"Когда геолог идет в поле, чтобы составлять карты выходов коренных пород на поверхность, он не должен много думать о силах и напряжениях. Но когда он начинает рассуждать, что лежит в глубине, его физическое мышление должно быть здравым, и если он берется, затрагивая серьезные вопросы тектоники и стратиграфии, объяснять процессы, происходящие на глубине, ему необходимо превосходное физическое мышление и интуиция" (Ч. Рихтер) [1956, с. 220].

На основе составленной карты новейшей тектоники Северной Евразии в масштабе 1:5 000 000 обсуждаются проблемы классификации геоструктурных областей Земли. Предлагается выделять новые типы геодинамических режимов: предрифтового и внутриплитных глубоководных морей. Области материкового рифтогенеза подразделены на три типа: активные, связанные с развитием аномальной мантии внутри плит (тектонотип - Байкальский рифт) и вдоль границ между плитами (тектонотип - Момский рифт) и пассивные, развивающиеся над аномальной мантией в тылу зоны субдукции (тектонотип - рифт Северного Китая). Установлено, что нижняя граница новейших тектонических движений и Северной Евразии является метахронной. Наиболее отчетливо различие во времени начала новейшего тектогенеза проявилось в Тихоокеанском и Атлантическом сегментах литосферы. В Тихоокеанском сегменте эта граница относится к плиоцену, а в Атлантическом - к верхнему олигоцену - нижнему миоцену. В пределах этих сегментов в рамках выделенных временных границ также устанавливается скользящая нижняя граница новейшего тектогенеза. Анализ новейшего щелочно-базальтового вулканизма Северной Евразии позволил установить, что «финальный» вулканизм Г. Штилле развивается в процессе деструкции уже зрелой континентальной литосферы и по своим геохимическим признакам неотличим от вулканизма рифтового типа. Новые изотопно-геохимические данные для базальтов позволили выделить существование по крайней мере двух первых горячих точек в Северной Евразии: вулкана Балаган-Тас в Момском рифте и хр. Хамар-Да-бан в Байкальском рифте. Влияние коллизии Евразийской и Индостанской плит литосферы на внутриплитную новейшую тектонику Евразии ограничено и севернее границы Тибета и Кунь-Луня с Таримским массивом практически не распространяется. Вместе с тем выясняется, что многие особенности новейшей тектоники и вулканизма восточной части северной Евразии связаны с влиянием Тихоокеанской плиты литосферы, изменением кинематики ее движения и скорости конвергенции.

ВВЕДЕНИЕ

К XXX Международному геологическому конгрессу в Объединенном институте физики Земли РАН в рамках Федеральной программы России «Глобальные изменения природной среды и климата» и при финансовой поддержке Комитета РФ по геологии и использованию недр была составлена карта новейшей тектоники Северной Евразии в масштабе 1:5 000 000.

Карта новейшей тектоники Северной Евразии является первой картой, на которой в единой легенде показана новейшая структура материковой части и прилегающих акваторий. Естественно, степень изученности такой большой территории разная: наряду с такими регионами, как Средняя Азия или Алтае-Саянская и Байкало-Монгольская области, для которых имеются достаточно детальные карты новейшей тектоники, можно выделить области, где еще на сегодня мало данных как о распределении мощностей и фаций кайнозойских отложений, так и об их стратиграфическом положении. К ним относятся восточная часть Арктического шельфа, глубоководная часть Евразийского бассейна и окраинные моря Востока Евразии (исключая Японское море).

При составлении карты такой обширной территории неизбежно пришлось решить ряд важных проблем как методического, так и методологического характера. Некоторые из этих проблем обсуждаются в данной статье.

НИЖНЯЯ ГРАНИЦА НОВЕЙШЕГО ТЕКТОНИЧЕСКОГО ЭТАПА

Термин новейшая тектоника впервые был введен С.С. Шульцем. в 1932 г. [Шульц, 1932]. В этой мало известной до сих пор работе С.С. Шульца имеется специальный раздел «Новейшая тектоника», который начинается следующими словами: «Складчатость третичных пород тесно связана с разрывами новейшего времени, создавшими основные черты современного рельефа и сказавшимися на тектонике пород различного возраста, слагающих южный склон Джунгарского Алатау» [Шульц, 1932, с. 75].

Это определение не изменилось и в более поздней и наиболее часто цитируемой работе С.С. Шульца [1937], в том числе и в классической монографии «Анализ рельефа и новейшая тектоника Тянь-Шаня» [Шульц, 1948]. Более того, С.С. Шульц неоднократно подчеркивал, что нет единой нижней возрастной границы новейших тектонических движений для Земли в целом. Эта граница является скользящей, хотя и не опускается ниже верхнего олигоцена - нижнего миоцена.

Такой подход к определению новейшей тектоники сильно отличается от взглядов В.А. Обручева [1948], понимавшего под новейшей тектоникой (точнее «неотектоникой») движения позднекайнозойского (третичного и послетретичного) возраста. Нетрудно увидеть, что при таком подходе сказывается стремление рассматривать новейшие движения как один из циклов тектогенеза (вероятно, не без влияния работ Г. Штилле о фазах складчатости). В начале 60-х годов в многочисленных беседах с автором С.С. Шульц подчеркивал, что термины новейшая тектоника и неотектоника не синонимы, и тенденция закрепить за новейшей тектоникой тектонические движения фиксированного возрастного интервала является ошибочной.

Дальнейшее изучение новейших тектонических движений в пределах территории бывшего СССР, а также других регионов показало, что начало новейшего тектонического этапа действительно было разновременным в разных частях Евразийского материка с тенденцией омоложения при движении с запада на восток [Грачев и др., 1970]. Даже в пределах отдельных крупных областей, таких, например, как Байкальский рифт, Восточно-Африканская рифтовая система [Грачев, 1977], приорогеническая область Средней Азии или Кавказа [Чедия, 1986; Милановский, 1968] нижняя граница новейших движений является скользящей.

Проблема скользящей нижней границы новейших тектонических движений в Северной Евразии находит объяснение в замечательной особенности ее новейшей структуры, а именно в ее диссимметрии. Она заключается в делении на Тихоокеанский и Атлантический сегменты литосферы и определяет не только разновременность начала новейших движений, но и ряд других важных черт новейшей геодинамики.

Современная граница Тихоокеанского и Атлантического сегментов литосферы на севере проходит по оси Срединно-Арктического хребта (хр. Гаккеля) и его материковому продолжению - Момскому рифту, следуя далее до тройного соединения в районе Шантарских островов, где она вдоль сейсмического пояса Станового нагорья продолжается через Байкальскую рифтовую зону и Алтае-Саянскую зону новейшего горообразования. Ее западное продолжение следует вдоль Среднеазиатского сейсмического пояса, переходя затем в зону разломов Оуэн [Грачев и др., 1970].

Положение этой границы в значительной степени унаследовано со среднеюрского-мелового времени, когда к югу и юго-востоку от нее развивались структуры типа дива [Чень Года, 1959; Chen Guoda, 1988] или впадины восточно-азиатского типа или структуры ревивации [Нагибина, 1970] и широкое распространение получил «внегеосинклинальный» гранитоидный магматизм [Молчанова, 1964; Загрузина, 1977].

Существенно, что эта граница также делит Северную Евразию на две области, в одной из которых новейший вулканизм активно проявлялся, а другая является амагматичной. Аналогичная закономерность устанавливается и в проявлении тектонической и сейсмической активности по обе стороны от этой границы: в Тихоокеанском сегменте преимущественно развиты области горообразования, рифтогенеза и предрифтового режима и отмечается высокая сейсмическая активность, в то время как в Атлантическом сегменте тектоническая и сейсмическая активность значительно слабее.

Намеченная граница в Арктике и на Северо-Востоке Евразии частично совпадает с границей между Евразийской и Северо-Американской плитами литосферы там, где она проходит по Срединно-Арктическому хребту Гаккеля, зоне рифтогенеза на шельфе моря Лаптевых и Момскому рифту.

Таким образом, нижняя граница новейших тектонических движений в Северной Евразии является метахронной. Наиболее отчетливо различие во времени начала новейшего тектоногенеза появилось в Тихоокеанском и Атлантическом сегментах литосферы, что впервые было отмечено при составлении карты новейшей тектоники Арктики и Субарктики [Грачев и др., 1970]. В Тихоокеанском сегменте эта граница относится к плиоцену, а в Атлантическом - к верхнему олигоцену - нижнему миоцену. При этом необходимо отметить, что в пределах этих сегментов в рамках выделенных временных границ также устанавливается скользящая нижняя граница новейшего тектогенеза.

ГЕОСТРУКТУРНЫЕ ОБЛАСТИ И ПРОБЛЕМА ПРОВЕДЕНИЯ ГРАНИЦ МЕЖДУ НИМИ

"Я человек, и поэтому ошибался; не мог сам сделать всех ответов, верил другим наблюдателям и после узнавал их заблуждения. Стараясь о возможном совершенстве моих сочинений, поправляю всякую ошибку, которую нахожу в них" (из беседы Ш. Бонне с Н.М. Карамзиным) [Карамзин, 1984, с. 252].

Понятие геоструктурной области, введенное С.С. Шульцом и нашедшее отражение на первой карте новейшей тектоники СССР [Карта…, 1959], есть не что иное, как отражение соответствующего тектонического режима. Выделение геоструктурных областей на первой карте новейшей тектоники основывалось на различной интенсивности и направленности новейших тектонических движений, и на территории бывшего СССР были показаны материковые платформы, эпигеосинклинальные и эпиплатформенные области горообразования и геосинклинали. В значительной степени такой подход сохранился при составлении последующих карт новейшей тектоники до появления концепции тектоники плит в конце 60-х-начале 70-х годов.

Дальнейшее развитие тектоники плит и использование ее принципов для геодинамических (в том числе и палеогеодинамических) построений сказалось практически на всех науках о Земле и особенно это выразилось в пересмотре многих положений классической тектоники, основанной на учении о геосинклиналях.

Одним из важных моментов перестройки наших представлений о тектогенезе в целом явилось учение о рифтогенезе, которое по сути дела стало заменой старых представлений о геосинклиналях.

Как это стало сейчас очевидным, весь цикл геосинклинального развития - образование мощной толщи осадков и последующая складчатость - есть не что иное как цикл Уильсона открытия и закрытия океанов [Plate tectonics, 1972]. Образование океана есть следствие раскола континентальной литосферы (стадия континентального рифтогенеза) и последующего раздвижения образовавшихся литосферных плит (океаническая стадия рифтогенеза).

Возникновение складчатых областей на месте океанических бассейнов связано с перестройкой кинематики движения плит, когда раздвижение плит сменяется их сближением (коллизией) и смятием осадочного чехла, обдукцией океанической литосферы и горообразованием sensu stricto. Поэтому неслучайно в свое время П. Кони [Coney, 1970] заметил, что «образование орогена к геосинклинали имеет такое же отношение как несчастный случай к бамперу автомобиля».

Таким образом, на карте новейшей тектоники Северной Евразии ни геосинклинали, ни области эпигеосинклинального горообразования не показаны, как это было сделано на предшествующих картах новейшей тектоники. Логическим следствием такого подхода является и отход от показа областей эпиплатформенного горообразования. Кстати, нигде, кроме русскоязычной литературы, такой термин не употребляется. Можно говорить об орогенах, возникших на месте континентальной коры того или иного возраста.

Области горообразования по интенсивности движений ранее разделялись на три типа: слабого, умеренного и интенсивного горообразования (в зависимости от градиентов новейших тектонических движений), что отражалось соответствующим оттенком цвета данной геоструктурной области. Однако такое различие в амплитудах движений ввиду незавершенности процесса горообразования (из-за разного времени начала орогенического процесса) представляется несколько искусственным; кроме того, имеющиеся различия в амплитудах вертикальных деформаций видны уже на самой карте. Поэтому мы отказались от деления орогенических областей в зависимости от амплитуд новейших тектонических движений.

Области континентального рифтогенеза, которые раньше рассматривались как разновидность областей эпиплатформенного горообразования, отражают самостоятельный тектонический режим [Грачев, 1976; 1987], что в настоящее время общепризнанно.

В этой связи принципиально новыми являются представления о предрифтовом тектоническом режиме, которые возникли при анализе кайнозойской геодинамики Байкало-Монгольского региона [Грачев и др., 1981]. На карте такие регионы выделены в ранге самостоятельной геоструктурной области.

Предрифтовый режим характеризуется следующими важнейшими диагностическими признаками:

1 - амплитуды вертикальных движений выше, чем на платформах, а сами области поднятий и опусканий образуют линейные складки основания,

2 - разрывные нарушения достаточно широко развиты, и доминирующим типом являются сдвиговый тип деформаций со сбросовой или взбросовой компонентой,

3 - ареальный базальтовый вулканизм как следствие трещинных излияний может занимать значительные пространства, как, например, в Монголии или Китае, но иногда развит локально, как в зоне Станового хребта. По составу излившихся лав предрифтовые вулканиты близки к рифтовым и характеризуется умеренно выраженным боуэновским трендом дифференциации [Грачев, 1987]. Они представлены недифференцированными щелочными базальтоидами, которые обычно содержат ксенолиты шпинелевых и/или гранатовых лерцолитов,

4 - тепловой поток в 1.5-2 раза отличается от платформенного, а кровля астеносферы находится на глубинах от 80 до 100 км, что существенно отличает области предрифтового режима от платформенных областей,

5 - мощность земной коры достигает 40-45 км,

6 - сейсмическая активность достаточно высока и землетрясения с магнитудой более 6 происходили в период инструментальных наблюдений,

7 - поле напряжений по комплексу геологических и сейсмологических данных нестационарно; наряду со взбросами и сдвигами развиваются структуры растяжения.

Важно подчеркнуть, что предрифтовый режим может развиваться как на месте платформенных областей, так и в пределах орогенов и важнейшим диагностирующим признаком является характер вулканической активности (состав базальтоидов).

Понятие предрифтового режима не подразумевает развитие какой-либо области в непосредственной близости от рифтовой зоны. Обрасти предрифтового режима, как видно из карты новейшей тектоники Северной Евразии, развиваются и на достаточном удалении от континентальных рифтов. В качестве другого примера можно привести поднятия Ахагар и Тибести и Северной Африке.

В пределах океанов показаны океанические плиты и области океанического рифтогенеза, а также фрагменты континентальных блоков литосферы (микроматерики). Последние хотя и выражены в рельефе океанического дна в виде подводных хребтов, т.е. являются в геоморфологическом смысле морфоструктурами, но ни в коей мере не являются областями новейшего тектонического поднятия.

Одни из них возникли в результате раскола континентальной литосферы и затем в процессе раздвижения океанической литосферы переместились и вследствие термического охлаждения океанической плиты вместе с ней погрузились (например, хр. Ломоносова в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана) [Грачев и Карасик, 1974; Богданов и Непрочнов, 1984]. Другие, как подводный хребет Ширшова в Командорской котловине, являются продолжением материковых структур, погрузившихся на новейшем этапе вместе с образованием глубоководной котловины [Богданов и Непрочнов, 1984].

Притихоокеанская часть Северной Евразии традиционно показывалась на картах новейшей тектоники как область развития геосинклинального режима, под которым поднималась область интенсивных и дифференцированных тектонических движений преимущественно с тенденцией к прогибанию [Карта…, 1959; Карта…, 1979].

На новой карте вся эта область отнесена к активной континентальной окраине, в пределах которой выделяются следующий латеральный ряд новейших структурных элементов, развитие которых генетически связано друг с другом: тыловой прогиб (задуговой бассейн), вулканическая островная дуга, преддуговой прогиб, приостровной и океанический склон с аккреционной призмой осадков.

Впадины внутриплитных глубоководных морей мы рассматриваем как самостоятельную геоструктурную область. В истории развития глубоководных впадин имеется много общего. Эта общность заключается в существовании двух стадий развития.

Первый этап включает заложение и развитие впадин в результате растяжения континентальной коры (рифтогенеза), который либо проводит к утонению и сильной раздробленности континентальной коры (как, например, в Охотском море), либо на продвинутой стадии рифтогенеза - к разрыву континентальной коры и формированию коры океанического типа (Японское и Черное море, Южно-Каспийская впадина).

Второй этап отражает погружение впадин под действием двух процессов: термического сжатия литосферы и изостазии (влияние силы тяжести выносимых с окружающей области сноса осадков). Объем поступающего терригенного материала определяет амплитуду прогибания и глубину бассейна (степень компенсированности прогибания осадконакоплением). Внутренняя структура осадочной толщи на втором этапе зависит от влияния рамы, т.е. окружающей геодинамической обстановки, определяющей степень дислоцированности осадочного чехла.

