CC BY
31
Численное моделирование движения трехслойной тектоносферы тыловодужных бассейнов в рамках модели вязкой жидкости
Е.Б. Осипова
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток, 690041, Россия
Выполнено исследование трехслойной тектоносферы зоны перехода «континент - океан» на основе моделирования движения кусочно-однородной среды под действием локального разуплотнения астеносферы, создаваемого накоплением флюидов и расплавов. Использовано уравнение движения вязкой жидкости в приближении Стокса. Показано, что аномальная астеносфера тыловодужных бассейнов может двигаться по схеме конвективной ячейки с восходящим потоком в зоне максимального разуплотнения и растяжением литосферы над ней. На начальных стадиях этот процесс вызывает формирование корового поднятия, трансформирующегося в систему прогибов по мере того, как вязкость астеносферы уменьшается до значений порядка 4 • 1018 Па- с. Результаты моделирования удовлетворительно согласуются с мел-кайнозойской структурно-вещественной эволюцией Охотоморского звена Западно-Тихоокеанской зоны перехода.
Numerical simulation of motion of a three-layer tectonosphere of back-arc basins within the viscous fluid model
E.B. Osipova
V.I. Ilyichev Pacific Oceanological Institute FEB RAS, Vladivostok, 690041, Russia
A three-layer tectonosphere of the “continent - ocean” transition zone is studied by simulating the motion of a piecewise continuous medium under the action of local asthenosphere loosening induced by fluid and melt accumulation. The motion equation for a viscous fluid in the Stokes approximation is used. It is shown that the anomalous asthenosphere of back-arc basins can move as a convection cell with an ascending flow in the zone of maximum loosening and with lithosphere tension above it. At initial stages this process causes crustal uplift transformed to a system of depressions as asthenosphere viscosity decreases down to 4-1018 Pa-s. The simulation results agree well with the Cretaceous-Cenozoic evolution of structure and matter in the Okhotsk Sea part of the Western Pacific transition zone.
1. Введение
Факт прямой корреляции между активностью текто-генеза региональных структур и мощностью астеносферы под ними широко известен. Но если связь ряда магматических образований с мантийными расплавами не вызывает сомнений, то природа тектонических движений, формирующих структуры зон перехода, во многом неясна, в связи с чем исследование указанной проблемы весьма актуально.
Для объяснения обстановки растяжения в тыловодужных бассейнах Западно-Тихоокеанской зоны перехода обычно привлекается гипотеза мантийного диа-пира, возникающего, по мнению Д. Карига [1], при субдукции литосферной плиты под островную дугу. Предполагается, что «...верхняя часть погружающейся
пластины разогревается вследствие каких-то скалывающих напряжений; ее температура настолько повышается, что мантия преодолевает сопротивление вязкости и начинает в силу плавучести подниматься, .. .приток масс в верхнюю мантию может привести к быстрому проявлению на земной поверхности растяжения.» [1, с. 286]. Однако расчеты, выполненные Д. Теркотом и Дж. Шубертом [2], показали, что эффект диссипативного (фрикционного) нагрева взаимодействующих литосферных блоков незначителен и не в состоянии обеспечить тепловой энергией магматические и метаморфические процессы, имеющие место в зоне перехода. Поэтому, признавая конструктивность идеи Карига о связи мантийных и коровых движений, мы проводим моделирование на основе допущения, что аномально активный текто-
© Осипова Е.Б., 2007
генез Западно-Тихоокеанской зоны перехода обусловлен потоком эндогенной энергии и вещества, концентрирующимся в области сочленения океанского и континентального литосферных блоков [3]. Согласно принятой концепции, аномально развитая астеносфера Западно-Тихоокеанской зоны перехода рассматривается как реакционный слой, пониженная плотность и вязкость которого обеспечиваются притоком и концентрацией в нем водосодержащих ювенильных флюидов, вызывающих частичное плавление мантии [4]. Постоянно поддерживаемое локальное разуплотнение в слое пониженной вязкости должно вызывать его движение под действием архимедовых сил, обусловливая структурообра-зование в вышележащей литосфере.
