Рельеф переходных зон на примере Западной Индонезии

Таким образом, географическое размещение вулканических поясов совершенно закономерно. Их положение соответствует современному положению активных тектонических зон, а именно зон субдукции, большинство которых приурочено к периферии Тихого океана.

Зондско-Андаманская вулканическая дуга образовалась на границе столкновения Индостанской, Австралийской и Евразийской плит. Вследствие чего образуется сразу несколько типов границ: на севере дуги в районе Андаманских островов переходная от границы ортогонального сжатия к границе с преобладающим движением сдвига, конвергентная граница под Суматрой и Явой и завершает переход коллизия Австралийской плиты и плиты Сунда. По характеру границ дугу можно разделить на три сегмента: северный (трансформная граница) , центральный (конвергентная граница) и юго-восточный (коллизия).

Вулканизм на конвергентных границах.

Существует две субдукционные обстановки: активная континентальная окраина (андский тип) и островные дуги (зондксий тип). Нами будет рассмотрен случай второго типа.

Вулканы на конвергентной границе располагаются в пределах кровли надвигаемой плиты, в нашем случае - на юго-западной периферии плиты Сунда на островах Ява и Суматра. Расстояние от оси глубоководного жёлоба до вулканического фронта зависит от крутизны кровли слэба. Расстояние от Зондского жёлоба до островной дуги по их простиранию меняется. Обычно составляет 100-200 км (Вулканы и тектоника литосферных плит, 1996).

Состав извергаемых лав и пирокластического материала зависит от глубины выплавления магмы, состава плавящихся пород и пород надвигаемой литосферной плиты. В островных дугах западной части Тихого океана существует петрохимическая и геохимическая зональность, связанная с постепенным увеличением глубины магмогенерирующих очагов по мере удаления от зоны субдукции. В наиболее близкой к жёлобу части вулканической дуги вулканы извергают толеитовые лавы базальтового и андезитового состава. В центральной полосе, где находится большинство вулканов, извергаемые породы преимущественно известково-щелочного состава, от базальтов до дацитов. В тыловой части дуги продукты извержения - щелочно-базальтовые лавы (Мировой океан. Том 1. Геология и тектоника океана. Катастрофические явления в океане, 2013). То есть в центральной части состав продуктов извержения разнообразен (преобладание андезитов, присутствие дацитов), в отличие от тыловой части с однообразными базальтовыми лавами. Разнообразие лав в центральной части дуги объясняется длительностью дифференциации исходных расплавов и плавлением кислых пород земной коры.

Вулканизм на трансформных границах

Вулканизм на трансформных границах проявляется в условиях сдвиговых деформаций, осложненных с растяжением. В рассматриваемом нами случае трансформная граница находится в переходной зоне. Она прерывает субдукцию на севере Зондско-Андаманской дуги и относится к типу придуговых трансформных разломов «дуга-дуга». Для этого типа помимо основной сдвиговой компоненты характерно и ортогональная компонента движения морфоструктур. Если сдвигу сопутствует раздвижение, то разлом называется транстенсивным; если же сдвиг сопровождается сжатием, как в случае Андаманской дуги, - это транспрессивный разлом. На данном участке косая субдукция сменяется преимущественно сдвиговыми движениями. Как правило, в зонах таких придуговых трансформных разломов прекращается субдукционный магматизм и изменяется характер сейсмичности (Мировой океан. Том 1. Геология и тектоника океана. Катастрофические явления в океане, 2013). Вулканизм в этой провинции проявляется в задуговой области в Андаманском бассейне и приурочен к зонам задугового спрединга (рис. 21).

Рис. 21. Двойной линией отмечен спрединг в Андаманском море. (Hall, 2012)

Коллизионный вулканизм

Образуется на стыке двух континентальных плит. Коллизионная граница в рассматриваемой нами системе находится в юго-восточном сегменте на стыке Австралийской плиты и плиты Сунда (юго-восточная часть Евразийской плиты). Поскольку коллизионный вулканизм наследует вулканизм предшествующей стадии (то есть субдукционной), то в основном он сохраняет свои петрохимические особенности.

Зондско-Андаманский участок границы Индоокеанской и Евразийской плит и сейсмичность

Сейсмическая активность в этом районе характеризуется распределением землетрясений по площади, их повторяемостью, их силой, характером разрушений и деформаций земной поверхности. Рассматриваемая нами зона является одним из самых сейсмически активных регионов мира, она принадлежит Тихоокеанскому поясу, на который приходится 75% всей сейсмической энергии Земли.

