Островные дуги и шельфы: Особенности сейсмичности и структуры тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.10, доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл. Кузин, Иван Петрович

• Кузин, Иван Петрович
• доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл.
• 1998

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Островные дуги и шельфы: Особенности сейсмичности и структуры»

Задачи сформулированной темы решаются на примерах Эллинской дуги средиземноморского типа, Курило-Камчатской дуги тихоокеанского типа и шельфов окраинных морей России.

Сейсмичность островных дуг к настоящему времени достаточно хорошо изучена. Основные ее черты обусловлены компактной сейсмоактивной областью - зоной Беньофа, вернее зоной Вадати-Заварицкого-Беньофа (В3,ь) /Пущаровский, 1987/. Она имеет мощность от 20км /Мйгопоуаэ, (заскв, 1971/ до 40-50км /Федотов и др., 1985, 1987/ и протягивается от поверхности до глубин 200-600 и более километров, охватывая земную кору и верхнюю мантию, и наклонена под островную дугу под углом 30-50°. С существованием этой зоны связан один из опорных постулатов тектоники плит, а именно, представление о процессе субдукции (поддвиге) океанической литосферы под континентальную с ее последующим поглощением в верхней мантии континентального блока. При этом до сих пор такие физические параметры зоны Беньофа как механическая добротность, скорости сейсмических волн рассматриваются в ее поперечных сечениях, т.е. вкрест простирания дуги, в предположении ее однородности по простиранию. Вместе с тем, автору в начале 70-х гг. удалось впервые определить скоростную неоднородность зоны Беньофа по ее простиранию в районе Камчатки по данным наблюдений одной из региональных станций, расположенной в области выхода зоны Беньофа на поверхность / Кузин, 1972, 1974/. В настоящей работе эта идея получила дальнейшее развитие.

Сейсмичность шельфов окраинных морей России изучена очень слабо по двум причинам: а) вследствие их низкой сейсмичности, за некоторыми исключениями ( Курило-Камчатская дуга, моря Лаптевых и Сахалина); б) из-за очень редкой сети сейсмических станций на побережьях этих морей и островах.

Автором разработаны основы методики и составлены схемы обзорного сейсмического районирования шельфов окраинных морей России: Баренцева, Лаптевых, Чукотского, Охотского и Японского (северная часть) /Кузин, 1989,1990,1993/.

Настоящая работа состоит из трех частей. Первая часть посвящена анализу особенностей микросейсмического процесса в области Эллинской дуги, выявленных на основе кратковременных детальных исследований с помощью донных сейсмографов, проведенных лабораторией сейсмологии Института океанологии РАН в з9*87-1989 гг. Рассмотрены следующие аспекты изучения микросейсмического процесса: а) подобие характеристик сейсмического режима микроземлетрясений с М=1,6-3,0 и слабых землетрясений с М=3,1-4,8, с одной стороны, и умеренных и сильных землетрясений с М=5,0-7,2, с другой; б) выявление тонкой структуры зоны Беньофа

Эллинской дуги по особенностям распределения гипоцентров микроземлетрясений; в) прогноз сильного землетрясения с М=6,0 по особенностям распределения эпицентров микротолчков.

Во второй части работы рассмотрены результаты изучения сейсмичности и скоростной неоднородности зоны Беньофа Курило-Камчатской дуги по ее простиранию на основе детальных сейсмологических исследований с использованием данных преимущественно наземных наблюдений. Автором была разработана методика выявления скоростных неоднородностей в пределах зоны Беньофа Камчатки, основанная на анализе временных невязок по отношению к региональному годографу для станции в области выхода зоны на поверхность (станция на п-ове Шипунский). По этой же методике при участии автора была изучена скоростная структура зоны Беньофа в пределах юго-западного фланга Курило-Камчатской дуги.

Третья часть работы посвящена решению научно-прикладной задачи сейсмического районирования шельфов окраинных морей России на основе методических разработок автора с использованием опубликованной геолого-геофизической и сейсмологической информации.

Актуальность проведенных исследований состоит в расширении и углублении существующих представлений о сейсмическом процессе в области островных дуг и его связи с их глубинной структурой, обусловливающей особенности сейсмичности этих областей.

Сопоставление результатов изучения сейсмического процесса в области землетрясений малой энергии или микроземлетрясений (М<3,0) и умеренных и сильных землетрясений М=5,0-7,2 на примере Эллинской дуги актуально для определения связей между слабыми и сильными землетрясениями и в других регионах с целью выявления подобия или различий этого процесса в разных диапазонах энергии землетрясений. В свою очередь обнаружение подобия временного распределения землетрясений в широком диапазоне энергий (более 9 порядков) позволяет производить обоснованную экстраполяцию характеристик сейсмического режима микротолчков, полученных в короткие сроки наблюдений - от одного до нескольких месяцев, на значения тех же характеристик для умеренных и сильных разрушительных землетрясений (М=5,0-7,2), получаемых на основе долговременных (десятки лет) наблюдений.

Кроме того, возникает возможность решения проблемы оценки количественных характеристик сейсмического режима, а, следовательно, и сейсмической опасности слабосейсмичных районов, что в первую очередь актуально для районов с экологически опасными объектами (АЭС, нефтепромыслы, химические и нефтехимические предприятия). Использование микроземлетрясений позволяет решить эту задачу в обозримые сроки, порядка одного-двух лет /Ковачев, Кузин, 1997/.

Актуальны также и результаты научно-прикладных исследований. В частности, геолого-геофизическая и сейсмологическая информация, заложенная в основу схем обзорного сейсмического районирования шельфов окраинных морей России с уточнениями и дополнениями за последние 10 лет (1986-1995 гг.) использована при составлении нового варианта нормативной карты сейсморайониро-вания территории Российской Федерации и шельфов прилегающих морей (СР-97). Эти результаты позволят вести антисейсмическое проектирование и строительство гражданских и промышленных сооружений на шельфах и побережьях морей России.

Цели работы: 1. Решение фундаментальной научной проблемы - изучение особенностей сейсмического процесса в пределах Эллинской и Курило - Камчатской дуг и их связи со структурными особенностями уникальной сейсмоактивной области - зоны Беньофа этих дуг.

2. Решение научно-прикладной проблемы - разработка методики выделения и параметризации зон возникновения ожидаемых землетрясений (зон ВОЗ) для сейсмического районирования шельфов окраинных морей России.

В соответствии с этим решались следующие задачи:

1. Анализ сейсмического режима микроземлетрясений (М<3,0) и слабых землетрясений с М=3,1-4,8 центральной части Эллинской дуги и сопоставление его параметров с параметрами режима землетрясений с М>5,0.

2. Изучение особенностей пространственного распределения гипоцентров микроземлетрясений с целью определения тонкой структуры зоны Эллинской дуги.

3. Изучение влияния процесса подготовки сильного землетрясения в центре Эллинской дуги на характеристики микросейсмичности.

4. Изучение скоростных характеристик зоны Вадати-Заварицкого-Беньофа северо-восточного (Камчатка) и юго-западного (Южные Курильские о-ва) флангов Курило -Камчатской дуги и выявление связи этих характеристик с геотектоникой и проявлением сильнейших землетрясений с М>7. По центральной части дуги исходные данные для решения этой задачи отсутствуют.

5. Анализ и обобщение геолого-геофизических и сейсмологических данных по шельфам окраинных морей России (Баренцево, Лаптевых, Чукотское, Берингово, Охотское и Японское - северная часть) в процессе разработки методических основ и проведения сейсмического районирования шельфов этих морей.

Методика исследований. Производились интерпретация записей микроземлетрясений и анализ экспериментальных сейсмологических данных на ЭВМ с помощью стандартных программ (локализация и пространственное распределение микроземлетрясений, параметров графиков их повторяемости, отношений скоростей продольных и поперечных волн Х/рЛ/в, оценка точности и пр.).

Изучение скоростных неоднородностей (блоковости) зоны Вадати-Заварицкого-Беньофа и проблемы сейсмического районирования шельфов производилась по методикам, разработанным автором/Кузин, 1972; 1974; 1989; 1990; 1993/.

Научная новизна. При выполнении работы автором получен ряд новых, неизвестных ранее результатов: а) установлено подобие нормированных по времени и площади кумулятивных графиков повторяемости микроземлетрясений с М=1,6-3,0 и слабых землетрясений с М=3,1-4,8 для центральной части Эллинской дуги поданным за 1 месяц и графика повторяемости землетрясений с М=5,0-7,2 для всей дуги за 80 лет (диапазон энергий более 9 порядков). Это новый результат в изучении сейсмичности островных дуг; б) выявлена тонкая структура зоны Беньофа в центральной и северо-западной частях Эллинской дуги с "расщеплением" ее на две подзоны - менее протяженную, до глубин 70-110 км, внешнюю и более протяженную - до 120-150 км, внутреннюю или основную, подзоны; в) обнаружен неизвестный ранее предвестник сильного землетрясения (М = 6) в пределах Эллинской дуги, произошедшего через 2,5 года после завершения донных микросейсмических исследований и выраженный в виде поперечной к структурам дуги сейсмоактивной зоны микроземлетрясений на глубинах до 100 км, которая начала формироваться за 5,0 лет до возникновения этого землетрясения; г) разработана методика определения скоростей объемных волн в зоне Беньофа по направлению её простирания - двухмерный вариант - на основе изучения невязок наблюдаемых времен пробега при землетрясениях зоны по отношению к региональному годографу или годографу Джеффриса -Буллена; д) на основе этой методики впервые выявлена скоростная неоднородность зоны Беньофа с чередованием по её простиранию областей повышенных: У/р=8,5-8,6 км/с; Х/з=4,8-4,9 км/с и пониженных - \/р=7,2-7,4 км/с; Уэ = 4,4 км/с - скоростей на глубинах до 120 км в области Курило -Камчатской дуги; е) установлена связь особенностей скоростной структуры зоны Беньофа в пределах юго-западного фланга Курило-Камчатской дуги и морфологии этой зоны в области Эллинской дуги с поверхностной тектоникой этих дуг; ж) сформулированы специфические особенности методики сейсмического районирования шельфов по сравнению с методикой районирования сейсмичных регионов суши; з) впервые составлены схемы обзорного сейсморайонирования шельфов окраинных морей России - Баренцева, Лаптевых, Чукотского Охотского и Японского - северная часть.

Научная обоснованность и достоверность. Научная обоснованность определяется тем, что полученные результаты опираются на фундаментальные представления о сейсмичности и глубинной структуре островных дуг. Достоверность положений и выводов работы подтверждается сравнением полученных результатов с выводами, полученными другими авторами и другими методами.

Практическая ценность. Результаты работы, прежде всего, имеют большое значение в решении проблемы оценки сейсмической опасности для прибрежных районов и областей шельфов. Данные по оценке сейсмичности шельфов впервые использованы при составлении нового варианта нормативной карты общего сейсморайониро-вания территории Российской Федерации и шельфов прилегающих морей (ОСР-97).

Данные о подобии сейсмического режима в широком диапазоне энергий землетрясений - от микротолчков с М<3,0 до сильных землетрясений в пределах линейности графика повторяемости ( М=6,8) могут быть использованы, с одной стороны, в качестве экспресс - метода изучения сейсмичности сейсмоактивных регионов, а с другой, при количественной оценке параметров сейсмической опасности слабосейсмичных регионов (шельфы, платформенные области), в первую очередь для районов с экологически опасными сооружениями и производствами при проведении для них детального сейсморайонирования. При этом на основе организации микросейсмического мониторинга возможно решение проблемы острого недостатка сейсмологических данных для слабо сейсмичных районов.

Успешный опыт прогнозирования достаточно сильного землетрясения с М=6 на основе анализа особенностей пространственно-временного распределения микроземлетрясений в центре Эллинской дуги может быть применен в комплексе с другими известными методами для решения аналогичной проблемы в пределах других островных дуг и вообще сейсмоактивных регионов.

Данные о неоднородностях скоростной структуры зоны Беньофа могут послужить основой для совершенствования геотектонических построений в областях островных дуг (пример использования этих данных - концепция "клавишной" тектоники островных дуг /Лобковский, Баранов, 1984/). Приуроченность сильнейших землетрясений к областям повышенных скоростей зоны Беньофа можно использовать при прогнозе места этих землетрясений, в том числе и цунамигенных.

Основные защищаемые положения.

1. Проведен кратковременный микросейсмический мониторинг с донными станциями в центре Эллинской дуги, в результате которого решены две новых научных задачи: а) выявлена тонкая структура зоны Беньофа Эллинской дуги по особенностям распределения гипоцентров микроземлетрясений; б) выявлен новый предвестник сильного (М=6,0) землетрясения по особенностям пространственного распределения эпицентров микротолчков.

2. Выявлена неизвестная ранее двухмерная блоковая скоростная структура зоны Беньофа Курило-Камчатской дуги по ее простиранию на основе анализа временных невязок времен пробега при землетрясениях с М=2,8-6,5. На глубинах до 120 км определено чередование областей повышенных (Vp до 8,5-8,6 км/с) и пониженных (Vp до 7,2-7,4 км/с) скоростей в зоне Беньофа. Установлена приуроченность сильнейших землетрясений с М=7,9-8,4 к областям повышенных скоростей или их границам с низкоскоростными областями, что можно рассматривать как первичный прогноз места возникновения сильнейших землетрясений.

3. Выполнено сейсмическое районирование шельфов окраинных морей России на основе методического подхода, разработанного автором.

4. Научная новизна и приоритетность результатов по скоростной структуре зоны Беньофа Курило - Камчатской дуги и особенностям микросейсмического процесса в пределах Эллинской дуги.

Основные результаты работы:

1. Установлено подобие графика повторяемости землетрясений в широком диапазоне энергий (около 9 порядков), начиная с микроземлетрясений, МОД за короткий период наблюдений (1 месяц) в пределах небольшого района - центральная часть Эллинской дуги, S ~ 60000 км2 и кончая сильными землетрясениями с М=6-7 в пределах большого региона - вся Эллинская дуга, S ~ 370000 км2 - по данным долговременных наблюдений (80 лет). Этот результат следует рассматривать как подтверждение иерархических свойств и самоподобия сейсмического режима, выявленных ранее в пределах других сейсмоактивных районах (Таджикистан, Калифорния) / Садовский и др., 1987; Садовский, Писаренко, 1991/. Однако для островной дуги такие данные до сих пор не были известны.

2. Поданным пространственного распределения гипоцентров микроземлетрясений, локализуемых с повышенной точностью ( 3-5 км), выявлена тонкая структура зоны Вадати-Заварицкого-Беньофа в пределах центрального и северо-западного сегментов Эллинской дуги. Сущность этого результата состоит в выделении в единой по существовавшим ранее представлениям сейсмоактивной зоне Беньофа двух подзон: внешней, протягивающейся до глубин 70-110 км, и внутренней (основной), прослеживаемой на глубинах до 120-150 км. Разделение зоны Беньофа на подзоны определяет особенности структуры островного склона Эллинской дуги и глубоководного желоба -сегментацию и кулисные смещения отдельных сегментов друг относительно друга. "

3. На основе анализа особенностей пространственно-временного распределения микроземлетрясений в центральной части Эллинской дуги обнаружен необычный предвестник готовящегося сильного землетрясения с М=6 в виде формирования на глубинах до 100 км сейсмоактивной области, ориентированной вкрест простирания структур дуги за 5,0-2,5^^момента его возникновения. К сожалению, отсутствие данных наблюдений за период от 2,5 лет и до возникновения главного толчка не позволяет судить о характере микросейсмичности в этот промежуток времени (затишье или повышение сейсмической активности).

4. Разработана методика анализа невязок времен пробега объемных волн в пределах зоны Беньофа в районе Камчатки, на основе которой в зоне определены скоростные неоднородности в виде областей повышенных \/р до 8,6 км/с, Ув до 4,9 км/с и пониженных Ур до 7,4 км/с, Уб до 4,4 км/с скоростей на глубинах до 120 км. Характерные размеры первой области достигают 80 км, второй -160 км /Кузин, 1972,1974,1994/.

5. Методика успешно опробована на независимых данных наземных сейсмостанций в пограничной области Курило-Камчатской и Японской дуг (участок о. Шикотан - о.Хоккайдо), а также на материалах наблюдений донного Курильского эксперимента (США) в районе Южных Курильских островов (о. Симушир - о. Шикотан) / МсЬегто« ег ак, 1967/.

В пределах зоны Беньофа для первой области были выявлены участки повышенных скоростей Р- волн до 8,6 км/с и пониженных скоростей До 7,2 км/с на глубинах до 120 км с характерными размерами 150-120 км/Тараканов, Ким, 1979/.

В зоне Беньофа второй области скорости варьировали от 8,4 км/с до 7,6 км/с при характерных размерах участков повышенных скоростей 190-250 км и пониженных - от 90-120 до 170-200 км /Иващенко и др., 1983/.

Полученные результаты позволяют сформулировать концепцию о скоростной неоднородности зоны Беньофа Курило-Камчатской, а возможно и других дуг, принимая во внимание аналогию их структуры, геофизических полей и сейсмичности /Кузин, 1994/.

6. Дано объяснение возможной причины возникновения сильнейших землетрясений Камчатки с М>8,5 не в основной наклонной части зоны Беньофа под полуостровом, а в ее периферической части под континентальным склоном.

7. Разработаны основы методики сейсмического районирования шельфов и составлены схемы обзорного ( м-б 1:5 000 000 ) сейсморайонирование шельфов окраинных морей России: Баренцева, Лаптевых, Чукотского, Охотского и Японского ( северная часть).

На стадии подготовки нормативной карты общего сейсмического районирования территории Российской Федерации и шельфов примыкающих морей (ОСР-97) автором по уточненным за последние 10 лет геолого-геофизическим и сейсмологическим данным были выделены зоны ВОЗ и определены как их типы (линеаменты, домены), так и сейсмологические характеристики (повторяемость землетрясений разных магнитуд, глубины очагов, оценки Мтах). Эта информация была подготовлена для шельфов морей Лаптевых, Охотского и северной части Японского на основе рекомендаций работы /Уломов, 1995/.

Личный вклад автора. Сейсмологические материалы по району Камчатки были получены при непосредственном участии автора и обработаны преимущественно, примерно на 70%, под руководством автора в период его работы в Тихоокеанской экспедиции Института физики Земли АН СССР (1961-1967гг.).

