Строение тектоносферы зондской зоны субдукции на основе геофизических данных тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.10, кандидат геолого-минералогических наук Антипов, Артем Александрович

• Антипов, Артем Александрович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 2007

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Антипов, Артем Александрович

Введение.

Глава 1. Геолого-геофизическая характеристика региона.

1.1. Область исследований.

1.2. Тектоническая эволюция Индонезийского региона.

1.3. Характеристика изученности Зондской зоны субдукции.

Глава 2. Анализ гравитационного поля и его трансформант. Построение структурной схемы гравитационного поля Индонезийской переходной зоны (площадной анализ).

2.1. Расчёт и построение карт аномального гравитационного поля

Индонезийского региона.

2.2. Анализ гравитационного поля и его трансформаций.

2.3. Сопоставление трансформант гравитационного поля с данными сейсмотомографии.

2.4. Выводы.

Глава 3. Сегментация Зондской зоны субдукции.

3.1. Анализ различных геолого-геофизических источников.

3.1.1. Юго-восточный сегмент.

3.1.2. Центральный сегмент.

3.1.3. Северный (Андаманский) сегмент.

3.2. Отличительные особенности гравитационного поля вдоль

Зондской зоны субдукции.

3.3. Выводы.

Глава 4. Двухмерное моделирование строения тектоносферы Зондской зоны субдукции.

4.1. Исходные геолого-геофизические данные.

4.2. Базовые положения построения модели.

4.3. Принципы анализа строения ЗЗС по профилям.

4.4. Профиль 4 (опорный; центральный сегмент).

4.5. Профиль 2 (основной; юго-восточный сегмент).

4.6. Профиль 1 (основной; центральный сегмент).

4.7. Профиль 3 (основной; северный сегмент).

4.8. Профиль 5 (дополнительный; центральный сегмент).

4.9. Профиль 6 (дополнительный; центральный сегмент).

4.10. Профиль 7 (дополнительный; северный сегмент).

4.11. Профиль 10 (дополнительный; юго-восточный сегмент).

4.12. Выводы.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Строение тектоносферы зондской зоны субдукции на основе геофизических данных»

Одной из фундаментальных проблем наук о Земле является понимание геодинамических процессов, связанных с взаимодействием океанов и континентов. Выявление причин эволюции и доминирующих процессов в постоянно меняющейся системе тектоники плит - одна из задач, которую необходимо изучать с пристальным вниманием.

Субдукционные зоны, являясь одним из основных типов зон взаимодействия океанических и континентальных плит, постоянно вызывают повышенный интерес у представителей науки о Земле. Это частично связано с катастрофическими природными явлениями, такими как землетрясения, цунами и вулканизм островных дуг. В то же время, на данных конвергентных границах происходят процессы, отражающие конечные звенья в глобальном цикле формирования облика Земли и служащие индикатором внутренней динамики Земли. С одной стороны, здесь происходят погружение и дальнейшее переплавление сформировавшейся океанической литосферы, с другой стороны, аккреционные призмы и магматизм образовывают континентальную литосферу.

Зондская субдукционная зона со сложным механизмом конвергенции представляет в связи с вышесказанным особый интерес. Ортогональная субдукция, наблюдаемая в районе о. Ява, сменяется к северу прогрессирующей косоориентированной субдукцией. Составляющая вектора относительного движения плит, параллельная границе литосферных плит, соответственно возрастает к северу, играя ключевую роль в смещениях вдоль разломных зон Суматры и Ментавай. Режим субдукции вдоль конвергентной границы влияет на развитие транстенсивного бассейна над погружающейся океанической плитой в северной части изучаемого региона. Исследование глубинного строения земной коры, литосферы, астеносферы (тектоносферы) Зондской субдукционной зоны - актуальная проблема современной геологии и геофизики, поскольку имеет большое значение для решения кардинальных вопросов теоретической геологии, геодинамики и познания процессов формирования и размещения месторождений полезных ископаемых.

Настоящая работа выполнена в рамках концепции тектоники литосферных плит. Современный уровень научных исследований определяется мощными средствами обработки, интерпретации и визуализации геолого-геофизических данных для изучения строения Земли, тектоники и геодинамических процессов. Благодаря этому, взаимодействие таких крупных элементов тектоники как океаны и континенты может быть пересмотрено и уточнено. Новые детали геодинамической эволюции несомненно способны дополнить понимание геологических обстановок в настоящее время на границах плит и даже помочь заглянуть в будущее.

Зондская зона субдукции (ЗЗС) - классическая конвергентная граница. Угол между направлением конвергенции литосферных плит и простиранием их границы характеризует многие параметры субдукции и различия в строении ЗЗС на разных её отрезках. Для понимания глубинных процессов, соответствующих изменению режима субдукции вдоль конвергентной границы, необходимо привлекать анализ гравитационного поля и других геолого-геофизических материалов, позволяющих получить информацию о глубинных различиях в строении земной коры, литосферы, астеносферы (тектоносферы).

В основу моделирования тектоносферы переходной зоны от Индо-Австралийской плиты к Евразийской заложены всестороннее изучение гравитационного поля и анализ новейшей геолого-геофизичекой информации.

Использование гравитационных карт (поля аномалий силы тяжести и высот геоида), полученных на основе спутниковой альтиметрии [Smith & Sandwell, 1997], позволяет применить новый подход к изучению столь интересного в тектоническом плане региона. Природа исходных материалов определяет достоверность информации, полученную в результате анализа гравитационного поля. В пределах океанической зоны упомянутые данные позволяют достаточно уверенно отражать аномальные особенности гравитационного поля от объектов размером 20 км. Данные альтиметрии оказываются пригодными для прояснения глубинного строения тектоносферы в региональном масштабе. Подобное использование упомянутых материалов ранее не практиковалось для региональных исследований Индонезийской переходной зоны, и это определяет новизну данной работы. Использование данных высокоточной батиметрии позволяет более надёжно вычислять поправку за промежуточный слой при вычислении аномалий Буге и увереннее проводить моделирование плотностных неоднородностей в коре и верхней мантии.

