АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ И ГЕОДИНАМИКИ

Линеаментной тектоникой Крыма в последние десятилетия ХХ века занимались многие исследователи [2,3,5], выявившие линеаменты и их системы, в основном с помощью дешифрирования мелкомасштабных космических снимков.

В результате дешифрирования линеаментов по эрозионной сети среднемасштабной (1:200000) топографической карты удалось не только дополнить и детализировать имеющиеся представления о линеаментной тектонике Юго-западного Крыма, но и выявить некоторые новые закономерности (рис. 1).

Рис. 1. Схема линеаментов Юго-западного Крыма

По простиранию и плотности линеаментов Юго-западный Крым можно разделить на несколько районов, протягивающихся субпараллельно друг другу с юго-запада на северо-восток (рис. 2):

Рис. 2. Линеаментные районы Юго-западного Крыма

1-й район окватывает узкую полосу (до 8 км) побережья от Алупки (на юго-западе) до Малореченского (на северо-востоке); здесь преобладают субширотные и СЗ-ЮВ-е линеаменты.

2-й район совпадает с узкой полосой (шириной до 4 км) 1-й гряды Крымских гор и характеризуется практически полным отсутствием линеаментов, выделяемых по эрозионной сети, но при этом сами хребты – яйлы 1-й гряды – Ай-Петринская, Ялтинская, Бабуган, Демерджи, Чатырдаг и Караби по существу являются довольно крупными линеаментными структурами, протягивающимися в северо-восточном направлении.

3-й район занимает довольно широкую полосу (до 25 км), ограниченную на юго-западе селами Тыловое и Резервное, на северо-востоке – селами Пчелиное и Александровка, и характеризующуюся распространением линеаментов всех направлений: субмеридионального и субширотного, СЗ-ЮВ-го и ЮЗ-СВ-го.

4-й район прстягивается достаточно широкой полосой от Балаклавы на юго-западе до Софиевки на северо-востоке и характеризуется наибольшей густотой линеаментов, пересекающихся приэтом так называемыми зонами прерывания линеаментов, направленных вкрест простирания района, т.е. с северо-запада на юго-восток.

5-й район, занимающий прибрежную территорию от Баааклавы до Севастополя на юге и до Евпатории на севере, характеризуется минимальной густотой линеаментов, большинство из которых имеет субширотное простирание.

Кроме выделенных выше районов в Юго-западном Крыму можно выделить и отдельные линеаментные зоны, как правило, ограниченные линеаментами какого-то определенного направления (рис. 3): на площади 1-го и 3-го районов выделяются линеаментные зоны субширотного простирания, на площади 3-го района – зоны СВ-го и субмеридионального простираний, а на площади 1-го, 3-го и 4-го районов четко выделяются зоны СЗ-го простирания, секущие зоны других простираний.

Рис. 3. Линеаментные зоны Юго-западного Крыма

Сопоставление выделенных районов и зон с элементами глубинного строения (поверхность Moxo), с эндогенными (магматизм и сейсмичность) и экзогенными (карст) процессами [1,4,6] Юго-западного Крыма показало, что:

Благодарю А.И. Полетаева за постановку настоящей работы и постоянные консультации в ходе ее проведения.

Литература:

1. Геология СССР. Т.8. Крым. Часть 1. Геологическое описание. М.: Недра, 1969, 575 с.
2. Кац Я.Г., Макарова Н.В., Козлов В.В., Трофимов Д.М. Структурно-геоморфологическкий анализ Крыма по дешифрированию космоснимков // Изв. ВУЗов. Геология и разведка, 1981, № 3, с. 8 – 20.
3. Кац Я.Г., Полетаев А.И., Румянцева Э.Ф. Основы линеаментной тектоники. М., Недра, 1986. 144 с.
4. Муратов М.В. Краткий очерк геологического строения Крымского полуострова. М., Госгеолтехиздат, 1960. 207 с.
5. Сенин Б.В. Планетарные линейные объекты и их иерархия по геологогеоморфологическим, гравиметрическим и космосьемочным данным высоких уровней генерализации // Космическая информация в геологии. М.: Наука, 1985. С. 276-287.
6. Славин В.И. Современные геологические процессы в юго-западном Крыму. М.: МГУ, 1975, 196 с.

