Разломные структуры в океанах

НАУКИ О ЗЕМЛЕ РАЗЛОМНЫЕ СТРУКТУРЫ В ОКЕАНАХ Ю. М. ПУЩАРОВСКИЙ Геологический институт Российской академии наук, Москва

ВВЕДЕНИЕ

FRACTURE STRUCTURES IN OCEANS Yu. M. PUSHCHAROVSKY

© Пущаровский Ю.М., 2001

The ocean floor is cut by numerous fractures, some of which are the biggest on Earth. They can be up to a few thousand kilometers long. Most of the fractures are perpendicular to the World rift system. These are strike-slip fractures, along which the axial part of the rift system shifts to various distances, in some cases up to 1000 km. These phenomenal tectonic structures are described, and their significance in general geodynamic constructions is shown. Океанское дно разбито множеством разломов, отдельные из которых – крупнейшие на Земле. Их длина может достигать тысяч километров. В большинстве разломы располагаются ортогонально по отношению к Мировой рифтовой системе. Это разломы-сдвиги, по которым осевая часть рифтовой системы смещается на разное расстояние, в отдельных случаях на 1000 км. В статье содержится характеристика этих феноменальных тектонических структур и показано их значение для общих геодинамических построений.

www.issep.rssi.ru

Изучение строения дна океанов – важнейшая область геотектоники. Океаны занимают около 2/3 поверхности Земли, и без знания их тектонических структур нельзя представить картину общей тектоники планеты. Изучением таких структур начали заниматься много позднее, чем континентальных. Прообразы современных тектонических карт океанского дна появились только в середине XIX столетия. В океанах имеются два наиболее ярких и значимых тектонических феномена: Мировая рифтовая система протяженностью более 60 000 км и ортогональные по отношению к ней разломы, достигающие нередко тысяч километров. В отношении Мировой рифтовой системы накопилась уже достаточно большая литература. Что касается разломных структур и их систем, то они привлекали значительно меньшее внимание. Цель данной статьи – охарактеризовать океанскую разломную тектонику и показать ее значение для развития общих геодинамических построений. Используемый ниже основной фактический материал получен в последние годы экспедициями Геологического института Российской академии наук в Атлантическом океане на научно-исследовательском судне “Академик Николай Страхов”. Использованы также сведения, имеющиеся в литературе, и карты, в частности исключительно информативной явилась гравиметрическая карта Мирового океана, составленная в 1995 году американскими геофизиками Т. Сандвеллом и У. Смитом. ХАРАКТЕРИСТИКА СТРУКТУР Рассматривая карту разломной тектоники океанов, легко видеть пространственную связь разломов с Мировой рифтовой системой (рис. 1). Как правило, они смещают рифтовую систему, причем местами на очень большие расстояния. Например, смещение по разломной зоне Романш, расположенной между Африкой и Южной Америкой в районе экватора, составляет 950 км, а по разломной зоне Элтанин (юг Тихого океана) – 1100 км, но в отдельных районах цифры могут быть много меньше. В точном смысле это разломы-сдвиги, которым

П У Щ А Р О В С К И Й Ю . М . РА З Л О М Н Ы Е С Т Р У К Т У Р Ы В О К Е А Н А Х

51

НАУКИ О ЗЕМЛЕ 90 70

120

150

В З 180

150

120

90

60

З В 0

30

30

60

90

60 7

45 12 13

30

6 10 14

15 С 0 Ю 15

5 4

3

2

30 1

45 60

11

8

16

9

15

70 а

б

в

Рис. 1. Разломные структуры Мирового океана (по: Zongjin M.A. et al., 1998): а – активные спрединговые хребты (Мировая рифтовая система); б – разломные структуры; в – некоторые внутриконтинентальные разломы. Наименование некоторых разломов: 1 – Агульяс-Фолклендский, 2 – Романш, 3 – Долдрамс, 4 – Вима, 5 – Зеленого Мыса, 6 – Хэйса, 7 – Чарли Гиббс, 8 – Дю-Тойт, 9 – Принс-Эдвард, 10 – Оуэн, 11 – Амстердам, 12 – Мендосино, 13 – Меррей, 14 – Кларион, 15 – Элтанин, 16 – Австрало-Антарктическая зона

