НЕОДНОРОДНОСТЬ СТРОЕНИЯ ДНА ОКЕАНА КАК СВИДЕТЕЛЬСТВО В ПОЛЬЗУ РАСШИРЕНИЯ ЗЕМЛИ

Развиваемые в настоящее время тектонические концепции по-разному объясняют происхождение океанических впадин, и в предлагаемые модели развития океанов в разной степени удачно вписываются наблюдаемые особенности строения океанского дна. Это вполне естественно, поскольку каждая теоретическая концепция является лишь приближением к познанию истинной природы океанических пространств Земли тем или иным, выбранным в основу этой концепции, путем. К тектоническим концепциям наших дней вполне приложимы слова А. Эйнштейна о том, что "...ученый всегда находится лишь на краю истинного знания". Понятно также, что по мере развития знаний об океанических пространствах Земли та или иная тектоническая концепция периодически входит в известное противоречие с новыми данными, не вписывающимися в основанную на ней модель, тогда как до их появления совокупность доступных ранее фактов как нельзя лучше обосновывала разработанную еще недавно схему.

Для дальнейшего развития любой из существующих концепций чрезвычайно важны проверка ее на соответствие новым данным и выработка новых вариантов моделей, которые удовлетворяли бы этим данным, если прежние модели такой возможности не дают. В последние 15—20 лет наибольшей популярностью среди широкого круга геологов, несомненно, пользуется концепция тектоники литосферных плит (плейт- тектоника), завоевавшая симпатии наиболее полным охватом множества новых данных о строении океанических областей Земли и стройностью своих построений. Концепция сулила заманчивые перспективы универсального объяснения всей совокупности тектонических систем Земли простыми движениями литосферных плит. В этот период она заставила снизить интерес к концепциям базификации (океанизации), геосинклинального развития, расширения Земли и контракционной. Однако за последние годы постепенно накопились данные из области геологии, которые вызывают определенный скепсис в отношении плейт-тектоники и вновь пробуждают интерес к гипотезе расширяющейся Земли. 8. Зак.1216

Как известно, концепция плейт-тектоники предполагает конвейерное движение масс глубинного вещества в процессе конвекции, сопровождающееся непрерывным раздвижением жестких литосферных плит из рифтовых зон (зон дивергенции), наращиваемых там базальтовыми выплавками, и компенсируемое поглощением внешних краев этих плит глубокими недрами Земли в результате их пододвигания под края других плит и погружения вслед за нисходящей ветвью конвекционной ячейки глубинного вещества (Ле Пишон и др., 1977; Геофизика..., 1979]. Такие предположения, основанные на применении гипотезы Вайна—Мэттьюза о соответствии линейных аномалий магнитного поля океанов наращиваемым в рифтовых зонах полосам новообразованной коры океанического типа, ведут к представлениям о генетической однородности всего пространства океанского дна от рифтовых зон до окраин континентов. Допускается лишь возможность относить области, различающиеся планом аномального магнитного поля, к различным по возрасту этапам развития рифтовых систем океана, отличавшимся положением этих систем в пространстве (аномалии мезозойского возраста отмечают результаты раздвижения плит от рифтовых систем, отличавшихся по своему структурному плану от рифтовых систем мела и кайнозоя). Наблюдаемые черты неоднородности строения дна океана связываются при этом либо с различиями в интенсивности выплавления базальтов в рифтовых зонах (эпилиты), либо с результатами прохождения плит над "горячими точками" мантии.

Между тем наблюдаемые черты тектонической неоднородности дна океанов дают достаточно убедительные признаки проявления там наряду с процессом рифтогенеза также процессов совершенно иной природы и в иных условиях, чем условия зияющей трещины между краями раздвигающихся плит. Вся совокупность наблюдаемых явлений говорит в пользу широкого проявления в океанических областях Земли процессов растяжения, в разных масштабах и различными темпами протекающих между или в пределах крупных блоков литосферы различного строения и стабильности.