Структуры небесных тел – суть функция их орбит. Через эллиптичность орбиты производят волновое коробление, которое во вращающихся телах распространяется в четырех орто- и диагональных направлениях. Частота орбитальных обращений придает стоячим коробящим волнам характеристические длины и амплитуды: чем выше частоты, тем мельче волны и производимые их интерференцией кольцевые структуры или тектоническая "зернистость". В этом отношении планеты земной группы и астероиды по тектонической зернистости могут быть представлены следующим рядом: Меркурий (размер зерна πR/16, где R – радиус тела) тонкозернистый, Венера (πR/6) мелкозернистая, Земля (πR/4) среднезернистая, Марс (πR/2 крупнозернистый, астероиды (πR/1) гигантозернистые (пегматоидные). Земля, находясь в "золотой" середине (коэффициент устойчивости 0,637— близкий золотому сечению [1]), обладает благодаря этому уникальными структурными особенностями всех своих планетарных сфер (включая био- и антропосферу). Пропорции "золотого сечения" наблюдаются здесь повсюду. С этим собственно и связаны расцвет жизни на планете и устойчивое ее развитие. Зародыши жизни в виде ее предвестников аминокислот находятся в космосе повсюду и были всегда, но только на Земле, благодаря уникальности ее орбиты жизнь "зацепилась", пышно расцвела и приобрела устойчивый характер.

Свойством всех небесных тел является их движение по нескольким некруговым орбитам и вращение. Колебания, накладываемые некруговыми орбитами на сферы небесных тел, взаимодействуют по волновым законам. Низкочастотные колебания модулируют высокочастотные, производя боковые частоты и связанные с ними структуры. Так, все тела Солнечной системы имеют высокочастотные колебания по сравнению с низкой частотой колебаний, связанных с галактическим движением. Модуляция галактическим колебанием приводит, с одной стороны, к появлению максимально возможныхфундаментальных колебаний во всех телах (длина волны 2πR), с чем связана их всегда присутствующая дихотомия (теорема 1 волновой планетологии), а, с другой стороны, к появлению очень высокочастотных колебаний. Отражением последних могут быть часто загадочные избыточные радио-, микро- и тепловые излучения, характерные для некоторых небесных тел, в частности для Юпитера.

Модулированные колебания и связанные с ними структуры в пределах Солнечной системы особенно ярко выражены на спутниках, имеющих в ее пределах две орбиты: высокочастотную вокруг планет и низкочастотную вокруг Солнца. Низкая частота модулирует высокую с производством боковых частот и связанных с ними кольцевых образований. Обилие разнообразных колец на поверхностях спутников, таким образом, обязано не только ударным процессам, но и волновой "вязи", что было продемонстрировано на примере распределения кратеров по размерам на поверхностях Луны, Титана, Протеуса и других тел [2].

Если крупные планетарные волны, определяя глобальные тектонику и геоморфологию планет, часто осознаются не сразу (например, регулярное расположение опущенных и поднятых блоков – секторов Земли), то пересекающиеся короткие волны на поверхностях спутников и астероидов и производимые ими структуры – обычное и очень наглядное явление.

Рис. 1 и 2 – детальные изображения поверхности Ио (КА "Galileo"). "Припудривание" белым порошком вулканической SO₂ лучше проявляет мелкие структуры (Рис. 1).

Рис. 3 – Поверхность астероида 433 Эрос. Тени от низкого Солнца выделяют углубления, следующие "расчерченной" волнами сетке (КА "NEAR")

Литература:

1. Кочемасов Г.Г. Тектоника Земли – совмещение ординарного и уникального (следствие регулярных волновых процессов) // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы ХХХIII Тектонического совещания, М.: ГЕОС, 2000. С. 253-257.
2. Kochemasov G.G. Lunar frequency-crater size distribution curve: reappraisal // Geophysical Research Abstracts, vol. 3, 2001, CD-ROM

