Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Рифтогенез в геологической истории планет земной группы

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Рифтогенез в геологической истории планет земной группы"

г1 О'0 3 У?

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им.М.В.ЛОМОНОСОВА

ГЕ0Л01ВДЕСШЙ ФАКУЛЬТЕТ Кафэдра исторической и региональной геологии

На правах рукописи УДК 551.24

НИКИШИН АНАТОЛИЙ МИХАЙЛОВИЧ

РИФТ'ОГЕНЕЗ В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ПЛАНЕТ ЗЕМНОЙ ГРУППЫ

Специальность 04.00.04 - геотектоника

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-гшнералогкчвских наук

Москва - 1992

Работа выполнена на кафедре исторической и .региональной геологии геологического факультета МГУ им,М.В.Ломоносова

Официальные оппоненты:

Доктор геол.-мин.наук В.Г.Казьмин (ИО АН СССР)

Доктор геол.-мин.наук В.М.Морален (Ш1САН СССР)

Доктор геол.-мин.наук В.Г.Трифонов (ЮН АН СССР)

Ведущая организация: Институт геохимии и аналитической химии им.В,И.Вернадского

Защита состоится " 2?- " М/?/^ 1992 г. в ч.

на заседании специализированного совета Д.055.05.25 по обще® и региональной геологии и геотектонике при Московском государственном университете им.М.В.Ломоносова по адресу: 119899, Москва, Ленинские Гори, МГУ, геологический факультет, ауд.

С диссертацией молено ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ

Автореферат разослан " ^ " Мх^р) 1992 г>

Ученый секретарь специализированного совета

А.Г.Рябухин

; ВВЕДЕНИЕ

'," . ,Йод рифтами подразумеваются удлиненные в плане грабенообраз-ные "структур; растяжения в масштабах литосферы. Рифты образуют непрерывный структурный ряд от мелких поверхностных грабенов до зон полного раздвига литосферы. Под оказнами понимаются планетарные депрессии Земли с базитовой корой. Плане та рше депрессии дрг/гих планет с базальтовым чехлом рассматриваются как структуры родственные, хотя и на тождественные земным океанам.

Актуальность работы определяется тем, что на многих планетных телах обнаружены грабенообразяые структуру и планетарные депрессии с базальтовым чехлом. Следовательно, рнфтогекез и процесс формирования планетарных депрессий являются важнейшими процесса- ■ ми в эволюция планет и изучение этих явлений позволит гдубке познать эволюцию планет и природу их эндогенной активности.

Цель работы - выделение и систематическое описание рифтов и планетарных депрессий планет, установление закономерностей проявлений и эволюции ркфгогенеза и океаногенеза в истории планет.

Фактический материал, положенный в основу работы следующий: фотогеологпческие обзорные карты поверхности Марса и Венеры и детальные (включая реконструкции) для многих их регионов, составленные самостоятельно или в рабочих группах в МГУ и ГЕОХИ АН СССР; геологические, тектоничесше и шло ста ктоническив схемы даяЛунн, Меркурия и Земли и их отдельных регионов, составленные автором по литературным данным; литературные данные по геологии, геохимии ж геофизике планет.

Методика исследований. В основе методики лежит сравнение поверхности разных планет о современной Землей с целью выяснения геологического строения планет и реконструкции тектонических об-стаяовок в ходе юс истории. В работе приводится также комплексный анализ имеющихся данных по всём оболочкам планет, проведенный автором частично совместно со специалистами в областях петрологии, палеомагнетизма, геодинамики, анализа гравитационного поля и топографии.

Научная новизна. Автор один из первых выделил рифтовые структуры Марса и Банеры и дал их систематическое описание. В ✓-//о/

работе впервые разработаны представления о структурном многообразии и месте рифтогешза в геологической истории планетных тел. На базе геологических л сравните льно~шшнетологичаских данных обоснованы новые представления об эволюции и геодинамике планет.

Защищаемые положения

1. На Луна, Меркурии, Марсе, Венере и Земле выделены (в ряде случаев впервые) и классифицированы разновозрастные грабены, крупные рифты и планетарные депрессии с вулканическим чехлом разных морфологических и генетических типов.

2. На планетах по-разному проявлялся процесс формирования планетарных депрессий. На Луне и Меркурии в пониженных зонах протекал платобазальтовый вулканизм без существенной переработки первичной коры; на Марсе в его северной части произошло обрушение раздробленной первотной коры и ее перекрытие базальтовым чехлом; на Венере, возможно,древняя кора пластически растягивалась и перекрывалась базальтовым чехлом; на Земле начиная с раннего архея планетарные депрессии формировались в ходе раздвижения литосфер-ных плит и спредошга новообразованной коры, при этом непрерывно шло раскрытие и закрытие разных океанических бассейнов.

3. Выделено пять основных причин рифтинга на планетах, которые могут комбинироваться друг с другом: I) относительные перемещения литосферных плит, вызывающие "пассивный" рифтинг и спрединг (только на Земле и в слабой форме на Венере); 2) рост купольных поднятий над горячими пятнами мантии, приводящий к "активному" рифтингу (на Марсе, Венере и в слабой форме на Земле); 3) флек-сурный изгиб литосферы из-за приложенной вертикальной нагрузки (на всех планетах); 4) глобальное или региональное расширение

•(на всех (?) планетах в незначительных масштабах); 5) гравитационное расползание орогенных поднятий (на Земле, Бенере).

' 4. На "одноплитном" Марсе господствовал купольный "активный" рифтинг обусловленный тектоникой горячих пятен мантии; на одно-плитной поздней (до I млрд.лот назад) Венере - купольный "активный" рифтинг с элементами "пассивного" связанный с проявлениями тектоники горячих пятен мантии и сопутствующим ей формированием планетарных поясов слабого растяжения; на многоплитной Земле вследствие проявления тектоники плит господствует "пассивный" рифтинг с элементами "активного*,1 при этом континентальный рифто-

Г8Н83 протекал почти непрерывно, начиная с архея (время образования протоконтинентов ).

5. Реологическая расслоенность литосфер планет .является важнейшим фактором, определяющим разнообразие поверхностного выражения рифтогенеза, "многоэтажный" характер структурообразования в литосфере при ее растяжении и особенности 'магматизма в рифтовых зонах.

Практическое значение работы имеет три аспекта:

I) результаты исследования могут повысить эффективность планирования программ изучения планет космическими аппаратами,

2) они демонстрируют новый более широкий подход к пониманию истории Земли и 3) отражены ê серии изданных карт и используются при подготовке геологов в созданных автором учебных курсах в МГУ "Основы сравнительной планетологии", "Тектонические обстановки" и в курсе "Исторической геологии".

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы более 80 работ, среди них одна монография (другая, в соавторстве - в печати), Тектоническая и геоморфологическая карты Марса (коллектив авторов), Геолого-морфологическая каргса северной области Венеры (коллектив авторов), Атлас поверхности Венеры (коллектив авторов). Основные положения диссертации докладывались на международных симпозиумах, конгрессах и совещаниях (Москва, 1988,1989,1990,1991; Армения, 1987; Вашингтон, 1989; Иркутск, 1985; Чернигов, 1990; Матрахаза (Венгрия), 1991), на всесоюзных совещаниях (Иркутск, 1979; Москва, 1981,1982,1991; Львов, 1987; Благовещенск, 1988; Звенигород, 1989,1991; Петропавловск-Камчатский, 1988) и многократно - на семинарах и чтениях в МГУ и ГЕОХИ АН СССР.

Структура и объем работы. Содержание работы изложено в восьми частях, введении я заключении. Ее объем составляет стр. текста, 2f0 рис. if табл. наименований библиографии.

Работа выполнена на кафедре исторической и региональной геологии геологического факультета МГУ.

Автор глубоко признателен своему учителю Е.Е.Милановскому, в ходе бесчисленных обсуждений с которым разных вопросов геологии формировались основы данной работы.

Автор особо благодарен А.Т.Базилевскому за предоставление л -па

возможности работать в группе го изучению геологии Венеры, пла-нетологическую "школу" и самое большое количество критических замечаний и В.Е.Хаину и Л.И.Добковскому, общение с которыми стимулировало постоянный поиск решений пройдем геологии. Значительное воздействие на автора оказали совместные разработки многих проблем с Г.А.Бурбой, В. Н.Жарковым, Я.Г.Кацем, В.В.Козловым, М.Ю.Коротаевш, В.П.Крючковым, М.Б.Лейбовым, II.В.Макаровой, M.G. Марковым, К.И.Марченковнм, А.А.Пронинкм, Е.Н.Слютой, Е.Д.Сулвди-Кондратьевым. Выполнению работы способствовало обсуждение основных ее вопросов с Ю.М.Пущаровскш, П.Н.Кропоткиным, В.Г.Тихомировым, Л.И.Филато§ой, Е.В.Аргшшовым, Н.А.Вокко, Ч.Б.Борукаевым, А.Ф.Грачевым, Л.П.Зонаншайном, М.А.Ивановым, В.Г.Казьминым, Н.В. Короновским, Р.О.Кузьминым, М.Г.Ломизе, О.А.Мазаровичам, В.С.Куликовым, О.В.Николаевой, А.А.Предовоким, А.А.Сквороновым, О.Г. Сорохтиным, А. Л. Сухановым, О.И.Яковлевым, а та ate с американскими коллегами Дк.Хэдом, Л.Крамшюром, С.Саундерсом, М.Карром, Д.Сенеке, Е.Стофан и западноевропейскими - С.Клотшгом, П.Цигле-ром, Х.Буа, Ф.Хорватом, И.Рамбергом, Ф.Ларссоном, Т.Рзстоном. Автор также признателен за постоянную подцеркку и поющь всем своим коллегам по работе.

ЧАСТЬ I Рифтогенез в геологической эволюции Земли I. Внутреннее строение и тектоника плит современной Земли

Дан обзор внутреннего строения Земли и тектоники плит на основе совместных работ автора, Л.И.Лобковского и В.Е.Хаина.Охарактеризованы типы границ шшт: дивергентные, дивергентно-сдви-говые, субдукционнда, субдукционно-коллизионные, субдукционно-сдвиговые, сдвиговые. Отмечена большая роль внутриплатных нианег-литосферных дивергентных и сдвиговых границ, а такяе диффузных коллизионных границ. Описана иерархия границ шшт с учетом данных сейсмотомографии. Обоснован принцип ортогональности и параллельности векторов движения плит. Показана установленная совместно с Е.Е.Милзнойским закономерность в расположении границ шшт относительно оси вращения и Южного полюса.