Такая неоднородность строения дна океана отмечалась в разных его областях: например, в районе Исландии [Исландия и срединно-океанический хребет..., 1977], в Южной Атлантике [Удинцев и др., 1980], в Индийском океане [Удинцев, 1969; Удинцев, Коренева, 1980], в северо-западной части Тихого океана [Васильев и др., 1979; Васильев и др. в данном сборнике]. Внимание к подобным данным привлекали многие авторы. Весьма четко была высказана идея неоднородности дна океанов А.Е. Шлезингером и А.Л. Яншиным (1980), призвавшими к отказу от попыток "свести все тектонические структуры Земли к единому, может быть и эффективному механизму". Однако одновременно эти авторы все же сочли необходимым подтвердить справедливость концепции плейт-тектоники, оставив место для проявления иных, не рифтовых процессов, лишь за впадинами краевых и внутренних морей. Вряд ли можно согласиться с ними, так как наблюдаемые черты тектонической неоднородности океанов приводят к представлениям о том, что концепция плейттектоники дает менее удовлетворительные модели развития океанических пространств Земли, чем другие концепции, и прежде всего—концепция умеренно расширяющейся Земли.

Прежде всего следует обратить внимание на отсутствие признаков продолжения за пределы рифтогенных срединно-океанических хребтов свойственных им характерных, с известными изменениями, предлагаемыми соответственно изменению возраста литосферы, морфоструктур, структур аномального магнитного поля и структур осадочного чехла, типа изверженных пород. Так, выявляемая сейсмическим профилированием структура акустического фундамента, представленного преимущественно базальтовыми покровами, за пределами срединно-океанических хребтов в подавляющем большинстве случаев не имеет ничего общего с грядовыми структурами рифтогенных хребтов и больше всего отвечает представлениям о характерной морфологии лавовых полей. Такие отличия в морфоструктуре не могут быть объяснены простым заравниванием осадочным чехлом. Аномальное магнитное поле за пределами рифтогенных хребтов теряет характерную линейность аномалий и их ориентировку вдоль оси рифта. Интенсивность аномалий не убывает закономерно, как в пределах хребтов, а резко колеблется вместе с периодичностью аномалий. Во многих местах наблюдается мозаичная структура магнитного поля, подобная наблюдаемым на континентальных траппах. Базальты акустического фундамента ложа океана за пределами рифтогенных срединно-океанических хребтов относятся к категории железистых в отличие от магнезиальных базальтов этих хребтов и, по мнению С.А. Щеки и Н.А. Куренцовой, могут быть отнесены к океанической трапповой формации [Щека, Куренцова, 1981]. В пределах океанского ложа встречаются разнообразные поднятия не магматического происхождения, которые нельзя связывать ни с эпилитами, ни со следами прохождения над "горячей точкой" мантии. Это многочисленные асейсмичные глыбовые хребты и микроконтиненты. Их внутреннее строение также не имеет ничего общего со структурами рифтогенных систем, а магматические комплексы не типичны для последних. Это оказываются либо характерные породы континентального типа, например, гранито- иды и гранито-гнейсы на подводных плато Фолклендском (Мальвинском) и Агульяс, либо породы близкого к ним типа, например кислые риолит-дацитовые и риолитовые породы Западно-Австралийского хребта в Индийском океане [Кузьмин и др., 1981], происхождение которых в качестве дифференциатов базальтовых магм рифтогенно- го происхождения весьма маловероятно. Мощность осадочного чехла за пределами рифтогенных хребтов резко и совершенно непропорционально увеличению возраста фундамента меняется от первых сотен метров до нескольких километров. Толща осадков примечательна спокойным залеганием слоев. Например, в Сомалийской котловине Индийского океана при переходе от Аравийско-Индийского хребта к ложу котловины мощность осадков возрастает как минимум до 3—4 км [Удинцев, 1969].

Спокойное залегание осадочного чехла на плитах океанского ложа свидетельствует об относительной жесткости и стабильности таких плит. Однако и в их пределах наблюдаются разрывные дислокации, структуры сжатия, отмечающие существование зон разломов. Это, например, обнаружено в северо-восточной части Индийского океана (грабен-желоб Феникс в Центральной котловине Тихого океана. Императорский разлом в Северо-Восточной котловине того же океана и многие другие). К числу внут- риплитных структур, вызванных внутриплитными дислокациями, можно отнести, например, систему блоковых поднятий Китового хребта [Удинцев, Непрочное, 1975), блоковый хребет Палмера в Атлантическом океане, Восточно-Индийский хребет и некоторые другие асейсмичные хребты.