Т. Вилсон дал название трансформных. Генетически трансформные разломы связаны со спредингом океанской литосферы, то есть ее растеканием в противоположные стороны от рифтовой системы. Специфика этого кинематического типа разрывов состоит в том, что они трансформируют (переносят) горизонтальное движение литосферы от одного сегмента спредингового хребта к другому. По ориентации, насыщенности и масштабности разломных структур все океаны различны. В Атлантическом океане они распространены по всей его площади (хотя и неравномерно). В Тихом океане разломы приурочены к его восточной половине, тогда как огромная западная часть их почти лишена. В Индийском океане в некоторые довольно обширные области трансформные разломы также не заходят. Такая неоднородность в распространении разломов позволяет четко фиксировать крупные отличия в глубинной геодинамике Земли, являющейся их генератором. Различия в ориентации разломных структур позволяют обособить среди них отдельные системы. В Атлантике выделяются две системы: Центрально-Атлантическая с преобладающим запад–северо-западным

52

простиранием структур и Южно-Атлантическая с юг– юго-западной ориентировкой разломов. На севере Индийского океана преобладают северо-восточные направления, а в приавстралийской области – субмеридиональные. В пределах Восточно-Тихоокеанского поднятия простирания северо-западные. В геометрию субширотных разломных систем естественно вписывается и система разломов-гигантов, занимающая северо-восток Тихого океана (Мендосино, Меррей, Кларион и др.) [1]. Однако происхождение этих разломов – большая проблема. Она заключается в существовании спредингового хребта, с которым теоретически разломы должны быть сопряжены. Такой хребет может находиться только под Северной Америкой, но имеющиеся на этот счет построения, с нашей точки зрения, неубедительны и достаточно искусственны. Поэтому происхождение этой системы какоето особое, но какое именно – пока невыяснено. К тому же в плане она обладает существенной структурной спецификой. Разломы отстоят друг от друга на значительно большем расстоянии, чем в других системах. Все это и наводит на мысль, что данные разломные структуры имеют действительно иное происхождение.

С О Р О С О В С К И Й О Б РА З О В АТ Е Л Ь Н Ы Й Ж У Р Н А Л , Т О М 7 , № 8 , 2 0 0 1

НАУКИ О ЗЕМЛЕ группа Элтанин, отсекающая Восточно-Тихоокеанское поднятие от Южно-Тихоокеанского. Она простирается, включая лежащую на ее окончании вулканическую цепь Луисвиль, на 6000 км. В Индийском океане длина разломных зон менее значительная. Многие разломные структуры прослеживаются здесь на расстояние до 1000 км. Глубины дна в разломных трогах очень большие. В зоне Романш отмечена глубина 7865 м, максимальная для Атлантики, в разломе Вима (тот же океан, 11° с.ш.) – 5200 м. Однако вдоль простирания структур глубины обычно существенно меняются. Соотношения разломов в плане могут быть простыми и сложными. На рис. 2 изображен сложный случай. Восточные окончания разломов здесь сближены, образуя своеобразный тектонический узел. В некоторых разломных зонах можно наблюдать их ветвление, а также кулисное расположение отдельных отрезков. Характерными примерами являются разломы Зеленого Мыса, Долдрамс, Хэйса, расположенные также в Атлантике [2, 3]. В сложных случаях внутри разломных зон развиты продольные хребты, именуемые медианными. Примеры разломных зон разного строения показаны на рис. 3. Можно видеть, что не только по протяженности, о чем выше уже говорилось, но и по ширине они значительно разнятся. Рельеф в разломных зонах контрастный. Хребты могут возвышаться над дном трогов на несколько километров. В частности, высота южного хребта в упомянутой выше разломной зоне Вима достигает 4 км. Его вершина лежит на глубине ∼1000 м. Коснемся этого хребта несколько подробнее, так как он представляет