На основе данных о кинематике плит, сейсмотомографии и современных моделей конвекции показано, что все литосферные плиты

Земли движутся к основным зонам субдукцш (пояса Циркум-Тихооке-анский и Тетис). Сделан вывод, намеченный Форсайтом и Уедой (19?5), что именно субдукция вместе с нисходящими мантийными течениями является основной движущей смой тектоники плит.

2. Геологическая история Земли

Схема геологической истории Земли разработана автором и в совместных работах с Е.Е.Милановсшш и В.Е.Хаиным. Она базируется на данных многих исследователей (Е.Е.Милановского, В.Е.Хаина, Н.А.Божко, Ч.Б.Борукаева, В.М.Моралэва, Ю.Д.Пушкарева, Конди, Уиндли, Тейлора, Мак-Леннана и др.). В геологической истории Земли выделено две стадии: постаккреционная п. стадия эндогенной эволюции Шилановс кий,'Никишин, 1985,1990).

Характеристика постаккреционной стадии носит гипотетический характер: выделение первичной горы из магматического океана и ее импактная и вулканическая переработка (Никишин, 1989).

Стадия эндогенной эволюции началась около 4 Ш1 амрд.лет) назад и продолжается ныне. В ней выделено две мегаэпохи: архейская (мегаэпоха формирования гипербазит-базитовой коры к быстрого роста объема континентальной кора) и протерозойско-^фаяарозой-ская (мегаэпоха, состоящая из нескольких суперконтиненталышх мегациклов).

Архейская мегаэпоха охарактеризована на базе описания разных типов архейских провинций. Серогнейсовые комплексы интерпретированы как продукты переплавления гилербазит-базитовой коры в зонах субдукции или коллизии. Сделан вывод, что гранит-зелзно-каменные области имеют разнообразное строение и обладают преимущественно ювенильной сиалической юрой. Они формировались как зоны столкновений энсиалических и энсиматических магматических дуг с их задуговыми и междуговыми рифтовыми бассейнами и, в ряде случаев, как зоны сжатых рифтогеняых континентальных трогов на протоконтшевтах (работы Тарни, Конди, Уиндаи, Хоффмана, Ч.Б.Борукаева, В.Е.Хаина, В.М.Моралева, А.Ф.Грачева, Е.Е.Милановского).

Предполагается, что к концу архея все континентальные массы были стянуты в единый суперконтинэнт Пангея-1. На остальной поверхности Земли обособилась океаническая кора (Панталасса).

Протерозойско-фанерозойская мегаэпоха характеризуется ме-

гацикяичностыо ( Satton, 1963; Штилле, 1964; Богданов, 1976; Пушкарвв, 1983; Борукаев, 1985; Милановский, Никишин, 1985;Хаин, Божко, 1988; Сорохтин, Ушаков, 1991; Никишин, Хаин, Лобковский, 1992). Выделено четыре глобальных мегацикла (2,5-1,6, 1,6-0,8, 0,8-0,25, 0,25-0 Ш назад). Кавдцй мегацикл начинался с распада Пангеи, расчленения ее океаническими впадинами и завершался (последний еще продолжается) обратным стягиванием континентов в суперконтинент, эпохой кратояизации с некотором наращиванием объема скалической коры. Пангеи предположительно образовывались через каждые 0,7-0,8 MI: 2,7-2,5, 1,8-1,6, 1,0-0,8, 0,32-0,17 МЛ назад. Эпохи их образования соответствуют эпохам формирования основных коллизионных поясов на всех современных континентах.Наличие в последних офиолитов и островодужных ассоциаций указывает на их образование в процессах закрытия океанических бассейнов (работы Унндаи, Ч.Б.Борукаева, В.Е.Хаина, Хоффмана и др.). На основе данных по магматизму, метаморфизму и структурообразованшэ показано, что эволюция Земли протекала на фоне постоянного утолщения литосферы. Главная фаза утолщения литосферы континентов была в позднем архве.

3. Рифтогенез в мезокайяозое

Рифтовыэ зоны Земли по глубинному строению делятся на две основные категории (Милановский, 1976 и др.): океанические и континентальные. Океанический рифтогешз в работе специально не рассматривается, главная форма его проявления - спрединг (магматическая аккреция) базальтовой коры в осевой зоне срединного хребта.

В основу типизации континентального рифтогенеза на Земле на примере мезокайнозоя автор вслед за Берком (1981) кладет положение рнйтинга в цикле Уилсона и в кинематике литосферных плит. Предлагается выделять следующие типы данного рифтогенеза: (I) доокеанический, (2) синокзашгческий, (3) синсубдукциояный, (4) синколлизионнкй, (5) постколлизионный , (6) внутриплитный купольный.

Доокеанический (или доспрединговый) рифтогенез преимущественно в триасе проявился в широких межплатформенных коллизионных складчатых поясах: Северо-Атлантическо-Западно-Европейская риф-

товая система, Западно-Сибирская и Цеятралъно-Гсндванская рифто-вые систеш. Данные рифтовыэ системы имеют большую ширину (1-2 тыс.км) и представлены системами субпараллельных и ветвящихся рифтов. Они медленно развивались до фазы раскрытия океанов.

Синокаанический (или синспрадинговнй) континентальный рифтогенез . то есть рифтогенез связанный с раскрытием океанов и мировой системой срэдинно-океанических хребтов, широко прожился как результат пассивной многофазной пропагации осей раскола от срединных хребтов в континенты. Этот тип рифтогенеза рассмотрен на примерах распада Гондваны, образования Центральной и Северной Атлантики и океана Те тис, рифтогенеза на западе С. Америки.

Синсубдукцнонный рифтогенез, то есть рифтогенез в pal оно зон субдукции, широко распространен особенно в Западно-Тихоокэан-ском рифтовом поясе, выделенном Е.Е.Милановоким и автором (1988). Для областей над зонами субдукции Марианского типа, как показали Уеда и Канамори (1979), характерно растяжение. Оно может накладываться как на континентальную, так и океаническую коры или на осевую часть магматической дуги. Б общем виде рифтогенез данного типа объясняется откатыванием зоны субдукции в сторону океана из-за избыточного веса субдуцирующегося куска литосферы ( капа-mori, 1977; Kolnar, Atwater, Х97в).

Океаническая плита перед зоной субдукции обычно образует внешний краевой вал с продольным грабонообразованием из-за изгиба литосферы (Лобковский, 1988).

Синка^яизиоьшый_происходит в обстановке коллизии литосферных плит. При этом возникает четыре основных типа грабенов и их систем: (I) импактогены, развивающиеся вдоль оси максимального сжатия (грабены Рейнский и на Южном Тибете), (2) бассейны типа " pull-apart, ". образующиеся из-за криволинейное ти в плане характера границ скользящих друг относительно друга блоков (грабены Байкальский, Венский); (3) клинорифты, возникающие в связи с разным направлением векторов движения отдельных блоков плиты Шантеллерийский грабен); (4) кулисные серии полуграбенов над нижнелитосфернымк сдвиговыми зонами (грабеновыэ зоны Муйско-Чарская, Шаньси). Синколлизионный рифтогенез рассмотрен на примерах областей Индо-Азиатского и Африкано-Европейского столкновений. С синколлизионными рифтами пространственно связаны i-irci

зоны синсу<5Аукционного рифтогенеза (бассейны Эгейский, Тирренский, Наннонсккй).

Пост коллизионный рифтогенез обусловлен гравитационным разваливанием и коллапсом ороганов после, фазы их максимального сжатия. К ним можно отнести позднепермско-триасовые грабены Зауралья, а из домезозойских - позднепалеозойскиэ впадины Варисцийского пояса, девонские впадины Каледонского пояса. Как правило, при их формировании сбросообразование происходит по бывшим коллизионным надвигам.

Внутриплатный купольный рифтогенез, происходящий в областях купольного воздамания вне зон границ плит и субшхит на Земле развит слабо. Известны незначительные проявления тектоники растяжения на поднятиях типа Ахоггар, Тибести, Дарфур, Путорана.

4. История рифтогенеза на Земле

Данный раздал опирается на анализ литературных данных (работы Е.Е.Милановского, В.Е.Хаина, .Н.А.Божко, Уиндли и др.) и на составленные авторш палеоте «тонические схемы.

Архейский рифтогенез и океаногенез. В архее, вероятно, оке-аногенез достиг максимальных размеров, так как предполагается, что большая часть площади Зэшш была сложена новообразованной коматиит-базальтовой корой. Достоверные архейские палеорифгы известны на Каапваальском кратоне: бассейны Понгола (2,9-3,0 М) и Вантерсдорп (2,7-2,6 МЛ). Последний по своей структура сходен с фанерозойсними рифтами и явно образовался на толстой литосфере.

Раннепротерозойокий рифтогеназ и океаногенез. Приводятся данные, что следующие раннепротерозойокие орогены возникли при закрытии бассейнов с океанической корой: Мазатзал-Колорадо, Уоп-мей-Талтсон, Телон, Трансгудзонский, Белчер, Кейп-Смит, Ныо-Кве-бекский, Дорсет-Торнгат, Свекофеннский, Яапландско-Беломорский, Волынский, Одесско-Каневский, Марояи-йтакашас-Бирримский, Риу-Негру-Куруэна, Рузизи-Убенди-Усагара, Восточно-Гатсш-Сатпурсю-Араваюшйский, Центрально-Австралийский и др. Данные орогены содержат или океанические, или субдукционные, или коллизионные комплексы. Вдоль их периферии часто наблюдаются образования пассивных окраин.

От раннапротерозойских орогенов часто ответвляются континентальные палеорифты (Аталускоу, Бэар-Крик, Гурвиц, Ричмонд-Галф,

Камбриен, Каприкорн, Иайн-Крик, Минас, Бамбари и др.). На крато-нах фиксируется по несколько (до четырех) фаз ранывпротероэойояого рвфтинга. Наиболее отчетливо это видно на примерах Карелия, Кольской области, Южной Африки и Австралии.

