THE SPECIFICS OF THE ORGANIZATION OF EDUCATIONAL TOURISM FOR CHILDREN WITH DISABILITIES

JOURNAL: « Scientific Notes of V. I. Vernadsky Crimean Federal University. Geography. Geology», Volume 7 (73), №3, 2021

Publication text (PDF): Download

UDK: 551.24, 550.36, 530

AUTHOR AND PUBLICATION INFORMATION

AUTHORS:

Gavrilov S. V.¹, Kharitonov A. L.², ¹Main Researcher Schmidt Institute of Physics of the Earth of the Russian Academy of Sciences, Moscow; ²Leading Researcher Institute of Terrestrial Magnetism, Ionosphere and Radio Wave Propagation of the Russian Academy of Sciences, Moscow.

TYPE: Article

DOI: https://doi.org/10.37279/2413-1717-2021-7-3-279-291

PAGES: from 279 to 291

STATUS: Published

LANGUAGE: Russian

KEYWORDS: lithospheric subduction, the territory of the Scythian Plate, the Crimean Peninsula, convective flows, rheology of mantle rocks, heat flow, oil and gas zones.

ABSTRACT (ENGLISH):

In this article, based on the data on the convective heat transfer from the mantle wedge to the 2D heat flow anomaly observed in the rear of the Central Crimean arch, the angle of inclination of the mantle wedge and the rate of subduction of the East Black Sea lithospheric plate under the lithosphere of the Scythian continental plate (Crimean region) are estimated. The effects of the 410 km and 660 km phase transitions are taken into account. Within the framework of the geodynamic model constructed the horizontal extent of the 2D heat flux anomaly observed in the rear of the Crimea mountain belt corresponds to subduction velocity of ~ 40 mm per year which is close to that observed with the help of geodetic means. Ascending convective movements in the mantle can carry mantle calcareous-alkaline magmas (with hydrocarbon geo-fluids contained in them) into the near-surface layers of the Earth’s crust, and, consequently, oil and gas fields should be confined to zones located in the upper part of the lithosphere, above the convective vortices of the Karig.

ВВЕДЕНИЕ

 Некоторые российские геологи и геофизики [1, 2, 3] считают, что пространственное распределение нефтегазовых месторождений отражает гетерогенное распределение скоплений углеводородов в зонах развития конвективных вихрей Карига [4] субдуцирующей верхней мантии. Одним из районов субдукции субокеанической литосферы под континентальную литосферу является район Крымского полуострова [5], под который постепенно, в течение 165 миллионов лет, поддвигалась Восточно-Черноморская литосферная плита [3]. Рассмотрим тектоническое строение Черноморского и окружающих его регионов, представленных на рис. 1.

В соответствии с проведенными геофизическими исследованиями [1; 6], в мантийном клине возможны два типа мелкомасштабной термической конвекции, вызываемой диссипативным нагревом: 3D конвекция в виде струй, восходящих к вулканической цепи, и 2D конвекция в виде конвективных вихрей [4], ориентированных обычно поперек направления зоны субдукции. В работе [1] показано, что пространственное разделение этих двух видов термической конвекции возникает вследствие зависимости коэффициента эффективной вязкости пород мантии от температуры, причем конвективные вихри Карига, если они формируются, располагаются обычно позади вулканической гряды.

Рис. 1. Схема тектонического строения Черноморского и окружающих его регионов.

Наиболее детально аномалии теплового потока над зоной субдукции Черноморской литосферной плиты, наблюдаются на глубинном геолого-геофизическом разрезе в южной части Крымского полуострова (Скифская литосферная плита) [5], (рис. 2 настоящей работы), обязаны своим происхождением конвективному соответственно 3D и 2D подводу тепла из мантийного клина. Второй из этих максимумов, расположенный в тылу Горного Крыма и намного более выраженный (под точкой С₂ на рис. 2), имеет двумерную структуру и, видимо, связан с 2D конвекцией в мантийном клине, тогда как первый максимум (под точкой С₁, совпадающей с горной цепью) связан с 3D конвекцией (рис. 2)

1. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ПАРАМЕТРОВ ЗОНЫ ЧЕРНОМОРСКОЙ СУБДУКЦИИ

