CC BY
28
Ю.В. НЕЧАЕВ, А.Л. СОБИСЕВИЧ. НОВЫЕ ТЕХНОЛОГИИ МОНИТОРИНГА ВНУТРЕННЕЙ...
29
К. г.-м. н., в.н.с. ИФЗ РАН, Ю.В. Нечаев
Д. ф.-м. н., зав. лаб. ИФЗ РАН А. Л. Собисевич
Новые технологии мониторинга внутренней структуры вулканов
(магматического очага и магматических камер)
Ю.В. Нечаев, П.П. Собисевич
Наблюдаемое в последние годы повышение сейсмической активности в пределах Транскавказского поднятия неразрывно связано с активизацией вулканических процессов в регионе. Возможным следствием этого процесса может быть возобновление деятельности вулкана Эльбрус [1, 14].
В интересах всестороннего изучения геолого-геофизических и тепловых процессов в районе вулканической постройки необходимо иметь достоверную информацию о существовании и основных параметрах магматического очага и магматической камеры в пределах Эльбрусского вулканического центра [1, 6, 14, 15].
В статье приведены данные о новых технологиях, использующих информацию, поступающую с борта спутников, которая позволяют получать независимые данные об особенностях строения земной коры на различных глубинных уровнях путем анализа трехмерного поля тектонической раздробленности литосферы. Специализированный анализ космических снимков позволил выделить под Эльбрусом две области аномально пониженных значений поля тектонической раздробленности. Одна из них, фиксируемая в интервале глубин 20-40 км, рассматривается в качестве потенциального материнского магматического очага, служившего поставщиком материала для извержений вулкана Эльбрус. Вторая, располагающаяся в верхней части коры до глубин порядка 8 км, отождествляется с магматической камерой вулкана Эльбрус.
1. ОСНОВЫ новой ТЕХНОЛОГИИ
В процессе анализа сложно построенных геологических образований в районе вулканической постройки и на прилегающих территориях сегодня можно использовать данные космической фотографии поверхности Земли. Использование спутниковых фотографий поверхности различной разрешающей способности позволяет построить линеа-ментную структуру исследуемого региона и перейти к оценке «поля тектонической раздробленности (или неоднородности) литосферы». Физическим параметром этого поля является степень тектонической раздробленности конкретного объема жесткой оболочки Земли. В разработанной технологии в качестве меры тектонической раздробленности принимается «удельная длина линеаментов», значение которой вычисляется (с единым шагом)
для каждого из заранее выбранных по глубине срезов литосферы [11].
Реализация развиваемого методологического подхода включает три основных этапа: полное дешифрирование космического снимка с целью построения карты линеаментной сети; компьютерную обработку полученной карты для построения разноглубинных карт-срезов поля тектонической раздробленности литосферы; их интерпретацию.
Дешифрирование фотографии проводится визуально, а обработка полученной карты линеаментной сети выполняется с использованием современных программных продуктов. Эффективность разработанного метода заверена на региональном [3, 4, 8,
11, 12] и локальном [2, 7, 10] масштабных уровнях.
В настоящей статье приведены результаты применения метода для обработки космических снимков Центрального Кавказа с целью выделения маг-
матического очага и магматической камеры вулкана Эльбрус.
2. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ВУЛКАНА ЭЛЬБРУС
Решению вопросов геологического строения, сейсмотектонике и вулканизму территории Северного Кавказа, а также истории развития вулкана Эльбрус и проблеме его активизации посвящено значительное количество публикаций [1-6, 8-14].
Особое положение в структуре Кавказа занимает зона Транскавказского поперечного поднятия. На фоне запад-северо-западного (кавказского) простирания основных структурно-тектонических единиц Кавказа зона поднятия характеризуется антикавказ-ским (близмеридиональным) структурным планом. Зарождаясь в пределах Русской платформы, она прослеживается через Ставропольский свод, Ми-нераловодский выступ, рассекает вкрест простирания все структурно-тектонические зоны Большого и Малого Кавказа и через Эльбрус, Дзирульский массив, Арагац и Арарат уходит на юг в Иран и Турцию. В пределах этой широкой структуры располагаются глубокие близмеридиональные расколы фундамента, контролирующие магмопроявления в неогене и антропогене. Длительная устойчивость зоны поднятия в процессе эволюции всей Кавказской подвижной области, связь ее границ с крупными поперечными разрывами, а также продолжение некоторых поперечных элементов в пределы платформы позволяют полагать, что границы этого поперечного поднятия должны контролироваться зонами глубинных разломов значительной протяженности и времени заложения.