Автором обобщены также результаты изучения скоростных особенностей зоны Беньофа для Южных Курильских островов и их связи с сейсмичностью и тектоникой. Эти результаты получены сотрудниками СахКНИИ - ныне ИМГиГ, по методике, разработанной автором, либо при его консультации /Ким, 1978/, либо самостоятельно /Иващенко и др., 1983/.

Автор принимал участие в экспедиции Института океанологии РАН в Средиземное море в 1987 г. (11-й рейс НИС "Рифт") с проведением донных сейсмологических исследований в Эгейском и Тирренском морях, а также произвел обработку и анализ 90% сейсмологических материалов, полученных лабораторией сейсмологии ИО РАН в 1987-1989 гг.

Автором разработаны основы методики сейсморайонирова-ния шельфов, на основе которой им выполнены анализ и обобщение геолого-геофизических и сейсмологических материалов по шельфам окраинных морей России и составлены обзорные схемы (м-б 1:500000) сейсморайонирования этих шельфов.

Постановка всех задач, решению которых посвящена работа, а также использование методических подходов для их решения, обосновывались автором. Результаты при выполнении работы получены самостоятельно или совместно с сотрудниками лаборатории сейсмологии (С. А. Ковачев), а также частично с сотрудниками Института морской геологии и геофизики ДВО РАН (А. И. Иващенко и Ч. У. Ким).

Настоящая работа обсуждалась с заведующими лабораторий Института океанологии РАН к.г.-м.н. Б. В. Барановым, д.ф.-м.н. Л. И. Лобковским, д.ф.-м.н. О. Г. Сорохтиным, директором центра "Служба геодинамических наблюдений" Минтопэнерго д.ф.-м.н. А. И. Сави-чем, а также на заседании Ученого Совета геологического направления Института океанологии РАН.

Руководство донными сейсмологическими исследованиями осуществлял ныне покойный академик С. Л. Соловьев. Им было оказано большое содействие в выполнении настоящей работы. Автор рассматривает свою работу как дань памяти C.J1. Соловьева, а также выражает глубокую признательность всем своим коллегам. Автор выражает особую благодарность Л. И. Лобковскому, О. Н. и М. С. Соловьевым и В. И. Уломову за поддержку, помощь, полезные советы и дискуссии в процессе выполнения настоящей работы.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано три монографии, одна из которых написана автором и две в соавторстве, 23 статьи в отечественных и зарубежных журналах и сборниках, а также около 20 тезисов докладов.

Основные положения работы докладывались на III съезде советских океанологов ( Ленинград, 1987); на выездной сессии Совета сейсмологии, посвященной 40-летней годовщине катастрофического Ашхабадского землетрясения (Ашхабад, 1988); на Всесоюзном совещании по морской сейсмологии и сейсмометрии (Менделеево, 1988); на XXI Генеральной ассамблее Европейской сейсмологической комиссии, ECK (София, 1988); на I Всесоюзной конференции по морской сейсмологии и сейсмометрии (Менделеево, 1989); на XXV Генеральной ассамблее Международной ассоциации сейсмологии и физики недр Земли, МАСФНЗ (Стамбул, 1989); на Всесоюзной конференции "Проблемы метрологии гидрофизических измерений" (Менделеево, 1990); на координационном совещании межведомственного Совета по сейсмологии и сейсмостойкому строительству (МСССС) при Президиуме АН СССР с участием представителей республик (Черноголовка, 1990): на И Всесоюзной конференции по морской сейсмологии и сейсмометрии (Менделеево, 1991); на XX Генеральной ассамблее Международного геодезического и геофизического союза МГГС (Вена, 1991); на XXII Генеральной ассамблее ECK (Барселона, 1992); на Всероссийских совещаниях по проблеме "Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии" с участием представителей СНГ(Москва, 1994,1995); на XV Конгрессе Карпато-Бал-канской геологической ассоциации (Афины, 1995); на конференции "Технические средства изучения и освоения океанов и морей" (Москва, 1996).

1. ОСОБЕННОСТИ СТРУКТУРЫ И СЕЙСМИЧНОСТИ ЭЛЛИНСКОЙ ДУГИ

Настоящий раздел основан на анализе результатов главным образом донных микросейсмических исследований, проведенных лабораторией Института океанологии РАН.

1.1. Краткая геолого-геофизическая характеристика Эллинской дуги

Эллинская дуга обладает всеми признаками, типичными для островных дуг, начиная с геоморфологии (криволинейность и наличие глубоководного желоба с внешней стороны и задугового бассейна - Критского моря - с внутренней) и кончая наличием особенностей геофизических полей и таких геотектонических признаков как вулканизм и зона мантийных землетрясений - зона Беньофа /Papazachos, Comninakos, 1971/. К этому нужно добавить линейные аномалии гравитационного и теплового полей /Makris, 1976/.

Эллинская дуга является двойной дугой, состоящей из внешней невулканической дуги, которая образовалась примерно в позднем миоцене (около 13 млн. лет назад) /Le Pichón, Angelier, 1981/ и внутренней, вулканической дуги плиоцен - четвертичного возраста (около 5 млн. лет назад) /Papadopoulos, 1989/.

Невулканическая часть Эллинской дуги представлена грядой островов: Левкас, Кефалиния, Закинтос, Китира, Антикитира, Крит, Касос, Карпатос и Родос, обрамленных с внешней стороны глубоководным желобом. Северо-западным ограничением внешней гряды является Кефалинийский разлом, который некоторыми исследователями рассматривается как трансформный разлом ССВ ориентировки /Le Pichón, Angelier, 1981/. Предполагается также, что о. Кефалиния и Закинтос с группой более мелких о-вов приурочены к ЮВ фрагменту Апулийской платформы, отсеченному от ее основной части Кефалинийским разломом /Finetti, 1982; Underhill, 1989/.

Северо-восточная часть Эллинской дуги (о. Родос) примыкает к континентальному блоку Малой Азии. Наиболее крупным массивом суши внешней гряды является микроконтинент п-ова Пелопоннес на ее СЗ фланге, его максимальная протяженность более 250 км при ширине до 180 км. Среди островов самый крупный - о. Крит в центре гряды, уступающий п-ову Пелопоннес по ширине - до 60 км -при сопоставимой протяженности.

Основание внешней дуги сложено осадочными породами мезозойского и третичного возраста большой мощности. Альпийские осадки подверглись интенсивному деформированию в процессе тек-тогенеза, начавшегося в третичное время и продолжающегося до настоящего времени. Поэтому породы внешней дуги характеризуются высокой раздробленностью /Hatzidimitriou et al., 1985/.

Внутренняя, вулканическая дуга представлена цепочкой мелких о-вов: Эгина, Метана, Антимилос, Фолегандрос, Антипарос, Анафи, Астипалея, Кос, Нисирос, протягивающихся параллельно невулканической гряде от Сароникосского залива до континента Малой Азии. Самый крупный из о-вов этой гряды - о. Кос - расположен на ее СВ фланге (протяженность около 50 км при ширине до 12 км). Острова этой гряды сложены молодыми андезитовыми породами /Creutzburg et al., 1977/.

Междуговая впадина - Критское море - может рассматриваться как аналог задугового бассейна тихоокеанских дуг /Le Pichón, Angelier, 1981; Papadopoulos, 1989/ - Алеутская, Курило - Камчатская, Японская и др., с тем лишь отличием, что она расположена с внешней, а не внутренней стороны вулканической дуги. Глубина Критского моря достигает 2800 м /Le Pichón, Angelier, 1981/.

Наблюдаются также особенности в структуре глубоководного желоба Эллинской дуги, отсутствующие в тихоокеанских дугах, а именно, сегментация его в северо-западной части, к югу от п-ова Пелопоннес, и особенно в центре дуги в районе о. Крит.

В северо-западной части желоба существует широтный сдвиг его северо-западного сегмента на 70 км к западу вдоль 36°с. ш. относительно северо-западного сегмента. В районе о. Крит сегментация желоба выражена более ярко. Восточная часть Ионического желоба под названием желоба Птолемея протягивается перед западной половиной острова. Со смещением к югу примерно на 75 км этот сегмент кулисно подставляется другим сегментом - желобом Плиния, выклинивающимся южнее о. Крит, и в свою очередь также кулисно, со смещением к югу от него на 50-60 км, выделяется желоб Страбона /Wright et ai.,1975; Jongsma, 1977; Le Pichón Angelier, 1981/, рис. 1. Глубина желоба уменьшается от 5000 м и более на северо-западе, до 4000 м в центре (желоб Плиния) и до 3000 м на северо-восточном фланге в желобе Страбона. С внешней стороны глубоководный желоб обрамлен Средиземноморским хребтом, протягивающимся от Ионического моря до о. Кипр /Comninakis, Papazachos, 1972/.

Земная кора Эллинской дуги относится к континентальному типу. Ее мощность под центральной и восточной частями внешней дуги составляют 30-34 км, уменьшаясь до 26-30 км под вулканическом поясом. На СЗ фланге дуги мощность земной коры возрастает до 44 км. Под Критской котловиной наблюдается субконтинентальная кора мощностью до 20 км /М akris, 1976/.

Ход изолиний мощности земной коры согласуется с простиранием поверхностных структур Эллинской дуги.

Характер гравитационного поля дуги в значительной степени обусловлен распределением мощностей земной коры. Внешней части Эллинской дуги соответствуют положительные аномалии Ад в редукции Буге до 50 мГап. Под Критской котловиной наблюдается максимум + 150 мГал, под вулканическим поясом амплитуды аномалий снижаются до + 150 - 100 мГал. В связи с резким увеличением мощности земной коры под срединной частью Пелопоннеса и материковой Грецией у СЗ фланга Эллинской дуги (36-44км) гравитационное поле меняет знак, и отрицательные аномалии Буге достигают величины - 50 ^ 100 мГал /Makris,1976/.

Магнитное поле Эгейского региона в целом имеет нерегуляр

13

РисЛ. Сегментация глубоководного желоба в центре Эллинской дуги (сегменты желобов Птолемея, Плиния и Страбона). Батиметрия по Международной батиметрической карте Средиземно го моря /1980/. Темные треугольники - расстановки донных станций Института океанологии РАН в 1987-1988 гг., светлые -- региональные станции Греции: NPS - Неаполис, VAM - Вамос. Заштрихованы вулканические острова ный характер, отсутствуют полосовые аномалии. Вулканическому поясу Эллинской дуги соответствуют интенсивные положительные аномалии, обусловленные наличием магнитных элементов в составе вулканитов. Такие же аномалии выделяются е Критской котловине; южнее о. Крит магнитное поле имеет спокойный характер Л/од1, Жддэ, 1969; Макм'в, 1976/.

Тепловой поток под внешней, невулканической частью Эллинской дуги низкий, 30-50 мВт/м2. Его величина возрастает в направлении к центральной части Эгейского моря, достигая величин 80 - 90 мВт/м2 под вулканическим поясом Эллинской дуги /Макпв, 1968; РуШав, КоНоб, 1979/.

Анализ сейсмичности Эллинской дуги приводит к заключению о том, что это наиболее высокосейсмичный регион Европы, в пределах которого выделяется около 2% глобальной сейсмической энергии, высвобождающейся при землетрясениях /Оа1апорои1оз, 1963/. Сильнейшие поверхностные землетрясения с М>8,0 известны в районе Юго-Западного Пелопоннеса примерно в 1200 г. до н. э. по археологическим данным ЛЗа1апорои1о5, ХаМИаМэ, 1988/, в 365 г. у западного фланга о. Крит и в 1303 г. восточнее о. Родос /РарагасИо5,1996/.

Очаги поверхностных землетрясений (Ь=40-60 км) приурочены преимущественно к внешней части Эллинской дуги и распределены достаточно равномерно вдоль дуги / Огака^Б et а1., 1996; Ра-рагасИоз,1996/.

Очаги землетрясений с И >60 км образуют отчетливо выраженную зону Беньофа, которая имеет средний наклон в сторону Европейского континента под углом около 35° и прослеживается до глубины 200 км. Наиболее глубокие очаги наблюдаются севернее о-вов Крит и Карпатос и к СЗ от о.Родос /Сотшпак^, РарагасЬоз, 1980; Копс1орои1ои е! а1., 1985/. В этой же области высвобождается большая часть сейсмической энергии. Однако условный уровень сейсмической активности мантии наиболее высок в районе к северу от о. Карпатос и к СЗ от о. Родос (1 землетрясение с М>4,9 и И>70 км за 1,5 года). В районе Крита и между Критом и Пелопоннесом этот уровень снижается в 1,9 раза, а в районе Пелопоннеса в 3,2 раза /Копс1орои1ои е! а1., 1985/. Сильнейшие землетрясения с промежуточной глубиной очага и магнитудами М = 8,0 - 8,2, И ~ 100 км известны к северу от восточного фланга о. Крит (1856 г.) и в районе о. Нисирос (1926г.) /РарагасЬов, 1996/.

Согласно томографическим исследованиям скорости в зоне Беньофа до 80 км примерно на 1% ниже скоростей по Джеффрису -Буллену, а на глубинах 80-200 км на 3% выше, чем по тому же скоростному разрезу /Брактап е! а1., 1988/.

В очагах поверхностных землетрясений во фронтальной части Эллинской дуги преобладают взбросовые подвижки /Ноп/а+Ь,

1984; Rotstein, 1985; Taymaz et al., 1990/, в тыловой части дуги преобладающими являются подвижки типа сброса /McKenzie, 1972,1978; Taymaz et al., 1991/. Ориентация осей сжатия во внешней части дуги преимущественно ЮЗ - СВ и в западной половине дуги они направлены вкрест простирания структур, однако в связи с изменением простирания Эллинской дуги в центре на широтное и в восточной части на северо-восточное ориентация сжимающих напряжений становится параллельной простиранию структур /Papazachos, Kiratzi, 1996/.

Характер подвижек в очагах землетрясений в пределах зоны Беньофа - преимущественно взбросы или сдвиги со взбросовой компонентой. Ось сжатия имеет субгоризонтальное направление, ось растяжения - субвертикальное, а промежуточная ось направлена по падению зоны Беньофа. Ориентация оси сжатия в среднем ЮЗ-СВ, азимут 231 ±36° /Kondopoulou et al., 1985/.

Таким образом, как следует из краткого обзора, Эллинская дуга наряду с типичными чертами, характерными для тихоокеанских дуг, обладает индивидуальными особенностями, отсутствующими у этих дуг. Ниже рассматриваются результаты изучения микросейсмичности Эллинской дуги с помощью донных станций, проведенного здесь впервые лабораторией сейсмологии Института океанологии РАН.

1.2. Особенности сейсмического режима микроземлетрясений центральной части Эллинской дуги

В 1987-1989 гг. лабораторией сейсмологии Института океанологии РАН была проведена серия сейсмологических экспериментов с донными станциями в Эгейском, Тирренском и Ионическом морях. Организатором и научным руководителем этих работ был академик С. J1. Соловьев. Цель работ состояла в изучении особенностей микросейсмичности названных акваторий и, прежде всего, зоны Беньофа Эллинской дуги. Исследования в центральной части Эллинской дуги проводились'трижды: в 1987 г. в тыловой ее области (Критское море), в 1988 г. - во фронтальной, в 1989 г. была развернута сеть донных станций в обеих областях одновременно. Исходя из опыта проведения донных сейсмологических наблюдений, можно отметить ряд их преимуществ перед наземными наблюдениями. К ним относятся: 1) возможность реализации высокого увеличения при регист5 рации (до 5-10 ) вследствие низкого уровня помех на рабочих частотах 6-16 Гц (менее 10 нм); при воспроизведении уровень увеличе-g ния достигает 1^3-10 /Соловьев и др., 1993/; 2) большая гибкость в организации системы наблюдений, поскольку донные станции можно ставить непосредственно в эпицентральную зону землетрясений островных дуг. Отсюда вытекают два следствия /Ковачев, Кузин, 1997/: а) возможность приближения пунктов наблюдений к очагам землетрясений позволяет снизить энергетический порог представительных землетрясений (для района Эллинской дуги примерно на 4 порядка) и соответственно значительно увеличить число регистрируемых событий в течение определенного срока наблюдений; для Эллинской дуги увеличение превышает 2 порядка в расчете на год; б) возрастает точность локализации гипоцентров микроземлетрясений до ±3-5 км против +10-15 км по данным сети региональных станций /Соловьев и др., 1993/;

В каждом сейсмологическом эксперименте в течение 19871989 гг. донные станции вели регистрацию в течение 7-10 суток на полигонах размером примерно 25x50 км2, за этот период записывалось от 400 до 1000 микроземлетрясений с М ь = -1,0^2,5 и слабых землетрясений с Ми = 2,6-3,5. Из этого количества тремя и большим числом донных станций регистрировалось 130-140 микротолчков с М>0, для которых были определены гипоцентры.

Всего за 1987-1989 гг. было локализовано 380 гипоцентров микроземлетрясений в центральной части Эллинской дуги /Соловьев и др., 1993/, рис. 2.

1.2.1. Общие представления о сейсмическом режиме Эллинской дуги по данным землетрясений с М > 4,5.

Для разных районов Эгейского моря и его обрамления, в зависимости от их геологии и тектонической позиции, графики повторяемости землетрясений характеризуются различной крутизной. Наибольший наклон имеет кумулятивный график повторяемости для диапазона магнитуд М=5,0-7,2 за 1901-1981 гг. по региону Эллинской дуги с представительностью землетрясений с М>6,0 за весь период наблюдений, с М>5,2 за 1911-1981 гг. и М>5,0 за 1950-1981 гг. Угловой коэффициент этого графика Ь=-1,03+0,11 (Ь=Д1д1\1/АМ) /Hatz¡dim¡tr¡ou е! а1., 1985/. Большое значение угла наклона графика повторяемости для Эллинской дуги с ее внешними невулканическими островами и вулканическим поясом можно рассматривать как свидетельство высокой раздробленности среды по К. Моги /Мод1, 1967/. Для центральной части Эгейского моря с прилегающими побережьями Греции и Турции значение этого параметра гораздо ниже: Ь=-0,84±0,05 /На1г!сЛтКгюи е! а1., 1985/.

