А.В. Викулин 1, Т.Ю. Тверитинова 2

1 - Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН,

683006, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9

2 – Московский государственный университет, Геологический факультет

119234, Москва, Ленинские горы, МГУ

О СКОРОСТЯХ ДВИЖЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПЛИТ

Аннотация. В работе анализируются данные о протяженностях дивергентных и конвергентных границ и скоростях перемещений литосферных плит в течение разных геологических отрезков времени. Обосновывается вывод о наличии прямолинейной зависимости между размерами литосферных плит и скоростями рифтинг – спредингового процесса на дивергентных границах. Показывается, что скорость субдукции не зависит от протяженности пододвигаемой плиты. Установленные закономерности тектонических процессов дают основания для предположения об их связи с ротационнообусловленными волновыми движениями земной коры.

            Введение. Исследования сейсмичности (Викулин, Иванчин, 1998) позволили установить наличие пропорциональной зависимости между скоростями миграции землетрясений и их магнитудами, т. е. величинами сейсмических энергий, выделяемых в их  

Таблица 1. Значения скоростей субдукции (Кукал, 1987, с. 41).

N

п.

п.

 

Область

 

Пододвигание литосферных плит

Длина зоны,

L [км]

Скорость субдукции, V [мм/год]

1

Курилы, Камчатка, Хонсю

Тихоокеанская под Евразийскую

2800

75

2

О-ва Тонга и Кермадек, Новая Зеландия

Тихоокеанская под Индийскую

3000

82

3

Центральная Америка и Мексика

Кокос под Северо-Американскую

2800

95

4

Алеутские о-ва

Тихоокеанская под Северо-Американскую

3800

35

5

Ява, Суматра, Бирма

Индийская под Евразийскую

5700

67

6

Южные Сандвичевы о-ва

Южно-Американская под Скоша

650

19

7

Карибское море

Южно-Американская под Карибскую

1350

5

8

Эгейское море

Африканская под Европейскую

1550

27

9

Соломоновы о-ва, Новые Гибриды

Индийская под Тихоокеанскую

2750

87

10

О-ва Бонин и Марианские

Тихоокеанская под Филиппинскую

4450

12

11

Иран

Аравийская под Евразийскую

2250

45

12

Индия

Индийская под Евразийскую

(2700)

55

Примечание: значение в скобках – определение длины зоны, принятое в расчетах авторами этой статьи.

Таблица 2. Параметры зон субдукции по данным работы (Гатинский, Рундквист, Владова и др., 2000)

№№
п.п.

Зона 
субдукции

Длина ост-ровной дуги над зоной субдукции, 
L, км

Скорость субдукции

 

V, см/год

Возраст коры пог-ружающейся плиты / номера линейных магнитных анома-лий в ней 

Т1 – Т2 = t

млн. лет тому назад

1

Восточно-Алеутская

1625

5.8-6.4

палеоцен - эоцен / 18-24

54 – 43 = 11

2

Западно-Алеутская

1000

7.7

палеоцен - эоцен / 20-26

59 – 45 = 14

3

Северо-Курильско-Камчатская

1125

8.3

ранний - поздний мел /  30-M0

119 – 67 = 52

4

Южно-Курильская

950

9.5

ранний мел / М1-М5

128 – 123 = 5

5

Японская (северная часть)

1700

9.5-10.3

ранний мел /
М5-М16

145 – 128 = 13

6

Японская (южная часть)

875

6.2

палеоцен -средний миоцен / 6-22

51 – 20 = 31

7

Рюкю

1100

5.2-6.5

палеоцен - эоцен / 18-21

49 – 43 = 6

8

Филиппинская

 ( южная часть)

