УДК 550.348.098.4 (26)

.

Аветисов Г.П.

 

 

О глубинах гипоцентров землетрясений срединно-океанического сейсмического пояса

 

 

 

     Аветисов Г.П. О глубинах гипоцентров землетрясений срединно-океанического сейсмического пояса //Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, 2002. Вып.4

         Глубины гипоцентров землетрясений – важный параметр, предоставляющий прямую информацию о реологических свойствах среды. К настоящему времени накоплен некоторый материал по определению глубин гипоцентров с использованием волны рР, отраженной от дневной поверхности в районе эпицентра. Нами собраны данные по глубинам гипоцентров землетрясений Срединно-Арктического пояса от моря Лаптевых до Исландии, а также выборочно Срединно-Атлантического пояса: под хребтом Рейкьянес, на участках между 40° и 50°N и в районе Канаро-Багамского и Анголо-Бразильского геотраверсов (КБГТ и АБГТ). Кроме того, подключены данные по Восточно-Тихоокеанскому поднятию (ВТП) на участке 0°-20°N. Отмечаются следующие особенности.

         1. В море Лаптевых сейсмоактивный слой залегает на глубинах 6-24 км. Распределение гипоцентров по глубине достаточно равномерное.

         2. В зоне перехода от шельфа к Евразийскому суббассейну распределение гипоцентров по глубине также равномерное, однако, сейсмоактивный слой заметно погружен и располагается на глубинах 18-40 км.

         3. В пределах срединно-океанических хребтов Евразийского суббассейна и Норвежско-Гренландского бассейна распределение гипоцентров по глубине существенно иное, чем в вышеуказанных зонах. На гистограммах наблюдаются явные максимумы, причем глубина их закономерно уменьшается с приближением к Атлантическому океану: 18-20 км на хребте Гаккеля, 16 км на хребте Книповича, 12-14 км на хребте Мона. По хребту Колбейнсей данных очень мало.

4. Наименьшая глубина максимума на гистограмме для хребта Рейкьянес: 8-12 км.  Южнее, глубина максимума больше: в Северной Атлантике  8-14 км, в районе КБГТ 14-16 км, в районе АБГТ 14 км.

5. На исследованном участке ВТП  все гипоцентры укладываются в диапазон 4-18 км с небольшим максимумом на глубине 16 км.

Можно сделать следующие предварительные выводы.

1. Кровля сейсмогенерирующего слоя воздымается с удалением от шельфа моря Лаптевых. Так как положение сейсмогенерирующего слоя непосредственно связано с разогревом литосферы, можно говорить о том, что источник тепла либо приближается к поверхности в этом направлении, либо увеличивается его интенсивность.

2. Наибольший разогрев имеет место в районе хребта Рейкьянес. Не исключено, что именно с этим обстоятельством связаны другие особенности этого фрагмента срединно-океанических хребтов: отсутствие рифтовой долины и наличие трансформных разломов, косо ориентированных относительно оси хребта. О повышенном разогреве литосферы свидетельствует и более крутой наклон графика повторяемости землетрясений хребта Рейкьянес, т.е. меньшее количество сильных землетрясений относительно слабых.

3. Южнее хребта Рейкьянес кровля сейсмогенерирующего слоя находится на одинаковой, несколько большей глубине.

4. Под высокоскоростными рифтовыми зонами глубины гипоцентров землетрясений примерно такие же, как под среднескоростными.

5. Под всеми рассмотренными участками срединно-океанического пояса сейсмоактивный слой расположен в пределах верхней мантии. 

Ил. 5, список литературы – 4 назв.
 

Avetisov G.P.  About hypocenters depths of the earthquakes of Mid-Oceanic seismic belt. //Geological-geophysical features of the lithosphere of the Arctic Region. St. Petersburg, VNIIOkeangeologia, 2002. №4.

The depth of hypocenters of earthquakes is an important parameter. It presents direct information about rheological properties of the lithosphere.

Some data on the depth of hypocenters based on tpP method were accumulated. We collected such information for Mid-Arctic seismic belt from Laptev Sea to Iceland, also selectively for Mid-Atlantic belt: between 40° and 50°N and Canary-Bahamas and Angola-Brazil geotraverses areas (CBGT and ABGT). Moreover, East-Pacific rise (EPR) data (0°-20°N) are used. 

The next peculiarities have been discovered.

1. In the Laptev Sea seismically active layer is situated on depths 6-24 km. Hypocenters depths distribution is sufficiently uniform.

2. In Laptev Sea shelf and Eurasian Subbasin transit zone distribution of the hypocenters depths is also uniform. However, seismically active layer is more subsided and is situated on depths 18-40 km.