Морозное иссушение тонкодисперсных пород представляет собой взаимосвязный процесс сублимации (возгонки) льда, находящегося в порах, и испарения (десорбции) незамёрзшей воды с постоянным пополнением ее запасов за счет подплавления льда. Кинетика процесса выглядит следующим образом. Сначала под действием разности (градиента) упругости водяных паров на поверхности мёрзлой породы и в окружающей парогазовой атмосфере начинается процесс сублимации с поверхности льда и испарение незамёрзшей воды. По мере обезвоживания в породе формируется иссушенная зона, даже визуально обнаруживаемая по более светлой окраске по сравнению с материнской породой. Интенсивность этого процесса во времени имеет затухающий характер и уменьшается по мере возрастания мощности иссушенной зоны. При этом ослабляются движущие силы влагопереноса в ней, поскольку уменьшаются градиенты концентрации насыщенных паров и влажности, соответствующей количеству незамёрзшей воды при данной температуре и увеличивается гидравлическое сопротивление потоку пара, движущемуся вверх по порам. Таким образом, морозное иссушение глин реализуется путём одновременно протекающих процессов сублимации льда и десорбции незамерзшей воды и миграцией к поверхности влаги в паровой и жидкой фазах [1].

Экспериментальные исследования в течение многих лет при стационарном изотермическом режиме процесса сублимации в дисперсных породах различного состава, строения и свойств, генезиса и возраста в наиболее благоприятных, внешних условиях среды (относительная влажность воздушного потока меньше 70%, его скорость больше 5 м/с, а отрицательная температура выше 1—5°С) и значительной продолжительности опытов (2 – 3 месяца) показали, что в этих опытах мощность иссушенной зоны в глинах не превышала 30-40 мм при высоте мёрзлого образца 80 мм [2]. Такая высота образца и возможность взаимодействия воздушного потока только с его верхней поверхностью, поскольку пять остальных были герметично изолированы, обеспечивали одномерность протекания процесса, а также закономерное (три разных участка) распределение влажности в образце. В иссушенной зоне выделяются два участка: с малым градиентом влажности незамерзшей воды, где происходит испарение незамерзшей воды, и с болььшим градиентом суммарной влажности (незамерзшая вода и лед), где помимо испарения незамерзшей воды существует ее миграция в вышележащий участок. Третий участок с мерзлой породой сохраняет первоначальную суммарную влажность. Таким образом, второй участок играет роль канала, по которому незамерзшая влага переходит в иссушаемый слой, а участок неизменного начального влагосодержания представляет собой резервуар влаги. Наличие градиента влагосодержания в глинистых породах указывает на существенную роль в процессе внутреннего влагопереноса миграции незамерзшей воды к поверхности породы. В песках, где незамерзшая вода практически отсутствует, а средний эффективный радиус пор в десятки раз больше, чем такой же радиус в глинах, морозное иссушение осуществляется только за счет паропереноса. Однако скорость образования иссушенной зоны в них оказывается в 1,5—2,0 раза меньше, чем в глинах. Анализ результатов экспериментальных исследований [3] показал, что доля миграции незамерзшей воды в глинистых породах может достигать 60—70% общего потока влаги. Поскольку незамерзшая вода в мерзлых глинах обладает различной подвижностью (как прочносвязанная и рыхлосвязанная вода) и находится в ультракапиллярах и порах, пронизывающих частицы, и в виде плёнок на частицах и микроагрегатах в слое между блоками частиц и льдом, то в первом случае ее подвижность определяется действием адсорбционных сил, а во втором случае на ее равновесие оказывает влияние кривизна поверхностей раздела. Моделируя динамику процесса морозного иссушения мерзлых дисперсных пород И.А. Комаров [1] всю влагу, находяшуюся в них, условно разбивает на 3 категории и соответственно этому использует для описания кинетики процесса схему трех капилляров разного диаметра, сообщающихся между собой по всей длине стенки, при отсутствии сопротивления переносу влаги через эти стенки. При этом он принимает, что межагрегатная влага более подвижна, чем влага, находящаяся внутри агрегатов. Всё это позволило ему качественно описать динамику иссушения пород различного состава и свойств при различных температурах, скоростях, давлениях и молекулярном составе парогазовой смеси. Кроме того, было установлено, что скорость морозного иссушения при естественных условиях лимитируется не энергообеспеченностью процесса, а процессом внутреннеговлагопереноса.