Раннэ-среднерифейский рифтогенез и океаногвкез. Приводятся данные, что следующие ранно-среднерифейскю орогены возникли при закрытии бассейнов с океанической корой: Гренвяльско-Дальсланд-ский, Урало-Монгольский, Тетис, Кордильерский, Намаква-Наталь, Центрально-Бразильский, йрумвдский, Мавритано-Сенегальский, Рон-дония-Сансас, Мозамбикский и др.

На платформах в раняом-среднем рифее широко проявился континентальный рифтинг, формировались рои даек и базальтовые плато. Многие рифты раскрывались в сторону вероятных океанов. К палео-рифтам относятся впацины Сил-Лейк, Гардар, Белт-Иерсэлл, Ыаккен-зи-Маунгс, Уинта, Апачи-Трой, Мидконтинента, большинство авлако-генов Восточно-Европейской и Сибирской платфорл, Бангемол, Бикто-рия-Ривер, Баттен и др. На кратонах фиксируется по крайней маре две фазы рифтогеюза: раннерифейская и срэднерифейская.

Позднерифейско-палаозойский рифтогенез и океаногенез. Б данном М9гацию19 истории Земли различаются два периода: поздаерифей-ско-вендский и палеозойский, разделенные панафриканским объединением Гондваны. Они рассматриваются раздельно.

. Приводятся данные, что следующие панафриканские (байкальские, кадомскиэ) орогены возникли при закрытии бассейнов с океанической корой: Аравийско-Мозамбикский, Фарузийско-Бразильско-Протогано-Атлантичзский, Мавритано-Рокелдцский, Тетис, Авалоно-Кадомский и др. Океаногенез в основном проходил в таном полушарии, масштабы его проявления в северном полушарии дискуссионны. С раскрытием' позднэдокембрийских пале океанов связано образование многочисленных рифговых систем: рвфтовая система на юге Африки, Гурла, Адэла-вдская и Амадиес' и др.

Б начала папэозоя после панафриканского объединения Гондваны началось быстрое раскрытие океанов Северного полушария: Япдтус, Иннуитского, Урало-Монгольского, Тетис. Этому раскрытию предшествовала глобальная фаза рифтогенеза. После каледонской фазы ороге-нии вновь ускорилось.океанообразование и тлела место глобальная средне-позднедевонская фаза рифтинга: формировались рифтовые системы Припятско-Днепровско-Донецкая» Вшхюйская, Каракенгирско-Жа-

ильминско-Успенская и др, В среднем-позднем палеозое в орогенных областях широко проявился синколлизионный и постколлизионный риф-тинг.

Мезокайнозойский ркфтогенез ц океаногенез. В мезокайнозоз окзаногошз происходит в основном в Южном к Тихоокеанском полушариях. Главные оси спрединга оконтуривают Антарктиду и в виде четырех равноудаленных друг от друга лучей простираются субмари-дионально, образуя симметричный рисунок относительно Южного полюса, От осей спрединга в континенты ответвляются континентальные рифтовые системы. Был широко развит доокеанический, синоке-анический, синсубдукционный, сщщоллизионный и пост коллизионный рифтинг.

Перед распадом раннекезозойская Пангея имела в плане серповидную форму и была оконтурена предположительно общемантийной Е'субдукционной воронкой". Распад Пангси можно объяснить раздвиганием "субдукционной воронки" а сторону Тихого океана.

5. Основные закономерности эволюции рифтогенэоа п океаногенеза на Земле

Характер изменения суммарной длим срединно-океанических хребтов в ходе геологической истории Земли. Земля - это единая тепловая машина, около 63%' теплопотерь которой выносятся через срединные хребты - основные "форточки" планеты. Для того, чтобы Земля не перегревалась, должна быть пригорю постоянная за .длительный штерзал времени суммарная дайна срединных хребтов. 5азы глобального перегрева Земли, следующие за объединением континентов в суперконтшент (суперконтиненты) (из-за закрытия одной из трех условных "форточек"), сопровождаются эпохами глобального континентального рифтинга, за которыми, в свою очередь, елодует эпоха быстрой пропагации осей спрединга. Пульсационный стиль развития Земли, эмпирически намеченный Е.Е.Ышюновскем (1978).можно объяснить наличием эпох закрытия и раскрытия разного числа и размера "форточек" для выноса тепла в виде срединных хребтов.

В начале протерозоя теплопотери Земли были вдвое выше, чем теперь, а в архее еще выше ( ишиНеу, 1984). Анализ вероятных путей выноса тепла Землей в протерозое-фанерозое показывает, что тепловую историю 'планеты невозможно объяснить без предположения, что в более древние эпохи фанерозоя и протерозоя была все большая

суммарная длина срединных хребтов, а средние размеры шшт были все более мелкие (Никишин, Хаин, 1991). Это согласуется с извэст-шми геологическими данными, что вглубь истории уменьшаются размеры стабильных блоков. 1

О соотношении рибтогеноза и цикла Уилоона. Рифтогокез проходит на всех стадиях уилссновского цикла (Берк, 1981). Океанические, доока эпические, синокеашиесше, сянсубдукционнне, синколли-зионнне и пост коллизионные рифты с разной степенью достоверности распознаются дая всей стадии эндогенной эволюции Земли.

6. Схема эволюции Ззьши

Предполагается, что з конце аккреции Земля находилась в состоянии близком к полному плавлению. Б этих условиях выделилось ядро, а из внэшкзго магматического океана первичная кора. Около 4 МЛ назад был важнейший рубеж в истории Земли: мощная тепловая волна из глубин планеты достигла верхней мантии и привела к ее значительному разогреву. Б результате крупномасштабного комати-итового и толсзтового машдтизка вшелекашая литосфера сделалась тяжелее подстилащэй полурасплавленной астеносферн. Такая не;, тойчивость (тяталоа на легком) привела к погружению кусков литосферы в астеносферу по модаля субдукция или погружающейся "капли" и разрыву лптосфоз« на повоиснссти с формированием етогочислаяша зон пассивного спрвдинга. Возмогло, так началось действие меле-нмзма тектоники архейских плит. В процессе субдукция растворилась в мантии воя (?) первичная кора, заместившись спродошгозой кома-• тиит-базальтозой.

Пере плавление новообразованной коры в зонах субдукции на фоне постоянно уменьшающегося геотермического градиенте обусловило формирование сивлическэго вещества. Его объединение в процессах столкновений привело % обособлению протоконтиненгов. А объединение последних в конце архея в единое целое привело к созданию Пангеи-1, включающей в себя около 80$ объема современной сиатичэ-ской коры, и Панталассы. Маловероятно, что в архее была сбщеман-тийная оубдукция по двум причинам: (I) юхиты были короткие, (2) субдуцированнш куски литосферы полностью (?) переплавлялись в верхней мантии.

Для протэрозойско-фанерозойской мегаэпохи истории Земли характерно натячие континентов и океанов и четырехкратное чередова-

ние эпох распада и объединения суперконтинентов. Так как распад раннемезозойской Пангеи, вероятно, связан с расширенном общемантийной "субдукционной Еоронки" под ней и откатыванием зоны еуб-дукции в сторону Тихого океана, то по аналогии можно предположить следующую модель для всей протерозойско-фанерозойской геодинамики. В конце архея вокруг Пангеи-I образовалась общемантийная "субдукционная воронка". Эпохи .распада и объединений Пангей обусловлены то расширением, то сужением "субдукционного кольца". Такая мегацикяичность может быть связана с тем, что в мантии Земли то восходящее течение под Тихим океаном являлось главным, тогда Пангея собиралась воедино, то ему противодействовало (или дахе господствовало) течение под Пангеей, тогда она распадалась. В протерозое-фанерозое из-за общего снижения теплопотерь постепенно увеличивался средний размер литосферннх плит и уменьшалась суммарная длина срединных хребтов.

ЧАСТЬ П.

Геологическое строение и эволюция Луны

В разделе охарактеризовано внутреннее строение, геологическая структура и эволюция Луны на основе данных многих исследователей (Очерки сравнительной планетологии, 1981; Wie geology of.., 1985; Greeley, 1985; Wilhelms,. 1985; Goins et al., jggl; Haka-mura, 1983; Шевченко, I960 и др.). На Луне выделяется два основных типа структурных областей: сильно крагерированше материковые с существенно полевошпатовой первичной корой, консолидация которой заверлилась 4,36-4,4 МЛ назад, и морские, представленные более молодыми слаб окра те рированныш базадьтовыми равнинами с еоз-растом пород 3,9-2,5 (1,0) МП. Морские бассейны сосредоточены в центре видимого полушария, образуя область скопления лунных морей (ССЯМ). Базальтовые равнины ОСЛМ преимущественно изложены на древние ударные бассейны.

Материковая кора образована в основном анортозит-норитовыми сериями, интрудированннми плутонами основных и ультраосновных пород повышенной магнезиальности, и kreep -базальтами.

Базальтовые эпиматериковые моря выстланы лавами мощностью до 2-4,5 км, их суммарный объем составляет 1% лунной коры. Различные моря в ОСЛМ находятся на разных гипсометрических уровнях. В

преобладал грэщишшй тип базальтовых излияний. Грабены в ОСЛМ тяготеют к периферии "морей" и окраинам материков. Их ширина до 2-5 км, длина - десятки-сотни юл, они являются поверхностными ма~ логлубиншши структурами растрескивания. Грабены формировались главным образок на раших стадиях морского вулканизма.

Морские гряди образуют пояса и радиально-концентрические серии. Они ирвЕмущоствешю 'нормировались на поздних стадиях морского вулканизма и поз:хе. Грабены в ССЖ возникли под воздействием двух факторов: слабого регионального (глобального) растяжения и Еследстше пг,г::5э литосйаш "морей" под тяжестью масконов. За кито ¡©шг зге -'1,4-i ,U ¡.üi назад толщина упругого слоя литосферы возросла от Ü до 10-10 км, 3,6-3,8 1.Ш назад составляла 30-75 к.;, О ;Л назад - около 50-150 км. Сейчас толщина всей литосферы достигла 1000 км ( Jratt et al., TySb).