Интенсивность землетрясения измеряется в баллах (1-12 баллов) по шкале Меркалли. Этот показатель характеризует события, происходящие на поверхности Земли, то есть качественное проявление сейсмических волн (разрушения, деформации поверхности и т.д.). Энергию же землетрясения в очаге характеризует магнитуда - безразмерная величина. Максимальная магнитуда землетрясения - 9 по шкале Рихтера. Существует связь между магнитудой, интенсивностью и глубиной землетрясения. Чем ближе очаг землетрясения к поверхности, тем больше влияние магнитуды на силу землетрясения.

Рассмотрим распределение сейсмической активности в зоне Зондско-Андамандской дуги (рис. 22)

Рис. 22. Распределение землетрясений в зоне Зондско-Андамандской дуги за последние 25 лет, с магнитудой 5 - 10. Глубина (в км) указана цветом, магнитуда - размером окружности.

Анализируя приведённую иллюстрацию, можно отметить следующее: глубина очагов землетрясений увеличивается с отдалением от зоны субдукции в сторону дуги. Это связано с сейсмофокальной зоной, о которой говорилось выше. По очагам землетрясения мы можем проследить изменение глубины погружения слэба. Общая тенденция такова: под глубоководным жёлобом глубина очагов не опускается ниже 33 км, по направлению к дуге глубина очагов увеличивается до 70 км в области преддуговых бассейнов. Дальше видно, как под вулканической дугой углубляются очаги землетрясений, их глубина доходит до 150 - 300 км. Значит, примерно на этой глубине слэб начинает плавиться, появляется новая магма, которая начинает свой путь к поверхности, где формирует вулканические постройки. В отличие от о.Суматра, на о. Ява сейсмическая активность не заканчивается на вулканической дуге, а продолжается и за ней. В Восточной части Зондско-Андаманской дуги в районе восточной оконечности о. Ява, как было сказано выше, находится коллизионная граница между Австралийской и Евразийской плитами. Вулканические постройки на островах присутствуют, под ними очаги землетрясений находятся в основном на глубинах от 70 км до 150 км, так же как и на островах. Но к северу от островов Бали, Флоре и др. глубины очагов опускаются до 500-800 км.

Распределение вулканизма в пределах Зондско-Андаманской дуги

Распределение вулканов вдоль простирания Зондско-Андаманской дуги неравномерно. Максимальная концентрация активных вулканов отмечается на о.Ява и на островах, расположенных восточнее. Т.е. там, где происходит почти ортогональное взаимодействие краев Индо-Австралийской и Евразийской плит и субдукция переходит в коллизию. Погружающаяся океаническая кора имеет максимально большой возраст, и слэб проникает до максимальных глубин, фиксируемых глубокофокусными землетрясениями (рис. 22).

Рис. 22. Распределение очагов землетрясений вдоль сейсмофокальной зоны

Далее к северо-западу вдоль простирания конвергентной границы, по мере увеличения сдвиговой составляющей движения краев плит, число активных вулканов и частота вулканических извержений постепенно уменьшаются, достигая своего минимума в районе Андаманских островов.

Приведенное ниже краткое описание основных вулканов вдоль простирания Зондской дуги приводится на основании (ссылка http://www.volcanodiscovery.com/)

Наиболее активные на сегодняшний день вулканы о. Суматра - Синабунг, Марапи и Керинчи.

Рис. 23. расположение вулканов Индонезии.

Рис. 24. Вулканы Суматры. Зелёными треугольниками - дремлющие вулканы; жёлтыми - беспокойные; оранжевыми - вулканы с небольшой активностью и опасностью извержения; красными - действующие растущие вулканы; черными - потухшие.

Синабунг (рис. 24) - стратовулкан высотой 2460 м. Находится на плато Батак на севере хребта Барсиан, на северо-восточной окраине кальдеры Тоба. Пробудился в августе 2010 года, однако есть неподтверждённые данные о его активности в 1600 г и 1881 г . По лавовым потокам на склонах конуса очевидно, что вулкан часто извергался. Конус сложен андезито-дацитовыми породами. Синабунг имеет четыре перекрывающих друг друга кратера, расположенных вдоль направления север-юг. Самый молодой кратер - самый южный. Вулкан продолжает извергаться и сегодня. Извержение сопровождается выбросами пепла и пирокластического материала, а также лавовыми излияниями.