 В качестве модели термомеханического состояния мантийного клина между подошвой Скифской литосферной плиты, на которой находится Крымский полуостров, и поверхностью Восточно-Черноморской  плиты, пододвигающейся под территорию Крымского полуострова под углом b со скоростью V, примем в качестве геодинамической модели, получаемой при Pr—>¥, в приближении Буссинеска, решение из системы двумерных безразмерных уравнений гидродинамики для функции тока ψ и температуры T [6]:

(∂²_zz-∂²_xx)×h ×(∂²_zz-∂²_xx)×y +4×∂²_xzh×∂²_xzy =Ra×T_x—Ra⁽⁴¹⁰⁾×Г_x⁽⁴¹⁰⁾– Ra⁽⁶⁶⁰⁾×Г_x⁽⁶⁶⁰⁾,   (1)

∂_t T = DT — (y_z × T_x) + (y_x × T_z) + (Di / Ra) × (t²_ik / 2×h) + Q ,   (2)

Здесь h — безразмерный коэффициент динамической вязкости, символ ∂ и индексы означают частные производные по координатам x (горизонтальной), z (вертикальной) и времени t, D — оператор Лапласа, Г_x⁽⁴¹⁰⁾ и Г_x⁽⁶⁶⁰⁾ — объемные доли тяжелой фазы на фазовых переходах на глубинах 410 км и 660 км, компоненты скорости V_x и V_z связаны с функцией тока как (ось x направлена против субдукции, вдоль основания переходной зоны мантии (ПЗМ) на глубине 660 км, ось z — вверх от ПЗМ).

Рис. 2. Схематический глубинный геолого-геофизический разрез зоны субдукции в районе Крымского полуострова (по данным [5], с дополнениями) (1): С₂ — зоны восходящих конвективных 3D и 2D потоков в областях максимумов теплового потока Q; вихревые линии тока, соответствующие 2D конвекции в мантийном субдукционном клине; V — скорость субдукции Восточно-Черноморской плиты под литосферу Скифской плиты (Крымский полуостров).

Распределение теплового потока Q на территории Крымского полуострова (мВт/кв.м.) (2).

Расположение Восточно-Черноморской плиты, субдуцирующей под территорию Крымского полуострова (Скифская литосферная плита) и сейсмофокальной плоскости под ней, показанной штрих-пунктирной линией (3): S — осадочный слой Восточно-Черноморской впадины; К₁ — гранито-диоритовый слой земной коры; К₂ — «базальтовый» слой земной коры.

V_x = y_z,          V_z = — y_x  ,                                               (3)

а безразмерные числа Рэлея Ra, фазовые Ra⁽⁴¹⁰⁾, Ra⁽⁶⁶⁰⁾ и диссипативное Di есть

где a = 3×10^-5 K^-1 — коэффициент теплового расширения, r = 3.3×10³ кг ^. м^-3 — плотность мантии,  g — ускорение силы тяжести, c_p = 1.2×10³ Дж ^. кг^{-1 .} K^-1 — удельная теплоемкость при постоянном давлении, T₁ = 1950^oК — температура основания переходной зоны мантии (ПЗМ) на глубине 660 км, считающейся нижней границей модельной области, Q=6.25×10^-4 мВт ^. м^-3 — объемная мощность тепловыделения в коре, t_ik  — тензор вязких напряжений, d=800 км — вертикальный размер модельной области, h_C=10¹⁸ Па^.с — масштабный множитель  вязкости, c = 1 мм^{2 .} с^-1 — коэффициент температуропроводности,  = 0.07 c и dr⁽⁶⁶⁰⁾ = 0.09 c — скачки плотности на фазовых переходах на глубинах 410 км и 660 км. В формулах (1), (2) масштабными множителями для времени t, напряжений t_ik  и функции тока y  служат соответственно величины (d² ×  ^{— 1}), d, (d^-2×h_C×c). Выражение для неньютоновской вязкости принималась в виде [7]:

h (. 1/2 ×A × C_w^r ×.t^n—1) × (h/b*)^m × {exp[ (E* + p×V*) / (R ×T) ]},     (5)