3. In limits Mid-Oceanic Ridges of Eurasian subbasin and Norwegian-Greenland basin the hypocenters depth distribution is significally different than in aforesaid zones. Evident maxima are observable on the histograms. The depth of the maxima regularly decreases with approach to Atlantic Ocean: 18-20 km for Gakkel Ridge, 16 km – Knipovich Ridge, 12-14 km – Mohn Ridge. There are very small data in the Kolbeinsey Ridge.

4. Smallest depth was observed on the Reykjanes Ridge: 8-12 km. To south maximum depth is increase: North Atlantic – 8-14 km, CBGT – 14-16 km, ABGT – 14 km.

5. In the studied section of EPR all hypocenters are located in a range 4-18 km with small maximum 16 km.

The next preliminary conclusions can be made.

1. The top of the seismically generative layer rises moving from Laptev Sea shelf. The position of this layer is directly connected to lithosphere warming. So one should see that in this direction heat source either approaches the surface or its intensity increases.

2. There is maximum warming in the Reykjanes Ridge area. It is quite probable that such peculiarities of this fragment of mid-oceanic ridge as absence of the rift valley and presence of the oblique oriented transforms are connected just with this circumstance. The more steep line of recurrence relation of the Reykjanes Ridge earthquakes evidences about it as well.

3. To the south from Reykjanes Ridge the top of the seismically generative layer has approximately constant depth, greater than under Reykjanes Ridge.

4. The hypocenters depth under high spreading and moderately spreading zones is the same.

5. Seismically active layer under all aforesaid fragments of Mid-Oceanic belt is located within the upper mantle.

Fig. 5, references – 4

Благодаря интенсивному развитию международной сети инструментальных сейсмологических наблюдений основные представления об эпицентрии сильных (магнитуда свыше 4.0) землетрясений глобального  срединно-океанического сейсмического пояса можно считать достаточно полными.  Они сложились уже примерно к началу 70-х гг. XX столетия и с тех пор не претерпели изменений.

Примерно с конца 50-х начала 60-х гг. стала появляться первая информация о фокальных механизмах землетрясений, полученная методом первых вступлений продольных волн [2]. В те годы каждое из этих определений, несмотря на их недостаточную надежность и субъективность, имело достаточно большую научную ценность, позволяя получать первые представления о современной геодинамике региона. С конца 70-х гг. стали поступать более объективные и надежные фокальные решения методом тензора момента центроида [4]. К настоящему моменту количество их достигает многих десятков и постоянно увеличивается. Доминирующими являются два типа механизмов: нормально-сбросовый для рифтовых зон и сдвиговый для межрифтовых зон трансформных разломов.

В то же время весьма слабой областью в наших знаниях являются представления о глубинах гипоцентров. Для этого есть объективная причина, а именно, удаленность регистрирующих станций  от сейсмоактивных зон. В подобной ситуации имеющиеся алгоритмы для массового определения положения очага землетрясения дают достаточно точные координаты эпицентра и весьма ненадежные данные о глубине гипоцентра. Поэтому для подавляющего числа срединно-океанических землетрясений имеются т.н. “приписанные” глубины, полученные на основе обще геологических представлений. В то же время существует способ определения глубины гипоцентра по фазе волны рР, отраженной от поверхности Земли в районе эпицентра. К сожалению, выделение этой волны представляет определенную трудность и может быть реализовано для незначительной части землетрясений. Тем не менее, к настоящему времени накоплен некоторый материал по этим определениям, количество которого становится достаточным для предварительных выводов.

В данной работе нами по всей совокупности имеющихся данных построены гистограммы глубин гипоцентров землетрясений различных фрагментов Срединно-Арктического пояса. Этими фрагментами являются: шельф моря Лаптевых, переходная зона от шельфа к Евразийскому суббассейну (область отсутствия геоморфологического выражения хребта Гаккеля между 77.5° и 80°N), хребет Гаккеля, Шпицбергенская зона разломов (ШРЗ), хребет Книповича, хребет Мона, Ян-Майенская зона разломов (ЯМЗР), хребет Колбейнсей, Исландия. Кроме этих участков, привлечены данные по отдельным фрагментам Срединно-Атлантического пояса: хребту Рейкьянес, участку между 40° и 50°N, району Канаро-Багамского (24°-29.5°N) и Анголо-Бразильского (7°-18°S) геотраверсов и двум фрагментам Восточно-Тихоокеанского поднятия (0°-20°S и 0°-15°N) (рис.1, , , ).