Марапи (рис. 24) - самый активный вулкан о. Суматра. Высота самого стратовулкана - 2891 м. Состоит из андезитовых и андезито-базальтовых пород. Вершина представлена множеством кратеров, расположившихся в небольшой (1,4 км в диаметре) кальдере. Кратеры расположены по направлению СВ-ЮЗ. В этом же направлении усиливается вулканизм. С конца XVIII века было зафиксировано более 50 извержений Марапи. Последние крупнейшие извержения произошли в 2000, 2001, 2004, 2011. Извержения меньшей интенсивности периодически происходят и по сей день.

Керинчи (рис. 24)- самый высокий стратовулкан Индонезии (3800 м). Состав пород - андезиты, андезиты-базальты. На вершине вулкана расположен молодой конус, выросший на северо-западе от старого разрушенного кратера. Диаметр кратера - 600 м, в нём находится небольшое кратерное озеро. Первое зафиксированное извержение произошло в 1838 году. С тех пор извержения происходят довольно часто. Последнее извержение отмечено в 2009 году.

Между островами Суматра и Ява располагается кальдера крупнейшего вулкана Кракатау.

Кракатау - маленькая группа островов вулканического происхождения в Зондском проливе (рис. 25). Один из самых известных вулканов мира. Приобрёл широкую известность после грандиозного извержения 1883 года. Современный конус находится внутри разрушенной кальдеры и окружён тремя небольшими островами - краями кальдеры, выходящими на поверхность. Новый конус сформировался в 1927 году и остаётся активным по сей день.

Рис. 25. Кальдера вулкана Кракатау (по Simkin, Fiske, 1983)

Рис. 26. Вулканы Явы

На о. Ява действующих вулканов больше, чем на о. Суматра. В западной части острова одним из наиболее активных вулканов является Тангкубан Праху (рис.26). Расположен в большой кальдере (6-8км), образованной ещё в плейстоцене. Неподалёку от него находится Папандаян - сложный стратовулкан с четырьмя большими кратерами, самый молодой из которых открыт на северо-восток, в результате первого зафиксированного взрыва в 1772 году. В нём находится сульфатное фумарольное поле. До 2002 года просходили лишь небольшие извержения, не имевшие серьёзных последствий. Последнее извержение - 2002 г.

В центральной Яве выделяются ещё два вулкана. Сламет - второй по величине на острове вулкан (3428 м) и один из наиболее активных. Занимает обширную площадь, имеет 4 кратера. Также включает порядка тридцати шлаковых конусов на восточном склоне. В отличие от перечисленных вулканов, состав горных пород этого вулкана представлен базальтами и пикритовыми базальтами. Последнее крупнейшее извержение началось в апреле 2009 года. Самое последнее извержение - 2014 год.

Мерапи (рис. 26) - самый активный вулкан о. Ява. Высота - 2968 м. В среднем он извергается раз в 5-10 лет, выбрасывая огромное количество пирокластического материала. С 1953 года активность этого вулкана характеризуется экструзивными извержениями с образованием лавовых куполов. Последнее извержение длилось с октября 2010 по февраль 2011 гг.

Юг о. Ява является самым вулканически активным участком на острове. Конус вулкана Бромо (рис. 26) расположен в огромной кальдере Тенгер (16 км в диаметре). Это самый молодой конус. Кальдера расположена на севере вулканического массива, тянущего с юга от вулкана Семеру. Стенки массива покрыты лавовыми куполами, пирокластическими конусами и маарами. Извержения фиксируются с 1804 года и с тех пор повторяются в среднем раз 5-7 лет. Последнее случилось в 2012 году.

Семеру (рис. 26) - самый высокий вулкан на о. Ява (3676 м). Также один из самых активных. Раположен на юге вышеупомянутого вулканического массива, на севере завершающегося кальдерой Тенгер.

Последний из действующих вулканов Больших Зондских островов - Раунг (рис. 26). Вулкан на юге о. Ява с эксплозивным характером извержений, повторяющимися раз в несколько лет. Высота - 3332 м. Конус вулкана расположен в кальдере диаметром 2 км. Все исторические извержения вулкана происходили уже этой кальдере. Последнее извержение - 2012 год.

Суммируя всё вышесказанное, можно сказать, что абсолютное большинство вулканических построек на Больших Зондских островах - стратовулканы. Как известно, для постройки конуса стратовулкана необходим кислый состав лавы. Состав пород вулканических построек представлен преимущественно андезитами и андезито-базальтами, породами средней щёлочности с содержанием SiO2 52-65%.