1000

7.0-9.3

палеоцен -  эоцен / 18-22

51 – 43 = 8

9

Идзу-Бонинская

1380

4.7-7.7

поздняя юра – ран-ний мел / М5-М21

154 – 128 = 26

10

Марианская

3000

3.1-3.8

поздняя юра / М21-М32

169 – 154 = 15

11

Западно-Зондская

3000

6.0-6.7

эоцен - ранний мел / 20- М4

128 – 45 = 83

12

Восточно-Зондская

2250

7.6-8.0

поздняя юра / М16-М26

163 – 145 = 18

13

Новая Британия и Соломоновы о-ва

2400

10.3

палеоцен - плиоцен / 2-26

59 – 2 = 57

14

Новые Гебриды

2000

8.5

эоцен - средний миоцен / 9-23

53 – 30 = 23

15

Тонга - Кермадек

3250

5.5-9.3

поздняя юра – ран-ний мел / М0-М16

145 – 119 = 26

16

Анды

9000

7.4-15.4

эоцен - средний миоцен / 5-22

51 – 10 = 41

17

Центральная Америка и Мексика 

3125

6

средний миоцен - четвертичный / 1-6

20 – 1 = 19

Примечание: данные в последнем столбце (временные интервалы Т12 и их продолжительности t) определены авторами этой статьи по приведенным в таблице номерам магнитных аномалий в соответствии с данными работ (Хейрцлер, Диксон, Херрон и др. 1974; Харленд, Кокс, Ллевеллин и др., 1985).

очагах. Эту зависимость оказалось возможным проинтерпретировать в виде ротационнообусловленных волновых движений планетарного масштаба (Викулин, 2003). Сейсмичность тесно взаимосвязана с процессами, которые протекают в областях стыка тектонических плит и которые являются прямым результатом их взаимодействия. Закономерности перемещения тектонических плит и их взаимодействия в последнее время все чаще описывают в рамках волновых геодинамических моделей, учитывающих особенности вращения планеты. В блоковой геофизической среде мерой тектонической активности может являться, например, параметр, величина которого определяется скоростями движения плит и их размерами. Поэтому можно предположить, что и значения скоростей геологических процессов, протекающих в пределах границ тектонических плит, пропорциональны их размерам. Проверке такого предположения и посвящена настоящая работа.

            Исходные данные. Достаточно полная подборка данных о скоростях геологических процессов приведена в работе (Кукал, 1987). Данные из этой работы, характеризующие значения скоростей субдукции и протяженностей тектонических плит планеты, представлены в табл.1. В этой таблице нами для протяженности зоны поддвига Индийской плиты под Евразийскую плиту принято значение L = 2700 км. Достаточно подробные данные о параметрах зон субдукции содержатся в работе (Гатинский, Рундквист, Владова и др., 2000). Используемые из этой работы данные представлены табл.2. Данные о скоростях раскрытия современных океанов и рифтовых зон Земли по нашим определениям приведены в табл.3 и 4. При расчетах нами использовались также данные о протяженностях зон и скоростях спрединга океанического дна, приведенные в работах (Хейрцлер, Диксон, Херрон и др., 1974, с.50; Ле Пишон, 1974, с.95). В соответствии с данными этих работ нами была составлена табл.5.

Таблица 3. Скорости раскрытия современных океанов, определенные по «Тектонической карте мира» м-ба 1:45.000.000.

Протяжен-ность зоны,

L [км]

Ширина зон проявления процесса, H [км]

Возраст зоны, Т [млн. лет]

Скорость,V = H /T [мм/год]

Регион

~15000

18000

160

112,5

Тихий океан

~11000

6000-8000

144

40-55

Индийский океан

~11000

6300

144

44

Атлантический океан, Центральный сегмент

~7000

5400

163

33

Атлантический океан,

Южный сегмент

(18000)

(5400- 6300)

(144) 163)

(33- 44)

Атлантический океан

Примечание: данные для всего Атлантического океана в расчетах нами не учитывались.

            Таким образом, при анализе нами использовалась N = 61 пара данных о протяженностях границ тектонических плит и скоростях геологических процессов, протекающих в их пределах: N1 = 12 - в табл.1, N2 = 17 – в табл.2 (в аналогичной таблице в работе (Гатинский, Рундквист, Владова и др., 2000) не приведено значение скорости субдукции для Филиппинской зоны; поэтому данные об этой зоне нами при анализе не использовались), N3 = 4 – в табл.3, N4 = 25 – в табл.4 и N5 = 3 – в табл.5. Все эти данные использовались нами для статистического анализа, который проводился на плоскости с осями логарифм скорости (LgV [мм/год]) – логарифм протяженности зоны (LgL [км]). В случаях (табл.2,4), когда исходные данные представлены интервалами значений (Т12) и (V1-V2), использовались средние для интервалов Т=1/2(T1+T2) и V=1/2(V1+V2). Прямолинейные зависимости между логарифмами протяженностей зон и логарифмами скоростей LgLs0) = (a±saLgV + (b±sb) определялись методом наименьших квадратов, где «a» и «b» - коэффициенты, s0, sa, sb –дисперсии точек и коэффициентов.

