Сверхлегкие генераторные модули для КВЧ-терапии

Разработаны миниатюрные генераторные модули для КВЧ-терапии, лег-ко фиксируемые в любом месте тела пациента. Могут быть использованы не только в медицине

Геологічна будова та тектонічна еволюція українського сектора Чорного моря

The entire Ukrainian sector of the Black Sea, which occupies its northernmost part, was studied with the interpretation of the post-1990 seismic reflection data along seismic lines having a total length of some 30 000 km. In the northern Black Sea relatively low extension of the continental crust occurred in Albian-Cenomanian times and did not cause formation of deep (sub)-oceanic basins. Rift faults formed three major rift basins. One of the ENE-WSW oriented rift basins occupied areas of the present-day Karkinit Through, Krylov-Zmiiny Uplift, Gubkin Ridge and Sulina Depression within the Odessa Shelf. Another ENE-WSW oriented basin included areas of the present-day Tetyaev High, Sorokin Trough, Crimea Mountains and Marine Continuation of the Crimean Folds. The NW-SE oriented major rift basin occupied areas of the present-day Andrusov Ridge, Eastern Black Sea Basin, Shatskiy High and Euxinian Graben. Passive, thermal (post-rift) subsidence lasted in Turonian—Middle Eocene times and occurred in marine basins with a water depth that did not exceed a few hundred meters. A strong regional compression at the end of the Middle Eocene interrupted the post-rift (thermal) subsidence of rift basins, strongly deformed the sedimentary cover and formed a large NW-SE oriented landmass. This onshore terrain occupied the central and southern parts of the Odessa Shelf and the Crimean Peninsula, and deep-water area, including the Euxinian Graben, Marine Continuation of the Crimean Folds, Sorokin Trough, Tetyaev High, Andrusov Ridge, Shatskiy High and Eastern Black Sea Basin. Up to 5 km of sediments were eroded during the time of the existence of the emerged onshore terrain. Two subsequent S—N compressional events occurred at the end of the Late Miocene and invoked folding and thrusting of the sedimentary sequences in the originally ENE-WSW Cretaceous rift basins mainly. Anticlinal structures on the Odessa Shelf underwent additional growth and numerous new anticline folds were generated on the margins of the Western Black Sea Basin, including the Sorokin Trough and Marine Continuation of Crimean Folds. During both Late Miocene compressional events broad landmasses arose across the northern Black Sea region. These onshore terrains ran in a roughly E-W direction and occupied the present-day shallow shelves and northern part of the current deep water as well as almost the whole Crimea Peninsula. Like the Late Eocene landmass, the Late Miocene onshore terrains were evidently a source of sediments into marine basins that surrounded them. The first Late Miocene compression probably coincided in time with the Messinian Salinity Crisis and it was apparently accompanied by a sharp fall of the sea level. Prior to the second Late Miocene compressional event the sea level had risen sufficiently that a considerable part of the Odessa Shelf and other parts of the middle Pontian landmass were covered, at least periodically, by a shallow sea. The present-day deep-water part of the study area began to subside rapidly in the Pliocene. The mechanical response to this rapid subsidence appears to have reactivated normal faulting of the previously inverted south-dipping rift faults along the coast of the Crimean Mountains and in the eastern part of the Euxinian Graben during the Pleistocene and possibly Holocene. The very rapid subsidence and lack of sedimentary supply led to sub-oceanic water depth in the Western and Eastern Black Sea basins that had previously developed as relatively shallow seas.Украинский сектор Черного моря изучен по данным МОГТ, полученным после 1990 г. вдоль сейсмических линий общей протяженностью около 30 000 км. В северной части Черного моря рифтогенез происходил с альба до конца сеномана и характеризовался относительно небольшим растяжением континентальной коры, что не привело к формированию глубоководных (суб)океанических бассейнов. Рифтовые разломы образовали три больших по размеру рифтовых бассейна, каждый из которых состоял из системы грабенов и односторонних грабенов. Один из субширотных рифтовых бассейнов занимал современные площади Каркинитского прогиба, Крыловско-Змеиной зоны поднятий, вала Губкина и Сулинской депрессии на Одесском шельфе. Второй субширотный бассейн включал территории поднятия Тетяева, прогиба Сорокина, подводного продолжения крымских складок и, очевидно, Крымских гор. Третий рифтовый бассейн простирался с северо-запада на юго-восток и охватывал территории Эвксинского грабена, вала Андрусова, Восточно-Черноморского бассейна и вала Шатского. Пассивное термическое (пострифтовое) погружение рифтовых бассейнов продолжалась с турона до среднего эоцена в морских бассейнах глубиной не больше первых сотен метров. Сильное региональное сжатие в конце среднего эоцена прервало пострифтовое (термическое) погружение рифтогенных бассейнов, вызвало в них интенсивные деформации осадочного чехла и привело к формированию протяженного участка суши, который простирался с северо-запада на юго-восток. Этот участок суши занимал центральные и южные части Одесского шельфа и Крымского полуострова, а в глубоководной части Черного моря охватывал территории Эвксинского грабена, морского продолжения крымских складок, прогиба Сорокина, поднятия Тетяева, валов Андрусова и Шатского, Восточно-Черноморского