Современные геологические исследования вулкана Эльбрус, в частности датировки его извержений в историческое время [1, 14, 15], свидетельствуют о том, что данный вулкан является активным.
3. ОТОБРАЖЕНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ СТРУКТУР ВУЛКАНА В ПОЛЕ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ РАЗДРОБЛЕННОСТИ ЛИТОСФЕРЫ
Поле тектонической раздробленности литосферы Центрального Кавказа построено по результатам обработки фотографий земной поверхности, полученных со спутника «Ресурс». Составлена карта линеаментной сети для территории размером
185х277 км, в центральной части которой расположен вулкан Эльбрус. Последующая обработка карты позволила получить 19 разноглубинных (от 1 до 50 км) карт-срезов, на которых значения поля тектонической раздробленности вычислены по сети 1х1 км. Анализ полученного поля тектонической раздробленности литосферы, как и ранее [2, 3, 7, 8, 10-12], выполнялся по различным глубинным уровням (картам) и вертикальным сечениям (разрезам). Численные значения поля тектонической раздробленности на картах и разрезах приведены в условных единицах, одинаковых для всех карт-срезов и вертикальных разрезов. Рассмотрим особенности этого поля для верхней части литосферы Центрального Кавказа, выбрав для этого карту-срез, отвечающую среднестатистическим глубинам порядка 7 км (рис. 1).
На выделенном срезе наблюдается постепенное увеличение значений поля тектонической раздробленности от южного окончания эпигерцинской Скифской платформы к области горст-антиклинория Центрального Кавказа. Затем идет последующее их снижение в сторону южного погружения Большого Кавказа.
Лабино-Малкинская зона поднятий характеризуется областью пониженных значений поля (менее 80 усл.ед.), в то время как для ее западной области (полого моноклинального мезозойского чехла) характерны более высокие значения поля (7090 усл.ед.), нежели для ее восточного окончания (вовлеченного в поднятие южного участка эпигерцинской Скифской платформы, менее 70 усл.ед.).
Выступы палеозойского фундамента отличаются значениями поля тектонической раздробленности (80-100 усл.ед.). Тырныаузская шовная зона, сложенная породами палеозоя и юры, выделяется в виде узкой переходной области повышенных горизонтальных градиентов (наиболее четко выражена ее восточная часть - восточнее р. Кубань). Инверсионный антиклинорий ядра Большого Кавказа, сложенный интенсивно смятыми метамор-физованными породами лейаса-доггера (горст-ан-тиклинорий Центрального Кавказа), характеризуется максимальными значениями поля (до 120 и более усл.ед.), выделяясь в виде отдельных блоков, разделенных областями пониженных значений (менее 100 усл.ед.). Расположенная южнее область синклинориев южного крыла Большого Кавказа, выполненная изоклинальным складчатым флишем мальма и мела, представлена пониженными значениями поля (менее 110 усл.ед.) в виде
чи во 70 эо ж 1 оо но 12и тзи
Рис. 1. Карта тектонической раздробленности литосферы Центрального Кавказа, отвечающая срезу литосферы на глубине порядка 7км с нанесением границ важнейших структурных подразделений.