Ii геологической эволюции Луны отчетливо выделяются три стадии: (I) формирование первичной кори и ее ударная переработка (4 ,G—4,0 :'Л назад), (2) образование системы базплътовнх морей на видимом полушарии, локальные проянтвакя вулканизма в пределах обратного полушария (3,9-2,5 (1,0) МЛ назад), (3) прекращение эндогенной активности и значительное утолщение литосферу, продолжающееся до настоящего времени. Считается вероятной следующая модель эволюции Луш ( Taylor, 1982; Saudis, Davis, 1985; Очерки..., 1981; Рингвуд, 1982; Папайк, Симон, Ü984; Хэд, Ооломон, 1984; Ми-лановскш, Никишин, 1985,1990); (1а) аккреция Луны, формирование внешнего магматического океана толщиной сотни км с полным или почти полным плавлением веществ; (16) кристаллизационная дифференциация вещества магматического океана с выделением существенно полевошпатовой коры (около 4,4 IM назад); шпактная переработка коры, начиная с момента ее рождения, ранний базальтовый вулканизм; ядро (?) выделилось в интервате времени 4,6-4,4 1;!Л назад; (2а) эндогенный разогрев мантии, слабое термальное расширение Луны, реализовавшееся грабянообразованием на видимом полупарии, образование восходящего мантийного течения под центром ОС Ж! около 3,9 Г.К назад, частичное плавление верхов мантии и базальтовый вулканизм в ОСЛЫ и локально в других районах на фоне общего утолщения лито-cu'öjh; (26) начато слабой контракции Луны (около 3,4 Ш1 назад), убыстряющееся утолщение литосферы (3,4-2,5 Щ назад), сокращение "б'оолов вулканизма, преобладающее йотирование структур сжатия

(гряд); локатьноэ формирование грабенов в связи с изгибами литосферы вокруг мае коновых морей; (3) прекращение вулканизма .утолщение литосферы до IQOO км (2,5-0 МЛ назад).

ЧАСТЬ Ш Геологическое строение и эволюция Меркурия

В раздела дана характеристика внутреннего строения, геологической структуры и эволюции Меркурия на основе анализа данных многих авторов ( Strom et al., 1975; Danielson et al., 1975; Sona et al., 1975; Hapke et al., 1975; Gault et al., 1975; Trusk, Cu.est, 1975; Dzurisin, 1978; Thomas et al., 1982; Очерки..., 1981; Хэд, Соломон, 1984 и др.).

На исследованной "Маринером-Ю" части поверхности Меркурия (40$) выделяются два основных типа структурных областей: сильно кратерированные материковые с древнейшей корой и морские, представленные гладкими слабо крате рированными равнинами.

Гладкие равнины занимают около 20% заснятой территории и приурочены в основном к первично ударному бассейну Калорис.

В пределах материковых областей выделены сильнократерированные местности, мемратерные равнины и поверхности, образованные в связи с ударной экскавацией бассейна Калорис.

Морские области Меркурия интерпретируются как эпиматериковые базальтовые равнины. В пределах бассейна Калорис выделяется густая система гряд (структур сжатия) и более молодая густая система борозд (узких (1-Ю км) грабенов и трещин). Предполагается, что гряда формировались в фазу погружения и сжатия бассейна, а грабены - в фазу формирования куполообразного вздутия в центре бассейна.

На поверхности Меркурия широко распространена планетарная система взбросов и надвигов. Плановые соотношения показывают,что эти структуры формировались начиная с эпохи образования мэакра-терных равнин и кончая эпохой после завершения морского вулканизма. Их общепланетарное распространение объясняется сжатием Меркурия, начиная с прэдморского времени, с сокращением радиуса на 1-5 км.

Возрастные корреляции и сопоставления с Луной позволяют предполагать следующую схему эволюции Меркурия ( Murray et al.,

1975; Dzuxiain, 1978; Очерки..., 1981; Никишин, 1985); (la) аккреция Меркурия, формирование внешнего магматического океана толщиной сотни километров, возможное выделение ядра; (16) охлаждение магматического океана с выделением первичной корл, импакг-ная переработка коры, продолжавшаяся в ослабленной форме и позже; (1в) обильный поверхностный вулканизм; (1г) начало ишотзти-чоской кристаллизации ядра около 4,2-4,0 МЛ назад, приведае к процессу постоянной в последующем контракции планеты и взбросо-образованию в коре; (1д) образование ударного бассейна Калорис; (2) "эндогенный" разогрев мантии, обусловивший образование вероятных общомантшных восходящих течений и базальтовый эпиматери-ковый вулканизм в районе моря Калорис и, локально, в других регионах (ориентировочно 3,5-4 Ш назад); (3) прекращение вулканизма (примерно после 3,5 M назад). Большая глубина моря Калорис и быстрое угасание морс того вулканизма указывают на значительное утолщение литосферы Меркурия (до 200-300 км) уже к концу эпохя морского вулканизма. Современная ее расчетная толщина достигла примерно 500 км. Финальное куполообразование с растрескиванием на дне моря Калорис можно объяснить выдавливанием астеносфера вверх под ослабленную зону (как пасту из тюбика) при контракции планеты.

ЧАСТЬ 1У Геологичесгое строение, рифтогенез и эволюция Марса

В разделе дана характеристика внутреннего строения, геологической структуры и эволюции Марса с упором на изученш структур растяжения. Раздел базируется как на фотогеологотеском картировании Марса, выполненным автором в разных масштабах (Тектоническая карта Марса, 1978; Геоморфологическая карта Марса, 1978; Миланов-ский, Никишин, 1981; Никшин, 1987), так и на анализа литературных данных (работы Kappa, Мазурского, Саундерса, Скотта, Грили, Танаки, Хэда, А.Т.Базияевского, Р.О.Кузьмина, Я.Г.Каод, В.В.Козлова, Н.В.Макаровой, Е.Д.Сулидн-Кондратьева и др.).

По характеру теологической структуры и топографическому уровню на Марсе выделяются три основных типа областей с четкими или условными границам, каждому из которых соответствует свой пик на частотной кривой распределения высот (Милановский, Никишин,

1979,1981): (I) материковые, (2) низкоравнинные и (3) планетарные купольно-вулканические поднятия. £ стратиграфической шкале Ыарса Скоттом и Карром выделены снизу вверх Ноахидская, Гесперий-ская и Амазонийская системы.

Материковые области занимают в основном экваториальную и южную части планеты и представлены сально кратерированными древними возвышенностями с древнейшей корой (ранненоахидские образования), в значительной мере перекрытой средне-поздненоахидским вулканическим и осадочным чехлом с возрастом около 4 МП и более. В пределах материковых областей широко распространены эпиматери-коЕые вулканические плато, сложенные в основном породами гесперайского Еозраста.

Низкоравнинные области включают Северную планетарную депрессию и, несколько условно, крупные ноахидские ударные бассейны, протерпевшие вулканическую переработку (Эллада, Исида, Аргира и др.). Поверхность Северной депрессии лежит ниже среднего уровня материков на 3-5 км. В ее пределах выделяются равнины со спектром возрастов от раннегесперийского до позднеамазонийского. Равнины имеют вулканическое происхождение и в разной мере перекрыты чехлом осадков. В пределах равнин встречаются микроматериковые выступы фундамента ноахидского возраста. Эти выступы в разной степени относительно приподняты, раздроблены и подтоплены лавами.

¡.¡атериковая область и Северная депрессия разделены переходной зоной типа материкового склона шириной 300-500 км с разнообразными морфологическими элементами. В обобщенном виде с юга на север намечена следующая поперечная зональность: (I) окраинные материковые области с системой ветвящихся грабенов; (2) главный уступ с угловатыми б плане очертаниями; (3) раздробленный с многопорядковым блоковым строением край материка; (4) низко равнинная область с "островами" раздробленных материковых комплексов. Так как гесперийские вулканические равнины в ряде случаев перекрывают гваничный уступ Северной депрессии и автономны от нее, она, очевидно, образовалась в догесперийскоз, ноахидское время. Наличие раздробленного материкового склона и микроматериков указывает на вероятное образование Северной депрессии в средне-поздненоахадское время в результате растяжения, дробления и перекрытия лавами области с материковой корой (Никишин, 1979). В гесперийское и амазо-нийское время она также перекрывалась вулканитами и была основным

осадочным бассейном планеты. Вокруг масконового бассейна Исида наблюдается концентрическая система грабенов послераннеамазо-нийского возраста. Pix образование связывается с изгибом и растяжением литосферы вокруг ударного бассейна из-за проседания последнего под тяжестью избыточного веса подкорового маскона.

К областям планетарных купольно-вулканических поднятий принадлежат поднятия Элизий и Фарсвда. Они не швш четких границ, наложены как на материковую, так и низкоравнинную области и выделяются по топографии и набору характерных структур (щитовые вулканы, грабены, горстовые поднятия и т.д.).

Поднятие Элизий диаметром 2-3 тыс.км и относительной высотой до 5-6 км располагается в пределах Северной депрессии. Вулканические равнины поднятия имеют раннеамазонийский возраст. Поднятие по оси пересекается поясом узких, грабенов СЗ простирания. Они формировались на поздних стациях развития Элизия, включая поздно-амазонийское время. Наличие горстовых поднятий фундамента ноахид-ского возраста свидетельствует об образовании этого поднятия в результате общего вздутия его лятосфори; оно надстроено вулканическими нагромождениями гесперийско-ранкэамазонийского возраста.

Поднятие ^аренда диаметром 8 тыс.ш располагается в приэкваториальной части западного полушария и наложено как на материковую, так и северную низко равнинную области. Оно имеет куполообразный рельеф с относительной высотой до 10 юл. В пределах Фарси-ды выделяется несколько вулканических комплексов геспорийско-ама-зокийского возраста, разновозрастные Еулканичес:а;з пост ройки, горстовые поднятия материкового ноахидского фундамента, концентрические пояса гряд (структур сжатия), рифтовые пояса.

Рифтовые пояса поднятия Фарсида образуют единую метасистему структур. Они простираются преимущественно радиально относительно центра Фарсиды. Структуры растяжения -¿аренды детально описаны автором (Никишин, 1979,1982,1987), а такке Карром, Скоттом, Саун-дерсом, Тана кой и др.

Крупнейшей на Фарсцде является близэкваториальная рихтован система Долин Маринер, простирающаяся от центра поднятия на восток. Ее длина более S тыс.км, ширина 1-2 тыс.км. Рифтовые впадины имеют форму от эллиптических до линейных, ширину до 200 км и более, глубину до 10 км, расчетную мощность осадочного чехла до 1-6 км, вероятную амплитуду погружения фундамента впадин до 10-15 км.

