Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Математическая модель эволюции реологически расслоенной поверхностной оболочки Земли

ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Математическая модель эволюции реологически расслоенной поверхностной оболочки Земли"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ОБЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ им. О.Ю. ШМИДТА

Р Г о ОД

~ ¡) «.^¡1 {¿¿К*

На правах рукописи УДК 551.2+ 550.3

ТИМОШКИНА Елена Павловна

МАТЕМАТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ЭВОЛЮЦИИ РЕОЛОГИЧЕСКИ РАССЛОЕННОЙ ПОВЕРХНОСТНОЙ ОБОЛОЧКИ ЗЕМЛИ

(Специальность 04.00.22 - физика твердой Земли)

АВТОРЕФЕРАТ диссертационной работы на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

Москва -1998

Работа выполнена в Объединенном Институте физики Земли им. О.Ю. Шмщгга

Научные руководители:

академик РАН В.П. Мясников,

доктор физико-математических наук В.О. Михайлов

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук В.П. Трубицын доктор физико-математических наук М.С. Красс

Ведущая организация:

Геологический факультет Московского государственного Университета

Защита диссертации состоится « » ^с** 1998 г. -РСЪасов на заседании Диссертационного Совета К 002.08.02 при Объединенном Институте физики Земли им. О.Ю. Шмидта Российский академии наук по адресу: 123810 Москва, Большая Грузинская д.10.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИФЗ РАН. Автореферат разослан <<Л]у 1998 г.

Ученый секретарь диссертационного Совета кандидат физико-математических наук

Э.А. Боярский

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

ктуальность работы. Многочисленные геофизические данные, в частости данные сейсмической томографии свидетельствуют о том, что эльшинство крупномасштабных структур литосферы (зоны континен-1льной коллизии, рифты, зоны субдукции) имеют глубокие корни, протирающиеся вглубь мантий. Эти корни могут иметь различное происхо-дение, несомне .но однако, что они генетически связаны с поверхност-ыми тектоническими структурами. Поэтому независимо от того, сфор-ированы структуры литосферы под воздействием внутриплитных или антийных процессов, их моделирование не может быть проведено в амках простой кинемач. - плит, необходимо учитывать и взаимодейст-ие в системе поверхностный слой - верхняя мантия. Это относится в ча-гности к моделям эволюции осадочных бассейнов, поскольку практиче-ш ни одна из них не рассматривает взаимодействий в системе литосфе-а - астеносфера - верхняя мантия. Это приводит к тому, что граничные зловия часто задаются достаточно произвольно, без учета динамики антии. Построение моделей региональных тектонических структур, со-тасованных с динамикой конвективных движений в мантии было начато .П. Мясниковым с соавторами. Данная работа развивает этот подход, [ринципиальным ее отличием является включение в модель маловязких тоев (астеносферы и осадков), что существенно усложняет характер дви-:ений в поверхностной оболочке. Модель позволяет естественным обра-зм, без привлечения дополнительных предположений устранить ряд рас-эждений возникающих при сопоставлении реальных структур с тради-ионными модельными аналогами (это касается, в частности, пострифто-ых осадочных бассейнов и предгорных прогибов).

[ель и задачи исследований. Целью работы являлось построение тер-6-механической модели эволюции реологически расслоенной четырех-тойной (верхняя часть подастеносферной мантии, астеносфера, литосфе-а, осадочный слой) периферической оболочки Земли в рамках модели «зкой сжимаемой жидкости, асимптотически согласованной с уравне-иями динамики мантии; разработка программного обеспечения, позво-яющего исследовать эволюцию поверхностного слоя как в периоды растения и сжатия внешними силами, так и в периоды релаксации, когда нешние воздействия отсутствуют; исследование основных особенностей

модельных структур и их сравнение с реальными тектоническими стру* турами и с результатами других геодинамических моделей.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

• обзор и анализ основных моделей эволюции региональных тектонич« ских структур, обоснование постановки задачи.

в получение полной термо-механической системы эволюционных урав нений для четырехслойной поверхностной оболочки, согласованной уравнениями мантийной динамики.

в получение в явном виде уравнений для скоростей движений в слоях их качественный анализ, разработка алгоритмов и создание соответ ствующего математического обеспечения для их численного решения.

• расчет модельных примеров при различном характере внешнего рас тяжения-сжатия, анализ эволюции полученных модельных поверхнс стных структур.

• исследование влияния вертикального градиента плотности астеносфе ры с глубиной на эволюцию структур литосферы (положительный нулевой и отрицательный градиент), оценка роли процессов осадко накопления и денудации

• оценка влияния маломасштабной конвекции в астеносфере на форми рование и развитие пострифтовых осадочных бассейнов и систем! горное сооружение - предгорный прогиб; сравнение с геологическим] и геофизическими данными (Северное море, Северо-Кавказский про гиб и др.).

Основные защищаемые положения состоят в следующем:

1. Построена новая термо-механическая модель эволюции реояогичесю расслоенного погранслоя, включающая осадочный слой, литосферу астеносферу и верхнюю часть мантии и согласованная с конвектив ными движениями в мантии.

2. С использованием данной модели обоснована важная роль маломас штабной конвекции в астеносфере в процессе эволюции структур рас тяжения и сжатия.

3. На основе детального численного моделирования развития маломас штабной конвекции в областях растяжения и сжатия показано, чп характер развития поверхностных структур лучше соответствует ну

левому или небольшому положительному градиенту плотности астеносферы с глубиной.

Исследован характер погружения осадочных бассейнов в зависимости от термического режима астеносферы и нижележащей мантии. Показано, что процесс маломасштабной конвекции приводит к увеличению амплитуды погружения бассейна на пострифтовой стадии, Разработана новая геодинамическая модель формирования я эволюции предгорных прогибов. Показано ее хорошее согласование с данными о строении и эволюции ряда Альпийских прогибов. Модель позволяет проводить корреляцию тектонических событий, происходящих в горном сооружении и предгорном прогибе.

Все перечисленные результаты получены впервые, в чем и состоит аучная новизна данной работы.

рактическая ценность. Полученные в работе результаты позволяют шее достоверно исследовать процесс формирования осадочных бассей->в. В частности, меняется оценка величины начального погружения и, [едовательно, термического режима и степени преобразования углеводо->дов; показано, что амплитуда термического погружения осадочных бас-йнов должна зависть от их ширины; новая моДель формирования пред-рных прогибов меняет термическую историю осадочных толщ, и позво-¡ет проводить корреляцию тектонических событий в предгорном проги-¡иворогене.