2. Постановка задачи
Моделирование выполнено с использованием данных по хорошо изученному Охотоморскому звену Западно-Тихоокеанской зоны перехода, характеризующемуся присутствием аномально мощной (до 200 км) асте-носферной линзы [5] с разуплотнением до 0.3 г/см3 [6, 7]. Относительно вмещающей мантии вязкость астеносферы понижена, и ее значения варьируют в интервале
4.0 • 1018-1020 Пас [8]. Рост астеносферы и ее экспансия в сторону океана привели в меловое время к формированию составляющих основу Западно-Тихоокеанской зоны перехода трансрегиональных энсиматических островных дуг и тыловодужных бассейнов [9]. В кайнозойское время на этапе стабилизации внешних (океанских) границ зона перехода была разделена на звенья пограничными системами тектонического скучивания [10]. Полагаем, что именно таким образом сформированы тыловодужные бассейны Охотоморского, Япономорского, Беринговоморского и других регионов. При этом их развитие происходит, в основном, в обстановке растяжения и характеризуется цикличным интрузивным и эффузивным магматизмом [11, 12], проявляющимися на фоне крупноамплитудных тектонических движений.
Трехслойная тектоносфера зоны перехода аппроксимирована весомой сильновязкой кусочно-однородной жидкостью, двигающейся под действием локального разуплотнения. Использована система уравнений вязкой жидкости в приближении Стокса [13]. Рассматриваемое полупространство ^ арифметизировано переменными Эйлера, что соответствует определению поля в актуальной конфигурации. Область й определяется следующим образом: а1 = а1(х, г) — верхняя граница; а2 =а2(х, г) и а3 =а3(х, г) — границы раздела слоев; а4 = а4(х, г) — нижняя граница; 0 <х<а; цг- — динамическая вязкость слоев; р = рг- (;' = 1, 2, 3) — плотность. В основном состоянии имеем равновесие, в возмущенном — движение под действием разуплотнения в среднем слое.
В декартовой системе координат XOZ в инвариантной векторной форме движение вязкой весомой жидкости описывается системой уравнений динамического равновесия:
'дУ
dt
+ (V-V)V
7 1
= -VP + ^V2 V + — ^VdivV + pg
(1)
и уравнением неразрывности, выражающим закон сохранения массы:
div(pV) = 0. (2)
Здесь V( vx, vy) — вектор скорости; P—давление; р — плотность; ^ = vp — коэффициент динамической вязкости; V — коэффициент кинематической вязкости (индекс i, определяющий принадлежность компонент вектора скорости и других параметров к i-му слою, опущен для простоты записи системы уравнений). Уравнения (1), (2) при соответствующих начально-краевых условиях позволяют определить поле скоростей и напряжений движущейся среды.
Так как движение сильновязкой жидкости происходит очень медленно, то инерционные члены в уравнении (1) не учитываем:
(V -V)V = 0, (3)
что линеаризует систему (1).
Уравнения движения вязкой жидкости (1) получаются из общих уравнений движения конкретизацией физического закона состояния среды в виде обобщенного закона Ньютона, согласно которому симметричный тензор напряжений имеет вид:
2
I1
где тензор p8lm соответствует гидростатическому давлению p; 5lm — символ Кронекера; elm — компоненты соответствующего тензора скоростей деформаций.
Условно разобьем процесс движения на основную и возмущенную стадии. На первой стадии полагаем градиенты плотности малыми. Решение системы (1)-(3) на этой стадии определяется при р = рг- = const непосредственным разложением в ряды. На второй стадии учитываем изменение плотности рг- +Арг-, которое задается согласно [6]. Решение имеем в виде суперпозиции основного бесконечно малого и соответствующего ему возмущенного решения [13].
Для каждого слоя области й общее решение системы уравнений (1), (2) с учетом условия (3) определяет бесконечно малое поле скоростей V(vx, vy) — однозначное, непрерывное и обращающееся в нуль на бесконечности [14].
