере применения метода сейсмического профилирования появились широкие воз­ можности для расшифровки инфраструктуры океанической коры и верхов мантии современных океанов и прослеживания их неоднородностей на большие расстоя­ ния по латерали. В частности, установлены многочисленные наклонные рефлекто­ ры внутри корового разреза. Эти рефлекторы концентрируются в четко локализо­ ванные сравнительно узкие наклонные зоны, мощность которых не превышает V7 VS V5 V4 V3 V2 V1 ПК 100 SO 80 70 SO 50 40 30 20 Ю О

I------ \.Q I--------И l» m №l l 115

Рис. 1. Геолого-геофизическая интерпретация профиля ШГСП-МОГТ, проходящего попе­ рек линейных магнитных аномалий (по [Коган и др., 1994]) 1,2 - слоистые осадки: 1 - верхний и 2 - нижний комплексы; 3 - второй сейсмический слой (базаль­ товые лавы?); 4,5 - третий сейсмический слой: 4 - изотропное габбро, дайковый комплекс, 5 - рассло­ енный комплекс; 6 - мантия (при R = 5,9-8,2 км); 7 - граница Ъа/ЗЬ (при R = 5,9-8,2 км); 8 - нижняя гра­ ница второго слоя (при R = 2,7-5,1 км); 9 - кровля второго слоя (при R = 0,4-2,7 км); 10 - дно (при R = = 0,4-2,7 км); 11 - зоны наклонных рефлекторов (при R = 5,9-8,2 км); 12 - наклонные рефлекторы (при R = 2,7-5,1 км); 13-15 - градиент изменения эффективной скорости: 13 - высокий, 14 - промежуточный, 15 - низкий. VI-V7 - колонки эффективных скоростей. ПК - пикеты первых километров. Обычно в нижней части коры эти зоны имеют большую мощ­ ность, а в верхах коры их ширина не превышает нескольких сотен метров. Рефле­ кторы, слагающие такие зоны, достигают длины в 10-15 км. Угол наклона этих зон не превышает 30°, причем по направлению вниз они становятся более пологими и обрываются поверхностью М, или сливаются с ней. Ниже границы М наклонные зоны, как правило, не проходят .

Геологическую интерпретацию наклонных сейсмических зон лучше всего рас­ смотреть на примере мезозойской коры Атлантического океана в районе впадины Гаттераса. Здесь проведены детальные сейсмические работы по профилям попе­ рек линейных магнитных аномалий (перпендикулярно оси спрединга) и вдоль оси спрединга с использованием методики ШГСП (двух- и односудовой варианты), поз­ воляющей получать данные по отраженным и преломленным волнам на одних и тех же профилях [Коган и др., 1994; McCarthy et al., 1988; White et al., 1990]. На рис. 1 приведен профиль, проходящий поперек линейных аномалий. Наклонные зоны не выходят за пределы “магматической” коры, а нередко фиксируются только в пре­ делах третьего слоя. Правда, следует иметь в виду, что разное удаление (/?) прием­ ника от источника “высвечивает” разные части наклонных зон. При постоянном R может быть видна только часть наклонной зоны .

В тех случаях, когда наклонная зона пересекает хорошо выраженные горизон­ тальные границы (например, граница между вторым и третьим слоями), видно их смещение по наклонным зонам. В рассмотренном примере это структуры типа над­ вигов с относительно небольшим вертикальным (600-1000 м) и горизонтальным (до 2 км) перемещением. В других случаях перемещения не видны, не исключено, что они за пределами точности метода. В работе [Коган и др., 1994] предполагает­ ся, что разломы приурочены к основанию гипербазитов расслоенного комплекса, слагающих нижние части отдельных магматических камер в многокамерном треть­ ем слое. Надвиги полого наклонены на юго-восток, в сторону оси спрединга. Угол наклона уменьшается вниз по разрезу, и они сливаются с поверхностью М, не про­ ходя ниже ее. Судя по тому, что надвиги не пересекают осадочный слой, они фор­ мировались в осевой части хребта, где осадки практически отсутствовали .

З а л а О н ь /и ф л а н г Востоннь/и ф ланг В пк-о Z70 Z33 KM 211/ l v1 v b.....1I L L l -y7 I t ь EZ f 7 .

Рис. 2. Геолого-геофизический профиль через Срединно-Атлантический хребет на 20° ю.ш .

(по [Пущаровский и др., 1985]). Соотношение горизонтального и вертикального масш­ таба 1:2 1 - слоистые осадки; 2 - базальтовые лавы; 3 - вулканические постройки; 4 - изотропное габбро, дайковый комплекс; 5 - полосчатое габбро, расслоенный комплекс; 6 - поверхность М; 7 - наклонные отражающие площадки Пологие разломы, параллельные оси спрединга, наблюдаются в самых различ­ ных частях современных океанов. Почти всегда они выполаживаются вниз по раз­ резу, сливаясь с поверхностью М или прерываясь ею. Интерпретация этих структур может быть различной. В восточной части Центральной Атлантики наклонные структуры рассматриваются как листрические сбросы, формирующиеся в краях рифтовой зоны [Colliez, Danobeitia, 1997]. В южной части Канарской котловины по наклонным рефлекторам смещена подошва осадков и разломы проходят внутрь первого слоя [McBride et al., 1994]. Сейсмические зоны не всегда наклонены к оси спрединга. В Южной Атлантике восточнее рифта описаны зоны, наклоненные на восток [Пущаровский и др.; 1985] (рис. 2). В этом случае наклонные структуры не могут рассматриваться как листрические сбросы, скорее всего, они представляют собой зоны пологих надвигов .

Наклонные структуры рассмотренного типа распространены в Индийском оке­ ане, причем в зоне деформаций Центрально-Индийской впадины они рассекают и осадки. В Тихом океане наклонные структуры описаны между разломами Кларион и Клиппертон, а также в его северо-западной части [Гнибиденко, 1995]. По мнению Г.С. Гнибиденко, они представляют собой листрические сбросы, формировавшие­ ся при растяжении коры. По мере приближения к поверхности М эти структуры выполаживаются и сливаются с ней .

Помимо наклонных структур, параллельных осям спрединга, существуют наклонные сейсмические зоны иных направлений. Скорее всего, они ориенти­ рованы перпендикулярно осям спрединга, так как фиксируются на профилях, параллельных осям срединных хребтов [Разницин, 1995]. Для точного определе­ ния простираний этих структур необходимы специальные исследования с частой сеткой профилей разного направления. Как и рассмотренные выше сейсмиче­ ские структуры, эти зоны хорошо проявлены в нижних частях коры и не про­ должаются ниже раздела М .

На рис. 3 [Коган и др., 1994] приведен профиль ШГСП, ориентированный под острым углом к простиранию линейных магнитных аномалий (котловина Гаттераса в Западной Атлантике). На этом профиле виден только один наклонный разлом, параллельный оси спрединга. Остальные наклонные структуры ориентированы косо или поперек оси спрединга. Сейсмические границы этого типа представлены короткими интенсивными рефлекторами или зонами потери корреляции осей синфазности. Сопоставление данных по ближней и дальней зонам приемников свиде­ тельствует о тектонической природе этих сейсмических границ. Судя по смещению горизонтальных границ, наклонные разломы представляют собой надвиги. Причем фиксируются надвиги, наклонные как в северных, так и в южных румбах. Надвиги в основном рассекают верхние горизонты коры, в том числе иногда и низы осадоч­ ного слоя. Правда следует иметь в виду, что на этом профиле не проводились рабо­ ты с переменным расстоянием приемника от источника и соответственно не исклю­ чено их продолжение в более низкие горизонты коры. В тех случаях, когда надви­ ги прослеживаются в нижнюю часть коры, они заметно выполаживаются и не про­ никают ниже раздела М .

На детальном полигоне в пределах абиссальной равнины Зеленого Мыса (Ка­ нарская котловина) на субмеридиональных профилях хорошо выражены наклон­ ные сейсмические границы с падениями как на север, так и на юг [McBride et al., 1994], правда смещения по ним горизонтальных границ не зафиксировано. Эти на­ клонные границы прослеживаются до границы М и далее не видны. Интенсивные и протяженные наклонные рефлекторы хорошо видны на меридиональном профи­ ле через разлом Зеленого Мыса [Коган и др., 1996]. На рис. 4 видно, что эти сейс­ мические границы разделяют рефлекторы разной ориентировки и, скорее всего, являются разломами. Разломы наклонены как на север, так и на юг. Они заметно выполаживаются вниз по разрезу и практически не проходят ниже предполагаемой поверхности М. Структуры такого же типа известны и в других регионах. Выше было показано, что разломы, параллельные осям спрединга, обычно наклонены в одном направлении. Часто наклон определяется положением разлома по отноше­ нию к оси спрединга (падение в сторону оси спрединга). Однако наклонные разло­ мы могут иметь падение в одном направлении на обоих флангах рифта срединного хребта, в приведенном примере (см. рис. 2) в восточном направлении. Для второго типа наклонных разломов, ориентированных косо или перпендикулярно осям спре­ динга, характерно существование разломов с противоположным наклоном в преде­ лах одного и того же профиля .

Наклонные структуры обоих типов имеют определенное сходство. Они пред­ ставляют собой в основном разломы, которые рассекают всю или часть океаниче­ ской коры, по мере приближения к разделу М они становятся более пологими и, как правило, не прослеживаются ниже этого раздела. Примеры наклонных разло­ мов, пересекающих зону М, крайне редки. В Северо-Австралийской котловине (Индийский океан) описан наклоненный на северо-восток разлом, который явно пересекает пакет рефлекторов, отвечающих разделу М [Пилипенко, 1998]. Как справедливо предполагает автор, этот разлом расположен вблизи зоны субдукции и, скорее всего, связан с нею .

Практически везде зона раздела М ограничивает снизу структуры, распространен­ ные в коре. Она представляет собой структуру типа тектонического срыва (детейчмента) и является тем самым не только границей вещественного раздела, но и тектониче­ ской границей .

Внутренняя структура верхней мантии ниже раздела М дешифрируетРис. 3. Геолого-геофизическая интерпретация профиля ШГСП-МОГТ, проходящего вдоль линейных магнитных аномалий / - слоистые осадки (а - верхний, б - нижний комплексы); 2 - базальтовые лавы и силлы; 3 - изо­ тропное габбро и дайковый комплекс; 4 - отражающие границы; 5 - границы полей с разной сейсмиче­ ской структурой; граница резкой смены акустически прозрачной и непрозрачной сред; 7,8 - наклонные сейсмические границы: 7 - первого, 8 - второго типа; 9 - поверхность М. BS-S, BS-N, W-I-III, WFZ трансформные разломы. Остальные условные обозначения см. на рис. 1 ся плохо. Отмечаются отдельные субгоризонтальные рефлекторы и иногда зоны кон­ центрации таких рефлекторов. Таким образом, инфраструктуры коры и верхов ман­ тии по сейсмическим данным дискордантны по отношению друг к другу .

Природа наклонных структур, параллельных осям спрединга, по-видимому, весьма разнообразна. Это могут быть листрические разломы, по которым в даль­ нейшем происходили надвиговые подвижки [Разницин, Пилипенко, 1997], донные части бывших магматических камер, по которым позднее формировались надвиги, образовавшиеся в удалении от зоны спрединга, пересекающие частично осадочный чехол, и т.д. Сложнее обстоит дело с выяснением природы разломов второго типа (ориентированных косо или перпендикулярно осям спрединга). Ю.Н. Разницин [Разницин, 1995] предполагает, что надвиги, параллельные трансформным разло­ мам, компенсируют растяжение, происходящее в смежных разломах. Разломы, Рис. 4. Фрагмент дешифрированного профиля МОТТ через разлом Зеленого Мыса (по [Ко­ ган и др., 1996]) / - осадки; 2 - рефлекторы; 3 - наклонные отражающие горизонты; 4 - поверхность М по данным перебора ориентированные под углом, могут представлять собой систему оперяющих транс­ формные сдвиги структур. Возможны и другие интерпретации .

Геологические и геофизические данные последних лет показали, что главные тектонические границы в океанической коре часто меняют свое пространственное положение [Перфильев, 1995]. Особенно это относится к осям спрединга (рифтовые зоны срединных хребтов). Такое явление, как джампинг (перескакивание) рифтов, обнаружено во многих местах. Крупно амплитудный джампинг (сотни ки­ лометров) связан с глобальными перестройками структурного плана и изменени­ ем структурного рисунка плит. При джампинге среднего масштаба (первые десят­ ки километров) рифтовая зона перемещается параллельно, не меняя своего про­ стирания. Примерами джампинга такого типа являются Исландия, районы осевой части Срединно-Атлантического хребта к югу от разлома Зеленого Мыса и раз­ лома Романш и др. [Перфильев, 1995]. Трудно допустить, что перемещение срав­ нительно небольшой амплитуды (меньшей, чем мощность литосферной плиты) за­ хватывает всю плиту. Вероятнее всего, происходит импульсивное проскальзыва­ ние коры относительно верхней мантии по границе М. Джампинг в большинстве случаев происходит многократно и в одном (восточном) направлении. Было вы­ сказано предположение, что под влиянием ротационных сил кора проскальзывает относительно верхней мантии в западном направлении при стабильном положении восходящих ветвей мантийной конвекционной ячеи. В результате каждый новый рифт закладывается восточнее предыдущего [Перфильев, 1995]. Если эти рассуж­ дения верны, то поверхность М служит не только границей дискордантных струк­ тур, но и является границей дифференцированного движения коры относительно верхней мантии .

Близкие по смыслу выводы получены А.И. Пилипенко на материале по котло­ вине Уортон и абиссальной равнине Арго в зоне Маскаренско-Австралийского гео­ траверза (в северо-восточной части Индийского океана) [Пилипенко, 1997]. Сейс­ мическая запись в области границы М интерпретируется здесь, наиболее четко в литосфере абиссальной равнины Арго, как наличие поверхности или, скорее, неко­ торого слоя, по которому происходит проскальзывание коры относительно ман­ тии. Данный слой предположительно представлен пластичными серпентинитами и заключен между отражающими сейсмическими границами. Последние идентифи­ цируются как M l и М2, т.е., по автору, как первичная и вторичная границы Мохо .

Нет уверенности в обоснованности именно такой интерпретации границ M l и М2, но в рассматриваемом контексте это и не важно. Существенно то, что здесь, как от­ части и в континентальной литосфере, имеются признаки тектонического срыва (проскальзывания) в области перехода кора-мантия. Косвенным подтверждением течения вещества в области этой границы М служит также то, что в некоторых разрезах поверхность М представляет собой базовую поверхность, к которой под­ ходят и у которой выполаживаются, сливаясь с ней, разрывы листрической формы, прослеживающиеся в вышележащей коре от кровли фундамента до подошвы коры (хотя при этом имеются также относительно немногочисленные разрывы, пересе­ кающие границу М и продолжающиеся в мантии) .

ПОВЕРХНОСТЬ М В ПАЛЕООКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЕ

Офиолитовая ассоциация покровно-складчатых систем внутри континентов представляет собой фрагменты океанической литосферы геологического прошло­ го. В большинстве случаев они сильно тектонизированы, и первичные границы ме­ жду мантийными и коровыми породами не сохранились. Однако в некоторых круп­ ных массивах, особенно на Урале, границы между ультрамафитовыми комплекса­ ми верхней мантии и ультрамафит-базитовыми породами бывшей океанической коры остались не нарушенными. Это позволяет изучить древнюю границу М и ин­ фраструктуру выше и ниже ее геологическими методами .

В общем виде вертикальная последовательность пород в разрезе офиолитовых массивов хорошо известна и описана в многочисленных работах. Нижняя - ультрамафитовая ее часть, отождествляемая с верхней мантией древней океанической ли­ тосферы, представлена гарцбургитами, лерцолитами и дунитами. В разных масси­ вах соотношение гарцбургитов и лерцолитов меняется в широких пределах. Дуниты обычно имеются в подчиненном количестве. Выше выделяется характерный “пограничный*’ полосчатый комплекс дунитов, пироксенитов, верлитов и троктолитов, образующих сложное линзовидно-полосчатое чередование. Не всегда в по­ лосчатом комплексе присутствуют все перечисленные разновидности пород; в не­ которых массивах в нижней части комплекса обосабливается “горизонт” дунитов .

Общая мощность полосчатого комплекса может достигать 1-2 км. По плотност­ ным (скоростным) характеристикам и по инфраструктуре этот комплекс хорошо сопоставляется с строением и скоростными характеристиками сейсмического раз­ дела М современной океанической коры. Не совсем ясно, правомерно ли отнесение к зоне М дунитов, составляющих основание полосчатого комплекса. Генетически эти предельно деплетиров'анные породы, скорее, принадлежат верхней мантии, но как будет показано ниже, по характеру внутренней структуры их правильнее отно­ сить к зоне раздела М .

В типичном случае полосчатый комплекс сменяется полосчатыми габброидами, которые большинством исследователей сопоставляются со слоем 3Ъ океаниче­ ской коры. Слою За отвечает так называемое изотропное (не полосчатое) габбро .

В разных офиолитовых разрезах соотношение изотропных и полосчатых габброидов сильно меняется вплоть до полного исчезновения последних. Вышележащий “слой” параллельных даек и базальты сопоставляются со слоями 2b и 2а соответст­ венно. Дайковый “слой” в офиолитах и сейсмический слой 2b прослеживаются не повсеместно. Следует иметь в виду, что приведенный разрез представляет собой ге­ нерализированную схему, как правило, в конкретных массивах в непрерывном раз­ резе можно наблюдать только части общей последовательности .

В современных океанах пока известно мало мест, где с достаточной степенью достоверности геологически изучен разрез коры. В разломе Вима были проведены наблюдения с пилотируемого подводного аппарата [Cannat et al., 1991]. В результа­ те удалось построить разрез южного склона разломной долины в активной части разлома. Низы разреза сложены серпентинизированными мантийными ультрамафитами. Выше залегают габброиды, сменяющиеся вверх по разрезу дайковым ком­ плексом. Венчается разрез базальтами. Таким образом, здесь имеется нормальный разрез океанической коры, сходный с классическими полными разрезами офиоли­ товых ассоциаций. В разрезе отсутствует расслоенный комплекс, отвечающий ни­ зам третьего слоя, а мощность коры значительно меньше мощности, типичной для офиолитов. Однако эти обстоятельства вполне соответствуют геофизическим осо­ бенностям коры трансформных разломов, о чем говорилось выше. Серпентинизированные ультрамафиты основания разреза по своим физическим параметрам представляют собой мантийное вещество, попавшее в коровые условия. Таким об­ разом, можно утверждать, что офиолитовые комплексы и по набору пород (что было давно доказано), и по строению разреза сходны с океанической литосферой .

Поэтому анализ инфраструктуры офиолитов вполне правомерно использовать для анализа природы раздела М .

В последние годы проводилось интенсивное изучение внутренней структуры мантийных ультрамафитов как на микро-, так и на макроструктурном уровне. В ра­ боте [Savelieva, Saveliev, 1992] сведены данные, полученные по ряду офиолитовых массивов Урала и Малого Кавказа. Массив Средний Крака на южном Урале слага­ ет краевой офиолитовый аллохтон и находится в перевернутом залегании. На рис. 5 показана схематическая блок-диаграмма для участка западного края массива [Savelieva, Saveliev, 1992]. Полосчатый пироксенит-верлит-дунитовый комплекс (зона раздела М) круто наклонен на восток. Внутри его нижней, дунитовой части Рис. 5. Схематическая блок-диаграмма части массива Средний Крака (по [Savelieva, Saveliev, 1992]) LCq - шпинеливые л ер цолиты; LCP - шпинель-плагиоклазовые лерцолиты; LC, - плагиоклазовые лерцолиты; НВ - гарцбургиты; D - дуниты; РХ - пироксениты, вер литы, дуниты; G - габбро. Стрелка­ ми показано направление экстракции базальтов. Точечные линии - полосчатость и линейность видны сжатые линейные складки типа складок волочения. В лерцолитах, располо­ женных в восточной (нижней по разрезу) части блок-диаграммы, линейность и по­ лосчатость ориентирована почти перпендикулярно к границе М. Вблизи этой гра­ ницы лерцолиты сменяются гарцбургитами, линейность и полосчатость в которых образуют сложный изгиб с шарниром, близко параллельным границе М. Если ре­ конструировать первичную структуру с горизонтальным положением зоны разде­ ла М, то оказывается, что структуры в мантийном субстрате резко дискордантны этой границе. Только в непосредственной близости к ней структуры приобретают близкое залегание. В низах зоны раздела М и в подстилающих гарцбургитах они напоминают складки волочения .

Войкарский массив на Полярном Урале детально изучен и описан в ряде работ [Савельев, Савельева, 1977; Савельева, 1987; и др.]. Массив представляет собой ги­ гантскую изоклинальную складку, запрокинутую на запад [Перфильев, 1979]. Ядро складки сложено в основном гарцбургитами, лерцолиты имеют подчиненное значе­ ние. Зона раздела М представлена в нижней части дунитами, а в верхней - полосча­ тым комплексом дунитов, верлитов, троктолитов и пироксенитов. Эти породы про­ слежены на обоих крыльях изоклинальной складки. Их мощность достигает 2 км .

Вышележащие габбро-нориты и флазер-габбро сохранились в основном на восточ­ ном крыле складки; на западном крыле они прослеживаются локально и частично или полностью превращены в амфиболиты. На рис. 6, по [Savelieva, Saveliev, 1992], показан профиль через Войкарский массив, на котором хорошо видна сама изокли­ нальная складка и показана полосчатость внутри мантийных гарцбургитов. Полос­ чатость в целом резко дискордантна по отношению к полосчатому комплексу зоны Рис. 6. Геологический разрез через Войкарский массив (по [Savelieva, Saveliev, 1992]) 1 - шпинеливые лер долиты; 2 - гарцбургиты; 3 - дуниты; 4 пироксениты и верлиты; 5 - габбро;

6 - амфиболиты Рис. 7. Различные типы разрезов офиолитов Урала и Малого Кавказа (по [Savelieva, Saveliev, 1992]) / - базальты (PL); 2 - дайковый комплекс (SD); 3 - изотропное габбро (CL); 4 - полосчатое габбро (CL); 5 - расслоенный комплекс (D, W, РХ); 6 - дуниты (D); 7 - гарцбургиты (НВ); 8 - шпинеливые лерцолиты (LZ); 9 - плагиоклазовые лерцолиты (PL LZ); 10 - высокоглиноземистые лерцолиты (SP LZ); 11

- дунитовые тела, окруженные дунит-пироксенитовыми жилами; 12 - направление мантийных потоков .

Массивы (цифры в кружках): 1 - Средний Крака, 2 - Ипятский; 3 - Гейдаринский, 4 - Войкарский, 5 Кемпирсайский М. Она описывает синформную структуру, ось которой совпадает с осью изокли­ нальной антиклинали массива в целом. Если реставрировать первичную структуру, исходя из первичного горизонтального залегания полосчатого комплекса, то поло­ счатость имела почти вертикальное падение и была перпендикулярна по отноше­ нию к границе М. В некоторых местах, вблизи этой границы полосчатость подво­ рачивается и становится почти согласной с границей М (западное крыло антикли­ нали на рис. 6). На границе дунитов полосчатого комплекса с мантийными гарцбургитами иногда фиксируются структуры, напоминающие складки волочения .

В работе [Savelieva, Saveliev, 1992] приведены колонки некоторых массивов Урала и Малого Кавказа (рис. 7). На них показан не только петрологический со­ став слагающих пород, но и элементы внутренней структуры выделенных комп­ лексов (линейность, полосчатость, складчатые деформации). Почти во всех случа­ ях полосчатость в мантийных ультрамафитах ориентирована под углом по отноше­ нию к границе М, причем этот угол увеличивается в нижних частях мантийного разреза. Вверх по разрезу полосчатость постепенно становится субпараллельной границе М. По мнению большинства исследователей, рассмотренные структуры отражают пластическое течение, происходившее при мантийной конвекции [Книппер и др., 1997]. Почти во всех случаях на границе кора-мантия фиксируются склад­ чатые структуры, напоминающие складки волочения. При наличии дунитовой зо­ ны в подошве полосчатого комплекса эти структуры приурочены в основном к ней (колонки 1 и 4, см. рис. 7 и 5). При отсутствии такой зоны деформированным ока­ зывается полосчатый комплекс (колонка 2, см. рис. 7) .

Таким образом, анализ доскладчатых структур офиолитовых комплексов по­ казывает, что внутренние структуры мантийных пород дискордантны по отноше­ нию к структурам древней океанической коры. Зоной ограничения этих структур является древний раздел М (полосчатый габбро-гипербазитовый комплекс). При приближении к полосчатому комплексу мантийные структуры выполаживаются и становятся параллельными разделу М. В подошве полосчатого комплекса или в нем самом распространены структуры волочения. Легко видеть, что наблюдает­ ся некоторая аналогия между соотношением рассмотренных выше коровых сейс­ мических структур с зоной М и мантийных структур с полосчатым комплексом .

И те и другие не проходят через раздел М и выполаживаются вблизи него. В сов­ ременной океанической коре по косвенным признакам предполагается проскаль­ зывание коры относительно мантии; в древней океанической литосфере фикси­ руются структуры волочения, не исключающие такое предположение. Разумеет­ ся, нельзя говорить о полной аналогии между структурами, установленными по сейсмическим данным, и структурами, выявленными геологическими методами .

Наклонные разломы, рассмотренные в современной коре, пока невозможно вы­ делить в древней; современные геофизические методы не позволяют расшифро­ вать полосчатость и структуры волочения, описанные в древней океанической коре, и т.д. Дискордантное тектоническое течение в зоне границы М - результат сложного комплекса процессов, включая аккреционную и орогенную стадии формирования континентальной коры, что несомненно отличает ее от литосфе­ ры современных океанов. Однако, как нам представляется, данные по современ­ ной и древней океанической литосфере свидетельствуют о тектонической приро­ де зоны раздела М .

ПОВЕРХНОСТЬ М В КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРЕ

Континентальная литосфера геофизически и особенно сейсмически изучена несравнимо лучше океанической. Однако определить геологическое выражение поверхности Мохоровичича в ней труднее. Это связано с тем, что современная зо­ на раздела М и верхи современной мантии континентальной литосферы практиче­ ски нигде не выведены на поверхность последующими тектоническими движения­ ми, а состав мантийных пород и самой зоны М основывается только на глубинных ксенолитах .

Граница М - одна из наиболее четких границ в континентальной литосфере. И тем не менее существует неоднозначность в ее выделении, что связано с различны­ ми и не всегда совпадающими признаками ее выделения. Иначе говоря, граница М имеет разные характеристики по разным группам волн на профилях ГСЗ и ОГТ двух главных сейсмических методов, с помощью которых она идентифицируется [Павленкова, 1996]. По данным ГСЗ, эта граница выделяется как переходный слой мощностью в несколько километров, с перепадом скорости сейсмических волн Ур от 6,8-7,2 до 7,8-8,2 км/с. С ней связаны также отражения, получаемые по закритическим отраженным волнам (РМР), которые, как отмечено в [Павленкова, 1996], не обязательно свидетельствуют о наличии протяженной отражающей границы, а могут фиксировать группы мелких неоднородностей, расположенных в области границы М. По данным методов ОГТ, изучающих литосферу с использованием от­ раженных докритических волн, на этом уровне могут быть либо отдельные рефле­ кторы или пакеты рефлекторов, либо он отвечает подошве отражающей нижней коры, либо вообще не выявляется в отраженных волнах .

Иными словами, положение границы М, определенное по скоростным параме­ трам, не всегда совпадает с отражающей границей, и даже имеются случаи, когда эта граница фиксируется по перепаду скоростей, но не заметна в поле отраженных волн. В этом отношении намечается определенная аналогия с океанической лито­ сферой, где также отмечается такое несовпадение для определенных структур .

Накопленный к настоящему времени эмпирический материал показывает, что комбинированный подход (совпадение рефлекторов и зоны перепада скоростей) не состоятелен, так как попытки совместить эти два критерия приводит к неопреде­ ленности [Кунин, Шейх-Заде, 1993; Леонов, 1994, 1997]. Основные варианты соот­ ношения границы М и отражающих горизонтов схематически изображены на рис. 8. Эти варианты соответствуют наблюдаемым ситуациям. Большинство из них присутствуют, например, в области Провинции Бассейнов и Хребтов и Плато Ко­ лорадо, где достаточно надежная картина получена на профилях COCORP с ком­ бинированным изучением коры методами преломленных и отраженных волн [McCerthy, Parsons, 1994]. Чтобы избежать указанного противоречия, необходимо пользоваться одним критерием для определения границы М. Таким критерием мо­ жет служить повсеместно присутствующая граница изменения скорости вне зави­ симости от того, маркируется она дополнительно отражающими горизонтами или нет. Эта граница (поверхность) М соответствует наиболее резкому в литосфере из­ менению свойств или состояния вещества - смене состава пород, либо фазовому пе­ реходу (например, габбро-эклогит), либо изменению каких-то других свойств, ина­ че говоря, представляет собой петрологическую, в широком смысле, или физиче­ скую (но не структурно-тектоническую) границу. На тех участках, где граница М проявлена как в преломленных, так и в отраженных волнах, эта граница, вероятнее всего, имеет тектоническую природу и представляет собой зону латерального тече­ ния материала и/или срыва в субгоризонтальной плоскости [Леонов, 1997]. Почти плоская в большинстве случаев форма поверхности М также согласуется с предста­ влением о ее формировании в условиях течения материала в низах коры [Thompson, McCarthy, 1990]. С этим предположением о срыве согласуется также заключение некоторых авторов, основанное на изучении характера флуктуаций скорости сейс­ мических волн в нижней коре и мантии, согласно которому граница М служит раз­ делом оболочек с различным стилем деформации [Wenzel et al., 1996] .