            Все данные в совокупности, являющиеся своеобразной интегральной мерой тектонической активности процессов субдукции, рифтинга и спрединга, представлены на рис.1. Определенная по ним зависимость LgL(LgV) имеет вид:  

LgL (±0,42) = (0,11±0,15)·LgV + (3,42±0,26).              (1)

 

 

 

 

 

 

 

 

Рис.1. Данные, характеризующие зависимость между протяженностями зон и скоростями субдукции, рифтинга и спрединга (табл. 1-5; N=61). Выражение для проведенной прямой линией зависимости LgL(LgV) дается соотношением (1).

Видно, что точки на рис. 1 располагаются в пределах области по форме, близкой к круговой, значение дисперсии s0 составляет около половины порядка, при этом значение дисперсии sa больше значения коэффициента «а». Поэтому можно принять, что зависимость (1), статистически мало значима. Другими словами, по всей совокупности данных зависимость между протяженностью зоны и скоростью протекающего в ее пределах геологического процесса не выявляется.

           

 

 

 

 

 

 

 

 Рис.2. Данные, характеризующие зависимость между протяженностями зон и скоростями субдукции (табл. 1, 2 и 5; N=32). Выражение для зависимости LgL(LgV), проведенное прямой линией, дается соотношением (2).

Данные по размерам зон и скоростям субдукции (N1+N2+N3=N=32) представлены на рис. 2. Соответствующая прямолинейная зависимость имеет вид:

LgL (±1,22) = -(0,16±0,70)·LgV + (3,66±1,22).              (2)

Таблица 4. Длина L [км], ширина раскрытия (минимальная и максимальная) H [км], возраста и значения скоростей V[мм/год] рифтовых зон Земли, определенные по тектонической карте мира масштаба 1:45.000.000

Возраст спрединга,

T1 - T2 = t,

млн. лет →

Рифтовая система ¯

N2-Q

(5-0)=

5

 

 

P3-N1

(38-5)=

33

P1-2

(65-38)=

27

K2

(98-65)=

33

K1

(144-98)=

46

J3

(163-144)=

19

Срединно-Атланти-ческая,

L/H/V

18000 /

180-360

/

36-72

18000 /

540-1440

/

16-44

18000 /

540-1260

/

20-47

16000 / 1350-2700

/

41-82

13500 / 720-1440

/

16-31

3800 /

720-1260

/

38-66

Срединно-Индооке-анская,

L/H/V

11000 /

180-1080

/

36-260

11000 /

180-1620

/

5-19

11000 /

180-1800

/

7-70

9000 /

450-1800

/

14-55

 

-

 

-

Восточно-Тихооке-анская,

L/H/V

14400 /

450-1800

/

90-360

14400 /

1800-4500

/

50-136

14400 /

2250-3150

/

83-117

14400 /

2250-4590

/

68-139

14400 /

2700-5400

/

59-117

5400 /

> 5400

/

> 284

Западно-Тихооке-анская,

L/H/V

5000 / 180-270

/

36-52

 

-

5000 / 180-360

/

7-13

3150 /

1350-1800

/

41-55

 

-

 

-

Северного Ледовито-го океана,

L/H/V

1800 /

180-450

/

36-90

1800 /

180-450

/

5-14

1800 /

360-720

/

13-27

 

-

 

-

 

-

Байкаль-ская, L/H/V

900 /

45-90 /

9-18

-

-

-

-

-

Красно-морская,

L/H/V

4000 /

45-135 /

9-27

3150 /

180-270 /

5-8

 

-

 

-

 

-

 

-

 Примечания: возраста спрединга определялись по (Харленд, Кокс, Ллевеллин и др., 1985); ширина раскрытия зоны определялась по минимальному и максимальному замеру ширины зоны поперечно к направлению рифтовой зоны; длина зоны определялась по длине зоны с соответствующим временным интервалом; если вдоль зоны фиксируется спрединг разных временных интервалов, то длина зоны с какого-то момента остается постоянной.