Состав магм, питающих вулканизм на активных окраинах материков, необычайно разнообразен и сложен. Процесс магмогенеза заключается в следующем: от слэба наверх устремляются флюиды, вовлекающие в процесс породы мантийного клина, а затем и породы земной коры. Таким образом, в образовании магмы участвуют базальты слэба, ультрабазальты мантийного клина и гранитоиды земной коры. Плюс к этому стоит учитывать осадочный материал, влекомый погружающейся плитой со дна жёлоба.

Прослеживается связь между глубиной залегания очагов и составом лав четвертичных вулканов. Химический состав лав закономерно изменяется вкрест простирания дуги, по мере углубления падающих под дугу разломов становится всё более щелочным. Несмотря на всё разнообразие четвертичных лав, доминирующими являются базальтовые и андезито-базальтовые лавы со средним содержанием кремнекислоты (55%). Более кислые лавы с содержанием кремнекислоты около 60% встречаются реже. На Яве три пояса с разными типами лав. Южный пояс с толеитовыми лавами (влк. Мерабу, Мерапи). В центральном и северном поясах, для которых характерно меньшее проявление процессов ассимиляции материала земной коры, - известково-щелочные и высококремнистые лавы.

Особенности изменения вулканической и сейсмической активности вдоль простирания Зондско-Андаманской дуги заключаются в закономерном изменении глубины очагов землетрясений. Вследствие чего изменяется и состав магмы, поднимающейся к поверхности и формирующей вулканические конусы.

Благодаря изучению сейсмической и вулканической активности, а также особенностям изменения рельефа вдоль простирания Зондской дуги, мы можем определить геодинамическую обстановку на изучаемой территории. Эти признаки являются внешними индикаторами геодинамической обстановки. Исходя из них, мы можем, воспользовавшись различными геологическими методами, моделировать внутреннюю ситуацию, а также делать прогнозы и выявлять закономерности развития данной обстановки. В частности важным представляется исследование особенностей изменения рельефа в связи с изменением напряженного состояния литосферы вдоль простирания дуги, на что указывает изменение характера сейсмической активности. Кроме того, в островодужной зоне, помимо главных морфоструктур - вулканическая дуга и глубоководный желоб, образование которых обусловлено поддвиганием индоокеанской литосферы, существенным рельефообразующим фактором являются вулканические процессы.

Глава 4. Основные этапы развития Зондско-Андаманской переходной зоны

Новая гипотеза глобальной тектоники, как и гипотеза дрейфа материков, предполагает, что Индийский океан образовался в результате распада материка Гондваны (южной части более древнего и более крупного материка Пангеи). После распада Гондваны её обломки - Африка, Мадагаскар, Антарктида, Австралия и Индостан - перемещались по поверхности Земли до нынешнего их положения. По геологическим данным время образования впадины Индийского океана относят к середине мелового периода (Канаев, 1975, по Кингу, 1967). На дне котловины Индийского океана встречаются три плиты: Африканская, Антарктическая и Индо-Австралийская. Зондско-Андаманская островная дуга находится в пределах последней плиты, а именно на стыке Индо-Австралийской плиты с Евразийской и Тихоокеанской.

Области перехода от материковой коры к океанической делятся на два типа - атлантический и тихоокеанский. В Индийском океане преобладает атлантический тип перехода, который приурочен к древним платформам и характеризуется простым строением (шельф и материковый склон), резким переходом от материка к ложу океана. Изучаемая нами переходная область относится к тихоокеанскому типу перехода. Это молодые тектонические структуры со сложным строением (островные дуги, горные сооружения) с высокой сейсмической активностью.

Зондско-Андманская дуга - продолжение Средиземноморского пояса. В пределах этого пояса наблюдается смена кайнозойских складчатых структур современными переходными зонами (рис. 27).

Рис. 27. Геологическая карта мира. Пояс кайнозойской складчатости показан оранжевым

Зондско-Андаманская переходная зона образовалась в результате закрытия океана Тетис, а также присоединения континентального фрагмента Австралии. История развития данного участка в мезозое и кайнозое смоделирована согласно теории тектоники литосферных плит. Рассмотрим основные этапы формирования данного участка на модели, сконструированной Холлом (Hall, 2012).

Рис. 28. Реконстркукция 160 млн лет назад. (Hall, 2012).