По данным более поздних исследований регионы Эллинской дуги и центра Эгейского моря были разделены на два субрегиона каждый /На121сКт№пои е! а1., 1994/. Было произведено картирование углового коэффициента Ь по сетке 0,2x0,2° с использованием кругоР

Рис.2. Карта эпицентров микроземлетрясений по данным детальных донных сейсмологических наблюдений ИО РАН в 1987-1989 гг .Магнитуды, Мь : X. 0,1-0,5; 2. 0,6-1,0; 3. 1,1-1,5; 4. 1,6-2 5. 2,1-2,5; 6. 2,6-3,0; 7. 3,1-4,0; 8. более 4,0. Глубины очагов, км: 9. 0-10; 10. 11-20; II. 21-30; 12. 31-60; 13. 61-30; 14. 91-120; 15 - донные станции ИО РАН; 16 -региональные станции Греции; 17 - оси желобов. АА1 - осевая плоскость вертикального разреза через область очагов (см.рис.3). Жирный прямоугольник - границы Критского района, в пределах которого изучался сейсмический режим поверхностных 0-60 км мккроземлетрясений вых площадок радиусом 30-100 км в пределах каждого субрегиона. Полученные значения для внешней части Эллинской дуги составляют Ь=-1,1, для ее тыловой части Ь=-1,0. Поскольку оба субрегиона практически целиком вписываются в регион Эллинской дуги согласно ранней работе /На1г1сНтйгюи е! а)., 1985/, в первом приближении можно принять значение Ь=-1,05 в среднем, что практически не отличается от значения Ь=-1,03+0,11 согласно кумулятивному графику повторяемости для Эллинской дуги, упомянутому выше. Такая же картина наблюдается и для двух субрегионов центральной части Эгейского моря: для южного субрегиона Ь=-0,9, для северного Ь=-0,8 и в среднем Ь=-0,85, что также согласуется с данными ранней работы /На1г1сПт№гюи е! а1., 1985/.

Таким образом, более детальное разбиение регионов Эллинской дуги и центральной части Эгейского моря не привело к изменению угла наклона кумулятивных графиков, что можно рассматривать как свидетельство стабильности этого параметра.

Весьма интересной особенностью сейсмического режима внешней части Эллинской дуги является возрастание наклона графиков повторяемости с глубиной в интервале 0-60 км /Рарас)орои!а8, РауНс1ез, 1984/. Величина коэффициента Ь меняется от -0,86 для глубины 4 км до -1,81 для 60 км, при этом среднее значение по интервалу 4-60 км составляет -1,2. В то же время для земной коры (И = 4-30 км) в среднем Ь=-0,90, а для верхней мантии на глубинах 30-60 км - в среднем Ь=-1,48. Эти данные не согласуются с существующими представлениями об уменьшении наклона графиков повторяемости землетрясений в земной коре как для Курило-Камчатской дуги /Аверьянова, 1975/, так и для внутриконтинентальных регионов Средней Азии /Бутовская, Кузнецова, 1971/ и Западной Европы /Шенкова, Карник, 1982/. Однако греческие сейсмологи утверждают, что отмеченная особенность сейсмического режима обусловлена, с одной стороны, неоднородностью напряженного состояния земной коры и прилегающей части верхней мантии, а с другой, вариациями вещественного состава среды вблизи границы литосферы и астеносферы /Рарас1орои1о5, РауЦйев, 1984/.

1.2.2. О сейсмическом режиме микроземлетрясений центральной части Эллинской дуги и его подобии режиму землетрясений с М > 4,5

При трех непродолжительных сейсмологических экспериментах в центре Эллинской дуги общей длительностью 1 месяц было зарегистрировано более 2000 сейсмических событий с магнитудами

М, = -1,0^-4,4. Примерно для 20% относительно более сильных из них, записанных тремя и большим числом донных станций (М =0

4,4), были локализованы гипоцентры. Значения магнитуд Мц вычислялись по длительности колебаний т от момента вступления Р-волны до момента, когда амплитудный уровень коды землетрясения становится сопоставимым с уровнем помех (отношение сигнал/шум не более 1,5). В качестве опорных данных для определения корреляции величины х с М послужили оценки М и землетрясений по записям греческих станций (Мь =2,5-4,4) на ближайших к изучаемому району островах Крит и Милос и одновременных записей тех же землетрясений донными станциями /КоуасЬеу е1 а1., 1991; Соловьев и др., 1993/. Соотношение для вычисления М, имеет вид:

М! =3,2(±0,1)1дт-3,9(±0,3). Ошибки определения М, по этой формуле составляют ±0,2-0,3 единицы магнитуды.

Анализ распределения микроземлетрясений по глубине приводит к заключению о высокой активности земной коры задуговой части Эллинской дуги, где возникло 75% всех микротолчков /Ковачев и др., 1994/. По данным же наземных станций на материке и островах более активной считалась верхняя мантия задуговой области /Сотшпак15, РарагасЬоз, 1986/. Одной из причин этого может быть недостаточная точность определения глубин очагов землетрясений в интервале 0-60 км в 70-х., когда ошибки составляли ±10-20 км (по /РарагасЬоэ , СотптаМБ, 1971/) и значительная часть норовых землетрясений относилась к мантийным.

Анализ распределения микроземлетрясений по магнитудам в разные годы показал, что для 1987 г. характерен более широкий общий диапазон магнитуд (М с =0-4,4) и диапазон наиболее представительных из них - Ми =1,2-2,1. В последующие годы произошло сужение как общего диапазона магнитуд (Ми = 0-2,1), так и наиболее представительных землетрясений: в 1988г. М=0,6-1,5, в 1989 г.

Мц =0,3-1,2. Значительное сужение энергетического диапазона микротолчков в 1988-1989 гг. обусловлено уменьшением числа относительно сильных микротолчков с М ц > 0,8 /Ковачев, Кузин, 1997/.

На основе изучения данных по долговременному сейсмическому режиму умеренных и сильных землетрясений с М=5,0-7,2 для Эллинской дуги автором была поставлена задача выявления особенностей сейсмического режима микроземлетрясений /Ковачев, Кузин,1997/. Были проанализированы графики повторяемости микроземлетрясений центральной части Эллинской дуги с глубинами очагов 0-60 км по данным наблюдения в 1987, 1988 и 1989 гг. отдельно и сводный график за 1987-1989 гг., объединяющий результаты сейсмологических экспериментов за период общей продолжительностью в один месяц. Графики повторяемости по данным за 1987,1988 и 1989 гг. в отдельности оказались неустойчивыми вследствие малого числа представительных микротолчков с М, >0,8 или М| >1,2 (согласно /Сотптакгё, РарагасИов 1980/, М= М и +0,4). С целью сопоставления кумулятивных графиков повторяемости микроземлетрясений и слабых землетрясений с М и =1,2,8-4,8 для цента Эллинской дуги за 1 месяц, с одной стороны, и долговременного (80 лет) графика повторяемости для всей Эллинской дуги с М = 5,0-7,2 за 80 лет значения чисел микротолчков были приведены к 1 году и по площади к 1000 км2. Площадь района изучения микроземлетрясений (Критский район) составляет около 60000 кмг (см. рис. 2), а всей Эллинской дуги -370000 км2. С учетом нормирования наклоны и уровни обоих графиков повторяемости оказались очень близкими: а) для микроземлетрясений и слабых землетрясений центра Эллинской дуги (М=1,2-4,8)

1д1М Г =3,67(±0,06)-1,06(±0,06)М ( ; б) для более сильных землетрясений всей дуги (М=5,0-7,2) 1д1М! =3,60-1,03(±0,11)М i (точность оценки коэффициента а неизвестна).

При этом число землетрясений с М=4,8, являющихся связующими между рассматримаемыми графиками повторяемости, нормировалось по долговременному графику, так как на основе кратковременного графика его повторяемость была бы завышена более, чем на порядок (примерно в 14 раз).

Таким образом, обсуждаемые графики повторяемости имеют близкий наклон и стыкуются в точке с М=4,8, что позволяет рассматривать их совместно. Принимая во вниминие, что линейная часть долговременного графика соответвует магнитудам М=5,0-6,8, можно говорить о подобии графиков повторяемости в общем лиапазоне магнитуд М=1,5-6,8 или в пределах около 9 порядков энергии. Годовое нормированное число землетрясений с М=6,8, оцениваемое при экстраполяции кратковременного грфика для магнитуд М=1,6-4,8 в область сильных землетрясений, получается

-4 примерно в 1,4 раза меньше (2,910 ), чем по долговременному

-4 графику для магнитуд М=5,0-6,8 (3,9 10 ). В то же время оценки числа зеилетрясений с М=6,8 по помледнему графику м учетом среднеквадратичного разброса величины угла наклона - Ь=-1,03+0,11

-4 -4 различаются в 28 раз (от 210 до 7-10 ). На этом фоне расхождение в оценках чисел землетрясений с М=6,8 по кратковременному и долговременному графикам повторяемости является несущественным.

Наряду с этим правомочность допущения о подобии рассматриваемых графиков повторяемости подтверждается близостью величин суммарных нормированных чисел наблюдаемых микроземлетрясений с М<3,1 в центре Эллинской дуги и вычисленных при экстраполяции долговременного графика повторяемости с М=5,0~6,8 для всей дуги в область микроземлетрясений. Этот вывод следует из таблицы: м 3,1 2,6 2,1 1,6

Мх наб 1 10 35 87 выч 2 8 28 90

Полученный результат основан на двух допущениях: а) сейсмический режим в среднем для Эллинской дуги стабилен во времени; б) в первом приближении землетрясения возникают равномерно во всем регионе. Реальность первого допущения подтверждается практически неизменным наклоном графика повторяемости для региона Эллинской дуги по данным представительных землетрясений как за 80 лет (1901-1980 гг.), Ь=-1,03+0,11, так и за 180 лет (1801-1980 гг.), Ь= -1,04+0,14 ^исНтйпои et а1.,1985/.

Второе допущение также приемлемо, так как распределение эпицентров поверхностных землетрясений (Н<60 км) в первом приближении достаточно равномерное Югака1оБ е! а)., 1996; РарагасИов, 1996/.

Таким образом, установлено подобие сейсмического режима региона Эллинской дуги в широком диапазоне энергий - более 9 порядков, от микроземлетрясений до умеренных и сильных землетрясений. Этот результат является выражением иерархических свойств сейсмического режима, обуславливающих его самоподобие во времени и промтранстве /Садовский и др., 1987; Садовский, Писаренко, 1991/.

Аналогичные данные получены в Хаитском районе Таджикистана, в пределах эпиплатформенного орогена Тянь-Шаня /Вессон и др., 1976/. Однако в этом случае диапазон магнитуд оказался сдвинутым более, чем на 2 единицы магнитуды в сторону землетрясений малых энергий: данные по слабейшим толчкам с М = -0,6^1,6 были взяты по наблюдениям за 3 месяца и по землетрясениям сМ = 1,74,5 за 15 лет (общий диапазон энергий 9 порядков).

Наконец, близкие значения уровня и угла наклона кумулятивных графиков повторяемости землетрясений, нормированных к 1 году и 1000 км2, получены автором по данным для Южно-Курильской зоны за 10 месяцев детальных сейсмологических наблюдений (Б-ЭвООО км2, М=3,3-6,0, январь-октябрь 1958 г.) /Федотов и др., 1969/ и данным для всей островной части Курило-Камчатской дуги за 63 года

22

S-783000 км2, M=6,0-8,3, 1911-1973 гг.) /Сухомлина и др., 1977/. Эти значения равны соответственно: а) для Южно-Курильской зоны -а=3,22±0,05, Ь=-0,81+0,05; 6) для островной части Курило-Камчатской дуги (без Камчатки) - а=3,125±0,02, Ь=-0,82±0,02.

Установленное подобие графиков повторяемости для Эллинской дуги в широком диапазоне магнитуд важно с точки зрения возможности экстраполяции данных микроземлетрясений на достаточно сильные землетрясения как в Греции, так и других районах Средиземноморско-Азиатского сейсмоактивного пояса (Крым, Кавказ, Средняя Азия, Памир, Тянь-Шань и др.).

К особенностям сейсмического режима Эллинской дуги, относится также возрастание угла наклона графиков повторяемости землетрясений в её фронтальной части с глубиной до 60 км /Bath, 1983; Papadopoulos, Pavlides, 1984/. Эта особенность не согласуется с данными для Курило-Камчатской дуги /Аверьянова, 1975/ и континентальных районов Средней Азии /Бутовская, Кузнецова, 1971/ и Западной Европы /Шенкова, Карник, 1982/, где в земной коре, наоборот, крутизна графиков повторяемости уменьшается с глубиной.

По мнению греческих сейсмологов, наблюдаемая особенность сейсмического режима обусловлена, с одной стороны, неоднородностью напряженного состояния литосферы, с другой, неоднородностью вещественного состава вблизи границы литосферы и астеносферы /Papadopoulos, Pavlides, 1984/. По этой причине величина коэффициента b возрастает от - 0,81 на глубине 4 км до -1,81 на глубине 60 км.

Проверка возможности возрастания наклона графиков повторяемости микроземлетрясений с глубиной по аналогии с землетрясениями с М > 4,5 по /Papadopoulos, Pavlides, 1984/ для внешней части Эллинской дуги была произведена по данным трех диапазонов глубин: а) 0-15 км; 6)16-30 км и в) 31-60 км. Полученные результаты приведены в табл. 1.

Из табл. 1 следует, что распределение наклонов графиков повторяемости микроземлетрясений по глубине в интервале 0-60 км в целом совпадает с данными по землетрясениям с М > 4,5 /Papadopoulos, Pavlides, 1984/, хотя различия между значениями коэффициента b в интервалах 16-30 и 31-60 км, а также 0-30 и 0-60 км -незначимые.

Полученный результат может свидетельствовать о наличии неизвестной для других островных дуг особенности сейсмического режима землетрясений на глубинах 0-60 км в пределах Эллинской дуги. Анализ графиков повторяемости микроземлетрясений подтвердил вывод греческих сейсмологов /Papadopoulos, Pavlides, 1984/. Однако для установления причины выявленной ими особенности сейсмического режима необходимы детальные исследования напряженного состояния и структуры среды Эллинской дуги, что не входило в задачу автора. Таблица 1

Сопоставление угловых коэффициентов графиков повторяемости землетрясений с М > 4,5 и микроземлетрясений

Авторы Угловые коэффициенты графиков повторяемости для разных глубин

11=0-15 км И=16-30км И=31-60км (1=0-30км И=0-60км

Рарас1орои1о5, РауПс1е5,1984 -0,81 -0,94 -1,48 -0,9 -1,2

Ковачев, Кузин, 1997 -0,83±0,05 N=45 -1,10+0,12 N=50 -1,36+0,26 N=23 -1,00±0,03 N=95 -1,14+0,11 N=120

1,0-3,0 1,0-2,0 1,5-2,5 1,0-3,0 1,0-3,0

Представляло интерес также сопоставление наклонов графиков повторяемости микроземлетрясений для внешней и задуговой областей

Эллинской дуги. Эти данные приведены в табл. 2.

Из рассмотрения таблицы 2 можно сделать вывод, что тенденция к изменению углов наклона графиков повторяемости с глубиной для задуговой области Эллинской дуги аналогична выявленной для ее преддуговой части, хотя приведенные значения статистически недостаточно надежны. Величины коэффициента Ь для обеих областей близки, их различия не превышают величин среднеквадратичного разброса. Для интервала глубин 30-60 км повторяемость в задуговой области имеет условный характер вследствие недостатка данных.

Таким образом, данные таблицы 2 свидетельствуют о сходном поведении с изменением глубины графиков повторяемости микроземлетрясений для фронтальной и задуговой частей Эллинской дуги (Критский район), т.е. для центральной ее области в целом, с одной стороны, и графиков повторяемости землетрясений с М>4,5, с другой. Этот результат можно рассматривать как еще одно свидетельство подобия сейсмического режима микроземлетрясений и слабых землетрясений (М=1,6-4,8) и достаточно сильных землетрясений {М=5,0-6,8).

Таблица 2.

Соотношение наклонов графиков повторяемости для преддуговой и задуговой областей Эллинской дуги

Область Значения угловых коэффициентов графиков повторяемости

И=0-15 км И =16-30 км И =31-60 км Ь=0-30 км Н =0-60 км

Предду-говая -0,83+0,05 -1,10 ±0,12 -1,36±0,26 -0,98±0,04 -1,14±0,11

Задуго-вая -0,86+0,05 N=26 -1,18±0,13 N=15 -0,75+0,05 N=9 -0,90±0,05 N=41 -0,95+0,04 N=54

1,5-4,4 1,5-2,5 2,0-3,3 1,5-4,4 1,5-4,4

Данные о наклоне графика повторяемости мантийных землетрясений с очагами глубже 60 км, т.е. в пределах зоны Беньофа, согласуются с версией об уменьшении наклона графика повторяемости с глубиной (Ь= -0,59+0,09). По последним данным греческих сейсмологов для мантийных землетрясений с М > 4,5 на глубинах 60100 км угловой коэффициент графика повторяемости составляет -0,5 (внешняя дуга), на глубинах 100-180 км (внутренняя вулканическая дуга) Ь= -0,7, или в среднем Ь=-0,6 для глубин 60-180 км /НаЫсНтНпои а1„ 1994/.

Резюмируя итоги изучения сейсмического режима микроземлетрясений центра Эллинской дуги необходимо отметить следующие моменты. Выявленное подобие его параметров и тех же параметров для сильных землетрясений (М=5,0-6,0) является, с одной стороны, новым результатом как для Эллинской дуги, так и для других островных дуг, с другой стороны, этот результат следует рассматривать как еще одно свидетельство проявления иерархических свойств и самоподобия режима, установленных для других сейсмоактивных районов, например, Таджикистан и Калифорния/Садовский и др., 1987; Садовский, Писаренко,1991/.

Отсюда вытекают два важных вывода: 1) изучение сейсмического режима микроземлетрясений можно рассматривать как экспресс-метод для определения его параметров в сейсмоактивных регионах; 2) эти исследования позволяют определить количественные параметры сейсмического режима для слобосейсмичных районов, в первую очередь шельфов, экстраполируя данные микроземлетрясений на более сильные землетрясения. Для непосредственного определения параметров сейсмического режима таких районов традиционными методами региональной сейсмологии даже для землетрясений с М=4,5-5,0 требуется не менее десяти лет. В этом заключается преимущество изучения микроземлетрясений по сравнению с изучением сейсмического режима традиционными методами.