Для шельфа моря Лаптевых и дельты Лены имеется 13 определений. Все значения глубин достаточно равномерно распределены в диапазоне 6-24 км.  Примерно такое же равномерное распределение отмечается в переходной зоне к Евразийскому суббассейну, но на значительно более низком гипсометрическом уровне – 18-40 км. Сейсмоактивный слой здесь расположен глубже не только по сравнению с шельфом, но и по сравнению с Евразийским суббассейном. Возможны три причины, каждая из которых, способна привести к такой ситуации:

- более погруженное положение источника напряжений (сейсмогенерирующего слоя). Получается, что кровля его (или подошва зоны накопления напряжений) залегают здесь на глубинах не менее 40 км;

- повышенная жесткость верхних 10-15 км консолидированной части коры, в результате чего разрядка напряжений происходит в более глубоких зонах. Возможно, что именно это обстоятельство препятствует образованию на шельфе моря Лаптевых  единой  генеральной границы плит и продвижению на юг Евразийского суббассейна;

- пониженная жесткость верхних 10-15 км консолидированной части коры, близкая к жесткости осадочного чехла, в результате чего в ней не происходит накопления напряжений, достаточных для возникновения сильных землетрясений.

Существенно иной вид имеет гистограмма для хребта Гаккеля. Здесь отмечаются отчетливый максимум на глубинах 18-20 км и менее явный на глубинах 22-24 км. С учетом большой протяженности хребта Гаккеля (2000 км) представилось целесообразным проследить поведение сейсмоактивного слоя по всей длине хребта (рис.2, 3). Оказалось, что по положению  сейсмоактивного слоя хребет можно разделить на 3 участка: 0-250 км (от ШЗР), 250-1350 км и 1350-2000 км. Максимум на глубинах 22-24 км обусловлен увеличением глубин гипоцентров в относительно коротких пришпицбергенской и прилаптевоморской частях хребта, т.е. там, где он морфологически плохо или совсем не выражен. На большей же части хребта гипоцентры располагаются в основном на глубинах 17-20 км.

На гистограммах для хребтов Книповича и Мона также наблюдаются достаточно отчетливые максимумы, причем значения глубин уменьшаются  в южном направлении: 16 и 12-14 км соответственно. По хребту Колбейнсей имеется всего 8 определений, отчетливого максимума не наблюдается, но все гипоцентры расположены на глубинах £14км.

Тенденция уменьшения глубины сейсмоактивного слоя прослеживается и на хребте Рейкьянес. На гистограмме очевиден максимум на отметках 8-12 км, нет значений глубже 20 км, и отмечается 8 землетрясений с глубинами гипоцентров 2-6 км. На разрезе вдоль хребта по особенностям положения сейсмоактивного слоя можно выделить 3 участка (рис.4, 5). Наиболее характерной особенностью являются малые глубины гипоцентров (2-8 км) в приисландской части хребта (750-1400 км от разлома Гиббса). Как известно, именно эта часть хребта Рейкьянес отличается отсутствием рифтовой долины, свойственной всем другим медленно спрединговым хребтам. Следует отметить, что рифтовая долина отсутствует и в южной, прилегающей к Исландии части хребта Колбейнсей. Этот факт объясняется избытком базальтового магматизма на хребте Рейкьянес, что в свою очередь связывается с близостью к Исландской “горячей” точке [3]. Повышенная интенсивность источника тепла или его более приповерхностное расположение в этом районе приводит к повышенной пластичности литосферы. Лишь самая верхняя ее часть оказывается достаточно жесткой для того, чтобы накапливать напряжения, способные привести к последующим землетрясениям. Южнее, с удалением от Исландии, глубина гипоцентров увеличивается. Преобладают землетрясения на глубинах 8-12 км. Эти значения близки к отмеченным на хребте Колбейнсей, но меньше, чем на более удаленных фрагментах Срединно-Арктического хребта. На этом участке хребта Рейкьянес уже появляется рифтовая долина, свидетельствующая о снижении интенсивности магматизма по сравнению с приисландской частью хребта. Тем не менее, она еще весьма велика, что выявляется по наличию в пределах рифтовой долины протяженных вулканических гряд, высота которых нередко превышает высоту гребней долины. Кроме того, отмечается очень малое количество открытых трещин, подавляющее большинство их залечено базальтовыми излияниями [3]. Тенденция к увеличению глубины гипоцентров просматривается на самом южном участке хребта: здесь уже не отмечено значений меньше 8 км. Повышенная пластичность литосферы препятствует накоплению значительных напряжений. Приближение сейсмоактивного слоя к поверхности уменьшает размеры зон подготовки землетрясений, что также ограничивает верхний предел накапливаемых напряжений. Именно с этим связано то, что, по сравнению с другими  медленно спрединговыми хребтами,    на хребте Рейкьянес, происходит наименьшее на единицу длины количество землетрясений с магнитудами свыше 5 [1]. 