где T — безразмерная температура, а безразмерная координата z, нормированная на d, отсчитывается вверх от основания ПЗМ (ось x направлена по нижней границе ПЗМ против субдукции). Согласно [8], для «влажного» оливина n=3, r =1.2, m = 0, t = (t_ik²)^1/2, E^*=480 кДж  ^. моль^-1, V^* = 11×10³ мм^{3 .} моль^-1, A= 10² с^-1×(МПа)^—n, C_w  > 10^-3 для влажного оливина — весовая доля воды (в %%) в этой горной породе. При C_w =10^-3 с учетом формулы (6)

t_ik² = (4 × h ²) × [(y _zz — y _xx)² / 2 + 2 × y_xz²]                (6)

безразмерная вязкость пород в субдукционном мантийном клине определяется как:

h  = {1.0/[ (y _zz — y _xx)² / 2 + 2 × y_xz² ]^1/3} ×  exp{[10.0 + 5.0 × (1 — z)]/T}.      (7)

Отношение сторон модельной области примем равным 1 : 0.4688, так что при субдукции по диагонали модельной области угол субдукции составит b = 65^o, а расчетная скорость V = 39.5 мм^.год^-1 в единицах (d ^-1× c)  равна V = 0.914×10³, то есть в субдуцирующей Восточно-Черноморской плите ее компоненты V_x = –0.876×10³ и V_z = –0.261×10³. Величина скорости субдукции подбиралась таким образом, чтобы в мантийном клине возбуждалась единственная 2D конвективная ячейка размером ~ 150 км (совпадающим с расстоянием между минимумами аномалии теплового потока Q под точкой С₂ на рис. 2). Следуя [8], примем фазовые функции Г^(l) в виде (напомним, что ось z здесь направлена вверх, поэтому знаки изменены):

Г^(l) = (1/2)×{1 – th [z – z^(l)(T)]/w^(l)}; z^(l)(T) = z_o^(l) — {[g^(l) × (T — T_o^(l))]/(r.× g)}, (8)

где z^(l)(T) — глубина l-го фазового перехода, z₀^(l) и T₀^(l) — усредненные глубина и температура фазового перехода, g⁽⁴¹⁰⁾ = 3 МПа×K^-1 и g⁽⁶⁶⁰⁾ = –3 МПа×K^-1 — наклоны кривых фазового равновесия, w^(l) — характерная ширина l-го фазового перехода T₀⁽⁴¹⁰⁾ =1800^oK, T₀⁽⁶⁶⁰⁾=1950^oK — средние температуры фазовых переходов. Теплоты фазовых переходов, как и в [8], в (2) не учитываются ввиду несущественности в случае развитой конвекции. Из формулы (8) получаем:

Г_х^(l) = — (g^(l)/2×r ×g× w^(l))×T_x ×ch^-2{[(z – z_o^(l)+ g^(l) ×(T — T_o^(l)))/(r×g)]/w^(l)},             (9)

откуда видно, что фазовый переход с g^(l). > 0 усиливает конвекцию (при l=410), а фазовый переход с <0 (при l=660) — ослабляет. В безразмерном виде z₀⁽⁴¹⁰⁾ = 0.38, z₀⁽⁶⁶⁰⁾=0, w^(l)=0.05, g⁽⁴¹⁰⁾=2.55×10⁹, g⁽⁶⁶⁰⁾= –2.55×10⁹, T₀⁽⁴¹⁰⁾=0.92, T₀⁽⁶⁶⁰⁾=1.00

Г_х^(l)=-(dr ^l×g^(l)/2×r×Ra^(l)×w^(l))×T_x×ch^-2{[z–z_o^(l)+g^(l)×(dr ^l/r×Ra^(l))×(T–T_o^(l))]/w^(l)}, (10)

В качестве граничных условий приняты изотермичность горизонтальных и адиабатичность вертикальных границ, условия прилипания и непроницаемости границ (кроме «окон» внедрения и выхода субдуцирующей плиты, в которых задана скорость субдукции, и проницаемости удаленной от зоны субдукции границы под прямым углом, близким к углу выхода вынужденного мантийного потока при пологой субдукции).