Однако, один случайный эксперимент с каолинитовой мерзлой глиной не вписывается в существующие в настоящее время представления о механизме, динамике и закономерностях протекания процесса морозного иссушения дисперсных пород. Образцы каолинитовой глины готовились по известной методике в течение 6 дней [2], которая включала в себя приготовление пасты при влажности на границе текучести, подготовку водонасыщенных брикетов с пористостью 48% и влажностъю 32%, изготовление немерзлых образцов в виде четырехгранной пирамиды площадью 3 на 4 см² и высотой 3 см, изготовление мерзлых образцов с массивной криогенной текстурой в количестве 40 штук. Опьпы проводились на экспериментальной установке [2] при параметрах воздушной среды: скорость – 5 м/с, температура минус 5°С, относительная влажность – 60%. Эксперимент проводился по методике [2], включающей в себя изучение характера и скорости продвижения зоны иссушения, распределения поля влажности в иссушенной и мерзлой зонах (по высоте) и интенсивности процесса. Взвешивание образцов осуществлялось в холодильной камере НКР-1 в начальный период процесса через сутки, а затем два раза в неделю при температуре эксперимента. Продвижение зоны иссушения в образцах определялась визуально. Дальнейшее уточнение положения этой зоны и распределение влажности в исследуемых образцах производилось методом определения влажности однотипных образцов на различные моменты времени. Эксперимент показал, что через сутки почти все образцы каолинитовой глины были сухие, т.е. мощность иссушенной зоны была равна 75 – 80 мм. В нескольких образцах в нижней его части наблюдалась более темная влажная полоса, которая при разгерметизации образца с нижней стороны осушалась "на глазах" по периметру. Иссушенные образцы очень легко разрушались в руках, в то время как мерзлые каолинитовые глины обладают значительной прочностью. Повторный эксперимент иссушения мерзлой каолинитовой глины, подготовленной из того же каолина и по вышеописанной методике, проведенный при тех же параметрах воздушной среды, показал, что через сутки иссушенная зона составляла около 3 мм, а через 320 часов она достигла всего лишь 10 мм. Таким образом, скорость морозного иссушення в первом случае в 25 раз выше, чем во втором, хотя параметры воздушного потока были одинаковы, что подтверждается документально. Следовательно, объяснение этому феномену следует искать в значительном ослаблении связи незамерзшей воды с минеральной подложкой как в ультракапиллярах, так и в слое между блоками минеральных частиц и льдом, что привело к повышенной подвижности незамерзшей воды и интенсификации внутреннего влагопереноса по жидкой фазе.

Литература:

1. Комаров И.А. Термодинамика промерзающих и мерзлых дисперсных пород. Автореферат диссертации на соискание ученой степеени доктора геол.-мин. наук. Москва, 1999.
2. Ершов Э.Д., Кучуков Э.З, Комаров И.А. Сублимация льда в дисперсных породах. М., Из-во МГУ, 1975.
3. Основы геокриологии. Ч. 1. Физико-химические основы геокриологии. Под редакпией Э.Д. Ершова. М., Из-во МГУ, 1995.

Данная работа предпринята в связи с необходимостью объяснения механизмов формирования структурных парагенезов срединно-океанических хребтов (СОХ). Формирование перпендикулярных друг другу трещин отрыва (рифтовые долины) и скалывания (трансформные разломы) противоречит общепринятым тектонофизическим представлениям. Согласно им трещины отрыва и сопряженные с ними трещины скалывания при одновременном формировании ориентируются под углом около 30 – 60 градусов друг к другу [Гзовский, 1975].

Рельеф океанского дна, по материалам спутниковой альтиметрии и детальных исследованиях океанского дна, особенно в пределах СОХ, гораздо интенсивнее расчленен в поперечном направлении по отношению к простиранию СОХ, чем в параллельном ему. Поперечные линейно вытянутые крупные впадины являются долинами трансформных разломов. В целом строение океанической коры в разрезе вдоль оси СОХ выглядит следующим образом [Шеменда, Грохольский, 1988; Пущаровский Ю.М., Пейве А.А. и др., 1995 и др.]. Происходит чередование более мощных и менее мощных участков земной коры, линейно вытянутых и ориентированных вкрест простирания СОХ. При этом под отрицательными формами рельефа наблюдаются столь же вытянутые и узкие поднятия мантийного вещества, а под положительными – зоны утолщения земной коры.

