Сейсмоактивные зоны Арктического региона: гипоцентрия, фокальные механизмы, динамика литосферы

 

·         Автор: Аветисов Георгий Паруирович

·         Рубрики: Геология, гидрология и геодезия

·         Специальность ВАК: 04.00.10 — Геология океанов и морей

 

 

 

·        

Сейсмоактивные зоны Арктического региона: гипоцентрия, фокальные механизмы, динамика литосферы

ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Сейсмоактивные зоны Арктического региона: гипоцентрия, фокальные механизмы, динамика литосферы"

Р Г Б ОД - 3 ШП 1995

КОМИТЕТ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ПО ГЕОЛОГИИ И ИСПОЛЬЗОВАНИЮ НЕДР (РОСКОМНЕДРА)

ВСЕРОССИЙСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛЬНЫХ РЕСУРСОВ МИРОВОГО ОКЕАНА (ВНИИОКЕАНГЕОЛОГИЯ)

На правах рукописи

УДК 550.34.06:551.2 (98)

Аветисов Георгий Паруирович

СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ЗОНЫ АРКТИЧЕСКОГО РЕГИОНА: ГИПОЦЕНТРИЯ, ФОКАЛЬНЫЕ МЕХАНИЗМЫ, ДИНАМИКА ЛИТОСФЕРЫ

Специальность 04.00.10 - геология океанов и морей 04.00.22 - геофизика

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 1995

Работа выполнена во Всероссийском научно-исследовательском институте геологии и минеральных ресурсов Мирового океана (ВНИИОкеангеология)

Официальные оппоненты: доктор физико-математических наук профессор Т.Б.Яновская

академик РАЕН, доктор геолого-минералогических наук Э.М.Литвинов

доктор геолого-минералогических наук А.Ф.Грачев

Ведущая организация: Институт Океанологии РАН им.П.П.Ширшова

Защита состоится 27 октября 1995 г. в 14.00 на заседании Специализированного Совета по присуждению ученых степеней Д.071.14.01 . при Всероссийском научно-исследовательском институте геологии и минеральных ресурсов Мирового океана (ВНИИОкеангеология) по адресу 190121, Санкт-Петербург, Английский пр., д.1.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке института по адресу Санкт-Петербург, наб.Мойки, д.120.

Отзывы на автореферат просьба направлять ученому секретарю Специализированного Совета.

факс (812)-114-14-70

Автореферат разослан августа 1995 г.

Ученый секретарь Специализированного Совета

к.г.-м.н.

И.А.Андреева

ВВЕДЕНИЕ. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ.

Актуальность диссертационной работы заключается в необходимости получения полных и взаимоувязанных представлений об особенностях распределения, фокальных механизмах и тектонической природе землетрясений Арктического региона. Решение этого вопроса расширит наши возможности при раскрытии характера современного развития его литосферы, а также явится основой для последующей оценки сейсмической опасности. Тема диссертационной работы находится в полном соответствии с проблематикой основных геолого-геофизических отечественных и международных программ: развития минерально-сырьевой базы 1>Ф на 1994-2000 гг., комплексных исследований океанов и морей Арктики и Антарктики, создания карты сейсмического районирования СНГ, исследований Арктики под эгидой комитета InterRidge, Международных проектов First International Workshop on Laptev Sea Drilling (Nansen Arctic Drilling program), Russian-German Cooperation: Laptev Sea System.

Целью диссертационной работы является сбор, обобщение и анализ всей имеющейся к настоящему моменту информации о гипоцентрии, магниту-де и фокальных механизмах арктических землетрясений и оценки их тектонической природы и особенностей современного развития литосферы сейсмоактивных зон. Кроме того, работа должна дать исходный материал для последующего сейсмического районирования Арктического региона.

В процессе исследования решались следующие основные задачи:

- создание банка арктических сейсмологических данных за весь период инструментальных наблюдений;

- вывод формул связи между различными определениями магнитуд арктических землетрясений и оценка возможностей их унификации;

- определение и переопределение по унифицированной методике, предусматривающей использование ЭВМ, фокальных механизмов арктических землетрясений;

- установление связей между распределением зон повышенной сейсмичности и тектоникой региона;

- анализ тектонических факторов, способных приводить к возникновению землетрясений, и оценка их роли в конкретных областях арктического региона;

- оценка влияния особенностей геологического строения среды на изменение параметров землетрясений;

- установление современной динамики литосферы сейсмоактивных зон Арктики.

Фактологической основой исследования явились сейсмологические данные о землетрясениях Арктики и прилегающих регионов за весь период инструментальных наблюдений, полученные из каталогов Международного сейсмологического центра, каталогов региональных отечественной и зарубежных сетей станций по северной Якутии и южной части моря Лаптевых, Арктической Канаде и Фенноскандии, отечественные и зарубежные публикации по сейсмичности Арктики, данные многолетних экспедиционных сейсмологических наблюдений НПО "Севморгеология", а также определения и переопределения свыше 100 фокальных механизмов арктических землетрясений. В работе, кроме сейсмологических, широко использовались опубликованные и фондовые материалы других геолого-геофизических исследований на арктических территориях и акваториях.

Личный вклад автора выражается во внедрении сейсмологических исследований Арктики в практику НИИГА-ПГО "Севморгеология"-ВНИИОкеангеология, организации полевых работ, непосредственной бессменном участии в них в качестве руководителя, осуществлении камеральной обработки и геологической интерпретации материалов. Кроме того, автором выполнены все тематические сейсмологические исследования, явившиеся основой диссертационной работы.

Научный вклад автора состоит, в решении следующих вопросов:

- разработке структуры банка арктических сейсмологических данных и требований к системе управления банком данных;

- разработке формы унифицированного представления информации о землетрясении в различных базах (каталогах) банка данных;

- оценке возможностей унификации магнитуд арктических землетрясений и выводе формул связи между ними; /

- обобщении всех имеющихся сейсмологических данных по Арктическому региону и уточнении представлений' о тектонической природе арктических землетрясений;

- освещении особенностей параметров различных фрагментов единого рифтогенного Срединно-Арктического пояса землетрясений и увязке их с особенностями доспрединговой структуры литосферы;

- обнаружении разрыва единой границы Евразийской и Северо-Амери-канской литосферных плит на шельфе моря Лаптевых.

Основные защищаемые положения:

1. Проведенный с использованием банка данных анализ показал, что к настоящему времени накоплен достаточный материал для выведения формул связи между определениями магнитуд арктических землетрясений по данным ISC, NEIC и MOS в диапазоне магнитуд 3.5-6.5.

2. Единый по своей тектонической природе рифтогенный Срединно-Арктический пояс землетрясений состоит из отдельных сочленяющихся сегментов трех типов, каждому из которых свойственны отличительные особенности гипоцентрии и фокальных механизмов, обусловленные своеобразием дорифтовой структуры литосферы: сегменты хребтов Мона и Гаккеля; сегмент хребта Книповича; сегменты трансформных разломов типа Ян-Майенского и Шпицбергенского.

3. На шельфе моря Лаптевых единая граница Евразийской к Северо-Американской плит претерпевает разрыв. Фактически имеются два "слепых" отрезка этой границы, один из которых в восточной половине шельфа является завершением океанической части границы, протягивающейся из Евразийского суббассейна, а второй - континентальной, идущей из Восточной Якутии.

4. Фенноскандия, континентальные окраины Евразийского суббассейна и Норвежско-Гренландского бассейна, район Канадского Арктического архипелага и его обрамление, Северная Аляска и Северо-Восточная Евразия являются в настоящее время отдельными зонами внутриплитной сейсмичности, пространственно не связанными ни с одним вэ глобальных сейсмических поясов Земли.

5. Своеобразие проявления сейсмичности в пределах внутриплитных зон является результатом интегрального воздействия нескольких сейсмогенных факторов на неоднородную литосферу. Фоновым, регионально действующим сейсмогенным фактором, является разрядка напряжений, генерируемых в ближайших межплитных зонах. Сейсмогенное действие этого фактора, проявляющегося, в первую очередь, в ослабленных зонах, усиливается дифференцированными вертикальными тектоническими движениями. Роль гляциоизостатических движений и нагрузки аномально мощных осадочных толщ второстепенна.

Научная новизна диссертационной работы состоит в том, что в ней впервые на базе наиболее полных инструментальных сейсмологических данных проведены обобщение и анализ гипоцентрии и фокальных механизмов землетрясений Арктики. На базе этого анализа, а также данных других геолого-геофизических методов, раскрывается динамика современного развития литосферы арктических сейсмоактивных зон.

По характеру распределения эпицентров землетрясений и фокальным механизмам единый Срединно-Арктический пояс землетрясений разделен на отдельные фрагменты, существование которых увязывается с особенностями дорифтовой структуры литосферы.

Высказаны и обосновываются новые представления о динамике развития литосферы шельфа моря Лаптевых, на основании которых намечены два возможных пути тектонического развития этого региона.

Предложен новый взгляд на развитие литосферы района хребта Книповича, который отнесен к зоне "косого" разрастания. Показано, что уровень сейсмичности хребта Книповича явно ниже того, который можно было бы ожидать в соответствии с зависимостью этого параметра от расстояния до полюса вращения, что объясняется фактом разрядки напряжений, не только на границе плит и подтверждается повышенной сейсмичностью прилегающих к региону архипелага Шпицберген зоны разломов Сенья и Лофотенской котловины.

Проанализирован вклад различных факторов в генерирование внутриплитной сейсмичности и впервые для Арктики показана существенная роль в этом вертикальных тектонических движений. И для Фенноскандии, и для Арктической Канады обосновывается второстепенная роль гляциоизостатического фактора. На базе наиболее полного фактического материала развита мысль о том, что нестационарность во времени и пространстве сейсмического процесса в пределах внутриплитных зон обусловлена нестабильностью суммарного воздействия различных сейсмогенных факторов, усугубляющейся неоднородностью подверженной их воздействию литосферы.

Показано, что в Арктике лишь Срединно-Арктический пояс является фрагментом глобальной системы сейсмических поясов Земли.

Впервые для арктических землетрясений на базе представительного фактического материала выведены формулы связи между различными определениями магнитуд, обеспечивающие возможность их унификации.

Практическое значение диссертационной работы определяется тем, что приведенный в ней фактический материал, сопоставление особенностей сейсмичности с тектоникой региона, формулы связи между различными определениями магнитуд являются фундаментом при проведении сейсмического районирования и микрорайонирования арктических территорий и акваторий.

Реализация результатов диссертационной работы осуществлена в первую очередь в виде электронного банка арктических сейсмологических данных, созданного на базе персонального компьютера класса 1БМ/РС. Фактический материал и геолого-геофизические выводы, полученные в результате диссертационной работы, нашли успешное применение в тематической разработке по проблеме установления внешней границы континентального шельфа, использованы при создании Атласа Северного Ледовитого океана, Геолого-геофизического атласа Арктики, Карты землетрясений России, Карты сейсмического районирования СНГ.

Апробация диссертационной работы. Основные результаты и отдельные положения диссертации докладывались на различных отечественных и международных научных симпозиумах: Всесоюзном совещании "Геотермия сейсмичных и асейсмичных зон (Бишкек, 1991), Международной научно-технической конференции "Морская гравиметрия-92" (С.-Петербург,1992), V и VI Межведомственных конференций "Проблемы морских геотехнологий, информатики и геоэкологии" (С.-Петербург,1993, 1994), Международной конференции по Арктическим окраинам (Магадан,1994), Международной конференции "Морские месторождения нефти и газа в России. Состояние и перспективы освоения" (С.-Петербург,1994).

Публикации. Основные результаты и положения диссертации опубликованы в 35 работах, в том числе двух коллективных монографиях. Не менее 80% публикаций осуществлено без участия соавторов.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения общим объемом 263 стр. (1 текстовое приложение, 34 рис., 43 табл. библ. 225 наим.).

Благодарности. За свое становление как специалиста-сейсмолога автор глубоко признателен безвременно ушедшим из жизни академику РАН Сергею Леонидовичу Соловьеву и классику отечественной наблюдательной сейсмологии Альбине Петровне Лазаревой.

Автор выражает глубокую признательность члену-корреспонденту РАН Ю.Е. Погребицкому за многолетнюю постоянную поддержку, способствовавшую не только реализации этой работы, но и вообще внедрению сейсмологических исследований Арктики в практику НИИГА-НПО "Севморгеология"-ВНИИОкеангеология.

За большую помощь в решении поставленных задач, оказанную предоставлением материалов, советами, замечаниями и рекомендациями, автор благодарит сотрудников ВНИИОкеангеология В.В. Верба, М.Л. Вербу, В.И. Устрицкого, Е.Е. Мусатова, В.Э. Волка, Б.Г. Лопатина, Г.Д. Нарышкина, сотрудников Якутского института геологических наук СО РАН Б.М. Козьмина и В.С. Имаева, сотрудников Института Физики Земли И.П. Габсаттарову, Б.А. Ассиновскую и других.

За вклад в разработку программного обеспечения при создании банка арктических сейсмологических данных автор глубоко признателен сотрудникам ТОО "Алиас" А.А. Виннику и Е.М. Копыловой.

За техническую помощь при подготовке рукописи и графики автор благодарит сотрудников ЦОИ "Полюс", а также коллективов, возглавляемых С.П. Мащенковым и М.Н. Григорьевым.

Проведению исследования и подготовке диссертации в огромной степени способствовали добрые отношения и творческий моральный климат в коллективе ВНИИОкеангеология вообще и в отделе морской сейсморазведки в частности, созданные благодаря усилиям директора ВНИИОкеангеология академика РАН И.С. Грамберга, его заместителя по научной работе В.Д. Каминского и др., а также заведующего ОМС В.А. Поселова.

И конечно автор не может не вспомнить и не поблагодарить своих верных и надежных товарищей по арктическим экспедициям и, в первую очередь, Б.Т. Барычева и В.В. Васильева.

ГЛАВА 1. КРАТКАЯ ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ АРКТИКИ.

1.1. Развитие сети постоянных арктических станций.

До 1950 года в Арктике работало всего три станции. Уровень минимальной магнитуды регистрируемых без пропуска арктических землетрясений M(min) составлял 5.5-6. В последующие десятилетия развитие сети проходило следующих образом;

1950-1960 гг. . - 11-12 станций в т.ч. 3 первых отечественных Апатиты и Тикси (1956 г.) и Хейс (1957). M(min) в среднем по Арктике -4.5-5,-в Фенноскандии - 3-3.5. Расширение сети инициировано проведением Второго Международного Геофизического года (МГГ).

1961-1970 гг. - 20-26 станций. Добавилось 2 отечественных Норильск и Иультин (1964 г.). M(min) по Арктике - 4-4.5, в Фенноскандии - 3-3.5.