груктура и объем работы. Работа состоит из 112 страниц машинописно текста; она включает введение, три основные главы, объединяющие разделов, заключение и библиографию из 96 наименований.

пробация работы и публикация результатов. Результаты отдельных апов работы докладывались на 14 Всесоюзных и Международных конвенциях и конгрессах. По теме диссертации опубликовано 7 работ в ферируемых изданиях и 18 тезисов, 1 статья находится а печати. Ре-льтаты работы вошли в содержание 5 отчетов по различным научным юектам.

Диссертация выполнялась под руководством академика РАН П.Мясникова и д.ф.-м.н. В.О.Михайлова, которым автор выражает глу-

бокую благодарность. Автор пользуется случаем поблагодарить коллег п< лаборатории Е.А. Киселеву, Е.И. Смольянинову и С.А. Тихоцкого. Ана лиз данных по Предкавказью проводился совместно с проф. Н.В. Коро новским, кт.-м.н. Л.В. Паниной (Геологический факультет МГУ) и док тором Риккардо Полино (Турин, Италия), которым автор также выражае свою признательность.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (гранта 93-05-8444, 96-05 64548), ШТАБ (грант 93-05-3884) и КБ (фонд Дж. Сороса, гранть МОВООО и МОВЗОО).

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ.

Во Введении дана общая характеристика работы, определены е цели и задачи.

В Главе!. О моделировании процесса эволюции региональны: тектонических структур дается анализ основных моделей формировали и эволюции осадочных бассейнов и орогенных поясов. Глава включае четыре раздела.

В разделе 1.1 Мантийная конвекция и поверхностные структу ры дается обзор работ посвященных моделированию взаимодействи мантийной конвекции с поверхностной оболочкой Земли.

В разделе 1.2 Механическое поведение литосферы в медленны тектонических процессах дан обзор работ, посвященных поведению ] физическим свойствам литосферы.

В разделе 1.3 Основные тектонические процессы, с которым1 может быть связано образование осадочных бассейнов различные мс дели эволюции осадочных бассейнов анализируются с точки зрения тек тонических процессов, на которых эти модели базируются. К этим прс цессам относятся: 1.Растяжение и связанный с ним разогрев литосферы 2. Фазовые переходы. З.Упругий изгиб под действием леса надвига в зс нах континентальной коллизии. 4. Погружение под действием веса оса дочных толщ. 5. Перемещение материала в литосфере под действием гра диентов литостатического давления. б.Маломасштабная конвекция в ас теносфере. 7.Эвстатические колебания уровня моря.

В разделе 1.4 Модели формирования осадочных бассейнов раз личных типов приведена классификация осадочных бассейнов согласи

аботе (1г^егзо1, 1988). На основе этой классификации рассмотрена при-енимость имеющихся моделей к бассейнам различных типов.

Выполненный обзор является основанием для постановки задачи анной работы (глава 2).

Глава 2. Четырехслойная поверхностная оболочка согласован-ая с конвективными мантийными движениями состоит из двух раз-елов.

В разделе 2.1 Постановка задачи и вывод системы уравнений

гроится модель реологически расслоенной поверхностной оболочки Зем-и, согласованная с уравнениями движения в мантии. Для описания дви-:ений в слоях под воздействием медленно меняющихся нагрузок исполь-^ются уравнения сжимаемой вязкой жидкости. Получаются уравнения ля поля скоростей, температуры, плотности, давления и рельефа слоев.

Данная работа методологически базируется на гидродинамической одели эволюции Земли, предложенной В.П. Мясниковым. Методика остроения этой модели основана на оценке основных характеристик ланеты и выделении малого параметра в задаче, после чего решение щется в виде рядов по степеням малого параметра. Поверхностная обо-очка анализируется методами погранслойного приближения, асимптоти-ески согласованного с основной моделью эволюции Земли.

В основном объеме мантии вводятся следующие характерные па-амстры: Ra = glíR3p0/(к^7]0) - число Релея, (0-Кг /(На1/2кй) время энвективного перемешивания вещества, у0 = Л / - скорость переноса гпла, где = АярйуЯ / 3 - ускорение силы тяжести, Я - радиус Земли, >0,%,к0 - средние плотность, вязкость и температуропроводность мантии, ¡ля основного объема мантии приняты следующие значения парамет-ов:/э0=3-1О3кг/м3, т/0 = 10иПас, к0 = КГ4 м2/с, 11=6.4-10б м, &=10

/с2 ; отсюда ползаем ]*а= 108.

Вводится малый параметр е - 1 / ^Еа «10~4 и следующие безраз-ерные величины (в скобках указаны характерные масштабы на которые ни обезразмерены): х ~ декартовы координаты (К), - компоненты зктора скорости V (у0), время (/0), Р - давление (у), Т - темпера/ра (Т0), (р - гравитационный потенциал - теплогенерация Q0), Ср- теплоемкость (Ср0). Задача рассматривается в прямоугольных

декартовых координатах для двумерного случая. В безразмерных пе] менных уравнения, определяющие изменение во времени полей Скоросп плотности, давления и температуры с учетом сделанных предположен имеют вид:

сР дер д -+ р-^— = £-

' ¿К ^

\<кр дса 3 °»скг)

- символ Кронеккера, по повторяющимся <х,р,у предполагается су мирование.

В дальнейшем горизонтальная .координата будет обозначаться чер х, вертикальная - через г\ соответственно горизонтальная и вертикальн; компоненты вектора скорости К через и и м>. Для рассмотрения погр ничного слоя в окрестности поверхности планеты вводится растянут вертикальная координата 2, при этом начало координат в погранслое п мещаем в мантии, под подошвой астеносферы:

г,

Ко - положение уровня свободной мантии; вертикальная компонента ск роста соответственно выражается как IV =

Предполагается, ч-

поверхностная оболочка состоит из четырех однородных по вязкости сл ев: погранслойной части подастеносферной мантии с вязкостью т)т =

маловязкой астеносферы ( % = л/^/о )> сильновязкой литосфер (Ч% / )> маловязкого осадочного слоя (т/, = %). Плотность ос дочного слоя считается постоянной и равной рг, в остальных слоях пло ность является функцией координат и времени.