1 — положение вулкана Эльбрус; 2 — изолинии поля тектонической раздробленности литосферы, характеризующие особенности строения литосферы на этих глубинах (шкала раскраски приведена под рисунком); 3 — границы распространения важнейших структурных подразделений по геологическим данным и их наименование (I—Предкавказские альпийские краевые прогибы, выполненные кайназойскими молассами; II—Лабино-Малкинская зона поднятий; III — выступы палеозойского фундамента; IV — Тырныаузская шовная зона (палеозой, юра); V—унаследованный от герцинского цикла горст-антиклинорий Центрального Кавказа (кристаллические породы палеозоя); VI — синклинорий южного крыла Большого Кавказа, выполненный изоклинально складчатым флишем мальма и мела; VII — Абхазско-Рачинская ступень, представленная антиклинориями и ступенями южного крыла Большого Кавказа (умеренно складчатый нефлишевый мезозой); VIII — Рионская впадина; IX — Кахетино-Лечхумская шовная зона (прогибы); X — участок Грузинского срединного массива, вовлеченный в поднятие южного крыла Большого Кавказа); 4 — положение области аномально пониженных значений поля тектонической раздробленности, выделенные на срезе, отвечающем глубинам порядка 30 км. отдельных локальных аномалий (90 усл.ед. и На срезе литосферы, отвечающем среднестатис-
ниже). Абхазо-Рачинская ступень, располагающая- тическим глубинам порядка 30 км, региональная
ся на юге рассматриваемой территории и выражен- картина поля сохраняется. Четко разделяются обла-
ная антиклинориями и ступенями южного крыла Боль- сти распространения южного окончания эпигерцин-
шого Кавказа (умеренно складчатый нефлишевый ской Скифской платформы и горного сооружения
мезозой), характеризуется несколько пониженными Большого Кавказа. Наглядно фиксируется блоковое
значениями поля (менее 100 усл.ед.). При этом наи- строение последнего, при этом его западная часть
более высокие значения поля фиксируются в вос- характеризуется повышенными значениями поля (до
точной части, в то время как для западной части ха- 103 усл.ед.), по сравнению с восточной (97-
рактерны пониженные значения (менее 80 усл.ед.). 98 усл.ед.), которая характеризуется также суще-
ственной расчлененностью и меньшими размерами выделяемых блоков. По сравнению с верхним срезом заметно смещение осевой зоны антиклинория к югу порядка 20 км. Уверенно прослеживается область Транскавказского поперечного поднятия, на западной окраине которого располагается вулкан Эльбрус. На этом глубинном уровне находится область аномально пониженных значений поля (рис. 1).
Выделение неоднородностей литосферы, потенциально связанных с магматическим очагом вулкана Эльбрус, осуществлено на основе анализа вертикальных разрезов поля тектонической раздробленности, один из которых приведен на рис. 2. Профиль имеет общекавказское простирание и проходит вдоль Тырныаузской шовной зоны непосредственно через вулкан Эльбрус.
Характер поля тектонической раздробленности позволяет выделить в пределах литосферы Центрального Кавказа ряд близгоризонтальных границ раздела, включая:
1) подошву верхней части коры, отделяющую верхний 5-километровый слой, характеризующийся максимальными горизонтальными градиентами рассматриваемого поля и минимальными размерами (2-5 км) выделяемых объектов;
2) подошву слоя земной коры, приуроченную к глубинам порядка 10 км, в пределах которой характерные размеры выделяемых объектов 15-20 км;
Рис. 2. Вертикальный разрез поля тектонической раздробленности, проходящий через вершину вулкана Эльбрус и ориентированный вдоль простирания Кавказа:
1 - изолинии поля тектонической раздробленности литосферы (усл.ед.); 2 - близгоризонталъные границы раздела литосферы, выделенные по особенностям поля тектонической раздробленности: I- подошва верхней части коры (отделяющая верхний 5-километровый слой, характеризующийся максимальными гори, зонталъными градиентами рассматриваемого поля и минималъ-
- ными размерами (2-5 км) выделяемых объектов), II - подошва \ слоя земной коры (в пределах которого характерные размеры вы, деляемых объектов составляют порядка 15-20 км, приурочена к \ глубинам порядка 10 км), III-подошва слоя земной коры с глубинами порядка 20 км и размерами объектов 25-30 км (отожде-, ствляется с подошвой коры гранитоидного типа), IV - подошва слоя земной коры с глубинами порядка 40 км и размерами объектов 30-35 км, V- подошва слоя земной коры с глубинами порядка ' 50 км (возможно, и глубже) и размерами выделяемых объектов более 60 км (отождествляется с границей Мохоровичича); 3,4-области расположения аномально пониженных значений поля тектонической раздробленности: 3 - высокоаномальные, 4 - сред-
неаномальные.
вестник)
ВПАППКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА
Ю.В. НЕЧАЕВ, А.Л. СОБИСЕВИЧ. НОВЫЕ ТЕХНОЛОГИИ МОНИТОРИНГА ВНУТРЕННЕЙ...