Процесс изучения строения тектоносферы ЗЗС содержит два этапа. Первый этап посвящен исследованию структуры гравитационного поля. Для этого были привлечены поля превышений высот геоида, аномальных высот геоида и поля силы тяжести в различных редукциях и их трансформанты. В результате качественного анализа гравитационного поля и его трансформант построена схема районирования гравитационного поля, отражающая структуру поля. Кроме того, на первом этапе был проведен совместный анализ гравитационного поля и его трансформант, а также полученной схемы районирования с данными сейсмотомографии, что позволило дать определенную качественную глубинную оценку структурным элементам, представленным в схеме районирования. Совместный анализ последней с существующими геолого-геофизическими данными позволяет связать структурные особенности гравитационного поля с особенностями строения тектоносферы и построить модель тектоносферы переходной зоны Индонезийского региона.

На втором этапе было проведено двумерное моделирование, которое включает в себя построение плотностных разрезов - основы для геологической модели Зондской субдукционной зоны. Моделирование вдоль профилей, секущих характерные структуры в составе переходной зоны проводится с привлечением разнородных геолого-геофизических данных.

Работа состоит из введения, четырёх глав и заключения.

Во введении изложены основные цели и задачи работы. В главе I описывается геолого-геофизическая изученность региона. Даётся характеристика мезо-кайнозойской геолого-геодинамической эволюции региона. На основании общих открытых баз данных производится построение геолого-геофизических карт и их анализ. Глава II посвящена изучению структуры гравитационного поля и его связи со строением глубинных горизонтов. По результатам анализа трансформаций гравитационного поля проводится районирование Индонезийского региона. В главе III проводится качественная увязка гравитационного поля с особенностями тектоники региона. Предлагается схема тектонического районирования Зондской зоны субдукции. Глава IV посвящена плотностному моделированию Зондской зоны субдукции. В Заключении обобщаются выводы, полученные в результате данного исследования.

Объём диссертации - 165 страниц, в том числе 55 рисунков, 3 таблицы, 1 график и список литературы из 155 наименований.

Благодарности

Автор благодарен своему научному руководителю, зав. кафедрой геофизических методов исследования земной коры, д-ру физ.-мат. наук, проф. A.A. Булычеву за оказанное доверие, постоянную помощь, поддержку и участие, а также за отзывчивость и чуткость. Автор премного благодарен научному сотруднику Д.А. Гилод за существенную помощь при выполнении работы, своевременные и полезные советы, конструктивный диалог, а также за возможность ознакомиться с широкими практическими навыками, сопутствующими всей работе.

Автор считает приятным долгом поблагодарить д-ра геол.-минерал, наук, проф. А.Г. Гайнанова за привлечение к работе по гранту РФФИ, неоценимый опыт многолетних исследований, а также «пионерский» взгляд на исследование гравитационного поля. Особую благодарность автор выражает д-ру физ.-мат. наук, проф. В.Р. Мелихову за конструктивную критику на протяжении всей работы, важные замечания и создаваемую им научно-творческую атмосферу.

Автор выражает глубокую признательность д-ру геол.-минерал, наук, проф. М.Г. Ломизе за плодотворное сотрудничество, своевременную критику, полезные советы и существенную помощь при выполнении работы.

Автор благодарен д-ру геол.-минерал, наук, проф. В.К. Хмелевскому, канд. геол.-минерал. наук, доц. J1.A. Золотой и канд. физ.-мат. наук А. А. Бобачёву за особые взаимоотношения в процессе учёбы и написания диссертации. Автор обязан отметить важную ежедневную поддержку и помощь со стороны молодых сотрудников гравиметрической лаборатории и, с удовольствием, выражает благодарность инж. М.П. Куликовой, инж. М.В. Косныревой, канд. геол.-минерал. наук И.В. Лыгину, канд. физ.-мат. наук К.В. Кривошее и канд. геол.-минерал. наук А.П. Ермакову.

Автор премного благодарен профессору, д-ру геол.-минерал. наук C.B. Аплонову, которому принадлежит заложение основ заинтересованности автора к региональным исследованиям.

Автор выражает восхищение д-ру техн. наук, проф. СПбГУ Ю.И. Кудрявцеву и д-ру физ.-мат. наук, проф. МГУ В.В. Калинину, продемонстрировавшим уровень Университетского образования и особый подход к совершенствованию студентов.

Автор отмечает колоссальную заслугу своих родителей в получении им фундаментального университетского образования, направивших на путь изучения геологии и сформировавших особое отношение к достижению цели.

Автор с чувством безграничной благодарности выделяет заслуги своей супруги Ольги, которая написание данной диссертации вписала в свою жизнь, разделяла непростые условия быта, не переставала верить в успех, полностью взяла на себя процесс ухода за новорожденным ребёнком, а в трудный момент осуществила финансовую поддержку семьи.

Автор посвящает данную работу памяти доцента СПбГУ Данилевского Вадима Иллиодоровича, неординарного Человека и Мыслителя.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект № 04-05-64775-а.

Заключение диссертации по теме «Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых», Антипов, Артем Александрович

4.12. Выводы

Для Зондской зоны субдукции характерно (таблица 2) повсеместное увеличение мощности земной коры и литосферы при переходе от океанической части к континентальной/субконтинентальной (от лежачего крыла субдукционной зоны к висячему). Угол наклона слэба и положение слэба в разрезе хорошо согласуется с трёхмерной моделью, полученной по данным сейсмичности [NEIC-USGS, 2006] и сейсмотомографии [Gudmundsson & Sambridge, 1998]. Вдоль всей зоны субдукции наблюдаются практически одинаковые углы погружения слэба на малых глубинах. Для более глубоких горизонтов наблюдается различие в поведениии угла наклона слэба от сегмента к сегменту (рис. 4.13; таблица 3).

Сегмент 1, центральная часть которого описывается Профилем 2, а пограничные части - Профилями 10 и 6, приходится на область ортогональной конвергенции Индо-Австралийской и Евразийской литосферных плит.

Для данного сегмента отмечается уменьшение средней мощности континентальной коры (со стороны висячего крыла ЗЗС). В сегменте 1 наблюдается наиболее пологое погружение слэба на глубинах до 200 км (от 10° до 40°). Из-за древней мощной литосферы избыточные плотности на границе литосфера - астеносфера близки по значениям и не вносят существенного дисбаланса. Отмечается наиболее низкое положение кровли астеносферы в океанической части профиля (100 км ниже уровня моря).