1971-1980 гг. - 29-34 станции. Увеличение происходило, главным образом, за счет открытия станций в Северной Америке. Число отечественных станций не изменилось. M(min) для Арктики в целом и для Фенноскандии остался на прежнем уровне, а для окраинных зон Канады и Аляски снизился до 3.6.

1981-1990 гг. - 43-44 станции. При общем увеличении количества станций, явно проявилась намечавшаяся в предыдущие годы неравномерность их распределения. Обозначились очевидные сгущения в Северной Аляске, Северной Канаде, Фенноскандии. В России за этот период организованы станции Баренцбург (1932) и Пирамида (1984) на Шпицбергене, Полярные Зори на Кольском полуострове, Амдерма (1983).

В течение 1985-1988 гг. в Северной Якутии создана региональная сейсмическая сеть из восьми пунктов, существенно повысившая эффективность регистрации местных землетрясений, доведя К(min) до энергетического класса 7-8.

К 1990 году из 43 стационарных станций, 22 действовало в западном полушарии и 21 - в восточном; в том числе по регионам: Гренландия-3, Ян-Майен-1, Северная Канада-9, Северная Аляска-9, Фенноскандия (зару-бежная)-7 (И1веция-1, Нораегия-4, Финляндия-2), Шпицберген-5 (российс-кие-2, норвежские-3), Россия-7 (без Шпицбергенских). Плотность наблюдений в России в два раза ниже, чем в среднем по Арктике и в пять раз

ниже, чей в Северной Канаде и Аляске. М(ш1п) по Арктике составляет 3.9-4; в Северной Канаде и Аляске - 3-3.5; в Фенноскандии - 2-2.5.

В 90-е годы из-за недостатка ассигнований прекратили наблюдения российские станции Хейс на архипелаге Земля Франца-Иосифа, а также Норильск и Тикси.

Существующая ныне сеть постоянных отечественных и зарубежных арктических станций в основном достаточна для проведения общего мониторинга за сейсмическим режимом Арктического региона. Для перехода на качественно новый уровень детальных исследований наиболее интересных и важных с позиций научного и прикладного аспектов узловых фрагментов сейсмоактивных зон необходима организация широкомасштабных, но кратковременных экспедиционных сейсмологических исследований в отдельных намеченных областях с использованием портативных наземных и, возможно, донных станций.

1.2. Экспедиционные наблюдения "Севморгеология"

В истории экспедиционных сейсмологических исследований "Севморгеология" в Арктике, начатых в 1968 году и продолжавшихся в течение полевых сезонов последующих (с незначительными перерывами) 20 лет, выделяется два основных этапа, характеризующихся существенными различиями технической, оснащенности наблюдений: до 1979 года - 2-3 регистратора с осциллографической записью; начиная с 1979 года - комплект (10-12 регистраторов) новейшей отечественной аппаратуры с магнитной записью "Черепаха". В пределах указанных этапов подэтапы ограничены временными рамками исследований в том или ином районе Арктики.

В течение первого этапа выполнены круглогодичные наблюдения на Земле Франца-Иосифа (1968-1970 гг.) с целью получения дополнительной информации, необходимой для составления схемы сейсмического районирования архипелага Земля Франца-Иосифа и сейсмического микрорайонирования. его самого западного острова - Земля Александры; сезонные наблюдения на Новосибирских островах (1972-1976 гг.), являвшиеся частью комплексных исследований по созданию геолого-геофизических реперов, необходимых для последующего изучения шельфовых акваторий; сезонные наблюдения вдоль профиля через Западную Якутию от г. Мирный до побережья моря Лаптевых (1974-1976 гг.) с целью получения информации о глубинном строении литосферы; наблюдения на советских рудниках Баренцбург и Пирамида на архипелаге Шпицберген (1976-1977 гг.), а в 1978 году на южном острове архипелага Новая Земля.

В течение второго этапа велись авиадесантные профильные сейсмологические и сейсмические (ГСЗ) наблюдения с целью изучения глубинного строения земной коры и верхней мантии Норильского рудного района (1979-1983 гг.); на мысе Арктический архипелага Северная Земля (1984 г.); авиадесантные профильно-площадные наблюдения в районе дельты Лены (1985-1988 гг.), позволившие получить большой объем информации о глубинном строении и сейсмичности региона; опытно-методические наблюдения на о.Западный Шпицберген с целью изучения возможностей широкомасштабных сейсмологических экспедиционных исследований по всему архипелагу.

С сожаление» приходится констатировать, что, несмотря на широчайший круг весьма интересных и важных в научном и прикладном аспектах нерешенных вопросов, российские экспедиционные сейсмологические исследования в Арктике после 1988 года полностью прекращены и возобновление их в значительной степени проблематично.

1.3. Обзор основных обобщающих публикаций

Первые вообще публикации о сейсмичности Субарктики и Арктики касались отдельных наиболее сильных событий, по которым были получены инструментальные данные. Все они относились к районам Исландии, Ян-Ма-йена и Шпицбергена.

Перечень обобщающих публикаций открывается работой Е.Тамса (1922 г.), который привел данные по 21 землетрясению за период 1904-1921 гг. В последующие предвоенные годы должны быть отмечены статья Э. Ходжсона [1930] (36 землетрясений за 1911-1927 гг.), работа Н.В.Райко и Н.А.Линден [1935] с каталогом и картой, включающими 88 событий за период 1910-1934 гг. и свидетельствующими о существовании сейсмического пояса от Исландии до северных берегов Азиатского континента; каталог Д.И. Мушкетова [1937], содержавший 178 землетрясений и явившийся на тот момент самой полной сводкой по сейсмичности Арктики.

Список послевоенных обобщающих публикаций открывается работой Б.Гутенберга и К.Рихтера по сейсмичности Земли [1956], в которой приводится список и карта с указанием магнитуды и точности определения координат.

С исследованиями по программе МГГ связано появление не потерявших и ныне интерес публикаций Н.А. Линден [1959, 1963] и А.П. Лазаревой [1963, 1965]. В работе [Линден,1959] представлены наиболее подробные и точные сводка и карта арктических землетрясений за 1908-1958 гг., не одно десятилетие составлявшие фактологическую основу многих работ по сейсмичности Арктики. В следующей работе Н.А. Линден приводится каталог землетрясений, зарегистрированных в период МГГ. А.П. Лазаревой [1963] успешно осуществлена первая попытка расчета глубин гипоцентров арктических землетрясений. Определены глубины очагов 102 из 246 землетрясений из каталога Н.А. Линден, однако опубликованы лишь 29 определений, подтвержденных материалами других станций, что свидетельствует о высочайшей ответственности исследователя. К числу публикаций, подводящих итоги МГГ, должна быть отнесена также работа Е.А. Ходжсона и др. [Hodgson et al.,1965], в которой наиболее ценной была информация о расположении и параметрах регистрации арктических и субарктических станций.

В работе Л. Сайкса [Sykes,1965] приводятся каталог и карта 281 землетрясения за период с января 1955 по март 1964 года. На основе большого объема сейсмологической информации проводится подробное описание поведения основного сейсмического пояса Арктики. Свершившееся к тому времени открытие хребта Гаккеля позволило автору уверенно связывать повышенную сейсмичность с процессами океанического рифтогенеза.

Начало качественно новому этапу исследований положили работы А.П. Лазаревой и Л.А. Мишариной [1965] и Л.А. Мишариной [1967] по фокальным механизмам арктических землетрясений.

В работе Г.П. Аветисова и В.С. Голубкова [1971] впервые проведено тектоно-сейсмическое районирование акватории Евразийского суббассейна и сопредельных областей с оценкой возможной сейсмической опасности. Следующими работами подобного рода оказались публикации Г.Д. Панасенко и др. [1983], Б.А. Ассиновской [1990, 1994], Б.А. Ассиновской и С.Л. Соловьева [1992], по Баренцеву морю, И.П. Кузина [1992] по морю Лаптевых.

Начиная с 60-70-х годов, количество публикаций по сейсмичности различных районов Арктики резко увеличивается. Среди исследований этих лет должны быть отмечены работа Р. Ветмиллера и Д. Форсайта [1978], выполнивших обобщение данных по 3400 землетрясениям за период 1908-1975 гг., а также диссертация А.П. Лазаревой [1977], приведшей каталог землетрясений Арктики за 1964-1974 гг., продолжающий каталог Л.Р. Сайкса, а также весьма детальный каталог землетрясений Чукотского полуострова, явившийся основой его сейсмического районирования.

С начала 60-х годов основной объем сейсмологической информации начинает поступать из периодических каталогов, составление и публикация которых осуществлялись отечественной и зарубежными сейсмологическими службами. Это ежегодники "Землетрясения в СССР", "Canadian earthquakes", публикации Г.Д. Панасенко "Землетрясения Фенноскандии" и несомненно каталоги и бюллетени ISC).

Последней обобщающей работой по сейсмичности арктического региона явилась монография "The Arctic Ocean Region" [1990].

ГЛАВА 2. БАНК АРКТИЧЕСКИХ СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ ДАННЫХ.

Банк арктических сейсмологических данных (АРС) является частью создаваемой Во ВНИИОкеангеология единой системы банков геолого-геофизической информации по Арктике, Антарктике и Мировому океану. Указанная система разрабатывается на базе персональных компьютеров, что обеспечивает ее доступность и возможность повседневного использования.

К настоящему времени банк включает в себя свыше 18 тысяч землетрясений Арктики и прилегающих регионов.

2.1. Принципы создания информационного наполнения Банка данных

АРС задуман как система, включающая в себя, помимо уже известных, новые сейсмологические данные, а также позволяющая проводить некий объем вычислительных операций с целью получения дополнительных характеристик сейсмичности.

Суть реализованного в АРСе подхода состоит в разделении всего массива информации на блоки, каждый из которых соответствует в основном определенному источнику информации: данные общемировой сети станций отделены от данных региональных сетей. Это позволило обеспечить полноту и объективность информации и устранить возможность повторов при последующем ее использовании.

В целях унификации данных по фокальным механизмам для 101 землетрясения проведено их машинное определение и переопределение по стандартной для России методике [Аптекман и др.1979], т.о. АРС является источником и новой информации [Аветисов, 1993а,19936].

2.2. Принципы выбора системы управления банком данных (СУБД)

Система АРС обеспечивает хранение данных и организацию доступа к ним, а также содержит значительный набор обрабатывающих операций и развитый пользовательский интерфейс. Она представляет собой исполняемые файлы, не связанные с какой-либо стандартной СУБД, с исходными текстами на языках С и Clipper и легко переносима на любую MS-DOS платформу. Данные на диске хранятся в формате dBase.

В настоящей версии система АРС способна экспортировать данные в ASCII-файлы (текстовые файлы) различной организации.

Основные файлы АРС перечислены в таблице администратора системы. Система  использует также ряд временных файлов для профилактики основных баз данных и для выполнения обрабатывающих операций.

Из обрабатывающих процедур в настоящее время реализованы: вычисление суммарного количества землетрясений в выборке, логарифма этого числа и суммарной магнитуды, эмпирических формул связи между различными определениями магнитуд по произвольной выборке данных. При этом реализованы две модели: традиционная линейная регрессия и более предпочтительная для условий наблюдения магнитуд линейная регрессия случайных величин с дисперсиями одного порядка - метод наименьших расстояний (ортогональная регрессия). Последний метод встроен в основной исполняемый файл ARS.EXE. Обе реализации оснащены графической поддержкой.

2.3. Система управления банком данных

Структура системы для пользователя представлена Главным меню, через которое осуществляется доступ к данным и услугам. Предусмотрен быстрый поиск землетрясения по дате или порядковому номеру.

Запись о землетрясении сгруппирована в 4 поля.

И - данные, идентифицирующие землетрясение: дата, время в очаге, координаты и погрешность, глубина гипоцентра, регион;

Д - дополнительная информация: различные определения магнитуды или энергетический класс, число зарегистрировавших станций, диапазон эпицентральных расстояний, количество положительных и отрицательных знаков первых вступлений, примечания;

ФМ - сведения о фокальных механизмах;

ИД - макросейсмические текстовые данные произвольного размера.

СУБД банка позволяет производить выборку информации по набору признаков, включающему в себя основные параметры землетрясения, а также по отдельным словам или сочетаниям знаков, имеющимся в текстах. Выборка сопровождается информацией о количестве землетрясений в ней, десятичном логарифме этого числа и суммарной магнитуде землетрясений. Данные выборки могут быть выведены в текстовые файлы.

При расчете формул регрессии указывается объем подвыборки, средние значения аргумента и функции, среднеквадратические ошибки, коэффициент корреляции, среднее расстояние точек до линии регрессии, среднеквадратические отклонения точек по осям. Результаты счета могут быть представлены в текстовом и графическом виде.

В СУБД предусмотрен необходимый набор функций для управления служебной информацией, к которой относятся списки районов, арктических и субарктических сейсмостанций и сейсмических агентств.

2.4. Информационное содержание банка данных

АРС разделен на пять баз данных (каталогов): Генеральный, Арктическая Канада, Северная Якутия, Фенноскандия и Севморгео.

Построение статей в каждом из каталогов максимально возможно унифицировано, а имеющиеся отличия касаются информации об энергетических характеристиках землетрясений и фокальных механизмах.

Для любого землетрясения в АРС даны все имеющиеся по этому землетрясению определения магнитуды и энергетического класса. В каждом из каталогов, за исключением "Севморгео", для 5-6 наиболее часто используемых в данном каталоге модификаций магнитуд предусмотрены специальные окна; все другие значения указываются в "Примечаниях".

Основные источники информации: каталоги M.Bath (1956), Н.А. Линден [1959], D.H. Hodgson et.al [1965], L.R. Sykes [1965], Новый каталог.... [1977], сборники "Землетрясения в СССР", "Землетрясения Фенноскандии", "Canadian earthquakes". Regional Catalogue of earthquakes.

Генеральный каталог включает в себя землетрясения с 1908 года в рамках четырехугольного планшета с координатами угловых точек (широта, долгота): 1. 53 град., -32 град.; 2. 49 град., -115 град.; 3. 53 град., 162 град.; 4. 63 град., 65 град.

Названия географических регионов в подавляющем большинстве случаев даны в соответствии со схемой E.A. Flinn and E.R. Engdahl [1965] и E.A. Flinn, E.R. Engdahl and A.R. Hill [1974].

Параметры фокальных механизмов представлены в унифицированном международном формате [Аптекман и др.,1987]. Указаны также автор и год определения, тип использованных материалов или способ определения, тип нарушения, сейсмический момент (в основном для решений методами тензора момента центроида ТМЦ и тензора момента ТМ), а также качество определения (кроме решений методами ТМЦ и ТМ), заимствованное у авторов решения или оцененное по количеству и равномерности распределения по квадрантам, а также числу несогласующихся знаков первых вступлений.