Видно, что полученная зависимость также статистически не значима. Рассмотрение более детальных и, по-видимому, более однородных данных, представленных табл. 2 (N=17), также указывают на отсутствие статистически значимой связи между протяженностью зоны и скоростью субдукции:

LgL (±0,27) = (0,18±0,56)·LgV + (2,93±1,04).                (3)

Сравнение зависимостей (2) и (3) показывает, что скорость субдукции можно считать независимой от протяженности пододвигаемой плиты и, в среднем, равной:

V = 60 ± 30 мм/год, 875 < L [км] < 13600.                (4)

            Анализировались данные табл.2, датированные разными отрезками времени Т=1/2(T1+T2). С наибольшей значимостью по имеющимся данным можно говорить о возможности существования зависимостей LgL(LgV) только для двух интервалов. Для интервала 40-50 (2-59) млн. лет, N=8: LgL (±0,24) = (2,30±0,85)·LgV - (1,35±1,62) и для интервала 140 (119-169) млн. лет, N=6: LgL (±0,19) = -(0,66±0,51)·LgV + (4,49±0,95). Видим, что статистическая значимость полученных зависимостей не высока. По-видимому, именно по этой причине, и в подтверждение выше сформулированного вывода об отсутствии соответствующей статистически значимой «субдукционной» зависимости, в пределах разных интервалов получаются и разные соотношения между протяженностями зон и скоростями субдукции в их пределах.

Таблица 5. Скорости спрединга, рассчитанные по данным работ (Хейрцлер, Диксон, Херрон и др. 1974; с.50; Ле Пишон, 1974, с.95).

Океан

Протяженность зоны, L [км]

n

V [мм/год]

Тихий

13600

12

40 ± 12

Атлантический

12400

10

17 ± 14

Индийский

9100

7

  18 ± 7

Примечание: n – число экспериментальных определений скоростей субдукции для каждой из зон, V – средние значения скоростей субдукции, принимаемые нами в расчетах, и среднеквадратичные отклонения.                               

            Из данных, представленных табл. 3, 4 (N3+N4=N=29) и рис. 3, видно, что зависимость между протяженностями раздвигаемых плит и скоростями рифтинга и спрединга можно представить в виде:

LgL (±0,33) = (0,43±0,15)·LgV + (3,17±0,26).              (5) 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рис.3. Данные, характеризующие зависимость между протяженностями зон и скоростями рифтинга и спрединга (табл. 3, 4; N=29). Выражение для зависимости LgL(LgV), проведенной прямой линией, дается соотношением (5).

            Анализ показывает (табл. 6), что зависимости между протяженностями зон и скоростями рифтинга и спрединга выявляются и по частичным выборкам, представленным датированными данным за t = 5, 27, 33 и 150 (144-163) млн. лет. При этом «наклоны» зависимостей (значения коэффициентов «a») оказались примерно равными и практически независимыми как от геологических интервалов Т12, так и от их продолжительностей t. Как оказалось, примерно такие же наклоны имеют и зависимости для данных, датированных временами 163-144=19 и 144-98=46 млн. лет, каждая из которых представлена всего одной парой значений (табл. 6).

Таблица 6. Параметры зависимостей LgL(LgV), характеризующих протяженности зон  как функции скоростей спрединга для разных геологических отрезков времени.

N

п.

п.

Число данных, N

Временной

интервал

Т1 - Т2,

[млн. лет]

Продолжи-тельность интервала, t,

[млн. лет]

LgL (±s0) = (a±sa)·LgV + (b±sb),

L [км], V [мм/год]

1

7

5 – 0

5

LgL (±0,38) = (0,77±0,38)·LgV + (2,38±0,62)

2

2

163 – 144

19

LgL              =  0,77            LgV +  1,27

3

5

65 – 38

27

LgL (±0,37) = (0,69±0,49)·LgV + (2,85±0,75)

4

9

38 – 5;

98 – 65

33

LgL (±0,31) = (0,54±0,25)·LgV + (3,09±0,42)

5

2

144 – 98

46

LgL              =  0,80            LgV +  0,84

6

4

150 - 0

150 (144 – 163)

LgL (±0,07) = (0,55±0,19)·LgV + (3,08±0,33)

 

Всего: 29

 

Средние, n=6:

                 n=4:

                           0,7±0,3                              

        0,3±0,1                                       2,9±0,5

Примечание: данные первых пяти строк представлены  табл. 4, шестой строки – табл. 3.