Весьма неоднородна структура и самих рифтогенных систем, меняющаяся вдоль их простирания и на ответвлениях от главных осей. Мировая система рифтов имеет сложное ветвистое строение. Например, в Северной Атлантике от основной системы Срединно-Атлантического хребта ответвляются рифтовая зона моря Дейвиса, хребта Аегир, грабена Викинг с продолжением его в Рейнском грабене. Сложно построена рифтовая система и в Южной Атлантике, где из района о. Буве отходит ветвь в сторону Южно-Антильских островов. Сложное ветвление испытывает рифтовая зона Аравийско-Индийского хребта в Индийском океане, разделялись на рифты Красного моря и Афара Столь же сложное ветвление наблюдается у Восточно-Тихоокеанского поднятия с его Галапагосским и Калифорнийским рифтами и рифтом Хуан-де-Фука. Отдельные рифтовые системы океанов в течение кайнозоя пережили периоды различной активности. Некоторые из них сейчас уже закончили свою активную жизнь. При этом ветви системы могли быть активными одновременно, определяя дробления литосферы на ряд блоков. В пределах современной системы активность существенно менялась и меняется от места к месту, что получило отражение в выклинивании отдельных ветвей и звеньев системы, в наличии относительно активных ячеек и относительно стабильных плато между ними. Например, очень ярко выражено выклинивание рифтогенной системы хребта Горда в Тихом океане [Malachoff et al., 1981], рифта Афар [Courtillot et a I., 1980], рифтогенного хребта Гаккеля [Киселев, 1979].

Следуя вдоль оси рифтовых систем океанов можно наблюдать наряду с участками весьма активного растяжения относительно устойчивые массивы, плато, подобные Исландскому, Азорскому, Вимы, Св. Елены и Тристан-да-Кунья в Атлантике, плато Амстердам в Индийском океане и некоторые другие, для которых характерно наличие несравненно более мощного, чем в других частях рифтовой зоны, осадочного чехла и выходов древних пород фундамента. Создается впечатление, что развитие рифтовой системы океанов происходит не равномерно в результате раздвижения параллельных друг другу краев литосферных плит, а в результате развития цепочки рифтовых ячеек [Соловьева, 1980], так что вектор растяжения и расширения вдоль простирания системы испытывает существенные вариации от некоторых максимумов до нуля [Исландия и срединноокеанический хребет..., 1977].

Ячеистость рифтовой системы осложняется разделением ее на блоки множеством поперечных разломов. Некоторые из них могут быть отнесены к разряду трансформных, но большее число по особенностям своей структуры и признакам разновозраст- ности следует относить к категории разрывов, вызванных продольным растяжением системы [Соловьева, 1981; Ларин, Соловьева, 1979]. Весьма интересным признаком растяжения вдоль рифтогенных систем может служить ветвистое оперение западных окончаний трансформных разломов, наблюдаемое в центральной части Тихого океана.

Следует отметить существенные различия в морфоструктуре отдельных крупных звеньев мировой системы океанических рифтов. Например, в Аравийско-Индийском хребте структуры латерального растяжения сложно сочетаются с многочисленными поперечными разломами, а те и другие располагаются под углом к общему простиранию хребта примерно 45°, так что теряется непрерывность осевого рифта. Подобная и даже еще более сложная структура характерна для Африкано-Антарктического хребта, для хребта Книповича, но и там, где структуры латерального растяжения четко преобладают, морфоструктура серьезно меняется от звена к звену системы. Например, давно обращено внимание на отсутствие рифтового осевого ущелья в хребте Рей- кьянес, тогда как к югу от него рифтовые ущелья Срединно-Атлантического хребта выражены очень ярко.