2. АНАЛИЗ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ МОДЕЛИРОВАНИЯ ЗОНЫ ВОСТОЧНО-ЧЕРНОМОРСКОЙ СУБДУКЦИИ

 Для первоначальной оценки средней скорости субдукции Восточно-Черноморской плиты под литосферу Крымского полуострова (Скифскую плиту) рассмотрим зависимость от горизонтальной координаты x инкремента γ(x) конвективной неустойчивости в виде валов, ориентированных поперек субдукции для модели мантии с постоянной вязкостью, зависимость которой от температуры и давления учитывается усредненным образом, а именно, множитель, описывающий зависимость вязкости от температуры и давления, считается равным его среднему значению. Зависимости γ(x), вычисленные по аналитическим формулам в [1], приведены на рис. 3 для угла субдукции b =65^о, размере конвективной ячейки 150 км и различных скоростей субдукции V , указанных на рисунке в мм в год.

Рис. 3. График распределения инкрементов конвективной неустойчивости γ(x) как функции горизонтального расстояния x при различных скоростях субдукции V, указанных в мм в год. В зоне (x₁ < x < x₂) с γ(x) > 0, протяженностью приблизительно 150 км при V = 39.5 мм/год возбуждается конвекция, обеспечивающая аномальный 2D тепловой поток.

Следует подчеркнуть, что γ(x) не зависит от вязкости пород мантии, так как движущей силой конвекции служит диссипативное тепловыделение, пропорциональное вязкости, но, с другой стороны, чем больше вязкость, тем труднее возбудить конвекцию. Из рисунка 3 видно, что размер конвективной зоны с γ(x)> 0 достигает x₂–x₁=150 км (т.е. основная конвективная ячейка размером 150 км действительно возбуждается), при скорости V = 39.5 мм в год, что и может служить первоначальной оценкой скорости субдукции. Для построения согласованной более точной модели мелкомасштабной термической конвекции в мантийном клине между настилающей Скифской и субдуцирующей Восточно-Черноморской плитой, ради повышения точности вычислений вначале необходимо положить в (1)–(2) Ra = 0, Di=0, т.е. рассчитать модель погружающейся плиты, мантийного клина и настилающей плиты без учета вязкой диссипации и конвекции. Это связано с тем, что при Ra и Di, приведенных в формуле (4) конвекция в модели проходит стадии с большими скоростями, и для обеспечения устойчивости расчета стационарного состояния требуются крайне малые шаги по времени. При этом трудно рассчитать термическое состояние погружающейся плиты, настилающей плиты и индуцированного возвратного потока. Полагая вначале в формулах (1) – (2) Ra—>0, Di = 0, т.е. учитывая только теплопроводность и адвекцию тепла, и интегрируя значения в формулах (1)–(2) по пространственным координатам методом конечных элементов на сетке 104×104 и по временнóй координате методом Рунге-Кутта 3-го порядка при V = 39.5 мм в год, получим квазистационарные безразмерные ψ и T — T_R, изображенные на рис. 4, где линии тока на рисунке показаны с интервалом 0.25, а изотермы — с интервалом 0.05.

Рис. 4. Глубинные геофизические разрезы квазистационарных распределений безразмерных функций тока и температуры в области субдукции Восточно-Черноморской плиты под литосферу Крымского полуострова (Скифской плиты) без учета эффектов диссипативного нагрева и конвекции в случае неньютоновской реологии мантии для (а, б) — концентрации воды C_w = 10^-3 весовых %% и (в, г) — концентрации воды C_w = 3 10^-1 весовых %%. Параллельные эквидистантные линии тока соответствуют субдуцирующей Восточно-Черноморской плите, линии тока над плитой – вынужденному мантийному движению, вызванному субдукцией.