            Таким образом, проведенный статистический анализ показал, что в течение последних 150 (144-163) млн. лет протяженности зон рифтинга и спрединга, с одной стороны, и скорости раздвигания плит в их пределах – с другой, можно считать пропорциональными. На основании данных табл. 6 в первом приближении можно принять:

Lg L » Lg V   или    L » V.                                             (6)

            Обсуждение результатов. 1. Приведенные данные характеризуют движения в пределах рифтинг – спрединговых зон, расположенных в разных частях Земли. Поэтому, во-первых, сам факт существования зависимости (6) указывает на планетарный масштаб механизма, обеспечивающего протекание рифтинг – спрединговых процессов. Во-вторых, время действия такого механизма никак не меньше интервала длительностью 150 (144-163) млн. лет, данные для которого имеются в нашем распоряжении (табл. 3). Что можно сказать о природе такого механизма, который на планетарном уровне регулирует интенсивность геологических движений в пределах рифтинг - спрединговых зон Земли?

            Следует отметить, что само существование зависимости типа (6), в настоящее время представляется проблематичным. Действительно, согласно данным работы (Кукал, 1987; с. 40) «между протяженностью зоны субдукции и скоростью этого процесса какой-либо закономерной связи не отмечается». Полученные нами для зон субдукции данные (2) – (4) подтверждают этот вывод. И в то же время в работе (Жарков, 1983; стр. 257) отмечается, что «скорости плит коррелируются с относительной протяженностью границ субдукции, т.е. чем больше относительная длина границ поглощения плит, тем больше их скорость». В работе  (Айзекс, Оливер, Сайкс, 1974; с. 164-165) отмечается, «что длина зон глубоких землетрясений может быть мерой величины поддвигания, происходящего в последние несколько миллионов лет». И этот вывод авторы иллюстрируют зависимостью Lg LLg V, по сути, близкой зависимости (6).

            2. Полученная в результате статистического анализа данных зависимость между протяженностью зоны L и скоростью V ее расширения (6) накладывает вполне определенные условия на энергетику механизма, «обеспечивающего» протекание процессов рифтинга и спрединга. Действительно, полагаем, что кинетическая энергия движущейся плиты равна E = mV2/2, где mDS и V – масса и скорость движения плиты, ρ, D – ее плотность и «толщина», S»L2 – ее площадь и L - протяженность «раздвигаемой» стороны. Тогда величина приращения энергии dE вследствие увеличения протяженности зоны dL и изменения ее скорости движения dV с точностью до первого порядка малости получим: dE = 2E0(dL/L + dV/V). Откуда, учитывая (6) и интегрируя, для кинетической энергии плиты протяженностью L получаем:

E  = 4E0Lg(L/L0),                                                                  (7)

где E0=ρDL02V02/2 – кинетическая энергия плиты, L0 - ее протяженность и V0 - скорость ее движения в момент начала рифтинг – спредингового процесса.

            Из полученного соотношения следует, что необходимым условием выполнения установленного соотношения между протяженностью зоны и скоростью ее движения (6) является увеличение со временем энергии рифтинг – спредингового процесса, происходящего по логарифмическому закону (7). При этом при увеличении протяженности зоны на порядок (два порядка) механизм должен быть способен увеличить энергию процесса в 4 раза ( почти в 10 раз). И увеличить только кинетическую энергию, без учета энергетических затрат, связанных с разрывом сплошности литосферы при увеличении протяженности рифтинг – спредингоой зоны и с преодолением трения при движении плиты.

            3. В работе (Жарков, 1983; стр. 256-259) на основании данных в (Forsyt, Uyeda, 1975), формулируется вывод о том, что «скорости плит коррелируются с величиной среднего полярного расстояния плиты». (Здесь под скоростью понимается величина, осредненная по площади плиты). При этом, подчеркивая реальность данных о существовании течений в мантии, в (Жарков, 1983) делается вывод о том, «что движение литосферы…увлекает (курсив – А.В. и Т.Ю.) за счет сил вязкого трения подстилающую ее астеносферу». Эти данные позволяют предположить, что механизмы, в соответствии с полученными соотношениями (6) и (7) обеспечивающие движение литосферных плит, имеют собственную (внутреннюю) ротационную природу, не зависимую от движений в мантии.