Очень существенно меняется от места к месту распределение мощностей осадочного чехла. Предполагаемое концепцией плейт-тектоники минимальное количество осадков, успевших накопиться в современной активной рифтовой зоне, местами сменяется там достаточно мощными осадочными покровами. Большей частью они залегают на дне ложбин между рифтовыми грядами, но в ряде случаев они оказываются приуроченными в виде "подушек" к верхам рифтовых гряд, тогда как ложбины между грядами почти лишены осадочного чехла. Такова например, картина залегания осадочного чехла на хребте Кольбейнсей, в ряде мест к югу от о. Вознесения, что создает впечатление разрыва сплошности осадочного чехла более молодыми движениями.

Чрезвычайно ярким проявлением продольной неоднородности рифтогенных систем океанов является установленное недавно существенное изменение состава толеитовых расплавов, обусловленное вариациями глубин их выплавления из однородной лерцоли- товой мантии [Дмитриев и др., 1979]. Глобальный характер этих изменений наводит на мысль о связи их с влиянием ротационных сил, возникающих в теле Земли и способствующих в приэкваториальной зоне зарождению первичных расплавов на меньших глубинах мантии, чем в более высоких широтах.

Не останавливаясь здесь специально на проблеме процесса рифтогенеза, хочется заметить, что столь неоднородный характер его проявления в системе океанических рифтов согласуется скорее с представлениями об активной роли в этом процессе ячеистых поднятий мантийного вещества (мантийных диапиров) и связанных с этим растяжений на сводах поднятий, возникающих над ними и вызывающих расползание коровых чешуй с их флангов и подвижек на деформируемых краях сопредельных плит, чем с идеей активного расхождения литосферных плит и пассивного заполнения зияющей рифтовой трещины выплавками из мантийного субстрата.

Для понимания природы тектонической неоднородности океанических областей Земли важна картина поведения окраин континентов в процессе формирования впадин океанов. Совершенно справедливо было отмечено А.Е. Шлезингером и А.Л. Яншиным, что "практически нигде спрединговые структуры внутренних областей океанов непосредственно не сопряжены со структурами материков. Они повсеместно отделяются друг от друга наложенными молодыми опусканиями, обусловленными фазовыми переходами, которые протекают в консолидированной континентальной коре и приводят к ее утонению и превращению в кору, по сейсмическим данным сходную с океанической" [Шлезингер, Яншин, 1980]. Действительно, процесс развития впадин океанов повсеместно сопровождается отступанием границы океан—континент и формированием ряда структур, занимающих промежуточное по своей морфологии и геофизическим свойствам и особой роли магматических покровов положение между континентом и океаном.

Окраины Атлантического типа (пассивного типа) в большинстве случаев развиваются по пути деструкции и океанизации окраин континентов [Белоусов, 1981]. Это сопровождается прогибанием континентального фундамента и погружением его на значительные глубины (местами до 20 км) с образованием океанических геосинклиналей, как это выявлено вдоль восточной окраины Северной Америки [Grow, 1980], а в других местах как минимум до 4—5 км. Такое прогибание сопровождается нара- идиванием аккумулятивного шельфа. Местами прогибание континентального фундамента сопряжено с образованием краевых пери-океанических (или пери-континентальных?) рифтов, отделяющих от континента блоки краевых плато. Связь таких краевых плато с основным континентальным массивом последовательно уменьшается и возникают массивы микроконтинентов. Пери-океанические рифты могут развиться до обычных океанических или отмирают. Примерами краевых плато могут служить плато Воринг, Фареро-Исландский порог, плато Поркьюпайн, плато Блейк в Северной Атлантике. Яркий пример микроконтинента являет собой возвышенность Роколл. Целая серия краевых плато, отделенных от континента краевыми рифтами, располагается по краям континента Австралии — это плато Скотта, Эксмус, Уоллаби, Натуралиста, Милн, Квинсленд. Самые известные образцы микроконтинентов лежат в Индийском океане — это Мадагаскар с подводным Мадагаскарским хребтом и Сейшельские острова. Спорными по мнению многих являются представления о микро-континентальной природе плато Кергелен и Западно-Австралийского хребта, однако другим они кажутся достаточно бесспорными.