В океанической части данного сегмента отмечается развитие крупных магматических провинций, что определяет 2 особенности сегмента: 1) аномально низкое положение границы Мохоровичича, соответствующее в разрезе глубинам до 18 км (за пределами непосредственно зоны субдукции) 2) активная тектоническая эрозия (деформация и срезание переднего края невулканической дуги). В отличие от других сегментов юго-восточная часть ЗЗС отражает процессы субдукции с преобладанием эрозионного режима над аккреционными, что обусловлено, главным образом, затягиванием в субдукционную зону поднятия Ру, а также малой мощностью осадков. Область развития эрозионных процессов, отмеченная авторами [Kopp et al., 2006] для приповерхностных (1 - 2 км глубиной) участков, в настоящей работе (в результате моделирования по Профилю 2) проявлена в виде уплотнённого блока (2,63 г/см3), мощностью 13 - 18 км и средними поперечными размерами 100- 120 км.

Особого внимания заслуживает переходная область к северо-востоку от глубоководного желоба, соответствующая району предцугового прогиба. Мощность коры выходит на уровень 19- 23 км. Нижняя кора утоняется местами до 5 км, верхняя - до 12 км, мощность осадочного слоя, варьирует в пределах 1,5 - 2 км. Плотности незначительно

Заключение

Исследование строения тектоносферы обширной зоны сочленения плит показало наличие ряда закономерностей в ее структуре, обусловленных особенностями Индо-Австралийской и Евразийской литосферных плит и характером их взаимодействия.

1. Вкрест простирания Зондской зоны субдукции мощности литосферы и слагающих ее слоев резко меняются в полосе шириной около 600 км. При этом мощность литосферы возрастает от 60 км на океанической плите до 110 км на континентальной плите. Формальное разделение литосферы на коровую и подкоровую части дает возможность проследить изменение их мощностей в этом же направлении. Кора увеличивается по мощности от 6-10 км на океанической плите до 30-40 км на континентальной, а подкоровая литосфера от минимальных значений около 40 км на океанической плите до 50-70 км на континентальной. Плотности рассматриваемых комплексов также закономерно меняются при переходе от океанической плиты к континентальной: в коре -от 2.7-2.75 г/см3 до 2.67 г/см3 в среднем, в подкоровой литосфере - от 3.31 г/см3 до 3.315 г/см3. Астеносфера по плотностям варьирует в зависимости от возраста литосферы. Присутствие зоны палеоспрединга в центральной части субдуцирующей океанической плиты является главным фактором, влияющим на изменение плотности астеносферы на океанической плите - происходит увеличение плотности астеносферы в направлении увеличения возраста литосферы от оси палеоспрединга в обе стороны.

2. На приведенные выше закономерности строения литосферы вкрест простирания Зондской зоны субдукции накладываются неоднородности ее строения вдоль зоны сопряжения плит. На океаническом крыле мощности литосферы в целом и подкоровой ее части закономерно возрастают от экваториальной части зоны сопряжения к северо-северо-западу и юго-востоку от значений 60 км для литосферы и 50 км для подкоровой ее части до 77-81 км и 68-72 км соответственно в северо-западной и 97 км и 80 км в юго-восточной части зоны. Мощность коры при этом остается практически постоянной 8 км, незначительно варьируя в пределах 2 км. На континентальном крыле мощность литосферы практически постоянна и колеблется около 100 км, за исключением северозападной части зоны сопряжения, где она уменьшается в районе Андаманского бассейна. Мощность подкоровой литосферы незначительно возрастает, а коры убывает в направлении на юго-восток.

3. Локальные особенности строения тектоносферы вдоль зоны сопряжения плит обусловлены в основном структурами коры - пространственными размерами глубоководного желоба, островных дуг, предцугового прогиба и структурными особенностями краевых участков взаимодействующих плит. Упомянутые структурные особенности непосредственно связаны с установленной в работе сегментацией Зондской зоны субдукции. Так, например, в латеральном структурном ряду Зондской зоны субдукции в юго-восточном сегменте отмечается структура преддугового прогиба с аномально низкими (19-23 км) мощностями коры, а в северном сегменте зоны субдукции структура Андаманского спредингового бассейна, резко отличная по мощностям и плотностям всех слоев литосферы (сокращенная мощность литосферы за счет резкого подъема мантийных пород с пониженными по сравнению с подкоровой литосферой плотностями и относительно повышенными плотностями в коре).

4. В процессе изучения Зондской зоны субдукции было установлено, что слэб (динамически-активную переходную зону между океанской и континентальной тектоносферой) следует рассматривать как систему из погруженной литосферы и сопряженной с ней области переходной астеносферы со стороны океанической плиты.

Для погруженной литосферы Зондской субдукционной зоны принимается двухслойное строение, в соответствии с которым плотность «верхнего» слоя, наследующего природу океанской коры, постепенно увеличивается с глубиной: в среднем, плотность 2,95; 3,13 и 3,23 г/см относятся к диапазонам глубин 20 - 50; 50 - 100 и 100 -160 км соответственно. «Нижний» слой, составляющий основную часть погруженной литосферы, от кровли астеносферы в океане до основания разреза (320 км) имеет среднюю плотность 3,295 - 3,3 г/см . Ниже уровня 150 - 170 км выделение в слэбе «верхнего» и «нижнего» слоев не приводит к существенному изменению расчётного поля, поэтому для всей погруженной литосферы в основании модели (глубины 170 - 320 км) принимается л средняя плотность 3,295 г/см . Мощность «верхнего» слоя погруженной литосферы варьирует в пределах 25-40 км, «нижнего» 60 - 80 км.

Переходная область со стороны океанической плиты образует основную часть слэба и достигает мощности около 200 км при средней плотности 3,285 г/см3. Переходная область начинает прослеживаться ниже границы литосфера - астеносфера, то есть глубже отметки 60 км. Граница погруженной литосферы и переходной зоны несколько условна, л поскольку избыточная плотность незначительна и варьирует в пределах 0,01 г/см .