Нельзя исключить того, что крупные массы океанской литосферы вообще помимо спрединга могут претерпевать дифференцированные блоковые тектонические движения со сдвиговой составляющей больших амплитуд. Так, по наиболее значительному разлому Мендосино, простирающемуся в северной части Тихого океана, судя по смещению линейных магнитных аномалий, сдвиг составляет более 1000 км. В данной геодинамической трактовке мы приближаемся к геоблоковой доктрине известного отечественного тектониста Л.И. Красного. На карте видно, что преобладающим является субширотное простирание разломов. В этом, вероятно, сказывается влияние вращения Земли. Остается добавить, что подобных разломных систем континентальная геология не знает. На мелкомасштабных картах все разломы показаны одинаково, в виде сплошных линий. Но это изображение крайне схематично. Во многих случаях разломы представляют собой широкие зоны со сложным внутренним строением. В простейшем виде разломная зона выражена узким глубоким трогом с днищем шириной не более первых километров (редко более), обрамленным с обеих сторон или с одной подводными хребтами. Длина разломов изменчива и может достигать нескольких тысяч километров. В Атлантическом океане наибольшую протяженность имеют разломные зоны Зеленого мыса, Романш, лежащие в приэкваториальной области, и Агульяс-Фолклендская, простирающаяся от южного окончания Африки к окончанию Южной Америки. Ее длина 6200 км. В Тихом океане наряду с упоминавшимися выше разломами-гигантами выделяется разломная 16°

1

I

3

5 6

7

II

0

9

40

400

5°

00

8

III

0

0

400

20

10

0° 50°

ка

10°

0 20

4

ри Аф

4000

2

а б в г

12

11

40°

30°

20°

10°

Рис. 2. Разломные структуры Приэкваториальной Атлантики: а – разломы; б – поперечные хребты; в – изобаты, м; г – рифтовая зона. Цифры на схеме: I–III – поднятия: I – о-вов Зеленого Мыса, II – Сьерра-Леоне, III – Сеара; зоны разломов (1–12 ): 1 – Зеленого Мыса, 2 – Марафон, 3 – Меркурий, 4 – Вима, 5 – Архангельского, 6 – Долдрамс, 7 – Вернадского, 8 – Сьерра-Леоне, 9 – Страхова, 10 – Сан-Паулу, 11 – Романш, 12 – Чейн

П У Щ А Р О В С К И Й Ю . М . РА З Л О М Н Ы Е С Т Р У К Т У Р Ы В О К Е А Н А Х

53

НАУКИ О ЗЕМЛЕ а

км Ю

C

2 3 4 5 0

5

10

15

20 км

б км C 2,8

Ю

4,0

5,2 0 в км C 1

20

40

60 км Ю 10 км

0

1

2

3

4

5

6

7

8

Рис. 3. Поперечные профили через разломные зоны разной сложности строения: а – разлом Вима, б – разлом Зеленого Мыса, в – разлом Романш. 1 – молодые осадки, 2 – известняки, 3 – дайковый комплекс, 4 – базальты, 5 – габбро, 6 – ультраосновные породы, 7 – амфиболиты, 8 – разломы

особый геологический интерес [4]. Хребет сложен породами нижних горизонтов земной коры и верхов мантии. По составу это ультраосновные породы (перидотиты) и габброиды. Их изучение показало, что породы соответствуют граничной области кора – мантия, редчайший разрез, можно сказать, подарок природы, поскольку до этого глубинного уровня бурением в океане еще нигде не добрались. Здесь налицо и соответствующий состав пород, и минеральные преобразования, и признаки пластического течения, и интенсивные деформации. Соответствующее обнажение прослеживается на расстояние 270 км. Есть основание считать, что хребет образован вздернутым пакетом наклонных тектонических пластин, полого надвинутых друг на друга в направлении с юга на север. Нужно сказать, что подобного рода тектонические движения в океанской коре еще совсем недавно просто не допускались, так они не укладываются