На рис. 4 показаны результаты расчета для неньютоновской реологии (формулы (7)–(9) для вязкости горных пород), причем на рис. 4 (а, б) приведены результаты для C_w = 10^-3 весовых %%, а на рис. 4 (в, г) для C_w = 3×10^-1 весовых %%. Скорость субдукции Восточно-Черноморской плиты V=39.5 мм в год выбрана как наиболее соответствующая наблюдаемому распределению теплового потока. Восточно-Черноморская плита, субдуцирующая с заданной скоростью V, показанная равноотстоящими диагональными линиями тока, считается жесткой, а коэффициент вязкости в зоне трения литосферных плит при температурах ниже 1200^oK понижается по сравнению с формулой (5) на два порядка величины. Последним действием учтен эффект смазки литосферной плиты за счет субдуцирующих осадков, которые частично затягиваются погружающейся плитой и препятствуют прилипанию к ней настилающей литосферы [6]. Из сравнения рис. 4 (б) и (г) видно, что возвратный поток, индуцируется в виде единого вихря при C_w = 10^-3 весовых %%, и в виде 2-х расположенных один над другим вихрей при C_w = 3×10^-1 весовых %%, причем эти вихри сильно сжаты в вертикальном направлении, и верхний (с ψ > 0) вращается против часовой стрелки, а нижний (с ψ < 0) – по часовой стрелке. Микро-вихри размером 10² км, формирующиеся между встречными потоками внутри верхнего вынужденного течения, очевидно, обязаны своим происхождением неустойчивости типа тангенциального разрыва (неустойчивости Кельвина-Гельмгольца). Полагая затем безразмерные параметры в формулах (1) – (2) согласно формулы (4), то есть включая эффекты диссипации и конвекции, и интегрируя значения в формулах (1) – (2), находим, что в случае неньютоновской реологии при C_w=10^-3 весовых %% конвекция не возбуждается, а при C_w =3×10^-1 весовых %% вынужденный мантийный поток над субдуцирующей Восточно-Черноморской плитой за безразмерное время 0.6×10^-6 (в размерном виде 10⁵ лет) разрушается конвекцией, которая, по достижении стадии развитой конвекции, принимает  вид, изображенный на рис. 5. Видно, что вихревые линии тока, показанные с интервалом 4×10⁴, действительно соответствуют одной конвективной ячейке, возбуждающейся при скорости субдукции V = 39.5 мм/год. Размер конвективных ячеек порядка 50-130 км, а расстояние между экстремумами  теплового потока под зонами С₁ и C₂ около 130-150 км. Густота линий тока соответствует скорости конвективных движений более 10 м×год^-1. Таким образом, расчет для неньютоновской реологии с вязкостью в формулах (7) – (9) показывает, что при снижении вязкости пород мантии на три порядка по сравнению со значениями в формулах (7) – (9), т.е. при C_w = 3×10^-1 весовых %% [9], в мантийном клине развивается конвекция в виде двух микро вихрей, могущая обеспечить аномальный 2D тепловой поток. Альтернативой столь существенному повышению концентрации кристаллизационной воды может быть повышение константы A и/или снижение энергии активации E^* по сравнению с указанными в [8]. Значительная скорость конвективных движений объясняется локальным снижением вязкости за счет повышения напряжений в мантии в зоне, охваченной конвекцией.

Рис. 5. Глубинный геофизический разрез квазистационарного распределения безразмерной функции тока в мантийном субдукционном клине, расположенном на прибрежной акватории северного склона северо-восточного ответвления вала Андрусова, непосредственно перед территорией Крымского полуострова (С₁), а также на территории Крымского полуострова, в районе Степного Крыма (С₂), с учетом эффектов диссипативного нагрева и конвективной неустойчивости для неньютоновской реологии мантии и концентрации воды C_w =3×10^-1 весовых %%.

При рассмотренном угле субдукции β = 65° конвекция не возникает только при скорости V < 39 мм×год^-1. Очевидно, наличие двумерной конвекции в узком мантийном клине связано с бóльшими, чем в широком клине, вязкими напряжениями и, следовательно, с бóльшим диссипативным нагревом. Для неньютоновской реологии мантии конвекция при V = 39.5 мм×год^-1 возникает при концентрации воды C_w = 3×10^-1 весовых %%.