Материковые платформы показаны одной цветовой гаммой без деления их на древние и молодые, а в их пределах щиты и массивы и плиты также имеют один цвет.

Материковые континентальные окраины, состоящие из шельфа, материкового склона и материкового подножья, показываются вместе с шельфом как элемент прилегающей геоструктурной области.

Границы между геоструктурными областями, естественно, невозможно проводить только на основе данных об амплитудах новейших тектонических движений. Поскольку геоструктурная область отражает понятие геодинамического режима, то мы должны принимать во внимание весь комплекс геолого-геофизических признаков-показателей этого режима. К наиболее важным среди них относятся тип осадочных и магматических формаций, тип земной коры, геотермическое поле, характер напряженного состояния литосферы и сейсмичность. Именно на основе всех этих признаков и показаны границы между геоструктурными областями.

Принципиально новыми типами тектонических режимов, нашедшими отражение на карте новейшей тектоники Северной Евразии, являются предрифтовый режим и режим внутриплитных впадин глубоководных морей, которые мы рассмотрим подробнее.

Впадины глубоководных морей

Черное море. Известные взгляды на природу глубоководной впадины Черного моря можно свести к двум принципиально различным гипотезам: реликтового и новообразованного происхождения впадины.

Сторонники реликтового происхождения Черноморской впадины полагали, что Черное море - фрагмент древнейшей океанической земной коры [Милановский, 1963 и др.].

Сторонники новообразования глубоководной котловины Черного моря рассматривают два механизма: быстрое вертикальное погружение земной коры вследствие базификации [Земная кора…, 1985] или «эклогитизации» континентальной коры [Лебедев и др., 1980] и горизонтальное раздвижение земной коры (рифтогенез) [Адамия и др., 1974].

Полученные в последние годы материалы позволили существенно изменить эти представления [Альбом…, 1989; Строение…, 1992; 1992а]. Оказалось, что наиболее близкой к современному состоянию изученности являются идеи о заложении впадины Черного моря в тылу островной дуги, высказанные впервые Ш.А. Адамия [Адамия и др., 1974] и М. Боккалетти [Boccaletti & Guazzone, 1974], а затем поддержанные другими исследователями [Zonenshain & Le Pichon, 1986].

В значительной степени эти идеи первоначально основывались на изучении мезозойско-раннекайнозойского вулканизма Кавказа, Понтид и Балканид, когда строение осадочной толщи Черного моря было плохо известно. Геодинамическая интерпретация химизма вулканитов, например, для Аджаро-Триалетской зоны привела к выводу о ее рифтовой природе, и, как следствие о возможной связи рифтогенеза в этом районе с процессом образования Черноморской впадины [Адамия и др., 1974]. И хотя позднее стало ясно, что позднемеловой-палеогеновый вулканизм Аджаро-Триалетии относится к известково-щелочному (островодужному) типу, принципиально, как мы увидим, идея Ш.А. Адамия сохранила свое значение.

На основе синтеза всех имеющихся на сегодня данных становится очевидным, что впадина Черного моря развивалась в результате растяжения земной коры как задуговой бассейн [Финетти и др., 1992]. Этот процесс уверенно прослеживается, начиная с конца средней юры. Сначала в результате движения Зап. Понтид возник задуговой бассейн Большого Кавказа (рис. 1). К концу раннего мела относится главная фаза задугового растяжения литосферы, с которой связано заложение впадины Черного моря (рис. 2). Процесс рифтогенеза продолжался до начала палеоцена (рис. 3), когда ширина океанической коры в Зап. Черноморской впадине составила более 200 км [Финетти и др., 1992].

С начала эоцена Черное море развивается как пострифтовый осадочный бассейн, когда прогибание связано с термическим остыванием литосферы. Такой процесс охватывает интервал времени порядка нескольких десятков млн. лет (до 80 млн. лет в случае океанической литосферы, по зависимости Дж. Слейтера) и, судя по сильным вариациям теплового потока (явно заниженным из-за большой мощности осадков [Карта…, 1987]), этот процесс еще не завершен. В послеэоценовое время Черное море становится областью интенсивного осадконакопления за счет сноса окружающих областей, что приводит к накоплению более 12 км кайнозойских осадков в Зап. Черноморской впадине и 10 км в Вост. Черноморской. По периферии впадин развиваются надвиговые структуры, связанные с первыми фазами складчатости в области рамы (рис. 4).

Таким образом, впадина Черного моря является пострифтовым осадочным бассейном, возникшим в тылу меловой островной дуги, прогибание которого на новейшем тектоническом этапе связано с термическим охлаждением литосферы и изостатической реакцией коры на поступление терригенного материала с окружающих орогенов. Внутренняя структура новейшего осадочного чехла, главным образом по периферии впадины (складчатые и надвиговые деформации) возникла в результате сжатия и гравитационного тектогенеза.

Южно-Каспийская впадина. История развития Южно-Каспийской впадины на доновейшем этапе во многом совпадает с развитием впадины Черного моря [Тектоника…, 1980; Лебедев, 1981]. Действительно, из анализа геологической эволюции океана Тетис [Zonenshain & Le Pichon, 1986; Книппер, 1975; Палеогеографический…, 1991] следует весьма тесная связь этих двух бассейнов на ранних этапах развития, которая прослеживается до датского века включительно. Начиная с палеоцена, Южно-Каспийская впадина вместе с Куринской депрессией и Западно-Туркменскими прогибом образует глубоководный некомпенсированный бассейн. В конце палеоцена - начале эоцена возникает Апшеронский порог, отделивший Южно-Каспийскую впадину от Среднего Каспия [Лебедев, 1981].

Как следует из палеотектонических схем для позднего кайнозоя (рис. 5), начиная с миоцена, Южно-Каспийская впадина приобрела очертания, близкие к современным, и за это время в ней накопилось более 10 км осадков (рис. 5б, 5в). Суммарная мощность отложений осадочного чехла в Южно-Каспийской впадине составляет более 20 км.

Начало новейшего тектонического этапа, как следует из палеогеографического анализа развития самой глубоководной впадины [Лебедев, 1981; Палеогеографический…, 1991], а также тесно связанной с ней Нижнекуринской депрессией [Неотетоническая…, 1972] определяется акчагыльским временем. Именно с этого момента основные элементы структуры и рельефа приобрели современный облик.

При расчете амплитуд прогибания за новейший тектонический этап, как это принято в современной практике определения тектонической составляющей для осадочных бассейнов [Steckler & Watts, 1978], вводятся следующие поправки: за первичную глубину бассейна (в нашем случае глубина дна Ю. Каспия до начала новейшего этапа), уплотнение осадков за время прогибания и изостазию.

Впадина Южного Каспия в доакчагыльское время и в течение всего новейшего этапа (вплоть до современности) являлась глубоководным некомпенсированным бассейном с глубинами порядка 1-2 км. Суммарная мощность осадков за новейший этап составляет не менее 8 км, а эвстатические колебания уровня моря за это время варьировали в пределах 200-300 м. Принимая первоначальную глубину бассейна, как и в Черном море, в 1.5-2 км, среднюю плотность осадочного чехла, равной 2.0 г/см³, а мантии 3.3 г/см³ получаем амплитуду прогибания порядка 10 км. Эта величина более, чем в 2 раза превосходит амплитуду компенсированного прогибания (4.5 км) в Нижнекуринской депрессии [Неотектоническая…, 1972].

Для суждения о механизме образования Южно-Каспийской впадины необходимо принять во внимание следующие факты:

1. Впадина развивается в течение длительного времени по крайней мере, начиная с мела, и можно выделить, как и для Черного моря, два этапа: задугового рифтогенеза [Zonenshain & Le Pichon, 1986] и пострифтового этапа.

2. Морфологические очертания современной глубоководной Южно-Каспийской впадины и ее границы по изопахитам осадочного чехла не совпадают. Южно-Каспийская впадина вместе с Нижнекуринской депрессией образуют единую новейшую структуру, контуры которой примерно совпадают с областью отсутствия гранитного слоя. Это также свидетельствует в пользу реликтовой природы впадины Южного Каспия (также как и Черного моря).

3. Южно-Каспийская впадина асейсмична и землетрясения в этой части Альпийского пояса (от Кавказа до Копет-Дага) как бы «избегают» впадину, оконтуривая ее структуру (рис. 6).

4. Специфика глубинного строения Южно-Каспийской впадины заключается в том, что осадочный слой мощностью более 20 км залегает на породах с высокими скоростями продольных сейсмических волн, свойственных коре океанического типа. В Куринской впадине известны участки фундамента с граничной скоростью до 7.0 км/с [Сейсмические…, 1980]. Переинтерпретация материалов ГСЗ по Южному Каспию [Баранова и др., 1990] подтвердила аномальное строение коры. В наиболее прогнутой части впадины мощность осадков достигает 20-25 км, причем в осадочном чехле на глубинах 7-12 и 15-20 км выделяются два слоя пониженных скоростей сейсмических волн. Нижний слой имеет скорости порядка 4 км/с на глубине более 10-15 км, что выделяет Южный Каспий из всех осадочных бассейнов мира [Баранова и др., 1990]. Вероятная природа слоя низких скоростей в осадочной толще (интенсивная фильтрация подземных вод) была установлена при бурении Саатлинской сверхглубокой скважины [Кременецкий и др., 1990]. По сравнению с прилегающими районами мощность консолидированной части коры редуцирована до 5 км при очень высоких (до 7.07 км/с) значениях скоростей и по этому признаку близка к коре океанического типа. Граница М под впадиной залегает на глубине 30-35 км и образует антикорень.

Южно-Каспийская депрессия по характеру гравитационного поля делится на две части: восточная, занятая Западно-Туркменской впадиной, изостатически уравновешена, а в западной, примыкающей к Нижнекуринской депрессии, значения изостатических аномалий превышают - 100 мГал и по характеру гравитационного поля напоминает глубоководные желоба [Артемьев и др., 1992]. К аналогичным выводам ранее пришел В.З. Рябой [1979], исследовавший крупномасштабные неоднородности верхней мантии. По его данным, Южно-Каспийская депрессия (как и впадина Черного моря) имеет глубинные аномалии силы тяжести - 150 мГал, скорость продольных волн 8.1 км/с и плотность 3.3 г/см³ (все значения приведены к глубине 150 км).

Из гравиметрических данных следует, что в глубоководной части Ю. Каспия наблюдается сильное нарушение изостазии, и как удачно выразился М.Е. Артемьев, «... Южно-Каспийская впадина - это гигантская «воронка», образовавшаяся над областью, где происходит интенсивное «всасывание» коры и подкорового слоя в недра Земли» [Артемьев и др., 1992, с. 81-82].

Результаты магнитотеллурического зондирования показали существование в верхней мантии на глубинах от 40 до 60 км слоя низкого удельного сопротивления, который в краевых частях Южно-Каспийской депрессии исчезает [Любимова и Никитина, 1976]. К этому следует добавить важное указание на затухание волн (Lg) под Южным Каспием на глубине 100 км [Priestley & Cipar, 1993]. Если доверительно относиться к данным о повышенном тепловом потоке [Geothermal…, 1990], то, принимая результаты МТЗ, можно, казалось бы, предполагать существование частично расплавленного слоя ниже границы М, однако надежных данных пока недостаточно.

Существенно, что осадочный чехол сильно деформирован. Уже давно Е.Е. Милановский [1963] подчеркивал, что в Южно-Каспийской впадине происходит рост линейных конседиментационных складок северо-западного и субмеридионального простирания, которые продолжаются в мелководную зону западной части впадины и далее в прилегающую часть Апшеронского полуострова и Кобыстана. По новым данным геоакустического зондирования до глубин 2.0-2.5 км [Лебедев, 1978], выделяются два типа складчатости: складчатость нагнетания (диапировые складки как с грязевым вулканизмом, так и без него) и складчатость, обусловленная движениями фундамента (брахиантиклинальные складки).

При построении реалистической модели образования Южно-Каспийской депрессии необходимо иметь ввиду, что интенсивное некомпенсированное прогибание происходило в течение всей мезо-кайнозойской истории [Палеогеографический…, 1991], и новейший тектонический этап является лишь последней стадией ее развития вместе с Нижнекуринской впадиной.

Японское море. Это море является типичным примером внутриплитного краевого бассейна и его происхождение имеет ключевое значение для понимания геодинамики всей Восточной Азии.

Долгое время происхождение Японского моря являлось предметом оживленной дискуссии между сторонниками фиксизма и мобилизма. В настоящее время эта дискуссия может считаться законченной, благодаря громадному объему проведенных геолого-геофизических исследований, включая глубоководное бурение.

Данные глубоководного бурения, полученные в рейсах 127 и 128 вместе с геологическими материалами по прилегающей суше показывают, что раскрытие Японского моря происходило в течение короткого промежутка времени (10-15 млн. лет) от конца олигоцена до середины миоцена (25-12 млн. лет т.н.) [Лебедев, 1978; Ingle et al., 1990; Ingle, 1992].

В истории развития современной котловины Японского моря можно выделить три стадии: первую или начальную стадию континентального рифтогенеза (30-25 млн. лет т.н.), вторую стадию быстрого разрастания океанического дна и интенсивного прогибания (25 - 15-12 млн. лет т.н.) и третью стадию пострифтовую термического прогибания и осадконакопления (12 - 7-5 млн. лет) (рис. 7) [Ingle, 1992]. Как полагают некоторые исследователи [Jolivet et al., 1994], в последние 15-12 млн. лет в восточной части акватории, прилегающей к Японской дуге, вследствие движений вдоль протяженной зоны сдвига длиной около 2000 км, протягивающейся от Сахалина до центральной части Японской дуги, происходило формирование системы присдвиговых впадин растяжения (pull-apart basins).

На рис. 8 показаны основные типы коры Японского моря, выделенные на основе обобщения всех геолого-географических данных. Достаточно наглядно видно, что типичная океаническая кора занимает только сравнительно небольшую часть общей площади акватории и образует бассейн несколько необычной треугольной формы с глубинами более 3 км. Большую часть площади (преимущественно в южной части по обе стороны от банки Ямато) занимает утоненная кора континентального типа вместе с типичной континентальной корой. Глубина дна в этой части Японского моря меняется между 2 и 3 км.

Командорская и Беринговоморская котловины. Командорская котловина расположена между шельфом полуострова Камчатка и хребтом Ширшова, отделяющим ее от Алеутской котловины; юго-восточная граница проходит по правостороннему сдвигу севернее Командорских островов. Мощность осадков, залегающих на акустическом фундаменте, по данным НСП, меняется от 500 до 2500 м [История…, 1984]. О возрасте осадков Командорской котловины можно судить по разрезу скв. 191, которая прошла 900 м осадков и вошла в базальты с возрастом в 9.3 млн. лет [Initial…, 1973]. Базальты имеют низкое содержание калия и по изотопии стронция неотличимы от абиссальных толеитов и базальтов задуговых бассейнов [Цветков, 1990]. Имеются основание полагать, что здесь достигнут акустический фундамент, и, таким образом, возраст осадков Командорской котловины определяется как верхнемиоцен-четвертичный. Верхняя часть разреза представлена переслаиванием турбидитов и диатомовых илов вместе с тонкозернистыми песчаниками и вулканическими пеплами, которые ниже сменяются аргиллитами и алевролитами.

В самой юго-восточной части Командорской котловины между южным окончанием хр. Ширшова и Алеутским хребтом в скв. 189 [Initial…, 1973] на глубине 740 м вскрыты сильно деформированные осадки верхнего миоцена. В южной части котловины ближе к склону Командорских островов расположен современный подводный вулкан Пийпа, сложенный дацитами и пемзами того же состава.

Командорская котловина имеет тонкую кору (10-12 км) и характеризуется высоким тепловым потоком (от 2.6 до 5 ЕТП), значения которого увеличиваются с северо-запада на юго-восток [Initial…, 1973; Cooper et al., 1977].

Приведенные данные вместе с анализом палеогеографических карт для кайнозойского этапа [Палеогеографический…, 1991] дают возможность определить начало новейших тектонических движений поздним миоценом-ранним плиоценом.

Командорская котловина отделяется от Алеутской хребтом Ширшова, структура которого имеет принципиальное для понимания новейшей геодинамики этого региона. Этот хребет протягивается от Олюторского полуострова до Алеутской дуги на расстояние около 1000 км при ширине 50-80 км. Его возвышение над дном прилегающих котловин меняется от 1000 до 2200 м и он покрыт чехлом осадочных пород мощностью 1-3 км [История…, 1984], для которого характерны складчатые и разрывные деформации.