В пограничном слое выполняется разложение всех параметров I степеням

Ге

= 10" , например для и: и = ы(' На верхней границе модели = ) задаются граничные услов! свободной поверхности, на внутренних границах модели (на кровле лит сферы - ^, астеносферы - С„ и мантии - £т ) • условия непрерывное! нормальных и касательных напряжений и непрерывности вектора скор сти. Из уравнений движения получаем соотношения для слоев: <

огранслойная часть мантии:

Я л/0)

0; =/>,(£,-£,)+]рс1г; = (2а)

стеносфера : £т <, 2 :

•а

дх. <&

Р10> = 0; р/и = Р/С - С,) + = (2Ь)

итосфера: ¿д< Z<¿Г^■•

РГ=0. + ^ = 0; (2с)

садочный слой: ^ 2 < £:

¿Эс

1дя согласования решения в погранслое с решением в основном объеме [антии используется метод сращивания асимптотических разложений. Согласно этому методу, для любой функции /, представленной в виде азложений по 4е в погранслое (/а>) и по е в основном объеме модели /'), в районе поверхности модели (г = К ) должно выполняться соотно-гение асимптотической эквивалентности:

,£1 дг

I JZ-^-« ¿к

(3)

[спользуя это соотношение получаем следующие условия на подошве по-ранслоя:

). 1ти<:)(х,г,() = и'(хЯ ,0 (4)

г-»-«

6 результате, на нижней границе погранслоя должно быть задано одно раничное условие - горизонтальная компонента скорости в мантии, как »ункция х и /. Обозначим эту функцию как щ(х, t).

)• = о (6)

Это уравнение является обобщенным условием изосгазии. 4). lim p(x,Z,t) = рй

Полагаем, что в поверхностной оболочке плотность зависит тольк от температуры:

— - -ар(х,2$)—, где а - коэффициент термин» Л <И

ского расширения. Используя это уравнение состояния, уравнения баланс тепла и неразрывности (1) получаем уравнение для вертикальной комп< ненты скорости в слоях:

cU | ¿W а 8с dl рср

6L

(7)

Здесь и далее не указаны верхние индексы, обозначающие последовател» ные члены разложений, подразумевается, что речь идет о первых ненул< вых членах. Интегрируя уравнение (7) с учетом условия (5) и уравнени (2ач1) с учетом непрерывности компонент скорости на внутренних граш цах получаем соотношения для поля скоростей в слоях: Мантия:

да (8а)

дх

Астеносфера:

ах * ас

МИ

Литосфера:

и,=иО(х,0 + й(х,0

щ=-(г - ^- -¿г-^-с Д+Ж*. г, о

ас ^ас л

(8Ь)

(8с)

&

Осадочный слой:

2 Ч

+w (x,t)

'z-c,

ft'-«)

(8d)

£

Де ,.Я(х'2>0'=а\

д (кяЛ | Яп(х.г)

згк ж) р(х,г^)ср

с12, ()к(х,2) - теплогене-

•ация,

д<Ь А(х,г) - ни звестная функция.

Для определения внутренних границ модели используется уравне-

гие:

Щ-+и— = й7, (С, которое для дневной поверхности а ¿к

(ополняется процессами осадконакопления (ср(х^)) и денудации

сР" ¿Г ¿^С ¿^Г* С^ ¿Г

л"+ и'=Уг+<р(хЛ) + Л-^-- Далее, используя эти урав-дх & ёх ск

гения и обобщенное условие изостазии, получаем уравнение для опреде-

гения входящей в «, неизвестной функции А(х,() :

дх

' J & й, й. Ж

1 равнения для температуры и плотности замыкают систему уравнений:

В разделе 2.2 Качественный анализ скоростей движения делают-;я некоторые качественные выводы из полученных в предыдущем разделе равнений

1. Горизонтальная компонента скорости в литосфере, так же как и в 1антии не зависит от вертикальной координаты. Горизонтальная компо-гента скорости в литосфере и астеносфере состоит из двух компонент: г0(х,(), связанной с внешними воздействиями и «, , которая в свою оче-юдь также состоит из двух составляющих, одна из которых связана с пе-юраспределением поверхностной нагрузки (осадконакопление, денудация, (язкое течение пород осадочного чехла), а вторая составляющая формиру-тся под действием горизонтальных градиентов давления в астеносфере, юзникающих вследствие нарушения равновесия внешними силами. Рас-¡мотрим поведение этих составляющих.

Под действием процессов осадконакопления и денудации проис ходит транспортировка материала от поднятий, формирующихся в облас тях сжатия, к депрессиям в зонах растяжения. Для изостатической ком пенсации этого процесса в астеносфере должно возникать течение проти вололожного направления. Вслед за астеносферой в том же направлени должна двигаться и литосфера, что приведет к дополнительному расгяже нию в осадочных бассейнах и сжатию в горных областях, которое буде происходить уже после остановки внешних воздействий. Таким образов эта составляющая действуем в том же направлении, что и горизонтальна скорость в мантии и0(х^), создавшая области растяжения и сжатия н активной стадии, т.е. поверхностные процессы усиливают возмущенш возникающие в среде под действием внешних сил и препятствуют возвра щению системы в исходное состояние. Оценка величины погружения осадочном бассейне вследствие дополнительного растяжения литосфер! под действием веса осадков составляет 10-15% от обычной поправки н погружение под действием веса осадков.

Оценка поведения второй составляющей следует из обобщенног уравнения изостазии, которое показывает, что при отсутствии поверхнося ных процессов горизонтальная компонента скорости должна быть такой чтобы суммарное перемещение материала в каждом вертикальном сечени: было равно нулю. Иными словами, если через некоторую часть верти кального сечения модели происходит перемещение материала в положи тельном направлении оси Ох, то оно должно компенсироваться перемете ниями в обратном направлении. Поскольку в литосфере функция и, н зависит от 2 и равна скорости на кровле астеносферы, изменение направ ления вектора скорости может происходить только в астеносфере. Отсюд следует, что возникающие под действием внешних воздействий градиент] давления в астеносфере должны приводить к формированию в ней круге вых течений.