Во Епадинах имеются признаки локального вулканизма. Структурный анализ Ио-Копратской рифтовой зоны Долин Маринер позволил наметить следующую стадийность ее формирования: (Никишин, 1982,1887); (I) ареальный ранне- и, на западе, позднегесперийский вулканизм; (2) формирование на месте будущих впадин поясов растрескивания и пологих впадин; (3) блоковое дробление верхней коры впадин, их многоэтапное погружение в обстановке растяжения в позднегесперийскоэ время, сопровождавшееся накоплением осадочных серий; (4) эоловая эрозия и седиментация. Для рифтовой системы Долин Маринер намечается омолаживание структурообразования в сторону центра поднятия.

Радиально относительно центра Фарсиды простирается несколько поясов узких грабенов. Ширина отдельных грабенов I-I5 км, длина - 1-2 тыс.км. Для каждой такой рифтовой системы выделено по нескольку фаз грабенообразования (Никишин, IS82; piescia, saunders, 1982).

Концентрически относительно центра Фарсиды на склонах поднятия и вокруг него простираются пояса узких гряд - структур коробления. Их возраст не моложе позднэгесперийского. Вулканизм и гра-бенообразование в связи с ростом поднятия Фарсида начались не позднее раннегесперийского времени и завершились в позднеамазо-нийское время (длительность процесса - 2-4 МЛ).

Для Фарсвды по соотношениям структур выделано до 7 фаз грабенообразования с разным структурным планом (Милановский, Никишин, 1981,1982; Tanaka, Davis, 1988). Анализ показал: главные эпохи грабенообразования отвечают гесперийскому времени, эпохи грабенообразования чередовались с эпохами платовулканизма, грабе-нообразование последовательно фокусировалось к центру поднятия.

Оценки толщины литоеФеты Марса основаны на данных изучения ударных бассейнов, высоты и характера вулканов ( Carr, 1976; Милановский, Никишин, 1981; Nikishin, 1990), расстояний между соседними равновеликими вулканами в областях их равномерного распределения ("диапировый" метод, предлояенный автором (Никишин, 1990)), стиля структурообразования. Приближенные расчеты показали, что толщина литосферы Марса постоянно возрастала: в ноахидское время - она составляла 0—60 км, в гесперийское время - 5D-IQ0 км, в амазонийское время - IÜG-2U0 км и более.

Геологическая эволздкя: и геодинамика Марса, в эволюции Марса

выделено три стадии (Никишин, 1982,1987): (I) формирование первично! коры и ее ударная и вулканическая переработка; (2) стадия эндогенной эволюции, включающая формирование Северной депрессии, купольно-вулканических поднятий и эпшатериковых вулканических плато ; (3) прекращение или значительное угасание эндогенной активности.

По аналогии с Луной предполагается, что первичная кора Марса выделилась при кристаллизации магматического океана. Стадия эндогенной эволюции началась около 4-4,5 МЛ назад и завершилась (? ) десятки или сотни млн.лет назад.

Северная депрессия как планетарная структура обособилась в средне- или средне-поздненоахвдское время. Огромные размеры вероятного "горячего пятна" под депрессией во время ее формирования указывают на то, что она образовалась над зоной общемантийного восходящего течения. Синхронно с образованием Северной депрессии примерно на 80-90^ поверхности южного материка проявился плато-базальтовый вулканизм. В течение этого мегацикла, длившегося около 0,5-0,6 МЛ, интенсивность вулканизма в истории Марса была наивысшей. Для данного мегацикла допускается слабое расширение Марса, наиболее сильно реализовавшееся в растяжении коря Северного полушария.

Наложенный характер поднятий Фарсвда и Элизий свидетельствует о тем, что они начали формироваться уез в новом могацикпв эндогенной эволюции Марса, при этом главное восходящее течение было направлено под Фарскду. Мегацикл начался со вспышки вулканической активности во многих областях Марса, которая затем фокусировалась в области поднятия Фарсвда. Для гесперийского времени фиксируется планетарная система гряд - структур коробления. Поэтому, моано допустить, что с конца ноахидского - начала гесперийского времени Марс стал испытывать слабую термальную контракцию.

Анализ топографии, гравитационного поля, расчетной толщины коры к напряженного состояния на разных глубинах для разных моделей литосферы и астеносферы, проведенный Е.И.Марчэнковым, В.Н.Еар-ковкм и автором привел к выводу, что сохранение рельефа Фзрсиды в основном обеспечивается существованием корней гор (утолщением коры). Учет геологических данных приводит к заключению, что современная кора Фарсвды снизу надстроена интрузивной линзой. Фарсида развивалась над мощным "горячим пятном" мантии в условиях утолщаю-

щейся литосферы.

ЧАСТЬ У Геологическое строение, рифтогенез и эволюция Венеры

В разделе дана характеристика внутреннего строения и геологической структуры в основном северной части Венеры, заснятой советскими аппаратами,с упором на изучение структур растяжения.

Геологическое строение северной области Венеры охарактеризовано но сводкам автора (Никишин, 1990 а,б,в,г; ниаэмпдээо), основанным на данных В.Л.Барсукова, А.Т.Базилевского, А.Л.Суханова, А.А.Пронина, Г.А.Бурбы, А.М.Никишина, В.П.Крючкова, М.С.Маркова, Е.Н.Слюты, О.В.Николаевой, М.А.Иванова, И.М.Черной, Хэда и др. В северной части Венеры различаются равнины, купольные поднятия, венцы, арахноиды, грядовые пояса, тессеры, супервенцы.

Равнины занимают большую часть поверхности планеты. Они имеют вулканическое происховдение и формировались или в зонах спре-динга (А.Л.Суханов, А.А.Пронин, Дж.Хэд), или при растяжении и перекрытии базальтами более ранней коры (А.М.Никишин). Вторая точка зрения обосновывается их "ингрессивным" соотношением с тессе-рами.

К купольным поднятиям относятся куполовидные вздутия диаметром 300-3000 км и высотой 0,5-5 км с равнинным рельефом, осложненным вулканическими структурами и поясами грабенов. По размерам поднятия делятся на крупные диаметром 2-3 тыс.км и относительно небольшие диаметром 300-800 км. Последние по масштабам вулканизма и рифтогенеза таксе подразделяются на группы (типы Метиды, Сехмет, Венилии). Поднятие Бета формировалось в процессе купольного воз-дымания и надстроено вулканическим чехлом. Плановые соотношения разновозрастных поверхностей позволяют установить следующую историю поднятия ( Б^ап еЪ в1., 1989; Никишин, 1990): (I)-формирование купольного вздутия литосферы, вулканизм; (2) развитие концентрических структур на склонах; (3) главная фаза рифтинга вдоль нескольких радиальных зон; (4) продолжение вулканизма и рифтинга.

Поднятия типа Метиды (Метнда, Белл, Ульфрун) представлены одним куполом или цепочкой из полусросшихся 2-3 куполов. Они развивались как купольно-вулканические поднятия, а на поздних стадиях развития на них фондировались осевые пояса узких грабенов.Для поднятий типа Сехмет (Сехмет, Ренпет, Мелия, Апи, Атира) характер-

ны большие масштабы вулканизма,что но исключает их чисто вулканическое происхождение, я меньшая развитость узких радиальных грабенов. Для поднятий типа Венилии (Венилия, Уступов Форнаки, 38° с.ш., 323° в.д.) типичны четко выраженные пояса грабенов, включая грабены шириной до 75 км.

Венцами называют изометрические структуры диаметром 2UQ-8ÜQ км, оконтуренные системой концентрических гряд и содержащие в центральной части в разной степени деформированную вулканическую поверхность. Венцы интерпретируются как первоначально купольно-вулканические поднятия, расплывшиеся под действием сил гравитации, разогрева и размягчения коры ( Nikishin, 1986,1900; stotan et al., 1988; Pronin, stotan, 1990). Между некоторыми соседними венцами прослеживаются пояса узких грабенов (межвенцовые риф-товые зоны, например, Баст-Найтшгейл-Эрхатская). Они формировались на стадии, когда венцы еще были купольными поднятиями. Вокруг некоторых венцов прослеживаются относительно наиболее поздние концентрические цирку},тенцо вые грабены.

Арахноида диаметром 100-300 км имеют центральную равнинную область и системы радиальных и концентрических валов. Возможно, они являются просевшими купольно-вулканическтали поднятиями или вулканическими постройками.

Грядовые пояса шириной по 25-300 ш частично группируются в субмеридионально-ьытянутнй веер, начинающийся от северного полюса, и встречаются в других регионах. Они представлены системами сближенных субпараллельных гряд и интерпретируются или как зоны спрдинга коры (Суханов, Пронин, 1989), или как складчатые гояса ( Zuber, 1987; Никишин, 1990).

Тессеры являются относительно приподнятыми массивами с пест-жм структурным рисунком (Суханов, 1986). Для тессер типичны вну-?ритассерные грабены разных типов (Никишин, 1990): тип Бабы Яги -!истемы субпараллельных грабенов шириной по 10-30 км (тессеры [айма, Теллура, Мешкенет и др.); тип Лаздоны - пояса крупных гра-ieHOB шириной 10-80 (тессера Фортуны); тип Ананке - системы вет-шщихся грабанов, наложенных на структуры тессеры; тип Атропос -датемы субпараллельных узких грабенов, ортогональные грядам-вкладкам (тессера Атропос); тип отдельных секущих узких борозд, природа тессер дискуссионна (Суханов, 1986; Николаева и др. ,1989; indschadier, Head, 1989; Никитин, 1990), Автор рассматривает

их как осколки лалэоконтинентов с утолщенной корой.Палэоконти-нентн, вероятно, образовались за счет пластичного сжатия широких площадей кори. Затем палаоконтиненты в процессах растяжения и вулканизгла были расчленены равнинами. Причина грабенообразования на разных тессерах различна: региональное растяжение широких областей (тепы Бабы Яги и Ананке), сосредоточенное растяжение (тип Лаэдонн), сшколлизионяо'е импактогенное грабенообразование (тип Атропос). Можно допустить образование многих грабенов и за счет послекомпрессионного гравитационного развала орогенных поднятий.

