УДК 550.348.436 (268.56)

.

Г.П.Аветисов

 

 

Гипоцентрия землетрясений Чукотского моря и его

обрамления

 

 

 

Аннотация

Представлена вся  имеющаяся информация по землетрясениям района Чукотского моря, включая и данные по фокальным механизмам. Особенности  гипоцентрии показаны в тесной связи с новейшей геологической информацией,  что  создает  предпосылки  для раскрытия тектонической природы землетрясений.

      Рис. 2, библ. 9 наим., табл. 1.

Повышенная сейсмичность Чукотского моря и его  обрамления является давно установленным фактом, тем не менее в этом отношении данный регион остается одним из наиболее  слабо  изученных.  Настоящая статья не претендует на кардинальное продвижение в указанном вопросе,  имеющем важнейшее научное и прикладное значение,  однако можно утверждать, что в ней отражена новейшая на сегодняшний момент сейсмологическая информация,  почерпнутая из имеющегося во ВНИИОкеангеология банка арктических сейсмологических данных [1].  Рассмотрение гипоцентрии землетрясений в  тесной  связи  с новейшей геологической информацией создает предпосылки для исследования тектонической природы повышенной сейсмичности региона.

В отличие  от других шельфовых морей Северной Евразии западная (с Восточно-Сибирским морем) и восточная (с  морем  Бофорта)  границы Чукотского моря во многом условны и проводятся по меридиану о.Врангеля и 155-156 градусу западной долготы соответственно.  Северным  ограничением  традиционно  признается бровка континентального склона.

Согласно В.А.Виноградову и др.[4], по структуре осадочного  чехла  акватория  Чукотского моря располагается в пределах восточной части Чукотского и западной части  Аляскинского  мегаблоков,  разделенных  Чукотско-Беринговским глубинным разломом,  прослеживаемым по геофизическим данным от Берингова пролива  в  северо-западном направлении восточнее о.Врангеля.  По принятой в настоящее время терминологии шельф Чукотского  моря включен  в обширный Восточно-Сибирско-Чукотский седиментационный бассейн, охватывающий тектонические структуры разного возраста  консолидациии,  с достаточно четко выраженными флексурно-разломными ограничениями [5].

Вся южная  часть  Чукотского моря охвачена Южно-Чукотским прогибом,  прослеживаемым от залива Коцебу на Аляске  до мыса Шалаурова в Восточно-Сибирском море (рис.1).  Складчатое основание прогиба представлено мезозоидами  Новосибирско-Чукотской миогеосинклинали.  В  рельефе  фундамента  прогиба по геофизическим данным установлена серия вытянутых валов и впадин, имеющих  в  южной части прогиба не свойственную общему северо-западному простиранию субширотную ориентировку.  Предполагается, что  несогласная ориентировка этих структурных элементов, и, в частности, самого крупного из них вала Коцебу, протягивающегося практически до Аляски, связана с существованием субширотных разломов,  глыбовые подвижки блоков фундамента  по  которым  и обусловили образование указанных структур [5].

Северо-восточная часть Чукотского моря  относится  к  Бофортско-Чукотской  окраинно-материковой  плите,  имеющей более древний, чем в прогибе, фундамент каледонской консолидации. И, наконец,  северную  и северо-западную части акватории занимают структуры Восточно-Сибирской окраинно-материковой плиты,  вопрос  о возрасте фундамента которой до настоящего времени остается открытым из-за отсутствия на этот счет каких-либо определенных геологических данных.  На основе анализа материалов аэромагнитных съемок на шельфе Восточно-Сибирского  моря  фундамент  его северной части предположительно имеет архейский-раннепротерозойский возраст,  а в южной, по-видимому, представлен байкалидами.

В пределах  Евразийского  континента структуры Чукотского моря граничат с мезозоидами Корякско-Анюйской эвгеосинклинальной системы.

Повышенная сейсмичность известна на южной и юго-восточной частях акватории,  а также на Чукотке (рис.2).  Следует  отметить,  что  лишь самые сильные события фиксируются телесейсмической сетью.  Непосредственные сейсмологические наблюдения на Чукотке  были  начаты  лишь в 1964 году после открытия станции "Иультин",  которой и регистрируется  подавляющее  большинство землетрясений этого района.  До 1964 года (с 1908 г.) было отмечено лишь 8 событий с магнитудой от 4.7 до 6.9 в  то  время, как с 1966 года после установки короткопериодных приборов за 7 лет определены координаты 88 землетрясений  с  эпицентральными расстояниями до 500 км.  О частоте землетрясений в регионе говорит тот факт,  что по данным единственной здесь станции удается определять координаты лишь 7%  от всех зарегистрированных событий [6].

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.  В последующие годы два землетрясения с магнитудой 5.5 отмечены в прибрежной части акватории  в  1962 и 1971 гг.,  причем второй ощущался в поселке Нешкан интенсивностью до 5 баллов и имел около 50 афтершоков.

Все эти события связаны с западной частью вала Коцебу,  в то время как в его центральной части повышенной активности пока не наблюдается.  Сгущения эпицентров отмечаются в восточной части вала при подходе к Аляске в зоне его стыка с сейсмически высокоактивной областью антиклинория Брукса, а также несколько севернее  в зоне приближения к Аляске Врангелевско-Геральдской гряды и шовного ограничения Бофортско-Чукотской плиты.  От западной  части вала Коцебу отдельные эпицентры слабых землетрясений прослеживаются  вдоль  близосевой  зоны  Южно-Чукотского прогиба. Явное увеличение их отмечается в проливе Лонга. Здесь эпицентры в основном образуют  линейную  группу,  трассирующую область сочленения прогиба с Чукотской складчатой зоной.

