УДК 550.34:551.24 (987)                       

 

Сейсмотектоника Арктической Канады.

 

1995 г.   Г. П. Аветисов

ВНИИОкеангеология, г. Санкт-Петербург

Поступила в редакцию 11.05.94 г.

Аннотация

На основании новейших материалов по распределению землетрясений Арктической Канады показано,  что, в отличие от  ранее имевшихся представлений,  они  группируются в достаточно четко локализованные зоны,  приуроченные к контактам областей с различной историей  тектонического развития.  Повышенная сейсмичность создается в  результате  суммарного  воздействия  разных тектонических факторов: внутриплитных напряжений, генерируемых процессами на границах плит, вертикальными тектоническими движениями, нагрузкой аномально мощных осадочных толщ.  Доказывается несущественная роль гляциоизостатических движений.

3 рис., библ.26 наим.

Посвящается памяти российского сейсмолога,

академика Сергея Леонидовича Соловьева

О наличии  отдельных  участков  повышенной сейсмичности в этой части Земли известно достаточно давно, однако более-менее полная  информация  о  землетрясениях стала поступать с начала 60-х годов после создания сети местных сейсмологических  станций. К настоящему моменту погрешность локализации эпицентров в основном не превышает 50 км, а минимальный энергетический уровень регистрируемых  без  пропуска  землетрясений в среднем по региону не выше магнитуды 3.5-3.6, в отдельных зонах опускаясь до 2.5-3.0.

В целом эпицентры землетрясений Арктической Канады достаточно заметно рассеяны, образуя тем не менее неравномерно расположенные зоны сгущений, имеющие в плане различные очертания. В настоящее время можно считать  установленным,  что  эпицентральные зоны не связаны с каким-либо из современных глобальных сейсмических поясов и несомненно являются внутриплитными.

Тектонической природе  землетрясений  Арктической  Канады  посвящен целый ряд исследований [1, 2, 3, 4,  и др.], однако наиболее полное из них имеет почти двадцатилетнюю давность. Целью настоящей работы является попытка освещения данной проблемы на основе новейших сейсмологических данных [5].

 Структурно-тектоническое положение

  Арктическая Канада  является  континентальной  перемычкой между массивами Гренландии и Северной Америки, разделяющей Атлантический и Северный Ледовитый океаны. Подобное географическое положение позволяет совершенно обоснованно считать ее геологическим объектом, в строении которого не могли не найти отражение процессы, приведшие к формированию обрамляющих акваторий,  что, тем самым, определяет его ключевую роль при решении указанной проблемы.

Весь ход геологической эволюции этого  региона,  изучению которой посвящены работы многочисленных исследователей [6, 7, 8, 9 и многих других],  делится на две основные,  по времени частично перекрывающиеся стадии.

В процессе первой из них, называемой конструктивной и начавшейся в архее с образования древнего кристаллического основания, сформировались основные черты современной геологической структуры Канадского Арктического архипелага (рис.1 ).  Фундамент,  представленный метаморфическими и интрузивными комплексами пород от архейского до протерозойского возраста, выступает  на  дневную  поверхность  в  пределах  Баффиновой   Земли, юго-востока Земли  Элсмир  и  востока острова Девон,  в районе поднятия Бутия на западе о.Сомерсет и в узкой полоске наземной части геоантиклинали Пири на самом севере Земли Элсмир. Аналогичные древние комплексы кристаллического фундамента обнажаются  и  на Гренландском берегу Баффинова залива.  Всю остальную часть архипелага занимают структуры так называемого Иннуитского окраинно-континентального мобильного пояса, представленного отложениями практически всего фанерозоя. Наиболее широкое развитие имеют кембрийско-девонские толщи,  спокойно залегающие в зоне развития относительно стабильной Арктической платформы  и подвергшиеся  складчатости в пределах Франклинианской геосинклинали. В рельефе подстилающего древнего кристаллического фундамента существуют зоны поднятий, наиболее крупными из которых являются уже упоминавшиеся геоантиклиналь Пири и поднятие  Бутия.  Как  показывают  геолого-геофизические  данные [8,10,  и др.],  эти структуры образовались в  результате  неоднократных подъемов  блоков  литосферы  по  сериям вертикальных глубинных разломов,  выявляемых по перифериям структур. Обращает на себя внимание  широкий диапазон направлений простирания поднятий от субмеридионального до субширотного, обусловленный, по всей вероятности, особенностями внутренней структуры кристаллического   основания. Поднятие Бутия погружается на север под толщи Иннуитского  пояса и осадочного бассейна Свердрупа и,  вполне возможно, достигает геоантиклинали Пири [8].

Рис.1    Геологические   провинции   Арктической   Канады  (по J.W.Kerr [8] и H.P.Trettin [9]).

1 -  Канадский  кристаллический щит;  2 - Арктическая платформа; 3 - области Франклинианской геосинклинали;

4 - осадочные бассейны; 5 - Арктическая континентальная равнина; 6 - Гренландский ледниковый щит.

Буквы в  кружках:  ББ - бассейн Банкса;  БС - бассейн Свердрупа; ГП - геоантиклиналь Пири.

Осадочный бассейн Свердрупа занимает центральную зону северной части архипелага и имеет  в  плане  треугольную  форму, раскрываясь  на  север в сторону океана и замыкаясь на юг.  Он выполнен толщами пород раннекаменноугольного возраста и моложе общей мощностью до 13 км и через узкую перемычку на юго-западе соединяется с осадочным бассейном Банкса.