Выводы

1. Главным результатом кратковременного изучения сейсмического режима микроземлетрясений центральной части Эллинской дуги является определение его подобия режиму умеренных с М>4,5 и сильных с М=6,0-7,0 землетрясений по долговременным данным (диапазон энергий составляет более 9 порядков). К этому диапазону магнитуд относятся многие разрушительные землетрясения нашего столетия, возникшие в пределах Средиземноморско-Азиатского сейсмоактивного пояса как в Греции, так и других регионах, например, в Крыму - Крымское 1927 г., на Кавказе - Дагестанское 1970 г., в Средней Азии - Апайское 1961г., Сарыкамышское 1970 г. и др., а также афтершоки землетрясений с М>7,0. Это позволяет рекомендовать изучение микросейсмичности в научном аспекте в качестве экспресс-метода исследования сейсмичности других высокосейсмичных районов.

В прикладном аспекте рассматриваемый результат может быть использован при определении количественных характеристик сейсмического режима, необходимых для оценки сейсмической опасности слабосейсмичных районов и в первую очередь таких, где расположены экологически опасные сооружения и производства (АЭС, нефтепромыслы, нефтехимия и химия) / Ковачев, Кузин, 1997/. Эта проблема должна решаться на основе микросейсмического мониторинга таких районов.

2. Данные микроземлетрясений подтверждают региональную особенность сейсмического режима Эллинской дуги - возрастание углового коэффициента графиков повторяемости с глубиной в земной коре (И=0-30 км) и прилегающей к ней части верхней мантии (Н=31-60 км) /Рарас1орои1о5, РауНдев, 1984/. В земной коре угловой коэффициент графиков повторяемости "Ь" возрастает от -0,83+0,05 в ее верхней части (Ь=0 -15 км) до -1,00±0,12 - в нижней части (Ь=16-30 км). В области верхней мантии, прилегающей к земной коре (И=30-60 км), значение коэффициента Ь (Ь= -1,36+0,26) выше по сравнению с его значением (Ь= -1,00+0,03) для земной коры в целом (Ь=0-30км). Этот результат является дополнительным свидетельством подобия графиков повторяемости микро- и слабых землетрясений, с одной стороны, и умеренных и сильных землетрясений, с другой. И только на глубинах свыше 60 км угол наклона графика повторяемости уменьшается до -0,59± 0,09. Согласно имеющимся данным значение коэффициента b для землетрясений с глубинами очагов 60-180 км составляет -0,5 /Hatzidimitriou et al., 1994/.

1.3 Особенности пространственного распределения микроземлетрясений в области Эллинской дуги по наблюдениям донных сейсмографов и тонкая структура зоны Беньофа.

Локализация гипоцентров микроземлетрясений производилась на основе скоростной модели земной коры по данным ГСЗ /Makris,1976,1977, 1978/, скорости сейсмических волн в верхней мантии принимались по данным из сейсмологических работ /Panza, 1984/. Времена пробега волн Р и S определялись независимо от скоростной модели среды из графика Вадати по соотношению времен tp и ts, что повышает объективность исходных данных. Оценки возможных ошибок положения эпицентра и глубины очагов производились по программе HYPO-71 /Lee, Lahr, 1985/. Большинство гипоцентров микроземлетрясений (до 80%) было определено с ошибками ±3-5 км /Соловьев и др., 1993/.

Наиболее ярко особенности тонкой структуры зоны Беньофа были выявлены по результатам наблюдений 1988 г., данные за 1987 и 1989 гг. подтвердили наличие этих особенностей /Ковачев и др., 1991; 1993; 1994, Kovachev et al .,1992/.

Было установлено, что гипоцентры 130 микроземлетрясений за 1988г. с ML =0-1,9 в районе к ЮВ от о. Крит образуют два "облака": внешнее (южное) по отношению к структурам Эллинской дуги на глубинах 5-70 км и внутреннее (северное) на глубинах 5-120 км. Оказалось, что внешнее "облако" гипоцентров расположено между желобами Страбона и Плиния, а внутреннее - в тылу желоба Плиния (об особенностях структуры глубоководного желоба в районе о. Крит см. выше, раздел 1.1, рис.2).

На вертикальном разрезе через очаговую зону желобу Страбона соответствует внешний сейсмоактивный слой или подзона зоны Беньофа с наклоном к СЗ под углом 60%, а желобу Плиния - внутренняя сейсмоактивная подзона с таким же наклоном, рис.3 /Ковачев и др. , 1991; Kovachev et al., 1992/. Таким образом, было выявлено "расщепление" зоны Беньофа в центре Эллинской дуги на две подзоны, причем каждая из подзон связана с соответствующим желобом. Высокая точность локализации гипоцентров позволяет считать полученное их пространственное распределение достаточно реалистичным. Этот результат свидетельствует о связи геоморфологии сегментов желоба с процессами в верхней мантии на глубинах, по

27

Рис.3. Разделение единой зоны Беньофа в центре Эллинской дуг по данным распределения очагов микроземлетрясений на вертика льном разрезе по плоскости АА1. П - основная внутренняя подзона, связанная с желобом Плиния, С - внешняя подзона, связанная с желобом Страбона. Магнитуды, Мц : I. 0,1-0,5; 2. 0,6-1,0; 3. 1,1-1,5; 4. 1,6-2,0. Темные кружки - ошибки ■ локализации гипоцентра до - 3 км, светлые - - 3-5 км.Кривая в верхней части - ход аномалий в редукции Буге вдоль профиля, пройденного через область очагов крайней мере, до 70-120 км.

Как известно верхняя мантия в зоне Беньофа характеризуется повышенной плотностью (см., например, /Туезов и др., 1967; Сычев, 1969; Hatherton, 1969; Кузин, 1974/ и др.). Наблюдения на гравиметрическом профиле, пройденном через изучаемый район в 45-ом рейсе НИС "Дм. Менделеев", показали, что обеим подзонам зоны Беньофа соответствуют максимумы Ад в редукции Буге, рис.3 /Ковачев и др., 1991; Kovachev et al., 1992; Соловьев и др., 1993/.

Выявление двухслойной структуры зоны Беньофа в центре Эллинской дуги является новым результатом, неизвестным ранее для этого региона.

Аналогичный вывод о раздвоении зоны Беньофа был получен при интерпретации данных франко-греческого сейсмологического эксперимента 1986 г. в районе п-ова Пелопоннес. При проведении этого эксперимента 46 наземных станций на п-ове Пелопоннес и прилежащих о-вах за полтора месяца наблюдений зарегистрировали более 1200 микроземлетрясений и слабых землетрясений с М=0,4-4,9, для 1070 из которых с М>1 были определены гипоцентры. Примерно для 470 микротолчков точность локализации гипоцентров составила ±5 км, для остальных 600 - она была ниже в 2 раза, т.е. +10 км /Hatzfeld et al., 1989/.

На проекции гипоцентров на вертикальную плоскость, пересекающую очаговую зону по / Hatzfeld et al., 1989/, показана расплывчатая картина. Основываясь на опыте макросейсмических наблюдений в центре Эллинской дуги, автор выделил две сейсмоактивных зоны, разделенные асейсмичным промежутком, рис. 4. Внутренняя подзона, протягивающаяся до глубины 150 км, связана с ЮВ сегментом Ионического желоба, а внешняя, прослеживающаяся до 110 км, связана с СЗ сегментом желоба, кулисно выдвинутым в сторону Ионического моря. Наклон обеих подзон под п-ов Пелопоннес составляет около 45°. Так же, как и в центральной части Эллинской дуги, обеим подзонам соответствуют максимумы Дд в редукции Буге по данным Я. Макриса /Makris, 1976/, рис. 4.

Особенностью двухслойной структуры зоны Беньофа в районе п-ова Пелопоннес является ее связь не только с кулисным смещением к востоку ЮВ сегмента Ионического желоба в этом районе относительно его СЗ сегмента, но и с дублированием этого смещения в геологической структуре. Вблизи 37° с. ш. на западном побережье п-ова Пелопоннес наблюдается затухание Габрово-Триполийской и Пиндосской геологических зон (поздний эоцен-миоцен). Их продолжением к югу является Платтенкальк - Талеорийская зона (поздний мезозой), кулисно смещенная к востоку от этих зон на 45-75 км и выходящая к желобу на участке от п-ова Пелопоннес до о. Крит, рис. 5 /Hatzidimitriou et al., 1985; Богданов и др., 1994/.

Следует добавить, что при кратковременных (3 суток) дон

Рис.4,а. Разделение зоны Беньофа в северо-западной части Эллинской дуги, установленное по данным франко-греческого се апологического эксперимента 1986 г. / Hatzfeld et al., 1989/ с дополнением по / Кузин, Ковачев, 1998/ левый верхний угол Магкитуды землетрясений М = 1,0-5,0. Залитые кружки - ошибки локализации гипоцентра менее - 5 км, светлые - - 5-10 км. <3. Ход аномалий в редукции Буге вдоль линии АБ (см.рис.5) по / Makris , 1976/. i FtViWU з 7

I» 9 4 p^io

ES ii

Рис.5. Структурно-тектоническая обстановка района п-ова , Пелопоннес (по / Hatzidimitriou et al., 1985/)с дополнениями Геологические зоны: I - Паксос; 2 - Ионическая; 3 ■- Габрово- 1 - Триполийская; 4 - Пиндосская; 5 - Платтенкальк-Талеорийская 6 - Парнасская; 7 - Субпелагонийская; 8 - Аттико-Кикладская; 9 - границы геологических зон: уверенные (сплошные линии) и предполагаемые (пунктир) ; 10 - ось Ионического желоба; II - профиль через очаговую зону, вертикальный разрез по которому приведен на рис.4 (по / Hatzfeld et al., 1989Д Разломы по / Mat\tovani et al., 1997/ ных сейсмологических наблюдениях лаборатории сейсмологии ИО РАН в районе п-ова Пелопоннес в 1989г. была обнаружена микросейсмичность в земной коре и верхней мантии (глубины 7-52 км) непосредственно под СЗ сегментом Ионического желоба /Кузин, Кова-чев, 1997/.

Из сопоставления двухслойной структуры зоны Беньофа с поверхностной тектоникой в центральной и северо-западной частях Эллинской дуги следует, что возникновение раздвоения этой зоны обусловливает как сегментацию и кулисное смещение отрезков глубоководного желоба, так и аналогичное изменение геологической структуры на п-ове Пелопоннес.

Необходимо отметить, что потенциальное разделение зоны Беньофа Эллинской дуги на две подзоны по данным наблюдений наземных станций (землетрясения с М>4,5) было впервые обнаружено В. К. Папазахосом /Papazachos,1973/. Однако необычность этого явления при малой точности определения глубин очагов (+10-20 км) не получила должной оценки. Кроме того, снесение на один разрез гипоцентров по всей дуге привело к сильному размыванию внешней подзоны Беньофа, что также не способствовало правильной интерпретации полученной картины.

Позже также не совсем удачная попытка выявления тонкой структуры зоны Беньофа Эллинской дуги была предпринята чешскими исследователями A/anek et al., 1987/. По данным региональных станций Греции за 1964-1984 гг. ими было установлено существование второй сейсмоактивной зоны над зоной Беньофа в восточной части Эллинской дуги к востоку от Крита. Однако невысокая точность исходных данных и в этом случае не позволила сделать вывод о возможности разделения (расщепления) зоны Беньофа на две подзоны.

Необходимо отметить, что наибольший резонанс среди сейсмологов и тектонистов в свое время получило сообщение о выявлении двойной зоны Беньофа в северо-восточной части Японской дуги при изучении микроземлетрясений района Тохоку /Хасегава и др., 1978; Hasegawa et al., 1978/. Однако впервые двухслойная структура зоны Беньофа была обнаружена по данным микроземлетрясений в центральной части Алеутской дуги /Engdahl, Scholz, 1977/ и умеренных землетрясений Южных Курильских о-вов /Veith, 1977/. В настоящее время сведения о двойной структуре зоны Беньофа известны также для Марианской дуги /Samowitz, Forsyte, 1981/ и восточной части Алеутской дуги /Reyners, Coles, 1982/.

Таким образом, по внешним признакам выявление двойной зоны Беньофа в пределах Эллинской дуги не является абсолютно новым результатом, оно только подтверждает наличие у этой дуги еще одной черты, типичной для упомянутых тихоокеанских дуг. Однако природа разделения единой зоны Беньофа на две подзоны в

Эллинской дуге коренным образом отличается от таковой для тихоокеанских дуг. Прежде всего, в Алеутской дуге внешняя подзона Беньофа выделяется на глубине 65 км и, имея более пологий наклон, соединяется с основной внутренней подзоной на глубине около 120 км/ Engdahi, Scholz ,1977; Reyners Coles, 1982/. В Марианской, ЮжноКурильской и Японской дугах выделение внешней подзоны Беньофа происходит еще глубже - на 75-80 км, а соединение с основной внутренней подзоной - на глубинах 200 - 230 км /Samowitz, Forsyte, 1981; Veith, 1977; Hasegawa et al., 1978 I. Соответственно наблюдающееся раздвоение зоны Беньофа не отражается в поверхностном структурном плане Алеутской, Курило - Камчатской, Марианской и Японской дуг.

Согласно авторам перечисленных выше публикаций и некоторых других исследователям возможны следующие причинами расслоения зоны Беньофа могут быть следующие: а) фазовые переходы в погружающейся плите /Veith,1977; Anderson et al., 1980/; б) упругое "разгибание" (выпрямление) поддвигающейся плиты /Isacks, Barazangi, 1977; Engdahl, Scholz ,1977/; в) проседание погружающейся плиты под действием ее собственного веса /Sleep, 1979/; г) межплитные надвиговые движения на верхней границе поддвигающейся плиты, вызывающие термоупругие напряжения в этой плите, при разрядке которых и возникает внешняя сейсмоактивная подзона /Hasegawa et al., 1978/.

Наряду с этим некоторые исследователи рассматривают внешнюю подзону зоны Беньофа как фронт десерпентинизации погружающейся океанической плиты (см., например, /Каракин, 1986/).

По имеющимся данным весьма трудно отдать предпочтение какой-либо из упомянутых точек зрения. По мнению автора, представляются более правдоподобными версии о фазовых переходах в погружающейся плите/Veith,1977; Anderson et al., 1980/, межплитовые надвиговые движения вдоль верхней границы основной (внутренней) подзоны Беньофа, вызывающие термоупругие напряжения и сейсмическую активность во внешней подзоне. Все остальные предположения трудно реализуемы в широком интервале глубин от 65-80 до 230 км, хотя на глубинах до 120 км возможна и десерпентинизация низов океанической плиты.

В пределах Эллинской дуги ситуация с раздвоением зоны Беньофа принципиально иная: оно начинается в низах земной коры на глубинах порядка 20 - 30 км и прослеживается во внешней части до 70-110 км, а во внутренней - до 120-150 км, рис. 3,4. При этом наблюдается четкая связь каждой из подзон с одним из сегментов глубоководного желоба, обе подзоны ориентированы параллельно друг другу /Kovachev et al., 1992; Соловьев и др., 1993; Кузин, Ковачев, 1997/. Этот результат является абсолютно новым, ранее неизвестным не только для Эллинской дуги, но и для других островных дуг.

Он позволяет рассмотреть тектоническую ситуацию в пределах Эгейского региона под новым углом зрения.

Принимая во внимание, что подробное рассмотрение геодинамики региона не входит в нашу задачу, ограничимся кратким экскурсом в эту область. Согласно существующим представлениям в регионе Эгейского моря по крайней мере с раннего миоцена (23 млн. лет назад) /Papadopouios, 1989/ или позднего миоцена (13 млн. лет назад) /Le Pichón, Angelier, 1979,1981/ в области Эллинской дуги происходит субдукция Африканской плиты под Эгейскую /McKenzie, 1970, 1972; Lort, 1971; Papazachos, Comninakis„1971,1978; Comninakis, Papazachos, 1972,1976; Galanopoulos, 1972,1975; Dewey et al., 1973; Papazachos, 1973,1974,1977; Gregersen, 1977 и др./. Однако малое число определений механизма очагов землетрясений, на которых базируются геодинамические построения, не позволяет создать целостную картину тектоники региона. Большинство исследователей считает, что в западной части Эллинской дуги, имеющей СЗ простирание, происходит поддвиг Африканской плиты под Эгейскую в направлении ЮЗ-СВ. В связи с изменением простирания структур дуги в центре на широтное и в восточной части на северо-восточное, поддвиг сначала становится косым, а затем переходит в скольжение, параллельное структурам дуги. При этом серию кулисно смещенных сегментов желоба южнее о. Крит некоторые исследователи рассматривают как трансформные разломы /McKenzie, 1972,1978; Le Pichón, Angelier, 1979; Taymaz et al., 1991/.

Предполагается также поворот зоны конвергенции Африканской и Эгейской плит или области Эллинской дуги на 30° против часовой стрелки за период после позднего миоцена (13 млн. лет назад) вокруг центра с координатами 40° с. ш., 18° в. д. /Le Pichón, Angelier, 1979/. Последний вариант этого движения представляется в следующем виде. На основе анализа механизмов очага коровых землетрясений предполагается, что Эгейская плита к западу от 31° Е испытывает поворот против часовой стрелки под действием широтного давления со стороны Малоазиатской плиты на востоке и упора блока континентальной Греции, сталкивающегося с Апулийской плитой, на западе/Taymaz et а!., 1990; 1991/.

Существует также точка зрения о скольжении хрупкой верхней части земной коры Эгейского региона относительно вязкой нижней ее части тоже против часовой стрелки вокруг центра, расположенного восточнее о. Родос /Jolivet et al.,1994/.

В свете новых данных о связи особенностей структуры зоны Беньофа со структурным планом Эллинской дуги можно высказать и другие предположения о взаимодействии Африканской и Эгейской плит в области этой дуги.

Сегментация глубоководного желоба на северо-западе (район п-ова Пелопоннес) и в центре Эллинской дуги (район о. Крит) со

34 ■ смещением сегментов во внешнюю область к ЮЗ в первом районе и к ЮВ во втором может рассматриваться как результат дробления дуги глубинными разломами на блоки, что приводит к секционированию зоны поддвига Африканской плиты /Богданов и др., 1994/. При этом наблюдается сокращение области мантийной сейсмичности по глубине во внешней подзоне Беньофа до 70 км в районе Крита и до 110 км в районе Пелопоннеса. Самая внешняя сейсмоактивная мантийная зона под Ионическим желобом, обнаруженная по наблюдениям донных станций Института океанологии в районе к ЮЗ от Пелопоннеса прослеживается только до глубины 50 км /Кузин, Ковачев, 1997/. Возникает предположение об уменьшении возраста в соответствии с уменьшением протяженности внешних сейсмоактивных подзон в процессе их миграции к ЮЗ в районе Пелопоннеса и к ЮВ в районе Крита. Приближенно такую оценку можно сделать на примере зоны сегментации глубоководного желоба к югу от Крита. Расстояние между сегментами Птолемея и Плиния составляет примерно 70 км, поэтому при достаточно реальной скорости перемещения Африканской плиты 2-4 см/год /см., например, Le Pichón, Angelier,1979; Рара-dopoulos, 1989/ сегмент желоба Плиния соответствующей ему подзоной Беньофа мог образоваться на 3,5-1,75 млн. лет позже сегмента желоба Птолемея. В свою очередь, желоб Страбона, расположенный на 50 км южнее желоба Плиния, вместе со второй подзоной Беньофа должен быть моложе на 2,5-1,25 млн. лет последнего или на 6,0-3,0 млн. лет моложе желоба Птолемея.