Несколько достаточно сильных землетрясений (М>4) отмечено в прибрежной зоне восточной части акватории, т.е. фактически в глубине Колвиллского прогиба,  где по другим  геолого-геофизическим данным не выявлены какие-либо ослабленные зоны.

На суше в пределах Чукотского полуострова и его западного обрамления в общем плане распределения эпицентров при заметной их рассредоточенности,  обусловленной  возможно  недостаточной точностью локализации, намечается тенденция к линейности вдоль продольной близосевой области, в целом согласной с простиранием  основных  тектонических элементов.  В то же время в рамках этой вдольосевой 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 дневной поверхности этой ослабленной области соответствует долина реки Куэквунь.

Значительно более высокой сейсмической активностью  обладают отдельные районы Западной Аляски, где нередки землетрясения с магнитудой более 5. Интересно отметить, что по распределению эпицентров  землетрясений  не  прослеживается какой-либо связи между сейсмоактивными зонами  Чукотского  полуострова  и Аляски. Разделяющий их Берингов  пролив  является  практически асейсмичным.  В Западной Аляске наибольшей сейсмической активностью обладает зона антиклинория Брукса.  Густая полоса  эпицентров по всей ширине антиклинория протягивается от побережья Берингова пролива на восток  в  сторону  Центральной  и  Южной Аляски, в  пределах  которых  расположена Алеутско-Аляскинская зона высочайшей сейсмической активности,  являющаяся  северным фрагментом Тихоокеанского сейсмического пояса  (рис.2).  Повышенной  сейсмичностью  обладает  также полуостров Съюард,  где эпицентры тяготеют к периферическим участкам Съюардского  срединного иассива.

Информация о фокальных  механизмах  землетрясений  непосредственно на акватории Чукотского моря ограничивается решениями по землетрясению 1971 года,  осуществленными в разные годы четырьмя различными авторами.  Как видно из таблицы,  в каждом случае получены существенно различные результаты,  что  свидетельствует о крайней ненадежности решения.

Для двух землетрясений Западной Аляски в зоне  антиклинория Брукса известны решения методами тензора момента центроида

(ТМЦ) и первых вступлений.  По землетрясению 1981 года в соответствии  с хорощо совпавшими результатами обоих методов получен сдвиго-сбросовый механизм в очаге с двумя крутонаклоненными (более 70 градусов) нодальными плоскостями, одна из которых ориентирована близко к простиранию  антиклинория  Брукса.  Результаты,  полученные по землетрясению 1989 года,  показывают, что процесс в его очаге был неустойчивым,  и характер подвижек менялся от начального чисто взбросового до нормально-сбросового в главной фазе.  Следует отметить,  что подобные результаты получены и по землетрясениям этой зоны,  расположенным восточнее за рамками рис.2 [2]. Очевидно, что модель очага землетрясений Западной Аляски отличается от той, что известна для землетрясений Тихоокеанского сейсмического пояса.

Приведенные данные исчерпывают современные знания о сейсмичности указанного региона. Очевидно, что существенного улучшения состояния дел нельзя ожидать до тех пор, пока информация о землетрясениях будет поступать только от далеких  станций  и единственной местной  станции  "Иультин".  Детальное  изучение сейсмичности региона,  необходимое для выявления тектонической природы повышенной сейсмичности, а также, что еще более важно, обоснованной оценки сейсмической опасности  в  пределах  этого быстро развивающегося и осваиваемого региона неосуществимо без проведения специальных широкомасштабных сейсмологических  исследований.

Список литературы

1. Аветисов Г.П.,Винник А.А. Банк арктических сейсмологических данных // Физика Земли. 1995. N 3. С.78-83.

2. Аветисов Г.П. Сейсмотектоника Арктической Канады // Физика Земли. 1995. N 5. С.8-20.

3. Аветисов  Г.П.  Сейсмоактивные  зоны  Арктики   С.-П., изд-во ВНИИОкеангеология. 1996. 187 с.

4. Виноградов В.А.,Гапоненко Г.И. и др. Тектоника Восточно-Арктического шельфа СССР Л.:Недра, 1974. 144 с.

5. Геологическое строение СССР и закономерности  размещения  полезных  ископаемых.  Моря  Советской  Арктики /Под ред.И.С. Грамберга и Ю.Е. Погребицкого. Л.: Недра, 1984. Т.9. 270 с.

6. Лазарева  А.П.  Сейсмические наблюдения в полярных областях /Автореф.дисс. на соиск. уч. степени к.ф.-м.н. М.:1977. 26с.

7. Biswas N.N. et.al. Characteristic of regional stresses in  Alaska  and  neighboring areas //Geophysical Research Letters. 1986. V.13. P.177-180.

8. Coley M.J. Intraplate seismicity in central Alaska and Chukotka [M.S.thesis] //East Lansing Michigan State  University. 1983. 93p.

9. Fujita K., Cook D.B., Coley M.J. Tectonics of the western Beaufort and Chukchi seas [abs.] //EOS American Geophysical Union Transactions. 1983. V.64. P.263.

Вернуться на главную страничку