            4. В работах, помещенных в настоящем сборнике, неоднократно отмечалось, что земную кору, литосферу и более глубокие оболочки планеты следует рассматривать как такие среды, которые являются структурно упорядоченными и в пространстве и во времени. В таком случае полученные в настоящей работе данные должны в первую очередь «стыковываться» с результатами сейсмологических исследований, которые являются прямым следствием тектонических движений.

            Было показано, что совокупность достаточно сильных землетрясений, происходящих в пределах сейсмически активных поясов Земли, может рассматриваться как волновой процесс, свойства которого определяются угловой скоростью вращения планеты (Викулин, Иванчин, 1998). При этом полагалось, что сейсмофокальные блоки поворачиваются за счет своих внутренних источников (Викулин, 2003, 2004). В рамках такого ротационного подхода установлено существование двух видов волновых решений, имеющих тектоническую природу.

На факт наличия у тектонических плит вращательного движения указывают следующие данные.

Во-первых, в течение последних нескольких тысяч лет линии трещинных извержений в южной части Исландии изменили свою ориентацию примерно на 70 с ССВ 25-270 в верхнем плейстоцене на ССВ 18-200 в послеледниковую эпоху (Мелекесцев, 1979). При протяженности Исландии около 200 км такой разворот линий трещинных извержений равносилен вращению острова с угловой скоростью порядка  (10-3-10-2) год-1 или линейной скоростью движения его окраины (10 – 100) см/год.

Во-вторых, самая большая по размеру кольцевая «дислокационная» структура Земли – окраина тихоокеанской плиты - испытывает периодические повороты по и против часовой стрелки при амплитуде угла вращения около 10 градусов (Берсенев, 1964), что приводит к смещениям, достигающим нескольких сотен километров (Маслов, 1996). При этом периодам 30-23, 16-13, 6-0 млн. лет тому назад отвечает субширотное сжатие или вращение по часовой стрелке, периодам 22-17, 12-7 млн. лет – субширотное растяжение или вращение против часовой стрелки (Jackson, Shaw, Bargar, 1975; Takeuchi, 1986). Согласно этим данным, в течение последних нескольких десятков млн. лет величины угловой скорости вращения тихоокеанской плиты и линейной на ее окраине составляют  (10-5-10-4) год-1 и (1 – 10) см/год.

Скорости миграции сильнейших землетрясений вдоль окраины Тихого океана составляют первые сотни км/год или примерно 1 см/сек, что соответствует угловой скорости около 10-2 год-1 (Викулин, 2003). Примерно с такой же скоростью мигрируют эпицентры землетрясений и вдоль окраины австралийского континента (Викулин, 1994).

В-третьих, на факт вращения плит, в том числе и тихоокеанской, и крупных блоков указывают и данные прямых геодезических (Рикитаке, 1970; Сато, 1984) и геодинамических (Давыдов, Долгих, Запольский, Копвилем, 1982) измерений. Как видим, имеются весьма веские основания предположить, что именно повороты плит и являются причиной горизонтальных смещений вдоль известных систем разломов планеты, скорости которых (Кукал, 1987; с. 15), как правило, не выходят за определенные выше значения скоростей движения для окраин Исландии, австралийского континента и Тихого океана.

            Как видим, скорости поступательных движений плит, с одной стороны, и линейных перемещений вдоль границ плит в результате их вращений – с другой, действительно имеют один порядок по величине. Поэтому можно принять, что полученное в работе соотношение (6) характеризует одновременно оба типа движений, происходящих в пределах рифтинг-спрединговых зон.

            Таким образом, установленное соотношение (6), определяющее наличие пропорциональной зависимости между протяженностями зон и скоростями рифтинг – спрединговых движений в их пределах, в принципе, может быть согласован с представлениями ротационного волнового подхода к описанию сейсмотектонического процесса. В рамках такой концепции, как нам представляется, в будущем окажется возможным дать физическую интерпретацию геологическим волновым движениям (Гущенко, Копп, Корчемагин и др., 2003; Тверитинова, 2004), в том числе (при «включении» в рассмотрение вертикальных движений земной коры) и пульсациям Земли (Милановский, 1995).