бассейна. За время существования суши в ее пределах было эродировано около 5 км осадочного чехла. Два региональных сжатия, которые произошли в конце позднего миоцена, были направлены с юга на север и спровоцировали чрезвычайно интенсивные деформации осадочного чехла на территории исследований. Антиклинальные структуры на Одесском шельфе испытали дополнительные рост и осложнения тектоническими нарушениями, а на окраинах Западно-Черноморского бассейна и в акватории к югу от Крымских гор, включая прогиб Сорокина, сформировалось большое число новых антиклинальных складок, ограниченных взбросами и надвигами. Во время обоих позднемиоценовых сжатий сформировались обширные участки суши, которые протягивались в субширотном направлении и охватывали современные мелководные шельфы, Крымский полуостров и северную часть глубоководной акватории. Подобно позднеэоценовым позднемиоценовые сухопутные территории, очевидно, были источником осадочного материала для окружавших их морских бассейнов. Первое позднемиоценовое сжатие по времени совпало с проявлением мессинского соляного кризиса и, очевидно, сопровождалось быстрым падением уровня моря. Перед вторым позднемиоценовым сжатием уровень моря значительно поднялся, а большая часть Одесского шельфа и другие участки суши периодически покрывались мелководным морем. Современная глубоководная часть Черного моря начала быстро прогибаться в плиоцене. В плейстоцене и, вероятно, в голоцене механический отклик на быстрое прогибание бассейна привел к образованию сбросов, которые унаследовали плоскости инвертированных во время предыдущих фаз сжатия рифтовых разломов, имевших южное падение и протягивавшихся вдоль прибрежной полосы Крымских гор и в восточной части Эвксинского грабена. Быстрое погружение и дефицит поступления осадочного материала в четвертичном периоде обусловили образование (суб)океанического бассейна, который перед этим формировался в относительно мелководных морских условиях.Український сектор Чорного моря вивчений за даними МСГТ, отриманими після 1990 р. уздовж сейсмічних ліній загальною довжиною близько 30 000 км. У північній частині Чорного моря рифтогенез продовжувався з альбу до кінця сеноману та характеризувався відносно невеликим розтягом континентальної кори, що не привело до формування глибоководних (суб)океанічних басейнів. Рифтові розломи утворили три великі за розмірами рифтові басейни, кожен з яких складався із системи грабенів та напівграбенів. Один із субширотних рифтових басейнів займав сучасні площі Каркінітського прогину, Криловсько-Зміїної зони підняттів, валу Губкіна та Сулинської депресії на Одеському шельфі. Другий субширотний басейн включав території підняття Тетяєва, прогину Сорокіна, підводного продовження кримських складок і, вочевидь, Кримських гір. Третій рифтовий басейн простягався з північного заходу на південний схід та охоплював території Евксинського грабену, валу Андрусова, Східночорноморського басейну та валу Шатського. Пасивне термічне (пострифтове) занурення рифтових басейнів продовжувалось з турону до середнього еоцену в морських басейнах завглибшки не більше перших сотень метрів. Сильне регіональне стиснення наприкінці середнього еоцену перервало пострифтове прогинання рифтогенних басейнів, викликало в них інтенсивні деформації осадового чохла та привело до формування протяжного суходолу, що простягався з північного заходу на південний схід. Цей суходіл займав центральну та південну частини Одеського шельфу й Кримського півострова, а в глибоководній частині Чорного моря він охоплював території Евксинського грабену, морського продовження кримських складок, прогину Сорокіна, підняття Тетяєва, валів Андрусова і Шатського та Східночорноморського басейну. За час існування суходолу в його межах було еродоване до 5 км осадового чохла. Два регіональні стиснення наприкінці пізнього міоцену були спрямовані із півдня на північ та спровокували надзвичайно інтенсивні деформації осадового чохла на території досліджень. Антиклінальні структури Одеського шельфу зазнали додаткового росту та ускладнень тектонічними порушеннями, а на окраїнах Західночорморського басейну та в акваторії на південь від Кримських гір, включаючи прогин Сорокіна, сформувалась велика кількість нових антиклінальних складок, обмежених підкидами та насувами. Під час обох пізньоміоценових стиснень сформувались широкі суходоли, які простягались у майже широтному напрямку та охоплювали сучасні мілководні шельфи, Кримський півострів та північну частину сучасної глибоководної акваторії. Подібно до пізньоеоценових, пізньоміоценові суходоли вочевидь були джерелом осадового матеріалу для морських басейнів, що їх оточували. Перше пізньоміоценове стиснення збіглось у часі з проявом месинської соляної кризи та, ймовірно, супроводжувалось швидким падінням рівня моря. Перед другим пізньоміоценовим стисненням рівень моря значно піднявся, а велика частина Одеського шельфу та інші частини суходолу періодично покривалися мілководним морем. Сучасна глибоководна частина Чорного моря почала швидко прогинатись у пліоцені. У плейстоцені та, можливо, голоцені механічний відгук на швидке прогинання басейну зумовив утворення скидів, які успадкували площини інвертованих під час попередніх фаз стиснення рифтових розломів, що мали південне падіння та простягалися вздовж прибережної полоси Кримських гір та в східній частині Евксинського грабену. Швидке прогинання і дефіцит надходження осадового матеріалу у четвертинному періоді спричинили утворення (суб)океанічного басейну, який перед тим формувався у відносно мілководних морських умовах