В нижней части континентальной коры выделяется так называемая нижняя ко­ ра, для которой характерны интенсивные и протяженные рефлекторы (“отражаю­ щая” кора). В работе [Леонов, 1997] рассмотрены особенности строения, время ста­ новления внутренней структуры и природа нижней коры. Вероятнее всего, “отра­ жающая” кора представляет собой зону тектонического течения вещества (глубинМ Коро- Отражаю- Д войная Отражающая Совпадение мант ийная щ ая граница граница сноростной и смесь н и ж н я я Afoxo отсутствует от ражаю щ ей нора границ

Б

Рис. 8. Варианты соотношения границы М и отражающих горизонтов низов коры-верхов мантии ч„ А - условная схема по [Леонов, 1997] (штрихи - отражающие горизонты); Б - наблюдаемые соот­ ношения в области Провинции Бассейнов и Хребтов и Плато Колорадо на сейсмических профилях по [McCerthy, Parsons, 1994] (на врезке - положение профилей и тектонических единиц) Рис. 9. Геолого-геофизическая интерпретация профиля МОГТ через Припятский грабен (по [Кунин, Шейх-Заде, 1993]) 1-4 - рефлекторы: 1 - платформенного чехла, 2 - акустического фундамента, 3 - мантии и нижней коры, 4 - наклонных разломов; 5 - верхняя граница расслоенной коры; 6 - поверхность М

–  –  –

ного покровообразования), которое иногда сопровождается внедрением пластовых тел мафического состава. Существуют различные гипотезы, объясняющие образо­ вание нижней коры (растекание корней гор, изменение физического состояния по­ род и т.д.). В океанической коре отсутствуют аналоги нижней коры континентов .

Видимо, это связано с меньшей мощностью коры, с ее базитовым составом (необ­ ходимы более высокие температуры для пластического течения), в океанах очень редки крупные изостатические аномалии (корни гор) .

Разрывные нарушения более высоких горизонтов континентальной коры по мере приближения к нижней коре выполаживаются и сливаются с субгори­ зонтальными рефлекторами “отражающей” коры. С этой точки зрения ниж­ няя кора континентов выполняет роль раздела М океанической коры. Нижняя кора распространена неповсеместно. В тех случаях, когда она отсутствует, ко­ ровые наклонные разрывы также выполаживаются вниз по разрезу и слива­ ются с поверхностью М, не продолжаясь ниже ее. Н а рис. 9 показан профиль через Припятский грабен. Нижняя кора распространена только на крыльях грабена и отсутствует в осевой части. Видно, что наклонные структуры слива­ ются или обрываются структурами нижней коры или поверхности М. Близкая картина наблюдается на Балтийском щите (рис. 10). Здесь наклонные разло­ мы выполаскиваются с приближением к границе М, установленной по данным ГС З, и не проходят ниже ее. Иными словами, как и в океанической литосф е­ ре, на континентах коровые структуры, как правило, не продолжаются в ман­ тию. Но, в отличие от океанов, роль детейчмента, а точнее мощного горизон­ та течения пород выполняет не только зона раздела М, но и расслоенная ниж­ няя кора там, где она присутствует .

С точки зрения ряда авторов, некоторые особенности современного поля на­ пряжений можно объяснить, допустив проскальзывание коры относительно ман­ тии. Не углубляясь в детали вопроса, отметим, что соответствующая модель, пред­ усматривающая наличие фрагментов верхней коры, сорванных с мантии по гори­ зонту пластичной нижней коры, предложена для Западной Европы [Wehrle et al., 1997]. По этой модели, в нижней коре создается постоянное слабое скалывающее напряжение, благодаря чему непосредственно выше границы М образуется зона мощностью 3-5 км с повышенной горизонтальной скоростью и концентрацией де­ формации .

Вспомним, что почти двадцать лет назад А.В. Пейве [Пейве, 1991] была высказана мысль, что граница М представляет собой глобальный горизонт срыва, по которому кора проскальзывает относительно подстилающих оболо­ чек. Сейчас, когда имеются основания говорить об отражающей нижней коре, в целом и о границе М, в частности, как о горизонте пластического течения, крипа, и в целом, как о горизонтах срыва, эта мысль получает подтверждение и дальнейшее развитие .

Приуроченность отражающих горизонтов к границе М проявляется наи­ более ярко. Однако это не единственный уровень, на котором они встречаю т­ ся. О нижней и средней коре говорилось в [Леонов, 1997]. Аналогичные явле­ ния достаточно крупного масштаба зафиксированы также в верхах мантии, позволяя предполагать наличие тектонических нарушений такж е и на этих глубинах .

Полезно упомянуть еще один вопрос, представляющий особый интерес с точки зрения геодинамики и эволюции литосферы и земной коры: консерва­ тивна или динамична граница М, т.е. может ли с течением времени изменять­ ся ее положение по отношению к массам горных пород. На этот счет сущест­ вуют противоположные мнения и вопрос требует дальнейшего изучения. Все же более аргументированной представляется позиция тех авторов, которые допускают перемещение границы М во времени и пространстве [Павленкова, 1996; Berthelsen, 1994; Bois, 1993; Pavlenkova, 1995]. В частности, с этим допу­ щением легче согласуется история тектонически активных элементов земной коры, включающая большие вертикальные перемещения и изменение терми­ ческого режима, при которых трудно представить сохранение в неизменном виде каких-либо глубинных поверхностей .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Анализ строения зоны раздела М в современных и древних океанах и на конти­ нентах показал, что поверхность Мохоровичича представляет собой зону раздела структур коры и мантии, дискордантных по отношению друг к другу .

Коровые разломы по направлению к зоне М выполаживаются и сливаются с ней или прерываются этой зоной. В континентальной литосфере эту же роль вы­ полняет не только сама граница М, но и расслоенная нижняя кора в целом. Зона Мохо представляет собой глубинный срыв - детейчмент, а коровые разломы, по крайней мере некоторая их часть, структуры оперения этого срыва .

Судя по некоторым данным, по зоне М происходит проскальзывание коры от­ носительно верхней мантии. Однако такое проскальзывание не означает переме­ щение всей коровой оболочки как единого целого. Имеются некоторые структуры или зоны, где поверхность М лишена тектонического расслоения и фиксируется только по резкому увеличению граничных скоростей (изменение состава или фазо­ вого состояния вещества). К таким структурам, в частности, видимо, относятся зо­ ны крупных и долгоживущих трансформных разломов (демаркационные разломы по Ю.М. Пущаровскому). Это подтверждается данными сейсмической томографии, согласно которым разломы прослеживаются на большие глубины в мантию [Пущаровский, 1994]. Возможно тектоническое проскальзывание частично связано с ротационными силами. Вне зависимости от гипотез необходимо констатировать, что в большинстве случаев поверхность Мохоровичича представляет собой грани­ цу тектонического расслоения литосферы .

Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных иссле­ дований (грант 95-05-14070 и 96-15-98368) .

ЛИТЕРАТУРА

Гнибиденко Г.С. Структура океанической коры земной северо-западной части Тихого океана по данным МОВ ОГТ // Геология и минеральные ресурсы Мирового океана. СПб.: ВНИИОкеангеология,

1995. С. 52-63 .

Книппер А Л., Савельева Г.Н., Шараськин А.Я. Следы мантийной конвекции в ресгитовых ультрамафитах офиолитов Урала // Структура верхней мантии Земли. М., 1997. С. 65 .

Коган Л.И., Мурзин Р.Р., Перфильев А.С. Строение котловины Гаттераса в Западной Атлантике (по сейсмическим данным) // Геотектоника. 1994. № 6. С. 23-41 .

Коган Л.И., Перфильев А.С., Разницин Ю.Н. Глубинное строение разлома Зеленого Мыса в Централь­ ной Атлантике и проблема аномальной коры трансформных разломов // Докл. РАН. 1996. Т. 346, № 1. С. 71-74 .

Кунин Н.Я., Шейх-Заде Э.Р. Исследование литосферы докритическими отраженными волнами. М.: На­ ука, 1993. 224 с .

Леонов Ю.Г. Строение литосферы в отраженных волнах // Геотектоника. 1994. № 4. С. 85-88 .

Леонов Ю.Г. Тектоническая подвижность коры платформ на разных глубинных уровнях //Там же. 1997 .

№ 4. С. 3-23 .

Павленкова Н.И. Развитие представлений о сейсмических моделях земной коры // Геофизика. 1996. № 4 .

С. 11-19 .

Пейве А.В. Геология раздела Мохоровичича // Избр. тр.: Эволюция земной коры и мобилизм. М.: Нау­ ка, 1991. С. 164-170 .

Перфильев А.С. Формирование земной коры уральской эвгеосинклинали. М.: Наука, 1979. 185 стр .

Перфильев А.С. Историко-геологический подход к геодинамическим явлениям в океане // Геотектони­ ка. 1995. № 4. С. 61-72 .

Перфильев А.С., Коган Л.И., Макрис Я.Н., Удинцев Г.Б. Механизм формирования земной коры трансформного разлома Страхова (Центральная Атлантика) // Докл. РАН. 1997. Т. 356, № 2 .

С. 230-233 .

Пилипенко А.И. Сейсмическая структура океанической коры в Северо-Австралийской котловине //Т е ­ ктонические и геодинамические феномены. М.: Наука, 1997. С. 149-164 .

Пилипенко А.И. Структура глубинных разломов в северо-восточной части Индийского океана по сейс­ мическим данным // Геотектоника. 1998. № 2. С. 77-92 .

Пущаровский Ю.М. Демаркационные разломы в океанах как особая категория тектонических разделов //Докл. РАН. 1994. Т. 335, № 5. С. 616-620 .

Пущаровский Ю.М., Ельников И.Н., Перфильев А.С. Новые данные о глубинном строении СрединноАтлантического хребта на 20° ю.ш. // Геотектоника. 1985. № 5. С. 5-14 .

Разницин Ю.Н. Деформации океанической коры и верхов мантии // Разломные зоны Центральной Ат­ лантики. М., 1995. С. 66-108 .

Разницин Ю.Н., Пилипенко А.И. Анголо-Бразильский геотраверс: Структура и деформации океаниче­ ской литосферы //Тектонические и геодинамические феномены. М.: Наука, 1997. С. 104-128 .

Савельева Г.Н. Габбро-гипербазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океа­ нической коре. М.: Наука, 1987. 245 с .

Савельев А.А., Савельева Г.Н. Офиолиты Войкарского массива (Полярный Урал) // Геотектоника. 1977 .

№ 11. С. 427-437 .

Berthelsen A. Europe’s tectonic accretion and the intraplate origin of the Tomquist zone I1 11 Intern, conf. on base­ ment tectonics. Potsdam, 1994. P. 15-18 .

Bois Ch. Orogenic belts and sedimentary basins: Thoughts on crustal evolution suggested by deep seismic reflec­ tion images // Bull. Soc. geol. France. 1993. Vol. 164, № 3. P. 327-342 .

Cannat M., Mamaloucas-Frangoulis V., Auzende J.-M., Bideau D., Bonatti E., Honnorez I., Lagabrielle Y., Malavielle J., Mevel C. A geological cross-section of the Verna fracture zone transverse ridge, Atlantic ocean//J. Geodynamics. 1991. Vol. 13,№ 2/4. P. 97-118 .

Colliez JS., Danobeitia J J. Evidence for asymmetric accretion and low-angle, planar faults in slow-spreading oceanic crust/ / Geology. 1997. Vol. 25, № 12. P. 1075-1078 .

McBride JH., White R.S., Henstock TJ., Hobbs R.W. Complex structure along Mesozoic sea-floor spreading ridge:

BIRPS deep seismic reflection, Cape Verde Abyssal Plain // Geophys. J. Intern. 1994. Vol. 119. P. 453-478 .

McCarthy J.. Mutter J.C., Morton J.L., Sleep N.H., Thompson GA. Relic magma chamber structures preserved within the Mesozoic North Atlantic crust? // Bull. Geol. Soc. Amer. 1988. Vol. 100. P. 1423-1436 .

McCarthy J., Parsons T. Insights into the kinematic Cenozoic evolution of the basin and range - Colorado Plateau transition from coincident seismic refraction and reflection data // Ibid. 1994. Vol. 106. P. 747-759 .

Pavlenkova N.I. Double Moho in the Dnieper-Doncts basin //C.r. Acad. sci. Ser. 1la. 1995. Vol. 321. P. 85-93 .

Savelieva G.N., Saveliev A A. Relationship between peridotites and gabbroic sequences in the ophiolites of the Urals and Lesser Caucasus // Ophiolili. 1992. Vol. 17, № 1. P. 117-138 .

Thompson G A., McCarthy J. A gravity constraint on the origin of highly extended terranes // Tectonophysics. 1990 .

Vol. 174, № 1/2. P. 197-206 .

Wehrle V., Muller B., Fuchs K. Short scale variations of tectonic Regimes in the Western European stress province //Terra Nova. 1997. Vol. 9. Abstr. supl. № 1. P. 310 .

Wenzel F., Fuchs K., Tittgemeyer M. Elastic properties of the lower crust // XXX Intern, geol. congr. Abstr. 1996 .

Vol. 1. P. 109 .

White R.S., Detric R.S., Mutter J.C., Buhl P., Minshull ТА., Morris E. New seismic images of oceanic crustal struc­ ture // Geology. 1990. Vol. 18. P. 462^65 .

White R.S., McKenzie D., O'N ions R.K. Oceanic crustal thickness from seismic megerments and rare earth element inversions / / J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. № B13. P. 19683-19715 .

ФАНЕРОЗОЙСКАЯ ГЕОДИНАМИКА ТИХООКЕАНСКОГО

И ИНДО-АТЛАНТИЧЕСКОГО СЕГМЕНТОВ ЗЕМЛИ

И СТРУКТУРА МАНТИИ

С.В. Руженцев, Е.Н. Меланхолика, А.А. Моссаковский Геологический институт РАН В богатом научном наследии А.В. Пейве значительное место занимают работы по глубинной тектонике Земли. И это не только учение о тектонической расслоенности литосферы, но и идеи о структуре более глубоких геосфер. В частности, не­ однократные высказывания А.В. Пейве, к сожалению, не опубликованные, каса­ лись вероятности тектонического проскальзывания различных оболочек Земли друг относительно друга. При его жизни это предположение казалось мало обосно­ ванным. Сейчас, в свете принципиально новых сейсмотомографических данных, косвенно подтверждающих эту мысль А.В. Пейве, она приобретает характер ре­ альной научной гипотезы, требующей изучения и разработки. Достигнутая в пос­ леднее время детализация мантийной структуры Земли уже дает возможность пе­ рейти к ее геодинамическому толкованию, предлагаемому в этой статье .

Использование современных сейсмотомографических материалов позволяет нам поставить проблему пространственно-временных связей тектонических про­ цессов в Тихоокеанском и Индо-Атлантическом сегментах с распределением неодРис. 1. Схема поверхностной структуры Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов Земли 1,2 - Тихоокеанский сегмент: / - ложе Тихого океана, 2 - палеозойские и мезозойские аккрецион­ ные системы Тихоокеанского пояса; 3-8 - Индо-Атлантический сегмент: 3 - океанические бассейны, 4

- континенты, 5 - выступы архейско-протерозойских комплексов, 6 - палеозойские и 7 - мезозойские мозаичные аккреционные сооружения, 8 - Альпийско-Гималайский пояс; 9-11 - микроплитные систе­ мы: 9 - Алеутско-Меланезийская, 10 - Индонезийско-Тасманская, 11 - Филиппинско-Тонганская; 12 сейсмофокальные зоны: крутопадающие с глубоководными желобами (зоны субдукции), либо пологие с поддвигом океанической коры под континентальную; 13 - Мировая рифтовая система IEll/ (H!IU шимиш Рис. 2. Схема расположения скоростных аномалий Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов по материалам томографии продольных волн [Fukao et al., 1994; Su et al., 1994] 1-4 - аномалии верхней и средней мантии (до глубины 1500 км): 1 - Транстихоокеанская (низкоско­ ростная), 2 - Восточно-Тихоокеанского поднятия (высокоскоростная), 3 - Индо-Африканская (низко­ скоростная: а - Восточно-Африканская, б - Трансиндоокеанская), 4 - Африканская (низкоскоростная);

5 -7 - аномалии нижней мантии; 5 - Южно-Тихоокеанская (низкоскоростная), 6 - Гавайская (высокоско­ ростная), 7 - Западно-Африканская (низкоскоростная); 8 - положение Мировой рифтовой системы и ак­ тивных границ океана Шг Ш/ Рис. 3. Схема расположения основных высокоскоростных аномалий, “литосферных клад­ бищ’’ в пределах средней (У) и нижней мантии (2) по данным [Fukao et al., 1994] Аномалии (цифры на схеме): 1 - Восточно-Тихоокеанская, 2 - Западно-Тихоокеанская, 3 -Т етическая, 4 - Антарктическая, 5 - Азиатская нородностей в мантии. Известные представления о существовании двух основных сегментов Земли были разработаны на основе анализа их поверхностной структу­ ры, а также специфики развития в фанерозое [Пущаровский, 1996а; Моссаковский и др., 1998]. Для Тихоокеанского сегмента показано длительное (начиная с рифея) сохранение особенностей геодинамики и структурного плана с расположением оке­ ана в центре и аккреционных систем, возникших на месте активных окраин, - по периферии (рис. 1). Для Индо-Атлантического сегмента, наоброт, характерно по­ стоянное перераспределение на поверхности Земли континентальных масс, их амальгамирование, повторное дробление и океанообразование. Анализ строения внутриконтинентальных складчатых поясов Евразии, Северной Америки и Север­ ной Африки позволяет реконструировать здесь серию разновозрастных палеоокеанических бассейнов, формирование которых началось с рифея в связи с распадом суперконтинента Родиния [Torsvik et al., 1994; Моссаковский и др., 1996]. Это были сравнительно коротко живущие (до 80-100 млн лет) структуры, отмиравшие в ре­ зультате континентальной коллизии. Новообразование Индийского и Атлантиче­ ского океанов произошло во временнбм интервале средней юры-мела и было при­ урочено к распаду Гондваны .

Фундаментальной основой для выяснения причин коренных различий Тихооке­ анского и Индо-Атлантического сегментов являются материалы сейсмической то­ мографии по структуре мантии. Для рисунков 2, 3 и 4 мы использовали данные Й. Фукао и др. по томографии продольных волн [Fukao et al., 1994], а также данные В. Сю и др. [Su et al., 1994]. Существуют и другие сейсмотомографические модели среды [Андерсон, Дзевонский, 1984; Dziewonski, Woodhause, 1989; Хайн, Зверев, 1991; Montagner, Tanimoto, 1991; Zhang, Tanimoto, 1993; Forte et al., 1994; Kendall, Shearer, 1994; Loper, Lay, 1995; и др.]. Несмотря на их расхождения (иногда сущест­ венные), многие принципиальные элементы этих моделей оказываются сопостави­ мыми и могут быть использованы для сравнения с данными тектоники. Относи­ тельная консервативность твердой Земли позволяет допускать значительную древ­ ность образования крупных глубинных неоднородностей [Николаев, 1997] .

Сравнение элементов поверхностной тектоники и скоростной структуры ман­ тии, представленной на разных глубинных срезах, показывает, что их достаточно определенная корреляция возможна до глубины около 350 км. Ниже в верхней ман­ тии (до 670 км) сохраняются только наиболее крупные неоднородности: высоко­ скоростные субдуцированные плиты и частично древние кратоны, а также отрезки низкоскоростных спрединговых хребтов. При этом контрастность скоростных ха­ рактеристик среды и ее анизотропия постепенно уменьшаются [Montagner, Tanimoto, 1991; Su et al., 1994]. Еще глубже прямая корреляция элементов поверх­ ностной и мантийной структуры чаще всего невозможна .

С тектонических позиций проблема глубинных неоднородностей сформулиро­ вана Ю.М. Пущаровским [Пущаровский Ю.М., Пущаровский Д.Ю., 1999], предло­ жившим пятислойную модель строения мантии Земли, включающую верхнюю мантию (20-670 км), раздел 1 (670-900 км), среднюю мантию (900-1700 км), раз­ дел 2 (1700-2200 км) и нижнюю мантию (2200-2900 км). Выделенные геосферы рассматриваются как совокупность структур, изменчивых в пространстве и под­ вижных в горизонтальном направлении. Теоретической основой для такой поста­ новки вопроса служит, по-видимому, трехмерная модель строения мантии, разрабо­ танная А. Дзевонским и Р. Клейтоном [Андерсон, Дзевонский, 1984], которые по­ казали несовпадение в положении температурных аномалий на разных глубинах со значительным смещением в сторону от их поверхностных проявлений. Сказанное подтверждает представления о разных уровнях зарождения конвекционных пото­ ков, их неупорядоченном режиме, разномасштабное™ и многоярусном расположе­ нии [Пущаровский и др., 1989; Хайн, 1989; Machetel, Weber, 1991] .

Общее сравнение Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов показы­ вает преобладание в первом низкоскоростного горячего мантийного вещества, осоР и с. 4. С х е м а р а с п о л о ж е н и я с к о р о с т н ы х а н о м а л и й в м а н т и и в и н т е р в а л е г л у б и н 1 5 0 0 - 1 9 0 0 к м п о м а т е р и а л а м т о м о г р а ф и и п р о д о л ь н ы х в о л н [F u k a o e t a l.v 1994; S u e t a l., 199 4 ] 1,2 - аномалии: 1 - высокоскоростные (+[0,6-1%]), 2 - низкоскоростные (-[0,6-1%]); 3 - линия раз­ дела областей преимущественно высоко- и низкоскоростной мантии бенно на юге (Южно-Тихоокеанский суперплюм), при относительной “размыто­ сти” его слоистой структуры, а во втором - пестрое сочетание в различной степе­ ни разогретых и охлажденных мантийных масс. В задачу данной статьи входит ана­ лиз распределения глубинных неоднородностей, выяснение пространственно-вре­ менных связей между основными элементами поверхностной и глубинной структу­ ры в Тихоокеанском и Инд о-Атлантическом сегментах .

ТИХООКЕАНСКИЙ СЕГМЕНТ

Тихий океан, образующий основную частью сегмента, имеет асимметричный структурный план со значительным смещением спрединговой системы к востоку и юго-востоку. Здесь грубо параллельно континентальному краю обоих Америк и Антарктиды на расстояние более 20 000 км протягивается Восточно-Тихоокеан­ ское поднятие и примыкающие к нему абиссальные плиты. Весьма однородное строение литосферы на всей этой площади определяется равномерным развитием быстроспредингового Восточно-Тихоокеанского хребта в позднем мелу и кайно­ зое, лишь изредка нарушавшимся структурными перестройками (обычно локаль­ ного характера). На поверхности “память” о длительном развитии спрединга сохра­ нилась в виде системы полосовых магнитных аномалий и трансформных разломов .

В верхней мантии спрединговому хребту отвечает субмеридиональная транстихо­ океанская зона распространения горячего низкоскоростного материала (см. рис. 2) .

В ее верхах отклонение скоростей сейсмических волн от средних для данных глу­ бин значений по одним оценкам [Fukao et al., 1994] составляет 0,5-1%, а по другим [Su et al., 1994] - до 5%. Рассмотрение скоростной картины на последовательных глубинных срезах позволяет прослеживать аномальную горячую зону вплоть до глубины 1700 км, где она близко повторяет ориентировку субмеридионального от­ резка Восточно-Тихоокеанского поднятия. Смещение аномальной зоны от более глубоких горизонтов к верхним с запада на восток [Андерсон, Дзевонский, 1984] со­ ответствует, по-видимому, постепенной миграции спрединга в этом направлении, что и обусловило асимметрию структуры океана .

Наиболее древние структуры в северо-западной половине Тихого океана дос­ таточно четко обособлены и выделяются нами как Алеутско-Меланезийская микроплитная система. Они отличаются от восточных районов океана распростране­ нием относительно высокоскоростной интенсивно расслоенной верхней мантии и неоднородным строением коры, с сочетанием ряда абиссальных микроплит разно­ го возраста (от среднеюрского до раннемелового) и океанических поднятий [Меланхолина, 1996] (см. рис. 11 в ст. Ю.М. Пущаровского и др. в настоящем сборни­ ке). Их образование также связано с развитием спрединга, однако происходившего в пределах сложной мозаичной системы с несколькими “магнитными бухтами”, оп­ ределившими существование разнонаправленных магнитных аномалий, нередко торцово сочленяющихся. Эпизодические развороты спрединговой системы услож­ няли общий структурный рисунок, приводили к реализации напряжений сжатия внутри “магнитных бухт”, скучиванию материала, утолщению коры и формирова­ нию поднятий Шатского, Хесса, Магелланова, Манихики и др., а коллизия послед­ них с островными дугами - также к образованию некоторых крупных сдвигов, в ча­ стности, разломов Императорского и Касима .

Широко проявленная в этой области Тихого океана внутриплитная магматиче­ ская активность связана с нижнемантийными процессами и подачей вещества и энергии в литосферу. По материалам сейсмической томографии устанавливается непосредственная связь ряда внутриплитных вулканических структур с низкоскоро­ стными горячими зонами в средней части мантии, как это видно, например, под о-вом Гавайи [Su et al., 1994; Fukao et al., 1994] (см. рис. 4). Особенно мощная вспыш­ ка внутриплитного магматизма на западе Тихого океана относится к середине ме­ ла. Совпадение среднемеловой магматической активности поднятия Мид-Пацифик с участком ранне-среднеюрского обновления Тихого океана, а также приурочен­ ность обоих событий к интервалам спокойных магнитных эпох позволяют допус­ кать их определенные причинные связи и предполагать общий источник, опре­ деляемый гигантским и длительно существовавшим Южно-Тихоокеанским суперплюмом .

Временное совпадение проявлений среднемелового внутриплитного магматиз­ ма с крупнейшей тектонической перестройкой в Тихом океане подтверждает наше предположение. Именно с апт-альбского времени и, по-видимому, до начала кампана возникла устойчивая спрединговая система Восточно-Тихоокеанского поднятия [Mammerickx, Sharman, 1988; и др.]. В начале эоцена, после отмирания северной вет­ ви Большой “магнитной бухты” и окончательного разделения Австралии и Ан­ тарктиды, эта спрединговая система приобрела свой современный вид .

В целом, структурная картина, наблюдаемая в Тихом океане, была создана полностью в мезо-кайнозойское время, начиная с ранней(?)-средней юры. Повсе­ местное присутствие фрагментов разновозрастных океанических и приокеанических комплексов в обрамлении океана свидетельствует, однако, о значительном по­ стоянстве океанических условий в этой части планеты. Уже в рифейское время здесь реконструируется [Руженцев, Моссаковский, 1995] существование океана Палеопацифик с заливом, образуемым Палеоазиатским океаном .

В составе складчатых сооружений Тихоокеанского пояса наиболее распростра­ нены фанерозойские комплексы активных окраин, аккретированные к краю кон­ тинентов Австралии, Евразии, Северной и Южной Америки. Особенно протяжен­ ные зоны палеозойских активных окраин реконструируются в восточном обрамле­ нии океана. На западе распространение таких зон было локальным. Перемещение системы активной окраины с тетического на тихоокеанский край Евразии и зало­ жение Восточно-Азиатского вулканического пояса произошло в позднем мезозое после разрушения Гондваны и закрытия Палеотетиса. Этапы скучивания материа­ ла на континентальных окраинах, причленения их к континенту и смещения текто­ нически активной зоны в сторону океана устанавливаются в середине и конце па­ леозоя (в каледонидах Катазии и Лаосско-Вьетнамского пояса и на юго-западе Приморья соответственно, на востоке Австралии, в ряде районов Анд), в индосинийское (в обрамлении Индосинийского массива), позднемезозойское (в СихотэАлине, Северо-Восточной Азии, Кордильерах, местами на западе Анд) и кайнозой­ ское время (в восточных районах Сахалина, Камчатки и Корякии, на островах ЮгоВосточной Азии, в приокеанических районах Кордильерского и Андийского поя­ сов). В дальнейшей истории созданные здесь континентальные структуры оказа­ лись весьма устойчивыми и подверглись относительно небольшим нарушениям. В целом, аккреционный стиль развития Тихоокеанского пояса, с последовательным наращиванием континентальных площадей, сохранялся в течение не менее 1 млрд лет .

Указанной “консервативности” тектонического развития пояса не противоре­ чат, однако, значительная сложность и латеральная изменчивость его поверхност­ ной структуры. Чрезвычайная активность современных процессов вдоль континен­ тального края определяется постоянным контрастным сочетанием в верхней ман­ тии крупных объемов разуплотненного горячего материала и субдуцирующей под них холодной океанической "плиты, скоростные параметры которых различаются на 2% по одним оценкам [Fukao et al., 1994] или же до 10% по другим [Zhang, Tanimoto, 1993; Su et al., 1994]. По материалам сейсмической томографии под рядом районов Восточной Азии предполагается также захоронение древних субдуцированных плит, погруженных в нижнюю мантию [Fukao et al., 1994; Магиуаша, 1994] .

Возможность подобного погружения сейчас дискутируется [Anderson, 1987; Olson, 1988; Loper, Lay, 1995; и др.]. Но факт распространения в средней и нижней мантии холодного высокоскоростного материала представляет фундаментальную особен­ ность периферии Тихоокеанского пояса (см. рис. 3) .

Таким образом, устойчивый характер развития и самого Тихого океана, и стру­ ктур обрамления удается проследить по крайней мере начиная с рифея, несмотря на проявление здесь ряда глобальных перестроек и обновления спрединговой сис­ темы [Пущаровский, Меланхолина, 1992]. Постоянную активность тектонических и магматических процессов в пределах Тихоокеанского сегмента, повышенную энергию его тектоносферы можно объяснить длительным действием Южно-Тихо­ океанского суперплюма, по-видимому, питаемого материалом и энергией из внеш­ него ядра Земли .

Выше рассмотрена верхняя субмеридиональная часть Южно-Тихоокеанского суперплюма, представляющая корневую зону спрединговой системы. Глубже 1400-1700 км она сменяется гигантской субширотной областью с центром в районе о-ва Таити, охватывающей более трети Тихого океана (см. рис. 2). Разного рода сейсмотомографические модели, предложенные для нижнемантийной части супер­ плюма [Dziewonski, Woodhause, 1989; Forte et al., 1994; Fukao et al., 1994; Kendall, Shearer, 1994; Su et al., 1994; Loper, Lay, 1995], дают неодинаковую трактовку как ее очертаний, внутренней структуры и контрастности скоростной картины, так и со­ отношений со средне-верхнемантийной субмеридиональной горячей зоной. Вместе с тем, существование в нижней мантии гигантской субширотной горячей области установлено достаточно определенно .

В целом, Южно-Тихоокеанский суперплюм, выделенный как гигантская сквоз­ ная общемантийная “колонна разогрева”, обычно связывается исследователями с развитием современных процессов в мантии [McNutt, Judge, 1990; Fukao et al., 1994;

Maruyama, 1994]. Однако возможен и иной, историко-тектонический, подход. Так, Р. Ларсон [Larson, 1991] рассматривает суперплюм как остаток гигантской структу­ ры среднемелового апвеллинга, определявшего развитие как глубинных, так и по­ верхностных процессов мелового времени. Учитывая размеры и глубину располо­ жения Южно-Тихоокеанского суперплюма, мы предполагаем его древнее зарожде­ ние, с наиболее ранним образованием глубинной субширотной части. Возможно, она соответствует области палеозойского апвеллинга, определявшего развитие субширотных тихоокеанских структур этого времени. Верхняя субмеридиональная часть суперплюма, по-видимому, связана с мезо-кайнозойскими тихоокеанскими структурами и является наложенной, как об этом можно судить по картам Й. Фукао [Fukao et al., 1994]. Высказанные соображения хорошо согласуются с концепци­ ей длительного существования в Тихоокеанском сегменте наиболее мощного тепломассопотока, обусловившего “консервативное” развитие сегмента и максималь­ но высокие (10-12 см/год) скорости спрединга .