По данным драгирования, западный склон хребта сложен сильно деформированными магматическими породами, возраст которых не моложе нижнего олигоцена. В другой части склона подняты кремнисто-вулканогенные глубоководные образования верхнего мела и палеогена. Этот комплекс пород сравнивают с отдельными частями разреза офиолитовой ассоциации п-ва Карагинский. Таким образом, хр. Ширшова не является областью поднятия океанической коры, а представляет подводное продолжение материковой структуры Олюторского полуострова, которая погружалась, начиная с позднего миоцена.

Самые молодые вулканиты хребта датируются средним миоценом [Cooper et al., 1977]. Верхние горизонты осадочного чехла прослеживаются в сторону Алеутской впадины и, вероятно, слагают верхнюю часть разреза акустического фундамента.

ОБЛАСТИ ПРЕДРИФТОВОГО РЕЖИМА

Области предрифтового режима в Северной Евразии достаточно широко развиты. К ним относятся значительная часть Монголии и прилегающих областей Китая, часть области активизации, примыкающей к Байкальскому рифту. Тектонотипом областей предрифтового режима является Северная Монголия [Грачев, 1987; Грачев и др., 1981]. Мы остановимся на характеристике новых районов предрифтового режима Северной Евразии.

Восточно-Саянская область

На западе Байкальского рифта в районе массива Мунку-Сардык (высочайшей точки для всего Прибайкалья - абс. отметка 3495 м) мы наблюдаем тройное сочленение (tripple junction), где сходятся три зоны высокой тектонической активности [Грачев, 1974]: Мондинская впадина как западное окончание Байкальского рифта, Хубсугульская впадина и область Саяно-Тувинского нагорья. Это место, к которому приурочен эпицентр Мондинского землетрясения, находится между двумя зонами растяжения и поэтому здесь возникает обстановка сжатия земной коры, в результате которой и образовался массив Мунку-Сардык подобно массиву Рувензоли в Африке, также с аномальной для континентальных рифтов абсолютной высотой [Грачев, 1977].

Территория Саяно-Тувинского нагорья, показанная на карте как область предрифтового режима, имеет все признаки, типичные для таких областей (см. выше). В первую очередь это относится к широко развитому здесь базальтовому вулканизму, химизм которого ничем не отличается от вулканизма Байкальского рифта [Грачев, 1977; 1987; Киселев, 1981; Курганьков, 1988]. Индивидуальность вулканизма Саяно-Тувинского нагорья заключается в морфологии вулканов (таких как Дерби-Тайга, Шивит-Тайга, Соруг-Чушку-Узю и др.), которые М.Г. Гроссвальд [1965] отнес к вулканам щитового типа. В пределах Байкальского рифта вулканов такого типа нет. По новым данным [Курганьков, 1988; Грачев и Лопатин, 1978], щитовые вулканы Саяно-Тувинского нагорья относятся к сложным полициклическим аппаратам центрального типа, в развитии которых выделяются этапы эксплозивной активности и лавовых излияний. Эти вулканы имеют ряд общих черт с вулканами Исландии, что, возможно, связано с их активностью под толщей ледникового покрова во время четвертичного оледенения.

Специфика новейшего тектонического этапа этого района заключается в преимущественном развитии поднятий со слабо выраженными зонами прогибания. Наиболее древние отложения в этом районе, описанные по р. Улуг-Арт-Хеми к югу от оз. Дула-Холь [Грачев, 1987; Грачев и Лопатин, 1978], относятся к верхнему миоцену-нижнему плиоцену, которые по составу близки конгломератам Мондинской впадины (мондинские и аерханские конгломераты) и аносовской свите Тункинской впадины, но отличаются сокращенной мощностью и фрагментарным площадным распространением.

Витимо-Становая область

Эта область протягивается от Витимского плато до Удской губы на побережье Охотского моря и восточнее р. Олекмы включает хребты Становой и Джугждур на севере и Янкан, Тукурингра и Джугды на юге.

Своеобразие новейшей структуры, вулканизма, сейсмичности и глубинного строения этого региона отмечалась практически всеми исследователями, начиная с первых работ Г.Ф. Лунгерсгаузена и других сотрудников бывшего Всесоюзного Аэрогеологического треста в 50-60 гг. [Казмин, 1961; Копаевич и Казмин, 1963; Лунгенрсгаузен и Казмин, 1967] и кончая работами В.П. Солоненко, В.В. Николаева, P.M. Семенова и других в 70-80 гг. [Николаев и др., 1979; 1982; Сейсмотектоника…, 1975].

Самая западная часть относится к Витимскому плоскогорью, сочетающего типично рифтовый тип вулканизма [Грачев, 1977; Киселев, 1981] с кайнозойскими платформенными формациями и малоамплитудными, также типично платформенными, новейшими тектоническими движениями [Ендрихинский, 1968]. По этим признакам Витимское плоскогорье, как и плато Дариганга в Монголии, мы относим к предрифтовому тектоническому режиму, развивающемуся на месте платформы.

Совершенно иной стиль предрифтового режима наблюдается к востоку от р. Олекма (что совпадает со 122° в.д.), когда типично рифтовый характер напряжений сменяется на поле сжатия [Николаев и др., 1979; 1982]. Специфика развития Станового хребта и прилегающей с юга территории в отличие от Байкальского рифта, как впервые отметил В.П. Солоненко [Сейсмотектоника…, 1975; Солоненко, 1960; 1968], состоит в том, что на фоне слабо дифференцированного новейшего поднятия развиваются эмбриональные впадины-грабены, образование которых связано с сильными землетрясениями. В этих же работах В.П. Солоненко впервые высказал предположение о влиянии рифтового процесса на всю область новейшей активизации восточнее Байкальской рифтовой зоны.

Сильные землетрясения в области Станового хребта (Олекминское, Тас-Юряхское и другие) происходят в условиях сдвиговых и взбросо-сдвиговых деформаций вдоль разломов, унаследовано развивающихся с эпохи позднеюрской-меловой активизации. К ним относятся такие разломы, как Становой, Южно-Становой, Тукурингрский, Чульманский и др.

Ряд важных деталей в локализации эмбриональных впадин был получен при дешифрировании космических снимков [Кусков и Васютина, 1979]. Оказалось, что восточнее Токкинской впадины, где типичные признаки Байкальского рифта исчезают, эмбриональные впадины образуют эшелонированную систему. Она смещена по Олекминскому субмеридиональному разлому к югу на 60-70 км (Верхнеалданская, Иенгрская, Гонамская и Сутамо-Нуямская впадины широтного простирания), а восточнее р. Гонам прослеживается в виде грабенообразных участков долин рек Алгамы, Туксани, Оконон, Зеи, Луча и Май [Кусков и Васютина, 1979]. Эмбриональные впадины имеют протяженность в первые километры при ширине в несколько сотен метров и выполнены маломощным (до 100 м) чехлом отложений.

Существенное значение для выяснения тектонической природы Станового хребта имело открытие здесь молодого вулканизма [Казмин, 1961; Лунгерсгаузен и Казмин, 1967]. В отрогах Токинского Становика в районе г. Диалоконда лавовые потоки заполняют долины рек Ток, Оконон и др.; суммарный объем излившейся лавы составляет не менее 40-45 куб. км, и в настоящее время закартирован 21 вулканический аппарат. По последним данным возраст вулканизма определяется как средне-позднеплейстоцено-вый [Николаев и др., 1982]. По химическому составу лавы Токинского Становика неотличимы от лав Витимского плато и Чарского рифта и имею одинаковый набор глубинных включений и мегакристаллов [Николаев и др., 1982].

И наконец, анализ сейсмического режима и фокальных механизмов в очагах землетрясений Станового хребта и прилегающих территорий показывает, что на всей этой области доминируют сжимающие напряжения, ориентированные ортогонально простиранию основных новейших структур [Николаев и др., 1982; Геодинамика…, 1985]. В этих условиях доминирующий тип деформаций принадлежит сдвигам и сдвиго-взбросам.

Северо-Восточный Китай

К предрифтовому режиму отнесена часть Северо-Восточного Китая, которая с запада непосредственно примыкает к территории Монголии с аналогичным режимом. Сюда продолжается Нукут-Дабинское поднятие, относящееся уже к северо-западному склону хребта Большой Хин-ган. Оно отделено от платформенной области Восточной Монголии разломами северо-восточного и меридионального направления. Амплитуды поднятия за новейшее время здесь небольшие (до 0.5-0.7 км), но резко и глубоко врезанные долины рек (притоков р. Халхин-Гол) говорят об очень молодых движениях - в пределах плейстоцена-голоцена.

Далее к востоку область предрифтового режима включает Сонляо-Хинганский блок (в понимании китайских геологов), в который входят хр. Большой и Малый Хинган и осадочный бассейн Сонляо. Восточная граница проходит приблизительно по разлому Танлу, разделяющему области предрифтового и рифтового режима. Вся эта территория характеризуется амплитудами поднятий до 800 м с достаточно хорошо выраженной линейностью субмеридионального направления. По амплитудам движений эта область существенно отличается от платформы.

Широко развитый вулканизм в пределах всей территории является важнейшей чертой новейшей геодинамики Северо-Восточного Китая [Zhang et al., 1995; Zhou & Armstrong, 1982; Zhou et al., 1988] и его специфика позволяет найти объяснение особенностям развития этого региона на новейшем тектоническом этапе.

Среди полей щелочных базальтоидов, развитых в этом регионе, в западной части провинции Хэйлунцзян выделяются три поля калиевых вулканитов (Удаленце, Еркешан и Келуо) на площади более 1400 кв. км, среди которых насчитывается 16 шлаковых конусов. В 1991 г. мы провели изучение этого вулканического района. В первую очередь следует отметить близкое тектоническое положение и геоморфологическую позицию полей базальтов, удивительно похожую на поля базальтов Витимского плоскогорья. Это сходство выражается в сочетании типично платформенных формаций мощностью от 100 до 500 м, представленных озерными и аллювиальными отложениями, с полями базальтоидов и шлаковыми конусами.

Вулканическая активность протекала в три этапа: в позднем миоцене (9.6-7.0 млн. лет), среднем плейстоцене (0.56-0.15 млн. лет) и в историческое время (1719-1721 гг.). Среди вулканических пород выделяются оливиновые лейцититы, лейцитовые базаниты и трахибазальты с модальным лейцитом, содержащие ксенолиты шпинелевых перидотитов [Zhang et al., 1995].

Совершенно очевидно, что высокая вулканическая активность на новейшем тектоническом этапе (в том числе современная) Северо-Восточного Китая должна находить объяснение. По комплексу геофизических данных, значительная часть территории, отнесенной к предрифтовому режиму отличается, утоненной корой. Наиболее тонкая кора установлена под впадиной Суньляо (23 км), где тепловой поток достигает 95 мВт/м², а кровля астеносферы располагается на глубине около 80 км [Chinese…, 1989; Lithospheric…, 1989]. Другой важный признак - повышенная сейсмическая активность диффузного характера с магнитудами до 5.5 и наличие активных разломов; решения некоторых фокальных механизмов свидетельствует о сжатии литосферы, хотя в отдельных местах развиты и нормальные сбросы [Lithospheric…, 1989; Ma, 1987].

Таким образом, предрифтовый режим Северо-Восточного Китая связан с неглубоким залеганием астеносферы, которая находится на 50-70 км ближе к поверхности, чем в платформенных районах.

МОМСКИЙ РИФТ, РИФТОВЫЕ СТРУКТУРЫ ШЕЛЬФА МОРЯ ЛАПТЕВЫХ И ПРОБЛЕМА ГРАНИЦЫ МЕЖДУ СЕВЕРОАМЕРИКАНСКОЙ И ЕВРАЗИЙСКОЙ ПЛИТАМИ ЛИТОСФЕРЫ

Существование Момского материкового рифта было предсказано в конце 60-х гг. [Грачев и др., 1967; 1967а] после открытия Срединно-Арктического хр. Гаккеля в связи с выдвинутым положением о невозможности слепого окончания срединно-океанических хребтов [Грачев и др., 1970; 1971], позже ставшее постулатом в тектонике плит.

Комплексный анализ геолого-геофизических данных по Срединно-Арктическому хребту и шельфу моря Лаптевых показал, что дивергентная граница между Евразийской и Северо-Американской плитами литосферы проходит по Момскому рифту [Грачев и др., 1971; Грачев, 1973; Grachev, 1982; Зоненшайн и Савостин, 1979; Cook et al., 1987 и др.]. Момский рифт является одним из элементов Арктической рифтовой системы, включающей срединно-океанический хребет Гаккеля, зону рифтогенеза шельфа моря Лаптевых и собственно Момский рифт [Грачев, 1976].

Момский материковый рифт расположен в горной системе хр. Черского на северо-востоке Евразии. Он протягивается в северо-западном направлении от Сеймчано-Буяндинской впадины на юге до Лаптевоморской материковой окраины на севере, где происходит его торцовое (по трансформному разлому) сочленение со структурой срединно-океанического хребта Гаккеля. Его длина составляет более 1300 км при ширине 150-200 км.

Новейшая структура Момского рифта выражена в виде линейной системы Момо-Селенняхской впадины, окруженных прилегающими хребтами горной системы Черского с юго-запада и Момским, Андрей-Тас и Селенняхским с северо-востока. Ее важнейшая черта заключается в ярко выраженной асимметрии в поперечном направлении: высота и расчлененность рельефа юго-западных хребтов существенно выше, чем у северо-восточных. Такая асимметрия рельефа объясняется различным характером сочленения впадин с прилегающими хребтами: наличие разломов, ограничивающих юго-западные хребты.

Весьма важным является вопрос о времени начала рифтогенеза на Северо-Востоке Азии. Анализ осадочных формаций показывает, что этот процесс не был (и как мы увидим в дальнейшем и не мог быть) одновременным для всей зоны протяженностью более 1300 км [Грачев и др., 1967; Артемов и Наймарк, 1977; Артемов и Иванов, 1988; Грамберг и др., 1990].

На шельфе моря Лаптевых рифтогенез начался одновременно с раскрытием Евразийского бассейна примерно 55-56 млн. лет тому назад. Новые сейсмические данные, полученные методом MOB ОГТ [Иванова и др., 1989; Грамберг и др., 1990], позволили выявить строение осадочного чехла.

Наиболее полный разрез осадочного чехла (6-12 км) зафиксирован в западной части шельфа, где складчатый фундамент отнесен к Сибирской платформе, а восточная часть шельфа имеет сокращенный разрез осадочного чехла (2-3.5 км), залегающим на складчатом основании мезозоид Северо-Востока Азии [Иванова и др., 1989]. К границе между этими двумя блоками приурочен Омолойский грабен (рис. 9), который находится на продолжении хр. Гаккеля. В верхней части разреза осадочного чехла выделяется три комплекса отложений: верхнемеловой, палеогеновый и неоген-четвертичный [Иванова и др., 1989].

Наиболее важным для нас результатом этих исследований является окончательное доказательство существования системы грабенов северо-северо-западного простирания (Усть-Ленского, Омолойского, Бельковско-Святоносского, Усть-Янского и др.). Эти грабены заложились в конце палеогена - начале олигоцена и образуют систему параллельных субмеридиональных структур, секущих весь шельф моря Лаптевых и выходящих в пределы прилегающей суши (рис. 9). Амплитуда вертикального перемещения по разломам достигает 2 км, а в плане отмечается поперечное смещение грабенов по сдвигам [Грамберг и др., 1990].

Неоген-четвертичный комплекс несогласно залегает на образованиях палеогена, и на разрезах MOB ОГТ четко выражены структуры грабенов с листрическими сбросами (устное сообщение С. Драчева, 1992).

По данным бурения [Палеогеографический…, 1991], континентальные условия на шельфе существовали в течение миоцена и раннего плиоцена. С началом трансгрессии 4 млн. лет в северной части шельфа осадконакопление происходит в морских условиях, а в южной части сохраняется континентальная обстановка осадконакопления. Наиболее интенсивные движения с унаследованным развитием грабенов и горстов происходят между 3.3 и 2 млн. лет тому назад в центральной части шельфа моря Лаптевых.

В это время окончательно сформировалась структура Омолойского грабена как связующего звена со срединно-океаническим хребтом Гаккеля. Омолойский грабен протягивается на 400 км при ширине 20-22 км на севере и 35 км в южной части [Палеогеографический…, 1991].

Таким образом, для современной структуры шельфа моря Лаптевых характерна система неоген-четвертичных грабенов, ограниченных конседиментационными листрическими разломами. Она унаследовано развивается, начиная с палеогена, и отражает процесс материкового рифтогенеза, связанного с раскрытием Евразийского океанического бассейна.

В пределах прилегающей суши отложения палеогена и неогена давно известны в пределах Согинской, Кендейской и других впадин Северного Верхоянья, где они сильно деформированы [Биджиев и Натапов, 1972], причем наряду со складчатыми деформациями в бухте Тикси и губе Буор-Хая описаны многочисленные примеры сбросовых нарушений [Имаев и др., 1990].