Каталог "Арктическая Канада" включает землетрясения с 1912 года в рамках шестиугольного планшета с координатами угловых точек (широта, долгота): 1. 64 град., -145 град.; 2. 85 град.,-145 град.; 3. 85 град., - 55 град.; 4. 60 град., -55 град.; 5. 60 град., -130 град.; 6. 64 град., -130 град.

Каталог "Северная Якутия" включает землетрясения с 1914 года в рамках четырехугольного планшета с координатами угловых точек (широта, долгота): 1. 65 град., 105 град.; 2. 75 град., 105 град.; 3. 75 град., 150 град.; 4. 65 град., 150 град.

Каталог "Фенноскандия" включает землетрясения с 1911 года в рамках семиугольного планшета с координатами угловых точек (широта, долгота): 1. 62 град., О град.; 2. 55 град.,4 град.; 3. 55 град.,18 град.; 4. 60 град.,30 град.; 5. 66 град.,45 град.; 6. 72 град.,36 град.; 7. 72 град.,10 град.

Каталог "Севморгео" включает в себя лишь те землетрясения, которые были зарегистрированы экспедиционными станциями НИИГА-СЕВМОРГЕО. Подавляющее большинство из них не зафиксировано ни одной другой станцией Мировой или Региональной сети.

В качестве служебной информации в АРС введены данные об Арктических сейсмостанциях н сейсмических агентствах. В банк включены и действующие ныне, и уже закрытые отечественные и зарубежные станции, расположенные или располагавшиеся севернее 60 градуса, а также все сейсмологические агентства, упоминаемые в каком-либо разделе АРС.

ГЛАВА 3. ОЦЕНКА ВОЗМОЖНОСТЕЙ УНИФИКАЦИИ МАГНИТУД АРКТИЧЕСКИХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ

Отличия в определениях магнитуд обусловлены рядом факторов, главные из которых: использование разных типов волн и различие частотных характеристик аппаратуры. Отмеченные причины действуют не только в пространстве, но и во времени, препятствуя сравнению уровней сейсмичности и между различными регионами, и в пределах региона между разными временными отрезками. При таком положении дел количественная оценка сейсмической опасности теряет смысл. Для исправления положения выводятся эмпирические формулы связи между различными определениями, базирующиеся на тех землетрясениях, по которым есть определения разными способами. На практике наиболее важными являются формулы связи между определениями по объемным mb и поперечным волнам Ms.

Цель настоящей главы заключалась в том, чтобы на базе АРСа проанализировать возможности унификации магнитудных характеристик, а именно оценить статистическую обеспеченность решения проблемы: показать объем информации для различных соотношений, коэффициенты корреляции, среднеквадратические погрешности. Немаловажным представляется и сравнение полученных зависимостей с выведенными ранее.

Проведенный анализ позволяет сделать следующие основные выводы относительно существующих к настоящему моменту возможностей для унификации различных магнитудных определений по землетрясениям Арктики:

- в целом по Арктическому региону для землетрясений в диапазоне магнитуд (М) 3.5-6.5 установлены надежные линейные зависимости между mb и Ms определениями по данным ISC, NEIC и MOS за временной период, начиная с 1970 года.

- параметры формул связи для землетрясений Срединно-Арктического пояса близки к общеарктическим, однако это, вероятно объясняется их большим весом в общем количестве землетрясений. Вопрос о роли тектонического фактора на параметры формул регрессии пока остается открытым;

- формулы связи между определениями магнитуд по локальным шкалам в отдельных регионах и определениями ISC также базируются на малом количестве фактического материала, причем минимальный порог магнитуд не опускается в общем ниже 3.0. Для некоторых локальных магнитуд формулы связи не удается вывести вообще из-за полного отсутствия данных;

- положение с установлением формул связи между местными магнитудными решениями внутри регионов неоднозначно. Для Арктической Канады расчет связи МNL) невозможен по определению, так как в каждом случае допустимо лишь одно из них. По Фенноскандии получены надежные формулы регрессии для отдельных местных определений;

- нижним порогом магнитуд, для которых, справедливы выведенные формулы связи, является значение mb порядка 3-3.5. По-видимому, это предел для современной сети арктических станций.

ГЛАВА 4. ГИПОЦЕНТРИЯ Н ФОКАЛЬНЫЕ МЕХАНИЗМЫ АРКТИЧЕСКИХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ.

Изложение информации в этой главе проведено по областям, на которые делится Арктический регион. Кроме информации по гипоцентрии и фокальным механизмам, кратко освещается тектоническое положение и глубинное строение каждой из областей.

4.1. Основные принципы отбора материалов.

Карта эпицентров Арктики (рис.1) построена машинным способом на основе Генерального каталога АРСа. В подавляющем большинстве случаев использовались землетрясения с 1970 года, когда сеть арктических станций стала достаточно развитой. Среди более ранних событий взяты лишь самые сильные. На карту, как правило, наносились эпицентры всех землетрясений, зарегистрированных не менее, чем 10 станциями. Отступление от этого, мотивировавшееся стремлением максимально снизить искажающее влияние неравномерности сети станций, имело место лишь в наименее обеспеченных наблюдениями районах, где пороговый уровень количества станций был снижен до 4-5, и в наиболее обеспеченных, где он был - повышен до 15. На карты эпицентров по регионам выносились все известные землетрясения по данным региональных каталогов АРСа.

Данные по фокальным механизмам (рис.2 и 3) выносились на две карты в соответствии с двумя способами решений: методом первых вступлений и методом тензора момента центроида (ТМЦ), результаты которых не обязательно должны совпадать. в случае существования нескольких решений первым способом и отсутствия переопределения по унифицированной методике выбиралось то, которое обеспечено дополнительной информацией: данные местной сети станций, знаки первых вступлений не из бюллетеней, а непосредственно по сейсмограммам.

4.2. Норвежско-Гренландский бассейн и его обрамление.

Особенностью распределения землетрясений в этом регионе является наличие достаточно узкой полосы эпицентров, положение которой повторяет осевую линию стержневой структуры бассейна: срединно-океанического хребта и связанных с ним поперечных разломов. Современная ось хребта четко фиксируется положительной гравитационной аномалией интенсивностью более 50 мгл, в пределах которой, отмечается осевой минимум на участках с хорошо выраженной рифтовой долиной.

Рис.1 Карта эпицентров землетрясений Арктики

Рис.2 Фокальные механизмы землетрясения Арктики (метод первых вступлений)

Рис.3 Фокальные механизмы землетрясений Арктики (метод ТМЦ)

Крупные разломы делят хребет на три основных сегмента, отделяющихся друг от друга либо заметным смещением по латерали, либо резким изменением азимута простирания и геоморфологической перестройкой. Это обстоятельство и послужило причиной обособления каждого из указанных сегментов, а также разграничивающих их зон разломов, в самостоятельные структурно-геоморфологические единицы.

Исландско - Ян-Майенский (Колбейнсей) хребет - фрагмент срединно-океанического хребта, ограниченный зонами разломов Тьорнес и Ян-Майенской и смещенный по ним относительно южного и северного его продолжений к западу на 150-200 км. Он представлен серией гряд и желобов, общая ширина которых меняется от 40 км в южной части до 100-110 км в северной части. В пределах хребта наиболее заметное смещение его оси наблюдается по зоне разломов Спар. Осевая рифтовая долина в южной части хребта отсутствует, в северной представлена несколькими кулисообразно расположенными желобами, глубина которых относительно обрамляющих гребней гор достигает 500-700 м [Удинцев, 1987] .

Распределение эпицентров землетрясений линейно севернее зоны разломов Спар и более рассеяно южнее ее. В самой зоне Спар линия эпицентров испытывает явный разрыв. Глубины гипоцентров типичны для срединно-океанических хребтов и не превышают 25-30 км.

Характер подвижек соответствует, в основном, режиму нормальных сбросов с типичным для рифтовых срединно-океанических хребтов наклоном плоскости сбрасывателя к горизонту под углом порядка 60 градусов.

Ян-Майенская зона разломов состоит из двух отдельных сегментов: сейсмически активного северо-западного, по которому происходит смещение оси срединного хребта и пояса эпицентров на 200-210 км, и асейсмичного юго-восточного, пересекающего глубоководную часть Норвежской котловины и внедряющегося на Норвежский шельф. В своем активном участке Ян-Майенская зона разломов представлена прогибом шириной 10-15 км и глубиной до 2.2 км.

Фокальные решения по подавляющему большинству определений обоими методами показывают левосторонний сдвиг вдоль плоскости, совпадающей по простиранию с самой зоной.

Хребет Мона - единственный участок хребта, расположенный симметрично относительно окружающих континентов. На всем протяжении он обладает наиболее типичными для срединно-океанических хребтов геоморфологическими характеристиками: резкий рельеф, отчетливо выраженная рифтовая долина, дно которой находится на глубинах до 3 км, т.е. на 1-2 км ниже уровня обрамляющей ее осевой зоны хребта, практически полное отсутствие осадков вблизи оси при значительном увеличении их мощности по направлению к периферии. Пояс эпицентров здесь наиболее линеен, непре-

рыгзен и приурочен к осевой зоне.

Фокальные решения дают достаточно устойчивый сбросовый и сбросо-сдвиговый механизмы с осью растяжения субортогональной линии эпицентров и оси хребта. Сравнение данных по трем землетрясениям, обработанным обоими способами, показывает их практическую идентичность по ориентировке оси растяжения при достаточно заметном увеличении крутизны падения оси сжатия по данным ТМЦ.

Хребет Книповича - меняет свое простирание относительно хребта Мона почти на 90 градусов и протягивается практически в меридиональном направлении до Шпицбергенской зоны разломов. В отличие от хребта Мона он занимает асимметричное положение в бассейне со смещением к его восточному флангу. Изменение простирания хребта сопровождается кардинальной перестройкой его геоморфологии. Он представлен серией горных цепей, разделенных впадинами, наиболее выраженная из которых принимается за рифтовую долину [Sykes,1965]. В поперечном сечении хребет асимметричен: западный фланг представлен 6-7 грядами и значительно шире восточного, состоящего из 3 гряд и плавно переходящего в континентальную окраину [Десимон, Карасик,1979]. Рифтовая долина узкая, обычно 1-2 км шириной, с дном, опущенным до изобаты 3 км и крутыми стенками высотой до 1 км.

Линейность сейсмического пояса над хребтом нарушена. Есть три участка повышенной сейсмичности, между которыми очевидны зоны ослабления. Большое количество землетрясений происходит восточнее и западнее впадины, принимаемой за рифтовую долину.

Данные по фокальным механизмам свидетельствуют о своеобразии тектонического режима этого сегмента Срединно-Арктического хребта. В отличие от режима нормального сброса, уверенно устанавливаемого на хребте Нона, здесь при наличии сбросовой составляющей весьма существенна, а во многих случаях преобладает сдвиговая компонента. Сложность тектонической обстановки на хребте Книповича проявляется в заметных колебаниях простирания субгоризонтальных осей растяжения в сдвиговых решениях, а также наличии надежных решений, не показывающих присутствия сдвиговой составляющей.

Ппицбергенская зона разломов - связующее звено между средин-но-океаническими хребтами Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна (хребет Гаккеля). Она занимает широкую область между Шпицбергеном и Гренландией и представлена серией кулисообразно расположенных сегментов, приводящих к ступенчатому смещению зоны к северу в сторону хребта Гаккеля. В районе сочленения ее с хребтом Книповича сейсмический пояс, смещаясь к западу на 60-70 км, прослеживается на север до 80 градуса N, где еще раз смещается к западу на 70-80 км, и далее с северо-северо-западным простиранием протягивается к 83 градусу до соединения с поясом хребта Гаккеля. Рассеивание эпицентров в пределах Шпицбергенской зоны явно меньше, чем на хребте Книповича.

Отмечается единообразие подавляющего большинства решений: субвертикальные нодальные плоскости, по одной из которых, имеющей северо-западное простирание, совпадающее с генеральным простиранием самой зоны разломов и принимаемой за плоскость разрыва, уверенно устанавливается механизм правостороннего сдвига.

Лофотенская котловина расположена в пределах Норвежского моря к юго-юго-востоку от зоны сочленения хребтов Мона и Книповича. Восточным ограничением ее является зона разломов Сенья, прослеживаемая от Норвежского шельфа до срединно-океанического хребта. Эта зона, являясь пограничной между континентальной корой Баренцева моря и океанической корой Норвежского моря, погребена под мощной толщей кайнозойских осадков, выносимых из шельфовых областей. Фундамент Лофотенской котловины по разлому опущен на 1.5-2 км.

Эпицентры землетрясений Лофотенской котловины (М до 5.0-5.5) рассеянной полосой шириной до 250 км протягиваются в субмеридиональном направлении от срединно-океанического пояса до зоны слабой сейсмичности Норвегии. Более четкой является восточная граница этой полосы, проходящая по зоне разломов Сенья. Простирание полосы эпицентров практически совпадает с простиранием сейсмического пояса хребта Книповича, и на карте обе указанные сейсмоактивные зоны выглядят как единое целое.

На основании немногочисленных и зачастую не очень надежных фокальных решений единственным обоснованным выводом является заключение о том, что по сравнению с сейсмоактивной зоной хребта Мона в Лофотенской котловине явно повышена роль горизонтального сжатия.

Архипелаг Шпицберген является крайним северо-западным выходом материковых структур Евразии, отстоящим от наземной части континента на сотни километров. Это обстоятельство в совокупности с установленным здесь широким многообразием разновозрастных геологических формаций определяет его ключевую роль в исследовании структуры прилегающих шельфовых акваторий и зоны перехода к океану.

Установлено [0rvin,1940; Семевский,1967; Соколов и др.,1972; Наrland,1979 и др.], что современный структурный план Шпицбергена, характеризующийся отчетливым блоковым строением, четко выраженной линейностью основных структур, вытянутых в субмеридиональном направлении и разграниченных региональными разломами преимущественно того же направления, а также системами узких фиордов, субширотных на западном побережье и субмеридиональных на северном, сформировался в два этапа: в процессе каледонской складчатости,. завершившейся в девоне, и начавшихся в среднем палеогене, одновременно с началом раскрытия Норвежско-Гренландского бассейна, и продолжавшихся в течение всего позднекайнозойского этапа интенсивных дифференцированных Движений.

В пределах Шпицбергена и телесейсмическими, и местными наблюдениями [Mitchell et al.,1979; Bungum et al.1982; Chan and Mitchell,1985; Панасенко и др.,1987; Mitchel et al.,1990; Аветисов,1994] выделяются две локальные сейсмоактивные зоны: в районе Земли Гира и на Северо-Восточной Земле. Не установлено землетрясений, за исключением может быть нескольких на Земле Гира, связанных с главными меридиональными разломами. Эпицентральная зона Земли Гира имеет выраженное широтное простирание, зоны Северо-Восточной Земли - северо-северо-западное, совпадающее с простиранием закартированных здесь разломов.