Образование указанных бассейнов генетически связывается с началом  в  нижнем  карбоне  второй стадии эволюции Канадского Арктического архипелага:  формированием прилегающих океанических  бассейнов и их ответвлений в пределы континента,  определившим, в конечном итоге, современную конфигурацию моря и суши Арктической Канады [8, 9 и др.].

Начальным эпизодом этой стадии  явилось  направленное  из Арктического  бассейна на юго-восток активное разломообразование (рифтообразование) и сопутствующее ему проседание  (растяжение) литосферы,  в результате чего в пределах северной половины единой континентальной структуры Иннуитского пояса, сформированной в процессе первой,  конструктивной,  стадии, появилась серия каналов и бассейнов.  Действие этого процесса, названного Бореальным рифтинговым эпизодом [10], достигло в целом только середины островов Королевы Елизаветы и лишь вдоль  современного канала Парри продвинулось дальше на восток до поднятия Бутия, и затухло в самом конце позднего мела.

Продолжение второй стадии связывается с тектонической активизацией, имевшей  место в период с позднего мела до миоцена и распространявшейся   уже  из  Североатлантического  бассейна [10, 11]. В процессе ее  сформировались  рифтогенные  структуры Лабрадорского моря, Девисова пролива и Баффинова залива (Еуреканский рифтинг), а также контролируемые разрывными нарушениями  проливы и каналы юго-восточной части архипелага.  Баффинов залив по комплексу геофизических,  в том числе и  сейсмических данных [3, 12 и др.] в настоящее время представляет собой крупный седиментационный бассейн с толщей осадков до 6 и более километров.  В своей глубоководной части он подстилается океанической корой мощностью около 10 км.  По совокупности  геофизических данных граница между областями с различными типами коры проводится по 1000-метровой изобате.

Генетически связанным  с рифтогенезом явилось образование на его фронте пояса структур сжатия (Еуреканский ороген), протягивающегося на юго-запад от северо-западного побережья Гренландии через пролив Нарес, Землю Элсмир до острова Эллеф-Рингнес и далее поворачивающего на юг и доходящего до пролива Ланкастер. Формирование этого пояса оказалось возможным в результате наложенного воздействия двух тектонических явлений: горизонтальных подвижек расходящихся блоков литосферы и задержек в продвижении  рифтового раскола при встрече с древними поперечными структурами такими,  например, как складчатый пояс Франклинианской геосинклинали или поднятие Бутия [7, 8 и др.].  Заключительной фазой Еуреканского рифтогенеза явилось преодоление им  сопротивления  древних  поперечных  структур и продвижение расколов по двум направлениям:  на запад и север вдоль  современных проливов Ланкастер и Нарес соответственно, выходом их в Арктический бассейн и образованием треугольной в плане субплиты островов Королевы Елизаветы.  Это событие фактически завершило формирование региона в его современном виде.

 Гипоцентрия и фокальные механизмы землетрясений

 В соответствии со сказанным выше,  представляется целесообразным анализ эпицентрального поля провести раздельно по областям, имеющим  существенно  различные истории тектонического развития. Это Баффинов залив и Баффинова Земля, сформировавшиеся в процессе Еуреканского рифтинга,  острова Королевы Елизаветы и их обрамление,  вошедшие в зону проявления  Бореального рифтинга, и относительно стабильная юго-западная часть Канадского архипелага.

Баффинов залив и  Баффинова Земля характеризуются достаточно высоким уровнем сейсмической активности (рис.2).  Именно в Баффиновом заливе в 1933 году зарегистрировано сильнейшее  в Арктике  землетрясение с магнитудой 7.3 и афтершоками,  достигавшими магнитуды 6.5.  Сильные землетрясения (М=6.0) происходили в 1945, 1947 и 1955 гг.

Рис.2    Эпицентры землетрясений Арктической Канады.

1-6 – магнитуда (m): 1 - > 7; 2 –  6-6.9; 3 –  5-5.9; 4 – 4-4.9; 5 –  3-3.9; 6 –  1-2.9

7 –  подводный хребет; 8 –  континентальный склон.

На основе магнитометрических данных [3, 13, 14 и др.]  указанному  региону  в плитно-тектонических построениях в Арктике отводится место на бывшей границе Гренландской и Северо-Американской  плит,  поэтому  изучению  местной  сейсмичности здесь всегда придавалось особое значение [3, 15, 16, 17 и др.].  Именно в этом районе, несмотря на его труднодоступность и тяжелые условия наблюдений,  в 1978 году были  проведены  экспедиционные сейсмологические  исследования  с использованием 6 портативных станций, из которых 3 были донными [17]. Несмотря на непродолжительность этих наблюдений (от недели до месяца) и значительные расстояния между пунктами наблюдений (от 100 до  300  км), исполнителям  удалось с достаточно высокой точностью локализовать 9 эпицентров на суше и акватории в местах известных  сгущений  эпицентров,  подтвердив  тем самым объективность данных стационарной сети станций.

Как видно из рис.2, на котором отражена вся имеющаяся информация  о землетрясениях по 1990 год включительно,  основной особенностью распределения землетрясений Баффинова залива  является наличие достаточно широкой (до 200 км),  продольной полосы эпицентров, имеющей явно неодинаковую плотность и очевидное  смещение  от  осевой  линии залива к восточному побережью Баффиновой Земли. Лишь отдельные эпицентры попадают в глубоководную часть залива, да и это скорее всего вызвано рассеянием, обусловленным погрешностями локализации.