2. В соответствии с горизонтальной компонентой скорости, може! быть представлена в виде суммы и вертикальная компонента скоросга IV = И^+Щ, где 1¥0(х,2,() определяется внешними воздействиями, г Щ(х,2,Г) - кроме движений под действием горизонтальных градиента давления и перераспределения внешней нагрузки включает также верти кальные движения связанные с изменением температуры. Учет дополни тельного погружения за счет растяжения литосферы в процессе изостати ческой компенсации веса осадков и течений связанных с горизонтальны

1И градиентами давления в астеносфере уменьшает долю погружения, фиходящуюся на термическую компоненту, и, следовательно, оценку коэффициента начального растяжения литосферы в пострифтовых бассей-гах по модели Маккензи (1978). Как известно, оценка величины растяже-гая по модели Маккензи часто значительно выше, чем величина растяжс-1ия, оцененная по изменению мощности коры или по реконструкции сис-■ем листрических сбросов. Учет дополнительного погружения особенно ¡ажен для бассейнов большой мощности, поскольку скорость роста ам-шитуды термического погружения быстро уменьшается с ростом величи-1ы растяжения и для получения дополнительного километра осадков в 5ассейне мощностью 10 км необходимо увеличить начальное растяжение ¡о много раз.

Глава 3. Численное моделироваг л е. Состоит из трех разделов.

В разделе 3.1 Схема численного решения задачи дается описание шсленного алгоритма решения полученных уравнений и излагаются общие характеристики всех последующих численных примеров.

Для решения задачи построены неявные разностные схемы с итера-хиями. Проведен всесторонний анализ численных схем, включающий фоверку выполнения балансовых соотношений, расчет для случаев дотекающих аналитическое решение, проверку устойчивости к шагу по фостранственным и временной переменным. Разработанное программное >беспечение позволяет исследовать различные типы внешних воздейст-шй, влияние начального распределения температуры, плотности и рельефа слоев. Важно отметить, что кроме начальных данных (распределения иотносга, температуры, мощности слоев) решение зависит только от . Если эта функция задана, то могут быть определены горизонтальные и вертикальные компоненты скорости во всех слоях и термическая компонента (?(х,г), что принципиально для достижения единствен-юсти решения задачи палеотектонического анализа.

Для счета использовалась прямоугольная неравномерная по 2 сет-са узлов. На боковых границах модели ( х = 0 и х = Ь, где ¿-размер рас-¡етной области по горизонтали) выставлялось условие отсутствия потока лассы и тепла, т.е. условие зеркального отражения относительно прямых ~0 и х=Ь. Горизонтальный размер расчетной области - 1500 км, толщина >ассчитываемого погранслоя 230-260 км. Для всех примеров начальный при ? = 0 ) рельеф всех слоев был горизонтальным, начальное распреде-1ение плотности не зависело от х В качестве начального распределения

Т(х, 2,0) выбиралось стационарное распределение температуры. Кровл астеносферы совмещалась с изотермой 1320° С. Рассчитывалось такж положение границы Мохо, как дополнительной материальной границы.

При проведении расчетов на первой относительно коротко; "активной" стадии (5-10 млн.лет) "включались" внешние воздействи (и0(х,()ФО), при этом осадконакопление и денудация не действовал* Затем исследовались движения в слоях, происходящие под действие! сформированных на "активной" стадии градиентов давления и возмуще ний температуры с учетом процессов осадконакопления и денудации, т.е анализировался процесс релаксации длительностью 50-100 млн.лет.

В всех рассматриваемых примерах на левом конце расчетной облас ти (х=0), задается центр восходящего, симметричного относительно верти кали г=0 мантийного потока (что соответствует центру области растяже ния), в центре расчетной области (при х = £ / 2) задается центр нисходя щего мантийного потока (что соответствует центру области сжатия). Пр1 Ь/2 < х < Ь модель является зеркальным отражением отрезках< Ь/2.

В разделе 3.2 Результаты численного моделирования приводятся ре зультаты расчетов четырех примеров.

Пример 1. В данном примере погранслой включает часть верхне! мантии мощность которого при 7=0 была равна 60 км, астеносфер; (мощностью 60 км), литосферу (99 км.) и осадочный слой (1 км). Глубин; до поверхности М равна 30 км. Плотность осадков 2.4 х 103 кг/м3 , плот ность земной коры линейно возрастает от 2.6 на кровле до 2.5 х 103кг/м3 на подошве, на границе М скачок плотности составляет 0.4 х 103 кг/м3, в нижней литосфере чость растет от 3.2 д< 3.35 х 103 кг/м3, в астеносфере - от 3.35 до 3.36 х 10*кг/м3, плотносп мантии постоянна и равна 3.36 х 103 кг/м3. Термопроводность литосфе ры и осадочного слоя - Ю^м7 / с, для уменьшения термического града ента в астеносфере и мантии их термопроводность была принята равно* 1,5х 10~*м2/с.

На активной стадии 0 < i <10 млн. лет движения в мантии описываются функцией щ(х^) = Аа зт(2тсх / Ь), А0 = 0.8 см/год , что позволяет моделировать структуры, в которых зона растяжения плавно переходит в зону сжатия. К концу этого периода в центре расчетной области

формируется зона сжатия, по бокам которой располагаются две зоны растяжения. Важно отметить, что компонента ик(х,2^) начинает проявляться лишь по мере роста градиентов давления. Поскольку при ( = О распределение плотности зависит только от вертикальной координаты, в течение почти всей фазы быстрого растяжения значения щ(х,2^) малы по сравнению с и0(х,I) и горизонтальная компонента скорости в литосфере практически не отличается от скорости в мантии, поэтому результаты моделирования практически не зависят от того, какие внешние силы инициируют эти движения, внутриплитное растяжение-сжатие гаи конвекция в мантии.

К концу активной стадии в области сжатия формируется поднятие высотой 3.5 км, в области растяжения - депрессия, глубиной 2.4 км [эрозия и седиментация отсутствуют). Ширина сформировавшейся депрессии составляет примерно 800 км.