3) подошву слоя земной коры с глубинами порядка 20 км и размерами объектов 25-30 км;
4) подошву слоя земной коры с глубинами порядка 40 км и размерами объектов 30-35 км;
5) подошвау слоя земной коры с глубинами порядка 50 км (возможно, и глубже) и размерами выделяемых объектов более 60 км. Третья граница отождествляется с подошвой коры гранитоидного типа, пятая - с границей Мохоровичича.
На этом профиле в пределах литосферы Центрального Кавказа можно выделить два структурных этажа (с границей между ними на глубинах порядка 20 км), нижний из которых отождествляется с корой базальтоидного типа (его подошва фиксируется на глубинах несколько более 50 км).
Рассматривая поведение выделенных близгоризонтальных границ раздела литосферы в окрестностях вулканической постройки Эльбруса, следует отметить их закономерный подъем кверху, что свидетельствует о приуроченности положения вулканической постройки к области аномального строения литосферы. Рассмотрим эти особенности.
В региональном плане верхняя часть коры базальтоидного типа (между третьей и четвертой границами) разделяется на три крупных блок-пластины мощностью около 20 км. Их кровля в восточной и западной частях профиля приурочена к глубинам порядка 25 км, а в центральной части несколько выдвинута кверху.
Центральная блок-пластина (на срезе выделена штриховкой) отличается аномально пониженными значениями поля тектонической раздробленности (менее 90 усл.ед.) и, в свою очередь, состоит из двух частей: западной и восточной, разделенных небольшой перемычкой.
В пределах западной части центральной блок-пластины (расположенной непосредствен-
Рис. 3. Вертикальный разрез поля тектонической раздробленности коры, проходящий через вулкан Эльбрус и ориентированный вдоль простирания Кавказа (совпадает с положением профиля АВ на рис.1):
1 - изолинии поля тектонической раздробленности коры: жирные - сечением через 10 усл.ед., тонкие - через 2 или 1 усл.ед.; 2 - область (зона) повышенной тектонической раздробленности в нижней части коры; 3 - близгоризонтальные ослабленные зоны (возможный путь перетока первичной магмы в вулканическую камеру); 4 - область аномально пониженных значений поля в верхах базальтовой коры, рассматриваемая в качестве потенциального материнского магматического очага, служащего в прошлом поставщиком материала для заполнения вулканических камер; 5 - область аномально пониженных значений поля в верхней части коры, отождествляемая с вулканической камерой.
Над профилем дана его привязка к условной системе координат (см. рис. 1), а над разрезом приведен рельеф местности вдоль профиля с указанием конуса вулканической постройки.
ЮМ 7
№ 4
2 0 0 7
но под вулканической постройкой Эльбруса) значения поля уменьшаются до 84 усл.ед., а в восточной
- до 88 усл.ед. При этом западная часть наиболее продвинута кверху (кровля приурочена к глубинам порядка 17 км), восточная выдвинута меньше (кровля на глубинах порядка 20 км).
Характерно, что в пределах блок-пластин, расположенных к западу и востоку от аномальной центральной, наблюдаются повышенные значения поля и близгоризонтальный характер поведения изолиний. Однотипность поведения изолиний и близкие между собой значения (95-96 усл.ед.) в пределах этих двух блок-пластин свидетельствуют о квазиоднородности их состава и свойств в латеральном направлении.
Таким образом, в пределах описанной выше верхней части земной коры базальтоидного типа (мощностью около 20 км) в ее центральной части, расположенной непосредственно под вулканом Эльбрус, обнаружены аномально пониженные значения поля тектонической раздробленности. Данные результаты свидетельствуют:
1) рассматриваемая территория Центрального Кавказа первоначально обладала единым типом ба-зальтоидной коры, который по своим физико-механическим характеристикам был близок к существующим сегодня ее останцам (допалеозойским частям цоколя) - блок-пластинам, расположенным к западу и востоку от центральной аномальной области;
2) на последующей стадии развития Центрального Кавказа, когда начался процесс формирования аномальной области (с охватом глубоких слоев литосферы, о чем свидетельствует подъем границы Мохоровичича), произошло выдвижение центрального блока к северу и вверх по разрезу по близме-ридиональным глубинным разломам (формирование Транскавказского поперечного поднятия);
3) уменьшение почти на 10% значений поля тектонической раздробленности в пределах данной аномальной области свидетельствует об изменении физико-механических характеристик центральной блок-пластины в сторону меньших значений. Последнее указывает на существование в пределах Транскавказского поперечного поднятия (его западной периферии) области растягивающих напряжений.