 ВЫВОДЫ

 В результате, можно заключить, что при проведении поисково-разведочных работ на месторождения нефти и газа в регионе Крымского полуострова и прибрежных акваторий Крыма важно понимать, что расстояние между образовавшимися нефтегазоперспективными линейными зонами зависит от соотношения многих физико-химических факторов в глубинном разрезе литосферы: угла наклона зоны субдукции (b), скорости (V) западного блока субдуцирующей Восточно-Черноморской микро-плиты, температуры (T) пород мантии, давления (p) в мантии, вязкости (η) горных пород и концентрации воды (C_w) в горных породах мантийного клина, скорости вращательного движения частично-расплавленных известково-щелочных магм в конвективных вихрях Карига (ω), их размеров и других менее значимых реологических параметров среды в около-мантийном клине Крымского блока Восточно-Черноморской зоны субдукции. Например, в случае неньютоновской реологии характерный размер конвективных ячеек вихрей Карига, полученных в модели мантийного клина, сформировавшихся при субдукции западного блока Восточно-Черноморской плиты под литосферу Крымского полуострова (Скифская плита), составляет ~ 70-150 км, что при скорости субдукции V = 39.5 мм в год приблизительно совпадает с характерным пространственным размером 2D аномалий температуры (в градусах Цельсия) в земной коре Крымского полуострова (рис. 6).

Рис. 6. Карта аномалий температуры (в градусах Цельсия) в глубинах земной коры Крымского полуострова на глубинах: 5 км (а), 10 км (б), 20 км (в), 30 км (г), 40 км (д) [10]. С₁ и С₂ — пространственное месторасположение конвективных зон в глубинах мантии на территории Крымского полуострова.

Средняя концентрация воды в мантийном клине C_w = 3×10^-1 весовых %% [9]. Скорость движения (ω) в конвективных вихрях Карига, в этом регионе, может превышать 10 метров в год, что, может быть достаточно для обеспечения эффективного выноса щелочных магм (вместе с растворенными в них углеводородами) к дневной поверхности и образования приповерхностных месторождений нефти и газа. Последовательное периодическое распределение линейно вытянутых месторождений нефти и газа, располагающихся через определенный интервал расстояния от кромки субдуцирующей Восточно-Черноморской плиты, отмеченное в работах ряда исследователей [1, 3], подтверждается наличием первой цепочки залежей нефти и газа на территории и частично акватории южного побережья Крымского полуострова в районе северного склона северо-восточного ответвления вала Андрусова и прогиба Сорокина, а затем второй цепочки месторождений нефти и газа, протягивающейся на территории северного склона Центрально-Крымского свода, что хорошо видно на (рис. 7).

Рис. 7. Карта потенциальных нефтегазогенерирующих бассейнов Черноморско-Крымского региона [3]: нефтегазогенерирующие бассейны и возраст нефтегазоматеринских толщ: 1 — кайнозойский; 2 — мезозойский; 3 — палеозойский; 4 — контуры нефтегазогенерирующих бассейнов и их индексы; месторождения углеводородов: 5 — нефти; 6 — газа; 7 — конденсата; 8 — газогидратов; 9 — контуры нефтегазовых провинций (а) и областей (б). Фактические и потенциальные нефтегазогенерирующие бассейны: 1 — Каркинитско-Тарханкутско-Новоселовский (С₂ — конвективная зона); 2 — Южно-Каркинитский; 3 — Альминско-Прикрымско-Таманский (С₁ — конвективная зона); 5 — Истрийский.