Связи импульсов суперплюма с поверхностными событиями наиболее вырази­ тельно прослеживаются для отмеченной выше апт-кампанской тектонической пе­ рестройки, соответствующей меловой спокойной магнитной эпохе с отсутствием смены полярности и относительной стабильностью положения полюсов [Larson, 1991]. В это время можно предположить возмущение во внешнем ядре, давшее тол­ чок к активизации суперплюма, с подачей силикатного вещества и энергии в верх­ ние оболочки Земли, где установлены как интенсификация мантийной конвекции и спрединга, так и вспышка внутриплитной магматической активности. С этой ак­ тивностью Р. Ларсон связывает и формирование ряда океанических поднятий. Мы же предполагаем, что ускорение спрединга привело не только к быстрой океаниче­ ской аккреции, но и к реорганизации спрединговой системы, с усилением сжатия в зонах концентрации напряжений и формированием поднятий Хесса и Онтонг-Джа­ ва в начале перестройки и поднятия Обручева в конце [Меланхолина, 1996]. Другое следствие - реорганизация тихоокеанского обрамления, с интенсификацией субдукции и островодужного магматизма. Начало перестройки было отмечено зало­ жением здесь Восточно-Азиатского вулканического пояса, а завершение - пере­ скоком границы к востоку и формированием энсиматических островных дуг .

ИНДО-АТЛАНТИЧЕСКИЙ СЕГМЕНТ

Тектоника сегмента определяется сложным сочетанием современных океанов и континентов, с присутствием разновозрастных складчатых образований. Неодно­ кратному проявлению скучивания материала отвечает существование в Индо-Ат­ лантическом сегменте как субширотных, так и субмеридиональных коллизионных поясов. Созданию такого структурного рисунка соответствует и усложненная ско­ ростная структура мантии, включающая ряд разноуровенных субмеридиональных и субширотных аномалий (см. рис. 2-4). Крупные глубинные неоднородности, даже в верхней мантии, часто не находят выражения в современной поверхностной стру­ ктуре, подвергавшейся многочисленным перестройкам .

Континентам (за некоторым исключением) присущ “режим холодной мантии”, с преимущественным расположением высокоскоростных аномалий на трех глубин­ ных уровнях [Zhang, Tanimoto, 1993; Fukao et al., 1994; Su et al., 1994; и др.]. В верх­ ней мантии высокоскоростные “корни” древних платформ погружены до 350-700 км. Для Антарктиды “режим холодной мантии” прослежен до глубины 1400 км. Скоростные характеристики среды в этих областях отличаются не менее 1% от средних значений. В интервале раздела 1 и средней мантии высокоскорост­ ные аномалии выделяются под Америкой (под Северной - 700-1700 км и под Юж­ ной - 900-1500 км), Восточной Азией (700-1200 км), Альпийско-Гималайским поя­ сом (800-1900 км). Высокоскоростные аномалии нижней мантии (2400-2900 км) ус­ тановлены под Антарктидой, Азией (от Таймыра до Индонезии) и небольшая - под Канадским щитом .

Наиболее мощная в пределах сегмента “колонна разогрева”, поднимающаяся от границы ядро-мантия, расположена в Африке (см. рис. 2). Некоторые исследо­ ватели [Fukao et al., 1994; Maruyama, 1994] выделяют ее как Африканский суперплюм, однако размеры и интенсивность высокоскоростной аномальной зоны здесь значительно меньше, чем в области Южно-Тихоокеанского суперплюма. Контраст­ ность скоростных характеристик среды максимальна (от 2 до 6% по разным оцен­ кам) в верхней мантии; аномальная зона протягивается субмеридионально под рай­ онами кайнозойского рифтинга Ближнего Востока, Красного моря и Восточной Африки. В интервале глубин 700-1800 км контрастность скоростей значительно уменьшается (0,4— 0,6%), а затем снова возрастает. Горячая зона в целом наклонена к юго-западу, так что в нижней мантии ее наиболее разогретая часть оказывается под смежной с Африкой областью Атлантики .

В пределах океанических областей сегмента с их малыми скоростями спрединга (2-4 см/год) структура мантии сложнее, чем в Тихом океане. Под Срединно-Ат­ лантическим и Срединно-Индийским хребтами по данным сейсмической томогра­ фии и гравиметрии устанавливается “пережим” низкоскоростной горячей зоны и избыток масс, объясняемые поступлением холодного вещества, происходящим, повидимому, при динамической поддержке за счет бокового давления рамы [Хайн, Зверев, 1991]. Примером такого “пережима” является интервенция холодных масс под Атлантику со стороны Южной Америки на глубинах 700-1500 км, связываемая с крупномасштабным даунвеллингом субдуцированной тихоокеанской литосферы [Fukao et al., 1994; Maruyama, 1994] .

Принципиальное значение для понимания фанерозойской геодинамики рассма­ триваемого сегмента имеет интерпретация данных сейсмической томографии по Индоокеанскому региону. В его северной части выделяется достаточно контраст­ ная низкоскоростная Трансиндоокеанская горячая аномалия [Fukao et al., 1994; Su et al., 1994] (см. рис. 2). Наиболее четко она выражена в верхней мантии, однако со­ вершенно не контролирует современную поверхностную структуру региона. В ин­ тервале глубин 250-600 км горячая аномальная зона протягивается субширотно от Африканского Рога до Индонезии. Глубже она приобретает расплывчатые очерта­ ния, распадаясь на несколько ареалов, смещенных к центральным и даже южным частям Индийского океана. Лишь в нижней мантии контрастность горячих анома­ лий вновь возрастает, их ареалы концентрируются к юго-западу от Срединно-Ин­ дийского хребта, где образуют единое поле с аномалиями Африканского суперплюма .

В целом в мантийной структуре Индо-Атлантического сегмента наблюдается несовпадение структурных планов на разных глубинах, наличие астенолинз (уров­ ней мантийного разогрева и разуплотнения), отрыв последних от своих корней и латеральное перераспределение вещества. Несмотря на кажущуюся хаотичность картины распределения скоростных аномалий, в ней намечается ряд важных осо­ бенностей. Прежде всего, это послойное распределение аномалий. В верхней ман­ тии аномалии имеют максимальную контрастность и большей частью в общем ви­ де отражают поверхностную структуру Земли. Глубже плотные высокоскорост­ ные массы связаны с областями мезо-кайнозойского тектонического скучивания Тихоокеанского и Альпийско-Гималайского поясов. Их погружение в среднюю мантию и латеральное перемещение на многие тысячи километров было возмож­ но только в результате послойного течения в различной степени разогретого веще­ ства. При этом следует отметить инверсионное размещение аномалий, так что об­ ласти высокоскоростной верхней мантии на уровне средней мантии подстилаются низкоскоростными образованиями и наоборот. Некоторые исследователи [Anderson, 1982; Storey, 1995] связывают это явление с экранирующим эффектом континентов, позволяющим накапливать энергетический потенциал мантий­ ных плюмов, который впоследствии приводит к рифтингу и новообразованию бассейнов .

При рассмотрении мантийных неоднородностей наименее ясными являются временные параметры. Пока остается неизвестным, когда возникли крупные “ко­ лонны разогрева”, как долго они развивались и с какими палеоструктурами были связаны. Вместе с тем, достаточно очевидная связь с Африканским суперплюмом протяженной кайнозойской рифтовой системы позволяет провести актуалистические реконструкции также для мезозойского рифтинга и новообразования океани­ ческих бассейнов, происходившего при дезинтеграции Гондваны (рис. 5) .

Рис. 5. Палеореконструкции мезозойского разрушения Гондваны по данным [Storey, 1995] для времени (в млн лет назад): А - 160, Б - 130, В - 100 1-4 - континенты: 1 - Западная Гондвана (на рис. Б и В включает Индию), 2 - Восточная Гондвана (на рис. В Антарктида); 3 - Южная Америка, 4 - Австралия; 5 - Новогвинейский микроконтинент; 6

- спрединговые зоны; 7 - аккреционная зона Пацифики; 8 - “горячие точки”; 9 - положение Южного полюса Плюмы (цифры на схеме): I - Святой Елены, 2 - Тристан, 3 - Буве, 4 - Марион, 5 - Раджастан, 6 Кергелен, 7 - Крозс, 8 - Реюньон, 9 - Балле ни 2* 35 На основе палеомагнитных данных показано [Scotese, 1994], что в мезозое Гондвана располагалась в южном полушарии. Ее расчленение на западную и восточ­ ную части началось в конце средней юры (~ 160 млн лет) с образования субмериди­ ональной системы рифтогенных прогибов (Сомалийского, Мадагаскарского, Протоуедделского) [Storey, 1995]. Главные события разрушения Гондваны были при­ урочены к меловой спокойной магнитной эпохе. В аптское время в виде системы горячих точек наметились швы ее будущей дезинтеграции. На востоке это плюмы Кергелен (Кергелен-Раджастанские базальты) и Крозе, которые в альбе транс­ формировались в широтный океанический бассейн, отделивший Индию от Антарк­ тиды и Австралии, а на западе - плюмы Святой Елены и Тристан, маркирующие начало раскрытия Южной Атлантики. Отделение от Индии Мадагаскара произош­ ло в кампане (плюм Марион), Сейшельского микроконтинента - на рубеже мела и палеогена (базальты Декана) .

Сформировавшаяся в мезо-кайнозое достаточно сложная система рифтоген­ ных прогибов, с сочетанием меридиональных и широтных отрезков, по своей кон­ фигурации в плане достаточно полно соответствует отмеченному выше располо­ жению мантийных низкоскоростных аномалий: субмеридиональный Сомали-Мадагаскарский бассейн - верхней части (~ 100-600 км) Африканского суперплюма, а широтный бассейн, возникший по границе Индии и Антарктиды, - Трансиндооке­ анской аномалии (см. рис. 2 и 5). Специально отметим преимущественно северный дрейф обособившихся континентальных фрагментов, за исключением Антарктиды (сместившейся на незначительное расстояние к югу и уже в мелу располагавшейся на южном полюсе) [Scotese, 1994]. Асимметричное развитие этого процесса харак­ терно для всей фанерозойской геодинамики Индо-Атлантического сегмента .

Более сложен вопрос, как далеко в глубь геологической истории прослежива­ ется разделение Земли на сегменты. Существует гипотеза о преимущественном амальгамировании древних континентальных масс в интервале времени 3-1 млрд лет, с образованием в результате суперконтинента Родиния и обособлением двух сегментов: океанического в северном полушарии и континентального в южном [Dalziel, 1991; Rogers, 1996; Scotese, McCerrow, 1990; Torsvic et al., 1992]. С рубежа 750 млн лет происходил постепенный распад последнего, начавшийся с отделения Сибири и Балтии. В венде развитие этого процесса привело к становлению океани­ ческого бассейна Западный Япетус, разделившего Лаврентию и Южную Америку [Pikering, Smith, 1995]. В результате были обособлены континенты северного (Лав­ рентия, Балтия, Сибирь) и южного (Гондвана) рядов. Одновременно на востоке произошло заложение серии прогибов (Хантайширского, Неймонгольского и др.) с отчленением Дзабханского, Южно-Гобийского, Северо-Тяныпаньского и других микроконтинентов [Моссаковский и др., 1996]. Микроконтиненты имели субши­ ротную на западе и меридиональную на востоке ориентировку, располагались в южном полушарии и смещались к северу или северо-востоку [Диденко и др., 1994] .

По-видимому, именно с этого времени определились основные черты Индо-Атлан­ тического сегмента как комбинации континентов и разделявших их новообразован­ ных океанических бассейнов .

Уже в венде и особенно в раннем кембрии геодинамика сегмента определялась взаимодействием двух тенденций, установившихся в развитии континентальных ок­ раин: аккреционной и коллизионной. После распада Родинии и возникновения кон­ тинентов северного и южного рядов для первого были характерны развитие актив­ ных окраин, образование аккреционных систем и преимущественно автохтонный механизм формирования гранитного слоя, как это известно в Алтае-Саянской об­ ласти, в Казахстане и Аппалачах. Во втором в это время происходило образование деструктивных бассейнов .

Начиная с ордовика развитие асимметричной деструкции на окраине Гон­ дваны и перемещение континентальных фрагментов приводило к созданию на севере коллизионных поясов, в тылу которых возникали новые океанические бассейны, как это видно на западе сегмента [Ziegler, 1989; Pikering, Smith, 1995] .

Закрытие Западного Япетуса компенсировалось раскрытием в раннем ордови­ ке Рейского океана, отчленившего от Гондваны авалонские микроконтиненты .

В позднем ордовике формирование Лижерийского океана в тылу Рейского при­ вело к отделению от Гондваны также Испании и Южной Франции. Деструкция Восточной Гондваны развивалась по тому же сценарию. В раннем ордовике об­ разовался Туркестанский океан с отделением Северо-Тяныпаньского микро­ континента. В позднем ордовике возник Гобиалтайский бассейн, закрывшийся в позднем силуре. При этом южнее был сформирован обширный Южномон­ гольско-Джунгарский бассейн. Его закрытие в среднем карбоне было вызвано коллизией каледонской Сибири с Южно-Гобийским и Илийско-Джунгарским микроконтинентами .

С карбона указанная схема развития становится еще более четкой. В преде­ лах сегмента формируется ряд последовательно омолаживающихся к югу бас­ сейнов. Это поздневарисские и индосинийские бассейны Гиссара, Северного П а­ мира и Внутренней Монголии, заложившиеся в раннем карбоне и отмиравшие в перми и раннем триасе в связи с коллизией Евразии с Таримским и Сино-Корейским континентами, индосинийский бассейн Саньпань в Центральном Китае, киммерийские Яньшань (в составе Мезотетиса) и Ярлунг-Цангпо (в составе Неотетиса). Индийский океан - новейшая структура этого типа, раскрытие которой продолжается с мелового до настоящего времени. Случай современной коллизии островной дуги с перемещающимся к северу Австралийским континентом и фор­ мирования складчатого сооружения наблюдается в районе Тимора [AudleyCharles et al., 1988] .

Приведенный обзор показывает, что рассмотренная схема геодинамической эволюции Индо-Атлантического сегмента была определяющей по крайней мере с начала фанерозоя. Единый “конвеерный” механизм ее реализации имеет, по наше­ му мнению, общую причину. Показанная выше связь мезо-кайнозойской деструк­ ции с системой мантийного апвеллинга позволяет применить подобную модель формирования и для палеозойских структур южного ряда. Мы полагаем, что систе­ ма мантийного апвеллинга могла существовать в течение всего фанерозоя и прохо­ ждение над ней Гондваны приводило к последовательному новообразованию серии океанических бассейнов. Известная импульсность процесса объясняется с позиции модели Д. Андерсона [Anderson, 1982]. Данные палеотектонических реконструкций (включая палеомагнитные), суммированные К.Р. Скотизом [Scotese, 1994], не про­ тиворечат этой схеме .

Несколько иная картина развития реконструируется для структур, располо­ женных между континентами северного ряда, как это видно на примере Урала .

Здесь тоже устанавливается существование системы рифтогенных прогибов, раз­ деленных микроконтинентами. Это бассейны: Сакмаро-Лемвинский (начало рас­ крытия - ранний ордовик), Магнитогорский и Денисовский (средний ордовик), Та­ гильский (поздний ордовик), Южно-Мугоджарский (ранний девон) и Урало-Аркти­ ческий (поздний девон). Во временном интервале от ордовика до ранней перми кон­ тиненты Балтии, Сибири и каледонского Казахстана также дрейфовали к северу [Печерский, Диденко, 1995]. Но существенные изменения скорости дрейфа и на­ правления вращения континентов [Torsvik et al., 1992; Руженцев, Диденко, 1998] приводили в конечном счете к “неупорядоченному” закрытию прежних и возник­ новению новых бассейнов. Поэтому при формировании структур уральского типа “конвеерный” механизм оказался нехарактерным .

ПОГРАНИЧНАЯ ОБЛАСТЬ ТИХООКЕАНСКОГО

И ИНДО-АТЛАНТИЧЕСКОГО СЕГМЕНТОВ

В ЗАПАДНОЙ ПАЦИФИКЕ

Рассмотрение областей сочленения двух сегментов Земли [Моссаковский и др., 1998; Меланхолина, 1993,1998] показывает значительное разнообразие их геодинамических обстановок. Наиболее сложное строение пограничной области наблюда­ ется в Западной Пацифике. Она включает серию изометричных микроплит, океа­ нических и преимущественно окраинно-морских, небольшого размера и с относи­ тельно кратковременным развитием, а также островные дуги и микроконтиненты (см. рис. 11 в ст. Ю.М. Пущаровского и др. в настоящем сборнике). Здесь выделя­ ются три протяженные микроплитные системы: Восточная (Алеутско-Меланезий­ ская), Центральная (Филиппино-Тонганская) и Западная (Индонезийско-Тасманская). Они рассматриваются нами как особый класс образований, формирующихся в условиях интерференции тихоокеанских и индо-атлантических тенденций разви­ тия. Западная система особенно специфична: черты ее структурного развития и магматизма свидетельствуют об условиях преобладания индо-атлантической тен­ денции [Моссаковский и др., 1998]. Реликтовое море Банда непосредственно вклю­ чает крупные участки позднемезозойской коры Тетиса. В Индонезийской-Новогвинейской части системы обнаружен ряд небольших микроконтинентов азиатско­ го и гондванского происхождения. При коллизии островной дуги с этими микро­ континентами, а в дугах Банда и Новогвинейской - с Австралийским континентом ход субдукции неоднократно прерывался, происходили сложные структурные пре­ образования и значительное усложнение структурного плана [Пущаровский, Ме­ ланхолина, 1992] .

Сейсмотомографические данные [Андерсон, Дзевонский, 1984; Montagner, Tanimoto, 1991; Zhang, Tanimoto, 1993; Fukao et al., 1994; и др.] показывают, что весь пояс тихоокеанских активных окраин маркируется низкоскоростными аномалия­ ми, прослеживаемыми до глубин 250 км (см. рис. 2). Это характерные зоны ано­ мальной мантии окраинных морей, как связанных с хорошо выраженными спрединговыми структурами (например, в Филиппиноморской или Тонганской систе­ мах), так и имеющих рифтинговую (Японское, Охотское и др.) или реликтовую природу (Берингово, Банда). Низкоскоростные горячие аномалии этого уровня за­ хватывают и островные дуги, а на востоке - окраины андийского и калифорнийско­ го типа. В Индонезийско-Филиппинском и Тасманско-Тонганском регионах ареалы аномальной мантии прослеживаются до глубин в 350 км, где они соединяются с Трансиндоокеанской и Южно-Тихоокеанской аномалиями соответственно. В ос­ лабленном виде до этого уровня и даже глубже продолжаются и аномалии в преде­ лах “океанических брешей” в районах Беринговском, Карибском и Скоша. Глубже 450 км под ареалы горячей мантии почти повсеместно погружаются холодные вы­ сокоскоростные образования субдукционных зон [Montagner, Tanimoto, 1991; Fukao et al., 1994; и др.] .

Как особенности поверхностной структуры, так и наличие аномальной мантии свидетельствуют о нестабильности тектоносферы в области сочленения Тихооке­ анского и Индо-Атлантического сегментов Земли. Сложное взаимодействие двух сегментов определяется, возможно, близким расположением Южно-Тихоокеанско­ го и Трансиндоокеанского суперплюмов, вызывающим крупномасштабные термо­ динамические возмущения в мантии .

Существование сложных микроплитных систем на границе двух сегментов Зе­ мли устанавливается и в докайнозойское время. Так, изучение палеоостроводужных и окраинно-морских комплексов Сихотэ-Алиня, Сахалина, Малых Курил, Фи­ липпин и других районов позволяет реконструировать для меловой активной окра­ ины стиль развития, сходный с современным [Пущаровский, Меланхолина, 1992]. К наиболее древним микроплитным системам мы относим мозаичные рифейские, салаирские и каледонские складчатые сооружения Казахстана, Алтае-Саянской об­ ласти, Забайкалья и Северной Монголии, объединяемые в Центрально-Азиатский складчатый пояс, сформированный на месте Палеоазиатского океана [Моссаковский и др., 1989, 1993]. Его складчатые структуры характеризуются невыдержан­ ными, перекрещивающимися простираниями зон, с торцовыми сочленениями по разломам. Микроплитные системы этой области уже с венда представляли собой комбинацию разновозрастных островных дуг, микроконтинентов гондванского и сибирского происхождения, бассейнов с корой океанического типа. Стиль тектони­ ческого развития был аккреционным, выражавшимся в последовательном причленении комплексов активных континентальных окраин к Сибири .

Палеоокеанические бассейны имели северо-западную, северо-восточную или широтную ориентировку. Некоторые из них (Хантайширский, Туркестанский) смыкались с Палеотетисом, другие (Неймонгольский, Циньлиньский и др.) - с Палеопацификой. Происходило как бы наложение тех и других, создавшее ортого­ нальную систему структурных направлений [Руженцев, Моссаковский, 1995]. Островодужные зоны, как энзиматические, так и энсиалические, были распростране­ ны исключительно широко. Во многих случаях дуги (Хантайширская, Ханхухейская дуги в Монголии; Западно-Саянская, Восточно-Тувинская в Алтае-Саянской области; Акбастауская, Степнякская в Казахстане) характеризовались кратковре­ менным развитием - около 10-40 млн лет, так как микроконтиненты, заклинивая субдукционные зоны, прерывали развитие островодужного магматизма и способст­ вовали возникновению аккреционных систем. Гранитно-метаморфический слой формировался в основном автохтонным способом, что нашло отражение в мощном проявлении гранитоидного магматизма различных формационных типов (от плагиогранитов до калий-натровых гранитных батолитов), с корреляцией возраста гранитов и соответствующих складчатых сооружений [Коваленко и др., 1996] .

Сказанное позволяет сделать вывод, что раздел между Тихоокеанским и ИндоАтлантическим сегментами, маркируемый по отмеченным микроплитным систе­ мам, существовал, как минимум, с раннего палеозоя. Менялись конфигурация сег­ ментов, их положение в структуре Земли, относительная роль тектонических эле­ ментов разного типа, однако существование раздела между сегментами оставалось более или менее постоянным в течение всего этого времени .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенный тектоно-геодинамический анализ сейсмотомографических дан­ ных выявляет различие глубинной структуры Тихоокеанского и Индо-Атлантиче­ ского сегментов Земли, с ее значительным усложнением в пределах последнего .

Хотя малая разрешающая способность методов сейсмической томографии и огра­ ничивает возможности пространственно-временной корреляции элементов поверх­ ностной и глубинной структуры, но ряд предположений уже могут быть поставле­ ны на обсуждение. Намечается несколько общих выводов по скоростной структу­ ре мантии. 1. Во всех моделях видно, что слоистая структура мантии накладывает­ ся на вертикальные неоднородности, что часто определяет ее общее послойно-ин­ версионное строение. 2. Раздел в мантии на глубинах 1700-2200 км является зоной главных структурных перестроек. Он характеризуется наименьшей контрастно­ стью скоростных аномалий, т.е. максимальной “гомогенизацией” масс. 3. Сущест­ вуют крупные даун- и апвеллинги, зарождающиеся на разных глубинах в мантии .

Основные апвеллинги связаны с Южно-Тихоокеанским и Индо-Африканским суперплюмами, образованными горячими низкоскоростными массами. Выше пока­ зано, что развитие апвеллинга в районе мощного Южно-Тихоокеанского суперплюма могло определять “консервативный” характер всей геодинамической эво­ люции Тихоокеанского сегмента. В фанерозойское время в условиях интенсивного тепломассопотока от ядра к поверхности обстановки для формирования континен­ тальной коры (автохтонно-аккреционный вариант) возникали лишь по периферии сегмента, а в его основной части шло непрерывное океаническое корообразование .

Предполагается, что компенсирующее погружение тихоокеанской литосферы в обрамлении океана реализуется сначала в виде субдукции, а при дальнейшем скучивании и уплотнении вещества - в виде его даунвеллинга в среднюю и нижнюю мантию (циркумтихоокеанские “литосферные кладбища”, по И. Фукао с соавтора­ ми). Правда, модель этого процесса пока еще недостаточно разработана, и по суще­ ству его связь с субдукцией основывается преимущественно на пространственной приуроченности к периферии Тихоокеанского пояса глубинных высокоскоростных аномалий .

В Индо-Атлантическом сегменте мантийный апвеллинг не столь мощный, ре­ ализующийся в виде серии “колонн разогрева”. Пережим “колонн разогрева” хо­ лодными массами, наблюдаемый на уровне средней мантии и раздела 2, ставит ряд вопросов, в частности вопрос об инверсионно-послойном распределении в мантии относительно холодных и горячих масс. Наличие в мантии бескорневых разогре­ тых объемов вещества, снизу и сверху экранируемых холодными массами, ее слои­ стая структура, прослеживающаяся (правда, в сглаженном виде) даже и в пределы суперплюма, позволяют предполагать сравнительно высокую латеральную под­ вижность мантийного вещества и существование тепломассопотоков, зарождаю­ щихся на различных глубинных уровнях. В целом в мантийной структуре Индо-Ат­ лантического сегмента обнаруживаются свидетельства как вертикального, так и горизонтального движения масс, сочетание которых и определяет, по-видимому, фанерозойскую эволюцию сегмента .

Африкано-Индийская система низкоскоростных аномалий, состоящая на уров­ не верхней мантии из меридиональной (Африканской) и широтной (Трансиндооке­ анской) частей, представляет собой второй по мощности суперплюм Земли. Оче­ видно, что с ним была связана дезинтеграция мезозойской Гондваны, начавшаяся в юре. Учитывая пространственно-структурную связь этого процесса с развитием “конвеерного” распада палеозойской Гондваны и его непрерывность начиная с ран­ него палеозоя, мы предполагаем единый механизм разрушения континентов южно­ го ряда при их прохождении через область суперплюма, соответствующий модели Д. Андерсона. При этом вдоль северного (в современных координатах) фронта су­ перплюма происходило формирование коллизионных складчатых сооружений в виде мощных зон тектонического скучивания, включивших фрагменты древней ли­ тосферы Гондваны и аккреционные комплексы разного возраста (каледонские, варисские, индосинийские, киммерийские, альпийские). Позднепалеозойско-мезозойский коллаж таких фрагментов обусловил появление “литосферного кладбища” Тетис под Альпийско-Гималайским поясом, которому отвечает широтная высоко­ скоростная аномалия в средней мантии [Fukao et al., 1994; Maruyama, 1994] .

Основные даунвеллинги Земли, с распространением высокоскоростных холод­ ных масс, пространственно соответствуют главным складчатым поясам: Тихооке­ анскому, Альпийско-Гималайскому и Центрально-Азиатскому. Они связываются предположительно со скучиванием и погружением субдуцированного материала в среднюю и даже нижнюю части мантии [Fukao et al., 1994]. На рис. 3 показано захо­ ронение таких высокоскоростных масс под Восточной Азией на уровне нижней мантии. Можно предполагать возникновение аномалии в результате даунвеллинга на месте палеозойских складчатых сооружений Центральной и Восточной Азии, претерпевших скучивание в течение венда и палеозоя (Центрально-Азиатский по­ яс и палеозойские сооружения в пределах Тихоокеанского пояса) .

По границе двух рассмотренных сегментов, в развитии микроплитных систем Западной Пацифики, намечается интерференция тихоокеанских и индо-атлантиче­ ских тенденций. С точки зрения сейсмотомографии микроплитные системы пред­ ставляют относительно поверхностные структуры, экранируемые снизу холодны­ ми массами циркумтихоокеанских “литосферных кладбищ”. В этих системах высо­ кий тепловой поток, активный вулканизм, высокая сейсмичность, значительные напряжения в литосфере, наличие изостатических аномалий отражают нестабиль­ ную геодинамическую обстановку. Анализ строения микроплитных систем [Моссаковский и др., 1998] свидетельствует о сложной кинематике мантийных масс, про­ никающих со стороны Инд о-Атлантического сегмента в пределы Тихоокеанского .

По-видимому, обратное направление движения масс существует в средней мантии, что согласуется с изложенной ранее концепцией послойного и разнонаправленно­ го течения вещества .

В целом же взаимопроникновение мантийных масс Индо-Атлантического и Ти­ хоокеанского сегментов развивается на фоне общей экспансии первого по отноше­ нию ко второму, которая может реализоваться по-разному: в виде включения аккре­ ционных сооружений Палеопацифики в состав континентальных плит северного ря­ да и их амальгамации, с образованием таких суперконтинентов, как Ларуссия, Евра­ зия и Лавразия; в виде крупномасштабного надвигания литосферы Северной и Юж­ ной Америк на восточную периферию Тихоокеанского сегмента (подтверждаемого материалами сейсмотомографии); в меньших масштабах - в виде тектонического “смешения” магм, имеющих источники индо- и тихоокеанского происхождения .

Таким образом, анализ рассмотренных сейсмотомографических материалов указывает не только на вертикальные, но и на латеральные перемещения масс гор­ ных пород мантии, происходящие автономно на определенных ее глубинных уров­ нях, что может свидетельствовать о существовании помимо вещественного также и тектонического расслоения глубоких недр Земли. Это позволяет распространить разработанное А.В. Пейве и его последователями учение о тектонической расслоенности литосферы практически на все глубинные оболочки Земли вплоть до ее ядра, т.е. понятие тектоносферы должно быть существенно расширено. Имеющи­ еся геофизические данные в целом не противоречат такой модели .

Сейсмические разделы в мантии при подобной постановке вопроса приобрета­ ют структурно-тектонический смысл и могут рассматриваться как глубинные “срывы”. Следует учитывать, конечно, что при различиях реологических свойств материала прямой аналогии между относительно поверхностными (кора и верхняя мантия) и глубинными срывами нет. Специального внимания заслуживает раздел 2 (мощностью около 500 км). Если правильны предложенные модели среды, то имен­ но на этом уровне контрастность скоростных аномалий оказывается минимальной, а их дисперсия максимальной. Поэтому мы рассматриваем границу средней и ниж­ ней мантии как зону интенсивного течения и гомогенизации вещества, маркирую­ щую отмеченный глубинный “срыв”. Представляется, что в случае подтверждения предложенной модели будут сняты многие геодинамические и палеомагнитные па­ радоксы, возникающие при анализе причинно-следственных связей в условиях вза­ имодействия верхних и нижних оболочек Земли в процессе фанерозойской истории ее развития .