Введем безразмерные координаты \ = x/a, ^ = = z/H, H— мощность трехслойной области Q; g—ускорение свободного падения; безразмерные компоненты
T1m =-| p +±yeJj |51m + 2^e1m,
(4)
скоростей V = V;/у0, V, = v0, v0 =ер0ga|v0; без-
размерное время t = Ту0/а; безразмерное давление Пг- = р/(єр^га), П =^ + еаП, е = Н/а. Решение системы (1), (2) определяется методом разделения переменных и в заданной системе координат имеет вид [14]:
V; = еЁ (^’ п)с08(кп&’
П-1
V, = е~Ш Ё Ч (гЬ П ^Фп^), (5)
п=1
П = e-rat ]^Пп (л, n)sin(kn^),
n=1
ч (Л, n) = Aek^ + Be^ + Ce^ + De,
kn = kn (a, n)
^п ^п (кп, М*г, Рг )•
Коэффициенты А, В, С и D являются функциями всех параметров слоев области й и определяются для каждого слоя из соответствующего характеристического уравнения, которое получаем из граничных условий; X п и кп — волновые числа.
Определим граничные условия:
1. На верхней границе а1 =а1(^, ^) имеем динамическое условие свободной поверхности.
2. На границах раздела слоев а 2 = а 2(^, ^), а 3 = = аз (£,, ^) имеем условия непрерывности нормальных и касательных компонент скорости и касательных напряжений.
3. На нижней границе а4 =а4(^,^) имеем условие жесткого сцепления.
Начальные условия для системы (1)-(3) с заданными граничными условиями определяют при t = 0 состояние покоя.
В заданной системе координат, подставляя соответствующие выражения компонент вектора скорости (5) и выражения компонент тензора напряжений (4) в граничные условия, получаем однородную систему из 12 линейных уравнений относительно неизвестных коэффициентов решения (5). Ранг матрицы полученной системы равен 11. Значит, полученная система линейных уравнений имеет ненулевое решение, если определитель А двенадцатого порядка, составленный из коэффициентов при неизвестных, равен нулю. Полученное характеристическое уравнение А = 0 после ряда тождественных преобразований сводится к виду:
®(^п, кп, Цг, Рг, К, п, а, g) = 0.
Его решения определяют возможные поля скоростей движения каждого слоя рассматриваемой области й.
Из аналитического решения следует, что скорость роста возмущений зависит от неоднородности физикомеханических параметров каждого слоя: вязкости цг-,
плотности рг- и мощности каждого слоя h. При этом скорость роста возмущений равна нулю при X = к = 0 и X = к = «>. Существует хотя бы одно решение, при котором скорость роста достигает максимума. В общем случае начальное возмущение содержит все волновые числа из интервала 0 < X < ^, но так как для решения применим принцип суперпозиции, то конечная картина определяется максимальной скоростью роста и соответствующим волновым значением. Определение фундаментальной моды с максимальной скоростью роста в начальном возмущении и соответствующее исследование характеристического уравнения на максимум выполняется через производные по общим правилам.
Аналитический вывод, преобразование, решение характеристического уравнения, исследование и численное определение параметров фундаментальной моды, определение коэффициентов A, Bt, Q и Dt матричным способом выполнены в системе аналитических вычислений «Mathematica».
3. Результаты моделирования
Численно-графический анализ выполнен в безразмерных величинах для следующих физико-механических параметров прямоугольной области й с горизонтальными границами раздела слоев: g = 9.8 м/с2 , 0 < a < < 3 000 км, H = 360 км, H = h + h2 + h3, где h = 60 км, h2 = 200 км, h3 = 100 км — мощности слоев. В безразмерных координатах имеем заданные границы, начиная с верхней: at = -0.01 (-40 км), а2 = -0.025 (-100 км), а3 = -0.075 (-300 км), а4 = -0.1 (-400 км). Соответствующие значения вязкостей верхнего и нижнего слоев — = 1020Па-с, ц3 = 1021 Пас; вязкость среднего
слоя меняется и ее значения приведены ниже. Значения плотности верхнего и нижнего слоев постоянны: pj = = 3.3 г/см3, р3 = 3.4 г/см3. Заданная плотность возмущенной среды среднего слоя р2 = 3.3 г/см3 + Ар2(^, ^). В расчетах использовано поле разуплотнения Ар2(^, 'л), аппроксимированное в зависимости от глубины полиномами порядка три и пять по данным [6].