Началом этой  полосы  могут  быть признаны несколько эпицентров достаточно сильных землетрясений  в  близосевой  части залива в районе 68-69 градусов северной широты,  южнее которых эпицентры отсутствуют.  С некоторыми перерывами полоса продолжается  на  северо-запад,  приближаясь  к побережью Баффиновой Земли,  становится отчетливой на 71 градусе и протягивается до траверза северной части пролива Ланкастер,  тяготея к зоне перепада глубин дна от 500 до 1000 метров.  Далее очевидно рассредоточение  эпицентров  на несколько различной отчетливости и ориентации цепочек:  широтную по северной прибрежной зоне пролива Ланкастер, затухающую на уровне долготы центральной части острова Девон; северо-западную в пролив Джонс севернее острова Девон; меридиональную, протягивающуюся на 100-150 км в сторону пролива Нарес и быстро вырождающуюся. Полностью подтверждается отмеченная  уже давно [1, 2, 17 и др.] практически полная асейсмичность северного и южного географических продолжений  Баффинова залива:  проливов Нарес и Девисова соответственно.  Таким образом,  по имеющимся на настоящее время данным очевидно, что сейсмоактивная зона близосевой части акватории Баффинова залива имеет относительно локальное распространение, замкнута и не связана с каким-либо современным глобальным поясом землетрясений.

Помимо указанной выше зоны,  можно констатировать наличие неравномерной по плотности,  но в целом  менее  густой  полосы эпицентров с  магнитудой  до 4.5 вдоль восточной части залива. Практически все землетрясения этой восточной полосы тяготеют к областям  глубин  дна  моря не более 100-200 м или к береговой части Гренландии, освободившейся от ледникового покрова. Однако  есть единичные,  но достаточно интенсивные и надежно зарегистрированные эпицентры вдали от береговой линии в зоне  развития мощного ледникового покрова.

Имеющиеся количественные определения глубин  гипоцентров, а  также качественные оценки по форме записи свидетельствуют в целом о приповерхностном характере сейсмичности в заливе. Например, для сильных землетрясений 1976 и 1983 гг. с использованием волн рР получены значения 24 и 10 км соответственно  [3]. По  близким  землетрясениям  получен  более широкий диапазон с максимальными значениями, достигающими 50 км [17].

В пределах  Баффиновой  Земли  до 1960 года было известно лишь  одно  сильное  землетрясение  1935  года  с   магнитудой 5.5-6.0. Благодаря расширению сети стационарных станций и проведению экспедиционных исследований в настоящее время повышенная сейсмичность установлена на значительной части северо-восточного побережья острова с очевидными  сгущениями  в  районах залива Бакан и бухты Скотт севернее 70-ой параллели и южнее ее в районе залива Хом.  Начиная с 1960 года, здесь зарегистрировано  сильнейшее землетрясение с магнитудой до 6.0 (в 1963 г.) и несколько событий с магнитудой 5.0. Глубины гипоцентров там, где их удалось определить, не превышают 6-9 км. Основная масса эпицентров не проникает вглубь побережья далее замыкания фиордов, хотя и достаточно большое их число попадает в центральную часть острова.  Лишь единичные,  но достаточно сильные события отмечены за пределами указанной зоны,  в частности,  несколько из них в самой северо-западной части  на  полуострове  Бродер. Таким  образом,  и  сейсмоактивная зона Баффиновой Земли имеет отчетливо выраженный ограниченный,  локальный  характер  и  не связана с глобальными сейсмическими поясами.

Фокальные механизмы  методом первых вступлений решены для двух землетрясений Баффинова залива и трех землетрясений  Баффиновой Земли (рис.3a). У обоих землетрясений Баффинова залива (1933 и 1976 гг.) всеми авторами получен взбросовый  механизм, хотя в азимутальной ориентации оси сжатия, особенно по второму из этих землетрясений, очевидны заметные расхождения, что связано с использованием разных значений глубины гипоцентра.  Однако, согласно более надежному решению в [18] для  землетрясения 1933 года и решению в [4] для землетрясения 1976 года, где использовано реальное значение глубины гипоцентра 23 км,  следует принять ее северо-западное простирание.

Рис.3    Фокальные механизмы землетрясений Арктической Канады.

(а) - метод первых вступлений; (б) - метод ТМЦ.

1 – 3 - магнитуда (m): 1 – > 7; 2 – 5-5.9; 3 – 4-4.9;

4 – сжатие;  5 – растяжение: 6 – последние цифры года землетрясения.

Для всех землетрясений Баффиновой Земли получены нормально сбросовый или сдвиго-сбросовый механизм с достаточно устойчивым, поперечным береговой линии положением субгоризонтальной оси растяжения.

Острова Королевы Елизаветы и их северное и южное обрамления  в  целом также обладают заметным уровнем сейсмической активности. В настоящее время можно с  уверенностью  говорить  о наличии  здесь  достаточно четко локализованных сейсмоактивных зон (рис.2).

В первую  очередь  следует  отметить совершенно очевидную густую полосу эпицентров,  протягивающуюся  вдоль  практически всего  арктического  побережья  островов Королевы Елизаветы от острова Принс-Патрик на юго-западе  до  северо-западной  части острова Земля Элсмир на северо-востоке.  В [1] на основе имевшегося в то время фактического материала выделялась  лишь  западная часть этой полосы.  Очень большое число местных событий отмечается одной имеющейся здесь станцией Моулд-Бей без  определения координат эпицентра.  Так, к примеру, в 30-дневный период марта-апреля 1965 года ею отмечено облако из 2000 землетрясений на юго-западном побережье острова  Принс-Патрик  [3  и др.]. Можно предположить, что указанная полоса эпицентров имела бы еще более узколинейную форму при повышении точности  локализации эпицентров, подавляющая часть которых фиксируется не более,  чем 3-4 станциями.  Однако даже при имеющейся точности не вызывает сомнений тот факт,  что эпицентры тяготеют к суше, в ряде мест просто повторяя очертания береговой линии, и практически избегают участков с глубинами моря более 200 метров.