Работа выполнялась при финансовой поддержке Российского фонда фундамен­ тальных исследований (грант 99-05-64039) .

ЛИТЕРАТУРА

Андерсон Д.А., Дзевонский А.М. Сейсмическая томография // В мире науки. 1984. № 12. С. 16-25 .

Диденко А.Н., Моссаковский А.А., Печерский Д.М., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Гео­ динамика палеозойских океанов Центральной Азии // Геология и геофизика. 1994. Т. 35, № 7/8 .

С. 59-75 .

Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Котов А.Б., Козаков И.К., Сальникова Е.Б. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Sm-Nd-изотопные данные // Геохимия. 1996. № 8 .

С. 699-712 .

Меланхолина Е.Н. Тектонические обстановки развития активных окраин запада Тихого океана // Гео­ тектоника. 1993. № 1. С. 79-85 .

Меланхолина Е.Н. Соотношение поверхностной и глубинной структуры северо-запада Тихого океана // Там же. 1996. № з. с. 67-81 .

Меланхолина Е.Н. Типы задуговых бассейнов востока Азии: Тектонические, магматические и геодинамические аспекты //Там же. 1998. № 6. С. 1-17 .

Моссаковский А.А., Перфильев А.С., Руженцев С.В. Фрагменты Палеопацифики в центре Евразиатского континента //Тектонические процессы. М.: Наука, 1989. С. 30-47 .

Моссаковский А.А., Пущаровский Ю.М., Руженцев С.В. Пространственно-временные соотношения структур тихоокеанского и индо-атлантического типов в позднем докембрии и венде // Докл. РАН .

1996. Т. 350, № 6. С. 799-802 .

Моссаковский А.А., Пущаровский Ю.М., Руженцев С.В. Крупнейшая структурная асимметрия Земли // Геотектоника. 1998. № 5. С. 3-18 .

Моссаковский А Л., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: Геодинамическая эволюция и история формирования //Т ам же. 1993. № 6. С. 3-31 .

Николаев А.В. Проблемы геотомографии. М.: Наука, 1997. С. 4-38 .

Печерский Д.М., Диденко А.Н. Палеозойский океан (петромагнитная и палеомагнитная информация о его литосфере). М.: ОИФЗ РАН, 1995. С. 2 .

Пущаровский Ю.М. Сейсмостратиграфия и структура мантии: тектонический ракурс// Докл. РАН. 1996 .

Т. 351, № 6. С. 806-809 .

Пущаровский Ю.М., Меланхолина Е.Н. Тектоническое развитие Земли: Тихий океан и его обрамление .

М : Наука, 1992. 263 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 473) .

Пущаровский Ю.М., Новиков BJI., Савельев А.А., Фадеев В.Е. Гетерогенность мантии и конвекция // Геотектоника. 1989. № 5. С. 3-13 .

Пущаровский Ю.М., Пущаровский Д.Ю. Геосферы мантии Земли //Т ам же. 1999. № 1. С. 3-14 .

Руженцев С.В., Диденко А.Н. Тектоника и геодинамика Полярного Урала // Тектоника и геодинамика:

Общие и региональные аспекты. М.: Геос, 1998. Т. 2. С. 133-135 .

Руженцев С.В., Моссаковский А.А. Геодинамика и тектоническое развитие палеозоид Центральной Азии как результат взаимодействия Тихоокеанского и Индо-Атлантичекого сегментов Земли // Геотекто­ ника. 1995. № 4. С. 29-47 .

Хайн В.Е. Расслоенность Земли и многоярусная конвекция как основа подлинно глобальной геодинамической модели //Докл. АН СССР. 1989. Т. 303, № 6. С.1437-1440 .

Хайн В.Е., Зверев А.Т. Динамика литосферы и сейсмотомография // Природа. 1991. № 4. С. 32-39 .

Anderson D.L. Hot spots, polar wander, mesozoic convection, and the geoid // Nature. 1982. Vol. 297, № 5900 .

P. 391-393 .

Anderson D.L. Thermally induced changes, lateral heterogeneity of the mantle, continental roots, and deep slab anomalies // J. Geophys. Res. 1987. Vol. 92, N B13. P. 13968-13980 .

Audley-Charles M.G., Ballantyne P.D., Hall R. Mesozoic-Cenozoic rift - drit sequence of Asian fragments of Gondwanaland/ / Tectonophysics. 1988. Vol. 155, N 1/4. P. 317-330 .

Dalziel J.W.D. Pacific margins of Laurentia and East Antarctica - Australia as a conjugate rift pair: Evidence and implications for an Eocambrian supercontinent. // Geology. 1991. N 19. P. 598-601 .

Dziewonski A., Woodhause J.H. Three-dimensional Earth structure and mantle convection // XXVIII Intern. Geol .

Congr. Abstr. 1989. Vol. 1. P. 421-428 .

Forte A.M., WoodwardR.L., Dziewonski A.M. Joint inversions of seismic and geodynamic data for models of threedimensionl mantle heterogeneity // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B11. P. 21857-21877 .

Fukao Y., Maruyama S., Obayashi M., Inoue H. Geologic implication of the whole mantle P-wave tomography // J .

Geol. Soc. Jap. 1994. Vol. 100, N 1. P. 4-23 .

Kendall J.-M., Shearer P.M. Lateral variations in D" thickness from long-period shear wave data//J. Geophys. Res .

1994. Vol. 99, N В 6. P. 11575-11590 .

Larson R.L. Latest pulse of Earth: Evidence for a mid-Cretaceous supeiplume // Geology. 1991. Vol. 19, N 6 .

P. 547-550 .

Loper D.E., Lay T. The core-mantle region // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100, N B4. P. 6397-6420 .

Machetel P., Weber P. Intermittent layered convection in a model mantle with an endothermic phase change at 670 km // Nature. 1991. Vol. 350, N 6313. P. 55-57 .

Mammerickx J., Sharman G.F. Tectonic evolution of the North Pacific during the Cretaceous quiet period // J .

Geophys. Res. 1988. Vol. 93, N B4. P. 3009-3024 .

Maruyama S. Pluyme tectonics // J. Geol. Soc. Jap. 1994. Vol. 100, N 1. P. 24-49 .

McNutt M X., Judge A.V. The Superswel and mantle dynamics beneath the South Pacific // Science. 1990. Vol. 248, N 5. P. 969-975 .

Montagner J.-P., Tanimoto T. Global upper mantle tomography of seismic velocities and anisotropies / / J. Geophys .

Res. 1991. Vol. 96, N В12. P. 20337-20351 .

Olson P. Fate of subducted lithosphere // Nature. 1988. Vol. 331, N 6152. P. 113-114 .

Pikering K.T., Smith A.G. Arcs and backarcs basins in early paleozoic, Japetus ocean // Island Arcs. 1995. Vol. 4 .

P. 1-67 .

Rogers JJ. A history of continents in past three billion years // J. Geol. 1996. Vol. 104, N 1. P. 91-107 .

Scotese Ch.P. Continental drift: The paleomap project. 1994. 75 p .

Scotese Cl.R., McCerrow W.S. Revised world map and introduction // J. Geol. Soc. 1990. № 12. P. 1-21 .

Storey B.C. The role of mantle plumes in continental breakup: Case histories from Condwanaland // Nature. 1995 .

Vol. 377, N 6547. P. 301-308 .

Su W. T., Woodward R.L., Dziewonski A. Degree 12 model of shear velocity heterogeneity in the mantle // J .

Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B4. P. 6945-6980 .

Torsvic T.N., Smethurst M.A., Van der Voo R., Trench A., Abrahamsen N.. Halvorsen A. Baltica: A synopsis of Vendian-Permian paleomagnetic data and their paleotectonic implication // Earth-Sci. Rev. 1992. Vol. 33, N 2 .

P. 133-152 .

Torsvik T.H., Roberts D., Sturt BA. Baltica-Siberia connection challenges traditional tectonics notions // Eos. 1994 .

Vol. 75, N 40. P. 461-462 .

Zhang Y.-S., Tanimoto T. High-resolution global mantle structure and plate tectonics / / J. Geophys. Res. 1993. Vol .

98. N B6. P. 9793-9823 .

Ziegler PA. Evolution of Laurusia. L.: Kluwer, 1989. 189 p .

АКТИВНАЯ ТЕКТОНИКА И ГЕОЭКОЛОГИЯ

В.Г. Трифонов Геологический институт РАН

ВВЕДЕНИЕ

Термин “активная тектоника” был введен [Active tectonics, 1986] по аналогии с ранее утвердившимся термином “активный разлом” для обозначения тектониче­ ских проявлений, имеющих место сейчас или ожидаемых в ближайшем будущем .

Из-за неравномерности проявлений тектонических движений необходимо исследо­ вать некий максимально приближенный к современности временнбй интервал раз­ вития структуры и, в частности, разлома, чтобы оценить параметры их активности .

Разные исследователи принимают разную длительность этого интервала: от голо­ цена [Allen, 1975] до примерно 400 тыс. лет [Nikonov, 1995]. На основе исследова­ ний, специально выполненных на западе США и в Альпийско-Гималайском поясе, мы пришли к выводу, что в подвижных поясах необходимым и достаточным интер­ валом времени является поздний плейстоцен-голоцен, т.е. примерно последние 100 000 лет [Трифонов, 1983; Trifonov, Machette, 1993]. В слабо подвижных и, в ча­ стности, платформенных областях, где проявления активности редки и малы по ам­ плитудам, для оценки активности приходится включать в исследуемый интервал и средний плейстоцен, т.е. принимать его в объеме последних 700 000 лет [Трифонов и др., 1993] .

Время проявления активных тектонических процессов (конец плейстоцена и голоцен) совпадает с временем возникновения Homo sapiens, становления и разви­ тия человечества. Геоэкологическая обстановка его существования складывается из фоновых природных условий (к которым мы приспособились и привыкли) и их изменений. Последние могут быть результатом как естественных вариаций при­ родной среды, так и наших воздействий на нее, а часто комбинацией того и друго­ го. Именно такие изменения имеют в виду, когда говорят об ухудшении или улуч­ шении геоэкологической обстановки. Сейчас и в научных публикациях, и в средст­ вах массовой информации основное внимание обращено на воздействия социально­ хозяйственной деятельности на среду обитания. Собственно природным процессам как геоэкологическому фактору уделяется меньше внимания, и оно обращено, пре­ жде всего, на быстро проявляющиеся природные катастрофы (землетрясения, оползни, наводнения к т.п.). В предлагаемой статье обсуждаются природные воз­ действия на среду обитания человека, связанные с современными и недавними тек­ тоническими (геодинамическими) процессами, причем основное внимание обраща­ ется не столько на отдельные быстро протекающие природные катастрофы, сколько на более слабые длительные воздействия и совокупности катастроф. Та­ кие длительное протекающие изменения оказывали и сохраняют способность ока­ зывать существенное влияние на развитие человечества, причем не только отрица­ тельное, но и положительное. Но оценить их (имея в виду последующее прогнози­ рование) можно лишь в исторической ретроспективе .

В статье рассматриваются воздействия на жизнедеятельность людей следую­ щих групп процессов и их последствий, прямо или косвенно связанных с тектони­ кой: активность разломов, проявляющаяся как в смещениях земной поверхности, так и в распределении геохимических аномалий и источников подземных вод; силь­ ные землетрясения и извержения вулканов; изменения климата. С ними связано большинство экзогенных геологических явлений. Рассмотрение климатических из­ менений в ряду геодинамических явлений требует пояснения. Многие исследовате­ ли связывают крупнейшие из них с изменением интенсивности солнечной радиа­ ции, а более частные вариации - с изменениями угла наклона оси вращения Земли к плоскости эклиптики. Не отрицая возможности таких изменений, отметим следу­ ющее. Плиоцен-четвертичное время, характеризующееся оледенениями, выделя­ ется, подобно другим теократическим эпохам (пермь, ранний девон, самый поздний докембрий), обилием гор и минимумом трансгрессиий, лишь отчасти обусловлен­ ным концентрацией воды в ледниках. Геократизм, определяемый эндогенными те­ ктоническими процессами [Трифонов, 1990а], увеличивает теплоотдачу планеты и контрастность климатической зональности, влияя на испарение, направление и влагонасыщенность воздушных потоков. При обилии гор и высоком стоянии мате­ риков возрастает интенсивность эрозии и соответственно выветривания, которое потребляет С 0 2, снижая тем самым парниковый эффект и температуру поверхно­ сти в глобальном масштабе. Следует иметь в виду также возрастание доли субаэральных вулканических извержений. Эксплозивные извержения влияют на погоду, а эпоха их усиления - на климат, что связано с выбросом в атмосферу С 0 2 и пепла .

Первое повышает парниковый эффект, а второе уменьшает достигающее поверх­ ности солнечное излучение. По-видимому, выбросы пепла оказывают больший эф­ фект, поскольку после сильнейших исторических эксплозивных извержений в те­ чение 1-2 лет отмечалось глобальное охлаждение погоды, а стадии усиления экс­ плозивного вулканизма на Камчатке совпадают, по данным И.В. Мелекесцева [1980], с ледниковыми эпохами. Наконец, нельзя исключить и того, что сильней­ шие землетрясения могли изменять угол наклона земной оси к плоскости эклипти­ ки, оказывая влияние и на этот фактор. Все сказанное дает основание рассматри­ вать климатические изменения в ряду современных геодинамических процессов .

Для исследования причин новейшего и, в частности, активного тектогенеза В.С. Пономарев и автор [Пономарев, Трифонов, 1987; Трифонов, Пономарев, 1990] ввели понятие тектодинамической, или тектонической, системы. Это совокупность природных процессов, взаимосвязанных в определенном объеме геологической среды и прямо или косвенно приводящих к движению литосферы и развитию в ней тектонических структур. С другой стороны, тектонические системы - это системы структурных напряжений, возникающие на разных уровнях организации геологи­ ческой среды при нарушении равновесного состояния по любому из параметров, характеризующих систему как,термодинамическую. Мерой ранга тектонической системы служит размер области, в которой замыкаются структурные связи между элементами системы. В этом смысле можно говорить о системах глобальной и ло­ кальных разных рангов. Подобный подход был использован и для анализа неблаго­ приятных геодинамических воздействий на среду обитания [Трифонов, 1990 б]. Бы­ ло показано, что современные эндогенные и экзогенные процессы, оказывающие такие воздействия, взаимосвязаны в рамках сложных открытых систем, где опреде­ ляющими факторами являются параметры геологической среды и особенности но­ вейшей и, прежде всего, активной тектоники. Взаимодействие процессов может приводить, в частности, к тому, что некое геодинамическое явление (например, зе­ млетрясение) умеренной силы возбуждает иные процессы и приводит к явлениям (оползневым, гидрогеологическим и др.), в сочетании с которыми создает эффект природной катастрофы. Пример тому - Гиссарское землетрясение 9 февраля 1989 г. с магнитудой 5,5 в Таджикистане, при котором погибло более 250 человек .

Поскольку цель этой статьи - исследовать воздействие геодинамических про­ цессов на развитие человеческих сообществ, рассматриваемые системы взаимодей­ ствующих процессов должны включать процессы как природные, так и социальноэкономические, протекающие по различным законам. Такой подход в полной мере применим и к анализу последствий природных катастроф, которые понимаются как сильные отрицательные воздействия тех или иных природных явлений или их сочетаний на жизнедеятельность людей в конкретной социально-экономической ситуации, которая и определяет в значительной мере масштаб катастрофы и ее по­ следствия. Справедливость последнего может быть наглядно продемонстрирована последствиями двух землетрясений почти одинаковой магнитуды: Спитакского 1988 г. и Сан-Франциского 1989 г. При первом погибли десятки тысяч человек, а последствия разрушения, обусловленные в значительной мере некачественным строительством, не ликвидированы полностью, несмотря на международную по­ мощь, до сих пор из-за экономических трудностей в посткоммунистической Арме­ нии и блокады, связанной с Карабахским конфликтом. Второе землетрясение поч­ ти не сопровождалось человеческими жертвами, а масштабы разрушения были су­ щественно скромнее .

Рамки статьи не дают возможности обсудить многие аспекты геоэкологиче­ ских воздействий активной тектоники. Будет рассмотрена лишь территория от Греции до Средней Азии и Западной Индии, называвшаяся в древности Восточ­ ной Ойкуменой, где выявлены древнейшие свидетельства производящей эконо­ мики, городов и государств. При этом из многих исторических явлений, интерес­ ных для обсуждаемой проблемы, выбраны становление земледелия и крупней­ шие социально-политические кризисы, имевшие место в истории населения ука­ занного региона .

СТАНОВЛЕНИЕ ЗЕМЛЕДЕЛИЯ

Возникновение земледелия и скотоводства, т.е. производящей экономики, яви­ лось важнейшим рубежом в развитии человечества, часто называемым неолитиче­ ской революцией. Переход к земледелию определялся взаимодействием ряда соци­ ально-технологических и природных факторов. Важнейшими из них были: потреб­ ность в дополнительных источниках питания, достаточно развитая форма органи­ зации общества, овладение необходимыми технологическими навыками жизне­ обеспечения, подходящие климатические и ландшафтные условия, наличие диких растений, пригодных для искусственного воспроизведения с достаточно высокой продуктивностью .

Археологические исследования обнаружили признаки древнейшего земледе­ лия, относимые, по данным радиоуглеродного датирования, к УШ-VII тысячелети­ ям до н.э. Выявленные поселения группируются в широкую выпуклую на север ду­ гу, обрамляющую Аравийскую плиту и нередко называемую “плодородным полу­ месяцем”. Они охватывают: Восточное Присредиземноморье в пределах Израиля, Ливана, Западной Сирии, Южной и Юго-Восточной Турции, Северную Месопота­ мию, предгорья и долины Внешнего Загроса в пограничных областях Ирана и Ира­ ка (рис.1) .

Переход к земледелию детально изучен на территории Израиля и соседней ча­ сти Иордании. Здесь в конце XI - начале X тысячелетий до н.э. формируется натуфийская позднемезолитическая культура, следы которой раскопаны в Иерихоне, Эйнане (Айн Меллаха) и Бейде [Мелларт, 1981]. Это были стационарные поселе­ ния с десятками жилищ. Хотя основными средствами пропитания оставались охота и местами рыболовство, важным источником стало собирательство диких съедоб­ ных растений. Согласно приводимым Е.В. Антоновой [1982] сведениям, оно могло быть весьма продуктивным, ибо даже сейчас в Галилее в дождливый сезон дикие эммер и ячмень дают урожай 5-8 ц/га. Об интенсивном собирательстве свидетель­ ствуют находки серпов и микролитических вкладышей к ним, ступок и пестиков, зернотерок и курантов, а также обмазанных ям для хранения припасов. Натуфийская культура, прогрессировавшая вначале, позднее испытала застой: поселения Эйнан и Бейда были покинуты, а в Иерихоне ранние достижения в дальнейшем не претерпели изменений .

Главный шаг в переходе к производящей экономике был сделан в следую­ щую эпоху докерамического неолита А (8,5-7,5 тыс. лет до н.э.), развившегося непосредственно из натуфийской традиции [Мелларт, 1982; Marchetti, Nigro, 1997а, Ь]. Считается почти несомненным, что наряду с собирательством широкое распространение приобрело возделывание пшеницы-двузернянки (эммера) и яч­ меня. Но данных об одомашнивании животных нет; источником мяса оставалась охота. Маленький натуфийский Иерихон превращается в большой поселок чис­ ленностью не менее 2000 жителей. Показательно сооружение в нем в начале VIII тысячелетия до н.э. круглой каменной башни, вероятно, оборонительного назна­ чения. Это не спасло, однако, от того, что в середине VIII тысячелетия в Иери­ хоне утверждается новое население, характеризуемое инвентарем и типом по­ строек докерамического неолита В и пришедшее, по мнению Дж. Мелларта [1982], с севера, где в это время существовали сходные культуры (Рас-Шамра на северо-западе Сирии и, возможно, Чатал-Хююк и Хаджилар в Южной Анато­ лии). Докерамический неолит В обнаруживает достаточно определенные при­ знаки земледелия и одомашнивания животных .

Примерно 6 тыс. лет до н.э. в Иерихоне докерамический неолит сменился ке­ рамическим. При этом “в Палестине еще нигде не установлена преемственность до­ керамического и керамического периодов, зато в Сирии и Ливане собрано доста­ точно материала для того, чтобы установить такую связь” [Мелларт, 1982]. Пере­ ход от культуры натуфийского типа к докерамическому неолиту зафиксирован в Ябруде (Антиливан). Те же черты обнаружила британская экспедиция Э. Мура при раскопках телля Абу Хурейра [Антонова, 1982]. Начало использования злаков от­ носится к IX-VIII тысячелетиям до н.э. В VII тысячелетии здесь возделывали эм­ мер и двурядный ячмень .

В Южной Анатолии древнейшие признаки земледелия обнаружены при рас­ копках небольшого поселения Хаджилар. В его слое V, датируемом границей VIII и VII тысячелетий до н.э., обнаружены остатки двурядного пленчатого ячменя, эм­ мера, пшеницы-однозернянки и чечевицы при отсутствии данных о домашних жи­ вотных, кроме собаки [Мелларт, 1982]. На юго-востоке Анатолии не обнаружено следов культур типа натуфийской. Докерамический неолит с древнейшими свиде­ тельствами земледелия датируется серединой VII тысячелетия до н.э. и представлен поселениями Чайону [Антонова, 1982], Джан Хасан Ш и древнейшими слоями Чатал Хююка в долине Конья [Мелларт, 1982]. В более поздних слоях крупнейшего поселения Чатал Хююк, просуществовавшего без малого тысячу лет, обнаружены следы возделывания зерновых (эммер, однозернянка, голозерный ячмень, горох, вика) и масличных (крестоцветные, миндаль, фисташка) растений, а также крапив­ ного дерева, возможно, использовавшегося для изготовления вина .

На северо-западе Внешнего Загроса следы поздней мезолитической культуры с ямами для хранения запасов и каменным инвентарем для интенсивного собира­ тельства и, возможно, земледелия обнаружены в пещере Шанидар и соседнем посе­ лении Зави Чеми. В нижнем слое Зави Чеми с радиоуглеродной датой 10,85 тыс .

лет (граница X и IX тысячелетий до н.э.) найдены признаки доместикации овцы [Мелларт, 1982]. Более поздний докерамический неолит представлен поселением Шимшара и нижними горизонтами Джармо. В этих слоях, относимых к началу VII тысячелетия до н.э., зафиксированы возделывание эммера, однозернянки, двуряд­ ного ячменя, гороха, чечевицы, синей вики, использование фисташки и желудей, доместикация козы и собаки .

В более юго-восточной части Внешнего Загроса (бассейн Керхе и соседние районы Хузистана) развитие производящей экономики прослежено раскопками па­ мятников Бус Морде, Али Кош, Тепе Гуран, Тепе Асьяб, Тепе Сараб, Гандж Дере и др. [Антонова, 1982]. Поселение Гандж Дере в 37 км восточнее г. Керманшаха, су­ ществовавшее с середины IX до конца VIII тысячелетий до н.э., проливает свет на этот переход. Охота оставалась важным занятием в течение всего времени сущест­ вования поселения; но если в нижнем слое Е представлены лишь кости диких жи­ вотных и нет зернотерок, то в следующем слое D появляются вкладыши серпов, зернотерки, каменные сосуды; жители собирали и, возможно, возделывали одно­ зернянку и ячмень. В верхних слоях обнаружены древнейшие глиняные кувшины .

Ранний неолит Хузистана (с конца VIII до середины VI тысячелетий до н.э.), Рис. 1. А к т и в н ы е р а з л о м ы [T rifo n o v e t a l.f 1994, 1996] и д р е в н е й ш и е з е м л е д е л ь ч е с к и е п о ­ с е л е н и я Б л и ж н е г о и С р е д н е г о В о с т о к а [ М е л л а р т, 1982; А н т о н о в а, 1982; З а б л о ц к а, 1989] 1-8 - морфология активных разломов (слева достоверных, справа предполагаемых): 1 - сбросы, 2 - надвиги и взбросы, 3 - раздвиги; 4 - сдвиги, 5 - флексуры, 6 - разломы с неизвестным типом сме­ щения, 7 - поверхностные продолжения глубинных сейсмофокальных зон субдукции, 8 - скрытые разломы, выраженные на поверхности лишь косвенными признаками; 9,10 - возраст последних проявлений активности разломов: 9 - средний плейстоцен, 10 - поздний плейстоцен и голоцен, включая современность; 11-13 - средние скорости движений по разломам, мм/год: 11 - V ^ 5,12 - 1 ^ V 5; 13

- V \ \ 14 - древнейшие земледельческие поселения (цифры на карте): 1 - Айн Меллаха (Эйнан); 2 Али Кош, 3 - Бейда, 4 - Бус Морде, 5 - Гандж Дере, 6 - Джармо, 7 - Джебел Магзалия, 8 - Иерихон, 9 - Рас-Шамра (Угарит), 10 - Тепе Асьяб, 11 - Тепе Гуран, 12 - Тепе Сараб, 13 - Хаджилар, 14 - Чатал-Хююк, 15 - Шанидар и Зави-Чеми, 16 - Шимшара, 17 - Ябруд бывший периодом становления и развития неполивного земледелия и одомашнива­ ния козы [Антонова, 1982], разделяется на три фазы. Экономика первой фазы Бус Морде (конец VIII - начало VII тысячелетий) основывалась на охоте, рыболовстве и собирательстве; но уже начали возделывать эммер и двурядный ячмень и есть указания на начало доместикации козы и овцы. В следующую фазу Али Кош (VII тысячелетие) домашние козы стали основным источником мяса. Во второй полов­ ине Vin тысячелетия до н.э. появляется первая нерасписная керамика [Мелларт, 1982] .

В Северной Месопотамии докерамический неолит, датируемый VIH-VII тыся­ челетиями до н.э., представлен поселением Джебел Магзалия возле г. Синджар на крайнем северо-западе Ирака [Антонова, 1982]. Сходство каменного инвентаря с таковым одновозрастных горизонтов Джармо и Шимшары дает основание предпо­ лагать, что поселение было основано выходцами из этих более обводненных рай­ онов, уже освоивших земледелие. Обнаружены фрагменты серпов, зернотерки, пе­ сты, следы возделывания эммера и пленчатого ячменя .

Итак, первые признаки появления земледелия, датируемые самым началом го­ лоцена - второй половиной IX тысячелетия до н.э., обнаружены в Иерихоне и, воз­ можно, Северо-Западном Загросе. К VIII и началу VII тысячелетий до н.э. относят­ ся первые свидетельства земледелия в других упомянутых районах “плодородного полумесяца”. Во всех случаях, где удалось исследовать переход от доземледельческих культур к земледельческим, засвидетельствована подготовленность к такому переходу, сложившаяся в эпоху интенсивного собирательства диких растений и представленная стационарными поселениями, каменным инвентарем и технологи­ ческими приемами, необходимыми для земледелия. Обратимся теперь к геодинамическим условиям обсуждаемого перехода и, прежде всего, к климату .

А. Тойнби [1991] сформулировал историческую концепцию “вызова-и-ответа”, согласно которой радикальный прогресс в развитии того или иного человеческого сообщества трактовался как реакция на серьезные трудности, создаваемые для не­ го соседними сообществами или изменением природных условий. Возникновение земделелия, согласно этой концепции, явилось ответом древних охотников и соби­ рателей на резкую аридизацию, наступившую в связи с таянием позднеплейстоце­ новых ледников. Фундаментальные исследования А. Хоровица [Horowitz, 1979] по палеогеографии позднего плейстоцена и голоцена района Мертвого моря и долины Иордана, казалось бы, в общем виде доказывали приуроченность плювиалов к лед­ никовым эпохам, а интерплювиалов - к межледниковым эпохам и голоцену. Одна­ ко дальнейшие исследования [Leroi-Gourhan, Darmon, 1987] скорректировали эту схему, показав более сложный характер климатических изменений. Оказалось, что в конце ледниковой эпохи (15-12,5 тыс. лет до н.э.) господствовали аридные усло­ вия. Во время мезолитической культуры “геометрического” кебария (12,5-10,5 тыс. лет до н.э.) произошла заметная гумидизация, возможно, соответствующая по­ теплению беллинг в ледниковых областях и выразившаяся в палинологических спектрах долины Иордана появлением до 4-10% древесных форм. Новая фаза гумидизации (до 6% древесных в палинологических спектрах), возможно, коррелирующаяся с потеплением аллеред, совпадает с ранним натуфием (10-9 тыс. лет до н.э.). Последующая прогрессирующая аридизация объясняет застойный характер этой культуры. В эпоху докерамического неолита, когда осуществился переход к земледелию, произошла дальнейшая гумидизация климата: в интервале 8,3-8 тыс .

лет до н.э. снизу вверх содержание древесных форм в спектрах возрастает до 10-15% и появляются водные растения (2-3%), а затем, в интервале 8-7,5 тыс. лет, после небольшого спада отмечается новая волна гумидизации, при которой содер­ жание древесных форм в спектрах достигает 15-20%, а водных растений - 10-15% .

В Ливане и Западной Сирии сухой климат ледниковой эпохи сменился увлаж­ нением в эпоху дегляциации, причем во все этапы голоцена условия были более влажными, чем в Израиле [Horowitz, 1979; Мурзаева, 1991]. В районах впадины Эль-Габ и г. Алеппо на северо-западе Сирии древесная растительность начала рас­ пространяться около 9 тыс. лет до н.э., и примерно 8 тыс. лет до н.э. влажность до­ стигла современного уровня и установился устойчивый лесной покров [Zeist, Woldring, 1978; Ван Зейст, Боттема, 1985] .

Юг Турции в голоцене отличался относительной аридностью, хотя, вероятно, стал влажнее, чем в ледниковую эпоху. В районе оз. Сегют на западе Тавра 7 тыс .

лет до н.э. фиксируется начало распространения лесной растительности, но проте­ кало оно из-за сухости медленно; только к I тысячелетию до н.э. влажность достиг­ ла современного уровня, и сосна стала преобладающим видом [Ван Зейст, Боттема, 1985]. В долине Конья 8 тыс. лет до н.э. отмечается небольшая трансгрессия озера, а 6 тыс. лет до н.э. озеро пересохло, и на его поверхности отлагался аллювий и рас­ пространилась сухостепная растительность [Мурзаева, 1991]. В целом, климат Юж­ ной Турции стал существенно более влажным лишь в последние тысячелетия [Zeist, Woldring, 1978] .