После прекращения внешних воздействий (/ > 10 млн. лет) начинается активная транспортировка материала по поверхности за счет процес-;ов осадконакопления и денудации. Ко времени ^ = 20 млн. лет (рис.1) эельеф дневной поверхности в значительной степени выравнивается. К этому времени в области растяжения формируется осадочный бассейн мощностью 7.3 км., при этом в процессе изостатической компенсации мощность консолидированной коры под осадочным бассейном уменыпи-тась еще на 1 км. В области сжатия в результате денудации уменьшается зысота гор и мощность коры. К концу этого этапа экстремальные значе-шя горизонтальной компоненты скорости уменьшаются до 0.5 мм/год, и движения в основном начинают определяться внутренними источниками шергии - сформировавшимися горизонтальными градиентами давления в штеносфере. Поскольку маловязкая астеносфера не в состоянии "держать" юзникшие на активной стадии градиенты горизонтального давления, знутри нее формируются круговые течения. Интенсивность этих течений ¡ависит от мощности астеносферы и от величины горизонтальных гради-5нтов давления в астеносфере. Вследствие этих маломасштабных астено-;ферных течений продолжается медленное и длительное углубление и )асширение осадочного бассейна и продолжается рост гор.

Важно, что значительная глубина осадочного бассейна (10 км) и •лубокий размыв в области сжатия (5 км) получены при относительно ма-шх коэффициентах начального растяжения - сжатия («30%). Это происходит благодаря учету горизонтальных движений в литосфере и астено

сфере, возникающих в процессе изостатической компенсации поверхност ной нагрузки и релаксации градиентов литостатического давления. Дш получения осадочного бассейна такой глубины в рамках например модел] Д.Маккензи необходимо растяжение порядка 80 % и более.

осадочный бассейн горы

Рис. 1. Пример 1 = 20 МУ). Развитие областей растяжения (слева) и сжата (справа) к концу стадии активного осадконакопления и денудации. Изображен: левая половина модели от 0 до Ы2. Жирными линиями обозначены границы ело ев, изолинии - давление в МПа, стрелки - векторы скорости движения в слоях максимальная скорость уменьшилась до 0.54 мм/год. В области растяжение (слева) сформировался осадочный бассейн (осадки выделены черным цветом) Отметьте зарождение кругового течения в астеносфере под областью подняли (выделено серым цветом).

Пример 2. В данном примере восходящий и нисходящий мантий ные потоки на активной стадии пространственно разделенные и более уз кие по сравнению с предыдущим случаем(график функции ий(х,при веден на рис.2). В отличие от Примера 1, длительнность активной стада составляет 5 млн. лет, максимальная амплитуда функции, задающей дви жения в мантии равна 1.6 см/год. В этом примере увеличена мощност астеносферы (до 100км) и относительная плотность литосферы и корь Распределение плотностей следующее: мантия - 3.31 х 103 кг/м3, подке

ювая часть литосферы - 3.3 х10!/й/л3 , кора-от 3.3 х 10* кг/м3 - на юдошве до 2.71 х Ю3 кг/ м3 - на кровле, осадки - 2.0х 103 кг/м3 , остальные параметры такие же как в Примере 1.

'ис. 2.. График горизонтальной компоненты скорости в мантии на этапе.воздей-ггвия внешних сил (от 0 млн. лет до 5 млн. лет) в Примере 2.

Как и в предыдущем примере в центре области растяжения форми->уется осадочный бассейн, а в центре области сжатия образуются горы. Сроме того,, в данном примере возникает еще одна поверхностная струк-ура - в области прилегающей к горам образуется депрессия (предгорный грогиб). Рельеф дневной поверхности к концу активной стадии, менее юнтрастен чем в примере 1, с рельефом границы М - ситуация прямо фотивоположная. Дело в том, что контрастность рельефа фундамента и раницы М зависит от глубины уровня свободной мантии (уравнения (8) лава 2), т.е. от распределения плотности в слоях.

В данном примере, так же как и в Примере 1, после окончания ак-ивной стадии включаются процессы осадконакопления и денудации и к юменту времени 10 млн.лет рельеф дневной поверхности практически илравнивается, при этом в области, прилегающей к горам происходит по-ружение фундамента и начинается формирование предгорного прогиба, лубина которого к этому времени составляет 0.5 км. После окончания наивной стадии движения в астеносфере принимают форму круговых гчеек. Одна из них, менее мощная, расположена под зоной перехода от »садочного бассейна к стабильной области, другая, более мощная, распо-южена на периферии горного сооружения, где над восходящим астено-ферным потоком формируется предгорный прогиб.

К 50 млн. лет (рис.3) глубина осадочного бассейна в его централ* ной части достигает 2.9 км., ширина его остается неизменной 640 км. ] этому времени меняется характер развития осадочного бассейна: под действием астеносферных течений область максимального погружения см< щается к краю бассейна и он начинает разделяться на две чаши (масшта рисунка не позволяет это отразить). В области сжатия продолжается рос гор, причем наибольшая скорость роста наблюдается также не в центре, по бркам области сжатия в зонах соответствующих максимальным скорс стям в нисходящем астеносферном течении. К этим же зонам приурочив* ется максимальное опускание границы М. В это время происходит знач* тельное углубление предгорных прогибов, их глубина к данному времен достигает 5.9 км. Дальнейшая эволюция поверхностных структур и все поверхностной оболочки будет сохранять те тенденции, которые обознг чились за первые 50 млн.лет. В процессе эволюции скорости движени медленно убывают во времени. -■■■ -т.- , < ; : : <

Рис.3. Развитие областей растяжения и сжатия по прошествии 45 млн. лет поел окончания активной стадии (Пример 2). Изображена левая половина модели от до Ь/2. На периферии области сжатия над развитым восходящим потоком в асп носфере образовался предгорный прогиб (осадки выделены черным). Жирным линиями обозначены границы слоев, изолинии - давление в МПа, стрелки - ве! торы скорости, максимальное значение скорости уменьшилось и составляет 0.6 мм/год.

Особенности строения поверхностных структур весьма чувствительны к значениям параметров модели. Приведенные выше примеры выбраны в качестве иллюстрации как наиболее отвечающие сложившимся представлениям об эволюции зон растяжения-сжатия. Поскольку дискуссионным является вопрос о распределении плотности с глубиной в астеносфере, расчеты были проведены также для нулевого (ПримерЗ) и отрицательного градиента плотности астеносферы с глубиной.