Континентальная часть переходной области отражает разуплотнение сопряжённой зоны астеносферы со стороны висячего крыла Зондской зоны субдукции, в среднем, на л

0,005 г/см . Соответственно для подкоровой литосферы и астеносферы в пределах континентальной переходной области принимаются плотности в интервалах 3,305 - 3,31 л л г/см и 3,255 - 3,285 г/см . Мощность континентальной части переходной области не выдержана и колеблется в диапазоне 50 - 230 км. Континентальная часть переходной области (слэб - астеносфера) характеризуется незначительным изменением плотностных параметров собственно континентальной литосферы и астеносферы (то есть напрямую не связана с плотностными параметрами погруженной океанской литосферы) и по этой причине не может быть отнесена к определению слэба в настоящей работе.

Следует отметить, что мощность слэба значительно превышает мощность океанической литосферы, поскольку при моделировании в качестве слэба принимается суммарная плотностная характеристика погруженной литосферы и сопряжённой с ней переходной области астеносферы.

Условное деление слэба на верхнюю (коровую) и нижнюю (подкоровую) части в составе погруженной литосферы, а также выделение в его пределах переходной области позволяет переосмыслить имеющиеся данные об особенностях строения Зондской зоны субдукции.

5. Вдоль всей зоны субдукции наблюдаются, практически, одинаковые углы погружения слэба на малых глубинах: для диапазона глубин 20 - 50 км углы меняются от 16° до 27°, для интервала 50-100 км средние значения угла падения составляют 25° - 30°. До глубины 100 км вдоль Зондской зоны субдукции происходит закономерное увеличение угла погружения океанской литосферы с глубиной. Наибольшее различие в угле наклона слэба фиксируется в интервале глубин 100 - 200 км, где углы варьируют в пределах 30° -89°. В нижней части разреза, угол погружения составляет в среднем 60° (±10°) за исключением аномальной северной части субдукционной зоны.

Наиболее стабильно (с минимальным изменением угла от одного глубинного участка к другому) ведёт себя слэб в Южном сегменте, где, в целом, прослеживается увеличение угла наклона с глубиной. Именно в пределах данного сегмента субдуцирует наиболее древняя океанская литосфера и зафиксированы максимальные глубины гипоцентров землетрясений (700 км).

В Центральном сегменте, отмечается резкие изменения угла падения от одного глубинного участка к другому. В частности, в интервале глубин 100 - 150 км фиксируется наиболее крутые углы наклона слэба (62° - 82°) как по отношению к другим сегментам (на данной глубине), так и другим глубинным участкам (данного сегмента). В данном сегменте под о. Суматра субдуцирует наиболее молодая литосфера Индийского океана.

В Северном сегменте наблюдаются наиболее крутые углы наклона слэба (69° - 90°) в нижней части разреза (150 - 300 км). Гипоцентры землетрясений в центральной части Андаманского бассейна прослеживаются лишь до глубины 170 км.

6. В процессе исследования Зондской зоны субдукции было установлено, что рассмотрение низкочастотной, среднечастотной и высокочастотной компонент гравитационного поля для исследования структуры гравитационного поля позволяет оценить ранг выделенных структур (основные, второстепенные и т.д.) и связать их с особенностями строения тектоносферы.

Совместный анализ поля силы тяжести и поля высот геоида в различных редукциях и трансформациях с имеющимися геолого-геофизическими данными, в частности с данными сейсмотомографии, позволяет выявить глубинные особенности строения тектоносферы. Результатом сопоставления трансформант гравитационного поля и данных сейсмотомографии является установление корреляционной зависимости отдельных частотных составляющих гравитационного поля со строением тектоносферы и отдельных ее слоев.

Таким образом, представленная диссертация является региональным исследованием строения тектоносферы переходной зоны от восточной части Индийского океана к Юго-Восточной Азии.

Работа включала в себя следующие этапы: обобщение разнородного геолого-геофизического материала; анализ полей силы тяжести и высот геоида, а также их трансформант; увязка структурных особенностей гравитационного поля с данными сейсмотомографии и особенностями тектоники региона; составление схемы тектонического районирования Индонезийской переходной зоны; двухмерное плотностное моделирование.

1. Рассчитаны поля силы тяжести (в редукции в свободном воздухе, Буге, Гленни) и превышений высот геоида, а также их трансформации. Построены карты гравитационного поля и его трансформаций масштаба 1:1000000.

2. В результате проведенных исследований показано районирование Индонезийского региона по гравитационному полю и сейсмотомографии, определены специфические характеристики выделенных областей. На основе проведенного анализа делается вывод о различии в строении отдельных зон, как по верхним, так и по глубинным горизонтам тектоносферы. Даны подробные характеристики аномального гравитационного поля, присущие выделенным объектам. Утверждается, что анализ гравитационного поля- является необходимым инструментом изучения субдукционных зон.

3. На основании анализа гравитационного поля и других геолого-геофизических данных предлагается сегментация Зондской зоны субдукции.

4. По результатам двухмерного плотностного моделирования построена согласованная с существующими геолого-геофизическими данными модель тектоносферы переходной зоны изучаемого региона.

• Глубинность разреза в 320 км является исчерпывающей для объяснения наблюдённого гравитационного поля, то есть расчётное поле полностью компенсирует наблюдённое поле силы тяжести в редукции в свободном воздухе.

• Модель построена в системе «земная кора - литосфера - слэб - астеносфера». Для континентальной и океанической коры принимается трёхслойное строение, для подкоровой литосферы и астеносферы - однослойное, для слэба - трёхслойное.

• Без учёта плотностных особенностей слэба невозможно корректное объяснение наблюдённого поля силы тяжести.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Антипов, Артем Александрович, 2007 год

1. Антипов A.A. Геофизические исследования тектоносферы Индонезийской переходной зоны. Тезисы докладов V-й международной научно-практической конференции-конкурса молодых учёных и специалистов «Геофизика 2005», СПб.:СПбГУ, ВВМ, 2005., сс. 20-22.

2. Антипов A.A. Строение Зондской зоны субдукции по геофизическим данным. Сборник тезисов XIII Международной конференции студентов, аспирантов и молодых учёных «Ломоносов-2006» (Москва 12-15 апреля). Том II.- М.: Изд-во МГУ, 2006., сс. 2425.