Для понимания климатических изменений на границе плейстоцена и голоцена в Северо-Западном Загросе-принципиальное значение имеют разрезы оз. Зерибар и их палинологические спектры [Ван Зейст, Боттема, 1985]. Они показали в интер­ вале 9,5-4,3 тыс. лет до н.э. увлажнение и постепенное распространение лесов, при­ шедших на смену пустынно-степной растительности предшествовавшей леднико­ вой эпохи. Современный лесной покров с преобладанием дубов установился около 3,5 тыс. лет до н.э. Согласно данным, приведенным В.Э. Мурзаевой [1991], в интер­ вале 12-8 тыс. лет до н.э. в районе озера происходили потепление и увлажнение, распространилась степная растительность, появились деревья, а горные раститель­ ные пояса сместились вверх. В интервале 8-4 тыс. лет до н.э. температура повыси­ лась, хотя и не достигла современного уровня, а влажность возросла; в озере рас­ пространились теплолюбивые формы, а в окрестностях - саванна с участием дуба .

Позднее гумидность возросла, и саванна превратилась в современный дубовый лес .

О климатических изменениях в более южных районах Загроса и его предгорь­ ях можно судить по литологии и палинологии скважин Персидского залива [Мур­ заева, 1991]. 10-8 тыс. лет до н.э. было аридно. В бореале (около 7 тыс. лет до н.э.) стало менее аридно, и в атлантический период наступили гумидные условия. В дальнейшем фиксируются колебания на фоне в общем более гумидных условий, чем в бореале .

Итак, во всех районах “плодородного полумесяца", где зафиксированы древ­ нейшие следы возникновения земледелия, этому сопутствовало улучшение клима­ та на границе плейстоцена и голоцена, увлажнение при достаточно высоких темпе­ ратурах. Увлажнение фиксируется и в большинстве соседних регионов. Так, во впа­ дине Систан на юго-западе Афганистана восстановление муссонной циркуляции обусловило 7-4,5 тыс. лет до н.э. влажный и сравнительно прохладный климат;

лишь позднее начались быстрое потепление и аридизация [Мурзаева, 1991] .

В Северной Африке переход от плейстоцена к голоцену проявился значитель­ ной миграцией климатических зон [Petit-Maire, Page, 1992]. Если в эпоху максимума последнего оледенения около 18 тыс. лет до н.э. пустыня распространялась на юг до 13° с.ш., то позднее ее граница с саванной сместилась на 1000 км к северу и око­ ло 6 тыс. лет до н.э. достигла 22-23° с.ш. Многочисленные озера и болота сущест­ вовали во всей Сахаре, будучи скрыты при последующей аридизации активными песчаными дюнами, способными развиваться лишь при количестве осадков не вы­ ше 150 мм/год. Данные о раннеголоценовой (8-7 тыс. лет до н.э.) гумидизации име­ ются и для Западной пустыни Египта (оазис Дахла). Б. Барич [Barich, 1995], выпол­ нивший детальные археоландшафтные исследования в оазисе Фарафра (Западная пустыня), отмечает начало гумидизации, проявлявшееся, по его мнению, нерегу­ лярными дождями, около 8 тыс. лет до н.э. Более регулярное обводнение имело ме­ сто в интервалах 7-5 тыс. и 3,9-2,9 тыс. лет до н.э., после чего произошла аридизадая. О раннеголоценовом увлажнении свидетельствует в какой-то мере слой сапро­ пеля в Восточном Средиземноморье с возрастом около 6,6 тыс. лет до н.э. [Fontugne et al., 1991]. Скорее всего, он связан с массовой гибелью микроорганизмов из-за проникновения в бассейн большого количества пресных или опресненных вод. Их основным источником, вероятно, был Нил, обводненность которого достигла мак­ симума 6,6-6 тыс. лет до н.э. Определенную роль могли сыграть и сток опреснен­ ных черноморских вод по Босфору, установившийся в самом конце VII тысячеле­ тия до н.э., и общее послеледниковое повышение уровня Средиземного моря, кото­ рое происходило особенно интенсивно примерно в то же время [Piazzano, 1997] и приводило к обогащению бассейна органическим материалом затопляемых побе­ режий .

Ситуация в районе Красного моря восстановлена по колонкам морских сква­ жин, геоморфологии, палеонтологии и палинологии прибрежной области [Taviani, 1995]. Поскольку Баб-эль-Мандебский пролив имеет глубину не более 137 м, паде­ ние уровня Мирового океана в эпоху последнего оледенения на величину 60-120 м ограничило проникновение свежих океанских вод, а прибрежная область отлича­ лась крайне сухими условиями. Засоление моря превысило 50%, и нормальная био­ логическая жизнь в море прервалась. Изменение условий 9-8 тыс. лет до н.э. отме­ чено слоем сапропеля, фиксирующего проникновение свежих морских вод и увели­ чение количества атмосферных осадков, которое привело к появлению стока по ныне пересохшим рекам и выносу ими органического материала. Влажный период продолжался с 9-8 тыс. до 4-3 тыс. лет до н.э. Он коррелируется со временем вы­ сокого уровня озер в Нубийской пустыне. Гастропода Terebralia, обитавшая в ман­ гровых лесах по берегам моря, указывает на существенное опреснение вод. Она от­ сутствует в современных редуцированных мангровых лесах типа Avicennia, приспо­ собленных к более соленым условиям современного аридного климата .

Таким образом, гумидизация на границе плейстоцена и голоцена характерна и для регионов, сопредельных с “плодородным полумесяцем”, и отражает глобаль­ ное изменение климата. Дегляциация и связанное t ней постепенное увлажнение, нередко сопровождавшееся потеплением, начались в разных местах в разное вре­ мя. Например, в Северо-Западном Загросе и районе Мертвого моря они заметны уже 12 тыс. лет до н.э., когда в Персидском заливе и Красном море еще сохранял­ ся сухой климат ледниковой эпохи. К началу атлантического оптимума благопри­ ятные климатические условия сложились и в регионах к северу от плодородного полумесяца. И характерно, что именно к этому времени - началу VI тысячелетия до н.э. - относятся первые признаки проникновения земледелия в Северный Иран и Южную Туркмению [Массон, 1971] и Карпато-Балканский регион (прежде всего в Македонию и Фессалию, затем на юг в Центральную Грецию и на север в Болга­ рию и далее до Карпат) [Мелларт, 1982] .

Основные пункты, где зафиксированы древнейшие следы земледелия в “плодо­ родном полумесяце”, достаточно определенно тяготеют к крупным зонам актив­ ных разломов, обрамляющих Аравийскую плиту (см. рис. 1) [Trifonov et al., 1994, 1996]. На западной границе плиты это Левантская левосдвиговая зона, к грабенам которой приурочены Мертвое море, долина Иордана и впадина Эль-Габ, и кулисно подставляющая ее на севере Восточно-Анатолийская зона с оперяющими ее нару­ шениями. Вдоль северо-восточной границы плиты проходит Главный современный разлом Загроса - правый сдвиг, кулисно подставляемый на северо-западе восточ­ ным окончанием крупнейшей Северо-Анатолийской правосдвиговой зоны. На юго-востоке Главный современный разлом, вероятно, продолжается Дена-Казерун-Боразджанской системой разломов и рядом других активных разломов мериди­ онального и северо-северо-западного простираний, также с преобладающей право­ сдвиговой компонентой смещений. С ними сочетаются активно развивающиеся продольные надвиги, взбросы, флексуры и молодые складки Внешнего Загроса вовлеченной в орогенез части Месопотамского передового прогиба, заложенного на бывшей континентальной окраине Аравийской плиты. На ее северном обрамле­ нии, в Юго-Восточной Турции сейчас продолжается поддвиг северного окончания Месопотамского прогиба под тектонические зоны Альпийско-Гималайского пояса, а перед его фронтом, на самом юге Турции и северо-востоке Сирии, сложно соче­ таются продолжения активных нарушений северо-западного и северо-восточного обрамлений плиты и развивается зона краевых складок, тождественных складкам Внешнего Загроса .

Активная складчато-разломная тектоника региона предопределила ряд его ландшафтных особенностей, благоприятствовавших возникновению земледелия .

Это, прежде всего, наличие межгорных впадин и предгорных равнин с плодородны­ ми почвами на мощном аллювии. Соседние горные хребты служили барьерами для влажных воздушных течений, способствуя выпадению осадков. Впадины и равни­ ны орошались реками, сравнительно небольшими, но достаточно полноводными и удобными для отвода вод на поля. Непосредственно вдоль активных разломов не­ редко располагались источники подземных вод, обеспечивавшие население водой в эпохи относительной аридизации и засушливые сезоны. Такой источник до сих пор функционирует в Иерихоне. Весьма характерны они и для других активных разло­ мов Левантской зоны, а также Загроса и Юго-Восточной Анатолии .

Н.И. Вавилов [1935, 1965] исследовал области распространения диких предков культурных растений, очертил и охарактеризовал их ареалы. “Плодородный полу­ месяц” попал в Юго-Западноазиатский центр происхождения культурных растений, где были обнаружены дикие предки всех растений, культивировавшихся ранними земледельцами. При этом подчеркивалось “совпадение ареалов первичного формо­ образования для многих видов и даже родов. В ряде случаев можно говорить об од­ них и тех же ареалах буквально десятков видов. Географическое изучение привело к установлению целых культурных самостоятельных флор, специфичных для от­ дельных областей” [Вавилов, 1935. С. 28] (цит. по: [Бахтеев, 1988]). Выделенные Н.И. Вавиловым ареалы распространения отдельных видов растений и область Юго-Западноазиатского центра превосходят по размерам территорию “плодород­ ного полумесяца”. Вместе с тем, в итоге полевых исследований Н.И. Вавилов отме­ тил концентрацию в отдельных участках больших эндемичных групп, видов и раз­ новидностей растений. Нередко эти участки совпадают с зонами активных разло­ мов. Н.И. Вавилов был склонен объяснять такие скопления природным разнообра­ зием и относительной изоляцией участков в условиях контрастного горного релье­ фа. С этим отчасти можно согласиться, но не исключено влияние и еще одного фа­ ктора: возможного мутогенного воздействия активного разломообразования .

При исследовании генетических характеристик слепушонок надвида Ellobius talpinus Н.Н. Воронцов и Е.А. Ляпунова [1984; Vorontsov, Lyapunova, 1984] выявили участки с большим процентом особей, отличающихся от нормальных мутантными кариотипами. Указанный надвид, распространенный от юга Украины до Большого Хингана, представлен основными видами: Е. talpinus s. str. (хромосомные характе­ ристики 2n = NF = 54) на западе и Е. tancrei (2п = 54; NF = 56) и Е. aluicus (2п = 52;

NF = 56) на востоке. В Сурхобской зоне активных разломов на границе Памира и Тянь-Шаня, которая, по существу, является современной северной границей Индий­ ской и Евразийской плит [Трифонов, 1983], и в меньшей степени в зонах активных разломов района оз. Чатыр-Кель на Тянь-Шане выявлены многочисленные формы с робертсоновскими транслокациями 2п = 32-52. Обратив внимание на приурочен­ ность высокой изменчивости хромосом к крупнейшей сейсмически активной зоне, Н.Н. Воронцов и Е.А. Ляпунова обобщили данные о других случаях подобной из­ менчивости слепушей. Все они оказались приуроченными к активным зонам с ин­ тенсивностью сейсмических сотрясений 1 ^ 8 : для вида Microspalax leucodon в Бол­ гарии, Югославии (и, возможно, также Румынии, Греции и Турции, где данных для окончательного суждения об изменчивности хромосом пока недостаточно), и для вида Microspalax ehrenbergi в Леванской зоне разломов на территории Израиля, Ли­ вана и Сирии .

Подобная изменчивость была установлена и для некоторых других мелких грызунов. Так, стабильный кариотип домовой мыши Mus musculus (2n = NF = 40) нарушается в некоторых горных сейсмически активных районах Альп, Апеннин, Пиренеев, Динарид и Гималаев. Сопоставление результатов исследований, выпол­ ненных в Италии [Сараппа, 1982], с картой сейсмического районирования страны показало, что подавляющее большинство робертсоновских транслокаций (2п = 22-28) приурочено к зонам с интенсивностью сотрясений 1 ^ 8, тогда как нормаль­ ные особи преобладают в областях с меньшей сейсмичностью. У полевок рода Clethrionomys (2п = 54) мутантная форма Y-хромосомы обнаружена в высокосейс­ мичных областях юга Италии, Югославии, Тянь-Шаня, Алтая, юга Байкала, Ку­ рильских островов и Японии. У полевки Pitymys subterraneus из Западной Европы (2п = 54) мутантные формы встречены только в Югославии, Болгарии и Татрах. В Байкальском рифте отмечена высокая изменчивость хромосом у некоторых поле­ вок рода Microtus и хомячков рода Cricetulus. В сейсмически активных районах за­ пада США выявлена широкая изменчивость хромосом у роющих грызунов - гофе­ ров. В дальнейшем подобная изменчивость была установлена для субальпийских полевок Закавказья [Ляпунова и др., 1988; Ахвердян и др., 1992], особенно ярко проявленная в зоне Ханарасарского активного правого сдвига [Trifonov et al., 1994] .

Дискуссионна причина описанной изменчивости. Изоляция отдельных популя­ ций, неизбежная в условиях расчлененного горного рельефа, может скорее закреп­ лять возникшие изменения, чем быть их причиной. Показательно в этом отношении, что на весьма расчлененном Большом Кавказе обнаружены всего два хромосомных варианта субальпийских полевок, а в менее расчлененных зонах активных разломов Армении выявлено 5 кариотипов [Ляпунова и др., 1988]. По мнению Н.Н. Воронцо­ ва и Е.А. Ляпуновой [1984], изменчивость могла предопределяться изменениями стресса и других геодинамических параметров, но, скорее, зависела от геохимиче­ ских проявлений тектонической активности: повышенного радиоизлучения и выноса на поверхность соединений тяжелых металлов. Исследования, выполненные нами в ходе международного аэрокосмогеологического эксперимента “Тянь-Шань-Интеркосмос-88” [Трифонов, Макаров, 1989], подтвердили повышенные выделения радо­ на, ртути и соединений тяжелых металлов в зонах активных разломов. Особенно ин­ тересными оказались результаты биогеохимического опробования люцерны с одно­ типных полей на Файзабадском разломе (сегмент Сурхоб-Илякской активной зо­ ны) и вне его [Лукина и др., 1991]. Оказалось, что в зоне разлома трава содержит тяжелых металлов (Fe, As, Zr, Nb и др.) в 1,5-2 раза больше, чем на удалении от разлома .

Подобную изменчивость хромосом могли испытывать в зонах активных разло­ мов и дикие предки культурных растений, что может объяснить отмеченное Н.И .

Вавиловым обилие их разновидностей. Оно давало древним земледельцам возмож­ ность выбрать из этого разнообразия растения наиболее продуктивные и пригод­ ные для культурного воспроизведения .

СОЦИАЛЬНО-ПОЛИТИЧЕСКИЕ КРИЗИСЫ ДРЕВНОСТИ

Здесь рассматриваются не критические эпизоды в истории отдельных госу­ дарств, а достаточно продолжительные (охватывавшие в типичном проявлении не менее двух столетий) эпохи, приводившие к коренному изменению политической карты и отчасти социально-экономической системы всей тогдашней Ойкумены. На­ иболее отчетливо выделяются два таких кризиса: XIII-XI вв. до н.э. и IV-VII вв. н.э .

Накануне первого кризиса политическую ситуацию в Ойкумене определяло со­ перничество двух крупнейших держав: Египта и Хеттского царства, закончившее­ ся после долгих войн, истощивших обе страны, подписанием около 1284 г. до н.э .

мирного договора [Заблоцка, 1989]. К этому соперников подталкивали внутренние политические и экономические проблемы и набеги воинственных кочевых соседей .

Вероятно, экономические ресурсы Египта были обширнее, о чем свидетельствует грандиозное строительство, предпринятое Рамсесом II после заключения мира. Ас­ сирия, испытавшая непродолжительный подъем в первой половине и середине Х1П столетия, была ослаблена постоянным соперничеством с Вавилонией за гегемонию в Месопотамии и к концу столетия, раздираемая внутренними противоречиями, как и Вавилон, не представляла большой политической силы. В Эгейском регионе гос­ подствовал союз ахейских городов-государств во главе с Микенами, окончательно сокрушивший к 1450 г. до н.э. своего прежнего сюзерена - Минойскую державу Крита. Ее ослабление, как считают некоторые историки, явилось результатом экс­ пансионистской политики, истощившей ресурсы страны. Но немалую роль сыгра­ ло и произошедшее примерно за сто лет до гибели державы Великое минойское из­ вержение Феры (Санторина) [Thera..., 1990], от последствий которого страна так и не смогла полностью оправиться; не говоря уже о полной гибели города (или горо­ дов) Феры, об этом свидетельствует Кносский дворец, который так и не удалось восстановить со всеми прежними техническими достижениями (например, дренаж­ ной системой) [MacDonald, 1990], а восстановленный город Трианда на о-ве Родос занимал лишь часть прежней территории [Marketou, 1990] .

В конце XIII в. до н.э. ахейские города в течение нескольких десятилетий были сокрушены нашествием дорийцев и примкнувших к ним фракийско-иллирийских племен [История..., 1989], что положило конец крито-микенской цивилизации и привело к массовому оттоку из региона прежнего населения. На Ближнем Востоке этот отток, приведший к миграции и других племен, был воспринят как нашествие “народов моря”, передвигавшихся как по морю, так и по суше с использованием конной тяги. В договоре между Рамсесом II и хеттским царем Хаттусилисом III о них говорится как об оплачиваемых, но независимых союзниках хеттского царя [Заблоцка, 1989]. Затем тон сообщений меняется. В тексте фараона Мернептаха около 1234 г. сообщается о “северных народах из всех стран мира”. Это народы акайваша (ахейцы?), туруша (этруски?), шекелеш (сикулы, или сикелы, давшие своим именем название Сицилии), лукка (ликийцы), которые, объединившись с ли­ вийскими племенами, стали нарушать египетскую границу. Более поздняя (после 1215 г.) надпись Рамсеса III в храме Мединет-Абу гласит: “Чежеземные народы на своих островах составили заговор, и ни одна страна не устояла против их оружия .

Хатти (Хеттское царство. - Л ет.), Киццуватна, Каркемиш, Арцава, Аласия (мел­ кие государства Сирии. - Авт.) исчезли одновременно. Воины шли на Египет, и волна огня шла перед ними. Были среди них пелесет (пеласги, имя которых на но­ вой родине звучало как филистимляне и дало название Палестине), зикар, шеке­ леш, дануна (данайцы? - собирательное имя ахейско-ионийских племен Греции) и вашаш” [Заблоцка, 1989] .

В итоге вторжения Хеттское царство было разгромлено (после 1215 г.), и на его месте прежними жителями и пришельцами с Балкан, из Эгейского региона и других соседних с Анатолией областей были созданы мелкие позднехеттские госу­ дарства. В разгроме Хеттского царства приняли участие мушки - как полагают, предки армян [Дьяконов, 1967], захватившие верховья бассейна Евфрата и вытес­ нившие оттуда ликийцев. Новые государства были созданы пришельцами и на тер­ ритории Сирии и Палестины, где Египет в значительной мере утерял свое влияние .

В результате победы Рамсеса III в 1190 г. сам Египет выстоял, но вынужден был до­ пустить расселение части пришельцев в районе дельты .

Жители Месопотамии подверглись другой опасности - нашествию кочевых за­ падносемитских племен арамеев, выходцев из Аравии. Первые упоминания о стыч­ ках с ними относятся еще к XIV в. до н.э. До конца XII столетия Ассирии удавалось отражать их натиск, да и сами арамеи, видимо, не ставили своей целью захват зем­ ледельческих территорий, ограничиваясь разбойными нападениями. В начале XI в .

арамеи захватили Средний Евфрат, лишив Ассирию богатых земледельческих рай­ онов и затруднив ей доступ в Сирию [Заблоцка, 1989]. Голод и внутренняя полити­ ческая нестабильность ассиро-вавилонского общества сделали его добычей ми­ грантов. Арамейские племена халдеев захватили Вавилонию. Территория Ассирии, лишенной сырьевых колоний, предельно сократилась. Под контролем арамеев ока­ зались Северная Месопотамия и более северные и западные территории, где они захватили позднехеттские государства. На захваченной территории арамеи частич­ но перешли к оседлому образу жизни. Перемещение арамеев вовлекло в движение израильско-иудейские племена, кочевавшие в Аравии. Оказавшись в Палестине, они смешались там с ранее пришедшими группами тех же и родственных племен (еще Мернептах в конце ХШ в. сообщал о разгроме Израиля) и оседлыми аморей­ скими племенами ханаанеев и сами перешли к оседлому образу жизни. Консолида­ ция общества в условиях борьбы с соседними арамеями и филистимлянами приве­ ла к созданию около 1000 г. до н.э. Израильского государства .

Волна “великого переселения народов” затронула и арийские племена, коче­ вавшие в это время, вероятно, в Зауралье и Средней Азии. Первая волна индоариев достигла Ирана еще в середине II тысячелетия до н.э. [Фрай, 1972]. Оттуда они позднее перекочевали в Северо-Западную Индию, где утвердились на развалинах Индской цивилизации, созданной родственными эламитам дравидскими племена­ ми. В конце П тысячелетия на территории Ирана расселились ираноарийские пле­ мена. Они выйдут на широкую политическую арену лишь в I тысячелетии, но пока под их контролем оказались важные источники минерального сырья, необходимо­ го государствам Месопотамии. В процессе расселения и освоения новых террито­ рий арии вступали в контакты с хурритами, населявшими Закавказье и соседние об­ ласти Ближнего Востока, и эламитами на юго-западе Ирана. Усилившийся в конце II тысячелетия Элам контролировал торговые связи Месопотамии с востоком .

Изменение политической карты Восточной Ойкумены, связанное с описанным “переселением народов”, историки объясняют в первую очередь внутренними по­ литическими и экономическими трудностями, которые испытывали в это время ци­ вилизованные общества Восточного Присредиземноморья и Ближнего Востока .

Причинами этих трудностей были экстенсивное сельское хозяйство, почти непре­ рывные войны, оскуднение существовавших источников минерального сырья и сложность освоения новых источников, контролируемых воинственными “дикими” племенами [Заблоцка, 1989; История..., 1989]. Однако большинство перечислен­ ных причин действовали и до кризиса. Почему же именно во время него они приоб­ рели решающее значение? Очевидно, дело не только в них .

Одной из причин, углубивших кризис обществ Восточной Ойкумены, могло быть ухудшение климата. Оно мало сказывалось на экономике Египта, стабильно орошавшегося разливами Нила, но касалось прежде всего областей орошаемого земледелия на границах с пустынями, а именно в таких областях обитало большин­ ство других цивилизованных обществ рассматриваемого региона. В долине Инда в интервале 3-1,8 тыс. лет до н.э. было тепло и влажно, что способствовало расцве­ ту земледельческой индской цивилизации. В интервале времени 1,8-1 тыс. лет до н.э. условия становились все более аридными, что привело к ее деградации и гибе­ ли [Dhavalikar, 1991]. Указанная аридизация фиксируется на обширной территории .

На северо-западе Индийского щита она отмечена регрессией и последующим пере­ сыханием пресного оз. Дидвана [Мурзаева, 1991]. В горах Центральной Азии пре­ жде теплые и влажные условия сменились примерно в середине II тысячелетия по­ холоданием и аридизацией, причем в Гималаях они сопровождались наступанием ледников, достигшим максимума около 1000 г. до н.э. [Bhattacharyya, Yadav, 1991] .

Аридизация отмечена в Китае [Liu Tungsheng, 1996]. В Средней Азии с ней совпа­ дают поворот Амударьи в Арал, его трансгрессия и соответственно иссушение Сарыкамышского озера и Узбоя, продолжавшиеся с начала II до начала I тысячеле­ тий до н.э. [Развитие..., 1993]. На юге Туркмении влажные условия атлантика про­ должались до конца 1П тысячелетия до н.э., а затем началось прогрессирующее ис­ сушение, сопровождавшееся отступанием лесов [Трубихин, 1989; Мурзаева, 1991] .

Иссушение территории Средней Азии и Казахстана, вероятно, явилось одной из причин миграции скотоводческих арийских племен, первая волна которых через Иран достигла Северо-Западной Индии, а последующие осели в Иране .

Об иссушении в этот период более западных районов Ойкумены свидетельст­ вует изменение уровня Черного моря, где в конце II тысячелетия до н.э. новочер­ номорская трансгрессия сменилась фанагорийской регрессией [Корреляция..., 1985]. Аридизация проявилась в Центральной и Северной Турции [Bottema, 1991] и районе Персидского залива [Мурзаева, 1991]. Возможно, именно иссушение Ара­ вийской степи было одной из причин того, что кочевые арамейские племена, пре­ жде довольствовавшиеся набегами на земледельческие оазисы, теперь вынуждены были завоевывать их для прокорма скота. Вместе с тем, аридизация ослабила эко­ номику земледельческих обществ, сделав их более легкой добычей для завоевате­ лей. На фоне общей аридизации Палестина в интервале времени 3,5-2,8 тыс. лет до н.э. отличалась относительным увлажнением [Issar, 1996], достигшим максимума в XIII столетии. Возможно, именно поэтому туда мигрировали в этот период и древ­ нееврейские и арамейские' племена, и филистимляне .

Анализируя списки “народов мира” в египетских текстах, обнаруживаем, что это преимущественно выходцы из Эгейского региона, включая Сицилию и Крит, входившие в ту же культурную общность (данайцы, ахейцы, пеласги, секулы), а также жители Малой Азии, которые могли быть вовлечены в движение потоком мигрантов (ликийцы, этруски). Эгейский регион выделяется среди других регионов Восточной Ойкумены повышенной сейсмичностью. Археосейсмологические ис­ следования показали, что в ХП1-ХП вв. до н.э. крупнейшие города микенского ми­ ра были разрушены серией катастрофических землетрясений (рис. 2), что сделало их более легкой добычей для дорийских завоевателей [Archaeoseismology, 1996] .

Таким образом, крупнейший социально-политический кризис древнего мира Х1П-Х1 вв. явился результатом взаимодействия разнообразных факторов: внутрен­ них трудностей цивилизованных сообществ, их войн между собой и с более “дики­ ми” соседями, кризиса поставок сырья, которые сочетались с геодинамическими воздействиями - ухудшением климата и усилением тектонической активности в вы­ сокосейсмичном Эгейском регионе .

Второй подобный кризис продолжался приблизительно с IV по УП столетия н.э. Он также был отмечен “великим переселением народов” и изменением поли­ тической карты Ойкумены. Важнейшими историческими событиями, на несколько столетий определившими ход истории и развитие культуры, были падение Запад­ ной Римской империи и возникновение Арабского халифата. Они способствовали широкому распространению христианства и ислама, ставших крупнейшими миро­ выми религиями. Конкретные исторические события эпохи подробно описаны в литературе и достаточно широко известны, что избавляет от необходимости их из­ ложения. Нельзя не отметить, однако, той поразительной быстроты, с которой па­ ли веками сложившиеся институты империи, а сравнительно небольшое племя арабов-кочевников завоевало огромные и отчасти густонаселенные территории с ци­ вилизованным населением. Каждое из этих событий продолжалось лишь несколь­ ко десятков лет .

Об исторических предпосылках обоих событий написано много и убедительно .

Несомненны предшествовавшие падению Рима и нараставшие несколько столетий разложение римского общества и деградация высших институтов власти, обесцени­ вание прежних культурных достижений и нравственных принципов распростране­ нием христианской идеологии, подрыв экономики борьбой с усиливавшимся давле­ нием “варваров”. Также несомненны (при внешнем великолепии) политическая и экономическая слабость сасанидского Ирана, последние правители которого уте­ ряли контроль над значительной частью удаленных провинций. Тем не менее, как и в случае первого кризиса, только социально-экономические факторы не исчер­ пывают всех особенностей эпохи .

п Р и с. 2. Г и с т о г р а м м а с и л ь н е й ш и х з е м л е т р я с е н и й Э г е й с к о г о р е г и о н а д о 1000 г. н.э. [A rc h a e o se ism o lo g y, 1996; C a ta lo g u e..., 1994] И нтенсивность сотрясений, баллы MSK: 1 - 9; 2 - 10; 3 - 11; 4 - ^ 11 С достаточной определенностью выявляется иссушение климата. В Средней Азии ее индикаторами являются развивавшаяся в первые века н.э. и продолжавша­ яся до VIII в. регрессия Сарыкамышского озера и прекращение стока по Узбою [Развитие..., 1993]. С конца Ш в. фиксируется прогрессирующая аридизация Юж­ ной Туркмении [Трубихин, 1989]. В долине Инда аридизация пришла на смену от­ носительно влажным условиям, господствовавшим до V в. н.э. [Dhavalikar, 1991]. Во впадине Систан (юго-запад Афганистана) и в районе Севана более засушливые ус­ ловия фиксируются после периода некоторого похолодания и увлажнения, имев­ ших место в I— вв. н.э. [Саядян, 1985; Мурзаева, 1991]. На территории Израиля II аридизация сменила относительно влажный период, охватывавший последние века до н.э. - первые века н.э., когда уровень Мертвого моря поднимался на 50 м выше современного и его берег был возле Иерихона [Issar, 1996] .

Наступление аридных условий было весьма пагубным для Римской империи .

Дело в том, что существование города-гиганта Рима, население которого достига­ ло 2 млн в эпоху расцвета, радикально изменило сельскохозяйственную географию страны. Жители Апеннинского п-ва стали специализироваться на животноводстве, овощеводстве, садоводстве и виноделии, а производство зерна и растительного мас­ ла - основных продуктов питания - сосредоточилось в Северной Африке (прежнем Карфагене) и Сирии-Палестине. Иссушение этих регионов усугубило и без того сложную проблему обеспечения метрополии продуктами питания и приблизило крах империи. Аридизация сократила сельскохозяйственное производство и в по­ граничных с пустынями районах сасанидского Ирана, включая Месопотамию и Среднюю Азию, осложнив социально-политическую обстановку и сделав эти реги­ оны более легкой добычей для арабов .