Переходя от зоны рифтогенеза моря Лаптевых и прилегающей суши в область собственно Момского рифта, следует прежде всего отметить слабую изученность стратиграфии континентальных кайнозойских отложений (отсутствие стратотипов разрезов) и связанную с этим неопределенность в корреляции разрезов кайнозоя [Грачев и Мишин, 1974].

Ранее мы отмечали [Грачев, 1973; Grachev, 1982], что в пределах Момского рифта осадочные формации делятся на два комплекса: нижний (неоген (вероятно, плиоцен?) - нижнечетвертичный), представленный осадками озерного, аллювиального и болотного генезиса с большим количеством растительных остатков, и верхний (среднечетвертичный - современный), залегающий с угловым несогласием на нижнем и состоящий из грубообломочных отложений мощностью в первые сотни метров.

Помимо состава принципиальное различие между нижним и верхним комплексами осадочных формаций заключается в характере залегания пород и их структурном положении в Верхояно-Колымской области мезозоид. Отложения нижнего комплекса сильно деформированы в систему складок [Грачев, 1973; Имаев и др., 1990; Мерзляков, 1971; Гайдук и др., 1988], которые срезаются молодой поверхностью выравнивания предсреднечетвертичного возраста. Такая поверхность, детально закартированная нами в северных предгорьях хр. Андрей-Тас, является геоморфологическим выражением углового несогласия между нижним и верхним осадочными комплексами.

Начало новейших тектонических движений, таким образом, датируется для Момского континентального рифта среднечетвертичным временем, когда возник расчлененный горный рельеф. Кстати, этим временем определяется начало новейших тектонических движений и для Верхоянской горной страны [Лунгерсгаузен, 1967].

Впадины Момского рифта имеют очень небольшие мощности осадков, но их выраженность в рельефе разная. Это объясняется характером взаимоотношения новейших структур со структурой складчатого основания. В центральной части наблюдается соответствие ориентировки новейших структурных форм со структурами мезозойского фундамента, в юго-восточной и северо-западной частях это соотношение резко дискордантное [Артемов и Иванов, 1988].

Принципиальное значение имеет проблема северо-западного окончания Момского рифта в зоне хр. Полоусного. Здесь Н.Г. Патык-Кара и М.Г. Гришин [1972] впервые выделили Западно-Полоусненскую систему молодых разломов и связанных с ними четвертичных асимметричных впадин северо-западного простирания, почти под прямым углом секущих мезозойские структуры. Эта зона разломов является прямым продолжением системы разломов хр. Черского (Дарпир и др.) и по геофизическим данным прослеживается до побережья моря Лаптевых. На юго-востоке структура Момского рифта южнее Сеймчано-Буяндинской впадины теряет свое выражение в современном рельефе.

В большинстве случаев верхний комплекс осадочных отложений залегает горизонтально, но в молодых эмбриональных впадинах в хр. Черского по долине р. Мюреле по сбросу смещены отложения позднечетвертичного возраста [Артемов и Иванов, 1988], а в Дарпирской впадине отмечено смещение по листрическим разломам четвертичных отложений.

Весьма дискуссионный проблемой является вопрос о природе новейших разломов и их роли в новейшей структуре Момского рифта, среди которых можно выделить поперечные и продольные разрывы.

Первый тип разломов, отнесенный к сдвигам, ориентированным ортогонально к простиранию Момского рифта, и названным трансформными разломами, был выделен на основе только дешифрирования космических снимков [Зоненшайн и Савостин, 1979]. Однако никаких ни геоморфологических, ни геологических данных для выделения поперечных сдвигов, тем более трансформных разломов, нет.

Второй тип разломов широко развит, и новейшие разломы северо-западного простирания обычно унаследовано развиваются по системе разломов позднего мезозоя [Мерзляков, 1971]. Существуют две точки зрения на их природу: либо преимущественно сбросы [Грачев, 1973; Артемов и Наймарк, 1977; Натапов и Сурмилова, 1986], либо преимущественно сдвиги [Имаев и др., 1990; Мокшанцев и др., 1977].

Отнесение разломов Момского рифта к сдвигам впервые было сделано К.Б. Мокшанцевым и др. [1977], которые рассматривали разлом Улахан как позднемезозойский правый сдвиг, определив его амплитуду по смещению гидросети в верховьях р. Колымы в 200-300 м. Геологических доказательств молодых перемещений по разлому Улахан в работе не приведено.

Позднее B.C. Имаев и др. [1990] разломы Улахан, Чай-Юреннский, Илинь-Тасский и другие также отнесли к сдвигам, но противоположного знака - левым. Амплитуда перемещений по сдвигам за новейший тектонический этап не указывается, и, как становится ясным из описания авторов [Имаев и др., 1990], она и не могла быть определена, ибо во всех случаях в зоне контакта присутствуют докайнозойские образования. Маршрут в зоне разлома Дарпир в 1992 г. подтвердил, что действительно никаких доказательств молодых перемещений по этому разлому нет [Lepvrier et al., 1993].

В работах многих геологов для мезозоид Северо-Востока Азии наличие сдвигов было установлено давно, причем их амплитуда определяется в 40-45 км, но ни в одной работе нет указаний на активность сдвигов в неоген-четвертичное время [Мерзляков, 1971; Гусев, 1985 и др.].

В качестве косвенного доказательства существования молодых сдвигов приводят результаты изучения фокальных механизмов Северо-Востока Азии [Кузьмин, 1984]. История изучения напряженного состояния литосферы зоны континентального рифтогенеза шельфа моря Лаптевых и Момского рифта весьма поучительна.

В свое время ряд авторов [Sheidegger, 1966 и др.] полагал, что землетрясения Арктического пояса при приближении к морю Лаптевых меняют характер напряжений в очагах, т.е. вместо растяжения, перпендикулярного оси хр. Гаккеля, устанавливается сжатие. И хотя ошибочность таких взглядов была убедительно доказана Л. Сайксом еще в конце 60-х гг. [Sykes, 1965; 1967], в работах К.Б. Мокшанцева и др. [1977], Б.М. Козьмина [Кузьмин, 1984] продолжает отстаиваться представление о смене растягивающих напряжений на сжимающие при переходе от срединно-океанического хр. Гаккеля к морю Лаптевых.

Окончательно проблема напряженного состояния литосферы в шельфовой зоне моря Лаптевых была решена в серии работ Г.П. Аветисова [1991; 1993; 1995].

Из карты распределения эпицентров землетрясений (рис. 10) следует, что линейная сейсмическая зона хр. Гаккеля продолжается через Омолойский грабен и, хотя южнее 76° с.ш. ширина ее увеличивается (что связано с изменением океанического типа коры на континентальный), медианная линия для землетрясений с М > 5 достаточно уверенно трассируется в бухту Буор-Хая, где она обрывается на 70° с.ш. От этого места, которое Г.П. Аветисов рассматривает как тройное соединение, отходят две цепочки землетрясений: одна на северо-запад в сторону Оленекского залива, а вторая, выделенная ранее [Аветисов и Голубков, 1971], по 70° с.ш. протягивается на восток и смыкается с сейсмическим поясом Момского рифта. Последняя зона рассматривается нами как поперечный сдвиг, который в будущем при развитии процесса рифтогенеза в море Лаптевых и его переходе в стадию разрыва континентальной коры (стадия треугольника Афар) может превратиться в трансформный разлом [Grachev, 1982]. Однако на сегодня в силу невозможности изучения этой территории прямыми геологическими методами у нас нет никаких данных, подтверждающих существование поперечного сдвига, как, впрочем, и опровергающих это предположение.

Весь комплекс других геофизических данных надежно подтверждается существование зоны рифтогенеза на шельфе моря Лаптевых, включая прилегающую область суши вплоть до 70° с.ш. [Иванова и др., 1989; Коган, 1974; Ким, 1992; Аветисов и др., 1994; Ковачев и др., 1994].

Обратимся теперь к обсуждению сейсмичности Момского рифта. Карта распределения эпицентров землетрясений показывает широкую зону диффузной сейсмичности, протягивающуюся от побережья моря Лаптевых до Охотского моря. Такое распределение землетрясений в какой-то степени связано с существенной погрешностью в определении координат эпицентров, особенно для слабых землетрясений, ввиду того, что число сейсмических станций для их регистрации явно не хватает. Это же обстоятельство объясняет и сильное расхождение в определении фокальных механизмов [Cook et al., 1987; Fujita et al., 1990].

Сдвиговая компонента при решении фокальных механизмов была установлена Б.М. Кузьминым [1984], однако переопределение механизмов очагов тех же самых землетрясений, выполненное позднее [Fujita et al., 1990], показало, что практически все очаги землетрясений, для которых можно сделать более или менее надежное решение, относятся к взбросам. Таких надежных решений всего семь и ни одно из землетрясений не находится в пределах собственно рифтовых впадин.

Таким образом, для выделения новейших сдвигов в пределах Момского рифта на сегодня нет ни геологических, ни сейсмологических доказательств. Это разумеется не означает, что сдвигов здесь нет вообще; скорее всего они действительно существуют, но, для того чтобы выяснить их роль в формировании современной структуры Момского рифта, они должны быть надежно установлены. Сдвиговые деформации той или иной амплитуды, иногда значительной, известны в рифтовой зоне Запада США, Восточного Китая, в системе рифтов Ближнего Востока (Левантийские грабены), поэтому наличие сдвигов не противопоказано рифтовому режиму.

Для понимания новейшей геодинамики представляют интерес первые и пока еще недостаточно надежные данные о существовании по западной и восточной периферии Верхояно-Колымской области фронтальных надвигов мезозойского фундамента на отложения нижнего осадочного комплекса. Они описаны для Верхоянского складчатого пояса [Парфенов и Прокопьев, 1993] и по северо-восточной периферии Момского хребта по границе с Зырянской впадиной [Гайдук и др., 1988]. Поскольку плоскости надвигов падают в разные стороны от Верхояно-Колымской горной страны, то объяснить их образование можно либо предполагая наличие растягивающих напряжений во внутренней части, либо рассматривая их как приразломные гравитационные структуры (типа charriage cassant по Э. Аргану). Однако последнее объяснение менее вероятно в силу отсутствия крутопадающих разломов и резких перепадов рельефа, необходимых для проявления гравитационного тектогенеза.

Единственным достоверным проявлением современного вулканизма в пределах Момского рифта является вулкан Балаган-Тас (рис. 11, 12). Он находится на правом берегу р. Момы в пределах горной системы хр. Черского. Шлаковый конус вулкана возник в заключительную стадию вулканической активности после излияния не менее 10 потоков базальтов, наиболее древний из которых залегает на современном аллювии, что уже определяет его возраст не древнее, чем голоценовый.

Изучение валового химического состава базальтов, редких и редкоземельных элементов из всех потоков выявило поразительное однообразие составов - все различия находятся в пределах аналитических ошибок. Эти данные вместе с высоким содержанием титана и практическим отсутствием фенокристов в основной массе базальтов указывают на то, что расплав при подъеме к поверхности не претерпел дифференциации и составы базальтов близки к составу первичного расплава. Базальты вулкана Балаган-Тас относятся к недифференцированной натровой серии щелочных базальтов, типичной для континентальных рифтов [Грачев, 1987]. Как справедливо отметил К. Бурке, «Активный вулканизм в районе Балаган-Тас помогает определить пределы рифтогенеза в это время (от 9 млн. лет до нашего времени - А.Г.)» [Бурке, 1984, с. 161].

В заключение отметим, что еще задолго до тектоники плит мы искали наиболее вероятное материковое продолжение океанической зоны рифтогенеза на материке [Грачев и др., 1967; 1967а], исходя из положения, что слепого окончания срединно-океанические хребты не имеют [Грачев и др., 1970]. В дальнейшем эта проблема переросла в поиски границы между Евразийской и Северо-Американской плитами литосферы [Грачев, 1976; Грачев и др., 1971; Grachev, 1982; Fujita et al., 1990; Pitman & Talwani, 1972; Conant, 1973; Minster et al., 1974; Chapman & Solomon, 1976].

Действительно, если концепция тектоники плит верна, то граница между Евразийской и Северо-Американской плитами литосферы должна существовать. Уникальность геодинамики Арктической рифтовой системы заключается в том, что Срединно-Арктический хребет Гаккеля является самым медленно разрастающимся из всех существующих срединно-океанических хребтов. При приближении к Лаптевоморскому материковому склону скорость спрединга уменьшается до 0.3 см/год, и на шельфе моря Лаптевых мы имеем геодинамическую обстановку, названную нами пре-Афарской [Grachev, 1982].

Другая сторона проблемы состоит в том, что на геодинамику в области Момского рифта оказывают влияние процессы перестройки в зоне субдукции Тихоокеанской плиты. В частности, следует обратить внимание на существенное увеличение скорости конвергенции Евразийской и Тихоокеанской плит литосферы, начиная с рубежа в 10.5 млн. лет [Northrup et al., 1995]. Этот рубеж примерно совпадает со временем прекращения раскрытия Японского моря (см. выше). И хотя не все детали изменения кинематики движения Тихоокеанской плиты в позднем кайнозое известны, они, несомненно, должны учитываться при определении границы между Евразийской и Северо-Американской плитами литосферы.

На рис. 13 приведены положения полюсов вращения, определенных различными авторами, между Евразийской и Северо-Американскими плитами литосферы.

Из сравнения этих данных следует, что положение полюсов по долготе не выходит за пределы ошибки определения (не более 450-500 км), а значимые различия характерны для координат по широте. Наиболее достоверное определение полюса вращения Евразийской и Северо-Американской плит литосферы сделано на основе новой глобальной модели (NUVEL-1) [DeMets et al., 1994] для эпохи магнитной аномалии 2А, что соответствует возрасту в 3 млн. лет. Положение этого полюса (точка 7 на рис. 13) близко к координатам срединной точки между полюсами, определенными в рамках моделей Р071 [Chase, 1972] и RM2 [Chase, 1978] (точки 5 и 6 на рис. 13).

Данные по горизонтальным движениям в глобальной системе координат на основе спутниковой геодезии также позволяют определить положение полюсов вращения плит. По результатам наблюдений с 1990 г. по 1993 г. (модель SL8.3) полюс для Евразийской и Северо-Американской плит литосферы находится на 1500 км к северо-востоку от полюса по модели NUVEL-1 [Minster et al., 1978].

Вероятно, в дальнейшем по мере увеличения пунктов наблюдения данные спутниковой геодезии станут более точными по сравнению с имеющимися, а в настоящее время предпочтение следует отдать результатам, вытекающим из методики определения полюсов относительного вращения плит в рамках концепции тектоники плит, тем более, что они дают возможность проследить миграцию полюсов вращения во времени (по магнитным изохронам океанческой коры).

Таким образом, можно придти к следующим выводам:

1) - современный полюс относительного вращения Евразийской и Северо-Американской плит литосферы располагается вблизи южного окончания Момского рифта;

2) - угловая скорость вращения плит крайне мала и по обеим моделям (NUVEL-1 и SL8.3) идентична и составляет 0.22 град/млн. лет [Minster, 1978]. Близкое значение скорости было дано ранее М. Чепманом и С. Соломоном [Chapman & Solomon, 1976].

Исходя из того, что Момский рифт находится вблизи полюса вращения, поле напряжений и кинематика тектонических движений в Момском рифте должны испытывать сильные вариации, как впервые было отмечено в работе [Chapman & Solomon, 1976] и что мы и имеем в действительности (см. выше). К этому следует добавить, что Северо-Восток Азии - это единственное место на Земле, где мы можем наблюдать самые начальные стадии развития рифта близи полюса вращения плит, поскольку процесс рифтогенеза начался не ранее среднечетвертичного времени.

Последнее замечание касается положения вулк. Балаган-Тас, который по комплексу изотопно-геохимических параметров является горячей точкой (см. ниже раздел вулканизма) очень молодого возраста и находится недалеко от полюса вращения (координаты 65.58° с.ш. и 145.53° в.д.). Можно высказать предположение, что его образование знаменует процесс перестройки структуры литосферы с дальнейшей эволюцией в сторону образования тройного соединения. В любом случае, как справедливо подчеркнул К. Бурке, «активный вулканизм в районе Балаган-Тас помогает определить пределы рифтогенеза в это время» [Бурке, 1984].

НОВЕЙШИЙ ВУЛКАНИЗМ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЧАСТИ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ И ЕГО ЗНАЧЕНИЕ ДЛЯ ГЕОДИНАМИКИ

"Бесполезно строить модель Земли, согласующуюся со всеми геофизическими наблюдениями, но не объясняющую таких элементов поверхности Земли, как горы и вулканы" [Физика…, 1966, с. 156].