Выделенная локальная область аномально пониженных значений поля тектонической раздробленности может рассматриваться в качестве потенциального магматического очага вулкана Эльбрус.
Возможность существования магматического очага послужила основанием для поисков магматической камеры вулкана Эльбрус в верхней части коры.
Для этого была определена территория размером 30х30 км (в центральной части которой располагается вулкан Эльбрус) и произведена обработка космических снимков с более высокой детализацией. В результате было получено распределение поля тектонической раздробленности для срезов, отвечающих среднестатистическим глубинам 4, 3, 2 и 1 км. Определение положения вулканической камеры Эльбруса на этих картах-срезах осуществлено по пониженным (минимальным) значениям поля, территориально расположенным в пределах проекции магматического очага.
Анализ разноглубинных карт показал, что вулканическая камера Эльбруса на глубине около 4 км характеризуется близизометричной формой (с характерными размерами 10х15 км), вытянутой в северном направлении относительно положения кратера (рис. 3). На срезе, отвечающем глубинам порядка 3 км, заметно незначительное ответвление (рукав) в близширотном (восток-северо-восточном) направлении, которое достигает максимального продвижения на вышележащем срезе (2 км) и сохраняет его на следующем уровне (1 км).
Интересно отметить взаимосвязь вулканической камеры Эльбруса с материнским магматическим очагом на вертикальном разрезе поля тектонической раздробленности, проходящем вдоль простирания Кавказа.
Магматическая камера Эльбруса, оконтуренная по изолинии 90 усл.ед., располагается практически под вулканической постройкой и характеризуется значительными размерами: нижняя кромка приурочена к глубинам порядка 8 км; западная граница камеры - близвертикальна, восточная - наклонена к востоку под углом порядка 40°; на глубинах около 5 км ширина камеры достигает размеров порядка 9 км и, по мере продвижения к поверхности, постепенно уменьшается; резкое уменьшение размеров камеры начинается с глубин порядка 2 км, где она не превышает 5 км, на глубине 1 км размеры камеры 2-2,5 км.
Магматическая камера вулкана Эльбрус приурочивается к западной периферии магматического очага, располагаясь выше него на расстоянии 1012 км. Очевидно, что поставка вулканического материала из очага в камеру происходит вдоль тектонически ослабленных зон. Значения поля тектонической раздробленности литосферы подтверждают наличие ослабленной (пограничной) зоны западного окончания Траскавказского поперечного поднятия. Эта зона прослеживается в интервале глубин от
Ю.В. НЕЧАЕВ, А.Л. СОБНСЕВИЧ. НОВЫЕ ТЕХНОЛОГИИ МОНИТОРИНГА ВНУТРЕННЕЙ...
35
45 до 12 км и выражена резким изменением поведения изолиний поля (их близвертикальностью) и практически неменяющимися значениями поля (9092 усл.ед.). Подобный характер поля позволяет наметить потенциально возможный путь движения магмы в камеру (рис. 4, штриховка).
Таким образом, используя современные технологии обработки космических фотографий земной поверхности в районе Эльбрусского вулканического центра, нами выделены в первом приближении области аномально пониженных значений поля тектонической раздробленности, интерпретируемые как потенциальные магматический очаг и магматические камеры вулкана Эльбрус. Важно отметить, что впоследствии эти данные были подтверждены результатами независимых исследований.
Так, сопоставление результатов механико-математического моделирования со специализированным анализом записей литосферных деформаций в районе вулканической постройки, возбуждаемых удаленными и местными землетрясениями, позволило выявить спектральные компоненты с частотами
0,015-0,025 Г ц, что подтверждает возможность существования локальных неоднородностей (включений) с характерными размерами порядка 50-10 км [14, 15, 16].
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ(грантыг №№ 05-05-64154-а, 06-05-64048-а, 06-05-79024-к), Фонда содействия отечественной науке (Н1ф://м>мщ>ж1епсе-$иррог1 ги/) и программыг №16 фундаментальный исследований Президиума РАН «Изменение окружающей средыг и климата: Природныге катастрофыы», проектыг:№№ 1.4, 2.7и 7.5.
Литература
1. Богатиков O.A., Мелекесцев И.В., Гурбанов А.Г.
и др. Эльбрусская кальдера (Северный Кавказ) // Докл. АН СССР. 1998. Т 363, № 4. С. 515-517.