ЛИТЕРАТУРА

1.      Айзекс Б., Оливер Дж., Сайкс Л. Сейсмология и новая глобальная тектоника // Новая глобальная тектоника. М.: Мир. 1974. С.133–179.

2.      Берсенев И.И. Осевое вращение Земли как одна из причин геотектогенеза // Строение и развитие земной коры. М.: Наука. 1964. С.194–200.

3.      Викулин А.В. О природе австралийских землетрясений // Вулканология и сейсмология. 1994. № 2. С.99–108.

4.      Викулин А.В. Физика волнового сейсмического процесса. Петропавловск-Камчатский: Из-во КГПУ. 2003. 150 с.

5.      Викулин А.В. 2004 (см. настоящий сборник).

6.      Викулин А.В., Иванчин А.Г. Ротационная модель сейсмического процесса // Тихоокеанская геология. 1998. Т.17. № 6. С.95-103.

7.      Гатинский Ю.Г., Рундквист Д.В., Владова Г.Л., Мирлин Е.Г., Миронов Ю.В.,
Рожкова В.В., Соловьев А.А.
Зоны субдукции: действующие силы, геодинамические типы, сейсмичность и металлогения // Вестник ОГГГГН РАН. № 2(12)'2000 Т.1. http://www.scgis.ru/russian/cp1251/h_dgggms/2-2000/subduction.htm#begin

8.      Гущенко О.И., Копп М.Л., Корчемагин В.А., Леонов Ю.Г. и др. Продольные волны дизъюнктивных деформаций юго-восточной части Русской плиты и ее горного обрамления // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Материалы XXXVI Тектонического совещания. Т. 1. М.: Геос. 2003. С.173–176.

9.      Давыдов А.В., Долгих Г.И., Запольский А.М., Копвилем У.С. Регистрация собственных колебаний геоблоков с помощью лазерных деформографов // Тихоокеанская геология. 1988. № 2. С.117–118.

10.  Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. М.: Наука, 1983. 416 с.

11.  Кукал З. Скорость геологических процессов. М.: Мир. 1987. 246 с.

12.  Ле Пишон Кс. Спрединг океанического дна и дрейф континентов // Новая глобальная тектоника. М.: Мир. 1974. С.93–132. 

13.  Маслов Л.А. Геодинамика литосферы тихоокеанского подвижного пояса // Хабаровск-Владивосток: Дальнаука. 1996. 200 с.

14.  Мелекесцев И.В. Вихревая вулканическая гипотеза и некоторые перспективы ее применения // Проблемы глубинного вулканизма. М.: Наука. 1979. С.125-155.

15.  Милановский Е.Е. Пульсации Земли // Геотектоника. 1995. № 5. С.3–24.

16.  Рикитаке Т. Геодезические и геологические данные о японской островной дуге и ее обрамлении // Окраины континентов и островные дуги. М.: Мир. 1970. С.216–236.

17.  Сато Х. Повторные геодезические съемки // Методы прогноза землетрясений. Их применение в Японии. М.: Недра. 1984. С.108–120.

18.  Тверитинова Т.Ю. 2004 (см. настоящий сборник).

19.  Харленд У.Б., Кокс А.В., Ллевеллин П.Г., Пиктон К.А.Г., Смит А.Г.. Уолтерс Р. Шкала геологического времени. М.: Мир. 1985. 139 с.

20.  Хейцлер Дж., Диксон Г., Херрон Е., Питман В., Ле Пишон Кс. Морские магнитные аномалии, инверсии геомагнитного поля и движения океанического дна и континентов // Новая глобальная тектоника. М.: Мир. 1974. С.38–57.

21.  Forsyth D., Uyeda S. On the relative importance of the driving forces of plate motion // Geophys. J. R. Astr. Soc. 1975. V.43. P. 163-200.

22.  Jackson E.D., Shaw H.R., Bargar K.E. Calculated geochronology and stress field orientations along the Hawaiian chain // Earth Planet Sci.Lett. 1975. V.26. P.145–155.

23.  Takeuchi А. Pacific swing: Cenozoic episodicity of tectonism and volcanism in Northeastern Japan // Memoir of the Geological Society of China. 1986. N 7. P.233–248.

НазадВперед