В течение новейшего тектонического этапа на территории Северной Евразии проявления вулканизма, разнообразного как по составу, так и по характеру излияний, отражают в неменьшей степени, чем сами тектонические движения особенности новейшей геодинамики этой обширной территории.

Пространственная локализация новейшего вулканизма на территории Северной Евразии весьма закономерно связана с новейшей тектоникой. Поля лав различного состава приурочены только к областям с активным проявлением новейших тектонических движений. Вулканизм развит в областях рифтового и предрифтового режима, в островных дугах и задуговых бассейнах и в некоторых орогенах (Карпаты, Кавказ, Корякия), а стабильные области амагматичны. Локализация вулканизма в целом подчеркивает диссимметрию Азиатского материка, обусловленную существованием Тихоокеанского и Атлантического сегментов литосферы.

На континентальной части Северной Евразии наиболее широко проявился щелочно-базальтовый вулканизм. Он развит с запада на восток в пределах Карпато-Балканского региона (Чешское среднегорье, Паннонский бассейн), Байкало-Монгольского региона и прилегающих районов Китая и Кореи, Восточных Саян, Станового нагорья и Приморья, Северо-Востока Евразии в виде плато-базальтов, сложенных потоками лав щелочных базальтов мощностью до 1000-1500 м, а также отдельных вулканов.

Помимо этого известны точечные проявления вулканизма этого типа, выразившиеся в образовании отдельных моногенных вулканов (шлаковых конусов) и связанных с их деятельностью лавовых потоков (иногда достаточно протяженных (долинные базальты) до 70 км). Все эти вулканы имеют возраст не древнее голоцена и известны в пределах Момского рифта, в долинах рек Б. и М. Анюй, в верховьях р. Зеи, восточной части Монголии (плато Дариганга), Северно-Восточного Китая. Интерес представляют новые данные о базальтах о. Жаннетта [Савостин и др., 1988].

Характеристике кайнозойского щелочного вулканизма Восточной части Евразии посвящено большое число работ [Грачев, 1977; 1987; Киселев, 1981; Киселев и др., 1979; Кепежинкас, 1979; Салтыковский и др., 1981; Кайнозойские…, 1987 и др.]. По составу среди щелочных лав преобладают недифференцированные щелочные оливиновые базальты, реже оливин-пироксеновые или плагиоклаз-пироксеновые базальты, которые как правило содержат глубинные ксенолиты ультраосновного состава (преобладают шпинелевые лерцолиты) и мегакристы пироксена, санидина. Петрохимическая специфика этих лав заключается в натровой тенденции (преобладании натрия над калием), однако в Северном Китае известны и калиевые базальтоиды.

Близость химического состава вулканитов щелочной серии и присутствие в них мантийных ксенолитов на громадном протяжении от Арктического шельфа до южной части Монголии выделяет эту часть литосферы Северной Евразии от остальной территории. Поскольку щелочные базальтоиды с мантийными включениями имеют глубины генерации первичных расплавов 40 и 60 км, то это означает существование аномально разогретой мантии на этих глубинах и высоких тепловых потоков.

Образование лавовых плато обусловлено трещинными излияниями, которые фиксируются протяженными роями даек с устойчивыми простираниями и моногенными шлаковыми конусами. Вулканы центрального типа известны, но их роль в образовании суммарного объема лав щелочных базальтоидов существенного значения не имеет. С их деятельностью связано формирование контрастных дифференцированных серий базальт-трахит с характерным разрывом Дели (отсутствием лав среднего состава - андезитов).

При движении с юга на север в Баикало-Монгольском регионе можно наблюдать как формация щелочных базальтоидов в парагенезе с маломощными континентальными типично платформенными отложениями, не меняя практически своего состава, оказывается в парагенезе с мощными рифтовыми формациями. Традиционно области развития формации щелочных (субщелочных) базальтов кайнозойского возраста Монголии [Мезозойская…, 1974] рассматривали как области платформенного тектонического режима.

Представления о существовании платформенного магматизма широко распространены в геологической литературе. Под ним обычно подразумевается развитие магматических пород (достаточно однотипных или близких по составу) среди типичных платформенных формаций в обстановке относительной тектонической стабильности. Но как справедливо отметил Ю.М. Шейнманн, «... в условиях тектонического покоя магмы не появляются» [Шейнманн, 1968, с. 73]. Поэтому многие исследователи пытались объяснить магматическую активность в платформенных условиях отражением тектонических событий в сопряженных с платформами зонах высокой тектонической активности (некий вариант резонансной тектоники). Здесь опять уместно вспомнить высказывание Ю.М. Шейнманна о том, что «... искать причины магмообразования надо на месте» [Шейнманн, 1968, с. 74].

В этой связи несомненный интерес представляют кайнозойские вулканиты Тянь-Шаня, которые довольно широко распространены в Северном Тянь-Шане и прилегающих районах Казахстана и встречаются в виде изолированных тел - даек, силлов, штоков [Леонов и Лукиенко, 1981]. Их возраст до последнего времени не был точно установлен; по биостратиграфическим данным он определялся как эоцен-раннеолигоценовый [Кнауф и др., 1980]. Первые К-Ar датировки дали цифры от 52 до 55 млн. лет [Леонов и Лукиенко, 1981; Кнауф и др., 1980; Зайченко и др., 1990], а А.В. Леонов допускает даже неоген-четвертичный возраст для даек, прорывающих соленосные отложения миоцена.

Новые определения К-Ar возраста, полученные нами, дают для базальтов Кастекского хребта и юго-восточной части оз. Иссык-Куль возраст в интервале от 47 до 36 млн. лет, что соответствует позднему эоцену - раннему олигоцену. По химическому составу вулканиты Северного Тянь-Шаня отвечают типичному рифтовому комплексу щелочных пород: оливиновые базальты, тефриты, лимбургиты, камптониты [Добрецов и др., 1979]. Судя по составу осадочных формаций, в парагенезе с которыми встречаются вулканиты эоцена - раннего олигоцена, Тянь-Шань в это время находился в стадии предрифтового геодинамического режима [Gliko et al., 1985].

Таким образом, один из важных выводов, который может быть сделан в результате анализа новейшего вулканизма Северной Евразии, состоит в том, что платформенного вулканизма как такового вообще не существует.

Среди обширного ареала щелочного магматизма Северной Евразии особое место принадлежит кайнозойским базальтам восточной части, имеющим определенную геохимическую специфику, связанную с влиянием субдукции Тихоокеанской плиты литосферы.

На территории Восточно-Азиатской рифтовой системы щелочно-базальтовый вулканизм, который охватил значительную часть территории на площади более 20 тыс. кв. км [Берсенев и Денисов, 1971; Гапеева, 1971]. Они развиты на восточном и западном склоне Сихото-Алиня и в южной части Приморья по краям кайнозойских впадин [Берсенев и Денисов, 1971]. Древнейшие вулканиты имеют возраст около 11 млн. лет и залегают на коре выветривания [Мартынов, 1995]. Пока нет достоверных данных о вулканической активности в четвертичное время [Берсенев и Денисов, 1971; Есин и др., 1992], хотя, по данным М.М. Ахметьева и Л.П. Ботылевой (1971 г.), присутствие нижне- и среднечетвертичных базальтов на побережье Татарского пролива не вызывает сомнений.

Новые геохимические данные, включая первые результаты изучения изотопии неодима и стронция в базальтах [Мартынов, 1995], позволили разделить их на две серии: низкокалиевые и щелочные базальты и умеренно калиевые лавы. В щелочных лавах присутствуют ксенолиты мантийных пород - шпинелевых лерцолитов. Наиболее вероятный источник магматизма связывается с плавлением и растяжением континентальной литосферы под влиянием погружающейся океанической плиты литосферы [Мартынов, 1995]. Вполне вероятно, что разогрев литосферы мог вызвать и постмагматическое поднятие позднемеловых гранитоидов [Лишневский и др., 1976], широко развитых на территории Приморья. Предварительные данные ГСЗ показывают существование пониженных скоростей продольных волн в верхней мантии [Варнавский и Малышев, 1986].

В Восточном Китае поля базальтов прослеживаются от северных границ с Россией далеко на юг Китая вплоть до о. Хайнаннь. Часть из них развивается в типично рифтовых условиях (район Бохайского залива, северная часть системы грабенов Шаньси), поля других лав изливались в «спокойной» тектонической обстановке (предрифтовый режим), как и в Монголии, куда они продолжаются (плато Даринганга) [Zhou et al., 1982; 1988; 1988a; Кайнозойские…, 1987; Bolin & Ruyuan, 1983; Ronglong & Zhu, 1987; Zhang et al., 1995 и др.].

Изотопное датирование базальтов различными методами позволяет выделить следующие этапы вулканической активности: 86-61, 49-39, 37-27, 23-19, 16-13, 11-7, 4.5-2.0, 1.5-0.8, 0.58-0.06 млн. лет. Известны излияния базальтов и в историческое время [Ronglong, 1987]. За это время более 5000 км² площади было покрыто лавами и образовалось около 700 вулканических конусов [Jiaqi, 1988].

Установлена определенная направленность в изменении химического состава базальтов как во времени, так и в пространстве. Базальты донеогенового возраста относятся к нормативным толеитам, а более молодые лавы представлены типичными щелочными базальтами, которые как правило содержат включения мантийных лерцолитов. В одновозрастных породах с востока на запад возрастает общая щелочность базальтов с увеличением содержания калия. Последняя черта является общей для новейшего вулканизма всей Восточно-Азиатской рифтовой системы.

Как мы уже отмечали ранее [Грачев, 1987], базальтовый вулканизм рифтов Восточного Китая имеет общую петрохимическую специфику с базальтами рифтовой зоны Запада США, что связано с влиянием зоны субдукции Тихоокеанской плиты. Присутствие изотопа ¹⁰Ве (обычного для глубоководных осадков) в кайнозойских базальтах доказывает влияние субдуктированной океанической плиты на генерацию базальтовых расплавов [Hong et al., 1987].

В северной части рифта Шаньси известны шлаковые конусы и небольшие покровы щелочных оливиновых базальтов четвертичного возраста, содержащих ксенолиты шпинелевых лерцолитов [Xiwei & Xinguan, 1992].

Формация щелочных базальтоидов широко развита и в Европейской части Северной Евразии, в Карпато-Балканском регионе и прилегающих территориях. В развитии этой формации выделяются два главных этапа: первый отвечает раннеорогенной стадии (поздний эоцен - средний миоцен) [Милановский и Короновский, 1973], второй (начиная с паннонского века и до современности) соответствует финальному магматизму Г. Штилле [1964].

Для наших целей интерес представляет анализ вулканизма позднемиоцен-четвертичного времени, когда на территории большей части Карпато-Балканского региона происходит резкое изменение известково-щелочного вулканизма на щелочно-базальтовый. Это произошло в самом начале паннонского века - событие, имеющее важнейшее значение для расшифровки новейшей геодинамики.

Что понимается под финальным вулканизмом? Этот термин был введен Г. Штилле [1964] для описания процессов магматической активности, которая наступает после прекращения складчатости в геосинклинальной области. В разное время Г. Штилле подчеркивал следующие важнейшие черты финального вулканизма: 1 - связь с разрывной тектоникой (Blockgebirge), 2 - общую консолидацию и кратонизацию земной коры и 3 - изменение глубинных условий генерации магм.

Общие закономерности финального вулканизма, отмеченные Г. Штилле почти 50 лет тому назад, остаются в силе и сейчас, но геодинамическое значение этого вулканизма до последнего времени оставалось неясным.

Наиболее широко финальный вулканизм проявился в Паннонском бассейне, хотя его объем на порядок меньше объема вулканитов раннеорогенного этапа. Выходы щелочных базальтов на поверхность известны в районах гор Шомло и Шаг (Малая Венгерская впадина), Венгерского Среднегорья (горы Баконь), в окрестностях Шалготорьяна (Ноград) и в Токайских горах. Кроме того, базальты обнаружены во многих скважинах внутри осадочной толщи паннонских отложений (Кишкунхалаш, Кесел, Рузша, Шандорфальва и др.).

Согласно новым биостратиграфическим материалам, определениям изотопного возраста K-Ar методом и палеомагнитным измерениям, возраст базальтов Паннонской впадины лежит в интервале от раннего паннона до позднего плейстоцена. Базальты Нограда датируются в 1.4-2.8 млн. лет, Прибалатонья и Малой Венгерской впадины -2.7-5.0 млн. лет, а базальты, встреченные в скважинах в районах Кишкунхалаш, Шандофальва, Рузша и Кесел имеют возраст - 8,1-10.4 млн. лет [Balogh et al., 1986].

Таким образом, смена позднеэоцен-миоценового вулканизма известково-щелочного типа на щелочно-базальтовый в Паннонском бассейне произошла в самом начале паннонского века одновременно с заложением внутренних впадин. Важно отметить, что обычно эти базальты содержат включения мантийных пород (шпинелевых лерцолитов).

Результаты петрохимического анализа показали, что составы базальтов Паннонского бассейна, а также и Чешско-Силезской области лежат в поле базальтов типичных континентальных рифтов, в то время как базальты Восточных Карпат попадают в область составов островных дуг, активных материковых окраин и орогенических областей, формирующихся в обстановке сжатия литосферы [Грачев и др., 1987; 1987а].

Выявление рифтовой природы «финального» вулканизма означает, что те области, в которых он проявился, находятся в процессе деструкции литосферы на разных ее стадиях: либо предрифтовой как в Чешском массиве, либо рифтовой как в Паннонском бассейне.

Первые изотопно-геохимические данные для базальтов, а также связанных с ними шпинелевых лерцолитов, позволили выделить существование по крайней мере двух первых горячих точек в Северной Евразии: вулкана Балаган-Тас и хр. Хамар-Дабан.

Базальты вулкана Балаган-Тас отличаются постоянством изотопных отношений Nd и Sr: их изотопные характеристики лежат в поле базальтов типичных мантийных плюмов внутриокеанических островов [Грачев и др., 1992] (рис. 14). Проявление базальтового вулканизма в пределах континентального Момского рифта в плане химической геодинамики позволяет отнести его к горячим точкам. Существование активной горячей точки в пределах горной системы хр. Черского является еще одним важным доказательством, подчеркивающих рифтовую природу Момо-Селленяхской впадины.

Изотопные данные не противоречат отнесению к горячим точкам и некоторых других проявлений голоценового базальтового вулканизма на Северо-Востоке Азии (Анюйский вулкан и др. (рис. 14)).

Базальты хр. Хамар-Дабан по своей петрохимической и геохимической специфике сильно отличаются от базальтов северо-восточного фланга Байкальского рифта и относятся к типу Fe-Ti базальтов, промежуточных между лавами щелочного и толеитового состава. На дискриминантной факторной диаграмме они попадают в одно поле вместе с базальтами Исландии [Салтыковский и др., 1981; Грачев и Поляков, 1985].

Изотопно-геохимические исследования мантийных ксенолитов и вмещающих базальтов этого региона подтвердили ранее высказанное предположение, что вулканизм юго-восточного фланга Байкальского рифта, проявившийся 13-15 млн. лет тому назад вблизи тройного соединения [Грачев, 1974], относится к типу горячих точек [Грачев, 1987].

Наиболее интересные данные получены при изучении Sm-Nd-Sr системы для лерцолитовых ксенолитов и вмещающих базальтов вулкана Тумбусун-Дулга. И мантийные ксенолиты, и базальты образуют одно поле составов на диаграмме Nd-Sr (рис. 14) и лежат вдоль линии мантийной последовательности. Из этих данных вытекает важное для понимания генезиса базальтов вследствие: они могут рассматриваться как результат прямого плавления той части изученных ксенолитов, которые по комплексу изотопно-геохимических характеристик могут относиться к недеплетированной мантии, близкой к теоретически рассчитанной [Грачев и др., 1992]. Полученные ранее данные по изотопии гелия подтверждают этот вывод [Друбецкой и Грачев, 1987].

Таким образом, по всем изотопно-геохимическим параметрам мантийный источник, за счет плавления которого возникли базальты Хамар-Дабана, может быть отнесен к типу горячих точек-плюмов недеплетированной мантии, за счет дифференциации которого при подъеме аномальной мантии возник наблюдаемый спектр составов ксенолитов. При этом состав вмещающих базальтов таких сильных вариаций не обнаруживает.