Широко распространенными является формирование на окраинах континентов и на краевых плато базальтовых покровов, которые можно рассматривать как краевые части базальтовых полей океанского ложа [Макаренко, 1978]. Такие покровы развиты на краевых плато Австралии, они характерны для краевых плато Северной Атлантики, отмечены на окраинах Южной Америки и Африки в Южной Атлантике. Последовательное увеличение глубины, на которую погружаются краевые плато и микроконтиненты, отражается в постепенном изменении их геофизических свойств. Очень ярко видно это на примерах подводного Мадагаскарского хребта [Sinha et al., 1981], Сейшельского блока и продолжающего его Маскаренского хребта, возвышенности Роколл, плато Воринг.

Та роль, которую играют в преобразовании окраин Атлантического типа краевые рифты, свидетельствует, несомненно, о достаточно широком проявлении растяжений. Погружение окраин континентов и краевых плато на глубины океанского ложа ведет к новообразованию океанических плит, как это отмечается, например, в северо-восточной части Индийского океана [Пущаровский, Безруков, 1976] и практически по всей периферии Атлантики [Белоусов, 1981]. Следствием этого является существенное перемещение границы океан—континент в сторону континента.

Преобразование окраин Тихоокеанского типа связано с длительным полициклическим развитием геосинклинальных систем, окаймляющих здесь континенты. Общая тенденция развития этих систем на последних этапах геологической истории — это также прогибание континентальной коры, ее утонение и преобразование в океаническую. Однако в отличие от окраин Атлантического типа здесь большую роль играет формирование островных дуг и глубоководных желобов. Современные желоба, как показали исследования последних лет, являются образованиями очень молодыми, и их структура говорит скорее всего в пользу образования в условиях растяжений. В более отдаленном прошлом желоба могли занимать иное положение, поскольку есть признаки многократных перестроек структурного плана окраин Тихого океана. Заложение современных желобов привело к отчленению от континента ряда фрагментов, лежащих теперь уже в пределах океана, но сохранивших признаки своей былой континентальной природы. Таковы, например, возвышенность Обручева и возвышенность Дайто (Бородино) в северо-западной части океана [Schiki et al., 1977]. На наших глазах происходит отчленение от континентального блока Новой Зеландии подводного Новозеландского плато, в тело которого внедряется желоб Хикуранги. С континентальной стороны островных дуг формируются впадины краевых морей. Для части из них новообразование на континентальном фундаменте кажется достаточно очевидным, как, например, для Охотского и Японского морей, для других более спорным, как, например, для Берингова и Филиппинского. Формирование краевых морей также идет в условиях растяжения.

Рассмотренные здесь черты неоднородности строения океанических областей Земли могут служить основанием для разделения дна Мирового океана на несколько важнейших провинций, различающихся по тенденции развития литосферы. Так, провинция рифтогенальных систем представляется характеризующейся прогрессирующим расширением литосферы над глубинными мантийными диапирами. Провинция океанических окраин Атлантического ("пассивного") типа может быть охарактеризована как область прогрессирующей деструкции, обрушения и океанизации континентальной литосферы над зонами оттока и дефицита глубинного вещества по периферии мантийных диапиров. Провинция океанических окраин Тихоокеанского ("активного") типа характеризуется полициклическим развитием, со сменами режима аккреции, т. е. наращивания континентальных блоков, режимом деструкции, обрушения и океанизации в условиях пульсирующего движения глубинного вещества в астеносфере, то оттекающего по периферии мантийных диапиров, то подтекающего под край континентальных блоков в силу воздействия ротационных сил в теле вращающейся Земли. Провинция океанических плит за пределами рифтогенальных систем рассматривается здесь как область преимущественно завершившегося обрушения и океанизации континентальных блоков над зонами оттока и дефицита глубинного вещества по периферии мантийных диапиров.

Разделение океанических областей Земли на указанные провинции с показом свойственных им структур и структурных систем использовано для составления приводимой здесь тектонической схемы Мирового океана (см. рисунок, вкл.).