Структурный парагенез СОХ выполняет в целом положительные формы рельефа и состоит из рифтовых долин, расположенных в осевой части хребта и ориентированных перпендикулярно к растяжению; чаще всего перпендикулярных рифтам зон трансформных разломов и параллельных даек толеитовых базальтов в осевой зоне рифта [Хаин, Ломизе, 1995]. Данный парагенез является наиболее вероятным для растяжения продольно- и косоструктурированных сред.

В лаборатории тектонофизики и геотектоники МГУ была проведена серия опытов по растяжению продольно-структурированной среды. Подобные опыты в неструктурированных средах уже проводились в данной лаборатории В.Г. Талицким с целью выяснения механизма формирования структурных парагенезов растяжения, и они не связывались со строением океанического дна. В структурированных средах таких опытов ранее не проводилось. Нами было проведено много серий экспериментов, в которых варьировались значения различных параметров модельных образцов и режима растяжения [Гончаров, Фролова, 1999]. Главными изменяемыми параметрами были выбраны два: контраст мощности толстых и тонких взаимно параллельных полос образца (структурные неоднородности среды), ориентированных вдоль оси растяжения [Кирдяшкин, 1989] и контраст их ширины. Результаты проведенного моделирования позволяют сделать следующие выводы.

При растяжении продольно-структурированной среды возможно два типа сочленения трещин отрыва: трансформное и нетрансформное. Трансформное сочленение возникает при глубине продольных борозд, составляющей более половины толщины модели. В остальных случаях происходит игнорирование продольных борозд, и либо начинается их отмирание с переносом трещин отрыва через продольные борозды, либо трещины отрыва сочлененяются нетрансформным образом (т.е. структурированность среды не проявляется). Трансформное сочленение возникает так же в случае, если трещины отрыва, расположенные по разные стороны от одной и той же структурной неоднородности, достигают ее одновременно. При резко неодновременном достижении краев продольной борозды происходит ее игнорирование даже в случаях, когда ее глубина составляет 50 – 70% толщины модели.

При растяжении автоматически возникает поднятие краев трещин отрыва, сосредоточенное в непостредственной близости от данных трещин и распространяющееся симметрично по обе стороны от них. Возникает структура, весьма схожая с СОХ по морфологии. Автор связывает данное явление с воздействием сил поверхностного натяжения на границе двух сред с разными вязкостями.

Даже при заранее нанесенных трещинах отрыва неизбежно возникает иная сеть трещин, иногда со смещением сбросового типа. Возникающие трещины ориентированы субперпендикулярно к растяжению с падением преимущественно в сторону осевой части, под углом около 45 градусов к поверхности модели. При этом данная сеть трещин тем гуще, чем ближе участок к осевой части, маркированной трещиной отрыва. В моделях, где трещины отрыва были прорезаны не до конца, их дальнейшее формирование происходило в соответствии со сбросовым механизмом.

Литература:

1. Гзовский М.В. Основы тектонофизики М: Наука, 1975, С. 30 – 118.
2. Гончаров М.А., Фролова Н.С. Косые трансформные разломы как результат сочетания транстенсии плит и валиковой конвекции в зонах спрединга. // Актуальные проблемы региональной геологии и геодинамики. Материалы конференции. М., МГУ, 1999 г.
3. Кирдяшкин А.Г. Тепловые и гравитационные течения и теплообмен в астеносфере. Новосибирск,: Наука, СО РАН, 1989, Тр. Ин-та геологии и геофизики, Новосибирск, вып. 723.
4. Пущаровский Ю.М., Пейве А.А., Разницын Ю.Н., Базилевская Е.С. Разломные зоны центральной Атлантики. М., Геос, 1995, Тр. ГИН, вып. 495
5. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики: Учебник. М.: Изд. МГУ, 1995, С. 237 – 254
6. Шеменда А.И., Грохольский А.Л. О механизме образования и развития осей спрединга. // Тихоокеанская геология, 1988, №5, стр. 97 – 108

Предкавказские краевые прогибы – Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский – расположены "в тылу" мегантиклинория Большого Кавказа, который рассматривается как моновергентное складчатое сооружение, надвинутое главным образом к югу, на Закавказские межгорные впадины. Таким образом, обозначение Предкавказских прогибов термином "передовые прогибы" некорректно. Для этого вполне подходит термин "краевые прогибы" в том его значении, которое вкладывалось в него Н.С. Шатским, впервые обратившим пристальное внимание геологов на эти крупные структуры и разработавшим основы учения о краевых прогибах.