2. Богачкин Б.М., Нечаев Ю.В., Рогожин Е.А. и др. Использование материалов аэрокосмических съемок при изучении эпицентральной зоны Рачинского землетрясения 1991 года на Кавказе // Исследования Земли из космоса. 1993. № 6. С. 94-100.
3. Гаджиев Т.Г., Нечаев Ю.В., Потапова Е.И., Сатта-рова В.М. Карта глубинных структур Кавказа по космическим данным, масштаб 1:1 000 000. - Баку: Изд-во ПО Азербайджангеодезия ГУ ГК СССР 1989. 4 листа.
4. Гаджиев Т.Г., Нечаев Ю.В., Потапова Е.И. Особенности глубинного строения Кавказа по космическим данным. - Баку: Изд-во НПО Косм. исслед., 1987. 89 с.
5. Лаверов Н.П., Богатиков O.A., Гурбанов А.Г. и др. Геодинамика, сейсмотектоника и вулканизм северозападного Кавказа // Глобальные изменения природной среды и климата. Отд. вып. - М., 1996. С. 103-124.
6. Лаверов Н.П., Богатиков O.A., Гурбанов А.Г. и др. Геодинамика, сейсмотектоника и вулканизм Центрального Кавказа // Глобальные изменения природной среды и климата. - М.: Наука, 1997. С. 109-130.
7. Нечаев Ю.В., Рогожин Е.А. Анализ тектонической раздробленности очаговой области Спитакского землетрясения 1988 г. // Докл. АН СССР. 1991. Т. 320, № 6. С. 1441-1445.
8. Рогожин Е.А., Нечаев Ю.В., Солодилов Л.Н., Ис-маил-Заде Т.А. Тенденции развития сейсмичности Кавказа и сейсмогенерирующие зоны Ставрополья // Разведка и охрана недр. 1998. № 2. С. 23-28.
9. Шолпо В.Н., Рогожин Е.А., Гончаров М.А. Складчатость Большого Кавказа. - M.: Наука, 1993. 132 с.
10. Rogozhin E.A., Bogachkin B.M. and Nechaev
Yu. V.. Joint Analysis of Field Research and Aerospace
Information Obtained from the Investigation of Strong Earthquake Epicentral Zones (exemplified by the 1991 Racha earthquake) // Journal of Earthquake Prediction Research. V.4, N.2. 1995. P. 175-189.
11. Нечаев Ю.В. Космические технологии в задачах изучения локальных неоднородностей земной коры // Сб. научных трудов «Геофизика на рубеже веков». М.: ОИФЗ РАН. 1999. С.276-290.
12. Нечаев Ю.В., Собисевич А.Л. Космические технологии в задачах механико-математического моделирования внутреннего строения геофизической среды // Третий Международный аэрокосмический конгресс IAC’2000. Сб. тезисов (23-27 августа 2000 г). С. 293-294.
13. Геодинамика, сейсмотектоника и вулканизм Северного Кавказа // М.:ОИФЗ РАН, ИГЕМ РАН, ГНИЦ ПГК (МФ) при Куб. ГУ Минобразования России, 2001. С. 336.
14. Собисевич Л.E., Нечаев Ю.В., Богатиков О.А., Гурбанов А.Г., Милюков В.К., Копаев А.В., Куликов В.И., Гончаров А.И., Лаврушин В.Ю., Собисевич А.Л. Мониторинг магматических структур вулкана Эльбрус. Монография. - М.: Научный совет подпрограммы «Глобальные изменения природной среды и климата». М.: ОИФЗ РАН, 2001. 191с.
15. Лаверов Н.П., Добрецов НЛ., Богатиков О А., Бандур В.Г., Гурбанов А.Г., Карамурзов Б.С., Коваленко В.И., Мелекесцев И.В., Нечаев Ю.В., Пономарева В.В, Рогожин Е.А., Собисевич АЛ., Собисевич Л.E., Федотов С.А., Хренов А.П., Ярмолюк В.В.. Новейший и современный вулканизм на территории России. Отв. ред. Н.П. Лаверов; ИФЗ РАН. - М.: Наука, 2005. 604 с.
16. Собисевич А.Л. Мониторинг слоистых неоднородных сред. - М.: ОИФЗ РАН, 2001. 354 c.