Земля Иштар является крупнейшим поднятием в северной области Венеры. Она охарактеризована А.Л.Сухановым, А.А.Пронинкм, А.Т.Ба-зюгевскиы, А.М.Нимшшшм, Дж.Хэдом и др., при этом все исследователи давали отличные друг от друга интерпретации ее происхождения. Восточную половину Земли Iteraр образует тессера Фортуны, а западную - высокое лавовое плато Лашми и его тессерно-грвдовоэ обрамление. Автор предположил (Никишин, 1990), что Земля Иштар является осколком древнего палеоконтинента, на краю которого над мантийным горячим пятном образовалось плато Лакпми с компрессионным горно-грядовым обрамлением; Лакшш рассматривается как супервенец Венеры.

Для глобальной тектонической структуры Венеры были намечены три типа систем шаяетарннх поясов (Никишин, 1990): (I) системы из поднятых планетарных ослабленных зон, насыщенных структурами горячих пятен мантии (купольными поднятиями, венцами, крупными продольными рифтами); (2) планетарше области низких базальтовых равнин; (3) планетарные суперпояса грядовых поясов. Все типы поясов обладают элементами симметрии относительно района Атлы,

Оценки толщины и реологии литосферы Венер! проведены по следующим методикам: (I) анализ пространственного распределения крупных вулканических структур в областях их скоплений ("диапировый" метод); (2) сравнение расстояний между осями соседних грабенов на Земле и Венере (метод "спейсингов"); (3) анализ высоты вулканов. Приближенные расчеты показали, что толщина литосферы во время структурообразования составляй 15-50 км.

На основе изучения морфологии грабенов и их поясов можно предположить, что литосфера Венеры реологически расслоена на более и менее вязкие слои. Типичная ширина зоны растяжения литосферы в купольных поднятиях 131+30 от.

Геодинамика и тектоническая эволюция Венеры пока очень дискуссионны. Предложен спектр моделей от шшто-тектоничаских до фиксистских. Нике предлагается характеристика геодинамики Венеры основанная на анализе^теологяческом структуры, топографии и аномалий гравитационного поля (Никишин, 1990; пагсЬепкоу, гьаг-коу, кио-зМп, 1990). Ос ре дленный возраст поверхности Венеры оценен в 0,5-1 111 (Базилевскш, 1990). Поскольку для Венеры характерен только один пик на частотной кривой распределения высот, наличие двух принципиально различных типов корн маловероятно. Венера з большей мере чем Земля характеризуется тектоникой "горячих пятен" мантии трех основных типов (Никишин, 1990): (I) образование систем крупных купольно-вулканичаских поднятий типа Беты над общемантийными апвеллингами горячего вещества; (2) образование "стад" купольных поднятий и венцов диаметром по 300-800 км с характерным расстоянием друг от друга 500-700 км над зонами верхнемантийной конвекции типа Релея-Бенара; (3) диапировый магматизм с образованием "скоплений" мантийных магматических центров."Стадный" и цепочечный характер распределения относительно молодых структур горячих пятен мантии Еенеры плохо согласуется с моделями тектоники плит. Автором для стадии эндогенной эволюции Венеры предложена модель двух этапов ее тектонического развития: первый этап - тектоника мягких литосферных плит без четких границ, формирование поясов и зон твссерных поднятий в областях сжатия и низких вулканических равнин с растянутой корой в зонах растяжения (ориентировочно 1-4 ГШ назад); второй отап ~ формирование планетарных ослабленных поясов, насыщенных структурами "горячих пятен" мантии, а реальный вулканизм и"стадная" тектоника "горячих пятен" мантии. На первом этапе предполагается рифтогеназ на тессерах. Для второго этапа характерны разнообразные проявления рифтогенеза, связанные о купольными поднятяяв (купольный и цепочечно-куполъ-ный типы рифтогенеза) и, частично, с тессерами. На Венере .вероятно, мы видим "попытку" перехода к тектонике жестких плит земного типа, которая дошла только до стадии формирования планетарной системы ослабленных поясов.

ЧАСТЬ У1

Сравнение рифгогенеза на планетах и модели рифтинга

I. Структура рифтовнх зон и реология литосферы

На планетах наблюдается разнообразие морфологии рифтов. Оно определяется особенностями реологш литосферы, степенью ее латеральной неоднородности, скоростью, величиной и длительностью растяжения. Для континентальной литосдвры кратонов Земли характерен следующий реологический разрез: верхнекоровый хрупкий слой, верхнекоровый пластичный слой, ншнекоровый хрупкий слой, нижне-коровый пластичный слой, подкоровый высоковязкий слой мантии, пластичный нижний слой литосферы. Б "горячих" областях редуцируются все хрупкие слои кроме верхнекорового.

Б зависимости от толщины дорифтовой литосфер на Земле можно выделить три типа рифтинга с разным стилем структурообрязоваяяя (Никишин, 1987): (I) рифтинг на толстой ("холодной") литосфере, (2) промежуточный тип и (3) рифтинг на тонкой ("горячей") дорифтовой литосфере, Рифтогенез на толстой литосфере начинается с формирования полуграбенов на поверхности и разломов в подкоровой части литосферы и характеризуется продольной сегментацией. На основе сравнения многих кайнозойских рифтов было показано, что при переходе от первого типа рифтинга к третьему сокращается роль сбросообразования в подкоровой части мантии, все большую роль приобретают листрические и пологие сбросы и детачмент - разломы (срывы) на разных глубинах и сокращаются первоначальные размеры полуграбенов. При ркфхогенезе на тонкой литосфере сбросообразова-ние происходит только в верхней коре. Б целом, континентальные рифтовые зоны в разрезе литосферы обладают структурной "много-этатаостыо".

На Венере пояса узких грабенов шириной до 3 км характеризуются структурообразованием только в верхнем хрупком слое, а грабены типа Деваны шириной по 80-300 км, вероятно, общелитосферные с мелкими грабенами в верхнекоровом слое. В условиях пластичной коры Венеры главное разломообразование при значительном рифсинге, по-видимому, происходит в подкоровой жестком слое (Никишин, 1990), Грабены тассер иг'.еют стандартную ширину 5-10 км, что указывает ш их верхнекоровый характер. Поскольку венериакские рифты характе-

ризуются симметричным строением, для них, вероятно, пологие об-щелитосферше сбросы не типичны.

На Марсе на Фарсиде имеются грабены разных морфологических типов: узкие (3-8 км) грабены грабеновых поясов и крупные рифты типа Долин Маринер. Первые имеют примерно одинаковую ширину и явно развиты только во внешнем слое коры (в более низких горизонтах растяжение, вероятно, реализовалось пластическим вытягиванием). Вторые, шириной до сотен км и амплитудой погружения до 15 юл,явно общелитосферные; их горсто-грабеновая внутренняя структура указывает на наличие как общелитосферннх, так и верхне-коровых и приповерхностных структур растяжения.

На Луне и Меркурии все (?) грабены носят приповеркностный характер и развиты во внешнем .слое толщиной несколько километров.

2. Рифтогензз и купояообразование

По наличию или отсутствию на планетах синрифтового сводооб-разования, используя несколько измененную терминологию Е.Е.Мила-новского, мокно выделить купольный (сводовый) и троговый типы рифтогенеза. Троговый рифтогенез протекает без сводообразования. Купольный рифтогенез разделяется на три класса: одиночно-купольный, це точечно-купольный и стадно-купольный. Одиночно-купольный рифтогенез типичен для Марса и Венер! (поднятия Фарсида, Сехмет и др.) и почти ке проявлен на Земле. Стадно-купольный рифтогенез (рифтогенез в области скопления купольных поднятий) типичен для Зенерз и, отчасти, Земли. В этих двух типах рифтогенеза куполо-збразование опережает главную фазу рифтинга. Цепочечно-купольный рифтогенез наблюдается вдоль зон зарождения дивергентных границ шит и типичен для Земля и, частично, Венеры. На примере Красно-торско-Эфиопско-Кенийской цепочки поднятий многими исследователя-т показано, что основное куполообразование происходит уже после ¡ачала разломообразования как следствие декомпрессии мантии.Мас-ггабы куполообразования зависят от степени дорифтового разогрева-ютеносферы. По характеру формирования купольных рифтов намечается следующий ряд планет: Марс -"активный" рифтинг, Венера - "ак-'ивный" с элементами "пассивного", Земля - "пассивный" с элементами "активного".

3. Рифтогенез и формирование пострифтовых осадочных, бассейнов

Рифтовые зоны Марса и Венеры на трансформировались в пост-рифтовш бассейны погружения, в то же время многие, хотя и не все, палеорифтоаые зоны Земли превратились в глубокие пострифтовые осадочные бассейны. Главная причина пострифгового погружения -это охлаждение сильно растянутой и утоньшенной в ходе рифтинга литосферы (модель Маккензи) с какой-то ролью экпогятообразовашм в верхней мантии и юре (?) и латеральной фильтрации астеносфер-ной жидкости. Отсутствие на Марсе и Венере глубоких пострифговых бассейнов указывает на то, что на этих планетах не было зон сильного растяжения литосферы, подобных таковым на Земле.

4. Рифтогенез и магматизм

По характеру вулканизма на планетах заметно различаются купольные и троговые ркйтовые зоны. В первом наблюдается значительный дорифтовый и синрифтовый вулканизм. Во втором вулканизм или на установлен или слабо выражен.

Во всех (?) купольных рифтознх зонах планет фиксируется предрифтовый вулканизм. Скнрифтовый вулканизм свойственен купольным рифтам Земли и отмечен в рифтовых системах Долин Маринер (Марс) и поднятия Бета (Венера). Для предрифтового этапа типичен платовулкзнизм и вулканизм щитовых вулканов, для синрифтового -вулканизм центрального, трещинного к, реже, щитового типов. Анализ связи магматизма рифтовых зон и реологии литосфер (Никишин, 1383) показал, что для толстой литосферы с подкоровым жестким слоем в условиях растяжения типичен трещинный платовулканизм (обусловленный хрупкой неустойчивостью литосферы) и щитовой вулканизм диапирового типа с очагами под подкоровым жестким слоем (из-за неустойчивости Рэлая-Тайлора). Состав вулканитов преимущественно основной. Для тонкой литосферы с размягченным подкоровым слоем характерен подаем магматических диапиров до верхнекорового хрупкого слоя и связанный с ним вулканизм с низкими вулканами и крупными кальдерами. Предрифтовый вулканизм протекает в основном по первому "сценарию", а синрифтовый - в условиях тонкой литосферы рифтов - по второму. В случае отсутствия жесткого подкорового слоя магматические диапиры из астеносферы могут снизу наращивать

интрузиями кору рифговых зон. Зто явление (интрузивный "авдер-плейтинг") предполагается для Провинции Бассейнов и Хребтов.рифта Мидконтиненга и для поднятий ¿арсвда, Элизий, Бета, Феба и др.