В Черноморско-Крымском регионе (рис. 7) видны две, уже частично разведанные геолого-геофизическими методами [3, 10], линейные почти параллельные друг другу валообразные тектонические зоны (вал Андрусова и Центрально-Крымское сводовое поднятие), северные бортовые зоны которых связаны с месторождениями нефти и газа (Каркинитско-Тарханкутская (С₂) конвективная зона и Альминско-Прикрымско-Таманская (С₁) конвективная зона), расположенных на расстоянии между максимумами аномалий около 130-150 км на территории северного борта вала Центрально-Крымского свода (Каркинитско-Тарханкутский нефтегазовый бассейн — 1) и северного борта ЮЗ-СВ ответвления вала Андрусова (Альминско-Прикрымско-Таманский нефтегазовый бассейн (3)) (рис. 7), что соответствует проведенным в статье расчетам (рис. 5). Образованию месторождений нефти и газа на территории северного борта Центрально-Крымского свода и северо-восточного ответвления вала Андрусова способствовали многофазная магматическая деятельность, вулканизм и подъем щелочных магм с растворенными в них углеводородами, мигрировавших в течение длительного (165 млн лет) эволюционного геолого-тектонического (субдукционного) преобразования Восточно-Черноморского региона, возникавших над мантийными конвективными вихрями Карига в западном блоке Восточно-Черноморской субдукционной зоны. В течение многих миллионов лет расплавленная магма периодически внедрялась по многочисленным трещинам и разломам в породы Крымского полуострова и окружающих акваторий. Периодические магматические интрузии (с растворенными в них углеводородными геофлюидами), возникшие над мантийными конвективными вихрями, внедрились в породы земной коры, которые постепенно образовали залежи углеводородов в вышележащих осадочных породах коры с хорошими коллекторскими свойствами. Субширотное линейное распределение различных месторождений нефти и газа, параллельных друг другу на акватории около побережья Крыма (северный борт северо-восточного ответвления вала Андрусова – Альминско-Прикрымско-Таманский нефтегазовый бассейн (3)) и территория северного борта Центрально-Крымского свода (Каркинитско-Тарханкутско-Новоселовский нефтегазовый бассейн (1)) с расстоянием между ними около 130-150 км (рис. 7), подтверждает результаты проведенных исследований, связанных с субширотным расположением конвективных вихрей Карига, возникавших в процессе геологической эволюции в зоне субдукции Восточно-Черноморской литосферной плиты под Скифскую плиту. В качестве новых регионов, перспективных на залежи нефти и газа, которые могут быть рекомендованы из результатов, проведенных авторами глубинных геодинамических исследований, могут быть пока слабо изученные районы Черного моря, расположенные позади основных вулканических сооружений северо-восточного ответвления вала Андрусова (Альминско-Прикрымско-Таманский нефтегазовый бассейн (рис. 7 (3)), где также наблюдается повышенный тепловой поток [10].

БЛАГОДАРНОСТИ

 Авторы искренне благодарят докторов геолого-минералогических наук А. И. Тимурзиева, Р. Б. Сейфуль-Мулюкова, В. Л. Сывороткина — организаторов Всероссийских ежегодных научных конференций «Кудрявцевские чтения» за их огромную работу и за предоставленную возможность участвовать в работе этих конференций.

REFERENCES

1. Gavrilov S. V. Subduktsiya Issledovanie mekhanizma formirovaniya ostrovnih dug. Geofizicheskie Issledovaniya, 2014, vol. 15, no. 4, pp. 3543. (in Russian).

2. Timurziyev A. I. K sozdaniyu novoy paradigmy neftegazovoy geologii na osnove glubinno-fil’tratsionnoy modeli neftegazoobrazovaniya i neftegazonakopleniya. Geofizika, 2007, no. 4, pp. 49– (In Russian).

3. Glumov T. V., Gulev V. L., Senin B. V., Karnaukhov S. M. Regional’naya geologiya I perspektivy neftegazonosnosty Chernomorskoy glubokovodnoy vpadiny I prilegayushih shel’fovih zon. Moscow: Nedra, 2014. 181 p. (in Russian).

4. Karig D.E. Origin and development of marginal basins in the Western Pacific. Journal Geophysical Researches, 1971, vol. 76, no. 11, pp. 2542–

5. Nimetulayeva G.Sh. Osobennosti vozdeystviya prirodnykh faktorov I ikh vliyaniya na formirovanie opolznevikh protsessov Kryma. Culture of the near Black Sea people, 2006, vol. 83, pp. 110– (in Russian).

6. Gerya T. V. Future directions in subduction modeling. Journal of Geodynamics, 2011, vol. 52, pp. 4–378.

7. Zharkov V. N. Fizika zemnyh nedr. Moscow: Nauka i obrazovanie (Publ.), 2012. 384 p. (in Russian).

8. Trubutsyn V. P., Trubitsyn A. P. Chislennaya model’ obrazovaniya sovokupnosty litosfernikh plit I ikh prokhojdeniya cherez granitsu 660 km, Fizika Zemli, 2014, no. 6, pp. 138– (in Russian).

9. Billen M., Hirth G. Newtonian versus non-Newtonian Upper Mantle Viscosity: Implications for Subduction Initiation. Geophys. Res. Lett. 2005. Vol. 32. (L19304). doi: 10.1029/2005GL023458.

10. Кutas R. I., Tsviyashenko V. А. Geotermicheskiy rejim I seysmichnost’ Krimskogo poluostrova. In the book: Geotermiya seysmichnih I aseysmichnih zon. Moscow: Nauka, 1993. pp. 15– (in Russian).