Фокальное решение землетрясения в зоне Земли Гира дало левосторонний сдвиг с простиранием одной из субвертикальных нодальных плоскостей, близким к простиранию эпицентральной зоны.

Гренландское море - противоположная Лофотенской котловине относительно осевой линии хребта Мона часть Норвежско-Гренландского бассейна. Характеризуется значительно большей по сравнению с другими участками бассейна шириной шельфа, доходящей до 300 км.

Акватория Гренландского моря относится к областям с невысоким уровнем сейсмической активности, хотя отдельные события достигают М до 5.5. Все известные здесь землетрясения расположены в пределах океанической части акватории с тенденцией тяготения к Гренландской зоне разломов. В шельфовой части землетрясения отсутствуют, в то же время очевидна повышенная сейсмичность отдельных участков береговой линии и прилегающей к ней узкой полосы, по латерали совпадающей с зоной выхода на поверхность каледонского фундамента.

Единственное фокальное решение по землетрясению в прибрежной зоне Восточной Гренландии дало нормально-сбросовый механизм с осью растяжения субортогональной береговой линии.

4.3. Евразийский суббассейн и его обрамление.

В отличие от Норвежско-Гренландского бассейна ограничение Евразийского суббассейна осуществляется не по береговому обрамлению, а по геоморфологическим структурам океанического дна.

Приуроченность эпицентров к осевой зоне здесь еще более явна, однако отдельные эпицентры достаточно сильных землетрясений установлены на континентальном склоне и фронтальной части шельфа.

Хребет Гаккеля - подводное горное сооружение, симметрично расположенное относительно континентального склона Евразии и хребта Ломоносова. На значительном протяжении он имеет отчетливо выраженную осевую рифтовую долину, глубина которой в отдельных местах достигает 5 км, что на 1-2 км ниже уровня обрамляющих гребней хребта. Геоморфологически хребет вырождается, не доходя 200-250 км до континентального склона моря Лаптевых [Нарышкин,1987].

Сейсмический пояс, трассирующий хребет Гаккеля, имеет практически постоянное простирание и среднюю ширину не более 20-30 км. Наиболее заметные отклонения эпицентров от осевой линии устанавливаются на участке между 40 и 80 градусами Е. Здесь же становится менее отчетливой, вплоть до полного исчезновения, рифтовая долина. Участок находится в створе с выделяемыми на шельфе Евразии субмеридиональными желобами Франц-Виктория, Св. Анны и Воронина.

На хребте Гаккеля доминируют типичные для срединно-океанических хребтов фокальные механизмы нормального сброса и сдвига с осью растяжения субортогональной линии эпицентров и простиранию хребта. Два из трех достаточно надежно обработанных землетрясений, по которым получен сдвиговый механизм, расположены в той части хребта, где вероятно ожидание повышенной роли трансформных разломов: в западной части хребта вблизи сочленения его со Шпицбергенской зоной разломов и в области отмеченного выше смещения сейсмического пояса в районе 40 градуса Е.

Море Лаптевых расположено в области континентального продолжения Срединно-Арктического пояса землетрясений и по этому признаку является одним из уникальных регионов Земли (аналоги Восточная Африка и запад Северной Америки).

В тектонической классификации структура шельфа моря Лаптевых определяется в качестве окраинно-материковой плиты, которой отвечает верхнемеловой-кайнозойский структурный этаж осадочного чехла - плитный комплекс [Геологическое строение..,1984]. Структурный план плитного комплекса претерпел изменения в период палеогенового этапа тектонической активизации, приведшей к заложению на шельфе системы прогибов.

По гравиметрическим [Отчеты Полярной экспедиции НПО "Севморгео"] и сейсмическим МОВ-ОГТ [Отчеты Мурманской экспедиции НП0"Севморгео", Иванова и др.,1989] выделяются две области: западная и центральная, где плитный комплекс подстилается мощной толщей параплатформенных отложений, и восточная, в которой он залегает непосредственно на мезозойском фундаменте. Шовная зона между ними проходит по 130-131 меридианам внутри наложенного Омолойского прогиба.

Линейность Срединно-Арктического пояса сохраняется при пересечении континентального склона и в пределах 200-250 км северной части шельфа до 76-76.5 градуса N. Линия эпицентров направлена не в центральную часть шельфа, Северный и Усть-Ленский прогибы, а на юго-восток, через Омолойский прогиб в сторону Новосибирских островов. Южнее она заметно расширяется, меняет простирание на субмеридиональное и, миновав траверз о.Столбовой, вырождается. В юго-восточной части акватории плотность эпицентров заметно ниже и распределение их близко к рассеянному. Выделяются лишь широтно ориентированные цепочки эпицентров в проливах Этерикан и Дм. Лаптева. В пределах восточного обрамления моря Лаптевых намечается огибание эпицентрами асейсмичного блока литосферы, включающего в себя оо. Бельковский, Котельный, Фаддеевский и М. Ляховский.

Западнее 130-132 градуса Е характер распределения эпицентров существенно другой. Здесь прослеживаются две сублинейные зоны, веерообразно расходящиеся из района губы Буор-Хая на северо-запад. Одна из них, более очевидная, идет по западному берегу губы, пересекает дельту Лены и далее с некоторым перерывом протягивается через Оленекский и Хатангский заливы до побережья Таймыра. В пределах ее отмечены события с М до 5.5. Вторая зона в своей южной части густой полосой трассирует осевую и близосевую области губы Буор-Хая и далее на север, заметно разрежаясь, идет в северо-западном направлении вдоль Усть-Ленского прогиба в центральную часть акватории, где резко затухает в районе 120-123 градуса Е, не доходя до параллели 76 градуса. Здесь также известны землетрясения с И до 5.5. За пределами этих зон на акватории и в северной части дельты отмечаются лишь единичные эпицентры.

Южнее губы Буор-Хая на континенте эпицентры широкой полосой уходят на юго-восток в область мезоэоид Северо-Востока Евразии. В Западной Якутии отдельные эпицентры установлены в районе северо-восточной окраины Сибирской платформы.

Гипоцентры в основном находятся в пределах глубин 4-28 км с явным преобладанием до уровня 13-14 км; несколько - в диапазоне 35-42 км и один - 55 км. В дельте Лены и губе Буор-Хая по данным многочисленных слабых землетрясений наблюдается тяготение очагов к опорным сейсмическим границам земной коры, включая и ее подошву [Аветисов,1991 ].

В северной части акватории, в эпицентральной зоне, непосредственно связанной с океанической частью сейсмического пояса, преобладает нормально-сбросовый механизм с осью растяжения, субортогональной генеральному простиранию линии эпицентров. Это особенно заметно по определениям методом ТМЦ, согласно которым поле напряжений здесь ничем не отличается от полученного на хребте Гаккеля. По данным "метода первых вступлений разброс в ориентировке осей значительнее, отдельные решения дают сбросо-сдвиговый механизм, что представляется геологически более реальным, так как трудно ожидать одинаковой реакции на действующие напряжения тонкой океанической коры и более мощной и гетерогенной континентальной, даже если глубинный источник напряжений один и тот же.

Преобладание субгоризонтального растяжения устанавливается и в самой юго-западной сейсмоактивной зоне. Простирание оси этого напряжения хотя и испытывает довольно заметные колебания, обусловленные по-видимому особенностями древней разломной тектоники, на которую наложены современные процессы, тем не менее тяготеет к субортогональному по отношению к простиранию зоны эпицентров. Данные индивидуальных решений по сильным землетрясениям этой зоны находят хорошее подтверждение результатами групповых определений [Аветисов,1991]. В то же время в осевой части губы Буор-Хая по решению 1964 года [Парфенов и др.,1987], а также совокупности слабых землетрясений [Аветисов,1991], устанавливается преобладание субгоризонтального сжатия, близортогонального линии эпицентров.

В континентальной части сейсмического пояса юго-восточнее губы Буор-Хая механизмы напряжений устойчиво меняются на взбросовые и сдвиго-взбросовые.

Континентальный склон Евразии отмечен редкими эпицентрами, однако известны землетрясения с М свыше 5.0, одно из которых в желобе Франц-Виктория имело М 6.0-6.3.

В пределах континентального склона эпицентры образуют отдельные группы, тяготеющие к поперечным окраинно-шельфовым желобам и разломам. Прослеживая с запада на восток, можно отметить отдельные эпицентры в желобах Франц-Виктория, Св. Анны, Воронина, в проливах Северной Земли. Фокальные решения, имеющиеся лишь для трех землетрясений желоба Франц-Виктория, дают сдвиговый или сбросо-сдвиговый механизм с одной из нодальных плоскостей, ориентированной вдоль желоба.

Порог Ломоносова - подводная граница Евразийского суббассейна, противоположная континентальному склону Евразии. Практически на всем протяжении порога надежные сведения о землетрясениях отсутствуют. Инструментально установленные данные известны лишь по зонам сочленения его с шельфами морей Линкольна и Восточно-Сибирского. В первой из этих зон известны события с М до 5, во второй слабые землетрясения отмечены экспедиционными станциями на Новосибирских островах [Аветисов,1975].

Единственное имеющееся фокальное решение обоими способами дало сдвиговый механизм с субширотной осью растяжения и субмеридиональной осью сжатия.

Баренцево море расположено на крайнем севере-западе Западно-Арктической континентальной окраины. Его границами с Лофотенской котловиной и Евразийским суббассейном является кромка континентального склона, более геоморфологически выраженного на севере.

Акватория Баренцева моря и его обрамления в целом является районом слабой сейсмической активности. Эпицентры землетрясений здесь тяготеют к окраинным частям бассейна. Это уже описанные зоны хребта Книповича, Лофотенской котловины и архипелага Шпицберген на западном и северо-западном обрамлениях шельфа, а также участки повышенной сейсмичности в окраинно-шельфовых желобах Франц-Виктория и Св.Анны на северной окраине. На юге относительно слабой сейсмической активностью характеризуется область сочленения Баренцевоморской плиты и Балтийского щита - Мурман-Финмаркенская зона, в пределах которой, однако, известны землетрясения с М до 4-4.8. Эпицентры рассеянным облаком, имеющим участки сгущений и разрежений, покрывают северную часть щита. Очевидна четкая корреляция северной границы облака эпицентров с зонами сочленения щита с каледонидами Норвегии и Баренцевской плитой, подтверждающая разломный характер этих сочленений. Именно здесь расположено большинство наиболее сильных событий. Резко заметной особенностью распределения эпицентров является полная асейсмичность восточной части Кольского полуострова, а также зоны контакта щита с Печорской синеклизой. На востоке наблюдениями последних лет выделена Новоземельская сейсмоактивная зона [Ассиновская,1990; 1994].

Помимо приведенных выше (хребет Книповича, Лофотенская котловина, Шпицберген, континентальный склон Евразийского суббассейна), для Баренцева моря и его обрамления известны еще 4 решения фокальных механизмов методом первых вступлений, по которым может быть сделан лишь один надежный вывод: во всех случаях получены субгоризонтальные оси сжатия и взбросовый или сдвиго-взбросовый механизм.

4.4. Чукотское море и его обрамление.

Акватория Чукотского моря располагается в пределах Чукотского и Аляскинского мегаблоков, являясь частью- Восточно-Сибирско-Чукотского седиментационного бассейна, охватывающего тектонические структуры разного возраста консолидации, с достаточно четко выраженными флексурно-разломными ограничениями [Геологическое строение..,1984].

Повышенная сейсмичность известна на южной и юго-восточной частях акватории, а также на Чукотке. Подавляющее большинство землетрясений этого района регистрируется единственной здесь станцией "Иультин". В пределах акватории четыре сильнейших за всю историю землетрясения произошли в 1928 году (М=6.2-6.9) примерно в 250 км северо-восточнее Колючинской губы. Два землетрясения с М=5.5 отмечены в прибрежной части акватории в 1962 и 1971 гг.

Эти события связаны с западной частью вала Коцебу, в то время как в его центральной части активности не наблюдается. Сгущения эпицентров отмечены в восточной части вала при подходе к Аляске в зоне его стыка с сейсмически высокоактивной областью хребта Брукса, а также несколько севернее в зоне приближения к Аляске Врангелевско-Геральдекой гряды, и шовного ограничения Бофортско-Чукотской плиты. От западной части вала отдельные эпицентры слабых землетрясений прослеживаются вдоль близосевой зоны Южно-Чукотского прогиба с увеличением в проливе Лонга, где они образуют сублинейнуо группу, трассирующую область сочленения прогиба с Чукотской складчатой зоной. Несколько землетрясений с М>4 отмечено в прибрежной зоне восточной части акватории в глубине Колвиллского прогиба, где по другим данным ослабленные зоны не выявлены.

В пределах Чукотского полуострова и его западного обрамления в общем плане распределения эпицентров при заметной их рассредоточенности намечается тенденция к линейности вдоль продольной блнэосевой области полуострова, в целом согласной с простиранием основных тектонических элементов. В то же время в рамках этой полосы можно выделить сгущения, ориентированные косо или даже вкрест общему простиранию. Если самое восточное из этих сгущений достаточно уверенно связывается с Колючинско-Мечигменской шовной зоной, отделяющей Анадырский срединный массив от прилегающих геоструктур, то северо-западное приурочено к ослабленной области, секущей структуры Чукотской складчатой зоны. В рельефе этой ослабленной области соответствует долина, реки Куэквунь.

Высокой сейсмической активностью обладают отдельные районы Западной Аляски, где нередки землетрясения с М более 5. По распределению эпицентров не прослеживается связи между сейсмоактивными зонами Чукотки и Аляски. Разделяющий их Берингов пролив практически асейсмичен. В Западной Аляске наибольшей сейсмичностью обладает хребет Брукса. Густая полоса эпицентров по всей его ширине протягивается от Берингова пролива на восток в сторону Центральной и Южной Аляски, в пределах которых расположена Алеутско-Аляскинская зона высочайшей сейсмической активности: северный фрагмент Тихоокеанского сейсмического пояса. Повышенной сейсмичностью обладает также полуостров Съюард, где эпицентры тяготеют к периферическим участкам Съюардского срединного массива.

Надежная информация о фокальных механизмах землетрясений непосредственно на акватории Чукотского моря отсутствует. Немногочисленные определения, имеющиеся по Западной Аляске, не выявили преобладания какого-либо типа фокального механизма.

4.5. Арктическая Канада.

Главной особенностью распределения эпицентров землетрясений в этом секторе Арктики является их рассеянность с образованием неравномерно расположенных зон сгущений, лишь в отдельных случаях имеющих сублинейные очертания.

Баффинов залив и Баффинова земля составляют юго-восточную часть рассматриваемого региона, непосредственно примыкающую к Гренландии.