5. Генетические модели рифгянга на планетах

Выделяется пять основных причин рийгянга на планетах, которые могут комбинироваться друг с другом. (I) Ота^хст&щше^пере-мвшвния литосфер:-шх плит обусловливают формирование срединно-окэанических, синокеанкческях, синсубдукцконных и скнколлизионных рифтов. Эта причина "действует" только на Земле и в зачаточной форта на Венере (шгаактогенше грабены, пояса грабенов вдоль полос неудавшегося раскола литосферы). (2) годаирование. купольных поднятий над горячими пятнами мантии с грабеяообразованкем вследствие воздействия четырех возможных факторов: радиальное растекание горячего верхнемантийиого "пятка" ; рэстяженкэ в связи с гравитационным соскалъэьшанкзм литосферы с астеносфэрного выступа; растяжение периферических частей поднятия из-за упругого прогибания литосферы в его центре. 3ia "причина" в чистом вид? действовала на одиночных купольных поднятиях Ыарса и Ьеиерн и, частично, в случаях цепочечно-купольпогс рпфтшга на Венере и, в еще ¡лень-шей стеши, аа Земле. (3) Изгиб лзтоофери из-за драдоконкой еер-

тигиздьной : у ' чподкоровл'! MQOKOH, КруПНШ! ВуЛКШ, "заСТЬШ—

шее" поднятие) приводит к e>¿ растрескиванию и полос» йдексурооб-разного изгиба к мелкому гребзнообразояашю. Данная "причина", обычно приводящая к ооразозанию толцв.чтряческйх систем грабенов, установлена на всех планетах, а лг 3е.мне она в яркой форме вырэ-зена в полоса изгиба литосферы ирг. еа субдтцяроаштп. U) Глобальное рзсаироян8 олазатн, проявлявшееся з основном на одном из полуяарвй, как Epirenpa ркстинга на тмачзтах зешой группы играло подчиненную роль. 0:ю возможно опредолио ;uíh способствовало формирование мелких грабенов на Луш к граоепс:лос скстэм в переходной зоне ¿¡арса. В чистом виде данная "причина" фиксируется па существенно ледяных спутниках Юпитера, Сатурна л /рапа с ;:х планетарии,ш сште»щ трещин п грабене© (Европа, Гззшгд, с:щэлад н др.). На 2о;.но, возглонко, вследствие перегрева кгатгл после образования сугарконтппечта (закрытия "форточек") ¡вш дасто ¿ази со •термального раеппрзшш, способствовавшие дооквэшмосиоиу рк^ггкнгу. (5) Гравитиюннсз рвеползанио поднятий мелеет приводить к грзбе-

нообразованию. Особенно ярко это проявляется при расползании (коллапсе) коллизионных орогенов, свойственных Земле и, возможно, в меньших масштабах - Венере (на тессерах).

ЧАСТЬ УП

Сравнение характера формирования планетарных депрессий с базальтовым чехлом на планетах

Океаны, то есть планетарные депрессии с-базальтовой корой, имеются только на Зэмле. В то же время на Луне, Меркурии, Марсе и Венере есть с разной четкостью выраженные планетарные депрессии с базальтовым чехлом: морские области Луны, район бассейна Кало-рис на Меркурии, Северная депрессия Марса, низкие равнины Вэнеры. Сопоставление выше перечисленных депрессий приводит к следующим выводам: (I) на Луна и Меркурии базальтовый чехол перекрывал в целом слабо выраженные депрессии в основном в зонах более древних ударных бассейнов баз значительной тектонической переработки фундамента; их мокно сопоставить с платобазатьтовыми провинциями земных континентов (типа Тунгусских траппов); (2) в северной трети Марса в процессе обрушения дровней юры и перекрытия ее базальтовым (?) чехлом сформировалась изоматричная планетарная депрессия с гипсометрическим уровнем нкко материкового на 4-5 км; при ее образовании, вероятно, происходила значительная тектоническая и магматическая переработка более древней коры в условиях растяжения над крупным "горячим пятном" мантии; (3) происхождение поясов низшие базальтовых равнин без четких границ на Венере пока неясно: они образовались или в процессах спрединга (Да.Хэд, А.Л. Суханов, А.А.Пронин), или в процессе пластичного растяжения коры и платобазальтового вулканизма с последующим погружением из-за охлаждения литосферы (А.М.Никишин); (4) на Земле океанические впадины формируются в результате раздвига плит и магматической аккреции базальтовой коры в осевой части срединных хребтов.

ЧАСТЬ V Ш

Место, роль и масштабы рифтогенеза в геологической истории планетных тел земной группы

Для планетных тел земной группы выделено три стадии эволюции:

(I) постаккреционная (выделение первичной коры из внешнего магматического океана и, возможно, завершение расслоения планет на кору, мантию и ядро); (2) стадия эндогенной эволюции, обусловливая процессами в глубоких недрах планеты, выраженных на по-зерхности существенно базальтовым магматизмом и тектоническими це формациями и протекающая на фоне постоянного утолшэния лито- • зферы до величин порядка 300-400 кл; (3) пассивно-контракционная стадия без существенной эндогенной активности с литосферой толще 300-400 км. Земля и Венера (Марс ?) пока находятся на второй стада. Все процессы рифтоганаза на планетах приурочены к стадии их ¡ндогенной эволюции, когда литосфера имеет толщину от 10 до 300 ад.

Для всех планетных тел на второй стадии их развития намечается общая тенденция к снижению во времени интенсивности базаль-'ового (коматиит-базальтового и т.п.) мантийного вулканизма: все ¡алее молодые платобазальтовые поля Луны, Меркурия, Мара имеют ее меньшую суммарную площадь. Поскольку на Земле сиэляческая ара, в основном являющаяся продуктом па ре плавления базальтовой оры, главным образом формировалась в архее, можно полагать, что бъемы архейского базальтового магматизма были значительно вше ротерозойского и фанерозойского.

В ряду планетных тел Луна, Меркурий, Марс, Венера, Земля по ере нарастания их массы' объемы базальтоидного вулканизма в те-ениа стадии эндогенной эволюции возрастают. Учитывая, что объе-и данного вулканизма были максимальны в начале стадии эндоген-эй эволюции можно прэдположигь, что механизм тектоники плит на эмле стал действовать уже в начале архея: крупномасштабный ран-зархейский коматиит-базальтовый магматизм резко утяжелил лито-Ззеру и сделал ее плотнее полу расплавленной астеносферы. Грави-ационная неустойчивость привела к погружению литосферы в мантию з типу субдукции и сопряженному с ней пассивному спрздингу з;оль зон разрыва коры на поверхности. В дальнейшем тектоника шт однажды начавшись на Земле постоянно самоподдерживалась поручением в мантию тяжелой литосферы и подъемом легкого горячего зщества под срединными хребтами. При этом, в результате спредин-з постоянно происходило образование океанических впадин.

На Венере объемы раннего базальтоидного вулканизма, возмож->, были меньшими чем на Земле, и это привело к образованию зон

с локально тяжелой литосферой с ее погружением в мантию в виде "капель" и формированию "тессарных" палвоконтинентов на поверхности со "скученной" корой. В дальнейшем тектоника мягких плит прекратилась и стал преобладать процесс формирования базалътоид-ных чехлов.

На Марса объемы раннего базалътоидного вулканизма были существенно меньше, чем на Земле. В результате в области растяжения образовалась планетарная депрессия с базальтоидным чехлом и раздробленной материковой (первичной) корой. На Луне и Меркурии масштабы данного процесса были еще значительно меньшими.

Земля, вероятно, уже в раннем архее стала многошинной планетой. Поэтому на ней в течение всей стадии эндогенной эволюции рифтинг в основном был следствием относительных перемещений плит. При этом, с момента появления архейских протоконтинентов стат протекать континентальный рифтинг со всем разнообразием его типов.

Рифтогенез на Марсе и "поздней" Венере в основном был обусловлен тектоникой "горячих пятен" мантии, а на Венере отчасти танке формированием планетарных поясов слабого растяжения.

На всех планетных телах имело место грабенообразование, вызванное изгибом литосферы под воздействием вертикальных усилий, но масштабы этого типа грабенообразования не велики.

Если на Луне и Меркурии на стадии эндогенной эволюции проявился один (условно) мегацикл тектоно-магматичвского развития, то на Марсе - два, на Бене ре - ?, на Земле - четыре. Мегацикл характеризуется глобальной дисишатрией структурообразования: эндогенные процессы фокусировались в основном в центральной части одного из полушарий. На планетных телах наблюдается таже закономерное распределение зон рифтинга, спрединга или образования планетарных депрессий относительно оси врашэния планеты.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

I. Б эволюции планетных тел земной группы выделено три стадии: пост аккреционная (формирование первичной коры), стадия эндогенной эволюции (четко выраженная мантийным основным и (или) ультраосновным магматизмом) и пассивно-контракционная (прекращение проявлений эндогенной активности и общее охлаждение планеты).Земля и Бенера пока находятся на второй стадии. Все процессы рифто-

гедаза и океаногекеза были приурочены ко второй стадии эволюции планет.

2. Земля является многоплитной планетой, а Луна, Меркурий и Марс - одноплатные. Современная Венера такяе одноплатна, но раньше, возможно, ее литосфера бета расчленена на ряд мягких плит без четких границ.

3. На Луне и Меркурии процессы рифтогенеза и образования планетарных депрессий выражены слабо, формировались только районы малоглубинного растрескивания верхней части коры и платоба-эальтовые области, приуроченные в основном к древним ударным бассейнам. На Марсе, Венере и Земле рифтогенез и процессы образования плане тарных депрессий были четко выражены, но протекали в разных формах и масштабах.