Под более южными участками Срединно-Атлантического хребта сейсмоактивный слой расположен примерно на одном уровне (рис.1б). На участке 40°-50°N еще сохраняется большое количество землетрясений с глубинами 8-12 км, однако, главный максимум уже на глубине 14 км. В районе Канаро-Багамского геотраверса количество мелких землетрясений резко уменьшается, и отмечается доминирующий максимум на глубинах 14-16 км. В зоне Анголо-Бразильского геотраверса также имеется максимум на глубине 14 км.

Несколько неожиданной оказалась  информация по Восточно-Тихоокеанскому поднятию. Выбраны два участка: с быстрым и сверхбыстрым спредингом. В противовес существующим представлениям о малой глубине землетрясений под быстро спрединговыми хребтами оказалось, что сейсмоактивный слой здесь расположен практически на тех же глубинах, что и под средне спрединговыми.  Можно предположить, что имеющаяся разница в разогреве литосферы под этими типами спрединговых хребтов не настолько сказывается на степени пластичности среды, чтобы повлиять на процесс подготовки сильных землетрясений. Размеры зон расплава, магматических камер (сотни метров), несоизмеримы с размерами блоков, ответственных за подготовку сильных землетрясений (километры, первые десятки километров). В то же время они, безусловно, влияют на процесс подготовки микроземлетрясений. Именно на основе данных по микроземлетрясениям, регистрируемым донными станциями, возникло мнение о меньшей глубине сейсмоактивного слоя под быстро спрединговыми хребтами.    По-видимому, только более мощный разогрев в районе “горячей” точки способен привести к масштабному изменению пластичности среды и, тем самым, повлиять на условия накопления тектонических напряжений.

В Шпицбергенской и Ян-Майенской зонах  разломов гипоцентры распределены по глубине достаточно равномерно, что хорошо согласуется с представлением о холодной литосфере в зонах трансформных разломов.

Несколько неожиданно выглядит гистограмма по Исландии. Учитывая все то, что было сказано про приисландскую часть хребта Рейкьянес, а также то, что максимальный разогрев литосферы имеет место именно в Исландии, резонным было ожидать наличие максимума на малых глубинах. Возможно, это связано с тем, что Исландская “горячая” точка создана мощным, но глубоким источником тепла, и поступающие снизу расплавленные вулканические массы каждый раз прорывают успевшие остынуть продукты предыдущих излияний.   

Обобщение  представленного фактического материала,  позволяет сделать следующие выводы.

1. Кровля сейсмогенерирующего слоя под Срединно-Арктическим поясом воздымается с удалением от шельфа моря Лаптевых. Так как положение сейсмогенерирующего слоя непосредственно связано с разогревом литосферы, можно говорить о том, что источник тепла либо приближается к поверхности в этом направлении, либо увеличивается его интенсивность.

2. Наибольший разогрев имеет место в районе хребта Рейкьянес. Не исключено, что именно с этим обстоятельством связаны другие особенности этого фрагмента срединно-океанических хребтов: отсутствие рифтовой долины и наличие трансформных разломов, косо ориентированных относительно оси хребта. О повышенном разогреве литосферы свидетельствует и более крутой наклон графика повторяемости землетрясений хребта Рейкьянес, т.е. меньшее количество сильных землетрясений относительно слабых.

3. Южнее хребта Рейкьянес кровля сейсмогенерирующего слоя находится на одинаковой, несколько большей глубине.

4. Под высокоскоростными рифтовыми зонами глубины гипоцентров землетрясений примерно такие же, как под среднескоростными. 

5. Под всеми рассмотренными участками срединно-океанического пояса сейсмоактивный слой расположен в пределах верхней мантии. 

 

 

Список литературы

 

1. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики. СПб: изд-во ВНИИОГ. 1996. 183 с.

2. Поле упругих напряжений Земли и механизм очагов землетрясений. Авт.: Балакина Л.М, Введенская А.В., Голубева Н.В. и др. М.: Наука, 1972. 192 с.

3. Рифтовая зона хребта Рейкьянес: тектоника, магматизм, условия осадконакопления. Авт.: Альмухамедов А.И., Богданов Ю.А. и др. М.: Наука, 1990. 238 с.

4. Dziewonski A.M., Chou T.-A., Woodhouse J.h. Determination of earthquake source parameters from waveform data for studies of global and regional seismicity //Journal of Geoph. Research, 1981. V.86. P.2825-2852.

Вернуться на главную страничку