54

в постулат о тектонической пассивности океанского ложа. Но благодаря морским экспедициям к настоящему времени деформации в форме надвигов обнаружены во всех трех крупнейших океанах Земли, и не только в поднятиях дна, но и в абиссальных впадинах. Вопрос этот принципиальный в том смысле, что позволяет распространить учение о тектонической расслоенности литосферы континентов также на океаны. В пределах разломных зон происходят и вертикальные движения земной коры, в частности нисходящие. В самой верхней части хребта Вима обнаружены известняки, прежде выступавшие над уровнем моря и подвергавшиеся субаэральному выветриванию в условиях острова и свидетельствующие об опускании хребта за последние 5 млн лет более чем на 1 км. Таким образом, поперечные разломные зоны тектонически являются динамичными структурами, а не просто глубокими трещинами. Для структурного положения разломных зон характерны их в общем ортогональные взаимоотношения со спрединговыми хребтами. Однако конкретные формы взаимоотношений существенно разные. Морфоструктурный анализ дна Атлантики позволяет выделить шесть категорий поперечных разломных структур: трансокеанские, пересекающие океанское ложе целиком; центральноокеанские, пересекающие только срединный хребет; разломы сводовой части срединного хребта; односторонние, развитые лишь по одну сторону хребта, фланговые, приуроченные к флангам хребта; периферийные, лежащие вне хребта. Такое многообразие коррелирует с разной длиной и разным внутренним строением разломов, а все это вместе указывает на большую изменчивость геодинамических ситуаций в океанской коре и мантии от одного района к другому. Подавляющее большинство разломов затухает в пределах океанского ложа, что является следствием релаксации спрединга. Для построения общих геодинамических схем данное явление имеет существенное значение. ГЛУБИННОСТЬ РАЗЛОМОВ Выше океанские разломные зоны рассматривались в основном в плане. Остановимся теперь на таком важном параметре, как их глубинность. Несколько лет тому назад был опубликован глубинный сейсмопрофиль, проходящий вдоль Срединно-Атлантического хребта между 50° ю.ш. и 80° с.ш. на расстояние 13 000 км (Zhang et al., 1994) с проникновением на глубину 500 км (рис. 4). На нем видны два узких выступа – ареала высокоскоростных поперечных сейсмических волн, один из которых соответствует разломной зоне Романш, а другой – разлому Чарли Гиббс, приуроченному ∼ к 52° с.ш. Судя по этим выступам, глубина первого из упомянутых разломов оказывается более 100 км, а второго –

С О Р О С О В С К И Й О Б РА З О В АТ Е Л Ь Н Ы Й Ж У Р Н А Л , Т О М 7 , № 8 , 2 0 0 1

НАУКИ О ЗЕМЛЕ Тристан-да-Кунья

Азоры Исландия Ян-Майен

Глубина, км 0 100 200 300 400 500

50° ю.ш.

30°

10°

10° 1

30° 2

50°

70° с.ш.

Рис. 4. Вариации скоростей S-волн вдоль Срединно-Атлантического хребта между районами Тристанда-Кунья и Ян-Майен. Расстояние свыше 13 000 км, интервал контуров 0,5% (по: Yu-Shen Zhang et al., 1994): 1, 2 – области низких (1 ) и высоких (2 ) скоростей. На профиле видны три крупные обособленные неоднородности сложной конфигурации. Южная и Центральная неоднородности относятся к собственно океанической мантии, они более или менее похожи. Исландско-Янмайенская неоднородность существенно специфична, что связывается с иным характером мантии. Разделами неоднородностей служат демаркационные разломные зоны Романш, Чарли Гиббс. Ясно выделяются крупнейшие вулканические районы: Тристан-да-Кунья, Азорский, Исландия

более 200 км, в то время как мощность литосферы оценивается всего лишь первыми десятками километров. Соответственно приведенные цифры не укладываются в литосферные рамки, что должно было бы быть согласно распространенным геодинамическим представлениям. Поскольку цифры столь велики, в подкрепление их вероятности приведем некоторые сведения, относящиеся к континентальной геологии. Того же порядка глубинность зафиксирована геоэлектрическими методами в Иртышской разломной структуре, простирающейся на 300 км при ширине 10–30 км (Каримов К.М., 1998). До глубины 20 км разломная зона имеет крутое северо-восточное падение. Далее вглубь по субгоризонтальным сдвигам она смещается на 25–30 км. С глубины 45 км структура продолжается уже в верхней мантии, имея наклон 45°, причем корни ее уходят в электропроводящий слой в интервале глубин 85–130 км. Субвертикальные узкие и глубокие проводящие каналы обнаружены и в других сходных структурах, в частности в Обручевском, Баргузинском и МонголоОхотском разломах. Представляется, что в земной коре это флюидонасыщенные зоны, а их мантийное продолжение представлено вертикальной трещиноватостью, выносящей глубинные флюиды. Модельные построения приводят исследователей к заключению, что