4. Выделено пять основных причин рифтянга на планетах,которые могут комбинироваться друг- с другом: (I) относительные перемещения литосферных плит, вызывающие "пассивный" рифтинг и спре-динг (только на Земле и в слабой форма на Венере); (2) рост купольных поднятий над горячими пятнаш мантии, приводящий к "активному" ряфтингу (на Марсе, Венере и в слабое форме на Земле); (3) флексурный изгиб литосферы из-за приложенной вертикальной нагрузки (на всех планетах); (4) глобальное или региональное расширение (на всех (?) планетах в незначительных масштабах);

(5) гравитационное расползание орогаяных поднятий (на Земле и Еенере).

5. На Марсе господствовал купольный "активный" рифтинг из-за тектоники горячих пятен мантии. На поздней Венере - купольный "активный" с элементами "пассивного" как следствие тектоники горячих пятен мантии и сопутствующего ей формирования шла не тарных поясов слабого растякения; на Земле в связи с тектоникой плит господствует "пассивный" рифтинг с элементами "активного", при этом континентальный рифтогенез протекает непрерывно, начиная с архея (время образования протоконтинентов).

6. Литосфера планет реологически многослойна. С этим связаны многообразие поверхностного выражения рифтинга п, часто,"многоэтажный" характер структурообразования в литосфере при ее растяжении и особенности магматизма в рифтовых зонах.

7. На планетах по-разному проявлялся процесс формирования планетарных депрессий: на Луне и Меркурии в пониженных зонах

протекал платобазальтовый вулканизм без существенной переработки первичной коры; на Марсе произошло обрушение раздробленной первичной коры и ее перекрытие вулканическим чехлом; на Венере,возможно, древняя кора пластически растягивалась и перерывалась базальтовым чехлом; на Земле планетарные (океанические) депрессии формировались в процессе раздвижения литосферннх плит и спреяан-га новообразованной коры.

8. На Луне, Меркурии и Марсе (Венера ?) планетарные депрессии с базальтовым чехлом формировались только вначале стадии их эндогенной эволюции. На Земле после крупномасштабного раннеархей-ского коматиит-базальтового вулканизма литосфера .резко утяжелилась и началось ее погружение по механизму субдукции." С момента начала самоподдерживающейся тектоники плит на Земле непрерывно, но в сокращающихся масштабах формируется и уничтожается океаническая кора. Протерозойско-фанерозойская история Земли - это ме-гациклическая эволюция с чередованием эпох распада и объединения паягей.

Основные положения диссертации опубликованы в следующих

работах

Монографии:

1. Геологическое строение и эволюция Марса. М.:МГУ,1987, 138 с.

2. Тектоника плит: расширение концепции. М.: Наука, 1992 (в печати , 20 п.л.) (соавторы Л.И.Лобковский и В.Е.Хаин).

Карты и объяснительные записки к ним:

3. Тектоническая карта Марса. М.: Мингео СССР,1980 (коллектив авторов, ред. Я.Г.Кац и В.Е.Хаин).

4. Геоморфологическая карта Марса. М.:Мингео СССР,1980 (коллектив авторов, ред. Я.Г.Кац ж В.Е.Хаин).

5. Объяснительная записка к тектонической карте Марса. М,:Мингео СССР, 1981, 39 с. (соавторы Я.Г.Кац, В.В.Козлов и др.).

6. Объяснительная записка к геоморфологической карте Марса. М.: Мингео СССР, 1981, 38 с. (соавторы Я.Г.Кац, Н.В.Макарова и

г,

7. Geomorphio-Geologic шар of part of the northern Hemisphere of Venus, U.S.Geol.Survey, 1989 (coauthors A.A.Sukhanov, A.A.Iro-nln, G.A.Biorba et al.;.

Статьи и тезисы докладов международных совещаний:

10. Тектоническое положение и характер рифтовых структур Марса.-Изв.Вузов.Сер.геоя.,1979, й II, с.25-31.

11. Основные черты тектонического строения Марса. - Вестник МГУ, сер.геол.,1981, №3, с.15-28 (соавтор Е.Е.Милановский).

12. Тектоническая эволюция Марса. - Вестник М1У, сер.геол.,1982, № 5, с.14-26 (соавтор Е.Е.Милановский).

13. Некоторые основные закономерности строения и геологической эволюции планет земной группы в связи с их положением в Солнечной системе. - ДАН СССР, 1988, т.265, № 2, с.420-424. (соавтор Е.Е.Милановский).

14. Тектоническое положение и характер линейных структур Венеры.

- Бшл.МОИП, отд.геол., 1983, JJ I, с.53-61 (соавтор Г.А.Бур-ба).

15. Характер и масштаб расширения ж сжатия в эволюции планеишх тел Солнечной системы. В кн.: Проблемы расширения и пульсаций Зет. М.: Наука, 1984, с.61-72.

16. Рифтогенез, океаяогенез и сходные процессы в геологической эволюции планетных тел Солнечной системы. В кн.: Континентальный и океанский рифтогенез. М.: Наука, 1985, с.50-70.

17. О возможных причинах разнообразия структурного выражения континентального рифтогенеза на Зеше, Марсе и Венере. -Вестник МГУ, сер.геол., 1985, №3, с.22-37.

18. Строение ркфтовой системы Долин Маршер планеты Марс. - Геотектоника, 1985, №2, с.27-37.

19. О вероятной природе полнцкюгаческой эволюции высокометамор-фяческих поясов. - ДАН СССР, 1985, т.284, № 5, с.1200-1205.

20. Характер мегациклов эволюции Земли, Марса и Луны. - ДАН СССР, 1985, т.280, № 5, с.1204-1209 (соавтор Е.Е.Милановский) .

21. Стадийность магматизма, метаморфизма и металлогении континентальных рифтогеяных поясов. Ст.1 и ст.П. - Бшл.МОИП, отд. геол., 1986, № 3, с,38-50 и № 5,0.19-28 (соавтор М.Ю.Корота-ев). Переиздана в International Geol. Review, 1987.

22. О зависимости структуры континентальных рифтов от мощности и физического состояния дорифтовой литосферы. - ДАН СССР,

1987, т.293, №5, с.1209-1213.

23. Качественные модели механизма складчатости в рифтогенннх впадинах. - ДАН СССР, 1987, т.295, гё I.c.171-176 (соавтор Е.Е. Милановсдий).

24. О корреляции эпох тектонической истории Земли с изменениями ее магнитного поля. - ДАН СССР, 1987, т.297, Ü I, с.167-170 (соавтор М.Б.Лейбов).

25. Западно-Тихоокеанский рифтовый пояс. - Бшл.МОИП, отд.геол.,

1988, № 4, с.3-15 (соавтор Е.Е.Милановский). Переиздана в Earth Science, 1991.

26. Меняющаяся реология континентальной ркфтовой зоны и магматизм.

- ДАН СССР, 1989, т.305, & 6, с.1445-1449.

27. Западно-Тихоокеанский рифтовый пояс и его место в мировой рифтовой системе. В кн.: Тектонические процессы (Доклады советских геологов к 28 МГК). М.: Наука, 1989, с.142-154 (соавтор Е.Е.Милановский).

28. Обсуждение ранней истории Земли. - Бшл.МОИП, отд.геол.,

1989, № 4, с.114-121.

29. Десять вопросов сравнительной планетологии. В кн.: Будущее науки (Гипотезы и прогнозы). М.: Знание, 1990, с.118-136 (соавтор Е.Е.Милановский).

30. Структуры горячих пятен мантии на Венере. - Бюлл.МОИП, отд. геол., 1990, №2, с.15-30.

31. Предварительный анализ тектоники и эволюции Венеры. - Геотектоника, 1990, №3, с.16-27.

)2. Рифтовые структуры северной области Венеры. - Вестник МГУ, сер.геол., №2, с.19-32.

33- Геологическое строение и проблема происхоздения Земли Иштар на Венере. - Вестник МГУ, сер.геол., 1990, tè 4, с.11-25.

34. Тектоника горячих пятен на Венере. Сравнение с Землей. -ДАН СССР, 1990, т.309, й 68 с.ИЗЗ-1438.

35. Модели характера деформации при сжатии континентальных риф-тогенных прогибов. В кн.:Рифтогены и полезные ископаемые. М.: Наука, 1991, с,3-15 (соавтор Е.Е.Милановский).

36. О характере изменения суммарной длины срединно-окаанических хребтов в ходе геологической истории Земли. - ДАН СССР,1991, т.320, HI, с.157-161 (соавтор В.Е. Ханн).

37. Схема глобальной эволюции Земли. - ДАР! СССР, 1992 (в печати) (соавторы В.Е.Хаин и Л.И.Лобковский).

38. Модель строения и эволюции поднятия Фарсида на Марсе. - ДАН СССР, 1992 (в печати) (соавтор К.Й.Марченков).

39. Model of the formation of the early sialic crust of the .Earth. In: XÇth IPSO, Houston, lex.,1984, p.611-612 (coauthor E.E.Milar>ovsky).

40. Differences in the formation mechanism of rifts of the Earth and rifts in the Valley Marinexis system of Mars, Ibid,

p.548-549 (coauthor JS.E.Milanovsicy").

41. Hot spot tectonics on Venus: implications for rifting and doming. Ibid, 1986, p.615-616.

42. i'oraation models of sialic matter and problem of crust composition for the terrestrial planets. Ibid, 1987, p. (coauthor M.Xu.Korotaev).

43- On the differences in continental rifting at the Earth, Mars, and Venus. In: Heat and detachment in cxustal extension on continents and planets. Houston, Tex., 1985, p.95-98 (coauthor E.B.Milanovsky).

44. Oceanic structures of the Earth, and the North depression of Mars: a comparison of the formation mechanism. Ibid, p.85-88 (coauthor E.B.!I±lanovsky).

45. The evolution of rifting process in the tectonic history of the Earth.. Ibid, p.89-91 (coauthor E.B.Milanovsky).

46. West-Pacific rift belt and its role in the World rift systen. 28 Intern.Geol.Congr..Washington, I98S (abstr.).

47. The stress state of venusian crust and variations of its thickness: implications for tectonic and geodynamies.-Earth, Moon, and Planets, 1990. v.50-51, p.81-98 (coauthors K.I .Mar-chenkov and V.H.Zharkov).

48. Tectonics of Venus: a review. Ibid, p.IOI-125.

49. Hot spot structures. In: Geology, Geophysics, and Geochemistry of Tenus: Soviet point of view. Ariaona Univ. Press,1992, P. (coauthors A.A.Pronin and A.T.Basilevsky),