В геологическом отношении Баффинова Земля расположена в пределах Канадского щита, где метаморфические и интрузивные комплексы пород архейско-протерозойского возраста выступают на дневную поверхность. Контакт щита с областью развития более молодой Иннуитской складчатой системы проходит здесь в северо-западном направлении вдоль границы Баффиновой Земли с бассейном Фокса.

Баффинов залив представляет собой крупный седиментационный бассейн с толщей осадков до 6 и более километров. [McMillan,1973, Jackson, 1977, Srivastava,1978, Shin et al.,1988 и др.]. В своей глубоководной части он подстилается океанической корой мощностью около 10 км. Граница между областями с разным типом коры проводится по 1000-метровой изобате [Peltier et al.,1975, Hood and Bower,1975].

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

Основной особенностью распределения землетрясений Баффинова залива является наличие широкой (до 200 км), продольной полосы эпицентров, имеющей неодинаковую плотность и смещение от осевой линии залива к восточному побережью Баффиновой Земли. Лишь отдельные эпицентры попадают в глубоководную часть. От 68-69 градуса N эта полоса с некоторыми перерывами прослеживается на северо-запад, становится отчетливой на 71 градусе и протягивается до траверза северной части пролива Ланкастер, тяготея к зоне перепада глубин дна от 500 до 1000 м. Далее очевидно рассредоточение эпицентров на несколько различной отчетливости и ориентации цепочек: широтную по северной прибрежной зоне пролива Ланкастер, затухающую на уровне долготы центральной части о. Девон; северо-западную в пролив Джонс севернее о. Девон; меридиональную, протягивающуюся на 100-150 км в сторону пролива Нарес и быстро вырождающуюся. Подтверждается асейсмичность северного и южного географических продолжений Баффинова залива: проливов Нарес и Девисова. Таким образом, сейсмоактивная зона близосевой части акватории Баффинова залива имеет относительно локальное распространение, замкнута и не связана с каким-либо современным глобальны» поясом землетрясений. Помимо этой зоны, отмечается неравномерная по плотности, но в целом менее густая полоса эпицентров с М 4.0 и выше вдоль восточной части залива. Имеющиеся немногочисленные определения глубин гипоцентров не дают значений выше 50 км [Reid, Falconer,1982; Kroeger,1987].

На Баффиновой Земле повышенная сейсмичность (М до 5-6) установлена на протяжении практически всего северо-восточного побережья со сгущениями в районах заливов Бакан, Скотт и Хом. Основная масса эпицентров не проникает вглубь побережья далее замыкания фиордов. Глубины гипоцентров не превышают 6-9 км. Сейсмоактивная зона Баффиновой Земли имеет отчетливо выраженный ограниченный, локальный характер и не связана с глобальными сейсмическими поясами.

По двум имеющимся фокальным решениям в Баффиновом заливе получен взбросовый механизм, по трем решениям на Баффиновой Земле - нормально-сбросовый или сдвиго-сбросовый с субгоризонтальной осью растяжения, ориентированной вкрест береговой линии.

Канадский Арктический архипелаг является континентальной перемычкой между массивами Гренландии и Северной Америки, разделяющей Атлантический и Северный Ледовитый океаны.

Распределение эпицентров землетрясений в его пределах, характеризуясь в целом относительно большим рассеиванием, позволяет, однако, уверенно говорить о существовании участков с высокой сейсмичностью (М до 4-5 и выше) и полностью асейсмичных.

Густая полоса эпицентров протягивается вдоль практически всего побережья островов Королевы Елизаветы от о.Принс-Патрик на юго-западе до северо-западной части Земли Элсмир на северо-востоке. Эпицентры тяготеют к суше и практически избегают участков с глубинами моря более 200 м. Особенно это заметно по резким и четким юго- и северо-западному ограничениям полосы при переходе к открытому морю. Очевидны разрежение полосы в районе о.Эллеф-Рингнес, ограниченного глубоководными проливами, и разрыв полосы между оо. Земля Элсмир и Аксель-Хейберг, разделенными широким и глубоким проливом.

Другая, хотя и менее отчетливо выраженная, зона прослеживается от восточной половины о.Мелвилл и акватории к северо-востоку от него до о. Батерст и северо-западной оконечности о. Девон (п-ов Гриннелл) и далее почти строго на юг через о. Сомерсет, п-ов Бутия и до континента. На севере она сливается с отмеченной выше прибрежной линией эпицентров. В пределах этой зоны рассеянность эпицентров и неравномерность их распределения значительно больше, чем в описанной выше. Наиболее значительная концентрация эпицентров расположена севернее и северо-восточнее о. Мелвилл. Резкая вспышка активности произошла здесь в конце 1972 года, когда в течение ноября-декабря произошло 8 сильных землетрясений с М до 5.6, а общее их число с форшоками и афтершоками составило 52. Высокий уровень активности сохранялся в начале 1973 года (38 землетрясений, одно с М=4.9) и далее начался ее спад и выход на прежний (до 1972 года) уровень к 1975 году (не более 10 землетрясений с М не более 3-3.5). Этот уровень сохраняется до настоящего времени. Явное локальное сгущение эпицентров в пределах этой полосы отмечается при пересечении ею мелководной части пролива Барроу (продолжение пролива Ланкастер), где на площади 100x50 км локализовано 23 землетрясения, два из которых, в 1974 и 1987 гг., имели М 4.9 и 5.2.

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 М от 4.0 до 4.9, а два свыше 5. Облако эпицентров в наиболее густой своей части имеет сублинейную форму северо-восточного простирания и расположено в районе глубин дна от 200 до 1000 м, трассируя зону перехода от шельфа к абиссали. Здесь, как и в проливе Байам-Мартин, явный всплеск сейсмической активности (7 из 14 событий, одно с М=5) произошел в конце 1972 года.

Резко пониженной сейсмичностью характеризуется юго-западная часть архипелага - оо. Виктория и Банкс и омывающие их проливы.

Главной особенностью практически всех фокальных решений для землетрясений Канадского Арктического архипелага является преобладающая роль сдвиговых движений с некоторым тяготением к взбросо-сдвиговым. Отмечается 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 говорить о региональном характере напряжений.

Море Бофорта в отличие от других морей Арктического бассейна, являющихся чисто шельфовыми, частично включает в себя глубоководную область условно до изобаты 3000 м. В пределах моря Бофорта внешняя граница континентального шельфа условна, так как во многих случаях она не имеет четко выраженной ступени.

В пределах шельфа и его континентального обрамления выделяется три главных структурно-тектонических элемента: структуры складчатой системы киммерийского возраста (завершение хребта Брукса), дорифейская платформа и система окраинно-материковых прогибов. Последняя охватывает весь шельф и прибрежную равнинную зону шириной от десятков километров западнее дельты Маккензи до 250-270 км в дельте и Северной Аляске, включая в себя Колвиллский прогиб и Арктическую платформу. В дельте и шельфовой зоне к северу от нее установлена сложная разрывная тектоника с различными типами нарушений и их ориентировкой в пространстве. Непосредственно в дельте и к северо-востоку от нее развита система близвертикальных разломов северо-восточного простирания с нормально-сбросовыми подвижками, амплитуда которых уменьшается в сторону акватории. Основные из них прослеживаются на северо-восток вплоть до о.Банкса. Район северо-западнее дельты, захватывающий частично зону за пределами континентального склона, характеризуется развитием диапировых антиклиналей в основном северо-западного простирания и заметной ролью сжимающей компоненты [The Arctic ocean region,1990]. На современном этапе район дельты Маккензи испытывает погружение с суммарной амплитудой в осевой части до 600 м [Атлас Арктики,1985]. Подобная обстановка существует на всей восточной части шельфа.

Расположенные к югу и юго-западу складчатые структуры являются зоной интенсивного современного воздымания с максимальными амплитудами поднятий до 1000 и более метров. В условиях интенсивного подъема блоковое строение предопределяет наличие дифференцированных движений по ослабленным зонам. Зоной современного воздымания, но меньшей интенсивности (до 600 м),. является расположенная на востоке и юго-востоке область древней платформы (Канадский щит).

Море Бофорта - наиболее сейсмически активная, область Канадского бассейна. Землетрясения группируются в три зоны: на юго-восточном побережье в устье и долине Маккензи (135-137 W); в юго-западной части вдоль 144-145 меридианов со сгущением в прибрежной зоне акватории; в зоне сочленения шельфовой и океанической зон.

Первая из зон, имеющая землетрясения с М до 4.5, приурочена к району со сложной разрывной тектоникой, где опускающийся клин литосферы граничит с интенсивно воздымающимся блоком. Она является северным завершением прерывистой линии эпицентров, протягивающейся на юг вдоль западного борта долины Маккензи. Более резкое, чем северное, южное завершение этой зоны, где в 1985-1988 гг. произошел мощный всплеск активности (9 землетрясений с М>5, 3 - >6), совпадает с южным завершением гор Маккензи.

Юго-западная зона с землетрясениями вплоть до М=5 в пределах акватории в основном не переходит за изобату 200 м и тяготеет к наиболее северному выступу контакта области складчатости с окраинно-материковым прогибом. В то же время очевидно, что она является северным завершением меридионально ориентированной вблизи побережья линии эпицентров, которая идет вкрест простирания главных складчатых структур, трассируя зону их субмеридионального смещения по системе разломов Каннинг, и в районе полярного круга соединяется с субширотной сейсмоактивной зоной хребта Брукса.

Эпицентры экваториальной группы расположены между изобатами 200 и 2500 м и образуют достаточно изометричное по форме сгущение, тяготеющее к северо-восточной части зоны интенсивного диапиризма и ее контакту с окраинно-материковым прогибом.

По событию 1975 года, расположенному в акваториальном сгущении эпицентров, получен сбросо-сдвиговый механизм с субмеридиональной осью сжатия и одной из нодальных плоскостей, совпадающей с выделяемым здесь глубинным разломом северо-восточного простирания, следящимся из района дельты Маккензи до островов Королевы Елизаветы. Для землетрясения 1987 года, случившегося в 250-300 км северо-северо-восточнее вблизи континентального склона там, где он имеет субмеридиональное простирание, по хорошо совпавшим данным метода ТМЦ и первых вступлений получен механизм близкий к взбросовому с одной из нодальных плоскостей, ориентированных субмеридионально. Для обоих землетрясений подвижки по простиранию нодальных плоскостей, предположительно являющихся плоскостями разрыва, соответствуют левостороннему сдвигу.

ГЛАВА 5. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СЕЙСМОАКТИВНЫХ ЗОН

В пределах Арктического региона представлены оба из существующих типов сейсмоактивных зон: межплитные и внутриплитные. Единственной зоной межплитной сейсмичности является Срединно-Арктический пояс, состоящий из генетически взаимосвязанных фрагментов. Все остальные зоны могут быть отнесены к внутриплитным.

В главе проводится обобщение представлений о геодинамике сейсмоактивных зон с использованием новейшего сейсмологического материала, анализ геодинамики наименее ясных на сегодняшний день участков межплитных зон и оценка тектонической природы внутриплитной сейсмичности.

5.1. Зона межплитной сейсмичности (Срединно-Арктический пояс землетрясений)

Можно считать установленным, что современная тектоника большей части Арктического региона определяется взаимодействием двух литосферных плит: Евразийской и Северо-Американской, границу между которыми маркирует Срединно-Арктический пояс землетрясений.

Тип границы определяется действием двух основных факторов: направленностью тектонических сил и реальными свойствами литосферы. Возможны два основных варианта: среда близкая к однородной и изотропной, когда ориентировка возможной плоскости разрыва будет в основном определяться законами механики и зависеть от ориентировки приложенных сил, и среда с доспрединговой ослабленной зоной, в которой положение плоскости разрыва в первую очередь будет зависеть от положения ослабленной зоны. В рамках второго варианта возможны три вероятных случая: совпадение простираний ослабленной зоны и подходящего к ней раскола (по кинематике движений аналогично варианту однородной среды); ортогональное или близкое к нему утыкание раскола в ослабленную зону; контакт этих зон под острым углом. Каждому из трех указанных случаев должно соответствовать определенное распределение эпицентров землетрясений и тип фокального механизма. Данные по Срединно-Арктическому сейсмическому поясу показывают, что здесь представлены все три указанные варианта.

К первому из них должны быть отнесены участки хребтов Мона и Гаккеля. Прямолинейность этих хребтов на протяжении сотен и даже тысяч километров, их субпараллельность друг другу и осевой линии пояса, проходящей через полюс раскрытия в Северной Якутии, доминирующая роль нормально-сбросового механизма в очагах землетрясений и взаимная ортогональность напряжений растяжения и оси хребтов, линейное распределение эпицентров вблизи гребневой зоны хребта убедительно свидетельствуют о том, что рифтовые процессы здесь начали развиваться либо в условиях достаточно однородной литосферы, либо вдоль конкордантного растяжению разлома и проходят по схеме, близкой к классической. Это подтверждается и геоморфологическими характеристиками хребтов: относительной узостью (не более 200-250 км), резкими превышениями над прилегающими абиссалями (500-1500 м), наличием практически по всей длине узкой (1-5 до 10-30 км) и глубокой рифтовой долины. Учитывая тог факт, что рифтогенный раскол, как правило, "ищет" ослабленные зоны, вероятнее предпочесть второй вариант наличия конкордантной ослабленной зоны. Относительно Евразийского суббассейна это мнение подтверждается палеогеографическим анализом В.И. Устрицкого [1990], который предполагает заложение рифта вдоль ослабленной зоны, образовавшейся и периодически оживлявшейся в течение фанерозоя.

К третьему типу границы, модально противоположному первому, наиболее явно откосятся зоны разломов Тьорнес, Ян-Майенская и Шпицбергенская, по которым граница плит (ось хребта) смещается в ту или иную сторону на десятки и даже сотни километров. Подавляющее большинство данных по фокальным механизмам подтверждают трансформную природу указанных зон. В зонах Тьорнес и Шпицбергенской при смещении оси влево уверенно устанавливается правосторонний сдвиг, в Ян-Майенской зоне при смещении вправо - левосторонний.

Ко второму, промежуточному, типу границы относится участок хребта Книповича. Геометрия движений в пределах таких участков впервые теоретически рассмотрена В.Харландом [Наг1апс1,1979], выделившем два возможных типа границ плит, генеральное простирание которых ориентировано косо к направлению растяжения: ступенчатообразный в плане, являющийся фактически комбинацией рассмотренных выше первого и третьего типов границ; представляющий собой единую сплошную линию. Очевидно, что, как и в других случаях, решающую роль в образовании той или иной формы раскола играет внутренняя структура доспрединговой литосферы.

Типичным примером ступенчатой границы является район приэкваториальной части Срединно-Атлантического хребта. На хребте Книповича ситуация значительно менее определенна в силу двух его особенностей: несимметричное, в отличие от приэкваториального фрагмента, положение в бассейне и очевидные различия типов аномального магнитного поля. В приэкваториальной части поле типично спрединговое [Геофизические характеристики .., 1985 и мн.др.] с уверенно отождествляемыми парами суб-меридионально ориентированных аномалий. Поле же над хребтом Книповича имеет скорее мозаичный характер [Johnson and Heezen,1967 и др.].