Не располагая полными данными о сейсмичности Ойкумены в этот период по­ вышенной политической нестабильности, обратимся вновь к Эгейскому региону как своеобразному индикатору уровня тектонической активности, для которого та­ кие данные существуют [Catalogue..., 1994; Archaeoseismicity, 1996]. На рис. 2 IVVI вв. н.э. выделяются особенно большим количеством катастрофических земле­ трясений. Самым сильным, возможно, сильнейшим в истории региона, было земле­ трясение 365 г., при котором значительная западная часть Крита испытала враще­ ние по горизонтальной оси, и его юго-западный край поднялся на высоту до 8,5 м [Pirazzoli, 1996] .

Таким образом, и в этом случае, как и при кризисе ХШ-Х1 вв. до н.э., социаль­ но-экономические истоки сочетались с неблагоприятными воздействиями геодинамических факторов .

Определенные элементы кризисной социально-политической и экономической обстановки сложились в Европе и на Ближнем Востоке в XVI-XVII вв. Подобно двум описанным эпохам в это время произошло существенное ухудшение климата (Малое скандинавское оледенение) и возросла частота сильных землетрясений. Од­ нако социально-политические последствия кризиса были в значительной мере амортизированы открытием и началом колонизации Америки. Туда устремились многие обиженные, но энергичные люди, что стабилизировало обстановку в Ста­ ром Свете. Поэтому этот кризис здесь не рассматривается .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Накопленный опыт свидетельствует, что ни одна, даже грандиозная по челове­ ческим меркам, быстрая природная катастрофа типа землетрясения или изверже­ ния вулкана не явилась главной причиной гибели государства или сколько-нибудь крупной культурно-этнической общности. Сложнее обстоит дело с оценкой эколо­ гического эффекта длительных слабых воздействий и серий катастрофических яв­ лений геодинамической природы, охватывающих десятилетия или столетия. Изло­ женные выше данные и сопоставления показывают, что такие длительные воздей­ ствия, точнее сказать, их источники вносят вклад в системы взаимодействующих социально-политических, технико-экономических и природных процессов, опреде­ ляющих крупнейшие события мировой истории. Для оценки этого вклада прибег­ нем к более широким сопоставлениям .

По существу, большинство объектов и явлений реального мира представляют собой открытые системы, через границы которых осуществляется обмен энергией и веществом, хотя по большому счету все они - часть замкнутой материальной Все­ ленной или квазизамкнутых систем меньшего размера, например, Солнечной сис­ темы или еще меньших систем, взаимодействием которых можно пренебречь, рас­ сматривая определенную совокупность процессов. Большинство открытых систем, кроме, может быть, самых примитивных, обладает двумя общими свойствами. Вопервых, они нелинейны, т.е. не могут быть описаны линейными зависимостями .

Во-вторых, они диссипативны, т.е. в них происходят энергетические и веществен­ ные преобразования, которые делают развитие систем необратимым. Эти особен­ ности определяют способность таких систем к самоорганизации, т.е. самоупорядочиванию, или самосовершенствованию [Пригожин, Стенгерс, 1986] .

Хотя в материальной Вселенной в целом, замкнутой по определению, или ее квазизамкнутых частях совокупности происходящих изменений сопровождаются возрастанием энтропии, в некоторых составляющих их открытых системах самоор­ ганизация приводит к усложнению и уменьшению энтропии за счет деградации и разрушения более примитивных систем, менее способных к самоорганизации .

Свойство, обеспечивающее способность открытых систем к самоорганизации, на­ зовем душой системы, что ни в коей мере не противоречит другим, метафизиче­ ским, определениям души. Тем самым, возвращаемся к тезису П. Тейяра де Шарде­ на [1987] о том, что духовное начало присуще не только человеку, но и более при­ митивным системам. По степени сложности, т.е. количеству и качеству духовного начала, можно выстроить ряд систем: разной сложности самоорганизующиеся сис­ темы “косной” (по терминологии В.И. Вернадского) природы; протоживые и жи­ вые организмы и их сообщества разной сложности; системы живой природы, осоз­ нающие себя как таковые, т.е. эволюционный ряд предков человека, заканчиваю­ щийся человеком разумным; человеческие сообщества разной степени сложности и созидательной способности (последние, в отличие от более примитивных, не име­ ют собственного материального носителя). Если отказаться от антропоцентризма, ничем по существу не обоснованного, то отпадут основания для верхней границы этого ряда, и можно допустить существование во Вселенной системы или иерархи­ ческого ряда систем более сложных, чем человеческие сообщества. Поскольку на­ ращивание духовного начала в отдельных открытых системах сопровождается ро­ стом энтропии в материальной Вселенной в целом от начального “Великого толч­ ка” (максимум порядка) к “тепловой смерти” (максимум энтропии), а законы мате­ риального мира не дают оснований представить развитие Вселенной за пределами этих крайних состояний, мы вынуждены допустить наличие субстанции, изменяю­ щей качество материального Мира в антиэнтропийном направлении, т.е. продлить ряд нарастания духовного начала за пределы допустимого материального мира. Из изложенного вытекает ряд следствий .

1. Цель существования человека и человечества - самосовершенствование. На­ иболее сжато и емко она сформулирована в основном тезисе Нагорной проповеди:

“Стремитесь к Отцу Вашему Небесному”. Необходимо совершенствование как ин­ дивидуума, так и общественных отношений, и лишь сочетание этих двух линий спо­ собно обеспечить переход человечества в качественно новое состояние .

2. Совершенствование человеческих систем неизбежно осуществляется за счет разрушения систем более примитивных. Тем не менее, без нужды не следует разру­ шать такие системы, которые, пусть в меньшей степени, но являются носителями духовного начала. Это должно стать правилом отношения человека к природе .

3. Не обладая столь же развитой способностью к самоорганизации, системы “косной” природы и, в частности, геодинамические системы, связанные с активной тектоникой, не могут оказать решающего воздействия на человечество и его жиз­ необеспечение, если по своему масштабу и энергии такое воздействие не является сверхкатастрофическим (вроде столкновения Земли с небесным телом большой массы). Но геодинамические системы способны деформировать развитие челове­ ческих сообществ, и такое воздействие необходимо учитывать как в технологиче­ ских решениях, так и при геополитических оценках .

ЛИТЕРАТУРА

Антонова Е.В. Комментарий // Мелларт Дж. Древнейшие цивилизации Ближнего Востока. М : Наука,

1982. С. 128-138 .

Ахвердян М.Р., Ляпунова Е.А., Воронцов Н.Н. Кариология и систематика кустарниковых полевок Кав­ каза и Закавказья (Terricola, Arvicolinae, Rodentia) // Зоол. журн. 1992. Т. 71, вып. 3. С. 96-100 .

Бахтеев Ф.Х. Николай Иванович Вавилов. Новосибирск: Наука, 1988. 272 с .

Вавилов Н.И. Ботанико-географические основы селекции. М.; Л.: Сельхозгиз, 1935. 60 с .

Вавилов Н.И. Избранные труды.'Т.'5. Проблемы происхождения, географии, генетики, селекции расте­ ний, растениеводства и агрономии. М.; Л.: Наука, 1965. 786 с .

Ван Зейст В., Боттема С. Растительность и климат Западного Ирана и Восточной Турции в голоцене:

Затруднения при датировании // Вопросы геологии голоцена. Ереван: Изд-во АН АрмССР, 1985 .

С. 28-38 .

Воронцов Н.Н.,Ляпунова Е.А. Широкая изменчивость хромосом и вспышки хромосомного видообразо­ вания в сейсмически активных районах / / Докл. АН СССР. 1984. Т. 277, № 1. С. 214-218 .

Дьяконов И.М. Предыстория армянского народа. Ереван: Изд-во АН АрмССР, 1967. 250 с .

Заблоцка Ю. История Ближнего Востока в древности. М.: Наука, 1989. 416 с .

История древнего мира. Кн. 1. Ранняя древность. М.: Наука, 1989. 472 с .

Корреляция тектонических событий новейшего этапа развития Земли. М.: Наука, 1985. 174 с .

Лукина Н.В.,Лялько В.И., Макаров В.И. и др. Предварительные результаты спектрометрического ис­ следования зон разломов Файзабадского и Фрунзенского полигонов // Исслед. Земли из космоса .

1991. № 6. С. 82-92 .

Ляпунова Е.А., Ахвердян М.Р., Воронцов Н.. Робертсоновский веер изменчивости хромосом у субаль­ пийских полевок Кавказа (Pitymys, Microtinae, Rodentia) // Докл. АН СССР. 1988. Т. 298, № 2 .

С. 480-483 .

Массон В.М. Поселение Джейтун. Л.: Наука, 1971. 208 с .

Мелекесцев И.В. Вулканизм и рельефообразование. М.: Наука, 1980. 212 с .

Мелларт Дж. Древнейшие цивилизации Бдижнего Востока. М.: Наука, 1982. 150 с .

Мурзаева В.Э. Палеоклиматические изменения и связанные с ними проблемы четвертичного осадконакопления // Четвертичная геология Зарубежной Азии. М : Наука, 1991. С. 150-191 .

Пономарев В.С., Трифонов В.Г. Факторы тектогенеза // Актуальные проблемы тектоники океанов и континентов. М.: Наука, 1987. С. 81-94 .

Пригожий И., Стенгерс И. Порядок из хаоса. М.: Прогресс, 1986. 356 с .

Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии. Вып. 1. Региональная палеогеография. М.: Наука, 1993. 104 с .

Саядян Ю.В. Севан - природный “климатограф” голоцена // Вопросы геологии голоцена. Ереван:

Изд-во АН АрмССР, 1985. С. 61-67 .

Тейяр де Шарден П. Феномен человека. М.: Наука, 1987. 240 с .

Тойнби АДж. Постижение истории. М.: Прогресс, 1991. 732 с .

Трифонов В.Г. Позднечетвертичный тектогенез. М.: Наука, 1983. 224 с .

Трифонов В.Г. Неотектоника и актуализм // Современная геодинамика и глубинное строение террито­ рии СССР. М.: Наука, 1990а. С. 3-16 .

Трифонов В.Г. Стихийные бедствия в системе современных геодинамических процессов // Современная геодинамика и глубинное строение территории СССР. М.: Наука, 19906. С. 111-116 .

Трифонов В.Г., Кожурин А.И., Лукина Н.В. Изучение и картирование активных разломов // Сейсмич­ ность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Т. 1. М.: РАН, 1993. С. 106-206 .

Трифонов В.Г., Макаров В.И. Эксперимент “Тянь-Шань-Интеркосмос-88” // Земля и Вселенная. 1989 .

№ 4. С. 30-34 .

Трифонов В.Г., Пономарев В.С. Причины горообразования // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. Новосибирск: Наука, 1990. С. 336-341 .

Трубихин В.М. Палеомагнетизм и хронология климатических событий позднего голоцена Западной Туркмении // Геохронология четвертичного периода. Таллинн: АН Эстонии, 1989. С. 66 .

Фрай Р. Наследие Ирана. М.: Наука, 1972. 468 с .

Active tectonics. Wash. (D.C.): Acad, press, 1986. 266 p .

Allen C.R. Geological criteria for evaluating seismicity // Bull. Geol. Soc. Amer. 1975. Vol. 86, N 8. P. 1041-1057 .

Archaeoseismology. Athens: l.G.M.E. and British School at Athens, 1996. 268 p. (Fitch Lab. Occas. Pap.; N 7) .

Barich B.E. G eoarchaeology o f Farafra (W estern Desert) and the origin o f agriculture in the Sahara and the Nile Valley // On geoscience and archaeology in the Mediterranean countries. Cairo, 1995. P. 37-45. (Geol. Survey o f E gypt Spec. Publ.; N 70) .

Bhattacharyya A., Yadav R.R. Holocene clim atic changes in the w estern Him alaya // INQUA. XIII Intern. Congr .

Abstr. Beijing, 1991. P. 26 .

Bottema S. T h e Late Q uaternary vegetation history of north-central T urkey // Ibid. 1991. P. 32 .

Capanna E. Robertsonian num erical variation in animal speciation: M us m usculus, an em blem atic m odel // M echanism s o f evolution. N.Y.: Liss, 1982. P. 155-177 .

Catalogue o f ancient earthquakes in the M editerranean area up to the 10th century. Rome: In s t Naz. di Geofis. 1994 .

504 p .

Dhavalikar M X. Environm ental changes and historical process // INQUA. XIII Intern. Congress. Abstr. Beijing,

1991. P. 77 .

Fontugne M., Arnold M., Labeyrie L., Paterne M., Duplesse J.C. Initiation o f the stagnation o f the Eastern M editerranean during the Holocene: O xygen isotope evidences for m ultiple sources for fresh w ater inputs // Ibid. 1991. P.9 9 .

Horowitz A. T he Quaternary o f Israel. N.Y.; L.: Acad, press, 1979. 394 p .

Issar A S. L a Bible et la science font-elles bon menage? // Recherche. 1996. Vol. 283. P. 48-54 .

Leroi-Gourhan A., Darmon F. A nalyses palynologiques de sites archeologiques du Pleistocene final dans la vallee du Jourdain // Isr. J. Earth Sci. 1987. Vol. 36. P. 65-72 .

Liu Tungsheng. Geological environm ents in C hina and global change: Lecture in the 30th IGC. Beijind, 1996. 8 p .

MacDonald C. D estruction and construction in the Palace at Knossos: LM 1A-B // Thera and the A egean W orld .

A thens, 1990. Vol. 3: Chronology. P. 82-88 .

Marchetti N., Nigro L. Benvenutia Gerico // Archeol. viva. N.S. 1997a. An. XVI, N 65. P. 39-56 .

Marchetti N., Nigro L. La Palestine ricom incia da Gerico // Ibid. 1997b. An. XVI, N 66. P. 36-54 .

Marketou T. Santorini tephra from Rhodes and Kos: Some chronological rem arks based on the stratigraphy / / Thera and the Aegean W orld. Athens, 1990. Vol. 3: Chronology. P. 100-115 .

Nikonov A A. Active faults: Definition and identification problem s // R esearch on active faults. Beijing: Seismol .

press, 1995. Vol. 4. P. 140-152 .

Petit-Maire N., Page N. Remote sensing and past climatic changes in tropical deserts: Example o f the Sahara // Episodes. 1992. Vol. 15, N 2. P. 113-117 .

Piazzano P. Le im pronte del grande diluvio // Airone. 1997. Vol. 200. P. 28-30 .

Pirazzoli P. Uplift o f A ncient G reek coastal sites: Study, m ethods and results // A rchaeoseism ology. Athens:

I.G.M.E. and British School at Athens, 1996. P. 237-246. (Fitch Lab. O ccas. Pap.; N 7) .

Taviani M. T he ever changing climate: Late Quaternary palaeoclim atic modifications o f the Red Sea region as deduced from coastal and deep-sea geological data // On geoscience and archaeology in the M editerranean countries. Cairo, 1995. P. 193-200. (Geol. Survey o f Egypt Spec. Publ.; N 70) .

T hera and the Aegean W orld. Vol. 3. Chronology. Athens, 1990. 248 p .

Trifonov V.G., Karakhanian AS., Berberian M. et al. Active faults o f the A rabian plate bounds, in Caucasus and M iddle East // J. Earthquake Prediction Res. 1996. Vol. 5, N 3. P. 363-374 .

Trifonov V.G., Karakhanian A.S., Kozhurin A.I. Major active faults o f the collision area between the A rabian and

the Eurasian plates // Continental collision zone earthquakes and seismic hazard reduction. Yerevan:

IASPEI/IDN DR publ., 1994. P. 56-78 .

Trifonov V.C., Machette M.N. The W orld map o f major active faults project // Ann. geofis. 1993. Vol. 36, N 3/4 .

P. 22 5 -2 3 6 .

Vorontsov N.N., Lyapunova EA. Explosive chrom osomal speciation in seismic active region // Chrom osom es Today. 1984. Vol. 8. P. 289-294 .

Zest W. van, Woldring H. A postglacial pollen diagram from Lake Van in East Anatolia // Rev. Palaeobot. and Palynol. 1978. Vol. 26. P. 249-276 .

ТЕКТОНИКА ОКЕАНОВ В СВЕТЕ

НОВЫХ ДАННЫХ

Ю.М. Пущаровский, А.О. Мазарович, Е.Н. Меланхолина, А.А. Моссаковский, А.А. Пейве, А.С. Перфильев, Ю.Н. Разницин, С.В. Руженцев, С.Г. Сколотнев, С.Ю. Соколов Геологический институт РАН

ВВЕДЕНИЕ

Геологом, с именем которого следует связывать зарождение тектоники океа­ нов, как особой ветви геологии, является Э. Ог. Ему принадлежат слова: “Атланти­ ческий океан можно считать за громадную геосинклиналь в период ее раздвое­ ния, причем осевая возвышенность этого океана (т.е. Срединно-Атлантиче­ ский хребет. - Л е т.) соответствует геоантиклинали” [Ог, 1922. С. 154]. Это дей­ ствительно тектоническая доктрина, притом выраженная в весьма определен­ ной форме .

Затем начался период, занявший несколько десятилетий, когда постепенно накапливались новые фактические сведения о структурах океанского дна, с од­ ной стороны, и обсуждения общих вопросов строения, тектонического разви­ тия и происхождения океанов, с другой. В соответствии с господствовавшим геологическим мировоззрением, взгляды в основном носили фиксистский хара­ ктер, но были и мобилистские воззрения в духе их основоположника А. Веге­ нера .

Широкие горизонты перед тектоникой океанов открылись в середине сто­ летия, когда, в связи с резким усилением морских геолого-геофизических ра­ бот, развернувшихся после второй мировой войны, на дне Мирового океана было обнаружено много ранее неизвестных крупных структурных форм, среди которых особенно выделяются такие феномены, как Мировая рифтовая систе­ ма и громадные, рассекающие океанское дно, разломные зоны .

За этими открытиями очень скоро (1961-1962 гг.) появилась эпохальная идея: sea floor spreading, принадлежащая Г. Хессу и Р. Дитцу. С этого момента начался период интенсивного теоретизирования в тектонике и геодинамике океанов. Вершиной этого периода стала теория тектоники литосферных плит (1968 г.), названная “New global tectonics”. Она очень быстро затмила все пред­ шествующие теоретические представления, переключив внимание с собствен­ но тектоники на геодинамику .

К настоящему времени плейттектонические геодинамические построения, особенно благодаря использованию компьютеров, достигли невиданного раз­ маха, но тем не менее они не могут рассматриваться как истина в последней ин­ станции. Заметим, что скепсис со стороны отдельных ученых в отношении но­ вой глобальной тектоники проявлялся в течение всего периода ее существова­ ния, причем не только с фиксистских позиций, но и с мобилистских. В связи с этим обратим внимание на работу одного из самых ярких лидеров мобилизма А.В. Пейве, посвященную тектонике Атлантического океана, напечатанную в 1975 г. [Пейве, 1975] .

Согласно предложенной им модели, Атлантический океан представляет собой межконтинентальную геосинклинальную систему, находящуюся в начальной фазе тектонического развития. Раскрытие океана, связанное с дрейфом континентов, А.В. Пейве относит к юрскому периоду или даже к триасу, когда возникла первич­ ная океанская депрессия. К началу мелового периода эта депрессия достигла уже размеров, близких современным. Обратив внимание, что все породы 3-го слоя оке­ анской коры (ультрабазиты, габброиды) сильно метаморфизованы и деформиро­ ваны, а вышележащие этими свойствами не обладают, А.В. Пейве полагал, что в кайнозое (до миоцена) в пределах Атлантики земная кора находилась в состоянии сжатия. Именно тогда и возник по его модели Срединно-Атлантический хребет, представляющий собой грандиозное альпийское складчатое сооружение. К этой модели можно относиться по-разному: некоторые авторы склонны ее принимать, если не целиком, то отчасти, другие - не принимать, третьи - не замечать и т.п. Но для нас важно сейчас то, что А.В. Пейве не счел убедительной плейттектоническую модель происхождения и развития Атлантического океана и тем самым фак­ тически призывал искать иные решения .

Почти четверть века прошло со времени опубликования цитированной рабо­ ты, а считать проблему закрытой нельзя. Более того, все больше появляется фак­ тов, не вписывающихся в теорию тектоники литосферных плит .

Цель данной работы - ознакомить читателей с новыми фактическими сведени­ ями и идеями в отношении тектоники океанов, полученными в последние годы пре­ жде всего в ходе морских работ Геологического института Российской академии наук. -* * * * Тектоническое определение океанов простое: это крупнейшие впадины земной коры, имеющие симатическое основание и заполненные водой. По размерам, осо­ бенностям геологической истории и геодинамике океаны подразделяются на четы­ ре категории: суперокеаны, мегаокеаны, мезоокеаны и микро- или малые океаны .

К категории суперокеанов принадлежит Тихий океан, Палеопацифика, Панталасса. Мегаокеаны представляют Атлантический и Индийский океаны, а также Тетис, Япетус и Уральский в фазу их максимального развития. Северный Ледовитый оке­ ан относится к категории мезоокеанов, а Красное море или Аденский залив, если их рассматривать в качестве зародышей будущих океанских бассейнов, - к микро­ океанам. Такое деление удобно, поскольку позволяет строение и структурное раз­ витие океанов рассматривать дифференцированно .

Ниже речь будет идти исключительно о современных океанах, и не обо всех, а о крупнейших - Атлантическом, Индийском и Тихом .

Геологический институт проводил исследования в каждом из них. В ходе работ собран обширный геологический материал, легший в основу многих книг и статей. В данной публикации будут освещены и развиты лишь некоторые из полученных .

АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН

В “доспрединговый” период изучения структура Атлантики изображалась в весьма простом виде: срединный хребет, котловины, отдельные разломы .

В “спрединговый” период изображение усложнилось. На картах появилось большое число трансформных разломов, которые долгое время рисовались в виде прямых параллельных линий, перпендикулярно пересекающих рифтовую зону сре­ динного хребта, как того требовали модельные плейттектонические построения .

Доминантной была идея тектонической симметрии дна Атлантики. Асимметрич­ ные структурные соотношения явно затушевывались .

К настоящему времени представления о тектонике Атлантики сильно усложни­ лись. На рис. 1 показана структура Центральной области океана [Мазарович, 1998] .

Рисунок иллюстрирует картину разломной тектоники, весьма далекую от идеаль­ ных геодинамических схем.

Здесь различаются несколько категорий разломов:

трансокеанские, пересекающие ложе океана целиком: центральноокеанские, пере­ секающие срединный хребет и гаснущие за его пределами; разломы сводовой час­ ти срединного хребта; односторонние, развитые лишь по одну сторону хребта, фланговые, приуроченные к его флангам, и захребтовые (периферийные) .

3* Труды ГИН, вып. 511 Рис. 1. Карта разломных структур Центральной Атлантики 1-3 - континентальная кора: 1 - выступы кристаллического фундамента нерасчлененные (в Африке включают и мавританиды); 2,3 - наложенные впадины: 2 палеозойские, 3 - мезозойские; 4,5 - Срединно-Атлантический хребет: 4 - рифтовая зона, 5 - фланги; 6 - разломы; 7, 8 - поднятия: 7 - асейсмичные, 8 - вулканические острова и подводные горы нерасчлененные; 9 - область интенсивных гравитационных аномалий (предполагаемая область миоценового магматизма); 10 - Барбадосская аккреционная призма; 11 - дельты; 12 - область ровного акустического фундамента Разломы (цифры в кружках): 1 - Кейн, 2 - Зеленого Мыса, 3 - Марафон, 4 - Меркурий, 5 - Вима, 6 - Архангельского, 7 - Долдрамс, 8 - Вернадского, 9 - СьерраЛеоне, 10 - Страхова, 11 - Св. Петра, 12 - Сан-Паулу, 13 - Романш, 14 - Чейн, 15 - Шарко, 16 - Тетяева, 17 - Вознесения, 18 - Боде Верде. Хребты и поднятия (цифры в квадратах): 1 - Барракуда, 2 - Тибурон, 3 - Сеара, 4 - Сьерра-Леоне, 5 - Ресерчер; 6 - острова Зеленого Мыса; 7 - Камерунская линия; 8 - о-в Вознесения; 9-11 - груп­ пы подводных гор: 9 - Батиметристов, 10 - Байя, 11 - Пернамбуку Рис. 2. Схема строения разлома Зеленого Мыса 1 - разломные троги и желоба; 2 - сопредельные поднятия; 3 - отрезки рифтовой зоны СрединноАтлантического хребта Уже один этот факт свидетельствует о том, что учение о трансформных разло­ мах, как таковое, не следует возводить в абсолют. Фактически по-новому встает проблема кинематического объяснения этих структур и их сочетаний .

К тому же, параллельность поперечных разломов местами может отсутство­ вать. Особенно наглядно это видно на пространстве между поднятиями Зеленого Мыса и Сьерра-Леоне. Подобные факты обостряют проблему .

Обратим внимание на то, что в Центральной Атлантике развиты многообразные косые разломы, что также требует своего объяснения. Возможно, что в данном слу­ чае они возникли под влиянием геодинамического воздействия глубинного плюма .

Оказалась весьма сложной внутренняя структура ряда разломных зон. Ее мож­ но проиллюстрировать на примерах разломов Зеленого Мыса, Долдрамс, Романш и ряда других. На рис. 2 видно, как причудливо меняется структура разломных зон по их простиранию. Никаким линейно действующим механизмом подобную струк­ туру объяснить нельзя .

И если все это учесть, то становится ясным, что наблюдаемые “аномалии” свя­ заны с воздействием нелинейных геодинамических эффектов, природа которых ко­ ренится в изменениях энергетического режима глубинных геосфер как открытых неравновесных систем .

Трансокеанская зона Романш иллюстрирует не только продольную изменчи­ вость структуры, но и поперечную (рис. 3). По ее северному фасу простирается це­ почка узких протяженных поднятий, отделяющих разломную зону сопредельной области океанского дна. Южнее поднятий простирается глубокий трог шириной не­ сколько десятков километров, южный борт которого срезается более молодой си­ стемой: трог-бортовое поднятие. Но самой молодой структурой является трог, формирующийся восточнее .

Установление разновозрастных структур в пределах разломной зоны имеет принципиальное значение, поскольку вносит историческое начало в ее тектониче­ ский анализ. Имеются и другие примеры в этом смысле .

Следует констатировать, что с историко-геологической точки зрения конкрет­ ные океанские разломы до сих пор не изучались. В то же время масштабность и значимость этой проблемы колоссальны .

Проведенными исследованиями выявлен целый ряд иных весьма существенных свойств океанской разломной тектоники. Одно из них - явление угасания в про­ странстве трансформных разломов, их релаксации. На одних участках спрединг прослеживается на большие расстояния от рифтовой зоны, на других - на значи­ тельно меньшие. Соответственно факторы, управляющие спредингом, по интен­ сивности весьма изменчивы и проявляются избирательно. Релаксацию разломов следует связывать с рассеиванием энергии по площади, что типично для тектониче­ ских структур. Совершенно очевидно, что рассматриваемый эффект должен быть учтен в будущей геодинамической теории .

Рис. 3. Схема разломной зоны Романш (по материалам 13- и 14-го рейсов нис “ Академик Николай Страхов”) 1 - граница северного склона Романш-1; 2 - контур новообразованной структуры Романш-2; 3 - троги Ром-1, частично заполненные осадками; 4 - то же, Ром-2; 5

- внутренние поднятия; б - разлом Романш-3; 7 - формирующаяся трансформа; 8 - древний рифт; 9 - современный осевой рифт срединного хребта; 10 - ультрабазиты и базиты; 11 - разломы Южный тппнсВерсиВный хребет Рис. 4. Тектонические деформации в океанической коре А - западный фланг Срединно-Атлантического хребта в 90 милях западнее зоны сочленения раз­ лома Зеленого Мыса с северным сегментом рифтовой долины. На меридиональном фрагменте профи­ ля МОГТ выделяются протяженные отражающие горизонты, секущие коровый разрез. Основная их масса наклонена на юг. В верхней части северного трансверсивного хребта в районе профиля драгиро­ ваны серпентинизированные гарцбургиты, катаклазированное габбро и полосчатые троктолиты. Поя­ вление этих глубинных пород в верхах разреза коры обусловлено тектоническим скучиванием, реали­ зовавшимся в чешуйчато-надвиговой структуре; Б - меридиональный профиль МОГТ в южной части Ангольской котловины. В центральной части фрагмента профиля фиксируется крупный надвиг. Надви­ нутая пластина испытала интенсивное коробление еще до накопления осадочной толщи. Наклонные рефлекторы внутри пластины интерпретируются в качестве надвигов более низкого порядка 1 - осадочный слой; 2 - рефлекторы в твердой коре Юкм I

----------------------- 1 Рис. 5. Фрагмент сейсмического профиля МОГТ в пределах абиссальной равнины Зеленого Мыса (Канарская котловина) [McBride et al., 1994] Стрелками показаны наклонные отражающие горизонты, интерпретируемые авторами как поло­ гие разломы. Рефлекторы, падающие на запад, коррелируют с неровностями поверхности фундамента В ходе исследований, с помощью глубинной сейсмики, было сделано такое серьезное открытие, как тектоническая расслоенность в современной океанской литосфере. Сначала она была зафиксирована в наиболее глубоком, третьем слое океанической коры [Пущаровский и др., 1985]. Затем надвиги и чешуи выявились во втором слое, представленном в основном базальтами [Разницин, Трофимов, 1989], а впоследствии - и в осадочном слое (рис. 4) .

В настоящее время явлениц тектони­ ческой расслоенное™ литосферы уста­ новлены не только в Атлантическом, но и в Тихом и Индийском океанах. И они начинают привлекать внимание исследо­ вателей других стран (рис. 5) [McBride et al., 1994] .

Как релаксация спрединга, так и тек­ тоническая расслоенность литосферы свидетельствуют о значительно более сложной картане геодинамических про­ цессов и тектоники в пределах океанско­ го ложа, чем таковая рисуется по плейттектоническим канонам. О тектониче­ ской пассивности и инертаоста океанско­ го ложа говорить сейчас не приходится .

По поводу структурной симметрии Атлантики отметим следующее: Сре­ динно-Атлантический хребет действиРис. 6. Основные фазы раскрытия Атлан­ тического океана (цифрами показаны на­ чальные эпизоды раскрытия, млн лет) А ю.ш .