Интенсивность соответствующих полей напряжений определяется по формуле:
Et ~ )/(tS _ t4^ ) + 3t£j-n , (7)
где ty — компоненты тензора напряжений.
При значениях вязкости слоев ^ = 1020 Па-с, Ц 2 = = 9.5-1019 Па-с, Ц3 = 1021 Па-с в центральной части модели в верхнем слое формируется «купол».
На рис. 1 приведены графики профиля деформированной верхней границы и поля скоростей области ^ для режима «купола».
Движение среды в среднем слое происходит по схеме конвективной ячейки с восходящей струей в разуплотненной области и нисходящими — у боковых границ модели.
«1
1(Г5
-1СГ5
0.1
0.6
0.2 0.3 0.4 0.5
Рис. 1. Профиль деформированной верхней границы (а) и векторный график поля скоростей (режим «купола») (б)
В верхнем слое в срединной части абсолютные значения амплитуд компонент вектора скорости находятся в пределах:
0 <|ух| < 1.5 мм/год,
0 < |уг| <2.5 мм/год, в краевых зонах:
0 < | ух| < 1.0 мм/год,
0 <|уг| < 2.3 мм/год; в среднем слое в срединной части:
0 < |ух| < 2.8 мм/год,
0 <|уг| < 3.5 мм/год, в краевых зонах:
0 <|ух| < 3.0 мм/год,
0 <|уг| < 3.2 мм/год; в нижнем слое в срединной части:
0 < | ух| < 1.0 мм/год,
0 <|уг| < 1.3 мм/год, в краевых зонах:
0 < | ух| < 0.1 мм/год,
0 < | уг | < 0.14 мм/год.
Максимальное поднятие верхней границы достигается в срединной части с результирующей скоростью 2.5 мм/год, максимальное опускание имеем в краевых зонах с результирующей скоростью 2.3 мм/год.
На рис. 2 согласно (7) приведен график интенсивности напряжений поля скоростей для режима «купола». Распределение изолиний интенсивности напряжений на рис. 2 показывает, что наибольшие значения нормальных и касательных напряжений достигаются в зоне максимального разуплотнения. Выражена зона централь-
-0.08
Рис. 2. График изолиний интенсивности напряжений поля скоростей (режим «купола»)
ного поднятия верхнего слоя. Величина интенсивности напряжений Ег меняется от верхнего к нижнему слою соответственно:
2.7-109 < Е1 < 5.8 -109 Па,
3.8 • 1010 < Е2 < 7.0 -1010 Па,
6.3 • 109 < Е3 < 9.0 -109 Па.
График изолиний градиента модуля вектора скорости, соответствующий полю скоростей для режима «купола», приведен на рис. 3. В зоне разуплотнения имеем максимальные значения градиента модуля вектора скорости. В смежных областях выражены зоны постепенного убывания этого параметра.
Таким образом, при близких значениях вязкости среднего и верхнего слоев модели «всплывание» разуплотненного вещества вызывает в средней части модели «штамповое» поднятие верхнего слоя, а также восходящий поток в нижнем слое. В краевых частях модели во всех слоях имеет место компенсационное проседание среды.
Затем при расчетах вязкость среднего слоя (астеносферы) последовательно уменьшалась. Показано, что при значениях порядка ц 2 = 6.7 • 1018 Па-с куполообра-зование на границе среднего и верхнего слоев компенсируется утонением верхнего слоя и верхняя граница ос-
Рис. 3. График изолиний градиента модуля вектора скорости (режим «купола»)
тается горизонтальной. При вязкости слоев ц1 = 1020Па-с, ц2 = 4.0-1018 Пас, р,3 = 1021 Пас в центральной части модели в верхнем слое формируется «прогиб».