такие зоны могут уходить на глубины до 200 км (Бердичевский М.Н. и др., 1998). В рассматриваемом аспекте интересен также профиль, пересекающий Срединно-Атлантический хребет, океанское Бермудское поднятие и Аппалачские горы (Vogt P.R., 1991). На нем отображены источники вулканизма, находящиеся под Аппалачами на глубине ∼100 км, откуда магма по субвертикальным зонам проницаемости, разломным по своей природе, поступает в земную кору. Имеются и совершенно экзотические сообщения, такие, например, как указание на существование в Идзу-Бонинской зоне (запад Тихого океана) круто падающей поверхности, выявленной сейсмотомографией на глубине 1000 км (Castle J.C., 1999). Трудно сомневаться, что в дальнейшем в области тектонических нарушений на больших глубинах нас ждут серьезные открытия. Однако основной фон разломной тектоники в океанах создан менее глубокими нарушениями. Они образуют многочисленные семейства, сменяющие друг друга по простиранию спрединговых хребтов. Многие из них разграничивают разные по петролого-геохимическим особенностям базальтовые провинции океанского дна. Об их глубинности можно судить по уровням залегания магматических камер. В разломной зоне Долдрамс (Приэкваториальная Атлантика, район 8° с.ш.), как показывает состав титаномагнетитов в базальтах, магматические камеры находятся на глубинах от 70–75 до 15–20 км глубины. Большие глубины получаются и по геофизическим данным. Разломным трогам свойственны пониженные значения аномалий силы тяжести (гравитационных аномалий Буге), отвечающие вертикальным зонам разуплотнения в литосфере: такие зоны прослеживаются на глубину 20–30 км, доходя местами до 40 км. Это относится, например, к разломам Вима, Кейн, Атлантис. Таким образом, можно констатировать, что данная категория разломных структур характеризуется глубинностью в несколько десятков километров. Третью категорию образуют нарушения в общем по океанским масштабам небольшой глубины: сотни метров – первые километры. Это сравнительно малопротяженные структуры, выраженные обычно уступами дна на батиметрических картах. Наконец, существует категория разломов незначительной глубины проникновения. В итоге можно констатировать, что океанские поперечные разломы существенно разноглубинны. Среди них выделяются четыре основные категории: очень глубокие, уходящие на глубины свыше 100 км; глубокие, глубинность которых измеряется десятками километров; неглубокие, проникающие на сотни метров или несколько километров и мелкие. Следовательно,

П У Щ А Р О В С К И Й Ю . М . РА З Л О М Н Ы Е С Т Р У К Т У Р Ы В О К Е А Н А Х

55

НАУКИ О ЗЕМЛЕ геодинамические обстановки, ответственные за разломообразование в океанах, чрезвычайно изменчивы. Основными влияющими на них факторами являются особенности спредингового процесса, воздействие на Землю внешних сил, характер вещественных и структурных неоднородностей в геологической среде. В геодинамическом моделировании глубинность океанских разломных структур до сих пор фактически не принимается во внимание. В то же время учет этого фактора безусловно обогатит общие тектоно-геодинамические построения. ДЕМАРКАЦИОННЫЕ РАЗЛОМЫ На батиметрических, геологических и геофизических картах океанов ясно выделяются разломные структуры, разделяющие глубоко отличные по строению, геологической истории и геодинамическим особенностям обширные области океанского дна. В соответствии с их тектонической значимостью они выделены автором в особый тип, названный демаркационными разломами. В свое время В.Е. Хаин среди океанских разломов выделил категории магистральных (мегаразломов), которые разграничивают сегменты океана, отличающиеся временем раскрытия (начало образования) и особенностями структуры. Таким образом, по существу в наших работах общий подход. Однако в конкретных трактовках разломных структур имеются расхождения. В основном это внутриокеанские разломные зоны, но некоторые из них служат межокеанскими тектоническими разделами. К первой группе принадлежат в Атлантическом океане разломные зоны Чарли Гиббс, Романш и Агульяс-Фолклендский, в Индийском – Амстердам и Оуэн; в Тихом – Элтанин. Вторую группу представляют разломные зоны: Шпицбергенская, разделяющая Атлантику и Северный Ледовитый океан; Принс-Эдвард, разграничивающая Атлантику и Индийский океаны; Австрало-Антарктическая – зона раздела Индийского и Тихого океанов. Следует сказать, что именно выделение демаркационных разломов в качестве особого типа позволило выявить тектонические разделы между океанами, отличающимися один от другого не в меньшей мере, чем материки. В качестве примера межокеанских структурных разделов рассмотрим зону Принс-Эдвард. Она простирается из района Антарктики в Мозамбикский пролив на расстояние нескольких тысяч километров. Разломная зона занимает крайнее восточное положение в крупной системе разломов, начинающихся на западе разломом Дю-Тойт. Ширина системы не менее 600 км. Вдоль разломной зоны Принс-Эдвард происходит сдвиговое смещение Мировой рифтовой системы на многие сотни километров. На востоке сдвиг обрывает Юго-Западный Индоокеанский хребет. С запада к