Пример 3 полностью идентичен Примеру 2, за исключением того, что плотность в мантийной части погранслоя и в астеносфере постоянна и равна 3.3 х Ю3 кг/м3. Малые различия в распределении плотности в астеносфере влияют на характер астеносферных течений . Сразу после окончания активной стадии круговые течения в астеносфере малоразвиты и более дробные, можно выделить четь ре круговых течения, два из которых-движутся по часовой стрелке, а два - против. С течением времени движения в астеносфере стабилизируются и картина движения вещества становится похожей на пример 2. В результате в поверхностной оболочке возникают такие же структуры, как и в предыдущем случае, однако их эволюция несколько иная. В отличие от предыдущего примера, депрессия в области будущего предгорного прогиба начинает формироваться не сразу. И хотя ко времени 50 млн. лет предгорный прогиб уже присутствует, гго глубина составляет 2.3км. ( в предыдущем случае - 5.9 км.). В отличие эт Примера 2 в осадочном бассейне не образуется боковой чаши.

Пример 4 отличается от Примеров 2 и 3, инверсным распределением плотности в астеносфере: на подошве астеносферы и в мантии значе-яие плотности составляет 3.30 х 103 кг/м3, далее плотность возрастает к фовле астеносферы до 3.31 х 103 кг / м3. В данном примере после окончания активной стадии в области растяжения образуется пологая депрессия глубиной 1 км. плавно, переходящая в возвышение (1.3 км) в области сжатия. После завершения активной стадии, в астеносфере образуются ячей-си, в которых движение происходит против часовой стрелки. Соответственно под горами в астеносфере возникает восходящий поток, который торождает здесь растяжение и погружение.

К 30 млн.лет движения в астеносфере создают на поверхности юлнообразный рельеф сглаженный процессами эрозии и осадконакопле-тая. При этом там, где на начальном этапе были горы, происходит погру-

жение, а краевые части осадочного бассейна поднимаются. К 100 млн. ле-движения в ячейках вновь перестраиваются, что приводит к еще одно! смене знака движений на поверхности. В частности там, где на начально! стадии сформировались горы, а затем возник мелководный осадочны! бассейн, вновь начинается поднятие. «

Таким образом, практически во всей рассматриваемой области воз никают дробные инверсионные движения, связанные с перестраивающи мися движениями в астеносфере. В результате на поверхности не наблю дается длительной унаследованной эволюции поверхностных структур имевшей место в предыдущих примерах. Геологических аналогов подоб ному сценарию развития, на сколько известно автору, не существует, чт< отвергает гипотезу о повсеместной инверсии плотности в астеносфере Однако интересным является то обстоятельство, что астеносфера с инвер сионным распределением плотности, будучи возмущена внешними воз действиями, порождает инверсионные движения на поверхности.

В разделе 3.3 Анализ кривых погружения осадочного бассейна 1 предгорного прогиба. Сравнение с геологическими структурами боле детально исследуются погружение посгрифтового осадочного бассейна : эволюция предгорного прогиба. Дается сравнительный анализ расчеты кривых погружения с кривыми для Северного моря и Северо-Кавказског прогиба. ч;

Пострифтовый осадочный бассейн. Рассчитаны кривые терш ческого погружения посгрифтового осадочного бассейна в зависимости с температурного режима астеносферы и мантии и дано сравнение с терш ческой моделью Д. Маккензи. (1978). Показано, что в модели Д. Маккенз поступление тепла из астеносферы минимально, что обеспечивает макс* мальное термическое погружение бассейна на пострифтовой стадии. О; нако и в этом случае термического погружения часто оказывается недо< таточно для получения нужной глубины посгрифтового бассейна при в< личинах начального растяжения, оцененных независ мыми способам! Для правильного выбора термического режима мантии под осадочным бассейнами необходимо рассмотреть, какие внешние воздействия иш циируют начальный процесс (внутриплитное растяжение, мантийни диапир), и какой ширины осадочный бассейн моделируется.

При'моделировании погружения Северного моря (рис.4) был в! бран термический режим, соответствующий растяжению литосферы ж мантийным диапиром, что на наш взгляд соответствует случаю постоя)

■ - , ... . .. Д!»*.. мип'И'-.-.УгЧ г ■■<>•> Г-'1.! : ■

ного теплового потока на подошве погранелоя и температуропроводности астеносферы равной мантийной. Суммарное погружение в нашей модели ( кривая 2) с учетом дополнительного растяжения литосферы под действием веса осадков и действия астеносферных течений оказалась существенно больше, чем в модели Д. Маккензи (кривая 1), несмотря на то, что компонента термического погружения была существенно меньшей. Можно видеть, что харагсгр кривой погружения построенной по нашей модели лучше соответствует кривым погружения для Северного моря.

км

Рис. 4. 1 - кривая погружения по модели (McKenzie/1978).

2 - кривая погружения для центра бассейна при той же величине начального растяжения, полученная с учетом астеносферных течений,

3 - кривая погружения для Северного моря (скв. BP 30/1-1).

4 - кривая погружения для Северного моря (скв. Montrose Amoco 22/18).

Предгорный прогиб. В Примере 2 в рамках предлагаемой модели было показано, что погружение в предгорных прогибах может быть связано с восходящим астеносферным потоком, возникающим как реакция маловязкого слоя на внешнее сжатие. Были исследованы основные особенности образующегося модельного прогиба:

1.0н имеет характерную несимметричную форму: более пологи внешний борт и более крутой - внутренний, причем эта форма устанавли вается не сразу. В самом начале своего развития внешний борт прогиб может быть даже несколько круче внутреннего, что способствует на ран них этапах эволюции сносу материала в прогиб со стабильной области.

,, 2.На стадии релаксации внешний борт и центральная часть прогиб находятся в условиях горизонтального растяжения, а внутренний борт -условиях горизонтального сжатия. Следовательно, именно в облает внутреннего борта можно ожидать появления.надвигов, что и имеет мест в большинстве предгорных прогибов.

3.В рамках данной модели предгорные прогибы с одинаковым успе хом могут развиваться с обеих сторон от горного сооружения.

4.Для исследования взаимосвязи в системе горное сооружение предгорный прогиб нами были построены теоретические кривые погруж« ния для модельного прогиба, при этом внешнее сжатие прикладывалос дважды. Оказалось, что периоды сжатия в орогене отражаются на эти кривых как относительное поднятие, которое после прекращения внешнег сжатия сменяется этапами быстрого погружения.