На рис. 4 приведены графики профиля деформированной верхней границы и поля скоростей области ^ для режима «прогиба». Схема движения среды в среднем слое не изменилась. В подстилающем и перекрывающем слоях оно однонаправлено с движением смежных областей среднего слоя и происходит с большими скоростями. В верхнем слое в срединной части абсолютные значения амплитуд компонент вектора скорости лежат в пределах:
0 < |ух| < 4.0 мм/год,
0 < |уг| < 6.2 мм/год, в краевых зонах:
0 <|ух| < 3.8 мм/год,
0 < |уг| < 6.1 мм/год; в среднем слое в срединной части:
0 < |ух| < 6.8 мм/год,
0 <|уг| < 8.5 мм/год, в краевых зонах:
0 < |ух| < 6.4 мм/год,
0 <|уг| < 8.8 мм/год; в нижнем слое в срединной части:
0 <|ух| < 3.8 мм/год,
0 < |уг| < 4.8 мм/год, в краевых зонах:
0 <|ух| < 0.6 мм/год,
0 < |уг| < 0.4 мм/год.
Рис. 4. Профиль деформированной верхней границы (а) и векторный график поля скоростей (режим «прогиба») (б)
Максимальное поднятие верхней границы достигается в краевых зонах с результирующей скоростью 6.1 мм/год, максимальное опускание — в срединной части с результирующей скоростью 6.2 мм/год.
На рис. 5 согласно (7) приведен график интенсивности напряжений поля скоростей для режима «прогиба». Распределение изолиний интенсивности напряжений на рис. 5 показывает, что наибольшие значения нормальных и касательных напряжений достигаются в зоне наибольшего разуплотнения вязкости и в ее окрестности. Выражена зона центрального опускания верхнего слоя и сопутствующего утонения зоны разуплотнения в среднем слое. Величина интенсивности напряжений Ег меняется от верхнего к нижнему слою соответственно:
6.8 • 109 < Е1 < 4.2-1010 Па,
2.1 -1010 < Е2 < 1.1 • 1011 Па,
4.4-109 < Е3 < 2.1 • 1010 Па.
График изолиний градиента модуля вектора скорости, соответствующий полю скоростей для режима «прогиба», приведен на рис. 6. В области разуплотнения среднего слоя имеем две зоны максимальных значений градиента модуля вектора скорости, непосредственно над которыми в верхнем слое расположены аналогичные зоны. У боковых границ наблюдается постепенное убывание указанного параметра.
Таким образом, при малой вязкости среднего слоя характер его взаимодействия с верхним слоем радикально меняется. Всплывание «ожиженного» разуплотненного вещества оказывается не в состоянии приподнять более вязкий верхний слой и растекается под ним, вызывая утонение верхнего слоя и проседание свободной верхней границы.
Анализ полученного решения приводит к выводу о том, что плотностные неоднородности в астеносфере могут вызывать движение всей трехслойной тектоно-сферы, причем в зависимости от степени «псевдоожижения» астеносферы направление движения литосферы может меняться. Так, движение астеносферы с вязкостью порядка 9.5 • 1019 Па-с вызывает в литосфере
Рис. 5. График изолиний интенсивности напряжений поля скоростей (режим «прогиба»)
Рис. 6. График изолиний градиента модуля вектора скорости (режим «прогиба»)
формирование центрального поднятия. При значениях вязкости астеносферы порядка 6.7 • 1018 Па-с поднятие ее кровли компенсируется утонением литосферы и верхняя граница модели остается горизонтальной (нейтральный режим). При уменьшении вязкости астеносферы до 4.0 • 1018 Па- с в литосфере за счет ее утонения формируется центральный прогиб. Распределение напряжений и особенности поля градиента модуля скорости движения среды свидетельствуют о большой вероятности возникновения разломов (сбросов) в краевых зонах прогиба, формирующегося при утонении верхнего слоя.