Традиционно считается, что формирование краевых прогибов обусловлено нагрузкой на край плиты горного сооружения, которое надвигается в сторону платформы (форланда). Нетипичное положение Предкавказских прогибов вызывает вопрос о механизме их формирования. Попытки решения этой проблемы путем численного моделирования деформации литосферы в условиях коллизии были предприняты В.О. Михайловым с сотрудниками и В.С.Захаровым [4, 1]. Эти модели показали принципиальную возможность образования краевых прогибов вне зависимости от направления вергентности складчатого сооружения.

Однако можно заметить, что наиболее глубокая часть Индоло-Кубанского краевого прогиба расположена по соседству с областью периклинального погружения мегантиклинориев Большого Кавказа и Горного Крыма, где отсутствует горный рельеф (рис. 1). Эту ситуацию нельзя объяснить двухмерными моделями В.О. Михайлова и В.С.Захарова.

Рис. 1. Центральная, наиболее погруженная часть Индоло-Кубанского прогиба (точечный контур) соседствует с областью периклинального погружения мегантиклинориев Горного Крыма и Большого Кавказа

В результате backstripping-анализа, проведенного для территории Предкавказья [6], были рассчитаны амплитуды и скорости тектонического погружения Предкавказских осадочных бассейнов.

Оказалось, что тектоническая компонента погружения может составлять от 10 до 120% от общей амплитуды погружения. Отношение амплитуды тектонического погружения к общей амплитуде погружения (R) меняется в зависимости от времени дпя каждого проанализированного разреза. Таким образом, погружение в прогибах Предкавказья (в некоторые интервалы времени) в значительной мере обусловлено нагрузкой формирующихся мощных осадочных толщ. Расчет тектонической компоненты погружения проводился при допущении локальной изостатической уравновешенности анализируемых разрезов, поэтому указанное отношение может зависеть от эффекта упругого изгиба фундамента бассейна [3].

Судя по литологии кайнозойских отложений Таманского полуострова, погружение в майкопское время и до конца сармата в этом регионе было некомпенсированным [5]. Высокие значения R для позднего эоцена, майкопского времени и сармата (соответственно 97, 50 и 107%) могут свидетельствовать о погружении центральной части Индоло-Кубанского прогиба за счет нагрузки осадочных толщ, накапливавшихся в западной (и, в меньшей мере, в восточной) части прогиба (рис. 2). Начиная с киммерийского века значение R было около 20%, как и в других частях прогиба, поскольку с этого времени Таманский регион присоединился к предкавказской суше, определяющим фактором осадконакопления стало поступление большого количества терригенного материала по меандрирующим речным руслам и прогибание компенсировалось накоплением осадков.

Осадочные толщи, вызывающиепо жение центральной части прогиба
Рис. 2. Схематический профиль по линни А-Б, показанной на рис. 1.

Создается впечатление, что накопление в осадочном бассейне мощных толщ осадочных пород может быть мощным фактором погружения основания бассейна, превышающим по значению тектонические силы. Поступление осадочного материала в одних случаях связано с денудацией близлежащего орогена, в других – с денудацией поднимающихся обширных платформенных территорий. Возможно, такие крупные долгоживущие впадины, как Прикаспийская, обязаны погружением своего основания именно длительному, на протяжении десятков миллионов лет, поступлению сюда терригенного осадочного материала: вначале с позднепалеозойских орогенов Урала и кавказского сегмента Средиземноморского пояса, затем с Восточно-Европейской платформы (обширный бассейн р.Волги) и гор Южного Урала.