Другая сублинейная,  хотя и менее  отчетливо  выраженная, зона  может быть прослежена от восточной половины острова Мелвилл и акватории к северо-востоку от него до острова Батерст и северо-западной  оконечности  острова  Девон (полуостров Гриннелл) и далее почти строго на юг через остров Сомерсет,  полуостров Бутия и до континента. По-видимому, можно говорить о ее слиянии на севере с отмеченной выше прибрежной линией эпицентров.

В пределах этой зоны рассеянность эпицентров  и  неравномерность их распределения значительно более  выcоки.  Наиболее явная концентрация  эпицентров расположена в мелководной части пролива Байам-Мартин севернее и северо-восточнее острова  Мелвилл.  До 1972 года здесь происходило не более десятка землетрясений в год с магнитудой,  не превышавшей 3-3.5,  что считалось  обычным для этих областей Канадского архипелага.  Резкая вспышка активности началась в конце 1972 года, когда в течение ноября-декабря  произошло 8 сильных землетрясений с магнитудами,  достигающими 5.6, а общее их число с форшоками и афтершоками составило 52.  Достаточно высокий уровень активности сохранялся в первой четверти 1973 года,  когда было  локализовано 38  землетрясений,  одно из которых с магнитудой 4.9,  и далее начался ее спад и выход на прежний (до 1972  года)  уровень  к 1975 году. Этот уровень сохраняется до настоящего времени.

Достаточно явное локальное сгущение эпицентров в пределах этой  полосы  отмечается  при пересечении ею мелководной части пролива Барроу (продолжение пролива Ланкастер), где на площади 100х50 км локализовано 23 землетрясения,  два  из  которых,  в 1974 и 1987 гг., имели магнитуды 4.9 и 5.2 соответственно.

Область высокой  сейсмичности существует в Северном Ледовитом океане северо-западнее архипелага.  Несмотря  на  значительную удаленность от станций, здесь зарегистрировано 57 землетрясений, из которых 13 имеют магнитуду от 4.0 до 4.9, а два свыше  5.0.  Облако  эпицентров  в наиболее густой своей части имеет сублинейную форму северо-восточного простирания и расположено  в  районе глубин дна от 200 до 1000 метров,  трассируя зону перехода от шельфа к абиссали.  Севернее эпицентры  более рассеяны, что возможно связано со снижением точности локализации.  Обращает на себя внимание очевидное  локальное  сгущение эпицентров в районе, ограниченном 79-80 градусами северной широты и 107-108 градусами западной долготы, где на весьма ограниченной  площади  отмечено 14 землетрясений,  в том числе 6 с магнитудой больше 4.0 и оба землетрясения с  магнитудой  свыше 5.0. Интересно отметить, что здесь, как и в проливе Байам-Мартин, явный всплеск сейсмической активности (7 из 14 событий, в т.ч.  одно с магнитудой 5.0) произошел во второй половине 1972 года.

Для этой части архипелага известны  3  решения  фокальных механизмов  методом тензора момента центроида [19] и 6 решений методом первых вступлений,  из них 4 для землетрясений пролива Байам-Мартин [3] и по одному в проливе Ланкастер и на западном берегу полуострова Бутия [4]. По двум последним землетрясениям имеются решения обоими методами (рис.3а,б).

Главной особенностью практически  всех  решений  является преобладающая роль сдвиговых движений с некоторым тяготением к взбросо-сдвиговым. Обращает на себя внимание в целом достаточно хорошая выдержанность азимутов простирания осей напряжений: север-северо-западное  растяжение  и   восток-северо-восточное сжатие.  Учитывая  то,  что  определения сделаны в значительно удаленных друг от друга точках, можно, по-видимому, говорить о региональном характере напряжений.

Юго-западная часть архипелага,  включающая в себя острова Виктория  и Банкс и омывающие их проливы,  выделяется на карте эпицентров резко пониженной сейсмичностью, что особенно заметно  на  фоне  достаточно  высокоактивных пограничных областей, особенно с востока и севера.  В этом блоке  размерами  порядка 600  тыс.кв.км  за всю историю наблюдений отмечено не более 10 землетрясений, магнитуды которых не превышали 3.0-3.2.

 Тектоническая природа землетрясений

 Очевиден тот факт, что всегда и везде особенности распределения очагов землетрясений в пространстве и параметры их фокальных механизмов определяются не только характером генерирующих напряжения тектонических процессов, но  и, в значительной степени, упругими свойствами подвергающейся их воздействию реальной геологической среды. Следствием из этого, имеющим научное и прикладное, в частности при оценке сейсмической опасности, значение,  является вывод о том,  что  землетрясения  чаще всего в  первую очередь проявляются в ранее существовавших ослабленных зонах литосферы,  а нарождающийся структурно-тектонический план во многом наследует старый.

Сопоставление карты  эпицентров  с  геологической  схемой (рис.1 и 2) позволяет сделать два,  на наш взгляд, труднооспоримых вывода.