Эти результаты хорошо согласуются с данными по предгорным прс гибам. Действительно, данные, об эволюции многих горных систем покг зывают, что процесс ко^шнентальной коллизии не был непрерывным, состоял из нескольких стадий внешнего сжатия. Если считать, что пре; горный прогиб формируется в результате упругого изгиба литосферы по действием веса надвига (Jordan, Beaumont, Royden и др.), то период внешнего сжатия должны сопровождаться опусканием в прогибе. Деташ ный анализ данных для районов Карпат, Урала и других предгорных пр< гибов проведенный в работах Е.В.Артюшкова с соавторами показал, чт ситуация здесь прямо противоположная. Периоды сжатия и ¿бразоваш; надвигов в горных сооружения сопровождаются поднятием или прекр; щением погружения в предгорных прогибах, тогда как интенсивное п< груженне предгорных прогибов происходит в периоды отсутствия сжата в горах.

Анализ кривых погружения для Предкавказского прогиба показа) для всех кривых характерны следующие общие черты:

1. Плавное погружение всей этой области начиная с ранней средней Юры вплоть до позднего Эоцена (40 млн. лет назад). Длинного риодное погружение по своему характеру вероятнее всего является терм! ческим (стадия пассивной континентальной окраины).

2. Далее следуют короткопериодные этапы относительного подня-ия, сменяющиеся более длительными фазами быстрого погружения. Пер-ый период относительного поднятия датируется поздним Эоценом (39.56 млн. лет назад), за ним следует быстрое погружение в Майкопское вре-[я (36-16.6 млн. лет назад). Затем произошло еще как минимум три этапа тносительного поднятия (16.6-15.8, 14.3-13.7, 7-5.2 млн. лет), также смеявшихся периодами быстрого погружения.

Характер кривых погружения, начиная позднего Эоцена аналогичен еоретическим кривым погружения. В региональном плане периоду пер-ого относительного поднятия в Предкавказском прогибе (перед началом Майкопского времени) соответствовала фаза коллизионного вулканизма га Малом Кавказе и закрытие Арабского океана. Совпадение во времени тих региональных событий с повсеместным относительным поднятием в 1редкавказском прогибе позволило заключить, что поздний Эоцен можно читать началом сжатия в троге Большого Кавказа, т.е. началом орогенно-о этапа. Имеется целый ряд геологических данных, в том числе получениях в последние годы (Ьогаг, Ро1то, 1997), которые указывают на налиме рельефа в области Большого Кавказа к этому времени. Подобные со-юставления были также проведены для кривых погружения долины реки То на юге Альп.

Итак, погружение на периферии зон континентальной коллизии мо-кет быть связано с процессами маломасштабной конвекции в астеносфере. Тредложенная модель дает основную компоненту погружения, на фоне соторой может проходить усложнение структуры прогиба например за ;чет надвигов и упругого изгиба литосферы под действием их веса. Хоро-по известно, что модель упругого изгиба в большинстве случаев не дает достаточного погружения даже на фронте главного надвига. Возникающие 1ри этом прогибы должны со временем выполаживаться за счет процессов >елаксации упругих напряжений.

На данном этапе, предлагаемая модель маломасштабной конвекции 1е претендует на детальное описание характеристик предгорных проги-5ов, она соответствует той степени точности, с которой можно применять модель вязкой жидкости к моделированию структур литосферы, но она тозволяет описать общие характеристики эволюции структур на длительных временах. Поэтому данная модель может служить хорошей основой для понимания общих процессов происходящих в областях сжатия и должна быть дополнена и развита с учетом упругих свойств верхнего :лоя, локализации движений по разломам и т.д.

В Заключении приведены основные результаты работы, которы

сводятся к следующему:

1. Построена новая модель эволюции реологически расслоенной поверх ностной оболочки Земли, включающая осадочный слой, литосферу, ас теносферу и часть подастеносферной верхней мантии и согласованна: с конвективными мантийными движениями. Модель учитывает про цессы осадконакопления и денудации, плотность слоев является функ цией температуры, поверхность астеносферы считается фазовой гра ницей. Получена система уравнений для поля скоростей, давления температуры и рельефа границ модели; разработаны численные схемь и программное обеспечение необходимые для ее решения.

2. Качественный анализ и численные расчеты показали, что по мере на рушения механического и термического равновесия в поверхностно! оболочке, в астеносферном слое развивается маломасштабная конвек ция. Ее поверхностным проявлением является углубление осадочныз бассейнов в областях растяжения и рост гор в областях сжатия, проис ходящие длительное время после прекращения внешних (мантийны? или внутриплитных) воздействий. Процесс маломасштабной конвек ции существенно меняет характер развития и строение областей рас тяжения и сжатия.

3. Показано, что основными факторами, определяющими характер мало масштабной конвекции и ее поверхностных проявлений являкхгез мощность и начальный градиент плотности астеносферы с глубиной I градиенты горизонтальной компоненты скорости на стадии растяже ния - сжатия внешними силами. Интенсивность маломасштабной кон векции возрастает с увеличением мощности литосферы и градиент» горизонтальной компоненты скорости. Существенно меняется строен® и эволюция поверхностных структур при изменении градиента плот ности астеносферы с глубиной. Сопоставление с геологическими дан ными показывает, что характер развития и строение ряда поверхност ных структур лучше соответствует небольшому положительному шп нулевому градиенту плотности в астеносфере с глубиной, что можа быть связано с частичной дифференциацией вещества, произошедшей до начала процессов растяжения - сжатия.

4. Дополнительное растяжение литосферы в процессе изостатическо* компенсации веса осадков и маломасштабной конвекции в астеносфе ре значительно увеличивает амплитуду погружения в областях растя-

жения на пострифтовой стадии по сравнению с моделью Д. Маюсензи (1978). Расчеты, проведенные в рамках модели погранслоя предсказывают, что должно быть различие в погружении широких и узких осадочных бассейнов, а также бассейнов сформировавшихся под действием мантийных или внутриплитных движений. Сопоставление теоретических кривых погружения с данными для Северного моря показывает хорошее соответствие модельной кривой наблюдаемым данным С использованием построенной модели эволюции поверхностной оболочки Земли разработана новая геодинамическая модель формирования предгорных прогибов на периферии зон континентальной коллизии. Проведено детальное сопоставление численных расчетов с данными о строении и эволюции Предкавказского и других Альпийских прогибов. Показано, что модель правильно описывает основные особенности их строения и эволюции. В частности, модель предсказывает, что в периоды внешнего сжатия в орогене погружение в прогибе замедляется или сменяется поднятием, фазы быстрого погружения в прогибе происходят после фаз внешнего сжатия. Использование данной зависимости при анализе истории погружения Предкавказского прогиба позволило заключить, что первая фаза сжатия на стадии континентальной коллизии произошла в Предмайкопское время (39.5 - 36.0 млн. лет назад), а после этого имели место еще как минимум три фазы внешнего сжатия в интервалах 16.6 -15.8 млн.лет, 14.3 -13.7 млн.лет и 7.0 - 5.2 млн.лет.