Приведенные данные свидетельствуют о более активной роли Эгейской плиты при ее взаимодействии с Африканской плитой /Le Pichón, Angelier, 1979,1981/, т.е. об обратной ситуации по сравнению с тихоокеанскими дугами, где более активной является поддви-гающаяся океаническая плита.

Необходимо отметить, что процесс миграции мантийной сейсмичности в сторону Африканской плиты можно рассматривать как следствие расширения Эгейской плиты в ходе геологической эволюции Эгейского региона, что подтверждает наиболее распространенную точку зрения /McKenzie, 1972, 1978; Le Pichón, Angelier, 1979, 1981; Horvath et al., 1981; Mercier, 1981; Papadopoulos, 1988/. В качестве ее обоснования можно принять наличие сдвиговых механизмов очага землетрясений в зоне внешней невулканической дуги, граничащей с зоной надвиговых подвижек в области внутреннего склона Эллинского желоба /Papadopoulos, 1985/, и сбросовых подвижек в очагах землетрясений в задуговой части Эгейского моря /McKenzie, 1972,1978; Papadopoulos, 1986/. Кроме того, в районе Крита по данным томографии наблюдаются пониженные скорости Р-волн (примерно 7,6-7,7 км/с), на глубинах до 70 км /Spakman et al., 1988/, а по поверхностным волнам обнаружено утонение литосферы до 40-50 км /Panza, 1984/. Наконец, о растяжении литосферы Эгейского моря свидетельствуют проявления вулканизма в раннем миоцене (23-14 млн. лет назад) в северной части Эгейского моря, в позднем миоцене (13-7 млн. лет назад) в его центральной части и плиоцен -четвертичный вулканизм (от 4 млн. лет назад до настоящего времени) в южной части Эгейского моря в виде вулканического пояса Эллинской дуги /Papadopoulos, 1989/.

Одна точка зрения на источник растяжения литосферы Эгейской плиты основывается на возникновении высоких тепловых потоков, которые благодаря субдукции формируются в астеносферном слое и движутся к поверхности. Конвективные потоки вызывают растяжение и утонение литосферы в областях выхода тепловых потоков на поверхность и эквивалентное наращивание мощности земной коры за счет процесса складкообразования на внешних границах конвективной области /McKenzie, 1972; Makris, 1976; Papadopoulos,1988/. В свою очередь, утонение литосферы сопровождается приближением к поверхности астеносферы, что приводит к возникновению гравитационной неустойчивости, вызывающей смещение отдельных сегментов орогенического пояса в сторону желоба /Makris,1977; Horvath et al,, 1981/.

В качестве альтернативного варианта для объяснения расширения зад у го вой части литосферы Эгейского моря можно отметить наличие мантийного диапиризма, предполагаемого некоторыми зарубежными /Schuilling, 1972; Makris, 1976,1977,1978/ и отечественными /Милановский, 1981; Богданов и др., 1994/ исследователями.

Автор разделяет последнюю точку зрения, основываясь на следующих доводах:

1. Глубоководный желоб Эллинской дуги представлен не единой впадиной одинаковой глубины на всем ее протяжении, а серией узких кулисно сопрягающихся котловин. Глубины этих котловин максимальны на северо-западном фланге дуги (до 5 км) и постепенно уменьшаются до 3 км в желобах Птолемея у западной половины Крита и самом внешнем сегменте желоба Страбона (восточный фланг Крита и группа островов Карпатос). Наблюдается возрастание глубины до 4 км в восточной части желоба Плиния (рис.1) и в северной части изометрической котловины напротив о. Родос /Международная батиметрическая карта., 1980/. Кулисообразное сопряжение глубоководных котловин сопровождается сегментацинй внутреннего склона желоба на северо-западном фланге и в центре Эллинской дуги с относительным смещением отдельных сегментов в сторону осей впадин на 50-70 км.

2. Преобладание крупных массивов суши во внешней невулканической гряде (п-ов Пелопоннес, S=21500 км2, о. Крит, S=8300 км2 и о. Родос, 3=1400 км2), что не характерно для тихоокеанских дуг, например, Курило-Камчатской, где основные массивы суши представлены о-вами внутренней вулканической гряды.

3. Относительно слабое проявление вулканизма в Эллинской дуге, в результате вулканическая гряда представлена мелкими островами, площадью от нескольких десятков км2 (Эгина, Метана, Фоле-гайдрос, Тира, Анафи, Астипалеф, Нисирос) до нескольких сотен км2 (Милос, Кос).

4. Наличие задуговой впадины (Критская котловина) не в тылу вулканической гряды, а между внешней (невулканической) и внутренней (вулканической) грядами.

5. Признаки растяжения литосферы, особенно ярко выраженные в центре Эллинской дуги: а) утонение литосферы в районе Крита до 4050 км /Panza, 1984/; б) пониженные скорости Р-волн в зоне Беньофа на глубинах до 50-70 км /Spakman et al., 1988; Drakatos et al., 1996/; в) кулисообразное смещение к ЮВ от Крита сегментов желобов Плиния и Страбона.

Все эти аргументы, по мнению автора, являются более конкретными признаками проявления процесса мантийного диапиризма в Эгейском регионе, в то время как соображения, высказанные упомянутыми выше исследователями /Schuilling, 1972; Makris, 1976, 1977, 1978; Милановский, 1981; Богданов и др., 1994/, имеют более отвлеченный характер.

Выводы

1. Анализ пространственного распределения гипоцентров микроземлетрясений в центре Эллинской дуги, определенных с достаточно высокой точностью (± 3-5 км), позволил выявить двухслойную структуру зоны Беньофа. Аналогичный результат получен при интерпретации результатов франко-греческого эксперимента по изучению микроземлетрясений в районе п-ова Пелопоннес в северозападной части Эллинской дуги /Hatzfeld et al., 1989/. Точность локализации большинства гипоцентров (более 280) на вертикальном разрезе рис. 4 в этом случае сопоставима с точностью их определения в центре Эллинской дуги (± 5 км), остальные 40% (около 180 микротолчков) определены с ошибкой вдвое большей - до ± 10 км.

2. Раздвоение зоны Беньофа в центре Эллинской дуги связано с сегментацией и кулисным смещением глубоководного желоба в районе Крита. Основная внутренняя подзона Беньофа связана с сегментом желоба Плиния у ЮВ фланга Крита и прослеживается до глубины 120 км. Вторая, внешняя подзона связана с сегментом желоба Страбона, смещенным кулисно на 50 км к югу от сегмента желоба Плиния, и протягивается до глубины 70 км.

В районе Пелопоннеса основная внутренняя подзона Беньофа связана с ЮВ сегментом Ионического желоба и Платтенкальк-Талеорийской геологической зоной; она прослеживается до глубины 150 км. Внешняя подзона кулисно смещенная примерно на 60 км к

ЮЗ, приурочена к СЗ сегменту Ионического желоба и протягивается до глубины 110 км.

Кроме того, по наблюдениям с донными станциями обнаружена зона мантийной сейсмичности на глубинах до 50 км непосредственно под СЗ сегментом Ионического желоба между 35° и 36° с. ш.

3. Факт раздвоения зоны Беньофа Эллинской дуги является новым результатом детальных сейсмологических исследований с донными (и наземными) станциями в этом регионе. Вместе с тем -это типическая черта ряда тихоокеанских дуг - Алеутской, Курило-Камчатской, Марианской и Японской, выявленная ранее, в 1977г., и с этой точки зрения полученный результат не является абсолютно новым.

4. Принципиально новым результатом, полученным при детальных исследованиях с донными станциями в области Эллинской дуги, является обнаружение существенно иной природы разделения зоны Беньофа. В пределах Эллинской дуги раздвоение этой зоны неразрывно связано с особенностями ее структуры, что не отмечено в тихоокеанских дугах. Одна из причин такого различия заключается в заметном заглублении области раздвоения зоны Беньофа в пределах последних (65-80 км), в то время как в Эллинской дуге это явление приурочено к границе кора-мантия (глубины 20-30 км) на участках внешней, невулканической дуги, с наиболее крупными массивами суши - п-ов Пелопоннес на СЗ и о. Крит в центре дуги.

5. Краткий анализ геодинамики Эгейского региона с учетом раздвоения зоны Беньофа подтверждает существующую концепцию о расширении литосферы Эгейской плиты в процессе геологической эволюции региона /McKenzie, 1972, 1978; Le Pichón, Angelier, 1979, 1981; Horvath et al., 1981; Mercier, 1981; Papadopoulos ,1988/. В качестве одной из возможных гипотез, призванных объяснить источник расширения Эгейской литосферы, автором принята гипотеза мантийного диапиризма.

1.4. О возможности прогнозирования достаточно сильного (М=6.0) землетрясения по особенностям характеристик микросейсмичности

Уже первые результаты донных сейсмологических исследований в Эгейском море в 1987 г. показали необычную концентрацию очагов микроземлетрясений у восточного фланга о. Крит /Соловьев и др.,1989/. По совокупности данных трех сейсмологических экспериментов с донными станциями в центре Эллинской дуги в 1987 -1989 гг. в этом районе четко вырисовывалась аномальная сейсмоактивная зона на глубинах 0-100 км, ориентированная вкрест дуги (см. рис. 2).

Согласно схеме прогноза сильных землетрясений с М>6,5 для Эллинской дуги на 1986 - 2006 гг. по сейсмологическим данным, составленной греческими сейсмологами /Papazachos, Papadimiîriou, 1987/, вероятность проявления землетрясения с М>6,5 в центре Эллинской дуги оценивалась величиной более 0,8. Принимая во внимание эту ситуацию, С. А. Ковачевым еще в 1990 г. было высказано предположение о возможности подготовки сильного землетрясения у восточного фланга о. Крит /Ковачев, 1990/. Предположение было повторено в докладе на симпозиуме по прогнозу землетрясений в Страсбурге в 1991г. /Soloviev et al., 1992/ и в монографии, посвященной анализу результатов донных исследований микросейсмичности Эгейского и Тирренского морей, которая была сдана в печать также в

1991 г. /Соловьев и др. 1993/.

Прогноз оправдался через 2,5 года после завершения последнего сейсмологического эксперимента (октябрь 1989 г.), когда в проливе Касос между о. Крит и группой о-вов Карпатос 30 апреля

1992 г. произошло ожидаемое землетрясение, хотя и меньшей магни-туды (М=6), чем по схеме прогноза греческих сейсмологов (М > 6,5).

Автор провел детальный ретроспективный анализ влияния подготовки сильного землетрясения на характер микросейсмичности.

Необходимо подчеркнуть, что идея о существовании закономерных пространственных и временных связей между слабыми и сильными землетрясениями и возможности прогнозирования последних на основе изучения пространственно-временного распределения слабых землетрясений была впервые высказана Г. А. Гамбур-цевым почти 40 лет назад /Гамбурцев, 1960/. Разработка сейсмологического подхода к прогнозу сильных землетрясений в соответствии с этой предпосылкой производилась на базе детальных сейсмологических исследований в Средней Азии. В 60-х годах были опубликованы первые сведения о сейсмологических предвестниках сильных землетрясений. Сначала это были данные об увеличении крутизны графика повторяемости, свидетельствующие об относительном преобладании слабых землетрясений на стадии подготовки сильного / Мамадалиев, 1964; Кейлис-Борок, Малиновская, 1966/ и др.

Позже был выявлен предвестник, более чувствительный к изменению напряженного состояния среды, - это вариации отношения скоростей продольных и поперечных волн - Vp/Vs. Было установлено, что отношение Vp/Vs по данным для слабых землетрясений уменьшается перед возникновением сильных, восстанавливаясь до первоначальной величины после землетрясения /Семенов, 1969; Нерсесов и др., 1971/.

Следует отметить, что вариации угла наклона графика повторяемости перед сильными землетрясениями оцениваются неоднозначно. Например, японские сейсмологи утверждают, что для периода форшоков характерно не возрастание, а, наоборот, уменьшение угла наклона графика повторяемости, установленное как при лабораторных экспериментах по разрушению образцов горных пород /Mogi, 1963/, так и по наблюдениям перед сильными землетрясениями /Suyehiro et al.,1964; Mogi,1981/. Возможно, что это различие обусловлено разной прочностью среды, уровнем напряжений, характером напряженного состоятся среды и разрядки накопленных напряжений для землетрясений умеренных магнитуд с М<7 в регионе Средней Азии и сильнейших землетрясений с М>8 в Японии. Кроме того, существенно также и время до момента главного толчка, к которому относятся характеристики графика повторяемости. Здесь важным фактором является сопоставимость этапов подготовки, для которых получены значения коэффициента Ь, как в случае умеренных, так и сильнейших землетрясений. Этот вопрос требует специальных исследований для своего решения.

Подобная ситуация наблюдается и с отношением скоростей Vp/Vs. Этот предвестник оказался неуниверсальным, так как попытки его использования для прогноза сильных землетрясений в сейсмоактивных регионах США оказались не очень успешными / Bolt, 1981 /.

Изложенное не означает, однако, что рассмотренные предвестники являются бесперспективными. По нашему мнению, необходим поэтапный подход к выявлению причин неоднозначности этих предвестников. На первом этапе целесообразно их изучение по региональному принципу, а затем уже выявление природы различия характера предвестников в регионах, где они "работают" и где они малоэффективны.

Исходя из этих соображения, автором, как уже отмечено выше, был проделан детальный ретроспективный анализ предвестни-ковых признаков на основе изучения особенностей микросейсмичности за 1987 - 1989 гг. /Ковачев, Кузин, 1997 /. Осложняющими обстоятельствами при этом были: а) эпизодический характер наблюдений на ранней стадии подготовки сильного землетрясения, собственно за 5 лет -18-28 апреля 1987г., за 3,75 года - 1-9 июля 1988 г. и за 2,5 года - 15 -24 октября 1989 г.; б) отсутствие наблюдений в период, более близкий к моменту возникновения сильного землетрясения.

Оказалось, что даже в этих неблагоприятных условиях обнаруживаются некоторые признаки, свидетельствующие о влиянии подготовки сильного землетрясения с М=6 на характеристики микросейсмичности. Так, значение угла наклона графика повторяемости возросло в 1988 г. по отношению к 1987г. примерно на 30% (от -0,97±0,05 до -1,34±0,27), тенденция к его возрастанию продолжилась и в 1989 г.(Ь = -1,43± 0,18).

Наметилась также тенденция к уменьшению отношения скоростей в 1989 г. по сравнению со значением в 1988 г. /Ковачев, Кузин, 1997/. Недостаточную выразительность этого результата можно объяснить тем, что наблюдения проведены на ранней стадии подготовки сильного землетрясения. По имеющимся данным для Средней Азии уменьшение скоростей \/рЛ/5 перед землетрясением с М=6 только начинается за 2-3 года до его возникновения /Кулагина и др., 1982/, а в нашем случае наблюдения за вариациями У/рЛ/в уже завершились за 2,5 года до момента главного толчка с такой же магнитудой.

Вместе с тем следует отметить, что выявленные нами тенденции изменения угла наклона графиков повторяемости микроземлетрясений Эллинской дуги и отношения скоростей \/рЛ/Б согласуются с их изменениями, установленными для Средней Азии.

Наиболее очевидным признаком готовящегося сильного землетрясения в проливе Касос с М=6 является уже упомянутое возникновение аномальной сейсмоактивной зоны микроземлетрясений и слабых землетрясений на глубинах до 100 км, ориентированной вкрест простирания структур дуги. Этот неизвестный ранее предвестник мог быть выявлен только по высокоточным данным донных станций при ошибках локализации гипоцентров менее ±5 км, рис. 2. При малой точности наблюдений вместо четко очерченной зоны можно получить расплывчатое "пятно", которое трудно отождествить с признаком готовящегося землетрясения.

Необходимо отметить, что поперечную сейсмоактивную зону, совпадающую с проливом Касос, можно рассматривать как своего рода "клавишу" согласно концепции клавишной тектоники /Лобковский, Баранов, 1984/. Эта "клавиша" граничит на западе с о. Крит, а на востоке с о. Касос, при этом форшок с М=4,8 произошел у западной ее границы, а главный толчок с М=6 - у восточной границы, см. рис. 6. Как видно из рисунка, сейсмоактивная зона наилучшим образом обрисовывается эпицентрами мантийных землетрясений с глубинами очагов 60 -100 км. Несколько менее определённы контуры зон сгущения микротолчков с очагами на глубинах 30-60 и более 100 км, а эпицентры каровых микроземлетрясений с И = 0-30 км характеризуются почти равномерным разбросом между о-вами Крит и Карпатос и к югу от них /Соловьев и др.,1993 /. Явление активизации слабых мантийных землетрясений перед более сильным коровым аналогичен наблюдавшемуся ранее сахалинскими сейсмологами при подготовке сильнейшего поверхностного Южно-Курильского землетрясения 1969 г. (М=8,0, И=35 км). В этом случае область подготовки корового землетрясения была очерчена слабыми мантийными толчками (М>4,5) с глубинами очагов 80-200 км. Активизация последних началась за 3,5 года до момента Южно-Курильского землетрясения, причем наблюдалась миграция гипоцентров мантийных форшо-ков во времени по направлению к гипоцентру Южно-Курильского землетрясения /Чугунова, 1980/. К сожалению, дискретный характер наблюдений над микроземлетрясениями в центре Эллинской дуги и их прекращение за 2,5 года до момента возникновения землетрясения с М = 6 не позволяет столь же детально проследить миграцию микротолчков во времени. Можно отметить только, что по данным людений с донными станциями в 1987-1989 гг. в проливе Касос, поперечная к структурам Эллинской дуги (тектоническая "клавиша") , своеобразный предвестник сильного землетрясения с М я 6,0, происшедшего 30.04.92

Магнитуды, Мь : I. 1,1-2,0; 2. 2,1-3,0; 3. 3,1-4,0, Глубины очагов, км: 4. 31-60; 5. 61-100; 6. более 100: 7 - эпицентр главного толчка 30.04,92, М = 6,0 ; 8 - форшок 21.04.92 , М = 4,8 ; 9 - оси желобов; 10 - границы сейсмоактивных областей; II - границы зоны форшоков. > наблюдений 1988 с. характерна наибольшая концентрация коровых и мантийных микротолчков вблизи эпицентра будущего сильного землетрясения 1992г. При наблюдениях 1989 г. пространственный разброс эпицентров возрос, особенно в конце срока наблюдений.