В размещении полей новейшего основного вулканизма Северной Евразии нельзя не заметить достаточно наглядно выраженную унаследованность от ареалов распространения магматизма юрско-мелового этапа. Локализация юрско-мелового гранитоидного магматизма и полей основных вулканитов, эпоха развития впадин восточно-азиатского типа [Нагибина, 1970] или дива-структур [Года, 1959; Gouda, 1988], связанная с субдукцией Тихоокеанской плиты Кула под Азиатский континент, в значительной степени предопределила места проявления новейшего магматизма. Причину такой унаследованности следует искать в термическом режиме литосферы Северной Азии до начала новейшего этапа. Известно, что термическое охлаждение литосферы занимает промежуток времени порядка 80-100 млн. лет. Поэтому перед началом новейшей тектоно-магматической активности литосфера Северной Евразии была термически неоднородной, и места, наиболее прогретые при прочих равных условиях, были более благоприятны для локализации новейшего вулканизма.

В качестве общей причины диссимметрии проявления и новейшей тектонической активности и вулканизма нельзя не видеть влияние Тихоокеанской плиты литосферы, движение которой в течение мезозоя и кайнозоя и пододвигание под Азиатский континент [Юнга, 1996] и было общей причиной, обусловившей основные черты и мезозойской [Парфенов, 1984], и новейшей геодинамики восточной части северной Евразии [Грачев и др., 1994].

КОЛЛИЗИЯ ИНДОСТАНСКОЙ И ЕВРАЗИЙСКОЙ ПЛИТ ЛИТОСФЕРЫ И ПРОБЛЕМЫ НОВЕЙШЕЙ ТЕКТОНИКИ И ГЕОДИНАМИКИ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ

"... чем меньше фактического материала, тем больше степень свободы для интерпретации" [Солоненко, 1990, с. 211].

Работа П. Молнара и П. Таппонье [Molnar & Tapponier, 1975] пятьдесят лет спустя воскресила идею Э. Аргана [1935] о влиянии столкновения Евразии и материка Гондваны на режим деформации Азии во время альпийского цикла. Согласно современным представлениям, коллизия Евразийской и Индийской плит литосферы 45-50 млн. лет тому назад привела к тому, что Индия продвинулась относительно Евразии в северном направлении на расстояние около 1800 км на западе и 2700 км на востоке [Dewey et al., 1989]. И хотя эти цифры могут оспариваться, они все же дают примерный порядок величины горизонтального перемещения.

Работа [Molnar & Tapponier, 1975] вызвала серию публикаций, в которых основные проблемы новейшей тектоники и геодинамики связывались с коллизией Индостанской и Евразийской плит литосферы [Зоненшайн и Савостин, 1979; Зоненшайн и др., 1979 и др.]. Так, например, в работе [Зоненшайн и др., 1979, с. 190] утверждается, что «они (Молнар и Таппонье) убедительно показали, что главная причина возникновения молодых гор - столкновение Индии с Евразией». Более того, влиянием коллизии пытались объяснить даже образование Байкальского рифта [Зоненшайн и Савостин, 1979].

В действительности, в работах П. Молнара и др. [Molnar & Tapponier, 1975 и др.] предпринята попытка увязать сейсмичность Центральной и Внутренней Азии с влиянием Индостанской плиты литосферы, не затрагивая ни проблему горообразования, ни вулканизма. По существу сама проблема сейсмичности не может быть отделена от проблемы образования горного рельефа, ибо эти два процесса в пространстве совпадают и причинно обусловлены.

Н.А. Флоренсов и В.П. Солоненко неоднократно указывали на взаимосвязь явлений сейсмичности и горообразования. Так, В.П. Солоненко пишет, что «имеющийся фактический материал не дает никаких оснований считать, что при формировании гор Гобийского Алтая ведущими были горизонтальные движения» [Солоненко, 1968, с. 58] и далее обращает внимание на важное обстоятельство смены направлений движения при сдвигах на разных этапах процесса горообразования.

Позднее В.П. Солоненко приходит к заключению, что «все попытки найти общие причины сейсмичности Восточно-Азиатской сейсмической зоны разбиваются о новые фактические данные» [Солоненко, 1990, с. 213], ибо природа новейших структур на этой обширной территории оказывается различной. Мы имеем здесь и типичную область материкового рифтогенеза, и области предрифтового режима, и орогенические области, и слабо активные материковые платформы. Совершенно очевидно, что такое разнообразие геодинамических режимов не может быть связано с одной общей причиной.

Автономность развития Байкальской рифтовой зоны была убедительно показана в многочисленных публикациях [Грачев, 1987; Солоненко, 1968; 1990; Зорин, 1971; Геология…, 1984]. Более того, недавние результаты телесейсмических исследований мантии Байкальского рифта [Gao et al., 1994] выявили асимметричную форму астеносферного выступа, подтвердив тем самым гипотезу, что асимметрия структуры и рельефа Байкальской рифтовой зоны связана с асимметричным растеканием аномальной мантии в юго-восточном направлении [Грачев, 1972].

Развитие областей предрифтового режима с широко распространенным базальтовым вулканизмом связано исключительно с термальной переработкой литосферы за счет аномальной мантии [Грачев, 1987; Грачев и др., 1981; Gliko et al., 1985]. Внедрение мантийного диапира в континентальную литосферу вызывает поднятие до 1000 м и гравитационные аномалии до 100 мГал [Гаврилов, 1994], что характерно для предрифтового режима.

Что касается областей горообразования Монголии и прилегающей территории Северной Евразии, то в первую очередь следует отметить, что оценки температуры на границе М дают для Алтае-Саянской области величины на 200-300°С выше, чем под платформами. Из данных по вулканизму и гидротермальной активности следует, что температура в низах коры Монголии может быть еще выше, по данным Р.П. Дорофеевой и др., [Глубинное строение…, 1995], достигая 700-900°С.

По оценкам В.А. Магницкого и Е.В. Артюшкова [1978], чтобы нагреть земную кору на 300-400°С за счет бокового сжатия, необходимо напряжение порядка 50-80 кбар; однако неизвестно ни одного механизма, который мог бы создать такие напряжения за счет горизонтальных движений.

Таким образом, мы приходим к выводу, что только аномальная мантия может рассматриваться как наиболее вероятная причина горообразования. В отличие от Байкальского рифта, в Монголии аномальная мантия не отделена от астеносферы, а образует систему выступов, глубина которых достигает 80 км по данным изучения мантийных ксенолитов в базальтах. Над такими выступами развиваются поднятия (рис. 15).

Известно, что современные горные сооружения Внутренней и Восточной Азии наследуют палеозойско-мезозойский структурный план. Несмотря на региональное выравнивание рельефа, охватившее сравнительно короткий отрезом времени (первые десятки миллионов лет), температурные неоднородности сохраняются значительно дольше (около 80-100 млн. лет), и поступление аномальной мантии на новом этапе активизации будет происходить там, где температура мантии выше (ловушки Е.В. Артюшкова [1979]). В этом смысле явление унаследованности получает естественное объяснение, ибо под бывшими древними поднятиями мантия будет разогрета больше, чем под прилегающими равнинами.

Описанный механизм роста гор в Монголии хорошо объясняет совмещенность процессов поднятия и сейсмичности, которая развивается вдоль границ поднятий, а также возникновение гобийского типа горообразования. Что касается генерации базальтовых магм, то в Центральной Монголии и Прибайкалье существуют равновероятные условия ее зарождения, независимо от того, имеет ли аномальная мантия форму линзы или просто выступа. Конкретное выражение этого процесса в виде поверхностных излияний (а также криптовулканизма) зависит от степени раздробленности литосферы, облегчающей продвижение расплава вверх [Грачев и др., 1981].

Наше обсуждение проблемы влияния коллизии Индостанской и Евразийской плит на новейшую геодинамику Северной Евразии было бы незавершенным (в рамках постановки проблемы), если бы мы не затронули вопрос о северной границе влияния коллизии.

Существует несколько фактов принципиального значения, которые дают возможность определить эту границу:

1. Развитие в пределах плато Тибет системы грабенов, ориентированных на северном направлении ортогонально дуге сутурной зоны [Geological…, 1988; Searle, 1995]. Образование этих структур свидетельствует о растяжении в восточно-западном направлении и связано со сжатием в результате коллизии плит. То, что система грабенов затухает в северном направлении, является косвенным указанием на ограниченное (по расстоянию) влияние коллизии в северном направлении.

2. Вдоль северной окраины плато Тибет и прилегающей части Кунь-Луня на расстояние более 1000 км протягивается зона молодых вулканитов шириной от 10 до 100 км. Хотя существование молодых вулканов в этом районе было известно еще в прошлом веке, только недавно благодаря работам китайских геологов [Wanming, 1991] были получены изотопно-геохимические данные, позволяющие выяснить природу вулканической активности в этом регионе.

В распределение пояса вулканитов выделяются две зоны, граница между которыми проходит приблизительно по 35° с.ш. (рис. 16). Вулканические породы южной зоны датируются поздним олигоценом - ранним миоценом и относятся к ультращелочной серии (лейциты, фонолиты, трахиты). Излияния лав северной зоны происходили в течение четвертичного времени, включая голоцен. Они относятся к известково-щелочной серии с высокой концентрацией калия [Wanming, 1991; Arnaud et al., 1992]. Распределение редкоземельных элементов и изотопный состав Nd, Sr и Pb свидетельствует о том, что наиболее вероятным источником плавления была древняя субдуктированная литосфера [Wanming, 1991; Arnaud et al., 1992].

Положение вулканических пород северной зоны на границе между Кунь-Лунем и Таримским бассейном и их изотопно-геохимические параметры привели Денг Ванмина [Wanming, 1991] к идее, что четвертичный вулканизм связан с поддвигом Таримского массива под северную окраину Тибета (или vica versa надвиганием Тибета на Таримский массив). Эта идея была позднее развита в работе [Arnaud et al., 1992] (рис. 17) и хорошо согласуется с геологическими данными об очень молодом поднятии Кунь-Луня (ранний - средний плейстоцен) [Wanming, 1991].

Гипотеза Денг Ванмина подтверждается существованием на глубине от 15 до 25 км зоны низких скоростей сейсмических волн на границе Тибета и Таримского бассейна, кровля которой падает на юг под углом 20-30° [Zhu et al., 1995]. Наиболее вероятная причина понижения скоростей поверхностных волн (до 15-20%) в коре связывается с частичным плавлением [Zhu et al., 1995]. Отметим также, что сейсмическая активность в этом регионе приурочена к глубинам от 5 до 10 км.

Таким образом, плато Тибет оказывается ограниченным с юга и севера двумя зонами субдукции (рис. 17) и этот факт позволяет рассматривать границу между Тибетом - Кунь-Лунем и Таримским бассейном как некую «демаркационную» линию, севернее которой влияние коллизии Индостанской и Евразийской плит на напряженное состояние литосферы Северной Евразии становится крайне ограниченным.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

"Мы вопрошали Азию. И она не была слишком скупа в своих ответах" (Э.Арган) [Арган, 1935, с. 159].

В результате проведенного анализа новейшей тектоники Северной Евразии можно сделать следующие выводы:

1. Нижняя граница новейших тектонических движений в Северной Евразии является метахронной. Наиболее отчетливо различие во времени начала новейшего тектогенеза проявилось в Тихоокеанском и Атлантическом сегментах литосферы. В Тихоокеанском сегменте эта граница относится к плиоцену, а в Атлантическом - к верхнему олигоцену - нижнему миоцену. В пределах этих сегментов в рамках выделенных временных границ также устанавливается скользящая нижняя граница новейшего тектогенеза.

2. Проблема скользящей нижней границы новейших тектонических движений в Северной Евразии находит объяснение в замечательной особенности ее новейшей структуры, а именно в ее диссимметрии. Она заключается в делении на Тихоокеанский и Атлантический сегменты литосферы и определяет не только разновременность начала новейших движений, но и ряд других важных черт новейшей геодинамики.

Современная граница Тихоокеанского и Атлантического сегментов литосферы на севере проходит по оси Срединно-Арктического хребта (хр. Гаккеля) и его материковому продолжению - Момскому рифту, следуя далее до тройного соединения в районе Шантарских островов, где она вдоль сейсмического пояса Станового нагорья продолжается через Байкальскую рифтовую зону и Алтае-Саянскую зону новейшего горообразования. Ее западное продолжение следует вдоль Среднеазиатского сейсмического пояса, переходя затем в зону разломов Оуэн.

Положение этой границы в значительной степени унаследовано со среднеюрского-мелового времени, когда к югу и юго-востоку от нее развивались структуры типа дива или впадины восточно-азиатского типа или структуры ревивации и широкое распространение получил «внегеосинклинальный» гранитоидный магматизм.

Существенно, что эта граница также делит Северную Евразию на две области, в одной из которых новейший вулканизм активно проявлялся, а другая является амагматичной. Аналогичная закономерность устанавливается и в проявлении тектонической и сейсмической активности по обе стороны от этой границы: в Тихоокеанском сегменте преимущественно развиты области горообразования, рифтогенеза и предрифтового режима и отмечается высокая сейсмическая активность, в то время как в Атлантическом сегменте тектоническая и сейсмическая активность значительно слабее.

Намеченная граница в Арктике и на Северо-Востоке Евразии частично совпадает с границей между Евразийской и Северо-Американской плитами литосферы там, где она проходит по Срединно-Арктическому хребту Гаккеля, зоне рифтогенеза на шельфе моря Лаптевых и Момскому рифту.

3. Новейшая тектоника такой обширной территории как Северная Евразия дает возможность изучать практически все известные на сегодня тектонические обстановки. Но, пожалуй, наиболее интересный материал может быть получен при анализе внутриплитной тектонической активности, вулканизма и сейсмичности.

В первую очередь это касается областей материкового рифтогенеза, которые могут быть подразделены на три типа: активные, связанные с развитием аномальной мантии внутри плит (тектонотип - Байкальский рифт) и вдоль границ между плитами (тектонотип - Момский рифт) и пассивные, развивающиеся над аномальной мантией в тылу зоны субдукции (тектонотип - рифт Северного Китая).

Принципиально новыми типами тектонических режимов, нашедшими отражение на карте новейшей тектоники Северной Евразии, являются предрифтовый режим и режим внутриплитных впадин глубоководных морей.

Области предрифтового режима возникают как на месте платформ, так и орогенических областей и по предистории развития образуют два типа.

Среди впадин внутриплитных глубоководных морей могут быть выделены по крайней мере два типа: на океанической коре (тектонотип - Черное море) и на континентальной коре (тектонотип - Охотское море).

4. Анализ новейшего щелочно-базальтового вулканизма Северной Евразии позволил установить, что «финальный» вулканизм г. Штилле развивается в процессе деструкции уже зрелой континентальной литосферы и по своим геохимическим признакам неотличим от вулканизма рифтового типа.

Первые изотопно-геохимические данные для базальтов, а также связанных с ними шпинелевых лерцолитов, позволили выделить существование по крайней мере двух первых горячих точек в Северной Евразии: вулкана Балаган-Тас в Момском рифте и хр. Хамар-Дабан в Байкальском рифте. Вместе с тем имеющиеся на сегодня первые изотопные данные дают возможность полагать, что число горячих точек на территории Северной Евразии значительно больше. К ним можно отнести раннекайнозойский магматизм Северного Тянь-Шаня, локальные проявления голоценового вулканизма на Северо-Востоке Азии и, вероятно, район Хангая в Монголии (см. рис. 14).

5. Влияние коллизии Евразийской и Индостанской плит литосферы на внутриплитную новейшую тектонику Евразии ограничено и севернее границ Тибета и Кунь-Луня с Таримским массивом практически не распространяется. Вместе с тем выясняется, что многие особенности новейшей тектоники и вулканизма восточной части северной Евразии связаны с влиянием Тихоокеанской плиты литосферы, изменением кинематики ее движения и скорости конвергенции.

6. Серьезной проблемой остается определение амплитуд горизонтальных движений земной коры. На карте новейшей тектоники Северной Евразии они не показаны в первую очередь, потому что существующие оценки сокращения земной коры по изучению современных подвижек вдоль сейсмоактивных разломов и по геологическим данным за весь новейший этап даже для хорошо изученных регионов, например для Тянь-Шаня, отличаются друг от друга на порядок величины. Дальнейшая разработка и унификация методики определения горизонтальных движений литосферы позволит в будущем изображать их на картах новейшей тектоники наряду с вертикальными движениями.

Автор благодарен Е.В. Девяткину, В.Г. Николаеву, В. Халтурину, O.K. Чедия за обсуждение многих вопросов, затронутых в работе.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Аветисов Г.П. Гипоцентрия и фокальные механизмы землетрясений дельты р. Лены и ее обрамления // Вулканология и сейсмология. 1991. № 6. С. 59-69.

2. Аветисов Г.П. Некоторые вопросы динамики литосферы моря Лаптевых // Физика Земли. 1993. № 5. С. 28-38.

3. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктического региона: гипоцентрия, фокальные механизмы, динамика литосферы. Дис.... докт. геол.-мин. наук. СПб. 1995. 46 с.

4. Аветисов Г.П., Голубков B.C. Тектоно-сейсмическое районирование Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана и сопредельных территорий // Геология и полезные ископаемые севера Сибирской платформы. Л. 1971. С. 66-78.

5. Аветисов Г.П., Ашихмина Е.А., Гусева Ю.Б. Строение Усть-Ленского прогиба в южной части моря Лаптевых по данным КМПВ // Отеч. геология. 1994. № 1.С. 56-61.

6. Адамия Ш.А., Гамкрелидзе И.П., Закариадзе Г.С. Лордкипанидзе М.В. Аджаро-Триалетский прогиб и проблема образования глубоководной впадины Черного моря // Геотектоника. 1974. № 1 С. 78-94.

7. Акинин В.В., Апт Ю.Е. Энмеленские вулканы (Чукотский полуостров): петрология щелочных лав и глубинных включений. Магадан. 1994. 97 с.

8. Альбом структурных карт и карт мощностей кайнозойских отложений Черноморской впадины. Масштаб 1:500 000. М.: ГУГК. 1989.

9. Арган Э. Тектоника Азии (доклад на Брюссельской (XII) сессии Международного геологического конгресса в 1922 г.). М.-Л. ОНТИ НКТП СССР. 1935. 192 с.

10. Артемов А.В., Наймарк A.A. Новейший рифтогенез Момской области и его позднемезойская геологическая предистория // Изв. Высших уч. зав. Геол. и разведка. 1977. № 4. С. 15-22.

11. Артемов А.В., Иванов И.Ю. Геологическое строение Момского континентального рифта // Геотектоника. 1988. № 2. С. 102-107.

12. Артемьев М.Е., Белов А.П., Кабан М.К., Караев А.И. Изостазия литосферы Туркмении // Геотектоника. 1992. № 1. С. 68-83.

13. Артюшков Е.В. Геодинамика. М.: Наука, 1979. 327 с.

14. Баранова Е.П., Косминская И.П., Павленкова Н.И. Результаты переинтерпретации материалов ГСЗ по Южному Каспию // Геофизический журнал. 1990. Т. 12. № 5. С. 60-67.

15. Берсенев И.И., Денисов Е.П. Неогеновые базальтоиды Приморья и Сихотэ-Алиня // Петрология неоген-четвертичных базальтоидов северо-западного сектора Тихоокеанского подвижного пояса. М.: Недра, 1971. С. 48-61.

16. Биджиев Р.А., Натапов Л.М. О проявлениях кайнозойской складчатости в Верхоянье // Докл. АН СССР. 1972. Т. 205. № 2. С. 411-413.

17. Богданов Н.А., Непрочнов Н.А. Геология глубоководных впадин Берингова моря // История и происхождение окраинных и внутренних морей. М.: Наука, 1984. С. 4-12.

18. Бурке К. Плитотектоническая история Арктики // Геология Арктики. Докл. 27 Межд. геол. конгресса. Т. 4. М.: Наука, 1984. С. 159-167.

19. Варнавский В.Г., Малышев Ю.Ф. Восточно-Азиатский грабеновый пояс // Тихоокеанская геология. 1986. №3. С. 3-13.

20. Гаврилов С.В. Проникновение теплового диапира в континентальную литосферную плиту из неньютоновской верхней мантии // Физика Земли 1994. №7-8. С. 18-26.

21. Гайдук В.В., Гриненко О.В., Имаев B.C., Сафронов А.Ф., Сергиенко А.И. Перспективы нефтегазоносности Индигиро-Зырянского прогиба // Геологические и экономические аспекты освоения нефтегазовых ресурсов Якутии. Якутск. 1988. С. 85-91.

22. Гапеева Г.М. Петрология неоген-четвертичных базальтоидов северо-западного сектора Тихоокеанского подвижного пояса // Петрология неоген-четвертичных базальтоидов северо-западного сектора Тихоокеанского подвижного пояса. Л.: Недра, 1971. С. 126-146.

23. Геодинамика Олекмо-Становой сейсмической зоны. Якутск. 1985. С. 135.

24. Геология и сейсмичность зоны БАМ (неотектоника). Новосибирск: Наука, 1984. 207 с.

25. Глубинное строение и геодинамика Монголо-Сибирского региона. Новосибирск: Наука, 1995.184 с

26. Года Чень. Третий структурный элемент земной коры, депрессионная область (область дива) // Кесюю Тунбао. 1959. № 3 (на кит. яз.).

27. Грамберг И.С., Деменицкая Р.М., Секретов С.В. Система рифтогенных грабенов шельфа моря Лаптевых как недостающее звено рифтового пояса хребта Гаккеля-Момского рифта // Докл. АН СССР. 1990. Т. 311. № 3. С. 689-694.

28. Грачев А.Ф. Асимметрия Байкальской рифтовой зоны (геофизическое решение геоморфологической проблемы) // Геоморфология и геофизика М.: Наука, 1972. С. 99-108.

29. Грачев А.Ф. Момский материковый рифт // Геофизические методы разведки в Арктике. 1973. Вып. 8. С. 56-75.

30. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны // Земля и Вселенная. 1974. №5. С. 28-33.

31. Грачев А.Ф. Байкальская и Арктическая рифтовые зоны и некоторые проблемы развития рифтовых областей Земли. Автореф. дис. ... докт. геол.-мин. наук, М. МГУ. 1976. 37 с.

32. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. Л.: Недра, 1977. 238 с.

33. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. М.: Недра, 1987. 278 с.

34. Грачев А.Ф., Карасик A.M. Разрастание океанического дна и тектогенез Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана (котловин Нансена и Амундсена) // Геотектонические предпосылки к поискам полезных ископаемых на шельфе Северного Ледовитого океана. Л., 1974. С. 19-33.

35. Грачев А.Ф., Мишин В.И. Проблема корреляции континентальных отложений по палинологическим данным на основе кластерного анализа // Вестник ЛГУ. Серия геол. и географ. 1974. № 18.

36. Грачев А.Ф., Лопатин Д.В. Некоторые итоги полевых исследований по правобережью р. Бий-Хем (Восточная Тува) // Вестник ЛГУ. Сер. геол. и географ. 1978. № 6. С. 152-154.

37. Грачев А.Ф., Поляков А.И. Кайнозойский рифтовый магматизм: тектонические и петрохимические закономерности // Континентальный и океанический рифтогенез. М.: Наука, 1985. С. 109-121.

38. Грачев А.Ф., Иванов C.C., Карасик A.M., Ушаков С.А. О рифтовой системе в Арктике // Уч. зап. Ин-та геологии Арктики. Сер. рег. геол. Вып. 10. 1967. С. 65-70.

39. Грачев А.Ф., Кирюшина М.Т., Пуминов А.П. Легенда к карте новейшей тектоники Арктики и Субарктики в масштабе 1:5 000 000 (проект) // Методы геоморфологических исследований. Т. 1. Новосибирск: Наука, 1967. С. 199-208.

40. Грачев А.Ф., Карасик A.M., Пуминов А.П. Объяснительная записка к карте новейшей тектоники Арктики и Субарктики масштаба 1:5 000 000. М.: Недра, 1970. 39 с.

41. Грачев А.Ф., Деменицкая P.M., Карасик A.M. Срединно-Арктический хребет и его материковое продолжение // Геоморфология. № 1. 1970. С. 42-45.

42. Грачев А.Ф., Деменицкая P.M., Карасик А.М. Проблема связи Момского континентального рифта со структурой срединно-океанического хребта Гаккеля // Геофизические методы разведки в Арктике. Л., 1971. С. 48-50.

43. Грачев А.Ф., Геншафт Ю.С., Салтыковский А.Я. Геодинамика Байкало-Монгольского региона в кайнозое // Комплексные исследования развития Байкало-Монгольского региона в кайнозое. М.: 1981. С. 134-176.

44. Грачев А.Ф., Магницкий В.А., Калашникова И.В. Современные движения земной коры, новейшая тектоника и физические поля Карпато-Балканского региона. Анализ новейшего осадконакопления и вулканизма // Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. 1987. №8. С. 3-20.

45. Грачев А.Ф., Магницкий В.А., Калашникова И.В. Современные движения земной коры, новейшая тектоника и физические поля Карпато-Балканского региона. Состав и состояние вещества верхней мантии и природа современной и новейшей тектонической активности // Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. 1987. № 9. С. 3-15.

46. Грачев А.Ф., Беляцкий Б.В., Левский Л.К. Базальты вулкана Балаган-Тас как результат плавления уникального гомогенного резервуара // XIII симпозиум по геохимии изотопов. М. 1992. С. 52-53.

47. Грачев А.Ф., Друбецкой Е.Р., Левский Л.К. и др. Кайнозойский вулканизм хребта Хамар-Дабан - первые изотопные доказательства (Nd, Sr, Не, Ar) существования горячей точки // XIII симпозиум по геохимии изотопов. М. 1992. С. 54-55.

48. Грачев А.Ф., Калашникова И.В., Магницкий В.А. Новый взгляд на геодинамику Восточной Азии // ДАН РАН. 1994. Т. 337. № 6. С. 804-806.

49. Гросвальд М.Г. Развитие рельефа Саяно-Тувинского нагорья. М.: Наука, 1965.

50. Гусев Г.С. Складчатые структуры и разломы Верхояно-Колымской системы мезозоид. М.: Наука, 1985. 207 с.

51. Добрецов Г.Л., Кепежинкас В.В., Кнауф В.В., Усова Л.В. Ультрамафитовые включения в лимбургитах Северного Тянь-Шаня и проблема пироксенитов в верхней мантии // Геология и геофизика. 1979. № 3. С. 65-77.

52. Друбецкой Е.Р., Грачев А.Ф. Базальты и ультраосновные ксенолиты Байкальской рифтовой зоны: изотопия гелия и аргона // В сб.: Глубинные ксенолиты и строение литосферы. М.: Наука, 1987. С. 54-63.

53. Ендрихинский А.С. Рельеф, кайнозойские отложения и вопросы палеолимнологии Витимского плоскогорья. Дис. ... канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 1968. 27 с.

54. Есин С В., Прусевич А.А., Травин А.В. Новые данные о позднекайнозойском щелочно-базальтовом вулканизме восточного Сихотэ-Алиня // ДАН СССР. 1992. Т. 322. № 2. С. 369-372.

55. Загрузина И.А. Геохронология мезозойских гранитоидов Северо-Востока СССР. М.: Наука, 1977. 278 с.

56. Зайченко Е.П., Баширова Л.С., Гриценко Е.Н., Казакова Т.В., Казаков А.А., Новикова О.И., Печенюк О.В. Кайнозойские дайки в Иссык-Кульской впадине // Изв. вузов. Геология и разведка. 1990. №3. С. 41-46.

57. Земная кора и история развития Черноморской впадины. М.: Недра, 1985. 215 с.

58. Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А. Введение в геодинамику. М.: Недра, 1979. 311 с.

59. Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А., Мишарина Л.A., Солоненко Л.В. Геодинамика Байкальской рифтовой зоны и тектоника плит Внутренней Азии // Геолого-геофизические и подводные исследования оз. Байкал. М. 1979. С. 190.

60. Зорин Ю.А. Новейшая структура и изостазия Байкальской рифтовой зоны и сопредельных территорий. М.: Наука, 1971. 168 с.

61. Иванова Н.М., Секретов С.Б., Шкарубо С.И. Данные о геологическом строении шельфа моря Лаптевых по материалам сейсмических исследований // Океанология. 1989. Т. XXIX. Вып. 5. С. 789-795.

62. Имаев B.C., Имаева Л.П., Козьмин Б.М. Активные разломы и сейсмотектоника Северо-Восточной Якутии. Якутск, 1990. 140 с.

63. История и происхождение окраинных и внутренних морей. М.: Наука, 1984. 95 с.

64. Ичетовкин Н.В., Силинский А.Д., Фадеев А.П. Кайнозойские щелочные базальтоиды бассейнов рек Кананыги и Вилиги (Охотско-Чукотский вулканогенный пояс) // Геология и геофизика. 1970. №8. С. 127-132.

65. Казмин Ю.Б. Четвертичный вулканизм в восточной части Станового хребта // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1961. №5. С. 144-145.

66. Кайнозойские базальты и глубинные включения Восточного Китая. Пекин. 1987. 490 с. (на китайском языке).

67. Карамзин Н.М. Письма русского путешественника. Л.: Изд. Художественная литература. 1984.

68. Карасик A.M. Основные особенности истории развития и структуры дна Арктического бассейна по аэромагнитным данным // Морская геология, седиментология, осадочная петрография и геология океана. Л.: Недра, 1980. С. 178-193.

69. Карасик A.M., Грачев А.Ф. Структуры на коре океанического типа // Тектоника Северной полярной области. Л.: 1977. С. 167-179.

70. Карта новейшей тектоники СССР и сопредельных областей (гл. редактор Н.И. Николаев). М.: Мингео СССР, 1979.

71. Карта новейшей тектоники СССР в масштабе 1:5 000 000 под редакцией Н.И. Николаева и С.С. Шульца. М.: 1959.

72. Карта теплового потока Европейской части СССР в масштабе 1:5 000 000. Объяснительная записка. Л.: 1987. 35 с.

73. Кепежинкас В.В. Кайнозойские щелочные базальтоиды Монголии и их глубинные включения. М.: Наука, 1979. 230 с.

74. Ким Б.И. Кайнозойский седиментогенез и палеогеография Восточно-Арктического шельфа // Геологическая история Арктики в мезозое и кайнозое. Кн. 2. СПб. 1992. С. 47-55.

75. Киселев А.И. Кайнозойский вулканизм Центральной и Восточной Азии // Проблемы разломной тектоники. Новосибирск. 1981. С. 71-86.

76. Киселев А.И., Медведев М.Е., Головко Г.А. Вулканизм Байкальской рифтовой зоны и проблемы глубинного магмаобразования. Новосибирск: Наука, 1979. 197 с.

77. Кнауф В.И., Миколайчук А.В., Христов Е.В. Структурная позиция мезокайнозойского вулканизма центрального Тянь-Шаня // Сейсмотектоника и сейсмичность Тянь-Шаня. Фрунзе. 1980. С. 3-18.

78. Книппер А.Л. Океаническая кора в структуре Альпийской складчатой области. М.: Недра, 1975

79. Ковачев С.А., Кузин И.П., Соловьев C.Л. Кратковременное изучение микросейсмичности губы Буор-Хая, море Лаптевых, с помощью донных сейсмографов // Физика Земли. 1994. № 7-8. С. 65-76.

80. Коган А.Л. Постановка сейсмических работ методом КМПВ-ГСЗ с морского льда на шельфе арктических морей (опыт работы в море Лаптевых) // Геофизические методы разведки в Арктике. Л. 1974. Вып. 9. С. 33-38.

81. Козьмин Б.М. Сейсмические пояса Якутии и механизмы очагов их землетрясений. М.: Наука, 1984. 127 с.

82. Копаевич Л.П., Казмин Ю.Б. Тектоника Станового хребта // Геология и геофизика. 1963. № 1. С. 37-46.

83. Кременецкий А.А., Лапидус А.В., Скрябин В.Ю. Геолого-геохимические методы глубинного прогноза полезных ископаемых. М.: Наука, 1990. 221 с

84. Курганьков П.П. Кайнозойский вулканизм Тувы. Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Новосибирск. 1988. 16 с.

85. Кусков А.П., Васютина Л.Г. Морфоструктурная карта центральной части БАМ на основе дешифрирования космических снимков // Геоморфология. 1979. № 4. С. 56-63.

86. Лебедев Л.И. О природе локальных поднятий Южного Каспия // ДАН СССР. 1978. Т. 240. № 5. С. 1180-1183.

87. Лебедев Л.И. Развитие и происхождение Каспийской впадины // Проблемы геологии и нефтегазоносности впадин внутренних морей. М.: Наука 1981. С. 10-24.

88. Лебедев Л.И., Маловицкий Я.П., Муратов М.В., Шлезингер А.Е., Яншин А.Л. Сравнительно-тектонический анализ осадочных чехлов глубоководных бассейнов Средиземноморского пояса // Тектоника Средиземноморского пояса. М.: Наука, 1980. С. 22-39.

89. Леонов А.В., Лукиенко А.И. Геодинамический смысл неоген-четвертичных базальтоидов Восточного Казахстана и Тянь-Шаня // Проблемы тектоники Казахстана. Алма-Ата. 1981. С. 178-184.

90. Лишневский Э.Н., Шевченко В.К., Бронгулеев В.В. Геологические признаки и проблема поднятия гранитоидов (на примере Нижнего Приамурья и Западного Приохотья) // Геотектоника. 1976. № 5. С. 93-100.