Во-первых, оно показывает очевидное  тяготение  сейсмоактивных зон к контактам блоков с существенно различной историей геологического развития, являющимся несомненно, наряду с дизъюнктивными  нарушениями,  ослабленными участками литосферы.  В первую очередь, следует отметить четкое трассирование эпицентрами практически на всем протяжении северо-западной приокеанической границы  осадочного  бассейна  Свердрупа.  Исчезновение эпицентров  наблюдается лишь на северо-восточном ее окончании. С линейной,  далеко выдающейся на север структурой  кристаллического  фундамента поднятием Бутия и предполагаемым по геологическим данным его продолжением под толщи отложений  Франклинианской  геосинклинали и бассейна Свердрупа несомненно коррелируется вторая сейсмоактивная зона, протягивающаяся от континента  в  субмеридиональном направлении.  Можно сказать о том, что в данном случае  особенности  распределения  землетрясений предоставили независимую информацию о рельефе погребенной части фундамента. Характерным фактом является совпадение двух отмеченных  в пределах этой сейсмоактивной зоны локальных сгущений эпицентров в проливах Барроу и  Байам-Мартин  с  участками пересечения ею южных ограничений Франклинианской геосинклинали и бассейна Свердрупа соответственно.  Также небезинтересно  то обстоятельство, что примерно в северном створе с этой линейной зоной эпицентров находится участок резко  повышенной  сейсмичности в  океане.  Предположение  о возможном пересечении здесь погребенной структуры поднятия Бутия и континентального  склона, являющегося контактной зоной геоблоков с континентальным и океаническим типами коры,  могло бы объяснить факт  повышенной сейсмичности  именно этого участка континентального склона при асейсмичности прилегающих.

Не являются  в  этом  смысле исключением и сейсмоактивные зоны Баффинова залива и его обрамления, трассирующие краевые и контактные участки Канадского и Гренландского  кристаллических щитов,  а  также область сочленения блоков с континентальной и океанической литосферой.  В океанической части залива по-видимому существенна роль ослабленных зон,  заложенных еще в спрединговый этап развития бассейна. В частности, можно согласиться с мнением,  высказанным в [3,18 и др.],  относительно того, что  сильнейшее землетрясение 1933 года и его мощные афтершоки расположены в зоне древнего трансформного разлома. С подобного рода ослабленными зонами вероятно связаны и цепочки эпицентров в проливах Ланкастер и Джонс.

Второй вывод  состоит  в том,  что,  если практически все эпицентры тяготеют к тем или иным ослабленным зонам литосферы, то, в  свою очередь,  далеко не все очевидные ослабленные зоны сейсмичны. Так, например, асейсмичны восточное сочленение бассейна Свердрупа с прилегающей зоной Франклинианской геосинклинали, контактные зоны бассейна Банкс, Канадского кристаллического щита западнее поднятия Бутия и узкого вытянутого его выступа в районе острова Виктория (поднятие Минто) и др. Зачастую даже в пределах сейсмичных участков без видимых причин, в границах, казалось бы, единого блока литосферы наблюдаются резкие неоднородности и перерывы в распределении эпицентров:  на восточном побережьи Баффиновой Земли в районе 70  градуса  широты между двумя мощными сгущениями эпицентров,  а также в северной и южной частях ее побережья,  в центральной части поднятия Бутия и др. Данный второй вывод ставит вопрос о наличии дополнительных факторов, влияющих на колебания уровня сейсмичности. К ним безусловно  должны  быть отнесены еще не выявленные детали глубинной структуры литосферы,  а также особенности  источника или источников напряжений.

Согласно общепризнанному  мнению, повышенная сейсмичность Арктической Канады  связывается  с  тремя основными факторами: гляциоизостатическими движениями,  проседанием  литосферы  под нагрузкой мощных осадочных толщ и разрядкой напряжений,  генерируемых на границах литосферных плит. Очевидно, что последний из  этих  факторов  с учетом удаленности границ плит на тысячи километров в целом должен  действовать  единообразно  в  любом участке  региона и является как бы фоновым.  Реакция литосферы на снятие ледниковой нагрузки должна быть признана  региональным фактором, так как последнее оледенение захватывало практически весь исследуемый район, однако роль его должна быть резко переменна в различных точках и зависеть от мощности ледника и времени дегляциации.  И, наконец, третий из названных факторов несомненно имеет локальное воздействие, и роль его, если и может  быть существенной,  то только в Баффиновом заливе и Северном Ледовитом океане. Различные сочетания напряжений, наложенные на гетерогенную и неоднородную геологическую структуру, зачастую недостаточно изученную, и создают наблюдаемую сложную картину  сейсмичности данного региона,  которая в значительной степени затрудняет оценку роли каждого  фактора  в  конкретном участке  и не позволяет говорить о каких-либо общерегиональных корреляционных зависимостях.

Признавая в целом справедливость существующей ныне оценки тектонической природы землетрясений Арктической Канады, следует отметить, что имеющиеся к настоящему времени геолого-геофизические и гляциологические данные позволяют высказать некоторые дополнительные  соображения относительно роли отдельных из указанных факторов.

На наш взгляд, нельзя согласиться с заявлением в [1, 2, 18] о  хорошей  для всей Северной Канады корреляции сейсмичности с районами максимальных дифференцированных  гляциоизостатических движений.

Наличие гляциоизостатических  движений в Северной Канаде, как впрочем и в Фенноскандии,  было установлено  еще  в  конце прошлого  века,  и  этот исторический факт послужил тому,  что инструментально зафиксированная несколько  позднее  повышенная сейсмичность  обоих регионов связывалась всеми исследователями именно с этой причиной. При этом как-то оставалось без особого внимания  очевидное  обстоятельство  совершенно различного для каждого из регионов соотношения в распределении зон повышенной сейсмичности относительно участков с различной степенью оледенения, а  следовательно и различной интенсивностью и дифференцированностью гляциоизостатических движений.  Именно в Фенноскандии отмечается явное совпадение зоны максимального оледенения и естественно максимальных гляциоизостатических движений в центральной части Балтийского щита (район северной части  Ботнического залива) с зоной максимальной сейсмичности при общем, с некоторыми флуктуациями, обусловленными блоковостью литосферы, ослаблении обоих параметров к периферии щита. В то же время в Арктической Канаде зоны максимального оледенения и максимальных движений в районе бассейна Фокс  и  на  северо-востоке Земли Элсмир (рис.2 ), а также наиболее мощные в районе Гудзонова залива [2,20,21]  практически  асейсмичны,  а  повышенная сейсмичность тяготеет скорее к периферии ледникового щита. Одно только это обстоятельство, с учетом схожести тектонического положения указанных регионов,  должно наводить на мысль о том, что либо в одном из них, либо в обоих гляциоизостазия не играет решающей роли в создании современной повышенной сейсмичности.