Рис. 7. Схема строения района тройного сочленения Буве 04) 1-4 - южное окончание Срединно-Атлантического хребта: / - САХ, 2 - осевые рифты, 3 - контур ну­ левой магнитной аномалии; 4 - оси положительных магнитных аномалий; 5-7 - северо-восточное окончание Американо-Антарктического спредингового хребта (АмАХ): 5 - сегмент рифтовой долины, 6 - контур глу­ бокого прогиба, 7 - зона переработки атлантических структур; 8 - северо-западное окончание АфриканоАнтарктического спредингового хребта, молодое тектоно-вулканическое поднятие Шписс Рельеф дна района тройного сочленения Буве (Б) (по данным многолучевого эхолотирования, полученным Итальянско-Российской экспедицией (Ligi et al., 1997 г.); контуром показано местоположение изученного района)) тельно создает картину структурной симметрии. Но если рассматривать разломную тектонику, то в ее проявлении видна асимметрия: к востоку от рифтовой зо­ ны разломы выражены гораздо мощнее, чем к западу от нее. Представляется, что в этом отражается такой фактор, как вращение Земли .

Не менее ясно асимметрия проявляется в распространении крупных структурных элементов по обе стороны от срединного хребта, которые часто, при геодинамических реконструкциях, рассматриваются как разобщенные части единого целого. Но ни геологического, ни морфологического подобия здесь не выявляется, что должно быть следствием автономного развития западного и восточного талассогенов .

Далее обратимся к схеме раскрытия Атлантического океана (рис. 6). Этот про­ цесс проходил неравномерно как во времени, так и в пространстве, притом нели­ нейно. Раскрытие началось -1 7 0 млн лет назад в средней части океана с продвиже­ нием океанического бассейна на север. Позднее (150 млн лет) раскрылась самая южная часть океана. Еще позднее (65 млн лет) процесс перекинулся в пределы Се­ верной Атлантики. Барьер между Центральной и Южной Атлантикой перестал су­ ществовать примерно 100 млн лет назад. Отсюда легко видеть, что океаногенез здесь действительно отражает нелинейную геодинамику .

Что может произойти в дальнейшем с океаном? Как известно, Т. Вилсон выдвинул абстрактную гипотезу циклического развития рифтогенного океанского бассейна: после раскрытия и прохождения через кульминацию следует процесс его постепенного закрытия. Но надо сказать, что в настоящее время процесс за­ крытия нигде на Земле не происходит, откуда и абстракция предложенной мо­ дели. Однако этот механизм оказался удобным для палеогеодинамических по­ строений, особенно в части понимания коллизионных швов, существующих на материках. В то же время, он отнюдь не универсален, в чем исследователи не всегда отдают себе отчет .

С точки зрения океанской геодинамики большой интерес представляют районы тройного сочленения спрединговых хребтов. Один из таких районов, расположенный на юге Атлантики, - район Буве - был объектом нашего не­ давнего исследования. Здесь сходятся три спрединговых хребта: Срединно-Ат­ лантический, Африкано-Антарктический и Американо-Антарктический. Пос­ ледние два, по сравнению со Срединно-Атлантическим, более молодые. Они продвигаются навстречу друг другу, разрушая Срединно-Атлантический хре­ бет (рис. 7). На противоположных окончаниях оба хребта имеют структурное продолжение: Африкано-Антарктический продолжается Юго-Западным Ин­ дийским хребтом до района тройного сочленения Родригес в Индийском океа­ не, а Американо-Антарктический - рифтовыми системами Антарктики. Но можно считать, что последняя структурная полоса идет далее на запад и вклю­ чает разлом Шеклтон, разделяющий Тихий океан и Южно-Антильский струк­ турный комплекс. Таким образом, в южном полушарии выделяется крупней­ ший линеамент, простирающийся от тройного сочленения Родригес в Индий­ ском океане до Чилийского желоба в Тихом океане на расстояние 11000 км. Ес­ ли со временем данный линеамент начнет функционировать как единая спрединговая система, то это может привести к кардинальной перестройке текто­ нического плана большого сектора земной коры (рис. 8) .

Атлантический океан явился акваторией, в пределах которой изучение геолоРис. 8. Индо-Тихоокеанский тектонический линеамент 1 - главные разломы; 2 - глубоководные желоба; 3 - изобата 1000 м; спрединговые хребты: 4 - рифтовые структуры, 5 - поперечные разломы САХ - Срединно-Атлантический хребет; ЮЗИХ - Юго-Западный Индийский хребет; ЗИХ - Западно-Индийский хребет; ЦИХ - Центрально-Индийский хребет;

АмАХ - Америко-Антарктический хребет; АфАХ - Африкано-Антарктический хребет; ТСБ - тройное сочленение Буве; TCP - тройное сочленение Родригес; ААЗР

- Антаркт-Африканская зона разломов гии дна проводилось Геологическим институтом наиболее длительно и подробно .

Ориентация была на районы, имеющие ключевое значение для тектоники и геоди­ намики. Исследования выполнялись на нис “Академик Николай Страхов” .

В рамках данной статьи упомянуты лишь отдельные новые факты и разработки .

Общий результат таков, что теперь мы располагаем фактическими сведения­ ми, несравненно большими по объему, чем 30 лет назад, когда была провозглаше­ на “новая глобальная тектоника”. В будущем фактическая база еще более увели­ чится и это станет той основой, на которой выстроятся тектонические и геодинамические модели новой эры .

ИНДИЙСКИЙ ОКЕАН

Прежде всего остановимся на границе между Атлантическим и Индийским океанами. В географии в качестве таковой принят меридиан 20° в.д. Но эта гра­ ница не имеет геологического содержания. Тектоническим разграничением упомянутых океанов служит крупнейшая разломная зона Принс Эдвард, состо­ ящая из ряда параллельных разломов, вдоль которой происходит сдвиговое сме­ щение спрединговой системы на север на многие сотни километров. Разломная зона разделяет Африкано-Антарктический и Юго-Западный Индийский спрединговые хребты. По своему геологическому значению она подобна АвстралоАнтарктической разломной зоне, разграничивающей Тихий и Индийский океа­ ны. Подобных разломов в Мировом океане несколько (рис. 9). Во всех случаях 90° 120° 150° 180° 150° 120° 90° 60° 30° 0° 30° Рис. 9. Соотношение границ литосферных плит (по Л.П. Зоненшайну и М.И. Кузьмину, 1992 г.) и демаркационных разломных зон I - демаркационные разломные зоны (цифры на схеме): 1 - Элтанин, 2 - Романы, 3 - Чарли Гиббс, 4 - Шпицбергенская, 5 - Австрало-Антарктическая, 6 - Амстердамская, 7 - Агульянс-Фолклендская, 8 - Принс Эдвард, 9 - Оуэн; 2, 3 - границы плит: 2 - конвергентные, 3 - трансформные tf 50* Рис. 10. Тектоническая схема Индийского океана. Резко проявлена структурная дисгармония (тектоническая рассогласованность) океанского дна, отраженная в весьма различном строе­ нии западной, центральной, восточной и южной областей океана, а также в структурных особенностях спрединговых систем 1 - ограничения срединных хребтов; 2 - фрагменты континентальной коры - поднятия (цифры на схеме): 5 - Мадагаскарское, 6 - Маскаренское, 7 - Сейшельский блок, 8 - блок Сайя де Малья, 9 - Мо­ замбикское, 10 - Агульяс, 11 - Лаккадивское, 12 - Коморин, 13 - Эксмут, 14 - Кювье, 15 - Зенит (Вал­ лаби), 16 - Натуралистов, 17 - Брокен (Западно-Австралийский); 3 - океанические поднятия разных ти­ пов: 18 - Чагос, 19 - хребет 79°, 20 - Восточно-Индоокеанское (хребет 90°), 21 - Кокосовое, 22 - Керге­ лен, 23 - Конрад, 24 - Цель-Кано; 4 - тектоно-вулканические поднятия: 43 - Афанасия Никитина, 44 Ланка; 5 - наиболее глубокие части океанических впадин: 25 - Сомалийская, 26 - Маскаренская, 27 Мадагаскарская, 28 - Мозамбикская, 29 - Агульяс, 30 - Аравийская, 31 - Центральная, 32 - Кокосовая, 33 - Западно-Австралийская (Уортон), 34 - Арго, 35 - Гаскойн, 36 - Кювье, 37 - Пертская, 38 - Афри­ кано-Антарктическая, 39 - Австрало-Антарктическая; 6 - глубоководные желоба разных типов: 40 Зондский, 41 - Оби, 42 - Диамантина; 7 - область “внутриплитных деформаций”; 8 - сгтрединговые хреб­ ты и поперечные разломы: 1 - Аравийско-Индийский (Карлсберг), 2 - Центральноиндийский, 3 - Авст­ рало-Антарктический, 4 - Западно-Индийский; 9 - разрывные нарушения (некоторые разломы и их си­ стемы: 45 - система Оуэн, 46 - Атлантис II, 47 - система Амстердам, 48 - Принс-Эдвард, 49 - Дю Тойт, 50 - Австрало-Антарктическая система, 51 - Дэви); 10 - сбросы они разделяют разные по геологическому строению и истории развития облас­ ти океанского дна. Внутри Индийского океана такого рода разломной зоной яв­ ляется система разломов Амстердам, а в его северной части - разлом Оуэн, про­ должающийся на континенте в Сулеймановых горах. Поскольку тектоническое значение структур этого рода велико, для них был введен специальный термин демаркационные разломы. Существенно, что почти нигде они не совпадают с границами литосферных плит. Острота возникшей проблемы очевидна. Реше­ ние ее пока не найдено .

Самой яркой чертой Индийского океана является его весьма прихотливый общий контур, с одной стороны, и резко выраженная внутренняя структурная рассогласован­ ность, с другой (рис. 10). Эта последняя иллюстрируется совершенно разными и несо­ поставимыми по строению тектоническими областями: Приафриканской, Централь­ ной, Приавстралийской и Приантарктической. Особенности структуры спрединговой системы - ее тройное сочленение в центральной части океана и большая разница в структуре и геодинамике западного, среднего и особенно юго-восточного отрезков, последний из которых по ряду'признаков отвечает тихоокеанскому стилю. Экзотично присутствие огромного, свыше 5000 км, меридионально вытянутого подводного хреб­ та, именуемого хребтом 90°. Отчетливо видно неупорядоченное расположение мик­ роконтинентов. Если рассматривать океан в целом, то его западная часть имеет из­ вестное сходство с атлантической тектоникой, а юго-восточная, как уже сказано, - с тихоокеанской. Этому имеется вполне корректное историко-тектоническое объясне­ ние: западная часть сформировалась в результате процессов рифтинг-спрединг в пер­ вично-континентальной ситуации; восточная часть развилась на основе тихоокеан­ ского клина, вдававшегося в раннем мезозое далеко на запад .

Общее заключение таково, что структурная дисгармония или иначе тектониче­ ская рассогласованность дна Индийского океана оказалась результатом воздейст­ вия большого спектра нелинейных геодинамических эффектов. В конечном же итоге эти эффекты привели к формированию огромного единого водного бассей­ на, субстрат которого в основном образован симатической корой. Этим примером, как и в случае Атлантики, демонстрируется сложнейший процесс океаногенеза, са­ моорганизации океанской впадины, приведший в конце концов к становлению но­ вообразованного мегаокеана .

ТИХИЙ ОКЕАН

Один из новых результатов в отношении Тихого океана состоит в пересмотре тектоники его западной части. Согласно традиционным представлениям, зона пере­ хода океан-континент в Западной Пацифике с внешней стороны ограничивается глубоководными желобами. Нами предлагается иное, значительно более широкое ее толкование .

С запада на восток здесь выделяются латеральные ряды микроплитных систем, расположенных между Евразией и Австралией, с одной стороны, и центральными областями Тихого океана, с другой (рис. 11) [Моссаковский и др., 1988]. Среди та­ ких систем выделяются три типа: восточный, центральный и западный .

Восточный тип распространен в северо-западной и западной периферии ложа Тихого океана и ограничен с запада глубоководными желобами. Его восточная гра­ ница расплывчатая. Этот тип характеризуется мозаично-блоковой структурой, представленной сочетанием разновеликих микроплит с разным возрастом океани­ ческой коры (маастрихт-раннеэоценовым, сантон-кампанским, апт-туронским, готерив-барремским, титон-готеривским, оксфорд-титонским, бат-оксфордским) .

Полосовые магнитные аномалии нередко имеют здесь торцовые сочленения. В рельефе дна абиссальные микроплиты (котловины) перемежаются с внутриокеаническими поднятиями (Шатского, Хесса, Обручева и др.), являющимися структу­ рами внутриокеанической аккреции.

Восточная микроплитная система, как покаcm, 2 ОC.UL:

0- 180 0.8 .

<

–  –  –

зывают гравитационные аномалии в редукции Буге, отвечает сравнительно мало­ глубинным неоднородностям коры и верхов мантии. Нижележащая мантия отлича­ ется высокими сейсмическими скоростями и интенсивной сейсмической расслоенностью, что отличает ее от мантии Центральной Пацифики. В эволюционном пла­ не данный тип микроплитных систем является наиболее примитивным, поскольку здесь отсутствуют островодужные ансамбли. Он отражает раннюю фазу структур­ ного преобразования океанической коры в области раздела Тихоокеанского и Ин­ до-Атлантического сегментов планеты .

Центральный тип микроплитных систем характеризует область, простираю­ щуюся от Филиппинского моря до бассейна Лау. Ему свойственно широкое разви­ тие разноориентированных островных энсиматических вулканических дуг и связан­ ных с ними глубоководных желобов, а также задуговых и интрадуговых глубоко­ водных бассейнов. Здесь происходит частое изменение структурного плана, вы­ званное высокой тектонической активностью земной коры, которая отражает по­ вышенный энергетический потенциал глубин. По сейсмическим данным, под микРис. 13. Глубинный поперечный разрез в южной части Центральных Анд (21,5° ю.ш.) [Schwarz., Kruger, 1997]. Изображена субдувдия плиты Наска Зубчатая линия проведена нами; она отражает возможную альтернативную трактовку зоны сочленения континентальных и океанских геосфер. HCZ - зоны про­ водимости, LVZ - низкоскоростные зоны (Р волны), FM - преддуговая мантия, LC - нижняя кора, МС - средняя кора, СВ - континентальный фундамент, VF фронт вулканизма. Черные кружки - очаги землетрясений Рис. 14. Клиновидная структура зон со­ членения континентальных и океанских геосфер на западе Тихого океана 1 - континентальные клинья; 2 - направ­ ления движения масс роплитными системами данного типа обособляются крупные объемы низ­ коскоростной мантии. Таким обра­ зом, здесь очень ярко проявлена об­ щая нестабильность тектоносферы .

Это подтверждается и имеющимися изотопными характеристиками кай­ нозойских базальтов, которые распа­ даются на две группы (речь идет об изотопах Sr, Nd и Pb): одна группа с Е±3 / Иг тихоокеанскими метками; другая - с индоокеанскими [Hickey-Vargas et al., 1995]. Наиболее полно микроплитные системы центрального типа представлены в Филиппинском и Тонганском регионах .

Западный тип микроплитных систем развит в приконтинентальной полосе, про­ стираясь от Охотского моря до Тасманова. Очень ярко он проявлен в ИндонезийскоМалайзийской области. Островные дуги здесь представляют собой аккреционные покровно-складчатые структуры с широким распространением офиолитов триасово­ го, юрского и мелового возраста. Широко представлены тектонические меланжи и олистостромы. Между островными дугами развиты глубоководные впадины с мощ­ ным осадочным выполнением. Возраст океанического субстрата разный: позднеюрско-меловой (моря Банда, Флорес и др.), кампан-эоценовый (море Целебес), неоге­ новый (море Сулу), олигоцен-четвертичный (Южно-Китайское море). Существенно, что изотопные метки базальтов в этой системе близки или аналогичны базальтам Индийского океана. Очень важно отметить, что в структуре данной системы важная роль принадлежит микроконтинентам гондванского или азиатского происхождения .

Общая особенность структурного развития западной микроплитной системы такова, что в нем преобладает отчетливо выраженная индо-атлантическая тенденция .

Обобщая все сказанное, следует констатировать, что рассмотренные типы ми­ кроплитных систем образуют самостоятельный класс структур земной коры, гене­ тически связанный с областью раздела Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов Земли. Совершенно очевидно, что эта область характеризуется нели­ нейным хаотическим проявлением корообразующих процессов, проявляющихся на фоне общей геодинамической экспансии Индо-Атлантического сегмента планеты в отношении Тихоокеанского .

Кратко следует остановиться также на проблеме субдукции. Речь идет не о поддвигах и надвигах на тихоокеанских окраинах, а именно о субдукции как процес­ се погружения массивных жестких литосферных плит в глубинные геосферы. Под­ тверждение существования зон субдукции видят в наличии сейсмофокальных зон .

Однако последние нередко изображаются слишком упрощенно. Приведем два при­ мера из новейшей литературы [Clague., 1997, Schwarz, Kruger, 1997]. Один касается Кордильерской зоны (рис. 12), другой - Андийской (рис. 13). На обоих рисунках контуры зоны субдукции проведены фактически произвольно. Расположение оча­ гов сейсмичности допускает совершенно другую их генерализацию .

Интересно и прогрессивно в этом плане также новейшее исследование И.П. Кузина, посвященное строению и сейсмичности островных дуг и шельфовых зон [Кузин, 1998]. Он сделал вывод, что “причину возникновения сильнейших и ги­ гантских землетрясений под нижней частью континентального склона Камчатки невозможно понять, исходя из существующих схем субдукции Тихоокеанской пли­ ты под Евразийскую” [Там же. С. 61]. Выявив существенную скоростную неодно­ родность сейсмофокальной зоны (СФЗ) по простиранию Курило-Камчатской дуги с чередованием отрезков повышенных и пониженных скоростей, автор заключает о ее блоковой структуре. Сильные землетрясения приурочены к блокам, характе­ ризующимся повышенными скоростями. Вообще сильнейшие землетрясения (М 8,5) возникли не в основной части СФЗ, наклоненной под углом 50° под Кам­ чатку, а на ее периферии под нижней частью континентального склона [Там же .

С. 57], что с очевидностью противоречит их субдукционной природе .

В свое время была предложена другая модель сочленения континентальных и океанических геосфер, не субдукционная (рис. 14), при этом эффект в смысле островодужной вулканической деятельности, сейсмичности и окраинно-континенталь­ ного структурообразования будет таким же [Пущаровский, 1994] .

Таким образом, проблема существования субдукции остается открытой .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Имеющиеся данные свидетельствуют, что единого механизма образования океа­ нов в реальности не существует и соответственно распространенное представление об их унификации в этом смысле должно быть оставлено. Тектонический анализ со­ гласуется с представлением о рифтинговой природе Атлантики и запада Индийского океана, но восточная часть последнего сформировалась унаследованно от вдававше­ гося в эту область клина Палеопацифики; она оказалась отгороженной от Тихого океана испытавшим дрейф Австралийским материком и системой Зондской остров­ ной дуги. Что касается Тихого океана, то нет никаких свидетельств того, что в пре­ делах его ложа когда-либо существовал континент, а следовательно и континенталь­ ный рифтогенез. Природа этого океана не может считаться выясненной, однако гео­ логические, геохимические и геофизические данные позволяют полагать о его веро­ ятной связи с первичной неоднородностью в строении Земли .

Как океаногенез, так и структурное развитие океанов, в том числе крупные пе­ рестройки их тектонического плана, в значительной мере связаны с воздействием разномасштабных нелинейных геодинамических эффектов. Такие эффекты поро­ ждаются как эндогенными, так и внеземными экстраординарными процессами, в том числе катастрофическими .

Изучение тектоники и геодинамики западных окраин Тихого океана выявило их микроплитную структуру, распадающуюся на три продольных зоны, из которых край­ няя восточная занимает пространство между центральными областями океана и окра­ инными глубоководными желобами. Это дает основание заключить о геодинамическом продвижении Индо-Атлантического сегмента Земли в область Тихоокеанского .

Наконец, соображением общего плана является то, что не следует отождеств­ лять сейсмофокальные зоны с зонами субдукции. Насколько первые реальны, на­ столько вторые проблематичны. Вообще процесс субдукции, предполагающий по­ гружение в глубь Земли толстой и жесткой литосферной плиты на сотни километ­ ров, мало правдоподобен. Более предпочтительной представляется модель сложно­ го клиновидно-зубчатого сочленения коровых и мантийных масс континента и оке­ ана, с общим наклоном зоны сочленения под континент .

Как показывает опыт, дальнейшее тектоническое изучение океанов, не столь­ ко макромасштабное, сколько подробное на конкретных ключевых районах, с рас­ шифровкой как структуры и геодинамических особенностей, так и их историко­ геологического развития, принесет большой, прежде неизвестный фактический материал, который служит базисом для значительно более корректных и справед­ ливых геологических построений, чем распространенные ныне .

Работа выполнена при поддержке Министерства науки РФ и Российского фон­ да фундаментальных исследований (гранты 97-05-64737; 96-05-64758) .

К узи н И.П. Островные дуги и шельфы: Особенности сейсмичности и структуры. Автореф. дис.... д-ра геол.-минерал, наук. М., 1998. 82 с .

Маз ар о вин А.О. Геологическое строение Центральной Атлантики: Разломы, вулканические сооруже­ ния и деформация океанского дна: Автореф. дис.... д-ра геол.-минерал. наук. М., 1998. 36 с .

Моссаковский А.А., Пущаровский Ю.М., Руженцев С.В. Крупнейшая структурная асимметрия Земли // Геотектоника. 1998. JN 5. С. 3-18 .

?

Ог Э. Геология. Т. 1. Геологические явления. М.: Госиздат, 1922. 496 с .

Пейве А.В. Тектоника Срединно-Атлантического хребта // Геотектоника. 1975. № 5. С. 3-17 .

Пущаровский Ю.М. О “субдуктологии” в свете нелинейной геодинамики // Тихоокеан. геология. 1994 .

№ 4. С. 3-13 .

Пущаровский Ю.М., Ельников И.Н., Перфильев А.С. Новые данные о глубинном строении СрединноАтлантического хребта на 20° ю.ш. // Геотектоника. 1985. № 5. С. 5-13 .

Разницин Ю.Н., Трофимов В.В. Тектоническое скучивание океанической коры в зоне разлома Зелено­ го Мыса (Центральная Атлантика) // Там же. 1989. № 2. С. 45-56 .

Glague JJ. Evidende for large earth-quakes at the Cascadia subduction zone // Rev. Geophys. 1997. Vol. 35, N 4 .

P. 439-460 .

Hickey-Vargas R., Hergt J.M., Spadea P. The Indian Ocan-type isotopic signature in Western Pacific marginal basins: origin and singificance // Active margins and marginal basins of the Western Pacific // Amer. Geophys .

Union. Geophys. Monogr. 1995. Vol. 88. P. 175-197 .

McBride J.H., White R.S., Henstock TJ., Hobbs R.W. Complex structure along a Mesozoic sea-floor spreading ridge: BIRPS deep seismic reflection Cape Verde abyssal plain // Geophys. J. Intern. 1994. Vol. 119 .

P. 453-478 .

Schwarz G., Kruger D. Resistivity cross section through the southern central Andes as inferred from magnetotelluric and geomagnetic deep soundings / / J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102, N B6. P. 11957-11978 .

РАБОТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА РАН

В МИРОВОМ ОКЕАНЕ

А.О. Мазарович Геологический институт РАН С конца 60-х годов проблемы строения и развития океанской литосферы нахо­ дились под пристальным вниманием директора Геологического института АН СССР академика А.В. Пейве. Он неоднократно обращался к результатам глубоко­ водного бурения, анализу разрезов офиолитов и океанической коры, а также к ха­ рактеру их деформаций. Важную роль играли данные драгировок, которые прово­ дились в то время, в основном, на судах Института океанологии. А.В. Пейве лично принимал участие в 17-ом рейсе нис “Дмитрий Менделеев”, который работал по проекту “Офиолиты” в западной части Тихого океана [Геология..., 1980], возглавив экспедицию .

Конец 50-х - начало 70-х годов стали периодом стремительного перехода от фиксизма к плитной тектонике, положения которой хорошо известны. Зарубежное геологическое сообщество, за исключением, пожалуй, только немногочисленных групп, полностью перешло на позиции плейттектонического мобилизма. В СССР дело обстояло сложнее. Возникли коллективы, которые безоговорочно следовали постулатам новой глобальной тектоники, но наряду с этим имелись группы, отста­ ивавшие положения фиксизма. Развивалось и третье направление, а именно по­ строение мобилистских моделей, отличных от тектоники плит .

Ярким представителем последних стала геологическая школа Геологического института РАН [Суворов, 1994]. Во второй половине 60-х годов А.В. Пейве прихо­ дит к выводу о наличии фрагментов древней океанической коры в структурах по­ кровно-складчатых поясов. Эти выводы были основаны не только на данных изу­ чения континентов, которые дополнялись “совершенно новым миром фактов по геологии и геофизике современных океанов” [Пейве, 1991. С. 12]. Такая постанов­ ка вопроса соответствовала данным о наличии крупных горизонтальных переме­ щений, но, вместе с тем, анализ строения покровно-складчатых поясов привел сот­ рудников ГИНа к идеям тектонической расслоенности литосферы и, позже, с уче­ том данных об океанской тектонике, к нелинейной геодинамике .

А.В. Пейве высказывал свои представления о развитии океанической коры, че­ рез опыт изучения структуры континентальных областей. Он считал, что океан­ ские разломы представляют собой сверхглубинные образования, которые прони­ кают глубоко в мантию, а все дно океанов охвачено процессами тектонического дробления “на большие и малые глыбы и блоки, испытывающие большие взаим­ ные перемещения” [Пейве, 1990а. С. 177]. Он подметил, что процессы деформации верхней части мантии и земной коры континентов имеют много сходного и что “весь земной шар (континенты и океаны) характеризуются мозаично-глыбовой структурой, охватывающей как кору, так и верхнюю мантию Земли. Это деформа­ ции, возникшие в результате затраты колоссальной энергии перемещений блоков земной коры и мантии” [Там же. С. 178]. Развивая свои идеи, А.В. Пейве пришел в 1967 г. к выводу, что «...система гигантских сдвигов в тонкой и хрупкой океаниче­ ской коре САХ... связана с неравномерным, “струйчатым” пластичным тектониче­ ским течением вещества в...астеносфере. Но так как астеносфера под континента­ ми расположена в 2-3 раза глубже, чем под океанами, то скорости тектонического течения горных масс на одной и той же глубине увеличивают градиент скорости те­ ктонического течения, вызвавший дисгармонию структур океанов и континентов»

[Пейве, 19906. С. 276] .

Опыт проведения морских работ и анализ тенденций развития тектоники при­ вели А.В. Пейве к пониманию целесообразности приобретения научно-исследова­ тельского судна. Тем самым, с середины 80-х годов определилось новое для многих сотрудников ГИНа направление - тектонические исследования в океанах. После огромной организационной работы многих сотрудников Института и, прежде все­ го, академика Ю.М. Пущаровского, ГИН стал судовладельцем .

Судно “Академик Николай Страхов” вошло в состав научного флота СССР 14 мая 1985 г. Оно получило имя в честь сотрудника ГИНа - академика Николая Михайловича Страхова (1900-1978) - основоположника теоретической литологии .

Крестной “мамой”, точнее крестным “папой”, стал известный полярный исследова­ тель, контр-адмирал И.Д. Папанин. На финской верфи было создано неплохо осна­ щенное, для того времени, судно (длина - 75,5 м, ширина - 14,7 м, осадка - 4,5 м, во­ доизмещение - 2600 т, максимальная скорость - 15,2 узла) с неограниченным рай­ оном плавания и ледовым классом. Оно было оснащено 16-лучевым эхолотом ECHOS-625, семью лебедками различного назначения, многочисленными хорошо оборудованными лабораторными помещениями .

В течение 13 лет нис “Академик Николай Страхов” работало на получение зна­ ний в области фундаментальных исследований геологии Мирового океана [Мазарович и др., 1996]. Рейсы нис “Академик Николай Страхов” (всего за пределами порта Калининград 1833 дня - 5 лет или около 38,6% времени) проходили в рамках как национальных программ (“Мировой океан” - проекты “Литое”, “Седимент”, “Глубинные геосферы”, “Тетис”, “Геопол” и др.), так и международных проектов (“PRIMAR”, ROEM”, “Экваридж” и др.) и Антарктической программы Италии. Ру­ ководителями проектов были академик Ю.М. Пущаровский, член-корреспонденты РАН П.П. Тимофеев, Г.Б. Удинцев и др. Существенный промежуток времени в по­ следние годы, по известным причинам, был вынужденно отведен различным геоло­ гическим коммерческим работам .

Основная часть времени “жизни” нис “Академик Николай Страхов” была по­ священа изучению геолого-геофизических особенностей строения тропической ча­ сти Атлантического океана (рис. 1; таблица). В результате были получены данные о строении рифтовой долины Срединно-Атлантического хребта между разломами Зеленого Мыса и Чейн, его флангов, а также некоторых районов в непосредствен­ ной близости от континентов (конус выноса р. Ориноко, районы около острова З е­ леного Мыса). Обширная информация была получена по строению как активных, так и пассивных частей трансформных разломов Зеленого Мыса, Марафон, Мер­ курий, Архангельского, Долдрамс, Вернадского, Страхова, Св. Петра, Сан-Паулу, Романш, Чейн. Два рейса (4, 8) прошли в восточной части Тихого океана, четыре (5, 10, 14, 17) в средиземноморском бассейне, в районах Кипра, Крита, Альборанского и Адриатического морей. Основная часть времени 18-го рейса проходила в приантарктическом регионе, вблизи о-ва Буве .

Помимо геолого-геофизических данных во время рейсов нис “Академик Нико­ лай Страхов” были получены обширные сведения о погодных условиях в разных частях Мирового океана, уточнено положение о-ва Буве, что, в целом, крайне важ­ но для безопасности мореплавания в этом районе .

Фундаментальная наука вносит огромный вклад в культуру человечества. Ее ценность [Ледерман, 1985] заключается в самом процессе научной деятельности .

Она обладает такими эффектами, как привлекательность и поддержание высокого интеллектуального уровня всего научного сообщества. При разработке проблем фундаментальной науки происходит создание новой техники и методик, которые используются в человеческой деятельности. Кроме этого, создаются новые воз­ можности для экспериментальных исследований, происходит подготовка профес­ сионалов высокого класса, полученные результаты могут быть использованы как в других областях науки, так и в промышленности. Рассмотрим деятельность кол­ лективов экспедиций нис “Академик Николай Страхов” под указанными углами зрения .