Публикации по теме диссертации в реферируемых журналах: Анализ гипсометрических характеристик планет земной группы с точки зрения конвективной эволюции их строения. Астрономический вестник. 1987. XXI , N 2. с. 176-180. (совм. с М.С. Марковым, В П. Мясниковым, Ж.Ф. Родионовой).

Модель эволюции внутреннего строения Земли на этапе конвективного остывания. ДАН СССР. Т. 304. с. 65-68 (совм. с В.П. Мясниковым). Математические модели эволюции осадочных бассейнов (Обзор). ВИЭМС. МГП «Геоинформмарк». М. 1991. 50 с. (совм. с В.О. Михайловым).

Анализ данных по хребту Гаккеля на основе термической модели океанической рифтовой зоны. ДАН, 1993, т. 331, с. 497-499 (совм. с В.О. Михайловым).

5. К вопросу о взаимодействии мантии с реологически расслоенной го верхностной оболочкой Земли. ДАН, 1993, т. 330, с. 771-773. (совм. В.О. Михайловым и В.П. Мясниковым).

6. Динамика эволюции поверхностной оболочки Земли под воздействие процессов растяжения и сжатия. Физика Земли, 1996. N6, с. 30-3' МАИК Наука, М. (совм. с В О. Михайловым и В.П. Мясниковым).

7. Анализ эволюции осадочных бассейнов на основе модели реологическ расслоенной поверхностной оболочки. В сб.: Проблемы механик сплошных сред. Изд. ИАПУ ДВО РАН, Владивосток 1996. с. 142-15! (совм. с В.О. Михайловым и Е.А. Киселевой).

8. Foredeep basins: the main features and model of formation. Tectonophysk 1998 (в печати) (совм. с В.О. Михайловым и Р. Полино)

Тезисы конференций:

9. Modeling of thermal fields in different regeimes of sedimentary basins form* tion. Int. workshop «Computerized basins analysis» Szeged. 1987.

10.Models of lithosphere matched with global geodymanical model: effect < mantle flow on thermal structure and mechanical evolution of continent; lithosphere. Annates Geophysicae. 1992. Suppl.l to v. 10. p.87.

11.Geophysical and geodynamical model of Gakkel ridge. Annates Geophysical 1992, v.10 suppl.l, part 1, p. 76 (совм. с В.О. Михайловым).

12.Dynamic models of sedimentary basins. 29-th IGC, Kyoto, 1992. Abstr. v.'. p.298. (совм. с В.О. Михайловым).

13 .Evolution of the core and mantle of the Earth during the convective stage. IS. th IGC, Kyoto, 1992. Abstracts v.l. p.56.

14. Геодинамическая модель формирования осадочных бассейнов под во: действием процессов в мантии Земли на примере Паннонского 6accei на и Терренского моря. Тезисы международного симпозиум "Геодинамическая эволюция осадочных бассейнов'V Москва, 1992. < 99. (совм. с В.О. Михайловым).

15.0n the influence of thermo-mechanical properties of the lithosphere and, a! thenosphere on sedimentary basin development. Annales Geophysicae, 199' v. 12 (suppl. 1), p. 16, Springer International, Berlin, (совм. с В.О. Mnxai ловым).

16.Numerical analysis of the evolution of Terek-Caspian foredeep. 5th Zonet shain conference on plate tectonics. Programme and abstracts, 1995, p. 11! Kiel, Germany (совм. с E.A. Киселевой, H.B. Короновским, В.О, Mi хайловым, Л. Д. Паниной и Е.И. Смольяниновой).

7. Deformation of Rheologically Stratified Earth1 Outer Shell in Continental Collision Zones. Abstracts of XXI General Assemble of IUGG, 1995, v.B, р.ЬЗЗб, Boulder, Colorado, USA. (совм. с B.O. Михайловым).

8. On the role of the asthenosphere in sedimentary basin formation. Pro-cedeengs of XXXIGC. 1996. Beigin, China, (совм. с B.O. Михайловым).

9. On the role of small-scale convection in formation of lithosphere structures. The EGS meeting, Vienna 1997. Annales Geophysicae. Suppl.l to v. 15. p. 26.(совм. с E.O. Михайловым).

!0. North Caucasus foredeep: Subsidence history and model of formation. The EUG -9 meeting, Strasbourg 1997. p. 138. (совм. с B.O. Михайловым, Л. Паниной и Р. Полино).

¡1. Взаимодействие лип^еры и мантии: численный анализ в рамках модели реологически расслоенной поверхностной оболочки В сб: Структура верхней мантии Земли. Тезисы Межд. конференции NATO/ EUROPROBE. М. 1997. с. 69-70.

:2. Numerical model of foredeep basins.. Тезисы Межд. конференции EUROPROBE-INTAS Геофизический журнал НАНУ Киев. 1997. N 1. с. 141 (совм. с В.О. Михайловым и Р. Полино).

¡3. Эволюция структур растяжения и сжатия в реологически расслоенной поверхностной оболочке Земли. В сб.: Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Тезисы XXXI тектонического совещания. М. 1998. с. 37-39. (совм. с В.О. Михайловым).

:4. Project INTAS 3884: Some results of joint analysis of geological and geophysical data. 6th Zonenshain conference on plate tectonics. Programme and abstract, 1998, Kiel, Germany, p. 91 (совм. с P. Полино B.O. Михайловым, Е.И. Смольяниновой, B.M. Гординым, С.А. Тихоцким, Е.А. Киселевой, Н.В. Короновским, JI.B. Паниной, JI И. Деминой, М. Себрие, Р. Стефенсоном

5. Foredep basins: the main feature and model of formation. 6th Zonenshain conference on plate tectonics. Programme and abstracts, 1998. Kiel, Germany. p. 142-143. (совм. с B.O. Михайловым и P. Полино).