На всех реконструкциях жёлтыми оттенками показана Евразийская плита. Красными оттенками - территории, бывшие части Гондваны в юрском периоде. Зелёными оттенками - островные дуги, аккреционный материал, сформированный на материковых окраинах. Бирюзовым - морские переходные зоны.

Рис. 29. Реконструкция 135 млн лет назад. (Hall, 2012).

К началу мелового периода согласно приведённой модели в Мезотетисе начинается процесс спрединга, распространяющийся на запад, формируя внутриокеаническую дугу на северной окраине Индостанской плиты. Эта дуга перемещается в северном направлении, тем самым увлекая за собой части Австралийской плиты. Между внутриокеанической дугой и Индостанской плитой образуется Неотетис. Мезотетис в свою очередь закрывается. На рис. 135 Ма показано, как на восточной окраине блока SWB (SW Borneo) образуется субдукция, что впоследствии приведёт этот блок и блок EJWS (Восточная Ява - Западный Сулавеси) на северо-восток к юго-восточной части Евразийской плиты.

Рис. 30. Реконструкция 115 млн лет назад. (Hall, 2012).

К началу мелового периода блоки юго-восточный Борнео и Восточная Ява-Западный Сулавеси приближаются к юго-восточной окраине Евразийской плиты и практически достигают своей окончательной позиции. Неотетис разделился на два сегмента: западный (по правую сторону от красной линии) и восточный (соответственно, по левую сторону). Зелёным цветом на окраине Австралии показана часть океанической литосферы старше 120 млн лет.

Рис. 31. реконструкция 110 млн лет назад. (Hall, 2012).

Далее восточный сегмент Неотетиса закрывается, а западный продолжает расширяться на север. Блок юго-западный Борнео окончательно присоединяется к Евразийской плите. Спрединг между Индостном и внутриокеанской дугой Войла заканчивается. Субдукция «разворачивается» в обратную сторону, в сторону океана. Таким образом, теперь океаническая литосфера Неотетиса погружается под Евразийскую плиту. Спрединг между Австралией и Индостаном распространяется на север, и Индостан начинает своё движение навстречу Евразийской плите.

Далее междк блоками «восточная Ява - западный Сулавеси» и «юго-западный Борнео» образуется конвергентная граница. Спрединг в Неотетисе завершается на севере между Индостаном и внутриокеанической дугой Войла, но продолжается на востоке между Индостаном и Австралией.

Рис. 32. Реконструкция 90 млн лет назад. (Hall, 2012).

На реконструкции 90 млн лет назад видны серьёзные изменения: прекращается спрединг между Индостаном и Австралией. Но Индия продолжает своё движение на север, что становится причиной появления трансформной границы (отмечена белым пунктиром). Континентальный блок Лукония присоединяется к Евразийской плите и становится частью плиты Сунда.

Рис. 33. Реконструкция 85 млн лет назад. (Hall, 2012).

На данной реконструкции позднего мела (рис. 33) показано, как блоки «восточная Ява - западный Сулавеси» и «юго-западный Борнео» занимают свою окончательную позицию. Согласно этой реконструкции, можно утвержать, что острова Борнео и Ява не являются частью плиты Сунда, а прибыли на это место с юга и являются бывшими частями Австралии. Также по этому рисунку видно, что спрединг между Индстаном и Австралией продолжаетя только на юге хребта, по всей оставшейся протяжённости которого продолжается сдвиговое движение.

В раннем эоцене Индия продолжает двигаться в северном направлении и сталкивается с дугой Инсертус, которая затем прирастает к северной окраине Индостана. Предполагается, что сдвиговое движение вдоль побережья о. Суматра и о. Ява сопровождается расширением окраины плиты Сунда у южной Суматры. Также, ещё в позднем мелу, появилось много внутриокеанических дуг в Тихом океане.

Рис. 34. Реконструкция 45 млн лет назад. (Hall, 2012).

Далее начинает формироваться Филиппинское море за счёт спрединга Филиппинской плиты (рис. 34). В среднем эоцене Австралия начинает своё движение на север, провоцируя начало субдукци по периферии всей плиты Сунда. Тем временем трансформный разлом постепенно с юга начинает превращаться в зону субдукции. При этом в северной его части по обе стороны кора имеет одинаковый возраст. В южной же части - с запада возраст коры составляет 40 мле лет, в то время как с востока - 120 млн лет.