Одним из важнейших результатов работ на борту нис “Академик Николай 70° о ВО0 ВО0 40° 20° 70° 20° 70° 0° 70°

-6500 -6000 -5500 -5000 -4500 -4000 -3500 -3000 -2500 -2000 -7500 -7000 -50 0 О 500 7000

–  –  –

МОНОГРАФИИ, ОСНОВАННЫЕ НА РЕЗУЛЬТАТАХ

ЭКСПЕДИЦИЙ НИС “АКАДЕМИК НИКОЛАЙ СТРАХОВ”

Вулканические поднятия и глубоководные осадки востока Центральной Атлантики. М.: Наука, 1989 .

247 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 436) .

Строение зоны разлома Долдрамс: Центральная Атлантика. М.: Наука, 1989.224 с. (Тр. ГИН АН СССР;

Вып. 459) .

Строение зоны разлома Зеленого Мыса (Центральная Атлантика). М.: Наука, 1989. 199 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 439) .

Строение осадочного чехла Центральной Атлантики. М.: Наука, 1989. 144 с. (Тр. ГИН АН СССР;

Вып. 449) .

Гидротермальная активность и осадочный процесс в Карибско-Мексиканском регионе. М.: Наука, 1990 .

192 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 448) .

Пущаровский ЮМ. Тектоника Атлантики с элементами нелинейной геодинамики. М.: Наука, 1994 .

84 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 481) .

Geological structure of the Northeastern Mediterranean (Cruise 5 of the research vessel “Akademik Nikolaj Strakhov” / Ed. V.A. Krasheninnikov, J.K. Hall. Jerusalem: Historical Production-Hall, 1994. 396 p .

Пущаровский Ю.М., Пейве А А., Разницин Ю.Н., Базилевская E.C. Разломные зоны Центральной Ат­ лантики. М.: ГЕОС, 1995. 164 с. (Тр. ГИН; Вып. 495) .

Equatorial segment of the Mid-Atlantic Ridge: (Initial results of the geological and geophysical investigations

under the EQUARIDGE Program, cruises of г/v “Akademik Nikolaj Strakhov: in 1987, 1990, 1991). P.:

UNESCO, 1996. 122 p. (10C Techn. Ser., N 46) .

Экваториальный сегмент Срединно-Атлантического хребта: Прил. к монографии “Экваториальный сегмент Срединно-Атлантического хребта” / МОК ЮНЕСКО, ГЕОХИ РАН. М.: АТКАР; ПКО “Картография”, 1997 .

Мазарович А.О. Геологическое строение Центральной Атлантики: Разломы, вулканические сооруже­ ния и деформации океанского дна: Автореф. дис.... д-ра геол.-минерал. наук. М., 1998. 36 с .

ЛИТЕРАТУРА

Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980. 261 с .

ЛедерманЛ.М. Ценность фундаментальной науки // В мире науки. 1985. № 1. С. 4-13 .

Мазарович А.О., Разницин Ю.Н., Сазонов Л.В. Одиннадцать лет нис “Академик Николай Страхов” // История Отечественной океанологии: Тез. докл. Междунар. конф. Калининград, 1996. С. 125 .

Пейве А.В. Тектоника и магматизм // Избр. тр.: Глубинные разломы и их роль в строении и развитии земной коры. М.: Наука, 1990а. С. 173-190 .

Пейве А.В. Разломы и тектонические движения //Там же. 19906. С. 283-298 .

Пейве А.В. Тектоника Срединно-Атлантического хребта // Избр. тр.: Эволюция земной коры и мобилизм. М.: Наука, 1991. С. 93-107 .

Суворов А.И. История мобилизма в геотектонике. М.: Наука, 1994. 224 с .

ТРОЙНОЕ СОЧЛЕНЕНИЕ БУВЕ

ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ

А.А. Пейве*, Н.Н. Турко*, С.Г. Сколотнев*, Н.М. Сущевская**, М. Лиджи***, П. Фабретти***, А.О. Мазарович*, С.Ю. Соколов*, Д.А. Гилод**** Геологический институт РАН, * Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Институт Морской геологии (г. Болонья, Италия), ****Геологический факультет МГУ

ВВЕДЕНИЕ

Изучение тройного сочленения Буве (ТСБ) - области взаимодействия трех ли­ тосферных плит (Американской, Африканской и Антарктической) - проводилось в соответствии с итальянской национальной программой исследования Антаркти­ ды (проект “Периантарктические котловины”) и российским национальным проек­ том “Тектоносферы” в двух рейсах: российско-итальянском (18-й рейс нис “Акаде­ мик Николай Страхов”, 1994 г.) и итальянском, с участием российских ученых (нис “Геленджик”, 1996 г.) .

Ранее в районе проводились мелкомасштабные геолого-геофизические работы [Sclater et al., 1976] и драгировки отдельных структур [Le Roex et al., 1983,1985,1987;

Dickey et al., 1977; Dick et al., 1984]. В 18-м рейсе нис “Академик Николай Страхов” в 1994 г. детально изучались структуры Срединно-Атлантического хребта (САХ), северной части хр. Шписс, а также сегмента Африкано-Антарктического хребта (АфАХ) между разломами Буве и Мошеш [Пейве и др., 1994, 1995; Мазарович и др., 1995; Пущаровский, 1998]. В 1995 г. английскими исследователями с помощью сонара бокового обзора изучалась область ТСБ и хр. Шписс [Mitchell, Livermore, 1998] .

Дополнительный фактический материал был получен на нис “Геленджик” в 1996 г. при детальном картировании многолучевым эхолотом “Симрад EM-12S”, гравиметрической и магнитной съемке, а также в результате драгирования на 17ти станциях [Ligi et al., 1997; Carrara et al., 1997] (рис. 1, 2). Помимо измерения глу­ бин, многолучевой эхолот “Симрад” позволяет вести сбор данных по интенсивно­ сти отраженного сигнала, т.е. работает и как сонар бокового обзора. Анализ полу­ ченного материала позволяет отметить ряд морфоструктурных и вещественных особенностей, а также высказать некоторые соображения о тектоническом строе­ нии и эволюции региона .

МОРФОСТРУКТУРА ДНА

Сложный рельеф области тройного сочленения обусловлен наложением стру­ ктур трех срединно-океанских хребтов: Срединно-Атлантического (САХ), Амери­ кано-Антарктического (АмАХ) и Африкано-Антарктического (АфАХ) (рис. 3). В результате проведенных нами исследований могут быть выделены три основные морфоструктурные провинции: а) структуры САХ (рифтовая зона и фланги);

б) структуры АфАХ и район их сочленения с САХ (хр. Шписс, разлом Буве, вос­ точная зона дислокаций, структуры палеосочленения); в) структуры АмАХ и рай­ он их сочленения с САХ (разлом Конрад, рифтовая долина, Граничный прогиб, структуры палеосочленения) .

Структуры САХ представлены тремя сегментами рифтовой долины между 53°20' и 54°55' ю.ш. и параллельными им грядами и депрессиями ССЗ простирания (см. рис. 1 и 3) .

Рис. 2. К арта аномального магнитного поля района Т С Б У) Центральный сегмент рифтовой долины ограничивает с запада изометричный массив, представляющий собой окончание хр. Шписс .

Южный сегмент представляет собой впадину шириной около 5 миль, огра­ ниченную крутыми склонами. Он отделен порогом высотой около 300 м от от­ резка рифтовой долины меридионального простирания; последний углубляет­ ся к югу и отделяется от структур Граничного прогиба, имеющих СВ прости­ рание, серией субмеридиональных порогов. Другой порог с расположенным на нем конусовидным поднятием отделяет южный сегмент рифтовой долины от депрессии ВЮВ простирания, которая прослеживается до подножия хр. Шписс. Именно этот район схождения трех депрессий (САХ, депрессии ВЮВ простирания и Граничный прогиб) предполагался точкой тройного со­ членения [Sclater et al., 1976]. Наши работы [Пейве и др., 1995] показали, что ТСБ не может быть аппроксимировано одной точкой, а представляет собой обширную область взаимовлияния различных структур в пространстве и вре­ мени. Кора, образованная в САХ, характеризуется достаточно закономерным чередованием линейных магнитных аномалий, которые в западном направле­ нии прослежены нами до хроны СЗВп [Ligi et al., 1998], что сооветствует воз­ расту около 7 млн лет [Cande, Kent, 1995]. К западу от оси САХ аномалии иден­ тифицируются гораздо менее уверенно практически только до хроны С2Аг .

Область сочленения САХ-АфАХ включает хр. Шписс, разлом Буве, вос­ точную зону дислокаций, структуры палеосочленения САХ/Шписс-АфАХ .

Х р. Шписс шириной до 55 км ограничен крутыми ступенчатыми склонами высотой от 900 до 1400 м. Вершинная поверхность хребта лежит на глубинах 1400-1700 м, понижаясь к югу до 2000 м. В его центральной части была откры­ та и обследована крупная вулканическая постройка размером более 15 км в диаметре, слегка вытянутая в ВЮВ направлении. Подножие подводного вул­ кана лежит на глубинах 1200-1400 м, в центре находится кальдера размером 1x2,5 км с глубинами 800-900 м. Глубины над краем кальдеры менее 400 м, размеры по внешнему краю примерно 4x5 км. На дне кальдеры отмечаются уступ ВСВ простирания и нескольких мелких вулканических конусов .

Помимо вулкана, занимающего центральную часть хребта, к юго-западу и северо-востоку от него на расстоянии около 4 км находятся два поднятия разме­ ром примерно 7x13 км, относительной высотой соответственно свыше 400 и 200 м. Они имеют асимметричный профиль с более крутыми склонами, обра­ щенными к центральной вулканической постройке. К северо-западу от послед­ ней протягиваются гряды высотой 200-300 м. Они, как правило, имеют крутые склоны, сильно расчлененную поверхность и представляют собой лавовые по­ токи и вулканические гряды. Анализ данных сонара бокового обзора показал, что потоки залили желоб Буве, обтекая поднятие (трансверсивный хребет) на его северном борту. В южной части хребта вулканические гряды и потоки ме­ няют простирание с меридионального на субширотное. Для хр. Шписс характер­ но также множество конусовидных поднятий, представляющих собой, по-види­ мому, небольшие вулканы. Часть их образует цепочку СВ простирания между 00°45' и 00°25' з.д., где по магнитным данным (смещение линейных магнитных аномалий), возможно, проходит разлом. Осевая часть хребта отличается исклю­ чительно высокими значениями аномального магнитного поля, существенно превышая таковые в пределах рифтовой долины САХ, что, видимо, связано с интенсивным современным вулканизмом в пределах этой структуры. Эта полоРис. 3. Схема районирования и положение станций драгирования в районе ТСБ / - разломные зоны; 2 - Граничный прогиб; 3 - рифтовые долины; 4 - поднятия и хребты; 5 тектонические эскарпы; 6 - преобладающие простирания структур; 7 - граница восточной зоны дислокаций; 8 - структуры САХ; 9 - восточная зона дислокаций; 10 - область сочленения САХ и АфАХ и структуры АфАХ; 11 ~ структуры АмАХ; 12 - направления спрединга; 13-15 - станции драгирования: 13 - ранее опубликованные данные, 14 - 18-й рейс нис “Академик Николай Стра­ хов” 1994 г., 15 - нис “Геленджик” 1996 г .

жительная аномалия обрамляется Г-образно сходящимися отрицательными анома­ лиями, что, возможно, свидетельствует о проградации северо-западного окончания хр. Шписс. В юго-западной части хребта вплоть до его подножия может быть выде­ лена еще одна хрона (С2п), простирание которой соответствует таковому хр. Шписс .

Таким образом, можно допустить, что возраст этого хребта не древнее 2 млн лет .

В ост очн ая област ь ди сл окац и й, впервые выявленная по материалам наших работ, находится к северу от желоба Буве, между ним и структурами САХ (рис. 4) .

Граница между структурами САХ и зоной дислокаций прослеживается в виде про­ тяженных эскарпов высотой 200-400 м (иногда до 600 м), резко обрезающих грядо­ вый рельеф ЮВ простирания (азимут 150°). Эскарпы прослеживаются от северовосточного подножия хр. Шписс и имеют СВ простирание, совпадающее с прости­ ранием желоба Буве. От 0°15' з.д. на восток, вплоть до сочленения разлома Буве с рифтом вблизи о-ва Буве, граница имеет субширотное простирание .

В зоне дислокаций отмечаются два преобладающих направления: субширотное и ВСВ. Рельеф представлен крутосклонными поднятиями, часто имеющими в пла­ не форму вытянутого треугольника и разделяющими их цепочками депрессий. На дне депрессий отмечаются уступы, ограничивающие более глубокие их части, с разницей в глубинах в 300— м. Как правило, эти более глубокие части приуроче­ ны к южным подножиям поднятий. В северной части зоны дислокаций, как видно из данных сонара бокового обзора, прослеживаются короткие линеаменты, имею­ щие ЮВ простирание, аналогичное таковому структур САХ. По направлению к востоку их количество увеличивается. У края желоба субширотные поднятия более высокие и образуют прерывистый хребет вдоль желоба Буве .

Линеаменты ВСВ простирания разделяют поднятия на краю желоба и просле­ живаются на его северном склоне в виде ложбин и ступеней; на южном склоне же­ лоба они - с 55° до 54°25' ю.ш. Далее к северо-востоку как в области деформаций, так и на южном борту желоба прослеживаются субширотные простирания. В этой полосе субширотных простираний находятся ступени на северном склоне поднятия о-ва Буве, а также обследованное в 18-м рейсе нис “Академик Николай Страхов” так называемое нарушение Мошеш, состоящее из двух депрессий субширотного простирания [Мазарович и др., 1995]. Севернее 53°50' ю.ш. субширотные простира­ ния отмечены только в непосредственной близости от желоба Буве, в частности, ограничивая его с севера. К западу от зоны деформаций субширотное простирание имеет склон хр. Шписс. В зоне деформаций есть несколько магнитных аномалий, имеющих субширотное простирание. Провести их идентификацию представляется невозможным. Видимо, часть из них связана с ареальной вулканической активно­ стью в зоне между вулканическим о-вом Буве и хр. Шписс .

Желоб разл ом а Б уве длиной около 100 миль протягивается от юго-восточного подножия хр. Шписс до рифтовой долины к северу от о-ва Буве. Глубина желоба увеличивается по простиранию от краев (4400 м) к центру (5200 м). Дно плоское, шириной до 13 км. В его северной части отмечается медианный хребет .

Южный борт желоба достигает высоты 1800-2800 м. У его края на выровнен­ ной поверхности с глубинами 2800-3000 м находится ряд поднятий относительной высотой от 600 до 1400 м. В северной части они имеют ЮВ простирание, ортого­ нальное оси желоба, в центральной части - ВСВ. Разлом характеризуется слабоот­ рицательным спокойным магнитным полем .

К област и палеосочленения С А Х /Ш п и сс-А ф А Х нами отнесены структуры различных простираний в области между 0°15' з.д. и западным подножием хр. Шписс, а также к югу от желобов разломов Конрад и Буве .

Желоб Конрад оканчивается субширотным порогом на 0°15' з.д., севернее ко­ торого находится котловина с глубинами 3100-3300 м, которая относится нами к структурам сочленения САХ-АфАХ .

У южного подножия хр. Шписс находится широкая (до 4 миль) ступень с глуби­ нами около 3000 м. Она прослеживается от 0°05' з.д. в виде ступени на южном склоТруды ГИН, вып. 511 1°зд .

Рис. 4. Структурная схема ТСБ 1,2 - оси магнитных аномалий: 1 - положительных, 2 - отрицательных; 5-5 - граница нулевой магнитной аномалии в пределах: 5 - САХ, 4 - АмАХ, 5 - хр .

Шписс; 6 - область распространения базальтовых потоков хр. Шписс; 7,8 - границы тектонических уступов: 7 - верхняя (а - крутых, б - пологих), 8 - нижняя; 9 простирания иных структур не трансверсивного хребта разлома Конрад. На этом участке отмечается ряд нару­ шений, по которым происходит смещение вершинной поверхности трансверсивно­ го хребта, а также изменение его простирания. Простирание самого хребта северовосточное и близко к таковому желоба Буве, а ступени - восток-северо-восточное .

О т этой ступени южный склон спускается к широкой депрессии того же простира­ ния с глубинами около 3800 м. На участке смещения хребта эта депрессия, так же как и ее борта, расчленена меридиональными структурами, а глубины к востоку от 0°25* в.д. увеличиваются до 4100-4200 м .

На 1° в.д. ступень у подножия хр. Шписс ограничена депрессией ЮВ простира­ ния, шириной около 10 миль. Депрессия лежит на продолжении хр. Шписс и огра­ ничена с запада узким хребтом относительной высотой до 1000 м. На восточном борту депрессии и южном склоне желоба Буве находится поднятие В СВ простира­ ния высотой около 1200 м, на вершинной поверхности которого прослеживаются структуры СВ простирания. Другие поднятия на южном борту желоба Буве, как указано выше, также относятся к разным структурным планам .

Область структур АмАХ и район их сочленения с САХ включает рифтовую долину АмАХ, разлом Конрад, Граничный прогиб, структуры палеосочленения САХ-АмАХ (см. рис. 2). Ее границей с структурами С А Х является линия смены простираний структур от юго-восточного, характерного для САХ, на меридиональ­ ное, характерное для АмАХ. Граница имеет азимут 225° .

Разлом Конрад выражен в рельефе субширотным желобом шириной до 4 миль, глубина которого увеличивается с востока на запад от 4000 до 5800 м. По морфологии как дна желоба, так и его обрамления в нем выделяется несколько участков. На западном из них, к западу от 2°30' з.д., желоб разделен медианным хребтом относительной высотой 600-700 м на северную и южную депрессии с глу­ бинами 5800 и 5600 м соответственно. Примерно на 2°30' з.д. северная депрессия выклинивается, так как хребет причленяется к северному борту желоба, а южная депрессия ограничена по простиранию двумя уступами высотой 300-400 м .

От 2°30' до 1°35* з.д. средняя глубина желоба 4800-4900 м. Медианный хребет протягивается через желоб от северного к южному борту, в результате чего юж­ ная депрессия выклинивается на 2° з.д. Северная депрессия протягивается до 1°50' з.д., где глубина ее уменьшается до 4500 м, и обрывается склоном нодальной впади­ ны с глубинами свыше 5200 м. Нодальная впадина больше вытянута вдоль желоба, чем в пределы современной рифтовой долины .

Между 1°34' и 0°50* з.д. глубины в желобе 4200-4400 м, профиль его асиммет­ ричный, с более крутым южным склоном. Желоб пересечен порогом высотой свы­ ше 300 м на 1° з.д. и ограничен крутым склоном СВ простирания, высотой около 300 м .

Крутой южный борт разбит уступами субмеридионального простирания на от­ дельные ступени. Высота южного трансверсивного хребта увеличивается к восто­ ку от 3500 до 3000 м. Ширина вершинной поверхности соответственно уменьшает­ ся от до 5 км, а простирание гряд на ней меняется от участка к участку. На западе оно северо-восточное, на следующем участке - субмеридиональное, а к востоку от 1°34* з.д. - ЮЮВ, ортогонально к желобу, который также несколько меняет свое простирание .

Высота северного борта желоба, верхняя бровка которого находится на глуби­ не 3500-3700 м на западе и 3300-3400 м на востоке, меняется в соответствии с глу­ биной желоба. На западном участке он наиболее крутой, в центральной части крутой и ступенчатый, к востоку от пересечения с рифтовой долиной (1°37' з.д.) относительно пологий. На последнем участке, в отличие от субширотного прости­ рания самого желоба, его северный склон образует два отрезка СВ простирания, отграничивающие поднятия северного борта. Разделяющий их более пологий склон СЗ простирания соответствует выходу к желобу широкой (свыше 9 км) суб­ меридиональной депрессии .

Севернее желоба Конрад преобладают гряды и депрессии субмеридионального простирания. На западном отрезке желоба к нему выходят две широких депрессии, из которых восточная почти на 500 м глубже западной. Днища депрессий просле­ живаются на север, постепенно повышаясь до глубин 3000 м, где замыкаются поро­ гами СВ простирания. Депрессии разделены и ограничены асимметричными (с бо­ лее крутым восточным склоном) грядами относительной высотой до 1300 м. Про­ должения этих структур прослеживаются и севернее, за порогами, причем прости­ рания меняются на параллельные оси САХ .

Внутреннее угловое поднятие возвышается над отрезком желоба между 2°20' и 1°45' з.д. Размеры поднятия примерно 29x36 км, относительная высота его над дном желоба более 4000 м, южный склон более крутой. В строении вершинной по­ верхности выделяются два блока, западный из которых представлен изометричным поднятием, а восточный - грядами СЗ простирания. С севера поднятие ограни­ чено широкой ложбиной ВСВ простирания, разделенной порогами и грядами СВ и ССВ простираний на отдельные депрессии .

Рифтовая долина, которая протягивается в меридиональном направлении при­ мерно по 1°37' з.д. ограничивает угловое поднятие с востока. Ширина долины с юга на север уменьшается от 7 до 2 км, а глубины - от 4600 до 4100 м. Борта долины об­ разованы серией уступов, нижний из которых, по 1°34г з.д., прослеживается через желоб и в виде глубокой субмеридиональной депрессии - на южном борту желоба .

Внешнее угловое поднятие к востоку от рифтовой долины изометричной фор­ мы с глубиной над вершиной около 1000 м. Средняя глубина его вершинной по­ верхности 1500-1600 м. У его южного края и на западном склоне находятся подня­ тия относительной высотой 400-600 м. Далее прослеживаются несколько впадин и небольших поднятий. Отчетливые линейные магнитные аномалии 175° ориенти­ ровки прослеживаются вплоть до С2п. Далее они становятся трудно диагностируе­ мыми. Аномалии до 2 млн лет попадают на структуры угловых поднятий. Более древние отрицательные магнитные аномалии пространственно совпадают со впа­ динами. Восточнее углового поднятия простирание впадин отклоняется от мериди­ онального до 185°. Далее на север они утыкаются в современные рифтовые струк­ туры САХ .

Северо-западный склон внешнего углового поднятия является юго-восточным склоном Граничного прогиба. Эта депрессия с широким дном, глубиной до 4200 м, протягивается ортогонально структурам САХ от окончания рифтовой долины АмАХ на северо-восток. Его крутые склоны осложнены уступами. На северо-за­ падном борту их простирание меняется от меридионального до северо-западного .



Pages:   || 2 | 3 | 4 |



Похожие работы:

«Вестник Томского государственного университета. Биология. 2015. № 1 (29). С. 113–154 УДК 597.828 doi: 10.17223/19988591/29/9 С.М. Ляпков1, Р.В. Волонцевич2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, г. Москва, россия Национальный исследовательский...»

«УДК 551.465 Расчет средних характеристик стратификации водной среды © 2015 А.Е. Погребной Морской гидрофизический институт РАН, Севастополь, Россия E-mail: pogrebok57@mail.ru Поступила в редакцию 03.04.2014 г. После доработки 30.09.2014 г. Проводится анализ проблем, возникающих при использо...»

«УТВЕРЖДАЮ И.о. директора ИПР В.С. Рукавишников "" 2016 г. БАЗОВАЯ РАБОЧАЯ ПРОГРАММА ДИСЦИПЛИНЫ СИСТЕМНО-ЭКОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ЗЕМЛЕУСТРОЙСТВА ТЕРРИТОРИИ Направление ООП 21.04.02 "Землеустройство и кадастры" Профиль подготовки "Упр...»

«Перестройка: двадцать лет спустя (Доклад Горбачев-Фонда) Москва 2005 год gorbachev.indd 401 03.03.2005 17:30:08 ПРОРЫВ К СВОБОДЕ • ПРИЛОЖЕНИЕ Н а протяжении веков российское государство занимало далеко не последнее место на карте мира. И все-так...»

«Самарская Лука. 2007 – Т. 16, № 4(22) – С. 762-774. © 2007 А.В. Елизаров* СТЕПЬ СТАРОГО СТАВРОПОЛЯ: ОПЫТ КОНСЕРВАЦИОННОГО АНАЛИЗА ТРАВЯНОЙ ЭКОСИСТЕМЫ НА ГОРОДСКОЙ ТЕРРИТОРИИ. Приводятся итоги изучения степного участка на территории г. Тольятти, объявленного памятником природы. Ключевые слова: Тольятти, степь, памя...»

«Известия Челябинского научного центра, вып. 2 (32), 2006 МЕДИКО–БИОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ УДК.612.014.482 АНТИОКСИДАНТНЫЙ СТАТУС КЛЕТОК СЕЛЕЗЕНКИ МЫШЕЙ СВА, ПОДВЕРГАВШИХСЯ ГАММА–ОБЛУЧЕНИЮ В Т...»

«Многопоточные архитектуры 03.12.2014 Программная многопоточность Тема 1/3 Поток исполнения (так же нить, thread) Пример программы: Ход исполнения программы: void func() {. t return; Вызов функции } Возврат из функции int main() • Существует единственный { поток исполнения про...»

«Исследовательский командный конкурс Геккон. ПЦ Новая школа. www.n-sh.org Предметное Тема доклада Название команды направление (буква) С Сибур Химия Формулировка темы Вора – бей! (Б, Г, И, Х) В 1958 году в Китае по инициативе Мао Цзэдуна была организована кампания по борьбе с вредителями полей. В течение нескольких мес...»

«Приложение к свидетельству № 44358 Лист № 1 об утверждении типа средств измерений всего листов 6 ОПИСАНИЕ ТИПА СРЕДСТВА ИЗМЕРЕНИЙ Спектрометры микрорентгенофлуоресцентные M1 ORA и M1 MISTRAL Назначение средства измерения Сп...»

«О НЕКОТОРЫХ ФУНДАМЕНТАЛЬНЫХ ПРОБЛЕМАХ ГИДРОХИМИИ И ГИДРОЭКОЛОГИИ В СВЕТЕ РЕАЛИЗАЦИИ ВОДНОЙ СТРАТЕГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ НА ПЕРИОД ДО 2020 ГОДА Никаноров А.М . Институт водных проблем РАН, Гидрохимический отдел, г. Ростов...»

«BY0200135 Биологическая дозиметрия и. _, Тенденции, выявленные в последние годы, дают основание считать ликвидаторов группой высокого риска по онкогематологическим заболеваниям, что требует разработки соответствующих организацио...»

«ПАРАЗИТОЛОГИЯ, XI, 4, 1977 УДК 576.895.122 : 597(267.265/266 ) МОНОГЕНЕИ ДВУХ ВИДОВ РЫБ ОТРЯДА САРГАНООБРАЗНЫХ (BELONIFORMES) ИЗ ИНДИЙСКОГО И ТИХОГО ОКЕАНОВ JI. А. Гиченок Московский государственный университет Обследовано 2 вида рыб — океанический полурыл и сайра. У океанического полу...»

«Отделение Пенсионного фонда РФ по Республике Мордовия Новая отчетность в ПФР: "Сведения о страховом стаже застрахованных лиц" (СЗВ-СТАЖ), "Сведения по страхователю, передаваемые в ПФР для ведения индивидуального (персонифицированного) учета" (ОДВ-1). Декабрь 2017 г. Норм...»

«Вестник Томского государственного университета. Биология. 2013. № 3 (23). С. 83–90 УДК 597.95 + 575.222.72+591.551 doi: 10.17223/19988591/23/7 В.В. ярцев, В.Н . Куранова Томский государственный университет (г. Томск) О ВОЗМОжНОСТИ ГИБРИДИЗАЦИИ ПРИМОРСКОГО, Salamandrella tridactyla, И СИБИРСКОГО, S. keyserlingii,...»

«УДК 615.281:577.1 АНТИБАКТЕРИАЛЬНАЯ АКТИВНОСТЬ ХИТОЗАНА И ЕГО ПРОИЗВОДНЫХ С.Н. Куликов, Ю.А. Тюрин, А.В. Ильина*, А.Н. Левов*, С.А. Лопатин*, В.П. Варламов* Казанский научно-исследовательский институт эпидемиологии и микробиологии Роспотребнадзора, Казань, Россия * Центр "Биоинженерия" РАН, Москва, Россия Введение Хитозан природный полиаминосахари...»

«СЕКЦИЯ 8. ГЕОЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ ОСВОЕНИЯ АРКТИКИ. ВЛИЯНИЕ ТЕХНОГЕННОГО ВОЗДЕЙСТВИЯ НА ПРИРОДНУЮ СРЕДУ АРКТИКИ. ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ РИСКИ. ОХРАНА И ЗАЩИТА АРКТИЧЕСКОГО РЕГИОНА Исходя из всего вышеперечисленного, стоит отметить, что данная конструкция позволяет установке быть мобильной,...»

«147 [46] СТРОГАНОВ Николай Сергеевич Строганов Николай Сергеевич (1902 1982) – известный ученый, гидробиолог, профессор МГУ им. Ломоносова. Заслуженный деятель науки РСФСР. Строганов Н.С. родился 25 декабря 1902 год...»

«УДК Болотников Г.А., к.с.-х.н., доцент кафедры коммерции и маркетинга Краснодарского филиала РГТЭУ МИНОРНЫЕ САХАРА – ВАЖНЫЙ ФАКТОР НОРМАЛЬНОГО ХОДА БИОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ ОРГАНИЗМА ЧЕЛОВЕКА MINOR SUGAR IMPORTANT FACTOR OF NORMAL BIOLOGICAL PROCESSES HUMAN BODY Аннотация: в статье приводится теоретическое обоснован...»

«НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ Самарская Лука: проблемы региональной и глобальной экологии. 2014. – Т. 23, № 4. – С. 61-75. УДК 597.6 (470.43) ОЧЕРК ИСТОРИИ ИЗУЧЕНИЯ ЗЕМНОВОДНЫХ САМАРСКОЙ ОБЛАСТИ (ЧАСТЬ 2. 1991-2013 гг.) © 2014 А.И. Файзулин, И.В. Чихляев, А.Е. Кузовенко Поступила 17.05.201...»

«ГНАТОЛОГИЧЕСКИЕ МИФЫ В ОРТОДОНТИИ Donald J. Rinchuse, Sanjivan Kandasamy Американский журнал ортодонтии и дентофациальной ортопедии, сентябрь 2009 Гнатологическое общество было создано доктором Beverly McCollum в 1926 году. Гнатология описывалась следую...»

«BY0200199 целиком (85-95 %) находится в ионной форме (Глаголева, 1959). Нами установлено, что удельна(га1тивностьстронцйя-90 в мокрых выпадениях над акваторией озера сильно варьирует ( от 15,5 до 314 Бк/м3) и связана с метеорологическими условиями, т.е. с мощностью и продолжительностью выпадений (Душэускене-Дуж, Ясюлени...»







 
2019 www.mash.dobrota.biz - «Бесплатная электронная библиотека - онлайн публикации»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.