Описанный результат можно рассматривать как пример весьма сложного процесса подготовки сильного землетрясения в пределах островных Дуг, когда в этот процесс вовлекаются огромные объемы среды, включающие не только земную кору, но и прилегающую к ней верхнюю мантию.

О неслучайном характере возникновения поперечной сейсмоактивной зоны перед сильным землетрясением с М=6.0 в центре Эллинской дуги свидетельствует также факт изменения пространственного распределения эпицентров его афтершоков. Согласно данным Международного сейсмологического бюллетеня за май - декабрь 1992 г. зона афтершоков с магнитудами М>3,0 представляет собой эллипс, большая ось которого имеет северо-западную ориентировку в отличие от субмеридиональной ориентировки зоны фор-шоков на рис. 6.

Анализ распределения высвобожденной энергии микроземлетрясений по глубине в центральной части Эллинской дуги позволил подтвердить существование мало известного предвестника сильного землетрясения. Это - особенности высвобождения сейсмической энергии в земной коре, а именно - наличие минимума высвобожденной энергии на глубине около 20 км (середина интервала 5-30 км) при максимальном числе микроземлетрясений на глубине 25 км. Полученный результат согласуется с ранее установленным типом предвестника /Кейлис-Борок, Малиновская, 1966/, но не наблюдавшимся при детальных сейсмологических исследованиях.

Была сделана попытка оценки магнитуды сильного землетрясения в проливе Касос, М = 6,0, рис. 4 тремя способами:

1. по площади очагового разрыва - 1д8, км2=0,81М-2,73 1К\гзЬг\ а1., 1985/;

2. по площади сейсмического "пятна", рассматриваемого как брешь 2-го рода по К. Моги 1Мод\, 1979/, т.е. зоны с высокой активностью слабых землетрясений при отсутствии сильных - ¡дБ, м2=4,95±1,21М /РарасНтйпои, РарагасИоэ ,1985/;

3. по величине сейсмоактивного объема - 1дЕ = 1д V, м3+2 /Садовский, 1987/.

Все эти способы дают оценку магнитуды М ~7 /Соловьев и др., 19ЙЗ; Ковачев, Кузин, 1997/, что на единицу магнитуды выше, чем для возникшего 30 апреля землетрясения в проливе Касос - М=6. Это расхождение свидетельствует о грубости оценок магнитуды рассмотренными способами.

Более успешной оказалась попытка оценки магнитуды главного толчка землетрясения 30.04.92 по площади зоны афтершоков.

Зона афтершоков имеет вид эллипса с полуосями 96 и 36 км (площадь около 10 900 км2), развернутого относительнЬ зоны форшоков на рис. 6 примерно на 45° против часовой стрелки и имеющего СЗ ориентировку. Согласно соотношению между площадью области афтершоков и магнитудой главного толчка землетрясений умеренных магнитуд для Японии /Кэнъити, 1963/: (дЭ, м2=1,74М+0,08 получаем оценку магнитуды главного толчка 30.04.92 М=5,0, что близко к оценкам сейсмологических служб по инструментальным данным (М =5,6 -6,0).

Таким образом, магнитуду главного толчка целесообразно оценивать по области афтершоков, в то время как соотношения для форшоков оказались нереалистичными.

Выводы

1. Главным результатом анализа особенностей микросейсмичности центрального сегмента Эллинской дуги в период подготовки сильного землетрясения следует считать обнаружение нового, неизвестного ранее предвестника в виде возникновения сейсмоактивной области, поперечной по отношению к структурам дуги, области, охватывающей кору и верхнюю мантию до глубины около 100 км. Также подтверждена информативность мало известного предвестника, характеризующего падение высвобожденной энергии при возрастании числа микротолчков в пределах земной коры.

Необходимо подчеркнуть, что выявление обоих предвестников стало возможным только на основе детальных сейсмологических наблюдений при высокой точности локализации гипоцентров микроземлетрясений - до ±3-5 км.

2. Установлено сходство в поведении во времени известных сейсмологических предвестников: изменения угла наклона графиков повторяемости и отношения скоростей Х/рА/э по данным микроземлетрясений для Эллинской дуги и для Средней Азии, где эти предвестники были впервые выявлены.

3. Результаты изучения влияния процесса подготовки сильного землетрясения на характеристики микросейсмичности можно рассматривать как достаточно перспективное направление сейсмологических исследований при прогнозировании сильных землетрясений. Преимущество изучения микроземлетрясений состоит как в оперативности и высокой точности получаемой информации, так и в возможности ее накопления в короткие сроки, что существенно с экономической точки зрения. Кроме того, обнаружение предвестников сильного землетрясения на ранней стадии его подготовки возможно на основе кратковременных эпизодических наблюдений, что облегчает организацию и проведение целенаправленных сейсмологических исследований.

Можно надеяться, что при использовании вновь обнаруженного предвестника наряду с уже известными на основе микросейсмического мониторинга удастся достичь прогресса в решении проблемы возникновения "неожиданных" сильных землетрясений, как тектонических (Спитакское 1988г., М = 7,0, Рачинское 1991 г., М = 7,0, Суусамырское 1992 г., М = 7,3 и др.), так и в той или иной мере связанных с длительной эксплуатацией газонефтяных месторождении (Газлийские 1976 г., М=7,2-7,3, Коалинга 1983 г., М-6,7, Нефтегор-ское 1995 г., М = 7,2).

2. ОСОБЕННОСТИ СКОРОСТНОЙ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ БЕНЬОФА НА СЕВЕРО-ВОСТОЧНОМ И ЮГО-ЗАПАДНОМ ФЛАНГАХ КУРИЛО - КАМЧАТСКОЙ ДУГИ И ИХ ОТРАЖЕНИЕ В ТЕКТОНИКЕ ДУГИ.

2.1. Краткая характеристика Курило - Камчатской дуги

Курило - Камчатская дуга является одной из типичных островных дуг Тихого океана, хорошо изученной в настоящее время. Из огромного объема информации мы выделяем лишь те сведения, которые представляют интерес с точки зрения структурно-тектонических отличий Курило-Камчатской дуги от рассмотренных выше характеристик Эллинской дуги.

Курило-Камчатская дуга протягивается более чем на 2000 км от о. Хоккайдо на юго-западе до п-ова Камчатка на северо-востоке. Как и всем тихоокеанским дугам, ей присущи линейные аномалии геофизических полей (гравитационного, магнитного и теплового), высокая сейсмичность и вулканизм.

Курило-Камчатская дуга относится к категории двойных дуг, однако в отличие от Эллинской дуги ее внешняя невулканическая дуга (поздний мел - олигоцен) выражена очень слабо, выходя на поверхность только на юго-западе: о. Шикотан и группа более мелких о-вов между Шикотаном и о. Хоккайдо, точнее его п-овом Немуро, а также, предположительно, на северо-востоке на окончаниях п-овов Камчатки. Основная часть невулканической дуги представлена подводным хребтом Витязя /Горячев, 1966/.

Вулканическая гряда Курило-Камчатской дуги (средний-поздний олицен), наоборот, характеризуется более полным развитием, и в её пределах выделяются как крупные острова - Хоккайдо, Ку-нашир, Итуруп, Уруп, Парамушир так и субконтинент п-ова Камчатки. Гряда образована группами вулканов или отдельными вулканами, проявляющими активность в настоящее время (см., например, /Горшков, 1967/).

Глубоководный желоб, обрамляющий Курило-Камчатскую дугу с юго-востока на протяжении 2200 км, представлен единой впади

45 ной с максимальной глубиной более 9700 м в центральной части и до 6000-8000м на флангах. Междуговая впадина выражена слабо и не играет той роли, как в тектонике Эллинской дуги, поскольку задуго-вой бассейн - Южно-Охотская котловина располагается в тылу вулканической дуги.

Крупными поперечными зонами глубинных разломов Кури-ло-Камчатская дуга разделена на блоки, причем большинство этих зон: Тускарора, Итурупская, Буссоль, Северо-Курильская, Кроноцкая, рассекают не только островной склон, но и входят на океанскую сторону глубоководного желоба. Кроме крупных зон разломов известны менее протяженные, нарушающие только островной склон, например, Авачинская, Камчатская и др. /Заварицкий, 1946; Лучицкий, 1971; Гнибиденко и др., 1980; Сергеев, 1976; ¡.оЬкоУвку е! а1.,1991 /.

Курило-Камчатская дуга - один из высокосейсмичных сегментов Тихоокеанского сейсмического пояса. Повторяемость сильнейших землетрясений с М>7,75 здесь составляет 1 раз в 140±80 лет /Федотов, 1968/. Наряду с землетрясениями с М=8,25-8,50, характерными для юго-западного фланга дуги, в районе Камчатки известны гигантские землетрясения с М ~ 9 (1737,1792 и 1952 гг.) /Балакина, 1992/.

В отличие от Эллинской дуги зона Беньофа Курило -Камчатской дуги характеризуется более высокой активностью и широким развитием в пространстве. Под флангами дуги она прослеживается до глубин 450-500 км, а под её центральной частью - до 650 км /Токарев, 1970,1974, Тараканов и др., 1976/. При этом на юго-западном фланге дуги зона Беньофа не заканчивается в районе Хоккайдо, её глубинная часть (глубины 300-450 км) прослеживается под Японским морем и под Приморьем, погружаясь под материком до 650 км /Тараканов и др., 1976 /.

Центральная часть Курило-Камчатской дуги между проливами Буссоль и Крузенштерна характеризуется более слабой сейсмической активностью на глубинах до 200 км, при этом сильные из поверхностных землетрясений (30-40 км) здесь имеют магнитуду М < 7,5. В то же время в этой части дуги регистрируются наиболее глубокие толчки - до 650 км.

Наблюдаются также различия и в характере сейсмичности Южно-Курильского и Камчатского флангов Курило-Камчатской дуги. В Южно-Курильской зоне крупнейшие землетрясения с М=8,0-8,5 возникают в пределах собственно зоны Беньофа, которая наклонена под острова /Балакина, 1991/.

В районе Камчатки в пределах собственно зоны Беньофа возникают только землетрясения с М ~ 8,0, в то время как более сильные толчки с М>8,5 возникают в периферийной сейсмоактивной зоне мощностью около 50-70 км, приуроченной к континентальному склону Камчатки. Эта зона протягивается горизонтально на 150-200 км к юго-востоку от области выхода зоны Беньофа на дно океана в сторону Курило-Камчатского глубоководного желоба /Федотов, 1968; Федотов и др., 1974, 1985; Балакина, 1992/. При этом гигантские землетрясения с М>8,5 возникают под нижней частью континентального склона Камчатки. Возможная причина этого явления рассматривается ниже.

2.2. Определение скоростей в зоне Беньофа в районе Камчатки

Еще в середине 60-х гг. были известны данные о горизонтальной неоднородности среды в активных переходных зонах от континента к океану (островные дуги, активизированные континентальные окраины). При этом было установлено, что наименьшие времена пробега от многочисленных землетрясений этих зон, а, следовательно, и наибольшие скорости распространения сейсмических волн характерны для траекторий вдоль внешней (выпуклой) стороны дуг. Наоборот, для траекторий, проходящих вдоль внутренней (вогнутой) стороны дуг, времена пробега повышены, что соответствует понижению скорости сейсмических волн /Haies, Doyle, 1967; Kanamori, 1968; Kebeasy, 1970 и др./. Это различие прослеживалось до глубин 300-400 км /Тараканов, 1969; Федотов, 1968/. Для океанической литосферы мощностью до 70 км были определены высокие скорости объемных волн /Федотов, Славина, 1968; Piermattei, Nowroozi, 1969; Kanamori,1970; Кузин, 1974; Федотов и др., 1974/.

Скорости в пределах зоны Беньофа определялись неоднозначно. Согласно большинству исследователей зона Беньофа рассматривалась как высокоскоростная область мантии, в которой скорости на 2-6% выше, чем в окружающей мантии /Oliver, Isaks, 1967; Utsu, 1967; Kebeasy, 1969, 1970; Mitronovas et a!„ 1969; Ishida, 1970; Jacob, 1970; Mitronovas, Isaks, 1971; Sorrels et al., 1971; Toksöz a. o.,1971 и др./. Согласно другим авторам зона Беньофа считалась областью пониженных скоростей, в которой скорости по крайней мере на 0,2 км/с ниже, чем в окружающей мантии /Hisamoto, 1965; Тараканов, Левый, 1967; Tarakanov, Leviy 1968; Тараканов, 1969; Тараканов и др., 1970; Аниконов и др., 1974/. Основной причиной неоднозначной трактовки скоростных характеристик зоны Беньофа было игнорирование последней группой авторов факта горизонтальной неоднородности среды при интерпретации результатов изучения времен пробега от очагов землетрясений, когда к зоне Беньофа относились оценки скоростей на траекториях к сейсмостанциям, расположенным вне пределов зоны в разных геологических условиях (прибрежная зона континентального блока, зона вулканического пояса и тыловая зона за вулканическим поясом) /Кузин, 1994/.

В настоящее время на основе применения разных модификаций метода сейсмической томографии для поперечных сечений Курило-Камчатской дуги в районах Северных Курильских о-вов /Болдырев, Кац, 1982/ и Южных Курильских о-вов /Брактап et а1.,1985/установлено, что зона Беньофа является высокоскоростной областью мантии, в пределах которой скорости Р-волн, по крайней мере, на 3% выше, чем в окружающей мантии на глубинах до 500 км.

Основная трудность изучения распределения скоростей в поперечных сечениях зоны Беньофа состоит в ее малой мощности. При толщине сейсмоактивного слоя от 20 км / Мйтопоуэб е! а1.,1969/ до 30 км /Кузин, 1974; Гусев, Шумилина, 1976/ возникают сложности с пространственным разделением траекторий, что особенно существенно для близких станций. Вместе с тем, зоны Беньофа имеют большую протяженность вдоль островных дуг и активизированных континентальных окраин. А поскольку структура этих областей по простиранию меняется, представляет интерес изучение изменений скоростей в зоне Беньофа по её простиранию в двухмерном варианте. Такая задача впервые была поставлена и решена автором в районе Камчатки /Кузин, 1972,1974/.

Основная предпосылка для решения задачи в таком виде -это наличие сейсмостанции, расположенной в области выхода зоны Беньофа на дно океана (верхняя часть континентального склона между изобатами 1000-3000м) /Федотов и др., 1969/ в варианте донных станций или, по крайней мере, вблизи границы этой зоны для сухопутных станций. На Камчатке в краевой части области выхода зоны Беньофа на поверхность, вблизи ее границы с низкоскоростным континентальным блоком расположена сейсмостанция на п-ове Ши-пунский /Кузин, 1972; 1974/.

Исходя из представления о том, что зона Беньофа является высокоскоростной, траектории сейсмических волн при профильном расположении системы наблюдений очаги - сейсмическая станция будут лежать в пределах этой зоны, ибо другие траектории становятся кинематически невыгодными. Другими словами, принцип Ферма об экстремальности времен пробега при распространении сейсмических волн по простиранию зоны Беньофа сводится к тому, чтобы эти времена были минимальными.

Рассмотренная постановка задачи имеет такое ограничение как протяженность сегмента зоны Беньофа до 800-1000 км, когда поверхность Земли еще можно считать плоской. Принимая во внимание также кривизну островных дуг в плане, мы сталкиваемся с возможностью рефракции сейсмических лучей внутри зоны Беньофа и усложнения траекторий объемных волн при увеличении длины изучаемого сегмента зоны, что может уменьшить однозначность интерпретации наблюдаемых особенностей времен пробега. В пределах Курило-Камчатской дуги ее кривизной можно пренебрегать примерно при тех же размерах, т.е. 800-1000 км, в Эллинской ^уге - в интервале

300 - 400 км.

Суть методики изучения распределения скоростей, разработанной автором, состоит в следующем. Был выбран сегмент зоны Беньофа протяженностью 400 км к СВ от сейсмостанции Шипунский, где сеть камчатских станций определяла координаты очагов с ошибками не более ±5-10 км.

Анализировались невязки времен пробега относительно регионального годографа Камчатки /Кузин,1972,1974/ для станции Шипунский при 130 землетрясениях с М=3,3-5,0 и глубинами очагов до 170 км. При этом на основе метода взаимности временные невязки были отнесены к очагам, образуя поле невязок в зоне Беньофа. Все очаги сносились на осевую плоскость зоны из полосы ±15 км (мощность зоны 30 км). Для повышения устойчивости пространственного распределения временных невязок они осреднялись по скользящим 100 км интервалам с шагом 50 км в пределах трех диапазонов глубин: 0-30, 31-100, 101-170 км. В результате сглаживания совокупность индивидуальных невязок, была приведена к совокупности центров тяжести с координатами: и средним значением

П П невязки * — Затем было произведено интерполирование между значениями Д^ и получены поля невязок Мр и Д15 в изолиниях. Определяя значения невязок вдоль траекторий сейсмических лучей, производим пересчет поля временных невязок в поле скоростей по формуле /Кузин, 19726 1974/: у I (1), где II У о отрезок сейсмического луча, на котором определяется скорость, в км; \/п - скорость, соответствующая годографу, в км/с; (Л - значение временной невязки в секундах. Если невязка положительна, знаменатель дроби в (1) возрастает и вычисляемая скорость уменьшается, при отрицательной невязке уменьшается знаменатель, что соответствует возрастанию вычисляемой скорости.

Ошибки вычисления скоростей проводились по формуле, полученной посредством дифференцирования соотношения (1) с последующим переходом к конечным разностям и суммированием абсолютных значений ошибок числителя и знаменателя /Щиг^пев,

1962/: л„ Г, ' а (2) н / I , I •> /Г' +И) где = с + с - величина среднеквадратичного разброса для

С/ ш у ^ 1 1' 1 значений временной невязки в секундах между концами отрезка ¿,

8, и 5,+1 соответственно), ¿//' абсолютное приращение невязки в секундах, л/ -случайная ошибка в определений длины луча ^ (в среднем ±1-2 км при числе данных п =10 и ошибке определения координат каждого центра тяжести ± 3 км).