В итоге этого беглого просмотра важнейших тектонических областей океанов мы убеждаемся, с одной стороны, в очевидности неоднородного строения, не вписываю- шегося в рамки концепции плейт-тектоники, а с другой — в существовании признаков достаточно широко распространенных зон растяжения, расширения. Оценить масштабы этого расширения, если отказаться от применения гипотезы Вайна и Мэттьюза, представляющейся нам неправомочной, что убедительно показано В.М. Гординым (Гордин, 1982], можно лишь очень приблизительно, например, исходя из реально наблюдаемых масштабов расширения рифтовой зоны Исландии. Эти масштабы оказываются порядка всего лишь нескольких десятков или первых сотен метров за 10 млн. лет, а, следовательно, за период 100 млн. лет — около нескольких десятков и первых сотен километров. Наблюдаемое же за такой период расширение океанических впадин следует воспринимать как суммарный морфологический эффект от собственно расширения дна в рифтовых системах и краевых глубоководных желобах, от погружения континентальных окраин как Атлантического, так и Тихоокеанского типа и миграции границы океан—континент в сторону континента. При этом, хоть и в скромных масштабах, но должно происходить общее расширение земной оболочки в океанах. Это расширение не компенсируется субдукцией океанических плит в глубоководных желобах и представляется нереальным (см. статью Васильева и др. в данном сборнике). Следовательно, происходит умеренное расширение Земли в целом. Причины такого расширения могут быть различны, но наиболее вероятным представляется увеличение объема мантийного вещества за счет экзотермических реакций в нижней мантии (см. статью Барсукова и др в данном сборнике). Масштабы вызываемого этим расширения земной оболочки сопоставимы с расширением в структуре океанических областей. Эти представления высказываются здесь, конечно же, в весьма гипотетической форме. Более определенные утверждения при современном уровне знаний о глубинном строении океанических областей Земли и тем более глубоких недр Земли вряд ли оправданы. Наряду с изложенными представлениями сейчас с таким же успехом можно продолжать отстаивать каноны плейт-тектоники или развивать концепцию океанизации, потому что слишком мало известно о действительном фундаменте дна океанов. Вскрываемые глубоководным океанским бурением базальтовые покровы могут таить от нас, подобно тому, как закрывают они породы фундамента на континентах, разгадку вопроса о происхождении океанических впадин, но, чтобы проникнуть под них, нужны еще большие усилия в осуществлении бурения сквозь толщу базальтов "второго слоя", а как минимум — осуществление множества систематических драгировок на обнажениях океанического фундамента.

ЛИТЕРАТУРА

Белоусов В.В. Некоторые вопросы строения и усповий развития переходных зон между материками и океанами. Геотектоника, 1981, № 3, с. 3-23.

Васильев Б.И., Жильцов Э.Г.. Суворов А. А. Геологическое строение юго-западной части Курильской системы дуга—желоб. M.: Наука, 1979. 106 с.

Геофизика океана. Т. 2. Геодинамика. Океанология/Под ред. О.Г. Сорохтина. M.: Наука, 1979.416 с.

Гордим В.М. Об определении возраста второго слоя океанической коры по магнитным аномалиям. - Бюл. МОИП, 1983, т. 58, вып. 2, с. 3—15.

Дмитриев П.В.. Соболев А.В.. Сущевская Н.М.

Условия формирования первичного расплава толеитов и вариации его состава. — Геохимия. 1979, № 2, с. 163-178. '

Исландия и срединно-океанический хребет. Строение дна океана. М.: Наука, 1977. 206 с.

Киселев Ю.Г. Структура дна и эволюция геологического строения глубоководной части Северного Ледовитого океана. — В кн.: Геофизические методы исследований Мирового океана. Л.: НИИГА, 1979, с. 5-13.

Кузьмин М.И.. Богданов Ю.А., Серова В. В. и др. Геологическая история хребта Бро- кен. — В кн.: Геология дна океанов по данным глубоководного бурения. М.: Наука, 1981. с. 121-122.