56

сдвиговой полосе примыкает Африкано-Антарктический спрединговый хребет. По простиранию разломная зона Принс-Эдвард S-образно изгибается, что можно связать с мощным силовым воздействием со стороны Юго-Западного Индийского хребта. Линейные магнитные аномалии позволяют считать, что описываемая система начала формироваться 100–110 млн лет назад. Ярким примером внутренней океанской демаркационной разломной зоны служит зона Романш. Как уже говорилось, это трансокеанский разлом со смещением рифтовой зоны по нему 950 км. Длина разломной зоны 4500 км. Строение разломной зоны как по ее простиранию, так и в поперечном сечении изменчиво (рис. 5). В восточном сегменте выделяются три узких разновозрастных глубоководных трога (Ром-1, Ром-2 и Ром-3). Наиболее древний из них, северный (Ром-1), ограничен с севера эскарпом, в основании которого обнаружены серпентинитовые тектониты с деформированными обломками различных габброидов и пироксенитов. В целом структура здесь близка к одностороннему грабену. Наряду со сдвиговой и надвиговой составляющими присутствует также вертикальная, сбросовая. На обрамляющих поднятиях на глубине около 1 км обнаружены молодые (миоцен-плиоценовые) мелководные или даже субаэральные отложения. Непосредственно к югу простирается другой желоб, значительно более молодой по времени образования (Ром-2), лишенный осадков. Он срезает упомянутый выше. Третий желоб (Ром-3), также молодой, находится на восточном продолжении северного. Совокупность упомянутых тектонических и историко-геологических данных свидетельствует о динамизме структурного развития разломной зоны. Разлом Романш разграничивает два весьма отличных по структуре и геологической истории крупнейших сегмента Атлантического океана: Центральный и Южный. Первый из них простирается до широт Южной Англии соответственно на расстояние ∼ 6000 км по гребню срединного хребта. Второй ограничен на юге Агульяс-Фолклендским разломом. Его протяженность примерно такая же. Главная специфическая тектоническая черта дна Центральной Атлантики – ее особо значительная раздробленность разного рода поперечными разломами. Очень существенная разница обеих частей океана отмечается в геологической истории. Раскрытие Центральной Атлантики началось 170 млн лет, а Южной – 150 млн лет назад. В обоих случаях процесс раскрытия океана шел в направлении с юга на север. Объединение Южной и Центральной Атлантики произошло в зоне разлома Романш лишь 100 млн лет назад. Таким образом, Южная Атлантика в течение 50 млн лет развивалась обособленно. Роль разлома в дальнейшем структурном

С О Р О С О В С К И Й О Б РА З О В АТ Е Л Ь Н Ы Й Ж У Р Н А Л , Т О М 7 , № 8 , 2 0 0 1

НАУКИ О ЗЕМЛЕ з.д. 22°

21°

20°

19°

18°

17°

16°

15°

14°

Ром-1

13° 1° с.ш. Ром-3

Ром-3

40°

Ром-1

30°

0°

20° Африка

4°

Ром-2

Р-1

0°

1

2

3

4

5

6

7

Р-3

Р-2

4°

1° ю.ш.