Тем не менее, существует точка зрения [Десимон, Карасик, 1979; Геофизические характеристики..,1985], суть которой состоит в следующем. Хребет Книповича является типичным срединно-океаническим хребтом, а мозаичность поля вызвана дроблением линейных аномалий густой системой смещающих их трансформных разломов. Иллюзия косого разрастания вызвана несовпадением генерального (интегрального) и истинного (фрагментов) простирания осей аномалий. Истинное близко к простиранию хребта Мона и свидетельствует о разрастании по азимуту 120-130 градусов, позволяющем включить в область спрединговой океанической литосферы к востоку от хребта Книповича значительно более широкую полосу, в которой могут быть успешно размещены магнитные аномалии вплоть до 13 (38 млн.лет) включительно. Для полного снятия проблемы несимметричного положения хребта Книповича делается предположение о скачке оси разрастания на рубеже аномалии 13. Прецедент последнему известен в южной части Норвежско-Гренландского бассейна, где признается скачок оси разрастания в период между 20 и 23 аномалиями с ныне асейсмичного хребта Эгир в современное положение по оси хребта Колбенсей.

Не вдаваясь в вопрос о надежности выделения и опознавания парных аномалий в условиях мозаичного магнитного поля, отметим два обстоятельства, не позволяющие принять эту концепцию. Первое: характер магнитного поля и геоморфология хребта должны находиться в тесной корреляции друг с другом - фрагментам линейных аномалий, смещенных параллельно самим себе по трансформным разломам и имеющим простирание, отличное от генерального, должны соответствовать аналогичные фрагменты самого хребта. Ничего подобного на самом деле не отмечается; хребет, хотя и рассечен системой поперечных разломов, тем не менее представлен серией субпараллельных гряд, сопряженных с узкими желобами и не испытывающих каких-либо заметных поперечных сдвигов. Геоморфологические данные не позволяют разделять генеральное простирание хребта и простирание его отдельных фрагментов. Второе: западнее хребта Книповича ни в рельефе дна, ни в рельефе фундамента, ни в особенностях геофизических полей нет и намека на существование чего-либо подобного хребту Эгир.

На наш взгляд, особенности современной геоморфологии района хребта Книповича, его разломной тектоники, сейсмичности и динамики определились тем, что продвигающийся с юга межплитный раскол внедрился под углом, не равным прямому, в пределы блока литосферы, аналогичного современному Шпицбергенскому и являвшемуся ранее западной частью его. Фронтальная граница этого блока проходила по разломной зоне, составлявшей, по-видимому, единую линию с современной зоной разломов Сенья. Эта линия имела такое же северо-северо-западное простирание, что и основная каледонская система разломов на Шпицбергене (Билле-фиорд, Лом-фиорд, Хинлопенский и др.), а также расположенный в зоне материкового склона Хорсундский разлом. Подобное же простирание унаследовали горные цепи и впадины хребта Книповича. Секущие хребет разломы также связаны с системой разломов соответствующего простирания, которые на Шпицбергене в эпоху каледонской складчатости имели подчиненное значение, но проявились в период кайнозойского тектонического оживления, приведшего к образованию системы крупных широтно ориентированных фиордов (Ис-фиорд, Беллсунн-фиорд и др.). Крупная поперечная зональность хребта Книповича четко проявляется в распределении эпицентров землетрясений, которые, как указывалось выше, образуют три сгущения, разделенных зонами резко пониженной сейсмичности. Такой же ориентировки крупноблоковая зональность обнаруживается на острове Западный Шпицберген. Бросается в глаза, что участки пониженной сейсмичности на хребте располагаются в створе простирания опущенных блоков: Зюйдкапского желоба к югу от острова, системы мощных Ис-фиорда и Беллсунн-фиорда в центре и морского обрамления острова на севере. На траверзе сгущений эпицентров в районе 76 и 78 градусов N находятся поднятые блоки южной и северной частей острова. Указанную закономерность безусловно нельзя использовать для проведения каких-либо аналогий по современной геодинамике районов хребта Книповича и Шпицбергена. Ока лишь является подтверждением нашего мнения о том, что оба указанные региона составляли единое целое в доспрединговую эпоху. Наложение растягивающих рифтогенных сил, косо ориентированных по отношению к доспрединговым разрывным нарушениям в пределах блока литосферы, включавшего район современного хребта Книповича, привело к возникновению тектонического режима, имеющего элементы как рифтогенного, так и трансформного. В отличие от приэкваториального района Срединно-Атлантического хребта, где также можно говорить о сочетании этих режимов, но где действие их разнесено по латерали, в районе хребта Книповича каждый элемент литосферы участвует в сложном движении, ориентировка двух основных составляющих которого определяется направленностью рифтогенных сил (юго-восток - северо-запад) и сдвиговых по разломам субмеридионального простирания. Близость простирания образовавшихся в послеспрединговое время горных цепей и впадин хребта Книповича к простиранию основных разломов Шпицбергена, а также преобладание сдвиговой компоненты в очагах землетрясений при достаточно большой сбросовой, заставляет признать преобладающую роль второй из указанных составляющих движения. Этим хорошо объясняется факт узкой полосы океанической литосферы между хребтом Книповича и Шпицбергеном. Сочленяющаяся под тупым углом с хребтом Книповича Шпицбергенская зона разломов, которая по-видимому также унаследовала свое положение от более древней ослабленной зоны, имеет простирание, совпадающее с направлением растягивающих сил, и является уже типичным трансформным разломом, где растягивающая компонента практически равна нулю.

Таким образом, система "хребет Книповича-Шпицбергенская зона разломов" представляет собой сложное связующее звено между двумя смещенными по латерали почти на тысячу километров элементами единой системы срединно-океанических хребтов: Нона и Гаккеля. Особенности этой системы в решающей степени определяются особенностями дорифтовой структуры литосферы, которые и обеспечивают существование в ней двух сочлененных элементов: с уменьшенной и нулевой раздвиговой составляющей.

С позиций тезиса о наложенном на дорифтовую структуру литосферы характере вновь образующегося раскола имеющиеся сейсмологические данные позволяют утверждать, что при переходе через континентальный склон на шельфе моря Лаптевых ослабленная зона обнаружилась не в Северном грабене, как считалось ранее, а восточнее, в области складчатых комплексов мезозоид Северо-Востока Евразии, куда и протянулась линия эпицентров, утыкаясь в зону сочленения шельфа и блока Новосибирских островов непосредственно к западу от о. Бельковский. Впервые на это обратил внимание Б.И. Ким [1986]. Рассеивание эпицентров далее к югу свидетельствует о превращении одной основной ослабленной зоны в серию менее явных, что нельзя считать неожиданным в складчатых областях, а южнее о. Столбовой, где сейсмоактивная зона фактически вырождается, о повышении монолитности литосферы и невозможности дальнейшего распространения раскола в этом районе. Продолжающееся действие рифтогенных сил привело к проявлению ослабленных зон в других участках. Положение этих ослабленных зон в настоящее время высвечивается разветвленной системой прогибов, в пределах которых происходят сильные землетрясения. Отчетливее всего это видно на примере Усть-Ленского прогиба, безусловно являвшегося на каком-то этапе своего развития осью рифтогенного растяжения. Об этом свидетельствуют, в частности, установленные в зоне губы Буор-Хая по данным ГСЗ [Коган,1974] и сейсмологии [Аветисов, Гусева, 1991] пониженные скорости сейсмических волн в верхней мантии. Однако приведенная выше информация о преобладании в южной части прогиба горизонтального поперечного сжатия показывает, что ныне ось растяжения проходит не здесь. Сейсмологические данные заставляют признать ее современное положение в области стыка периферийных флексурно-разломных ограничений Лаптевской плиты с Лено-Таймырской зоной поднятий. Перескок оси, по-видимому, генетически связан с имевшим место 1-3 млн. лет т. н. перемещением с юга в район губы Буор-Хая полюса вращения Северо-Американской и Евразийской плит [Cook et al.,1984,1986]. С этим же связана и смена рифтогенного режима на устанавливаемый ныне по сейсмологическим данным режим поперечного сжатия в Момском грабене. Как видно из приведенных выше сейсмологических данных, существующее представление о непрерывности на Лаптевоморском шельфе границы Евразийской и Северо-Американской плит [Карасик,1968 и др.; Грачев, 1973; Грачев,1977, Grachev,1982 и др.; Грамберг и др.,1990] можно признать справедливым лишь на уровне первого приближения, т.е., если считать участком границы весь шельф. Это достаточно для понимания общей кинематики плитно-тектонических движений, но не удовлетворяет требованиям региональных исследований. Необходимо признать, что имеются два "слепых" отрезка этой границы, один из которых в восточной половине шельфа является завершением океанической части границы, а второй - континентальной. Близкое соседство друг с другом участков преобладающих горизонтального растяжения и сжатия позволяет говорить о нарушении постулата "жесткости" литосферных плит, подтверждая выдвинутый нами ранее тезис о существования областей наведенного сжатия на флангах зон зон растяжения [Аветисов,1375, 1979 и др.]. В пользу этого говорят и геологические данные по Новосибирским островам [Савостин и Драчев,1988].

Характерным фактом является близкое к овалообразному южное завершение Евразийского суббассейна и его большая ширина (500-600 км) в зоне стыка с Лаптевоморским континентальным склоном. Согласно данным А.М. Карасика [1968 и др.], проследившего практически до склона весь спектр спрединговых магнитных аномалий от самой древней (24) до самой молодой (5), ширина зоны разрастания соизмерима с шириной суббассейна. В этом случае сложно объяснимым становится резкое исчезновение столь широкой зоны спрединга при переходе через континентальный склон. Напрашивающаяся в первую очередь мысль о поперечном смещении "берегов" Евразийского суббассейна, в частности хребта Ломоносова, относительно шельфа должна быть отброшена, так как подобного масштаба движения не обошлись бы без мощных сейсмических проявлений, которые не могли бы остаться не замеченными. Остается только предположить факт особой пластичности литосферы Лаптевоморского шельфа, допускающей образование лишь серии локальных разрывов и препятствующей объединению их в единый раскол. Возможно, что эти аномальные упругие свойства литосферы и являются причиной частых колебаний кинематики движения, устанавливаемых по неоднократным меридиональным смещениям полюса раскрытия.

Другая интерпретация, не требующая предположения об аномальности упругих свойств литосферы Лаптевоморского шельфа, может быть предложена, если за основу принять карту осей магнитных аномалий, представленную в [The Arctic ocean region, 1990] . Согласно данным североамериканских геофизиков, до подножия континентального склона доходит лишь самая молодая аномалия (5). Расстоянием между парой осей этой аномалии (50-60 км) и должна в таком случае оцениваться ширина зоны разрастания в южном завершении Евразийского суббассейна. Для объяснения большой ширины суббассайна здесь необходимо допустить уже предрифтовое его существование, т.е. отсутствие в этом месте примыкания хребта Ломоносова к Североземельскому континентальному склоку. Подобное предположение, как один из вариантов объяснения полосы отрицательного магнитного поля за пределами аномалии 25, ранее было сделано П.Вогтом и др. [Vogt et а1,1979]. По видимому, древние мезозойские бассейны контролировали положение начальной линии раскола современного спрединга.

Представленные по шельфу моря Лаптевых сейсмологические данные позволяют говорить о том, что формирование здесь единой границы Евразийской и Северо-Американской плит контролируется встречными движениями ее разорванных фрагментов: на юг через область мезозоид в восточной части шельфа и на северо-запад вдоль разломных ограничений Лено-Таймырской зоны поднятий. Можно высказать лишь общие соображения о характере и месте возможного соединения разорванных фрагментов в случае продолжения действия рифтогенных сил. Ожидаемое положение единой границы опять же во многом будет определяться положением существующих в регионе ослабленных зон. Реальными представляются следующие варианты.

1. Продвижение восточного фрагмента раскола на юг вдоль Омолойского и южной части Усть-Ленского прогибов и соединение его с континентальной частью границы восточнее дельты Лены; продвижение западного фрагмента на северо-северо-запад вдоль контакта Таймырской складчатой системы с западной частью Лаптевской плиты и выход его к континентальному склону. Это приведет к образованию Лаптевской микроплиты и тройного сочленения в районе южного побережья губы Буор-Хая. В рамках этого варианта возможен выход западного фрагмента раскола к континентальному склону через Северный грабен.

2. Остановка продвижения расколов по указанным в первом варианте направлениям и соединение ныне установленных концов фрагментов границы по линии северо-восточного простирания, совпадающей или близкой к Северному грабену. В этом случае следует ожидать образования на Лаптево-морском шельфе системы трансформных разломов типа Шпицбергенской.

Генеральные особенности современной динамики литосферы разных участков межплитной границы наглядно иллюстрируются сравнением уровней удельной (на единицу длины) сейсмической активности (учитывались события с магнитудой 5 и выше) в их пределах. В основе такого сравнения лежат представления о том, что уровень сейсмической активности в зонах медленного спрединга прямо зависит от скорости раздвижения, а последняя, в свою очередь, от расстояния до полюса раскрытия. Учитывая факт расположения современного полюса раздвижения Евразийской и Северо-Американской плит в Северной Якутии, ожидаемым является закономерное увеличение активности по мере удаления от шельфа моря Лаптевых. Расчет показал более высокую, чем на хребтах, активность в трансформных разломах, что естественно с учетом фактического удвоения скорости относительного перемещения стенок разломов, закономерно большую активность на хребтах Мона и Колбейнсей по сравнению с хребтом Гаккеля и аномально низкую активность на хребте Книповича. Последнее подтверждает сомнение в существовании густой системы трансформных разломов на хребте Книповича, а также показывает, что и в этом районе плиты не ведут себя как "абсолютно" жесткие, и разрядка напряжений происходит не только на межплитной границе. Находит объяснение факт высокой сейсмичности зоны разломов Сенья и Лофотенской котловины, расположенных фактически в южном створе с хребтом Книповича, а также сейсмичность Шпицбергена.

Таким образом, на основании всей имеющейся совокупности геолого-геофизических материалов следует признать, что непрерывная в генеральном плане трансарктическая граница Евразийской и Северо-Американской плит, развивающаяся в целом по единому сценарию, состоит, тем не менее, из серии сочленяющихся друг с другом сегментов, эволюция каждого из которых при более детальном рассмотрении имеет свои специфические особенности, определяемые меняющимися свойствами реальной- геологической среды и, в первую очередь, тем фактом, что абсолютно жесткой ее можно признавать лишь до какого-то уровня аппроксимации.