Ошибки скоростей, вычисленные по этой формуле, оказались довольно высокими вследствие учета дополнительной погрешности 2Д/•// ; они составляли ±0,3-0,5 км/с для скоростей Ур и ±

Го

0,2-0,3 км/с для Уэ.

Более рациональна формула /Гутер, Овчинский, 1970/:

3), 1 "Го

Л)1которая дает значения ошибок вычисления скоростей Ур и Ув в 2-3 раза меньше, т.е. ± 0,1-0,3 км/с для Ур и ± 0,1-0,2 км/с для Уэ. Эта формула использовалась при оценке ошибок вычисления скоростей в районе Южных Курильских о-вов (см, раздел 2. 3).

Восстановление поля скоростей Р - и Б - волн в районе Камчатки было произведено в варианте линейной интерполяции между центрами тяжести в осевой плоскости зоны Беньофа /Кузин, 1972;1974,1994/. Была выявлена сложная скоростная структура зоны на участке между полуостровами Шипунский и Камчатского мыса с чередованием областей повышенных (Ур= 8,4-8,5 км/с, Уб = 4,8-4,9 км/с) и пониженных (Ур =7,4 км/с, Уб = 4,4 км/с) скоростей на глубинах 30-100 км. Характерные размеры высокоскоростных областей 50-80 км, низкоскоростной области - около 160 км. Глубже 100 км поле скоростей становится более однородным, см. рис. 7.

Области повышенных скоростей расположены под северной частью Кроноцкого залива и побережья, а также западной частью Кроноцкого п-ова и под северной частью Камчатского залива и его побережьем, область пониженных скоростей - под. Кроноцким п-ов и южной частью Камчатского залива.

Изучение распределения скоростей объемных волн Р и Э по о п-ов Шипунский о п-ов Кроноцкий

200 п-ов Камчатский 400 Д.хм

1959 —

Лщр2

7.« . 8.0 ^

Л, км 0

Рис.7. .Поля скоростей продольных (а) и поперечных (б) волн в осевой плоскости зоны Беньофа у Восточной Камчатки, определенных по невязкам времен пробега на станции Шипунский / Кузин, 1972, 1974/. Скорости: I -Ур<7,5 км/с, У5< 4,5 км/с; 2 -Ур = 7,5-8,0 км/с, 4,5-4,8 км/с; 3 - Ур = 8,0-8,5 км/с, У$= 4,8-5,1 км/с; 4 - Ур >8,5 км/с,У&>5,1 км/с;

5 - локальные области с относительно пониженными скоростями;

6 - отдельные значения скоростей Р- и 2- волн; 7 - граница Мохоровичича. Залитые кружки на верзнем рисунке - гипоцентры землетрясений с М = 6,0-6,5, эллипсы - очаговые области землетрясений с М = 6,6-8,0. Размеры очагов даны по/В.И.Уломов' ■ и др., 1995/ простиранию зоны Беньофа Центральной Камчатки показало впервые, что эта зона - не монолитная часть океанической плиты или ее сейсмичная "крышка" /Oliver, Isaks, 1967/, а самостоятельная область мантии со сложным скоростным строением.

При сопоставлении поля скоростей с сейсмичностью выявилось, что большинство землетрясений с М=3,3-5,0 было приурочено к области пониженных скоростей /Кузин, 1974/. Иная картина получается при сопоставлении поля скоростей с распределением сильных землетрясений с М>6,0 за 1900 -1985 гг. см. рис. 7. Как видно из рис. 7, очаги землетрясений с М > 6,5 (эллипсы) тяготеют к областям повышенных скоростей или их границам с областями пониженных скоростей, тогда как в пределах последних чаще возникают землетрясения с М=6,0-6,5. Необходимо отметить, что наиболее сильные землетрясения на рис.7 - это Шипунское 1959 г. с М=7,6+0,3 и Усть -Камчатское 1971 г. с М=7,8+0,2, поскольку Кроноцкое землетрясение 1923 г. с М = 8,5±0,5 и ряд более слабых произошли в периферийной части зоны Беньофа под средней и нижней областями континентального склона Камчатки /Новый каталог., 1977/.

Таким образом, впервые полученные автором сведения о скоростной неоднородности зоны Беньофа в районе Камчатки относятся к категории новых результатов, неизвестных ранее для островных дуг.

Необходимо отметить, что обсуждаемое распределение скоростей в зоне Беньофа более адекватно описывает особенности её внутренней структуры, чем томографические построения 80-х гг., которые представляют собой осредненные поперечные сечения зоны Беньофа и прилегающей мантии с использованием огромных объемов (блоки площадью 1x1° и мощностью от 33 до 70-130 км). При малой мощности этой зо-ны - до 30 км - скоростная аномалия "размазывается" на большой объем, и контраст скоростей в зоне и вне её снижается до 2-3%. Кроме того, неравномерное распределение сейсмических траекторий в изучаемых объемах мантии при существующем разбросе невязок времен пробега приводит к возникновению ложных областей с повышенной и пониженной скоростью до ± 1% и более, ориентированных произвольно по отношению к наклонной зоне Беньофа /Spakman et al., 1988; 1989/. Наконец, отдельные поперечные сечения не дают представления о распределении скоростей в зоне Беньофа по её простиранию, а их экстраполяция между сечениями, как видно из рассмотренных выше результатов, необоснованна и нецелесообразна.

2.3. Скоростные характеристики зоны Беньофа для юго-западного фланга Курило - Камчатской дуги и их связь с геотектоникой

После выявления особенностей распределения скоростей Р

52 и Э -волн в зоне ВЗБ в районе Камчатки автором была поставлена аналогичная задача по изучению скоростей на основе разработанной им методики в пределах юго-западного фланга Курило-Камчатской дуги, район островов Шикотан - Хоккайдо. При консультации автора эта задача была решена Ким Ч. У. - сотрудником СахКНИИ, теперь Институт морской геологии и геофизики ДВО РАН (Сахалин) /Ким, 1980/. Исходным материалом к ее решению послужили данные о невязках времен пробега Р - волн относительно годографа Джеффриса - Буллена, на японской станции Хатинохе (север о. Хонсю) для 300 землетрясений с М=4,3-6,5 и Ь = 30-150 км в диапазоне эпицентраль-ных расстояний 85-650 км, заимствованные из Международного сейсмологического бюллетеня за 1965-1975 гг. Сейсмические траектории от южнокурильских землетрясений к станции Хатинохе проходят по зоне Беньофа юго-западного фланга Курило-Камчатской дуги (см. рис. 8).

Как и в районе Камчатки, в районе о. Хоккайдо - о. Шикотан, было выявлено чередование областей повышенных с \/р=8,4-8,6 км/с и пониженных с \/р =7,3 -7,7 км/с скоростей в пределах зоны Беньофа на глубинах до 120 км, но с характерным размером 150-200 км, рис. 8 /Тараканов, Ким, 1979/.

Сопоставление проекций очаговых зон землетрясений с М=7,5-8,4 за последние 130 лет с распределением скоростей на рис. 8 приводит к выводу, аналогичному для Камчатки, а именно, что менее сильные землетрясения с М=7,5-7,6 возникали в пределах области с пониженной скоро-стью, а самые сильные с М=7,9-8,4, в том числе и Шикотанское 1994 г. с М = 8,0, - в областях повышенных скоростей или у их границ с областями пониженных скоростей. Принимая во внимание, что все землетрясения с М>7,5 цунамигенны, относительно более высокая степень опасности цунами соответствует землетрясениям в пределах области повышенных скоростей.

При сопоставлении зон повышенных и пониженных скоростей в зоне Беньофа с поверхностными тектоническими структурами о. Хоккайдо выявилось, что отрицательные структуры - прогибы Исикари и Токати-Кусиро - соответствуют областям пониженных или относительно пониженных скоростей, а положительные - складчатый пояс Камуикотан-Хидака и антиклинальная зона п-ов Кусиро - о. Шикотан - областям повышенных скоростей /Тараканов, Ким, 1979/.

Наконец, последний пример определения скоростей в зоне Беньофа по методике, разработанной автором, это результат, полученный сахалинскими сейсмологами на участке о. Симушир - о. Шикотан, длиной 560 км. В этом случае интерпретировались невязки времен пробега Р - волн относительно регионального курильского годографа /Тараканов, 1965/ по данным американских наблюдений с донными станциями, установленными в области выхода зоны Беньофа на дно океана (Курильский эксперимент 1966 г.) /МсОегтой е! аномалии Буге, мг л

160 120 80 0

-40 J sri б) пояс мликлкнмькм эонд пом Немуро • Мело* синклкнорнЛ Исяхари Камункотя» - Хамка проткбТокачи-Куснро h, км

Хатинохе

200

300

400

Курильской дуги

500

Д, км

7.5 HSJ«:

7 SN ✓ '

8.0 / М-7.9

7.85 8.0 8.25 8.5"

ЕЗ1

Рис.8. К определению скоростей Р-волн в осевой плоскости зоны1 беньофа юго- западного фланга Курило-Камчатской дуги по невязкам времен пробега станции Хатинохе(Хонсю): а - структурно-тектоническая схема района исследований, сейсмические станции и следы профилей, вдоль которых анализировались вариации невязок времен пробега. Основные структуры: I - синклинорий Исикари; 2 - тектонический пояс Камуикотан-Хидака; 3 - асейсмический фронт; 4 - область выхода зоны Беньофа на дно океана; 5 - глубоководный желоб; пунктир - следы профилей; станции: НАС - Хатинохе; HAK - Хакодате; KMU - Камшшнеусу; M0R -- Мориока; б - сверху вниз: I - кривая в редукции Буге вдол профиля Хатинохе - о.Шикотан; II - рельеф дна вдоль того же профиля; II! - поле скоростей Р-волн в осевой плоскости зоны Беньофа. Скорости Vp, км/с: I. <7,25; 2. 7,25-7,50; 3. 7,5- . 7,75; 4. 7,75-8,0; 5. 8,0-8,25; 6. 8,25-8,5; 7. >8,5; 8 - гипоцентры сильнейших землетрясений. Точки - отдельные значения скоростей (по / Тараканов, Ким, 1979/).

5<< ai.,1967/.

В этом случае были определены области повышенных - до 8,4 км/с и пониженных до 7,6 км/с - скоростей Р - волн в зоне Беньофа на глубинах до 70 км с характерными размерами для первых 190250 км, для вторых - от 90-120 до 170-200 км /Иващенко и др., 1983; Сергеев и др., 1987/, рис. 9.

При сопоставлении поля скоростей с распределением землетрясений с М>7,1 для Южно-Курильского сегмента зоны Беньофа подтвердилось то же соотношение, что и для Камчатки /Кузин, 1974; 1994/ и пограничной области Курило-Камчатской и Японской дуг /Тараканов, Ким, 1979/, т.е. наиболее сильные землетрясения с М >7,6 оказались приуроченными к областям повышенных скоростей или их пограничным зонам с областями пониженных скоростей. Кроме того, выявилось, что областям повышенных скоростей в зоне Беньофа соответствуют блоки островов Большой Курильской гряды между этими островами, а областям пониженных скоростей - проливы. Наличие областей повышенных и пониженных скоростей в пределах зоны Беньофа с учетом их связи с поверхностными структурами в Южно-Курильском регионе следует связывать, по-видимому, с изменениями вещественного состава. Более прочные высокоскоростные блоки способны накапливать напряжения до более высокого уровня и генерировать при их разрядке землетрясения больших магнитуд. Повышенная прочность этих блоков определяется более высокими значениями упругих модулей - объемного сжатия к и модуля сдвига (j., которые пропорциональны произведению скоростей Р- и S-волн на плотность (см., например, /Магницкий, 1965/): k=(Vp2-4/3Vs2)p, ц= Vs2. В работе /Кузин, 1974/ было показано, что для пород верхней мантии на глубинах 33-400 км возможна прямая корреляция между скоростями Р-волн и плотностями, основанная на изучении соотношений Vp и р при высоких всесторонних давлениях /Birch, 1961; Во-ларович и др., 1967/ и др. Используя соотношения между Vp и р из этих работ, можно определить значения модулей к и ц на основе приведенных выше скоростных характеристик мантии в зоне Беньофа. Было установлено, что для областей повышенных скоростей значения модуля объемного сжатия к колеблются в пределах 1,21,5 1012 дн/см2 (или Ра), для областей пониженных скоростей - от 0,9 до 1,1 1012 дн/см2. Соответственно значения модуля сдвига равны 0,67-0,92 1012 дн/см2 для областей повышенных скоростей и 0,600,67 1012 дн/см2. принимая во внимание возможные значения ошибок определения модулей Дк=±0,3-0,4 Ю12 дн/см2 и Дц= +0,06 1012 дн/см2 /Кузин, 1974/, можно видеть, что различия в значениях объемного модуля для областей повышенных и пониженных скоростей нахо

Рис.9. Скорости Р-волн в зоне Беньофа Южно-Курильского региона, определенные по невязкам времен пробега для донных стан-' ций Курильский эксперимент 1966 г. / МсОетто-И ех а!., 1967/ Цифры у гипоцентров сильнейших землетрясений - годы их возникновения по / Сергеев и др., 1987/ находятся на границе значимости, в то время как значения модуля сдвига для этих областей являются значимыми.

Рассмотренная совокупность физических параметров среды и обуславливает приуроченность очагов сильнейших землетрясений (М>7,6) к областям повышенных скоростей или их границам с низкоскоростными.

Таким образом, разработанная автором методика профильного изучения скоростной структуры зоны Беньофа по её простиранию позволила выявить не только особенности распределения скоростей в пределах этой зоны на северо-восточном и юго-западном флангах Курило-Камчатской дуги, но и связь этих особенностей с поверхностным тектоническим планом в юго-западной части дуги, а также связь с распределением очагов сильнейших землетрясений (М>7,6).

Однако на северо-восточном фланге, в районе Камчатки, связи особенностей скоростной структуры зоны Беньофа с тектоникой не наблюдается. Одним из возможных объяснений этого факта может быть значительное усложнение как тектонической структуры Камчатки, так и особенно зоны Беньофа, которая образует между побережьем и глубоководным желобом широкий - от 100 до 200 км -сейсмоактивный "козырек" на глубинах до 50-70 км /Федотов и др., 1969; 1974; 1985/. В пределах этого козырька некоторыми исследователями выделяется 4 линейных сейсмоактивных зоны, протягивающихся параллельно побережью /Балакина, 1992/, рис. 10. Как было отмечено выше, сильнейшие землетрясения XX века типа Кроноцкого 1923 г., Камчатского 1952 г. и исторические землетрясения 1737 и 1792 гг. с М > 8,5 возникли не в основной части зоны Беньофа, наклоненной под углом 50° под Камчатку, а на ее периферии под нижней частью континентального склона. Это уникальное явление, поскольку во всех островных дугах, а также на юго-западном фланге Курило-Камчатской дуги сильнейшие землетрясения возникают в основной наклонной части зоны Беньофа. Не имея возможности обсудить подробно в рамках данной работы этот вопрос, затрагивающий широкий круг проблем геодинамики пограничной зоны между континентальными и океаническими блоками литосферы в областях островных дуг, попытаемся наметить некоторые пути подхода к решению этого важного вопроса. По нашему мнению, необходимо исходить из следующих предпосылок. С одной стороны, следует принять во внимание известные особенности тектоники континентального блока, а именно, активный вулканизм Камчатки, с другой, - наличие контакта континентальной и океанической литосферы, в области Кури-ло-Камчатского глубоководного желоба.

Общеизвестно, что проявление вулканизма сопряжено с процессами растяжения, расширения литосферы. Согласно имеющимся данным, корни вулканизма заложены на глубинах 125-175 км

Рис,10. Подводные хребты и очаги крупнейших землетрясений в области континентального склона Камчатки за период 1737-1984 гг.(по / Балакина, 1992/) с дополнением I - очаги произошедших крупнейшихземлетрясений пунктир - то же для ожидаемых ; 2 - осевые линии основных подводных хребтов (по / Гнибиденко и др., 1980/), а - определяемые уверенно, б - предполагаемые; 3 - ось Курило-Камчатского желоба; 4 - контур Курильской глубоководной котловины. Пунктир -контуры Восточно-Камчатского вулканического пояоа

Федотов и др., 1969/ или 100-200 км /Федотов, Потапова, 1974/, а область подъема магматических продуктов приурочена к диапазону глубин 20-80 км под Авачинской группой вулканов /Федотов, Фарбе-ров, 1966; Фарберов, 1974/ или в среднем к глубинам 30-100 км под Восточно-Камчатским вулканическим поясом /Федотов, Потапова, 1974/. На глубинах менее 20-30 км возможно существование периферических магматических очагов.

Таким образом, можно предполагать, что в литосфере континентального блока Камчатки на глубинах по крайней мере до 80 -100 км возможно проявление процесса расширения. В качестве подтверждения этого предположения наряду с проявлениями магматизма на глубинах 30 - 100 км можно привести воззрения некоторых авторов, рассматривающих, с одной стороны, кайнозойский базальтовый вулканизм как индикатор раздвижения земной коры Камчатки /Шеймович, 1976/, а с другой стороны, наличие процесса рифтогене-за, обусловливающего сдвигание кристаллического цоколя земной коры Камчатки в сторону океана /Ермаков, 1986,1993/ (в частности, рифтовая структура Начикинского грабена подтверждается данными ГСЗ /Аносов и др., 1978/).

Принимая во внимание существование на Камчатке древнего Центрально-Камчатского вулканического пояса (поздний мел -плейстоцен - голоцен) /Горячев, 1966; Леглер, 1977/ и современного Восточно-Камчатского вулканического пояса (с плейстоцена) /Певзнер, 1972/, процесс расширения континентальной литосферы, по-видимому, имел место. При этом высказываются предположения о последовательном перемещении в сторону океана прогибов глубоководных желобов (см., например, /Сергеев, 1976/). Вполне возможно, что аномальная ширина континентального склона Камчатки -150200 км /Федотов и др., 1987; Балакина, 1992/ является следствием этого процесса, так как у Южных Курильских островов ширина островного склона не превышает 100-120 км /Федотов и др., 1969/.