3. Антипов A.A., Гайнанов А. Г., Гилод Д. А., Булычёв A.A. Геофизические исследования тектоносферы Индонезийской переходной зоны. Российский геофизический журнал, №№ 43 44, СПб: ФГУ НПП Геологоразведка, 2006, сс. 40 - 44.

4. Аплонов С.В., Геодинамика: Учебник.-СПб.: Изд-во С.-Петерб. Ун-та, 2001. 360с.

5. Березкин В.М. Метод полного градиента при геофизической разведке. М.: Недра, 1988.

6. Булычев A.A., Гайнанов А.Г., Гилод Д.А. и др. Количественная интерпретация спутниковых геофизических данных. // Физика Земли РАН, 1996, №3, 1996, С. 21 26.

7. Ващилов Ю.Я., Гайнанов А.Г. Плотностные неоднородности земной коры и верхней мантии. // Методика и результаты исследований земной коры и верхней мантии. М.: Наука, 1972. С. 44-52.

8. Гайнанов А.Г. Гравиметрические исследования земной коры океанов. М.: Наука, 1984. 240 с.

9. Гайнанов А.Г. и др. Геотраверс Северо-Китайская равнина Филиппинское море - Марианский желоб. М.: Наука, 1991. 150 с.

10. Гайнанов А.Г., Антипов A.A., Гилод Д.А., Ломизе М.Г., Булычёв A.A. Геофизические исследования Зондской зоны субдукции. Восьмые ежегодные геофизические чтения им. В.В. Федынского (2 4 марта 2006 года, Москва), Издательство ГЕРС, 20066, с. 47.

11. Гайнанов А.Г., Булычев A.A., Гилод Д.А. и др. Гравиметрические исследования тектоносферы Индонезийской переходной зоны. // Разведка и охрана недр. 2004. № 5. С. 68 72.

12. Индийскому океанам. Тезисы докладов Седьмых геофизических чтений имени В.В. Федынского (3-5 марта 2005 г.) Москва, Издательство ГЕРС, 2005, с. 9.

13. Гайнанов А.Г., Гилод Д.А., Мелихов В.Р. Плотностиое моделирование литосферы переходных зон Тихоокеанского типа. // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1986. № 3. С. 81-88.

14. Гайнанов А.Г., Д.А. Гилод, A.A. Антипов, A.A. Булычев, К.В. Кривошея Исследование глубинного строения переходных зон от материков к океанам. Океанология, том 46, №4, 2006г, сс. 1 -8.

15. Гайнанов А.Г., Корякин Е.Д. Геофизические исследования земной коры в области Атлантического океана. М.: Недра, 1967. 171 с.

16. Гайнанов А.Г., Павлов Ю.А. и др. Аномальные гравитационные поля дальневосточных окраинных морей и прилегающей части Тихого океана. Новосибирск: Наука, 1974. 108 с.

17. Гайнанов А.Г., Пантелеев В.Л. Морская гравиразведка. М.: Недра, 1991. 214 с.

18. Гайнанов А.Г., Ромашова О.Н. Изостазия Курильской островной системы. Владивосток: ДВО АН СССРЮ 1984. 98 с.

19. Гайнанов А.Г., Строев П.А. и др. Строение дна северо-запада Тихого океана. М.: Наука, 1984. 232 с.

20. Гайнанов А.Г., Федорова Т.П., Строев П.А. Глубинная морская геофизика. Л.: Недра, 1991.222 с.

21. Геологическая карта Мира масштаба 1:15 000 000, Яцкевич Б.А.(ред). ВСЕГЕИ, 2000.

22. Международный геолого-геофизический атлас Тихого океана. Удинцев Г.Б. (ред.) МОК (ЮНЕСКО), РАН, ФГУП ПКО "Картография", ГУНиО, М., СПб, 2003

23. Павленкова Н.И., Косминская И.П., Давыдова Н.И. и др. Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР. М.: Наука, 1980. 184 с.

24. Строев П.А. О гравиметрических измерениях Л.В. Сорокина на акваториях Японского и Охотского морей в 1937 г. // Морские гравиметрические исследования. Изд-во МГУ. 1969. Выи. 4. С. 5-9.

25. Строев П.А., Гайнанов А.Г., Гилод Д.А. Плотиостпая модель тектоносферы Восточно-Китайского и Филиппинского морей. // Гравиметрические и магнитные исследования на море. М.: Межведомственный геофизический комитет при Президиуме АН СССР. 1989. С. 111-129.

26. Федыиский В.В., Гайнанов А.Г., Ушаков С.А. Геофизические исследования глубинного строения дна морей и океанов. // Вести. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1970. №2. С. 125 138.

27. Хаин В.Е, Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики: Учебник 2-е изд., испр. и доп. - М.: КДУ, 2005. - 560 с.

28. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000), М.: Научный мир, 2001. -606с.

29. Шрейдер A.A. Геомагнитные исследования Индийского океана. М.: Наука. 2001.,- 319 с.

30. Шрейдер A.A., Мазо Е.Л., Куликова М.П., Гилод Д.А. Особенности строения осадочного слоя земной коры северо-восточной части Индийского океана. // Океанология, (в печати).

31. Abercrombie, R. E., M. Antolik, K. Felzer, and G. Ekstrôm, The 1994 Java Tsunami Earthquake: Slip

32. Argus D. F., R. G. Gordon, No-net-rotation model of current plate velocities incorporating plate motion model NUVEL-1, Geophysical Research Letters, 18, 2039-2042, 1991.