Как показывают данные многочисленных исследований [20, 21, 22, 23 и др.], максимальные скорости поднятия наступают в целом не  позднее 1 тыс.  лет после полной дегляциации и уменьшаются  со временем по экспоненциальному закону,  причем резкое снижение  скоростей происходит уже через 1-1.5 тыс.лет после максимума.  За первую тысячу лет осуществляется не менее трети полного  подъема.  По  общим оценкам окончательная изостатическая компенсация происходит не позднее чем через 10 тыс.лет,  а  по аргументированному  мнению [23] действие гляциологической составляющей на подъем Балтийского щита  прекратилось  уже  через 900 лет. Так или иначе, учитывая факт повсеместной полной дегляциации Фенноскандии не позднее  9-9.5  тыс.лет  т.н.,  можно согласиться  с  укрепившимся  в настоящее время мнением о том, что гляциоизостатические движения в этом регионе в лучшем случае не играют заметной роли в формировании сейсмогенных напряжений. Для Арктической Канады аргументация по приведенным выше параметрам, казалось бы, менее убедительна, так как повсеместная полная дегляциация здесь наступила позже,  а именно  6-6.5 тыс.лет т.н.  Однако следует учесть, что эти цифры относятся к центрам максимального оледенения. В то же время сейсмичная северная часть Канадского Арктического архипелага, за исключением островов Земля Элсмир и Аксель-Хейберг, вообще не была подвержена  последнему  оледенению  и не испытывала в этот период никаких вертикальных движений [21]. К 9-9.5 тыс.лет, кроме ныне сейсмичной  Баффиновой  Земли  и асейсмичного острова Земля Элсмир,  освободились ото льда  все  остальные,  сейсмичные  и асейсмичные  области архипелага.  Таким образом,  очевидно отсутствие корреляции между распределением современной  сейсмичности и временем дегляциации,  позволяющее, на наш взгляд, говорить о том,  что и в Арктической Канаде гляциоизостатические движения в настоящее время в целом не играют существенной роли в формировании сейсмогенного поля напряжений. По-видимому этот вывод не следует распространять на западное побережье Гренландии, только вовлекающейся в процесс дегляциации.

В плане оценки роли гляциоизостазии на нынешнем этапе интересна  приведенная в [20] карта современных скоростей поднятия,  согласно которой зоны наибольших скоростей, не превышающих 0.8-1.3 см в год,  расположены совсем не в тех местах, что 6-8 тыс.лет т.н.,  когда преобладали гляциоизостатические движения. К этим зонам сейчас в первую очередь относятся сейсмичное северо-восточное гористое побережье Баффиновой Земли,  где в то же время установлено погружение прибрежных пляжей, а также, менее явно, сейсмичная северная часть Канадского Арктического архипелага и, за пределами рассматриваемого нами региона, сейсмичная юго-восточная часть полуострова Лабрадор.

Дополнительную информацию, в целом подтверждающую сделанный нами вывод о роли гляциоизостатических движений в формировании поля современной сейсмичности, дает анализ фокальных механизмов. В работе [24] на основе данных по 29 сильным землетрясениям, имевшим  место  в различных точках земного шара,  по особенностям фокальных механизмов выделены два  основных  типа внутриплитных  землятрясений:  тип  "А" - сдвиговые движения с устойчивыми для больших регионов направлениями  осей  напряжений,  обусловленными  тектоническими  движениями  на  границах плит,  и тип "В" - другие модели подвижек, возникшие в результате  наложения  на  фоновое поле типа "А" местных возмущающих напряжений.  Как было сказано ранее, на большей части рассматриваемого региона отмечаются именно сдвиговые механизмы с достаточно устойчивыми параметрами и осью сжатия  близортогональной  границе Североамериканской плит в Евразийском суббассейне Северного Ледовитого океана (рис.3).  Это обстоятельство говорит  о  том,  что фоновое поле напряжений здесь слабо искажено местными возмущающими объектами, и эти искажения, поднимая общий  уровень  сейсмичности,  не имеют достаточного влияния для изменения типа  фокального  механизма.  Об  этом  же,  на  наш взгляд, говорят и относительно невысокая интенсивность землетрясений,  наиболее сильные из которых имеют магнитуду не более 5.5, а также факт относительно спокойного гравитационного поля [25] в районах с землетрясениями типа "А", что безусловно свидетельствует  о  доминирующей  роли горизонтальных подвижек по сравнению с вертикальными.  Рассуждая логически, следует предположить, что самого фонового напряжения без добавления других возмущающих факторов недостаточно для возникновения  землетрясений, чем и объясняется существование асейсмичных участков.