8

9

10

11

Рис. 5. Фрагмент разломной зоны Романш: 1 – граница северного склона разломной зоны; 2 – контур новообразованной структуры Ром-2; 3 – трог Ром-1; 4 – то же, Ром-2; 5 – внутренние поднятия; 6 – трог Ром-3; 7 – формирующаяся трансформа; 8 – древний рифт; 9 – современный осевой рифт срединного хребта; 10 – ультрабазиты и базиты; 11 – мелкие разломы

развитии обеих областей отражена в их специфических тектонических особенностях. Таким образом, среди огромного числа океанских разломных структур выделяется категория особенно значимых, разграничивающих крупнейшие области дна Мирового океана, отличающихся по тектоническому строению, геодинамическим особенностям и геологической истории. Именно поэтому такие разломные зоны и названы демаркационными. Уже по определению им принадлежит исключительно важная роль в расшифровке строения и структурного развития земной коры и литосферы в целом. Необходимость их включения в тектонический анализ не только океанов, но и всей Земли совершенно очевидна. Очень существенно, что проводимые на схемах границы литосферных плит не совпадают с демаркационными разломами (исключение составляет лишь Шпицбергенская разломная зона). Это ставит вопрос о корректности проведения таких границ. ЗАКЛЮЧЕНИЕ Из сказанного выше можно заключить, что проблема океанских разломов чрезвычайно многогранна и весьма важна для общегеологических построений. Она раскрывает совершенно новые стороны в тектоно-геодинамических процессах на планете, учет которых позволяет строить значительно более полные геодинамические модели. Расположение, очертания в плане и ориентировка разломных структур, разнородный характер двух сопредельных зон, изменчивость их внутреннего строения как вдоль простирания, так и в поперечном сечении, различие в глубинности – все это свидетельствует о необходимости ограничения в широко распространенной в геодинамике геометризации построений и рассмотрения разломных структур и их систем как сложных геологических образований. Именно такой

подход позволяет сделать вывод о влиянии на разломную тектонику океанского дна разнопорядковых нелинейных геодинамических эффектов [5]. Последние могут быть вызваны как глубинными процессами в геосферах, так и различного рода внешними воздействиями на Землю. В настоящее время океанские разломные структуры уже определились как одна из базисных эмпирических основ нелинейной геодинамики, которой в науках о Земле принадлежит большое будущее. ЛИТЕРАТУРА 1. Пущаровский Ю.М., Меланхолина Е.Н. Тектоническое развитие Земли: Тихий океан и его обрамление. М.: Наука, 1992. 264 с. 2. Пущаровский Ю.М., Пейве А.А., Разницин Ю.Н., Базилевская Е.С. Разломные зоны Центральной Атлантики. М.: ГИН РАН, 1995. 164 с. 3. Мазарович А.О. Геологическое строение Центральной Атлантики: разломы, вулканические сооружения и деформации океанского дна. М.: Геол. ин-т РАН, 1998. 36 с. 4. Пейве А.А., Савельева Г.Н., Сколотнев С.Г., Симонов В.А. Строение и деформации пограничной зоны кора – мантия в разломе Вима, Центральная Атлантика // Геотектоника. 2001. № 1. С. 16–35. 5. Пущаровский Ю.М. Тектоника Атлантики с элементами нелинейной геодинамики. М.: Наука, 1994. 85 с.

Рецензент статьи В.Е. Хаин *** Юрий Михайлович Пущаровский, доктор геолого-минералогических наук, профессор, действительный член РАН, советник РАН, руководитель работ по тектонике океанов в Геологическом институте РАН, лауреат Государственных премий СССР и РФ, награжден золотой медалью им. А.П. Карпинского. Область научных интересов – тектоника, региональная геология, геология океанов и морей, геодинамика. Автор более 400 работ, включая 12 монографий.

П У Щ А Р О В С К И Й Ю . М . РА З Л О М Н Ы Е С Т Р У К Т У Р Ы В О К Е А Н А Х

57