В позднем олигоцене северная оконечность Австралии - шпора Сула - приближается к юго-восточной окраине плиты Сунда, провоцируя вулканизм на данной территории.

Рис. 35. Реконструкция 15 млн лет назад. (Hall, 2012).

В среднем миоцене вырисовывается картина, похожая на современную ситуацию. Мы видим начальный этап развития современной системы СОХ в Индийском океане. На данном этапе зона субдукции в Зондском жёлобе откатывается назад к заливу Банда, из-за чего начинается растяжение окраины плиты Сунда. В результате чего и начинается задуговой спрединг в Андаманском море (рис. 36). Вдоль бывшего траснформного разлома (отмечен жёлтым пунктиром) возраст субдуцирующей коры между северной и центральной Суматрой сильно различается.

Рис. 36. Реконструкция 5 млн лет назад. (Hall, 2012).

Благодаря восстановлению истории развития территории, на которой находится изучаемый участок, мы смогли предположить, по каким причинам образовались те или иные морфоструктуры, проследить их развитие от их зарождения до отмирания. Благодаря знанию о последовательном развитии морфоструктур, мы можем делать прогнозы о дальнейшем развитии ситуации, что поможет предсказать, например, какие-либо катастрофические явления и предпринять меры, чтобы избежать потерь.

Заключение

В работе нами подробно были рассмотрены внешнее строение Зондско-Андаманской островной дуги, эндогенные факторы её образования, современная динамика территории. Проанализирован характер изменения рельефа, вулканической и сейсмической активности вдоль простирания Зондско-Андаманской дуги. На основе приведённых данных сделаны определённые выводы и заключены некоторые закономерности.

Рельеф надводной части Зондско-Андаманской дуги (вулканическая дуга) является индикатором, по которому можно предположить, что в этом месте находится активная переходная зона.

Рельеф подводной части (глубоководный жёлоб) свидетельствует о наличии процесса субдукции.

Распределение вулканизма вдоль простирания дуги зависит от распределения сейсмической активности, которая в свою очередь зависит от характера субдукции.

Восстановление этапов развития островной дуги позволяет изучить механизм субдукции от её зарождения до отмирания. Что в последствии позволяет нам делать прогнозы.

Проведённая работа хорошо знакомит нас с активными переходными зонами на примере Зондко-Андаманской островной дуги. Их проявлением на поверхноти: в рельефе, в сейсмической и вулканической активности.

Список литературы

Апродов В.А. Вулканы. - М.: Мысль, 1982. 367 с.

Вулканы и тектоника литосферных плит /под ред. проф. Ушакова С.А. - М.: Изд-во МГУ, 1996, 237 с.

География Мирового океана. Индийский океан /под ред. Маркова К.К. - Л.: Наука, 1982. 388 с.

Дубинин Е.П. Трансформные разломы океанической литосферы. - М.: Изд-во МГУ, 1987. 180 с.

Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Океанический рифтогенез. - М.: ГЕОС, 2001. 293 с.

Канаев В.Ф., Нейман В.Г., Парин Н.В. Индийский океан. - М.: Изд-во: Мысль, 1975 г. 284 с.

Мировой океан. Том 1. Геология и тектоника океана. Катастрофические явления в океане / под ред. Лобковского Л. И. - М.: Научный мир, 2013. 660 с.

Хаин В.Е., Лимонов А.Ф. Региональная геотектоника (Тектоника континентов и океанов). Учеб. пос. - Тверь, ООО "Издательство ГЕРС", 2004. 272 с.

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

Shulgin A., Kopp H., Muller C., Planert L., Leushen E., Flueh E.R., Djajadihrdja Y. Structural architecture of oceanic plateau subduction offshore Eastern Java and the potential implications for geohazards // Geophys. J. Int. - 2011. - №184 - 12-28

Singh Satish C., Moeremans R., McArdle J., Johansen K. Seismic images of the sliver strike-slip fault and back thrust in the Andaman-Nicobar region. // JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH: SOLID EARTH. - 2013. - №118

Hall R. Late Jurassic-Cenozoic reconstructions of the Indonesian region and the Indian Ocean // Tectonophysics. - 2012. - №570-571 - 1-41

http://www.volcano.si.edu/search_volcano.cfm

http://www.volcanodiscovery.com/ru/indonesia.html

http://www.marine-geo.org/tools/maps_grids.php

http://www.iris.washington.edu/ieb/index.html

Размещено на Allbest.ru