33. Bassin, C., Laske, G. and Masters, G., The Current Limits of Resolution for Surface Wave Tomography in North America, EOS Trans AGU, 81, F897, 2000. http://mahi.ucsd.edu/Gabi/rem.html

34. Bellier O., Hervé Bellon, Michel Sébrier, Sutanto, René C. Maury. K-Ar age of the Ranau Tuffs: implications for the Ranau caldera emplacement and slip-partitioning in Sumatra (Indonesia) Tectonophysics, 1999, 312, p.347-359

35. Bellier O., M. Sebrier, S. Pramumijoyo, T. Beaudouin, H. Harjono, I. Bahar, O. Forni. Paleoseismicity and seismic hazard along the great Sumatran Fault (Indonesia). Journal of Geodynamics, 1997,24, 1-4, 169-183

36. Bellier O., M. Sebrier, T. Beaudouin, M. Villeneuve, R. Braucher, D. Bourles, L. Siame, E. Putranto, I. Pratomo. High slip rate for a low seismicity along the Palu-Koro active fault in central Sulawesi (Indonesia). Terra Nova, 13,463-470, 2001

37. Bertrand G., C. Rangin. Tectonics of the western margin of the Shan plateau (central Myanmar): implication for the India-Indochina oblique convergence since the Oligocene Journal of Asian Earth Sciences, 2003, 21, 10, 113 9-115 7

38. Bilham R., E. R. Engdahl, N. Feldl, S. P. Satyabala. Partial and Complete Rupture of the Indo-Andaman plate boundary 1847-2004, Seism Res. Lett, 2005, 76(3), http://cires.colorado.edu/~bilham/IndonesiAndaman2004files/AndamanSRL4Mar.pdf

39. Bird, P. An updated digital model of plate boundaries, Geochemistry Geophysics Geosystems, 4(3), 1027, doi: 10.1029/2001GC000252, 2003, http://element.ess.ucla.edu/publications/2003 PB2002/2003 PB2002.htm

40. Chamot-Rooke N., X. Le Pichon. GPS determined eastward Sundaland motion with respect to Eurasia confirmed by earthquakes slip vectors at Sunda and Philippine trenches. EPSL, 1999, v. 173, №4, p. 439-455.

41. Chapman M.E., Talwani M. Geoid anomalies over deep sea trenches. // Geophys. J. Roy Astron. Soc. 1982. Vol. 68. P. 349 369.

42. Chemenda A., Lallemand S., Bokun A. Strain partitioning and interplate friction in oblique subduction zones: constraints provided by experimental modeling. J. of Geoph. Res., 2000, 105, B3, p.5567-5581

43. Chlieh M, J-P Avouac, K. Sieh, D. Natawidjaja, J. Galetzka. Investigating lateral variations of interseismic strain along the Sumatran subduction zone: in Transactions of the American Geophysical Union, 2004, http://today.caltech.edu/gps/sieh/

44. Cliflt P., P. Vannucchi, Controls on tectonic accretion versus erosion in subduction zones: implications for the origin and recycling of the continental crust, Rev. Geophys. 42 2004, doi : 10.1029/2003RG000127.

45. Curray J.R., T. Munasinghe, Origin of the Rajmahal Traps and the 858E Ridge: preliminary reconstructions of the trace of the Crozet hotspot, Geology 19 (1991) 1237- 1240.159

46. Curray J.R., Tectonics and history of the Andaman Sea region. Journal of Asian Earth Sciences, Volume 25, Issue 1, April 2005, Pages 187-232

47. Curray, J. R., G. G. Shor, R. W. Raitt, M. Henry, Seismic refraction and reflection studies of crustal structure of the eastern Sunda and western Banda Arcs, Journal of Geophysical Research, 82,17, 2479-2489, 1977.

48. Dasgupta S., M. Mukhopadhyay, A. Bhattacharya, T.K. Jana, The geometry of the Burma-Andaman subducting lithosphere, J. Seismol. 7 (2003) 155-174.

49. De Mets C., R.G. Gordon, D.F. Argus, S. Stein 1990: Current plate motions. Geophys. J. Int. (101) 425-478, 1990., http://www.seismology.harvard.edu/~becker/igmt

50. Diament M., C. Deplus, H. Harjono, M. Larue, O. Lassal, J. Dubois, and V. Renard, Extension in the Sunda Strait (Indonesia): A review of the Krakatau programme, Oceanol. Acta, Spec. Vol., 10,31 -42, 1990.

51. Diament M., H. Harjono, K. Karta, C. Deplus, D. Dahrin, M. T. Zen, M. Gerard, O. Lassal, A. Martin, and J. Malod. Mentawai fault zone off Sumatra; a new key to the geodynamics of western Indonesia Geology, 1992, 20, p.259-262

52. Elburg M.A., M.J. van Bergen, J.D. Foden, Subducted upper and lower continental crust contributes to magmatism in the collision sector of the Sunda-Banda arc, Indonesia. Geology, 2004, 32, l,p.41-44

53. Engdhal, E., R. van der Hilst, and R. Buland (1998), Global teleseismic earthquake relocation with improved travel times and procedures for depth determination, Bull. Seismol. Soc. Am., 88, 722- 743.

54. Gaedicke C. et al., Geo-risk potential along the active convergence zone between the Eastern Eurasian and Indo-Australian Plates off Indonesia. Cruise report Sonne Cruise SO-186-2 SeaCause II. Singapore Penang, 2006. http://www.bgr.bund.de

55. Geophysical Research, 92 421-439, 1987.

56. Ghose, R., S. Yoshioka, and K. Oike, Three-dimensional numerical simulation of the subduction

57. Gudmundsson O., Sambridge M. A regionalized upper mantle (RUM) seismic model. J. of Geophys. Res., No. B4, 7121-7136, 1998, http://rses.anu.edu.au/seismology/

58. Hafkenscheid E., S.J.H. Buiter, M.J.R. Wortel, W. Spakman, H. Bijwaard Modelling the seismic velocity structure beneath Indonesia: a comparison with tomography. Tectonophysics, 2001, 333, p.35-46.

59. Hall R, Morley C. Sundaland Basins. Journal of Asian Earth Sciences, 2004, 14-45.

60. Hall R. Cenozoic geological and plate tectonic evolution of SE Asia and the SW Pacific: computer-based reconstructions and animations. J. of Asian Earth Sciences, 2002, 20 (4), 353-434. http://www.gl.rhul.ac.uk/seasia/Publications/papers/papers.html

61. Hall R., 1996, Reconstructing Cenozoic SE Asia. In: Hall, R. and Blundell, D. J. (eds.) Tectonic Evolution of SE Asia. Geological Society of London Special Publication, 106, 153-184.