Литература:

1. 3ахаров В.С. Динамика реологически расслоенной литосферы при континентальной коллизии. Автореф. дисс. канд. физ.-мат. наук. М., 1996. 20 с.
2. Клавдиева Н.В. Анализ тектонического погружения в прогибах Предкавказья в позднемеловое-кайнозойское время // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Материалы совещания. М., ГЕОС, 1999. Том 1. С. 300-302.
3. Клавдиева Н.В. Принципиальные ошибки в расчетах тектонического погружения, связанные с допущением локальной изостазии // Актуальные проблемы региональной геологии и геодинамики. Вторые Горшковские чтения. Материалы конференции. М., МГУ, 26 апреля 2000 г. С. 7 – 9.
4. Михайлов В.О., Мясников В.П., Тимошкина Е.П. Динамика эволюции поверхностной оболочки Земли под воздействием процессов растяжения и сжатия // Изв. РАН. Сер. Физика Земли, 1996. № 6. С. 30-37.
5. Шарданова Т.А., Соловьева Н.А., Бадикова Н.Г., Федячева Т.Е. Влияние различных геологических процессов на строение мио-плиоценовой осадочной толщи Таманского полуострова // Проблемы литологии, геохимии и рудогенеза осадочного процесса. Материалы к 1-му Всероссийскому литологическому совещанию. Том 2. М., ГЕОС, 2000. С. 399 – 404.
6. Mikhailov V.O., Panina L.V., Polino R., Koronovsky N.V., Kiseleva E.A., Klavdieva N.V., Smolyaninova Е.I. Evolution of the North Caucasus foredeep: constraints based on tht analysis of the subsidece curves // Tectonophysics. 1999. Vol. 307. N 3-4. P. 361-379.

Последняя треть ХХ века ознаменовалась практически ежегодными тектоническими совещаниями, проводимыми по инициативе Межведомственного Тектонического комитета Отделения геологии, геофизики, геохимии и горных наук АН на базе геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова.

Тектонические совещания, проводимые в ранге Всесоюзных в 6О-80-х годах и Всероссийских – в 90-х, способствовали широкому обсуждению актуальных тектонических, геологических, металлогенических и других проблем ведущими геологами Советского Союза (в 60—80-х годах), Российской Федерации и стран СНГ (в 90-х годах).

Даже неполный перечень тематики совещаний свидетельствует о широте и глубине обсуждаемых проблем: связь тектоники и магматизма, разломы земной коры и происхождение складчатости, глубинное строение и геофизические особенности структур земной коры и верхней мантии, континентальный и океанский рифтогенез и тектоника раннего докембрия, тектоника платформ и Средиземноморского пояса, тектоника срединных массивов и Тихоокеанского пояса, проблема движений и структур ообразовання в коре и верхней мантии, современная тектоническая активность Земли и проблема сейсмичности, проблемы тектоники и закономерности размещения полезных ископаемых, тектоника и метаморфизм, геодинамика и развитие тектоносферы и т.д.

Особенно масштабными можно считать проблемы, выносящиеся на обсуждение тектонических совещаний с середины 90-х годов:

Особенно следует отметить XXXIII-е, последнее, заключительное совещание 2000 года, которое как бы подвело итог векового изучения тектоники России, обсудив на пленарных и секционных заседаниях проблемы тектоники и геодинамики докембрия, Альпийского пояса, восточной окраины Азии, а также палеозоиды Азии и Урала и результаты изучения окраинных морей и осадочных бассейнов платформ,

Под стать решаемым проблемам стали и публикации материалов совещаний, превратившиеся, при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований, в солидные и красочно изданные одно- и двухтомники, объем которых достигает десятков печатных листов, например, объем опубликованных материалов 2000 года составил 650 страниц или 40,5 печатных листов.

Несомненный прогресс тектонических совещаний предполагает дальнейшее тематическое расширение их повесток дня, тем более что накопленные к началу ХХI века данные настоятельно требуют обсуждения на таком уровне, как тектонические совещания, некоторых "горячих точек" этой науки: от проблем фактологии и методологии до современного – космического – "лика Земли", от проблем тектонической терминологии до соотношения линейных и нелинейных деформаций и структур в эволюции нашей планеты и т.д.