5.2. Зоны внутриплитной сейсмичности

Возникновение внутриплитной сейсмичности обусловлено различной степенью воздействия двух факторов: частичной разрядкой напряжений, генерируемых в трансарктической межплитной зоне, и дифференцированными вертикальными движениями различной природы. Первый фактор имеет трансарктическое влияние, и роль его в наведении сейсмичности находится в прямой зависимости от расстояния региона до ближайшей межплитной зоны; области действия второго фактора более локальны. Кроме того, характер проявления сейсмичности в неменьшей степени зависит от особенностей подвергающейся воздействию этих сил геологической среды. Если в областях межплитной сейсмичности интенсивность внешних тектонических сил достаточна для того, чтобы преобразовать литосферу, а роль изначальной структуры заключается в корректировке положения и формы новых структурно-тектонических элементов, то в зонах внутриплитной сейсмичности эта роль значительно важнее, так как новый структурный план является фактически оживленным старым. Следствием из этого, имеющим и 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.

Континентальный окраины Норвежско-Гренландского бассейна н Евразийского суббассейна.

Имеется две группы доказательств роли межплитной сейсмичности в генерировании внутриплитных землетрясений.

Первая базируется на  изучении различными способами региональных полей напряжений и сравнении их с ожидаемыми с учетом положения ближайшего участка межплитной границы,  а также особенностей разломной тектоники региона. Согласно многочисленным данным по прямым измерениям в скважинах, горных выработках, шахтах, массовым решениям фокальных механизмов слабых землетрясений и геологическим исследованиям зон тектонических нарушений однозначно установлено: главной особенностью регионального поля напряжений Фенноскандии является наличие горизонтальной или субгоризонтальной составляющей сжатия, ориентированной, как правило, в направлении северо-запад - юго-восток, что находится в согласии с динамикой литосферы в зоне ближайшей части срединно-океанического хребта - хребта Мона [Турчанинов и Марков,1966; Bungum,1989; Claub et al.,1989; Hast,1958; Kvamme and Hansen,1989; Slunga,1989; Stephansson et al.,1987; Wahlstrom,1989; и др.]. Растяжение в осевых зонах бассейнов приводит к формированию сдвиговых напряжений в ортогональных осям ослабленных участках на перифериях бассейнов с увеличением компоненты сжатия при изменении ориентировки ослабленной зоны. Это отчетливо просматривается также вдоль евразийской континентальной окраины и на Шпицбергене, где землетрясения тяготеют к поперечным разломам и желобам. Фокальные решения дают сдвиговый и взбросо-сдвиговый механизмы, причем одна из субвертикальных нодальных плоскостей близка к плоскости разлома [Мишарина,1967; Sykes and Sbar,1973; Bungum et al,1982; Chan and Mitchell,1985;Mitchell et al.,1990]. Преобладание горизонтального сжатия отмечается на Кольском п-ове и Новой Земле [Ассиновская,1990; Ассиновская, Соловьев,1992, Ассиновская,1994], сжатие на флангах зон растяжения установлено в море Лаптевых [Аветисов,1975, 1993а], Новосибирских островах [Савостин, Драчев,1988], Шпицбергене. Подтверждением наведенного или "пассивного" [Аветисов,1975] характера сейсмичности, обусловленной разрядкой напряжений, генерируемых за пределами региона, можно признать выявленную в пределах Беломорско-Балтийского региона [Цыбуля и др.,1993] приуроченность зон повышенной сейсмичности к участкам пониженного теплового потока.

Вторая группа доказательств получается из сравнения сейсмических режимов ближайших межплитных и внутриплитных зон. Для Арктики представительное сравнение реализовано шведскими геофизиками [Skordas еt а1.,1991], установившими явное сходство (коэффициент корреляции 0.8) графиков выделения сейсмической энергии в осевой зоне Норвежско-Гренландского бассейна и Фенноскандии за 70 лет.

Очевидно, что если бы влияние межплитных напряжений было единственной причиной внутриплитной сейсмичности, средний уровень ее по перифериям бассейнов, даже с учетом неоднородности среды, был примерно одинаков. Наблюдаемая пятнообразность распределения внутриплитных землетрясений, особенно явно пониженный уровень сейсмичности окраин Евразийского суббассейна по сравнению с Норвежско-Гренландским бассейном и высокая, на фоне прилегающих районов, сейсмичность Фенноскандии безусловно свидетельствуют о наличии дополнительных сейсмогенных факторов.

Справедливость этого положения в первую очередь подтверждается на примере Фенноскандии - наиболее сейсмически активной в пределах данного региона области. И составляющий основную ее часть Балтийский щит, и спаянные с ним норвежские каледониды испытывают интенсивное воздымание, проявляющееся даже на исторической памяти человечества. Наиболее очевидные сгущения эпицентров наблюдаются в районе зон максимумов суммарных поднятий: западное побережье центральной и северной частей Ботнического залива (до 250 м), Юго-Западные Швеция и Норвегия и побережье Северной Норвегии (до 150-200 м и резкий градиент), район Кандалакшского залива (до 200 м и резкий градиент), район дифференцированных движений возле озера Венерн. Показательна в этом плане достаточно сейсмически активная центральная часть Кольского полуострова, где интенсивно воздымающиеся блоки Хибинского и Ловозерского массивов (200 м) чередуются с опускающимися Ловозерской и Умбозерской впадинами. В то же время вся восточная часть Кольского полуострова, испытавшая незначительное поднятие, а в настоящее время опускающаяся [Никонов,1980], асейсмична, за исключением самой прибрежной зоны сочленения Балтийского щита и Баренцевской плиты. Областями поднятия являются и такие сейсмоактивные зоны, ка.< Шпицберген и Северо-Восточная Гренландия (6-7 мм/год [Семевский,1967; Григорьев, Мусатов,1982]). Есть информация о землетрясениях на Новее, Земле (4-5 мм/год [Никонов, 1980]), Земле Франца-Иосифа (3-5 мм/год [Ковалева и др.,1974]), Северной Земле (2-3 мм/год [Никонов,1980]) . однако вряд ли можно сказать, что все области поднятия сейсмичны. По-видимому, необходимо признать влияние на этот фактор скорости воздымания и считать значение 5-6 мм/год пограничным. Повышенная сейсмичность не обнаружена в погружающихся районах.

Общий вывод следующий: повышенная сейсмичность окраин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна обусловлена действием напряжений, передаваемых из межплитной срединно-океанической зоны и накладывающихся на литосферу, активизированную современным воздыманием. Наблюдаемый сейсмический эффект есть итог работы указанных источников, находящийся,в прямой зависимости от расстояния каждого конкретного региона до ближайшего участка межплитной границы, скорости раздвижения вдоль этой границы, а также скорости воздымания региона.

Имеющиеся данные не позволяют признать ведущую роль гляциоизостазии в генерировании современного поднятия окраин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна.

Во-первых, в настоящее время очевидно, что о куполообразном подъеме если и можно говорить, то только для центральной части щита. Кроме центрального максимума, отмечаются периферийные, расположенные за пределами зоны максимального развития ледникового покрова [Николаев, 1966; 1967; 1988 и др.]. Распределение их хорошо коррелируется с распределением сгущений эпицентров.

Во-вторых, согласно данным многочисленных исследований [Andrews,1970; Грачев, Долуханов,1970; Morner,1978; Quaternary geology..,198S и др.] максимальные скорости поднятия наступают в целом не позднее 1 тыс.лет после полной дегляциации, а резкое снижение скоростей и не менее трети полного подъема происходит уже через 1-1.5 тыс. лет после максимума. Именно в этот период вероятна ведущая сейсмогенная роль гляциоизостазии. Так, в Северной Фенноскандии известны выходящие на поверхность разломы поздне и постгляциального происхождения с вертикальными смещениями свыше 20 м, а также некоторые разломные обрывы, созданные одновременно или в течение короткого интервала времени (возможно несколько десятилетий) в результате выделения энергии в одном или нескольких сильных землетрясениях [Wahlstrom,1989]. Окончательная изостатическая компенсация по общим оценкам происходит не позднее 8-9 тыс. лет, а по мнению [Norner,1978] на Балтийском щите она осуществилась уже через 900 лет. Факт повсеместной полной дегляциации Фенноскандии не позднее 9-9.5 тыс.лет т.н., позволяет заключить, что гляциоизостатические движения в этом регионе, за исключением может быть области максимальной ледниковой нагрузки в центральной части Ботническо-Кандалакшской впадины, в настоящее время не играют заметной роли в формировании сейсмогенных напряжений.

В-третьих, установлено, что Фенноскандия испытывает поднятие с эпох более ранних, чем время последнего оледенения. Аналогичные выводы получены по Шпицбергену (не позднее палеогена) [Семевский,1967], и Гренландии (38-10 тыс.лет) (Григорьев, Мусатов,1982).

Подводя итог, можно заключить, что вторым по степени воздействия на современную сейсмичность окраин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна фактором следует признавать не разгрузку от оледенения, а в общем смысле современные вертикальные движения, одной из составляющих которых, причем в настоящее время не решающей, является гляциоизостатический эффект.

И, наконец, наиболее локально действующим фактором современной сейсмичности является нагрузка экстремально мощных осадочных толщ на тонкую океаническую кору в зоне ее сочленения с корой континентального типа. Физическое и математическое моделирование [Stein et al.,1989] показало, что в данном случае определяющую роль в создании избыточных напряжений играет не общая мощность толщи, а скорость ее изменения. Реальность возникновения землетрясений допускается уже, при скорости осадконакопления 1.5 мм/год [Nunn,1985]. В пределах окраин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна вклад этого фактора в повышение сейсмичности может быть обоснованно предположен для Лофотенской котловины, особенно в зоне ее сочленения с норвежским и баренцевоморским (разлом Сенья) шельфами, в районе которой установлено резкое повышение скорости осадконакопления в плейстоцене до 1.4 мм/год и 3-7 мм/год за последние 100 тыс.лет [The Arctic ocean region,1990].

Ни один из выше названных факторов не в состоянии в одиночку обеспечить высокий уровень сейсмичности. Наблюдаемый сейсмический эффект есть результат суммарного воздействия по-крайней мере двух из них, среди которых обязательным является присутствие напряжений, генерируемых в межплитных зонах. Наиболее сильные землетрясения возможны при благоприятном (резонансном) действии сейсмогенных источников.

Арктическая Канада я ее обрамление

Сопоставление карты эпицентров с геологической схемой показывает очевидное тяготение сейсмоактивных зон к контактам блоков с существенно различной историей геологического развития, являющимся несомненно, наряду с дизъюнктивными нарушениями, ослабленными участками литосферы. Эпицентры трассируют практически на всем протяжении северо-западную границу осадочного бассейна Свердрупа. С линейным выступом кристаллического фундамента, поднятием Бутия, и его продолжением под толщи отложений Франклинианской геосинклинали и бассейна Свердрупа коррелируется вторая сейсмоактивная зона, идущая от континента в субмеридиональном направлении. Сейсмоактивные зоны Баффинова залива и его обрамления трассируют краевые и контактные участки 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 то же время, если практически все эпицентры тяготеют к тем или иным ослабленным зонам литосферы, то далеко не все очевидные ослабленные зоны сейсмичны, например, восточное сочленение бассейна Свердрупа с прилегающей зоной Франклинианской геосинклинали, контактные зоны бассейна Банкс, Канадского 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.

В Арктической Канаде с учетом большей, чем в приевроазиатском регионе, удаленности границ плит влияние межплитных напряжений в целом должно действовать еще более единообразно в пространстве и может считаться как бы фоновым. Поэтому наблюдаемая здесь очевидная неравномерность в распределении землетрясений также должна быть отнесена к влиянию дополнительных сейсмогенных факторов. Этими факторами являются вертикальные движения, природа которых в Арктической Канаде, как и в Фенноскандии, в первую очередь связывалась с гляциоизостазией. Однако, имеющиеся к настоящему времени геолого-геофизические и гляциологические данные позволяют и здесь усомниться в ее значительной роли.

Оставалось без внимания очевидное обстоятельство 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. Если в Фенноскандии все-таки можно говорить о совпадении зоны максимального оледенения в северной части Ботнического залива с зоной максимальной сейсмичности при общем ослаблении обоих параметров к периферии щита, то в Арктической Канаде зоны максимального оледенения и максимальных движений в районе бассейна Фокс и на северо-востоке Земли Элсмир, а также наиболее мощные в районе Гудзонова залива [Andrews,1970; Wetmiller and Forsyth,1982; Quaternary geology.., 1989] практически асейсмичны, а повышенная сейсмичность тяготеет к периферии ледникового щита. Одно только это обстоятельство с учетом схожести тектонического положения 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.

В Арктической Канаде полная дегляциация наступила 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 архипелага, за исключением островов Элсмир и Аксель-Хейберг, вообще не была подвержена последнему оледенению [Quaternary geology... 1989]. К 9-9.5 тыс.лет, кроме ныне сейсмичной Баффиновой Земли и асейсмичного о.Элсмир, освободились ото льда все остальные, сейсмичные и асейсмичные области архипелага. Таким образом, очевидно отсутствие корреляции между распределением современной сейсмичности и временем дегляциации, позволяющее говорить о том, что и в Арктической Канаде гляциоизостазия в настоящее время не играет существенной роли в формировании сейсмогенного поля напряжений (за исключением, по-видимому, западного побережья Гренландии, только вовлекающейся в процесс дегляциации).

Согласно карте ссвременных скоростей поднятия [Andrews,1970], зоны наибольших скоростей (8-13 мм/год) расположены совсем не в тех местах, что 6-8 тыс.лет т.н., когда преобладали гляциоизостатические движения. К ним относятся сейсмичное северо-восточное гористое побережье Баффиновой Земли, где в то же время установлено погружение прибрежных пляжей, а также сейсмичная северная часть Канадского архипелага и, за пределами рассматриваемого нами региона, сейсмичная юго-восточная часть полуострова Лабрадор.

Анализ данных по фокальным механизмам также подтверждает вывод о фоновом влиянии межплитных напряжений (сдвиговые механизмы на большей части региона с осью сжатия близортогональной границе плит), на которое накладывается осложняющее действие вертикальных движений (взбросо-вые и сбросовые механизмы в Баффиновом заливе и Баффиновой Земле).

Сейсмогенная роль фактора экстремально мощных толщ осадков и аномально высоких скоростей осадконакопления может проявляться в прилегающей к Канадскому архипелагу сейсмоактивной зоне Северного Ледовитого океана (мощность чехла до 12-15 км [Thе Arctic ocean region,1990], данные о скоростях осадконакопления отсутствуют), в океанической части моря Бофорта (мощность чехла до 10 км [The Arctic ocean region,1990), скорость осадконакопления в голоцена до 2.5-2.7 мм/год (Marine science atlas.., 1984]) и в Баффиновом заливе (мощность чехла до 8 и более километров, скорость до; 15 мм/год в голоцене [Nassichuk,1983; Geology of Greenland,1976]). Наличие резких гравитационных ступеней свидетельствует о доминирующей здесь роли вертикальных движений.