91. Лунгерсгаузен Г.Ф. Новейшая тектоника Сибирской платформы и ее горного обрамления // Тектонические движения и новейшие структуры земной коры. М.: Недра, 1967. С. 43-51.

92. Лунгерсгаузен Г.Ф., Казмин Ю.Б. Молодая тектоника восточной части Станового хребта // Тектонические движения и новейшие структуры земной коры. М.: Недра, 1967. С. 393-398.

93. Любимова Е.А., Никитина В.Н. Тепловые поля внутренних и окраинных морей СССР. М.: Наука 1976. 224 с.

94. Магницкий В.А., Артюшков Е.В. Некоторые общие вопросы динамики Земли // Тектоносфера Земли. М.: Наука, 1978. С. 487-525.

95. Мартынов Ю.А. Геохимия, минералогия и петрогенезис миоцен-четвертичных платоэффузивов Восточного Сихотэ-Алиня // Петрология. 1995. Т. 3. №2. С. 158-172.

96. Мезозойская и кайнозойская тектоника и магматизм Монголии. М.: Наука, 1974. 307 с.

97. Мерзляков В.М. Стратиграфия и тектоника Омулевского поднятия. М.: Наука, 1971. 152 с.

98. Милановский Е.Е. Современная структура Кавказа и прилегающих глубоководных впадин как отражение стадий эволюции земной коры в альпийской геосинклинальной области // Вест. МГУ. 1963. № 1.С. 48-58.

99. Милановский Е.Е. Новейшая тектоника Кавказа. М.: Недра, 1968. 481 с.

100. Милановский E.E., Короновский H.B. Орогенный вулканизм и тектоника Альпийского пояса Евразии. М.: Недра, 1973. 279 с.

101. Мокшанцев К.Б., Гусев Г.С., Козьмин Б.М., Третьяков Ф.Ф. Сейсмичность, современные и древние поля напряжений Северо-Восточной Азии в связи с проблемой Момского рифта // Континентальный рифтогенез. М.: Сов. радио, 1977. С. 76-82.

102. Молчанова Т.В. Внегеосинклинальные мезозойские гранитоиды сводового поднятия Станового хребта и их структурное положение // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1964. № 7.

103. Нагибина M.C. Типы мезозойских и кайнозойских структур Монголии и закономерности их развития // Геотектоника. 1970. № 5. С. 26-35.

104. Натанов Л.М., Сурмилова Е.П. Объяснительная записка к геологической карте СССР м-ба 1:1 000 000. Л. 1986. С. 84-92.

105. Неотектоническая карта Азербайджана (объяснительная записка). Баку.: Изд. Элм, 1972. 45 с.

106. Николаев В.В., Семенов P.M., Солоненко В.П. Сейсмогеология Монголо-Охотского линеамента (восточный фланг). Новосибирск: Наука, 1979. 113 с.

107. Николаев В.В., Семенов P.M., Семенова В.Г., Солоненко В.П. Сейсмотектоника, вулканы и сейсмическое районирование хребта Станового. Новосибирск: Наука, 1982. 149 с.

108. Обручев В.А. Основные черты кинетики и пластики неотектоники // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1948. №5.

109. Палеогеографический атлас шельфов Евразии в мезозое и кайнозое. Т. 1 и 2. Изд. Робертсон Групп 1991.

110. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 192 с.

111. Парфенов Л.М., Прокопьев А.В. Фронтальные надвиговые структуры Верхоянского складчатого пояса // Геология и геофизика. 1993. № 7. С. 23-34.

112. Патык-Кара Н.Г., Гришин М.А. Место хр. Полоусного в структуре Северо-Востока и его новейшая тектоника // Геотектоника. 1972. № 4. С. 90-98.

113. Рихтер Ч. Элементарная сейсмология. М.: ИЛ, 1956. 670 с.

114. Рябой В.З. Структура верхней мантии СССР по сейсмическим данным. М.: Недра, 1979. 246 с.

115. Савостин Л.А., Силантьев С.Л., Богдановский О.Г. Новые данные о вулканизме о. Жохова (архипелаг Де-Лонга, Арктический бассейн) // ДАН СССР. 1988. Т. 132. С. 1443-1447.

116. Салтыковский А.Я., Геншафт Ю.С., Грачев А.Ф. Петрология и петрохимия кайнозойских базальтов и глубинных включений Байкало-Монгольского региона // Комплексные исследования развития Байкало-Монгольского региона в кайнозое. М.: ИФЗ АН СССР, 1981. С. 5-86.

117. Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР. М.: Наука, 1980. 184 с.

118. Сейсмотектоника, глубинное строение и сейсмичность северо-востока Байкальской рифтовой зоны. Наука: Новосибирск, 1975. 101 с.

119. Солоненко В.П. О некоторых особенностях землетрясений Байкало-Монгольской сейсмической зоны // Бюлл. Совета по сейсмологии. АН СССР. 1960. № 10. С. 141-148.

120. Солоненко В.П. Сейсмотектоника и современное структурное развитие Байкальской рифтовой зоны // Байкальский рифт. М.: Наука, 1968. С. 57-71.

121. Солоненко В.П. Проблемы сейсмогеологии восточной части Трансазиатской сейсмической зоны // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. Новосибирск: Наука, 1990. С. 210-218.

122. Строение и эволюция земной коры Черного моря Результаты исследований по международным геофизическим проектам. М.: Наука, 1992. 75 с.

123. Строение и эволюция земной коры Черного моря. Приложения. М.: Наука, 1992. 88 с.

124. Тектоника Средиземноморского пояса. М.: Наука, 1980. 244 с.

125. Физика земной коры и верхней мантии. М.: Мир, 1966.

126. Финетти И., Бриччи Ж., Дель Бен А., Пипан М., Ксюан З. Геофизическое изучение Черного моря - В кн. Строение и эволюция земной коры Черного моря. М.: Наука, 1992. С. 8-25.

127. Цветков А.А. Магматизм и геодинамика Командорско-Алеусткой островной дуги. М.: Наука, 1990. 323 с.

128. Чедия O.K. Морфоструктуры и новейший тектогенез Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1986. С. 314.

129. Шейнманн Ю.М. Очерки глубинной геологии. М.: Недра, 1968. 231 с.

130. Штилле Г. Избранные труды. М.: Мир, 1964. 887 с.

131. Шульц С.С. Отчет о работах Джаркентской геологической партии летом 1930 г. (в Джунгарском Алатау) // Изв. Всесоюз. Геол.-Разв. Объединения. 1932. Т. LI. Вып. 3. С. 69-80.

132. Шульц С.С. О новейшей тектонике Тянь-Шаня // Тр. XVII сессии МГК. М., 1937. С. 629-635.

133. Шульц С.С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня. М.: Географиздат, 1948.

134. Юнга С.Л. Сейсмотектонические деформации и напряжения в складчатых поясах неотектонической активизации Северной Евразии // Физика Земли. 1996. № 12. С. 37-58.

135. Arnaud N.O., Vidal Ph., Tapponier P., Matte Ph. Deng W.M. The high K₂O volcanism of nortwestern Tibet: geochemistry and tectonic implications // Earth and Planetary Science Letters. 1992. V. 111. P. 351-367.

136. Balogh К., Awa-Sos E., Pecskay Z., Ravasz-Baranai I. K-Ar dating of post-sarmatian alkalibasaltic rocks in Hungary // Acta Min.-Petrogr. Szeged 1986. V. XXYIII. P. 75-93.

137. Boccaletti М., Guazzone G. Remnant arc and marginal basins in the Cenozoic development of the Mediterranean // Nature. 1974. V. 252. P. 18-21.

138. Bolin Cong, Ruyuan Zhang. Petrogenesis of Hanoba basalts and their ultramafic inclusions // Scienta Sinica. 1983. V. XXVI. № 3. P. 308-325.

139. Chapman M.E., Solomon S.C. North American-Eurasian plate boundary in Northeast Asia // J. Geoph. Res. 1976. V. 81. № 5. P. 921-930.

140. Chase C.G. The n-plate problem of plate tectonics // Geophys. J. R. astr. Soc. 1972. V. 29. P. 117-122.

141. Chase C.G. Plate kinematics: The Americas, East Africa, and the rest of the world // Earth and Planetary Science Letters. 1978. V. 37. P. 355-368.

142. Chinese Sedimentary Basins. Amsterdam. Elsevier. 1989.

143. Coney P.O. The geotectonic cycle and the new global tectonics // Geol. Soc. Am. Bull. 1970. V. 81. № 3.

144. Conant D.A. Six new focal mechanism solutions for the Arctic and a center of rotation for plate movements // Seism. Soc. Am. Bull. 1973. V. 63. P. 1120-1131.

145. Cook D., Fujita К., Mcmulle G. Present-day plate interactions in northeast Asia: North American, Eurasian and Okhotsk plates // J. Geodynamics. 1987. № 6. P. 33-51.

146. Cooper А.К., Marlow M.S., Scholl D.W. The Bering Sea - a multifarious marginal basin. In: Island arcs, deep-sea trenches and back-arc basins. W., D.C. 1977. V. 1. P. 437-459.

147. DeMets C., Gordon R.G., Argus D.F., Stein S. Current plate motions // Geophys. J. Int. 1990. V. 101. P. 425-478.

148. DeMets C., Gordon R.G., Argus D.F., Stein S. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions // Geophys. Res. Lett. 1994. V. 21. № 20. P. 2191-2194.

149. Dewey J.F., Cande S., Pitman W.C. III. Tectonic evolution of the India/Eurasia collision zone // Eclogae geol. Helv. 1989. V. 82. № 3. p. 717-734.

150. Fujita К., Cook D.B., Hasegawa Н., Forsyth D., Wetmiller R. Seismicity and focal mechanisms of the Arctic region and the North American plate boundary in Asia // In: The Arctic ocean region. The geology of North America. 1990. V. L. P. 79-99.

151. Gao S., Davis P.M., Liu H. et al. Seismic anisotropy and mantle flow beneath the Baikal rift zone // Nature. 1994. V. 371. P. 149-151.

152. Geological evolution of Tibet // Phil. Trans. Roy. Soc London A. 1988. V. 327.413 р.

153. Geothermal Atlas of Europe (Eds: Hurtig E., Chermak V. etal.). 1990,

154. Gliko A.O., Grachev A.F., Magnitsky V.A. Thermal model for lithospheric thinnig and associated uplift in the neo-tectonic phase of intraplate orogenic activity and continental rifts // J. Geodynamics. 1985. V. 3. P. 137-153.

155. Grachev A.F. Geodynamics of the transitional zone from the Moma rift to the Gakkel ridge // Am. Assoc. Petrol. Geol. V. 32. 1982. P. 103-113.

156. Guoda Chen. Tectonics of China. International Academic Publishers, 1988. 258 p.

157. Hong Ye, Zhang Botao, Mao Fungying. The Cenozoic tectonic evolution of the Great North China: two types of rifting and crustal necking in the Great North China and their tectonic implications // Tectonophysics. 1987. V. 133. P. 217-227.

158. Initial reports of Deep Sea Drilling Project. W., D.C. 1973.

159. Ingle С.J. et al. // Proc. Ocean Dril. Program Initial Rep. 1990. V. 128. P. 5-38.

160. Ingle С.J. Subsidence of the Japan Sea: stratigraphic evidence from ODP sites and onshore sections // Proc. Ocean Dril. Program Sci. Results. 1992. V. 127-128. P. 1197-1218.

161. Jiaqi Liu. The Cenozoic volcanic episodes in Northeast China // Acta. Petrologica Sinica. 1988. № 1. P. 1-10.

162. Jolivet L., Tamaki K., Fuurnier M. Japan Sea, opening history and mechanism: A synthesis // Jour. Geoph. Res, 1994. V. 99. P. 22237-22259.

163. Lepvrier С., Grachev A., Imaev V., Angelier J. Donnes structurales prelimiaires sur la cinematique du segment Yacoute de ia frontiere Amerique du Nord - Eurasie en Siberie (Russie). Universite P. et M. Curie. Paris. 1993. P. 2.

164. Lithospheric Dynamics Atlas of China. Beijing, China Cartographic Publishing House. 1989. 225 p.

165. Ma C.Y. Lithosphere dynamic map of China and adjacent seas (in scale 1:4 000 000) and explanatory notes. Beijing. Publishing House of Geology. 1987. 53 p.

166. Mesozoic and Cenozoic plate reconstructions. Amsterdam. Elsevier, 1989. 399 p.

167. Minster J.В., Jordan Т.Н. Present day plate motions // J. Geoph. Res. 1978. V. 83. P. 5331-5354.

168. Minster et al. Numerical modelling of instantaneous plate motions // Geophys. J. Royal Astr. Soc. 1974. V. 36. P. 541-576.

169. Molnar Р., Tapponier P. Cenozoic tectonics of Asia: effects on a continental collision // Science. 1975. V. 189. P. 419-426.

170. Northrup C.J., Royden L.H., Burchfiel B.C. Motion of the Pacific plate relative to Eurasia and its potential relation to Cenozoic extension along the eastern margin of Eurasia // Geology. 1995. V. 23. № 8. P. 719-722.

171. Pitman W.C., III, Talwani М. Sea-floor spreading in the North Atlantic // Geol. Soc. Amer. Bull. 1972. V. 83. P. 619-646.

172. Plate Tectonics. W.: Am. Geoph. Un. 1972. 563 p.

173. Priestley К., Cipar J.J. Central Siberian upper mantle structure and the structure of the Caspian basin. In: Phillips Laboratory Environmental Research Papers. 1993 № 1125. P. 86-92.

174. Ronglong Cao. Preliminary study on Cenozoic magmatism and tectonic framework in the lithosphere on Eastern China // Kexue Tongbao. 1987. V. 32. № 19. P. 1342-1350.

175. Ronglong Cao, Zhu S.-H. Mantle xenoliths and alkali-rich rocks in eastern China // In: Mantle xenoliths. 1987. P. 167-180.

176. Searle M. The rise and fall of Tibet // Nature. 1995 V. 374. P. 17-18.

177. Sheidegger А.Е. Tectonics of the Arctic seismic belt in the light of fault-plane solutions of earthquakes // Seism. Soc. Am. Bull. 1966. V. 56. № 1. P. 241-245.

178. Steckler M.S., Watts A.D. Subsidence of the Atlantic type continental margin off New York // Earth and Planetary Science Letters. 1978. V.41. P. 1-13.

179. Sykes L.R. Seismicity of the Arctic // Seism. Soc. Am. Bull. 1965. V. 55. № 2. P. 501-518.

180. Sykes L.R. Mechanism of earthquakes and nature of faulting on the mid-oceanic ridges // J. Geophys. Res. 1967. V. 72. № 8. P. 2131-2153.

181. Tamaki K., Suyehiro K., Allan J., McWilliams M. et al. // Proc. ODP, Sci. Results. V. 127-128. 1992. P. 1333-1348. Pt. 2: College Station, TX (Ocean Drilling Program).

182. Zhang М., Suddaby P., Thompson R.N., Thirwall M.F., Menzies М.А. Potassic volcanic rocks in NE China: geochemical constraints on mantle source and magma genesis // J. Petrology. 1995. V. 36. № 5. P. 1275-1303.

183. Zhou X.H., Armstrong R.L. Cenozoic volcanic rocks of eastern China - secular and geographic trend in chemistry and strontium isotopic composition // Earth and Planetary Science Letters. 1982. V. 58. № 3. P. 301-329.

184. Zhou X.H., Zhu B.Q., Liu R.X., Chen W.J. Cenozoic basaltic rocks in eastern China. In: Continental Flood basalts. New York. 1988. P. 311-330.

185. Zhou X.H., Zhu B.Q., Liu R.X., Chen W.J. Cenozoic basaltic rocks in eastern China // In: Continental Flood basalts. New York. 1988. P. 311-330.

186. Zhu L., Owens T.J., Randal G.E. Lateral variation in crustal structure of the Northern Tibetian plateau inferred from teleseismic receiver functions // Seism. Soc Am. Bull. 1995. V. 85. № 6. P. 1531-1540.

187. Zonenshain L.P., Le Pichon X. Deep basins of the Black Sea and Caspian Sea a remnants of Mesozoic back-arc basins // Tectonophysics. 1986. V. 123. P. 181-211.

188. Wanming Deng. Cenozoic volcanism and intraplate subduction and the Northern margin of the Tibetan plateau // Chinese J. Geochemistry. 1991. V. 10. № 2 P. 140-152.

189. Xiwei Xu, Xinguan Ma. Geodynamics of the Shanxi rift system, China // Tectonophysics. 1992. V. 208. P. 325-340.