Ожидавшимся исключением являются землетрясения Баффиновой Земли и Баффинова залива, где результаты решений фокальных механизмов в точном  соответстсвии  с  данными,  приведенными  в [20],  и картой изостатических аномалий [25] свидетельствуют о подъеме края щита и опускании дна  залива.  Подъем  суши,  как следует из всего выше сказанного,  обусловлен не гляциоизостатическими причинами,  а, по-видимому, эпейрогеническими движениями глубинной природы. Эта же причина лежит в основе опускания дна залива,  четко выделяющегося на гравиметрической карте интенсивной положительной изостатической аномалией.  Существование указанных движений уже само по себе создает  благоприятные условия для возникновения землетрясений, и в конечном итоге все решается количественными соотношениями между  величиной накапливающихся напряжений и прочностными особенностями литосферы.  Точно также,  как региональные тектонические  движения, накладываясь  на фоновое внутриплитное напряжение,  приводят к его искажению,  так и причины более низкого порядка могут  ослаблять  или усиливать действие этих движений,  что в конечном счете и может привести и приводит к очень сильным  землетрясениям с магнитудами 6.0 и более.  Такими причинами,  помимо уже упоминавшихся выше невыявленных еще неоднородностей  глубинной структуры,  в  пределах  Баффинова залива могут быть участки с аномально высокими мощностями осадочного чехла, в которых возможны  локальные  повышения  амплитуды  и дифференцированности движений литосферы, способствующие увеличению вероятности возникновения землетрясений.  Скорее всего существенна роль этого фактора и в прилегающей к Канадскому  Арктическому  архипелагу сейсмоактивной  зоне Северного Ледовитого океана,  где наличие резкой гравитационной ступени свидетельствует,  на наш взгляд, о доминирующей роли вертикальных движений.

Вообще следует  отметить,  что  знакомство с результатами сейсмологических исследований по Арктической  Канаде  показало недооценку сейсмологами вертикальных тектонических (негляциоизостатических) движений как  фактора,  способного  привести  к землетрясениям, хотя  в  геолого-геофизической литературе есть многочисленные указания на существование таких движений в  течение геологической истории региона.  К такой информации можно отнести упоминавшуюся  нами  карту  современных  тектонических движений [20],  а также данные  о  неоднократных  вертикальных подвижках  поднятия  Бутия и геоантиклинали Пири по сериям обрамляющих их разломов,  о трех фазах скачкообразного опускания бассейна  Свердрупа [26].  Вывод о существовании дифференцированных вертикальных  тектонических  движений  между   островом Принца Уэльского и полуостровом Бутия и островом Сомерсет сделан в [21] на основе явного (на 100-110 м) несовпадения  положения одновозрастных береговых линий.

Подтверждением тезиса о том, что ни один из рассмотренных сейсмогенных факторов  сам по себе не может привести к появлению высокоактивных сейсмических зон, является проведенное нами сравнение между  собой графиков ежегодного количества энергии, выделявшейся при землетрясениях в различных зонах  Арктической Канады, а также сопоставление их с аналогичными данными по зонам  срединно-океанических  хребтов  в  Норвежско-Гренландском бассейне  и Евразийском суббассейне Северного Ледовитого океана. Для всего периода инструментальных наблюдений (с 1909  года) представительными оказались землетрясения с магнитудой 5.0 и выше,  по которым и проводилось сравнение с внешними зонами. Это сравнение показало отсутствие какой-либо заметной корреляции между сейсмическими режимами указанных  межплитных  зон  и внутриплитной  сейсмичностью  Арктической  Канады как в целом, так и по отдельным ее участкам. Величина коэффициента взаимной корреляции   при  различных  временных  сдвигах  не  превышала 0.2-0.3. Следует отметить, что такой же результат получен нами и для землетрясений моря Бофорта.

При сравнении режимов сейсмоактивных зон внутри Арктической Канады  брался  временной период 1960-1990 гг.,  в течение которого представительными оказались землетрясения с  магнитудой 4 и выше. Здесь также практически не установлено какой-либо корреляционной связи во времени, причем даже для близко расположенных зон, например, Баффиновой Земли и Баффинова залива. Единственным исключением является упомянутое  выше  совпадение всплесков сейсмической  активности  в 1972 году в проливе Байам-Мартин и в зоне северо-западнее архипелага. Кроме того, необходимо отметить очевидный общий спад сейсмической активности в пределах Арктической Канады,  начавшийся примерно после 1975 года и продолжающийся по крайней мере до 1990 года.

 ЗАКЛЮЧЕНИЕ

 Имеющиеся к  настоящему  времени  сейсмологические данные позволяют говорить о существовании в пределах Арктической  Канады и  ее обрамления достаточно уверенно локализуемых сейсмоактивных зон.  Все они трассируют контакты блоков с  различной историей  тектонического развития,  подтверждая факт тяготения землетрясений к ослабленным зонам литосферы. В то же время ряд аналогичных контактных зон асейсмичен.

Повышенная сейсмичность обусловлена в общем  случае  суммарным действием нескольких тектонических факторов, из которых общерегиональным являются  фоновые  внутриплитные  напряжения, создаваемые в результате тектонических процессов, происходящих на границах литосферных плит. К другим факторам относятся вертикальные  тектонические (негляциоизостатические) движения,  а также,  в акваториальных районах, локально действующее влияние повышенных мощностей осадочного чехла. Как показал анализ гляциологических и геолого-геофизических данных,  вклад  гляциоизостатических  движений в современную тектонику и сейсмичность Арктической Канады и ее обрамления, за исключением, по-видимому, западного побережья Гренландии, незначителен.

Области с  преобладающим фоновым напряжением характеризуются сдвиговыми подвижками,  достаточно спокойным гравитационным полем и относительно невысоким уровнем сейсмичности. В зонах действия  только фонового напряжения возможны лишь единичные и слабые землетрясения.  На участках совместного  действия нескольких  факторов отмечаются другие типы фокальных механизмов,  резко переменное гравитационное поле и повышение  интенсивности землетрясений. Максимальные землетрясения возникают в ослабленных зонах литосферы при синфазном (резонансном) сложении действия всех сейсмогенных факторов.