Таким образом, повышенная сейсмичность Арктической Канады, также как и приевроазиатских внутриплитных зон, 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 (главным образом негляциоизостатические) движения, а также, в акваториальных районах, локально действующее влияние высоких скоростей осадконакопления. Максимальные землетрясения возникают в ослабленных зонах литосферы при синфазном (резонансном) сложении действия сейсмогенных факторов. Подтверждением тезиса о том, что ни один из них 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. 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. Такой же результат получен нами и для землетрясений моря Бофорта. Отсутствует корреляционная связь и между режимами зон внутри Арктической Канады, причем даже для таких близко расположенных как, например, Баффинова Земля и Баффинов залив.

Притихоокеанский регион

Близость этих арктических областей, к которым должны быть отнесены Северная Аляска (хребет Брукса, зона Каннинг), Северо-Западные территории, Чукотский полуостров и их северное экваториальное обрамление, ставит естественный вопрос о том, к какому типу, межплитному или внутриплитному, следует относить их повышенную сейсмичность. Правомочность такого вопроса подтверждается, например, мнением А.Грантца и др. [The Arctic Ocean region,1990] о том, что зона смещений (разломов) Каннинг является северным продолжением Алеутской зоны Бениоффа из Центральной Аляски на шельф моря Бофорта, а трассирующая ее полоса эпицентров есть северный фрагмент глобального тихоокеанского пояса межплитной сейсмичности. Логическим продолжением этого рассуждения может быть отнесение к такому типу сейсмичности и зоны хребта Брукса, полоса эпицентров которого сливается с линией эпицентров зоны Каннинг.

На карте эпицентров видно, что вряд ли можно говорить о слиянии притихоокеанских арктических зон с ближайшей к ним Южно-Аляскинской зоной межплитной сейсмичности. Очевидна изолированность самой восточной из них, протягивающейся в пределах Северо-Западных территорий вдоль долины р. Маккензи и гор Маккензи; более того, и сама эта зона состоит из почти разобщенных отдельных звеньев. Зоны хребта Брукса и разломов Каннинг также не сливаются с Алеутско-Аляскинской; они скорее примыкают к ней на ограниченном участке в районе примерно 148 градуса W, удаляясь на сотни километров друг от друга западнее и восточнее. Слепые завершения сейсмоактивной зоны "хребет Брукса - зона разломов Каннинг" видны на западе вдоль побережья Берингова пролива, на севере около побережья моря Бофорта и на востоке в районе 138-140 градусов W.

Проведенная оценка глубин гипоцентров и уровня активности всех арктических зон показала, что режимы притихоокеанских сейсмоактивных зон обладают рядом особенностей, которые не позволяют признать их генетическое единство с находящейся в непосредственной близости от них межплитной зоной Тихоокеанского сейсмического пояса. В то же время эти зоны имеют некоторые отличия и от очевидно внутриплитных зон Фенноскандии и Арктической Канады. Если в пределах последних менее 1% землетрясений с глубинами гипоцентров свыше 50 км, то в межплитной зоне Южной Аляски их половина, а в Северной Аляске - 1-9%. В Южной Аляске на каждые 100 тыс.кв.км. приходится 46 землетрясений с магнитудой 5 и выше (известны события с магнитудой более 7 и даже 8), в Фенноскандии и Арктической Канаде - менее одного (практически нет событий с магнитудой более 6), а на хребте Брукса, в зоне Каннинг и Северо-Западных территориях их соответственно 8, 10 и 8. Помимо указанных количественных показателей, против генетического единства межплитной тихоокеанской сейсмоактивной зоны и прилегающих к ней притихоокеанских арктических зон свидетельствует отсутствие в пределах последних какой-либо зависимости между распределением гипоцентров по латерали и глубине, как это имеет место в зонах Бениоффа. Не наблюдается также свойственной любому из двух типов межплитных границ упорядоченности в фокальных механизмах. При значительной в целом роли субгоризонтальных сжимающих напряжений и взбросовых подвижек в притихоокеанских арктических зонах отмечается большой разброс азимутов простирания осей напряжений, а также не менее частые, чем взбросовые, сдвиговые и даже нормально-сбросовые подвижки. Это свидетельствует как о наличии скорее всего более чем одного сейсмогенного источника напряжений, так и об усложняющем картину напряжений влиянии геологической среды, не имеющей какой-либо доминирующей над другими разломной зоны (каковыми и являются зоны Бениоффа), способной упорядочить наблюдаемое поле напряжений.

Отмеченные количественные отличия притихоокеанских арктических зон от явно внутриплитных обусловлены более мощным влиянием межплитных напряжений, генерируемых в близко расположенном к ним, наиболее активном на планете Тихоокеанском сейсмическом поясе, в противовес влиянию значительно более удаленного, наименее активного пояса Срединно-океанических хребтов.

Безусловно внутриплитный характер носит и сейсмичность всего Северо-Востока России, включая и Чукотский полуостров. Расположение этого клина Северо-Американской плиты между дивергентной (с запада) и конвергентной (с востока) границами обуславливает формирование здесь сложного поля напряжений, изучение и осмысление которого невозможно без детальных сейсмологических наблюдений.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основании сейсмологической информации, полученной за время всего периода инструментальных зарубежных и отечественных наблюдений, а также с использованием широкого круга других геолого-геофизических материалов проанализированы гипоцентрия землетрясений и их фокальные механизмы, уточнены и выявлены новые связи сейсмичности с тектоникой и неотектоникой, намечены геодинамические модели сейсмоактивных зон Арктики и Субарктики. Впервые для Арктического региона проанализированы возможности унификации магнитуд землетрясений и дан ряд формул регрессии, связывающих наиболее часто используемые при оценке арктических землетрясений типы магнитудных определений. Вся использованная в работе сейсмологическая информация почерпнута из разработанного и реализованного автором Банка Арктических сейсмологических данных.

Проведенное исследование позволило сделать следующие выводы.

- в Арктическом регионе существуют оба типа сейсмоактивных зон: межплитные и внутриплитные.

- межплитная сейсмичность представлена Срединно-Арктическим поясом землетрясений, трассирующим спрединговую границу Евразийской и Северо-Американской литосферных плит и протягивающимся от Исландии до Северо-Востока Евразии.

- указанная межплитная граница, в целом развиваясь по единому сценарию; состоит, из серии сочленяющихся сегментов, эволюция каждого из которых имеет свои специфические особенности. Ведущая роль в образовании этих особенностей принадлежит различиям доспрединговой структуры литосферы. Показано, что на основе этого признака можно выделить три типа границы, каждому из которых в Срединно-Арктическом поясе находятся соответствующие аналоги: литосфера близкая к однородной и изотропной, в пределах которой ориентировка возможной плоскости разрыва будет в основном определяться законами механики и зависеть от ориентировки приложенных сил (хребты Гаккеля и Мона); среда с доспрединговой ослабленной зоной, располагавшейся под острым углом к линии подходящего к ней раскола, что приводит к "косому" растяжению (хребет Книповича); среда с жестким монолитным блоком, который утыкающийся в него под прямым или близким к нему углом раскол огибает по разлому или серии разломов (зоны Тьорнес, Ян-Майенская, Шпицбергенская).

- существующее представление о непрерывности на Лаптевоморском шельфе границы Евразийской и Северо-Американской плит можно признать справедливым лишь на уровне первого приближения, т.е., если считать участком границы весь шельф. Это достаточно для понимания общей кинематики плитно-тектонических движений, но не удовлетворяет требованиям региональных исследований. Необходимо признать, что имеются два "слепых" отрезка границы, один из которых - завершение океанической части границы, протягивающейся из Евразийского суббассейна, а второй - континентальной, идущей из Восточной Якутии.

- формирование здесь единой границы Евразийской и Северо-Американской плит контролируется встречными движениями ее разорванных фрагментов: на юг через область мезозоид в восточной части шельфа и на северо-запад вдоль разломных ограничений Лено-Таймырской зоны поднятий. Сейчас можно высказать лишь общие соображения о характере и месте возможного соединения разорванных фрагментов в случае продолжения действия рифтогенных сил. Ожидаемое положение единой границы во многом будет определяться положением существующих в регионе ослабленных зон.

- по всей совокупности сейсмологических данных и, в частности, на основании сравнения уровней сейсмической активности отдельных сегментов спрединговсй границы плит в Арктике, можно заключить, что постулат об "абсолютной" жесткости плит приемлем лишь на глобальном уровне аппроксимации. Значительная часть генерируемых в результате спрединга напряжений релаксируется внутри плит.

- бесспорными зонами внутриплитной сейсмичности являются Фенноскандия, континентальные окраины Евразийского суббассейна и Норвежско-Гренландского бассейна, район Канадского Арктического архипелага. Северная Аляска и Северо-Восточная Евразия. Фоновым, региональным фактором, генерирующим внутриплитную сейсмичность и влияющим на ее уровень и глубинность, является разрядка напряжений, создаваемых на границах плит. Сейсмогенное действие этого фактора в первую очередь проявляется в древних ослабленных зонах литосферы и усиливается влиянием других процессов, ведущим из которых являются дифференцированные вертикальные тектонические движения. Роль гляциоизостатических движений и нагрузки аномально мощных осадочных толщ второстепенна.

Вся совокупность приведенной информации, включая данные по распределению эпицентров землетрясений, магнитуде, глубинам гипоцентров и фокальным механизмам, а также анализ тектонической природы землетрясений, дает четкое представление о расположении сейсмоопасных зон Арктики и вместе с банком сейсмологических данных должна явиться основой работ по сейсмическому районированию региона. Несмотря на то, что более половины его площади занято акваториями, а суша крайне слабо и неравномерно заселена, имеется определенный объем макросейсмической информации, дающей прямые указания о балльности сейсмических проявлений. Как следует из всего содержания работы, по уровню активности сейсмические зоны Арктики могут быть ранжированы следующим образом:

- Срединно-Арктический пояс землетрясений, включая шельф моря Лаптевых и Северную Якутию, Западная и Северная Аляска (в первую очередь хребет Брукса), Баффинов залив: известны и нередки землетрясения с магнитудой 6 и выше. Особое внимание должно быть уделено южной части моря Лаптевых и Северной Якутии, в пределах которых расположены области перехода одного геодинамического режима в другой, прямо противоположный, обладающие, как правило, большим сейсмическим потенциалом;

- Лофотенская котловина, Шпицберген, Северо-Восточная Гренландия, желоба континентального склона Евразии, морс Бофорта, горы Маккензи: нередки землетрясения с магнитудой 5 и выше;

- Северные Швеция и Норвегия, западная часть Кольского полуострова, участки локальных сгущений эпицентров в пределах Канадского Арктического архипелага (например, северо-восточнее о. Мелвилл или на северо-восточном побережье Баффиновой Земли): известны землетрясения с магнитудой до 5.

Пристальное внимание должно быть уделено сейсмически активному, но слабо в этом отношении изученному. Чукотскому полуострову.

Признавая ранжирование по уровню сейсмической активности, следует однако учитывать, что не этот фактор должен играть решающую роль при определении первоочередности постановки исследований по оценке сейсмической опасности того или иного региона. На первый план выходят перспективы промышленного освоения, которые определяют другую расстановку указанных выше регионов. Наиболее актуальными становятся оценки сейсмической опасности морей Норвежского и Бофорта, в пределах которых уже ведется разработка нефтяных и газовых месторождений, Баренцева моря, имеющего целый ряд нефтегазовых месторождений и перспективных на нефть и газ структур, хребта Брукса, где открыто крупное полиметаллическое месторождение. По совокупности причин весьма актуальным представляется проведение сейсмического районирования акватории моря Лаптевых и ее обрамления, при этом особое внимание должно быть уделено Усть-Ленскому прогибу, высокая перспективность которого на полезные ископаемые базируется на выявленном присутствии здесь как благоприятных условий для нефтегазообразования (термодинамический режим рифтовых зон), так и нефтегазонакопления (мощная, до 14-15 км, осадочная толща с хорошими коллекторами и надежными покрышками).

Основные публикации автора по теме диссертации:

- Сейсмичность моря Лаптевых и ее связь с сейсмичностью Евразийского бассейна //Тектоника Арктики. Л., 1975. Вып.1. С.31-36.

- О механизме напряжений в очаге одного арктического землетрясения //Геофиз.методы разведки в Арктике. Л., 1978. С.145-148.

- К вопросу о тектонической природе Арктического сейсмического пояса //Тектоника Арктики. разломы материковой отмели и океана. Л., 1979. С.69-81.

- Атлас океанов. Северный Ледовитый океан. ПО СССР. ВМФ. 1980 (Коллективная монография).

- Глубинная структура Новосибирских островов и прилегающих акваторий по сейсмологическим данным //Советская геология. 1982. N 11. С.113-122.

- Сейсмичность и глубинное строение района моря Лаптевых и Новосибирских островов //Структура земной коры континентов и океанов. Л.: Изд-во ЛГУ, Труды ЛОЕ. 1983. Т. 77. Вып.2. С.117-124.

- Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Моря Советской Арктики. Л.: Недра, 1984. Т.9 270 с.

(Коллективная монография).

- Особенности строения юго-восточной части Усть-Ленского рифто-генного прогиба в море Лаптевых //Геол.- геофиз. исследования в Мировом океане. Л.: изд-бо ВНИИОГ, 1987. С.65 -71. (Соавторы В.А. Виноградов, В.В. Буценко, Ю.Б. Гусева).

- Гипоцентрия и фокальные механизмы землетрясений дельты р. Лены и ее обрамления //Вулканология и сейсмология. 1991. N 6. С.59-69.

- Глубинное строение района дельты Лены по сейсмологическим данным //Советская геология. 1991. N 4. С.73-80. (Соавтор Ю.Б.Гусева).

- Некоторые вопросы динамики литосферы моря Лаптевых //Физика Земли. 1993. N 5. С.28-38.

- Геодинамика сейсмоактивных зон Арктического региона //Отечественная геология. 1993. N 10. С.52-62.

- Строение Усть-Ленского прогиба в южной части моря Лаптевых по данным КМПВ //Отечественная геология. 1994. N 1. С.56-61. (Соавторы Е.А. Ашихмина, Ю.Б. Гусева).

- Об опыте экспедиционных сейсмологических наблюдений на о. Западный Шпицберген //Геологическое строение и нефтегазоносность арктических морей России. С.-П., 1994. Изд. ВНИИОкеангеология. С.82-90.

- Банк арктических сейсмологических данных //Физика Земли. 1995. N 3. С.78-83. (Соавтор А.А.Винник).

- Сейсмотектоника Арктической Канады //Физика Земли.1995. N5. С.8-20.

Вернуться на главную страничку