62. Hall R., Wilson M.E.J. Neogene sutures in eastern Indonesia. Journal of Asian Earth Sciences, 2000, 18/6, 781-808. http://www.gl.rhul.ac.uk/seasia/Publications/papers/papers.html

63. Hamilton W., Tectonics of the Indonesian region, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 1078,1979.

64. Hamilton, W.B., 1988, Plate tectonics and island arcs: Geol. Soc. America Bull., 100, 1503-1527

65. Handayani L. Seismic tomography constraints on reconstructing the Philippine Sea Plate and its margin. PhD Thesis, Texas A&M University, 2004 https://txspace.tamu.edU/bitstream/1969.l/1497/l/etd-tamu-2004C-GEQP-Handava.pdf

66. IHFC. The global heat flow database of the International Heat Flow Commission, 2005 http://www.heatflow.und.edu/data.html

67. Izart, A., B. Mustafa Kemal, J.A. Malod, Seismic stratigraphy and subsidence evolution of the northwest Sumatra fore-arc basin, Mar. Geol. 122 (1994) 109- 124.

68. Kamesh Raju K.A., T. Ramprasad, P.S. Rao, B.R. Rao, J. Varghese, New insights into the tectonic evolution of the Andaman basin, northeast Indian Ocean. Earth and Planetary Sc. Lett., 2004,221, 1-4, p.145-162

69. KameshRaju K.A. Three-phase tectonic evolution of the Andaman backarc basin. Curr. Sci., 2005, 89(11), 1932-1937. http://www.ias.ac.in/currsci/decl02005/1932.pdf

70. Kennett B.L.N., P.R. Cummins The relationship of the seismic source and subduction zone structure for the 2004 December 26 Sumatra-Andaman earthquake. Earth and Planetary Science Letters, Volume 239, Issues 1-2, 30 October 2005, Pages 1-8

71. Khan P.K., Partha Pratim Chakraborty. Two-phase opening of Andaman Sea: a new seismotectonic insight. Earth and Planetary Science Letters, Volume 229, Issues 3-4, 15 January 2005, Pages 259-271

72. Kieckhefer, R.M., G.G. Shor Jr., J.R. Curray, Seismic refraction studies of the Sunda Trench and forearc basin, J. Geophys. Res. 85 (B2) (1980) 863-889.

73. Kopp H, Flueh ER, Klaeschen D, Bialas J, Reichert C Crustal structure of the central Sunda margin at the onset of oblique subduction. Geophysical Journal International, 2001, 147(2): 449-474. http://www.geomar.de/~hkopp/publications.html

74. Kopp H., Crustal structure along the central Sunda Margin, Indonesia. PhD Thesis, Geomar, Kiel, 2001, http://e-diss.uni-kiel.de/diss 439Zd439.pdf

75. Kopp H., E. Flueh, J. Petersen, W. Weinrebe, A. Wittwer, Meramex Scientists: The Java margin revisited: Evidence for subduction erosion off Java. Earth and Planetary Science Letters, Volume 242, Issues 1-2, 15 February 2006, Pages 130-142

76. Kopp H., E. R. Flueh, A. Wittwer, D. Klaeschen. Subduction of Basement Relief off Central Java: Geological Indications for Subduction Erosion. Geophysical Research Abstracts, 2005, Vol. 7, 04406.

77. Kopp H., Kukowski N. Backstop geometry and accretionary mechanics of the Sunda margin. Tectonics, 2003,22, 6, 1072.

78. Kopp Heidrun BSR occurrence along the Sunda margin: evidence from seismic data Earth and Planetary Science Letters, Volume 197, Issues 3-4,15 April 2002, Pages 225-235

79. Krishna M. R., T.D. Sanu. Shallow seismicity, stress distribution and crustal deformation pattern in the Andaman-West Sunda arc and Andaman Sea, northeastern Indian Ocean. Journal of Seismology, 2002, 6, 1 , 25-41

80. Lallemand S., X. Le Pichon, Coulomb wedge model applied to subduction of seamounts in the Japan Trench, Geology 15, 1987, 1065-1069.

81. Lelgemann H., M.-A. Gutscher, J. Bialas, E. R. Flueh, W. Weinrebe, and C. Reichert, Transtensional basins in the western Sunda Strait, Geophys. Res. Lett., 27, 3545 3548, 2000.

82. Malod J. & Kemal, B. M. 1996. The Sumatra margin: oblique subduction and lateral displacement of the accretionary prism. Geological Society of London Special Publication 106, 19-28.

83. Malod, J. A., K. Karta, M.O. Beslier, M.T. Zen Jr., From normal to oblique subduction: Tectonic

84. Masturyono. Imaging the magma system beneath Toba caldera, North Sumatra and aftershock study of the 1996 Biak earthquake, Irian Jaya, Indonesia. Dissertation Abstracts International, 61 (2001), 4,1838

85. McCaffrey, R., Oblique plate convergence, slip vectors, and forearc deformation, Journal of Geophysical Research, 97, B6, 8905-8915, 1992.

86. Metcalfe I. Geological evolution, palaeogeography and tectonics of East and Southeast Asia in relation to the evolution of Gondwanaland and Tethys, 2006 http://www-personal.une.edu.au/~imetcal2/Palaeogeog.html

87. Metcalfe, I., Pre-Cretaceous evolution of Se Asian terranes, in: Tectonic Evolution of Southeast Asia, R. Hall (edt), Geological Society of London Spec. Publication 106, 97-122, 1996.

88. Michel G.W., Matthias Becker, Detlef Angermann, Christoph Reigber, Ewald Reinhart. Crustal motion in E- and SE-Asia from GPS measurements. Earth Planets Space, 2000, 52, 713720. http://www.terrapub.co.jp/iournals/EPS/pdf/5210/52100713.pdf

89. Michel R., J.P. Avouac, J. Taboury. Measuring ground displacements from SAR amplitude images: Application to the Landers earthquake. Geophys. Res. Lett., 1999a, 26, 875878.

90. Michel R., J.P. Avouac, J. Taboury. Measuring near field coseismic displacements from SAR images: Application to the Landers earthquake. Geophys. Res. Lett., 1999b, 26, 3017-3020.