Ларин В.Н., Соловьева И.А. Морфологические свидетельства продольного растяжения срединно-океанических хребтов. — Докл. АН СССР. 1979, т. 235, № 5. с. 938-941.

Ле Пишон К.. Франшто Ж.. Боннин Ж. Тектоника плит. М.: Мир. 1977. с. 237.

Макаренко Г.Ф. Базальтовые поля Земли. М.: Недра, 1978. 147 с.

Пущаровский Ю.М.. Безруков П.Л. О тектонике восточной части Индийского океана. — Океанология, 1973, № 6, с. 3-19.

Пущаровский ЮМ. Проблемы тектоники океанов. — В кн.: Тектоника в исследованиях Геологического института АН СССР. М.: Наука, 1980, с. 123-175.

Соловьева И.А. Морфологические особенности и глубинное строение срединно-океанических хребтов в связи с историей их развития. — Геотектоника, 1980, № 2. с. 27—48.

Соловьева И.А. О поперечных нарушения срединно-океанических хребтов. — Геотектоника. 1981, №6, с. 15-31.

Удинцев Г.Б. О структуре рифтовой зоны Индийского океана. — Докл. АН СССР, 1969, т. 185, №4. с. 921-924.

Удинцев Г.Б.. Береснев А.Ф., Гордин В.М. Структурная неоднородность дна океанов и проблема границы океан—континент. — Геотектоника, 1980, № 2, с. 13-26.

Удинцев Г. Б., Коренева Е.В. Происхождение асейсмичных хребтов восточной части Индийского океана. — Геотектоника, 1980, №6, с. 13-22.

Удинцев Г.Б.. Непрочное Ю.П. 20-й рейс НИС "Академик Курчатов". — Океанология, 1975, № 5, с. 931 -933.

Шлезингер А.Е., Яншин А.Д. Основные (ри- фейские и фанероэойские) структуры земной коры. - Докл. АН СССР, 1980, т. 254, № 2, с. 453-456.

Щека С.А., Куренцова Н.А. Магматические комплексы океанов. — Сов. геология, 1981, № 11. с. 67-76.

Courtillot V., Goldeano A., La Mouell J.L. Propagation of an accerting plate boundary: A discussion of new aeromagnetic data in the Gulf Tadjuran and Southern Afar. — Earth and Planet. Sci. Lett.. 1980, vol. 47, p. 144-160.

Grow J.A. Deep structure and evolution of the Baltimor Canyon trough in vicinity of the COST N B-3 well. — In: Geological studies of the COST N B-3 Well, United States Mid-Atlantic Continental Slope Area, 1980, vol. 833, p. 117- 132.

Неегеп B.C.. Tharp M. World ocean foor. Palisades; New York: Lamont-Doherty Geological Observetory, 1977.

Ma la ho ff A.. Hammond S., Embley Я. Micro- morphology and Tectonics of the Corda Ridge. - Science. 1981, vol. 213, N 4503, p. 110.

Shiki Т., Misawa K, Konda Nishimura A. Geology and geohistory of the Northwestern Phillippine Sea, with special reference to the results of the recent japanese research cruises. — Mem. Fac. Sci. Kyoto Univ. Ser. Geol. and Miner., 1977, vol. 44, N 1, p. 67-78.

Sinha M.C.. Louden K.E., Parsons B. The crustal structure of the Madagascar Ridge. — Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1981, vol. 66, p. 351-377.

К содержанию книги: ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ПРОБЛЕМ РАСШИРЕНИЯ И ПУЛЬСАЦИЙ ЗЕМЛИ

Последние добавления:

ВЛАДИМИРО-СУЗДАЛЬСКАЯ РУСЬ

ВНЕШНЯЯ ПОЛИТИКА ДРЕВНЕЙ РУСИ

Владимир Мономах

Летописи Древней и Средневековой Руси

Бояре и служилые люди Московской Руси 14—17 веков

Гипотезы о расширении Земли

НЕОДНОРОДНОСТЬ СТРОЕНИЯ ДНА ОКЕАНА КАК СВИДЕТЕЛЬСТВО В ПОЛЬЗУ РАСШИРЕНИЯ ЗЕМЛИ