4. Геологическая интерпретация
Полученные результаты позволяют объяснить мел-
кайнозойскую структурно-вещественную эволюцию тыловодужных бассейнов Охотоморского звена Запад-
но-Тихоокеанской зоны перехода.
В сеноне всплывание «вязкого» астеносферного ве-
щества в центральной части региона вызвало рост вул-
канически активного поднятия, наложившегося на остаточные островодужные системы с формированием воз-
вышенностей Охотского свода. Над периферическими зонами погружения развивались Северо-Охотский, Се-
веро-Сахалинский и Западно-Камчатский прогибы, а также впадины Дерюгина и ТИНРО — части глубоко-
водного морского бассейна.
На рубеже мела и палеогена в связи с уменьшением
вязкости астеносферы до критических значений дина-
мическое воздействие восходящего потока на литосферу центральной части региона снизилось и «псевдоожи-женное» вещество астеносферы стало «растекаться»
под ней. Литосферные блоки в центральной части региона начали «растаскиваться» и погружаться, а в периферических частях региона стали формироваться структуры тектонического скучивания: на востоке — Камчатская, на западе — Хоккайдо-Сахалинская.
В кайнозойское время центральная часть региона развивалась в режиме растяжения, обусловившем вулканизм, грабенообразование и общее погружение структур, периферическая — в обстановке сжатия, продуци-
ровавшей формирование взбросо-надвиговых поднятий и рамповых депрессий. Конседиментационное прогибание периферических бассейнов связано, вероятно, с давлением накапливавшихся осадков.
Следует отметить, что, несмотря на то, что результаты моделирования удовлетворительно согласуются с общей картиной (схемой) мел-кайнозойских движений Охотоморского региона, реконструированных на основе результатов формационного анализа, рассчитанные нами значения скорости вертикальных движений верхнего слоя почти на порядок превышают определенные геологическими методами. Например, максимальная мощность кайнозойской части осадочного слоя в охотоморских периферийных прогибах достигает 10 км. Если прогибание компенсировалось осадконакоплением, то его максимальные скорости составляли около 0.2 мм/год. В Ионическом море они несколько выше — 0.8 мм/год, в Тирренском — более 1.0 мм/год [15]. Вероятно, принятое нами значение разуплотнения 0.3 г/см3 несколько завышено, его снижение до 0.1 г/см3 приводит соответственно к уменьшению модуля вектора скорости и других параметров.
Предлагаемая модель применима и к Япономорскому региону, где центральное поднятие представлено возвышенностью Ямато, а периферийные бассейны — Центральной и Цусимской глубоководными котловинами, а также котловиной Хонсю. Инверсия коровых вертикальных движений намечается в конце раннего миоцена [16].
В Беринговоморском регионе в кайнозойское время в астеносфере развивались, вероятно, две торообразные конвективные ячейки: Алеутская и Командорская, обусловившие рассеянный спрединг соответствующих глубоководных котловин и S-образный изгиб первично прямолинейной зоны тектонического скучивания, представленного системой хребтов Ширшова и Бауэрса [17].
В Филиппиноморском регионе астеносферная конвективная ячейка мощностью около 200 км, очевидно, вытянута в субмеридиональном направлении и не выходит за пределы котловины Паресе-Вела. Движение астеносферного вещества продуцирует обстановку растяжения в осевой части котловины Паресе-Вела, где имеется рифтовая долина [18]. Инверсия направления вертикальных движений имела место, вероятно, в конце миоцена, поскольку ранее в пределах котловины реконструируются относительно мелководные условия [19]. В западной части Филиппиноморского региона астеносфера вдвое тоньше и в настоящее время, вероятно, не конвектирует, возможно в связи с ее недостаточно низкой вязкостью.
Благодарности
Автор выражает благодарность бывшему заведующему лабораторией региональной геологии и стратиграфии ТОИ ДВО РАН Безверхнему Владимиру Льво-
вичу за идейное руководство и геологическую интерпретацию решения.