Каждый из выше названных факторов по отдельности, в частности фоновое напряжение, не способен привести к высокой сейсмической активности.  Косвенным подтверждением этому  является отсутствие корреляционной связи между временными характеристиками режимов внутриплитных сейсмоактивных зон Арктической  Канады и межплитных Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна Северного Ледовитого океана.

В завершение автор считает своим приятным долгом выразить признательность сотрудникам  ВНИИОкеангеология  чл.-корр.  РАН Ю.Е. Погребицкому, а  также  Е.Е. Мусатову,  В.В., М.Л. Вербе  и Б.Г.Лопатину за предоставленные материалы и  необходимые  консультации в процессе подготовки настоящей работы.

 СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Basham P.W., Forsyth D.A., Wetmiller R.J. The seismicity  of Nothern Canada  // Canadian Journal of Earth Sciencies. 1977. V.14. P.1646-1667.

2. Wetmiller R.J.,  Forsyth D.A.  Review of seismicity and other geophysical data near  Nares  strait  // Meddelelser  om Gronland, Geoscience, 1982. V.8. P.261-274.

3. The Arctic ocean region /Edited by A.Grantz,  L.Johnson and J.F.Sweeney/  The geology of North America.1990. V.1. 644 p.

4. Аветисов Г.П.  Геодинамика сейсмоактивных зон Арктического региона // Отечественная геология. 1993. №10. C.52-62.

6. Douglas R.J.W. et.al. Geology and petroleum potentialities of Northern Canada 1963. Geol. Surv. Can. Pap.63-31.

7. Balkwill H.R. Evolution of Sverdrup basin, Arctic Canada // Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1978. V.62. P.1004-1028.

8. Kerr J.Wm.  Evolution of  Canadian  Arctic  islands:  A transition  between  the Atlantic and Arctic oceans / Edited by Narin A.E.M.,  Churkin M.Jr. and Stehli F.G./ The ocean basins and margins. 1981. V.5. P.105-199.

9. Trettin H.P. The Arctic islands / The  geology  of  North America; an overview. 1989. V.A. P.349-370.

10. Kerr J.Wm.  Cornwallis fold belt and the  mechanism  of basement uplift   // Canadian Journal of Earth Sciences.  1977. V.14(6). P.1374-1401.

11. Погребицкий Ю.Е.  Геодинамическая система Северного Ледовитого  океана  и ее структурная эволюция // Советская геология. 1976. N12. C.5-22.

12. Shih K.G., Kay W., Woodside J. et.al.  Crustal thickness, seismicity  and  stress orientations of the continental margin of Eastern  Canada //  Geological  Survey  of  Canada. 1988.  Map 1710A, scale 1:5000000.

13. Jackson H.R.,  Keen C.E., Barrett D.L. Geophysical studies  on  the  eastern continental margin of Baffin Bay and in Lancaster Sound // Can. J. Earth Sci. 1977. V.14(9). P.1991-2001.

14. Kristofferson Y., Talwani M. Extinct triple junction south of Greenland and the Tertiary motion of Greenland, relative  to   North  America  // Geol. Soc. Am. Bull.   1977.  V.88. P.1037-1049.

15. Hashizume M. Two earthquakes on Baffin Island and their tectonic implications  // J. Geophys. Res.  1973. V.78. N.26. P.6069-6081.

16. Qamar A.  Seismicity of the Baffin Bay region  // Bull.  Seismol. Soc. Am. 1974. V.64. P.87-98.

17. Reid I., Falconer R.K.H. A seismicity study in northern Baffin Bay // Can. J. Earth Sci. 1982. V.19. N.7. P.1518-1531.

18. Stein S.  et.al.  Earthquakes along the passive margin of eastern Canada // Geophysical Research Letters. 1979.  V.6. P.537- 540.

19. Dziewonski A.M.,  Chou T.-A., Woodhouse J.H. Determination of earthquake source parameters from  waveform  data  for studies of global and regional seismicity // J. of  Geophys. Res. 1981. V.86. P.2825-2852.

20. Andrews  J.T.  Present and postglacial rates of uplift for glaciated northern and eastern North America derived  from postglacial uplift curves   // Can. J.E arth Sci. 1970. V.7. N.2. P.703-715.

21. Quaternary geology of Canada and Greenland  / Edited by Fulton R.J. // Geology of Canada. 1989. N.1. 839 p.

22. Грачев  А.Ф., Долуханов  П.М.  Послеледниковое поднятие земной коры в Канаде и в Фенноскандии по данным  радиоуглеродных датировок. Vilnius. Baltica. 1970. V.4. P.297-312.

23. Morner N.-A.  Earth movements in Sweden,  20000 BP  to 20000 AP // Geologiska Foreningens i  Stockholm  Forhandlingar. 1978. V.100. Part 3. P.279-285.

24. Talwani P.,  Rajendran K.  Some seismological and geometric features  of  intraplate  earthquakes // Tectonophysics. 1991. V.186. N.1/2. P.19-41.

25. Sobczak  L.W.,  J.F.Halpenny  Isostatic  and  enhanced isostatic  gravity anomaly maps of the Arctic // Geol. Survey of Canada. 1990. Paper 89-16.

26. Sweeney J.F. Subsidence of the Sverdrup basin, Canadian Arctic   islands // Bull. Geol. Soc. Am.  1977.  V.88.  N.1. P.41-48. 

Вернуться на главную страничку