91. Milsom J., Geology of Sumatra, Ch. 2 Seismology and Neotectonics, University College London, 2003, Geol. Soc. Memoir No.27, http://www.es.ucl.ac.uk/people/milsom/smtrntct.htm

92. Mishra, D.C., Arora K., Tiwari V.M. Gravity anomalies and associated tectonic features over the Indian Peninsular Shield and adjoining ocean basins. 2004, Tectonophysics, 379,61-76,2004.

93. Mooney, Laske and Masters, Crust 5.1: a global crustal model at 5x5 degrees, JGR, 103, 727-747, 1998.

94. Morley C.K. A tectonic model for the Tertiary evolution of strike-slip faults and rift basins in SE Asia. Tectonophysics, 2002, 347,4, 189-215

95. NEIC- USGS. Earthquake Catalog Search, 1973-PRESENT, 2006, http://neic.usgs.gov/neis/epic/epic rect.html

96. Newcomb, K.R., and W.R. McCann, Seismic history and seismotectonics of the Sunda Arc, Journal of

97. Ninkovich D., Late Cenozoic clockwise rotation of Sumatra, Earth Planet. Sei. Lett. 29(1976) 269-275.over a subducting seamount, Journal of Geophysical Research, in press, Novermber 2000.

98. P. Huchon, X. LePichon, Sunda Strait and central Sumatra fault, Geology 12 (1984) 668- 672.

99. Papadimitriou, E. E., С. B. Papazachos, and Т. M. Tsapanos, Test and application of the time- and

100. Puspito N.T., K. Shimazaki. Mantle structure and seismotectonics of the Sunda and Banda arcs. Tectonophysics, 1995, 251,1-4, 215-228

101. Raitt R.W. Seismic refraction measurements in the Indonesian arc. Report II. Intern. Ocean Congr. Washington. 1966.relationships between Java and Sumatra, Journal of Southeast Asian Earth Sciences, 12, 85-93, 1995.

102. Replumaz A., Karason H., Van der Hilst R.D., Besse J., Tapponnier P. 4-D evolution of SE Asia mantle stucture from geological reconstruction and seismic tomography. EPSL, 2004, v. 221, 1-4, p. 103-115.

103. Ritzwoller M. H., N. M. Shapiro, E. R. Engdahl. Structural Context of the Great Sumatra-Andaman Islands Earthquake. Submitted to Science, March 18, 2005.

104. Rodolfo K.S., Bathymetry and marine geology of the Andaman basin, and tectonic implications for southeast Asia, Geol. Soc. Amer. Bull. 80 (1969) 1203- 1230.

105. Samuel M. A. & Harbury, N. A. 1996. The Mentawai fault zone and deformation of the Sumatra forearc in the Nias area. Geological Society of London Special Publication. 106, 337352.

106. Satyabala S.P. Oblique Plate Convergence in the Indo-Burma (Myanmar) Subduction Region. Pure and Applied Geophysics, 160 (2003), 9 (сентябрь), 1611-1650

107. Saxov S. Nigaard K. Residual anomalies and depth estimation. Geophysics, Volume 18, Issue 4, 1953., pp. 913-928.

108. Sdrolias and Muller, 2006, Controls on Back-arc Basin Formation, Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Vol. 7, Q04016, doi: 10.1029/2005GC001090.

109. Shor G., Kirk H., Menard H. Crustal Structure of the Melanesian Area. H J. Geophys. Res. 1971. V. 76. N 11. P.2562-2586.

110. Siebert L, Simkin T. Volcanoes of the World: an Illustrated Catalog of Holocene Volcanoes and their Eruptions. Smithsonian Institution. Global Volcanism Program Digital Information Series, GVP-3, 2002, http://www.volcano.si.edu/world/.

111. Sieh К., Aceh-Andaman earthquake: What happened and what's next? Nature, 2005, 434, p. 573-574, doi: 10.1038/434573a

112. Sieh, K., D. Natawidjaja. Neotectonics of the Sumatran fault, Indonesia. J. of Geophys. Res., 2000, 105, B12,28, 295-28, 326.

113. Simoes M., J-P. Avouac, R. Cattin and P. Henry, The Sumatra subduction zone: A case for a locked fault zone extending into the mantle, Journal of Geophysical Research 109, B10402, doi: 10.1029/2003JB002958, 2004.

114. Smith W. H. F., Sandwell D.T. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings, Science, v. 277, p. 1957-1962, 26 Sept., 1997., http://topex.ucsd.edu/cgi-bin/get data.cgi

115. Susilohadi S., Ch. Gaedicke, A. Ehrhardt. Neogene structures and sedimentation history along the Sunda forearc basins off southwest Sumatra and southwest Java Marine Geology, 2005, Volume 219, Issues 2-3, 30 August 2005, Pages 133-154

116. Tapponnier P., G. Peltzer, A.Y. Le Dain, R. Armijo, P. Cobbold, Propagating extrusion tectonics in Asia: new insights from simple experiments with plasticine, Geology 10 (1982) 611616.

117. The Global Heat Flow Database of The International Heat Flow Commission, 2006 http://www.heatflow.und.edu/

118. USGS U.S. Geological Survey. Earthquake Summary Posters 2005, http://neic.usgs.gov/neis/poster/20Q5/

119. Wessel, P. and W. H. F. Smith, New, improved version of the Generic Mapping Tools released, EOS Trans. AGU, 79, 579, 1998

120. Widiyantoro S., R. Van der Hilst. Structure and evolution of lithospheric slab beneath the Sunda arc, Indonesia. Science, 1996, 271, 5255, 1566-1570

121. Widiyantoro S., Van der Hilst R.D. Mantle structure beneath Indonesia inferred from high-resolution tomographic imaging. Geophysical Journal International, 1997, v.130, p. 167182. http://www.geoph.itb.ac.id/~sriwid/

122. Woollard G.P. Crustal structure from gravity and seismic measurements. // J. Geophys. Res. 1959. V. 64. N 10. P. 1521-1544.

123. Zachariasen J., K. Sieh, F. Taylor, W. Hantoro. Modern vertical deformation above the Sumatran subduction zone: Paleogeodetic insights from coral microatolls. Seism. Soc. Am. Bull., 2000, 90, 897-913.