Литература
1. Кариг Д. Происхождение и развитие окраинных бассейнов западной части Тихого океана // Новая глобальная тектоника (тектоника плит). - М.: Мир, 1974. - С. 266-288.
2. Теркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика. Геологическое приложение физики сплошныгх сред. - М.: Мир, 1985. - Ч. 2. - 360 с.
3. БезверхнийВ.Л., ОсиповаЕ.Б., НурминскийЕ.А. О новыгс подходах
к моделированию астеносферы зоны перехода «континент - океан» // Материалы VII Международного междисциплинарного научного симпозиума «Закономерности строения и эволюции геосфер», Владивосток, 20-24 сентября 2005 г. - Владивосток: «Дальнаука» ДВО РАН, 2005. - С. 207-211.
4. Колясников Ю.А. Возможный механизм преобразования вещества
верхней мантии в породы земной коры // Магматические и метаморфические комплексы Северо-Востока СССР. - Магадан: Изд-во Северо-Восточного научного центра ДВО АН СССР, 1979. -С. 147-163.
5. РодниковА.Г., ВадковскийВ.Н. Механизм формирования структур
переходной зоны западной части Тихого океана // Вулканология и сейсмология. - 1982. - № 3. - С. 88-91.
6. Болдырев С.А., Кац С.А. Трехмерная скоростная модель верхней мантии переходной зоны от Тихого океана к Азиатскому континенту // Вулканология и сейсмология. - 1982. - № 2. - С. 80-95.
7. ТаракановР.З., Ким Чун Ун. Особенности строения верхней мантии Курило-Японского региона по сейсмологическим данным // Глубинное строение литосферы Дальневосточного региона. - Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1980. - С. 17-42.
8. Б^аун Д., Массет A. Недоступная Земля. - М.: Мир, 1984. - 262 с.
9. Безве^хний B-Л., Уткин И.П., Набиуллин A.A. Палеотектоника и районирование Охотоморского региона // Сб. докладов I научнопрактической конференции «Транзитное мелководье — первоочередной объект освоения углеводородного потенциала морской периферии России». - С-Пб: ВНИГРИ, 2004. - С. 2З2-249.
10. Безве^^^^^й B-Л. Островодужные системы дна Охотского моря // Материалы сессии 1994 г., ТОИ ДВО РАН. - Владивосток: Даль-наука, 1997. - С. 17-З5.
11. Мал^^е^^о A.H. Мезо-кайнозойский гранитоидный магматизм окраинных морей Тихого океана / Автореф. дис. ... канд. г.-м. наук. - Владивосток: ТОИ ДВО РАН, 1991. - 25 с.
12. Eмeльянoвa T.A. Вулканогенные комплексы Охотского моря / Ав-тореф. дис. ... канд. г.-м. наук. - Владивосток: ТОИ ДВО РАН, 200З. - 24 с.
13. Ге^^^^^ Г.З., Жу:ковицкий E.M., Heпомнящий A.A. Устойчивость конвективных течений. - М.: Наука, 1989. - З20 с.
14. Mо^с Ф., Фешба:к Г. Методы теоретической физики. - М.: ИЛ, 1958. - Т. 1. - 9З0 с.
15. Кукал З. Скорость геологических процессов. - М.: Мир, 1987. -246 с.
16. Бе^се^ев И.И., Леликов EM., Безверный B-Л., Baщeнкoвa HT. и дp. Геология дна Японского моря. - Владивосток: «Дальнаука» ДВО АН СССР, 1987. - 140 с.
17. Ю^^ова P.M., Пейве A.A., Зинкевич B.П., Че^ка^-^н BM. Амфиболиты хребта Ширшова (Берингово море) // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1985. - № 7. - С. 9-27.
18. РодниковA.Г. Геотраверз Филиппинского моря // Геология Тихого океана. - Владивосток: «Дальнаука» ДВО АН СССР, 1987. - С. 422.
19. Baсuльeв Б.И. Основы региональной геологии Тихого океана. -Владивосток: Дальнаука, 1992. - Ч. II. - 244 c.
Поступила в редакцию 2З.04.2007 г.