Анализируя эту проблему в более общем плане, следует отметить, что исследователями до сих пор недооценивается роль вулканических поясов островных дуг как своеобразных вторичных зон спрединга, обусловливающих расширение литосферы континентального блока дуг и формирование континентальной коры дуг. Так, максимальная линейная продуктивность вулканизма срединно-океан и ческой (первичной) зоны спрединга на примере Исландии со6 ставляет около 45 км3/км-10 лет, в то же время для Курилоg

Камчатской дуги она ниже в 3 раза (15 км3/км-10 лет) /Поляк, 1986/. Если же оперировать средними величинами линейной продуктиапасти вулканизма, она может быть сопоставимой для срединно-океанических и островодужных вулканических поясов при всех различиях их природы.

Обращаясь ко второй стороне рассматриваемого вопроса, отметим достаточно высокий уровень сейсмической активности литосферы континентального склона Камчатки (А10 =0,5-1,0) и только в местах пересечения полуостровов с областью выхода зоны Беньофа на поверхность он достигает максимальных величин - А10= 2,5

3,0 /Федотов и др., 1969, 1974, 1977; Гусев и др., 1980/. В разрезе эта сейсмоактивная зона имеет горизонтальную ориентировку, просле-живаясь от внешней границы зоны Беньофа до оси Курило-Камчатского глубоководного желоба и имея ширину от 70 км в районе Камчатского залива до 130 км напротив мыса Лопатка. Глубины очагов в этой зоне не превышают 60 км. Контакт континентальной литосферы с океанической в районе Курило-Камчатского желоба характеризуется резким спаданием уровня сейсмической активности, что особенно заметно на поперечных разрезах вкрест простирания структур Камчатки /Федотов и др., 1969, 1974, 1985/. В океанической части профиля ГСЗ, протягивающейся вкрест континентального склона от Авачинской бухты до вала Зенкевича, в приосевой части глубоководного желоба выделяется глубинный разлом, рассекающий всю земную кору /Аносов и др., 1978; Балеста, Гонтовая, 1985/. При этом авторы первой работы отмечают наличие "жесткого стыка" континентального и океанического блоков литосферы в верхней мантии.

Согласно определениям механизма очага подвижки в подавляющем большинстве очагов землетрясений под континентальным склоном Камчатки, в том числе и сильнейших, относятся к взбросам, т.е. разрядка напряжений происходит в условиях сжатия /Балакина,1992/. Эту ситуацию можно интерпретировать как следствие встречного движения блока континентальной литосферы Камчатки под действием вторичного спрединга островной дуги и океанической литосферы под действием первичного спрединга в зоне Восточно-Тихоокеанского поднятия согласно тектонике плит Лэаскэ а!., 1968/. При этом при сильнейших землетрясениях XX в. вблизи зоны контакта плит - Кроноцком 1923 и Камчатском 1952 гг. высвобожденная сейсмическая энергия на 1-2 порядка превышает энергию сильнейших землетрясений в области выхода зоны Беньофа на дно океана у побережья Камчатки в 1904, 1959, 1971 и 1973 гг. (М=7,6-8,0). Следовательно, основной геодинамический эффект взаимодействия континентальной и океанической литосферных плит в районе Камчатки имеет место вблизи Курило-Камчатского желоба, а не в пределах основной части зоны Беньофа.

Таким образом, качественно, в первом приближении, причина возникновения сильнейших землетрясений в районе Камчатки под нижней частью континентального склона может быть объяснена наличием жесткого контакта континентального и океанического блоков литосферы соизмеримой мощности в области глубоководного желоба. Более строгое доказательство этого явления требует проведения специальных исследований, что выходит за рамки настоящей работы.

Следует отметить, что причину возникновения сильнейших и гигантских землетрясении под нижней частью континентального склона Камчатки невозможно объяснить исходя из существующих схем субдукции Тихоокеанской плиты под Евразийскую. На всех этих схемах (см., например, /Isacks et al., 1968; и др./) и, в частности, для Камчатки /Леглер, 1977/ в районе глубоководного желоба, где начинается поддвиг океанической литосферной плиты, нет условий для возникновения сильных землетрясений. Сейсмическая активность и сильные землетрясения приурочены к резкому излому океанической плиты под верхней частью континентального или островного склона дуг. Следовательно, требуется пересмотр простой схемы субдукции с учетом обсуждения явлений в области глубоководного желоба в районе Камчатки.

Выводы

1. На основе анализа невязок времен пробега относительно региональных годографов для Камчатки и Курильских о-вов и стандартного годографа Джеффриса - Буллена на отдельных наземных, а также донных станциях показана эффективность разработанной автором методики профильного изучения этих невязок при выявлении блоковой скоростной структуры зоны Беньофа в районах Камчатки и Южных Курильских островов.

2. Выявлена скоростная неоднородность зоны Беньофа по простиранию на глубинах до 120 км в районах Камчатки и Южных Курильских о-вов с чередованием областей повышенных скоростей Р-волн - до 8,5-8,6 км/с и их пониженных скоростей - до 7,2-7,4 км/с. Характерные размеры этих областей колеблются от 80-160 км под побережьем Камчатки до 90-120 и 190-250 км для Южных Курильских о-вов и до 150 -200 км для Пограничной зоны Курило-Камчатской и Японской дуг. В районе Камчатки наряду с областями повышенных и пониженных скоростей Р-волн определены аналогичные области для S-волн с Vs=4,8-4,9 км/с и 4,4 км/с соответственно. Эти результаты позволяют выдвинуть концепцию о блоковой скоростной структуре зоны Беньофа Курило-Камчатской, а возможно и других островных дуг.

3. Установлена приуроченность сильных землетрясений к областям повышенных скоростей или пограничных с ними зонам пониженных скоростей как на Камчатке (М=6,5-7,8), так и в районе Южных Курильских о-вов (М=7,9-8,4).

4. Выявлена связь поверхностной тектоники с особенностями скоростной структуры зоны Беньофа в пределах Южно-Курильских о

61 bob. Областям повышенных скоростей соответствуют блоки о-вов большой Курильской гряды или тектонические поднятия о. Хоккайдо (складчатый пояс Камуикотан - Хидака и антиклинальная зона п-ов Кусиро - о. Шикотан ). В то же время областям пониженных скоростей соответствуют проливы между о-вами Большой Курильской гряды или отрицательные тектонические структуры о. Хоккайдо - прогибы Исикари и Токати-Кусиро.

5. Дано возможное объяснение особенностей возникновения сильнейших землетрясений с М > 8,5 в районе Камчатки и высказаны соображения о возможной причине приуроченности их очагов не к основной части зоны Беньофа, наклоненной под Камчатку, а к ее периферической части под подножьем континентального склона.

Эти данные наряду с выявленными скоростными неодно-родностями зоны Беньофа на глубинах до 120 км по ее простиранию и их связью с поверхностными структурами на юго-западном фланге Курило-Камчатской дуги свидетельствуют о тесном взаимодействии зоны Беньофа и континентального блока дуги, с одной стороны, и между континентальным и океаническим блоками литосферы в районе глубоководного желоба у Камчатки, с другой. Эти результаты требуют более глубокой проработки данных, на которых основываются представления о процессе субдукции в изучаемом регионе.

3. ОСНОВЫ МЕТОДИКИ СЕЙСМОРАЙОНИРОВАНИЯ ШЕЛЬФОВ И РЕЗУЛЬТАТЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ СЕИСМИЧЕСКОИ ОПАСНОСТИ ШЕЛЬФОВ ОКРАИННЫХ МОРЕЙ РОССИИ

3.1. Вводные замечания

Шельфы по геоморфологическому определению - это окраины материков, залитые водой (см., например, /Менард, 1966; Пуща-ровский и др., 1977/). Внешней границей шельфа, отделяющей его от континентального склона, является уступ дна моря на глубине 200 м в среднем. В некоторых случаях перегиб рельефа дна наблюдается на меньших глубинах - около 150м, - иногда переход от шельфа к материковому склону происходит без резкого изменения рельефа.

Однако есть исключения из этого правила. Первое исключение - это шельф моря Лаптевых, где вследствие взаимодействия срединно-океанического хребта Гаккеля с континентальной окраиной Северной Евразии область шельфа оказалась расчлененной на ряд горстов и грабенов, не имеющих связи со структурами континента. К числу этих структур в центре шельфа относятся Центрально- и Вос-точно-Лаптевское поднятия, разделенные Омольйским грабеном. Восточно-Лаптевское поднятие отделено от Котельнического срединного массива с востока и от Шелонской структурной террасы с юга Бельковско-Святоносским грабеном. Центрально-Лаптевское поднятие ограничено с запада и юга Усть-Ленским грабеном, а с севера и северо-запада Северным грабеном /Ким, 1986; Иванова и др., 1989; Аветисов, 1993/.

Второе исключение - это так называемые глубинные шельфы - глубина моря примерно 500-1300 м, например, в Охотском море /Пущаровский и др.,1977/.

Тем не менее все-таки большинство шельфов подходит под первое определение. Вследствие того, что шельф - подводное продолжение материка, для него характерно продолжение структур, слагающих прибрежную зону суши. Поэтому вполне логично принять за основу для разработки методики существующие рекомендации по сейсмическому районированию сухопутных территорий, приведенные в монографии "Сейсмическое районирование территории СССР" /1980/, которая является расширенной объяснительной запиской к ныне действующей карте сейсморайонирования СР-78. В более ранние времена можно было использовать объяснительную записку "Сейсморайонирование СССР" /1968/, к предшествующей карте сейсморайонирования, что и было осуществлено при первых попытках районирования шельфов морей Баренцева и Лаптевых /Аветисов, 1971; Аветисов, Голубков, 1971; Панасенко и др., 1983/. Однако в этих случаях не была учтена специфика проблемы сейсморайонирования шельфов, применялся без всяких модификаций подход, рекомендованный для районирования сухопутных территорий.

Западные исследователи при оценке сейсмической опасности шельфов использовали прагматический подход, основанный на рекомендациях по усилению конструкций инженерных сооружений на шельфе с целью повышения их устойчивости к действию сейсмических нагрузок на вероятностной основе. Были учтены также некоторые специфические особенности проявления подводных землетрясений, в частности возможность разжижения и просадки обводненных грунтов, а также возникновения цунами /Раде, 1975/.

Необходимо отметить, что актуальность данного направления исследований не требует особой аргументации, поскольку в настоящее время и в ближайшем будущем области шельфов - это один из главнейших источников углеводородного сырья. Инженерные сооружения - буровые разведочные и эксплуатационные платформы, газо- и нефтепроводы и терминалы ввиду их чрезвычайно высокой экологической опасности для окружающей среды должны быть устойчивы к воздействиям всех природных стихий - штормовых и ледовых нагрузок, а также и землетрясений.

Автор подключился к решению проблемы сейсморайонирования шельфов в 1986 г. и совместно с сотрудниками Института морской геологии и геофизики ДВО АН СССР - А. И. Иващенко и Ким Ч. У. к концу 80-х гг. им были разработаны методические основы этого направления исследований. Методика применена автором при составлении схем сейсмического районирования шельфов морей Баренцева, Лаптевых, Чукотского, Охотского и северной части Японского/Кузин, 1989,1990,1993/.

На стадии разработки нового варианта нормативной карты сейсморайонирования территории российской Федерации и шельфов прилегающих морей (ОСР-97) автором подготовлены исходные данные для районирования шельфов морей Лаптевых, Охотского и северной части Японского моря. По уточненной геолого-геофизической и сейсмологической информации были выделены зоны ВОЗ и определены их типы (линеаменты, домены) и сейсмологические характеристики (повторяемость землетрясений разных маг-нитуд, диапазоны глубин очагов, оценки Мтах). При этом использовались рекомендации работы /Уломов, 1995/. Рассчеты сейсмического эффекта производились сотрудниками Объединенного инмтитута физики Земли РАН по методике, разработанной в рамках Международной программы Global Seismic Hazard Assessment Program (GSHAP), см., например, /Гусев, Шумилина, 1995/ и др.

3.2. Некоторые специфические черты оценки сейсмической опасности для шельфов.

В самом начале работы над проблемой сейсморайонирования шельфов автором были сформулированы некоторые особенности оценки сейсмической опасности для шельфрв, которые следует рассматривать как своего рода рекомендации при проведении исследований для обоснования сейсморайонирования этих областей в будущем. Эти специфические требования, выполнение которых необходимо при сейсморайонировании шельфов, следующие.

1. Определение влияния пригрузки водного слоя толщиной до 200 м на интенсивность сотрясений дна.

2. Оценка реакции рыхлых обводненных грунтов на сейсмическое воздействие и возможности их разжижения, а также возникновения подводных оползней.

3. Оценка интенсивности гидравлического удара при различной интенсивности сотрясений дна и возможности возникновения повторных ударов за счет интерференционных явлений в слое воды.

4. Оценка возможности возникновения волн цунами при подводных землетрясениях и их амплитуды на шельфе при разных глубинах моря от первых метров до 200 м.

Для решения перечисленных вопросов потребуются как теоретические исследования по гидродинамике, так и математическое и физическое моделирование.

В настоящее время известны некоторые экспериментальные данные по обсуждаемым тезисам, которые уместно рассмотреть, чтобы составить представление о состоянии вопроса. 1. Имеются отдельные примеры регистрации сильных землетрясений на мелководье. Первый пример - эксперимент в японском порту Камаиси к СВ от Токио. В эксперименте использовался искусственный причал, образованный посаженным на сваи бывшим танкером водоизмещением 200000 тонн (по одной свае под носовой и кормовой частями и по три с каждого борта /11ес1а, 8Мга18Ы,1979/). Таким образом, конструкция причала сходна с конструкциями морских нефтяных платформ. На грунте под причалом - глубина 22 м - и на самом причале было установлено по 1 трехкомпонентному акселерографу, кроме того, дополнительно на причале был установлен однокомпо-нентный акселерограф для изучения вращения причала при сильных землетрясениях.

Примерно за год наблюдений были зарегистрированы 6 ощутимых толчков с магнитудами 4,4-7,4, возникших восточнее о-ва Хонсю (ускорение от 7 см/с2 до 100 см/с2, т. е. сейсмический эффект до 7 баллов по шкале МБК-64). На основе анализа акселерограмм было установлено отсутствие различий в амплитудах ускорений колебаний дна и причала.

Другой пример, более близкий к существу решаемой задачи -это эксперимент, проведенный в 1988 г. группой российских сейсмологов в районе о. Шикотан. На профиле длиной 500 м были установлены 3 акселерометра: один на дне бухты в 400 м от берега на глубине 7 м, второй на берегу и третий - в 100м от берега. При анализе акселерограмм ощутимого землетрясения - 3 балла шкалы М8К-64 -была установлена близость характера записи берегового и донного акселерометров: максимальная амплитуда спектра записи донного акселерометра на 8% больше, ее частота на 0,8 Гц выше. Некоторое отличие состоит также в более быстром затухании высокочастотных колебаний - выше 8 Гц - на записи донного акселерометра /Катренко и др., 1990/.

Из рассмотренных экспериментальных примеров следует, что, по крайней мере, на малых глубинах (до 25м) и при умеренных сейсмических воздействиях (ускорения до 0,1д) различий в параметрах колебаний грунтов на суше и на шельфе не наблюдается.

Представление о количественных характеристиках колебаний дна моря можно получить на основе известных соотношений геометрической сейсмики. Так, коэффициент прохождения сейсмической волны через границу двух сред при вертикальном падении на нее сейсмического луча определяется из соотношения (см., например, /Гурвич, 1960/):

Апрох^Я./Ч + "Апад > гДе -ш/си^ , г/см3 -СКОрость и плотность в подстилающей среде, а V 2 , км/с и , г/см3 - в перекрывающей среде. Для морского дна подстилающая среда пред

65 ставлена коренными породами, а перекрывающая - осадками разной консолидации. В работе /Ассиновская, Нахшина, 1990/ приведены оценки коэффициентов прохождения для продольных и обменных SP - волн через границу осадки - вода. При величинах скоростей в осадках Vp = 1,7; 3,1; 4,0 км/с и плотностей р = 1,7; 2,3; 2,6 г/см3 и в морской воде Vp =1,5 км/с и р = 1,03 г/см3 значения этих коэффициентов для вертикального падения Р-волн на границу осадки - вода колеблются в пределах 1,3-1,7. В случае отсутствия осадков при параметрах для коренных пород Vp=6,0 км/с и р=2,9 г/см3 коэффициент прохождения возрастает до 1,84. С учетом значений этого коэффициента при прохождении через границу коренные породы - осадки его суммарная величина возрастает до 2,2-2,3. При уменьшении угла падения на границу раздела коэффициент прохождения уменьшается. Для обменной волны SP максимум коэффициента прохождения соответствует углу падения сейсмического луча на границу 40° /Ассиновская, Нахшина, 1990/. Это означает, что без учета водной пригрузки 0,1-2,0 МПа (1,0-20 кг/см2) сейсмический эффект на осадках на дне моря сопоставим с эффектом для тех же грунтов на суше.

Однако при более сложных расчетах результаты получаются не столь однозначные. Так, в приближенном расчете изменений сейсмического импульса в одномерном варианте при его прохождении через толщу песков мощностью 150 м с Vp = 1,7 км/с на дне моря на глубине 250м, получен следующий результат /Schnabel et al., 1972/. При вертикальном падении на подошву песчаной толщи сейсмического импульса с а = 0,44 g на периоде 0,36с с учетом скорости в слое и водной пригрузки в 2,5 МПа (25 кг/см2) на границе осадки - вода амплитуда импульса и его период снизились примерно на 10% (а = 0,40g, Т = 0,32с). Для того же песчаного слоя на суше амплитуда колебаний возросла примерно на 30% (до 0,56g), а период колебаний увеличился на 10% (до 0,39с).

При анализе характеристик колебаний морского дна, сложенного тугопластичными глинами мощностью 65 м без учета водной пригрузки установлена возможность усиления колебаний при умеренных ускорениях (пиковое ускорение 0,3g) и ослабления более интенсивных колебаний (пиковое ускорение 0,6g). Мягкопластичные глины такой же мощности, наоборот, примерно в 2-3 раза ослабляют высокочастотные умеренные колебания (частота 1 Гц и выше, пиковое ускорение 0,3g), усиливая в то же время низкочастотные колебания с частотой ниже 0,3 Гц /Moriwaki, Doyle, 1978/. Этот вывод представляется существенным для платформ, собственный период колебаний которых превышает 5 с, частота ниже 2 Гц (см., например, /Seines, 1982/).

Резюмируя, можно отметить, что при всей-неоднозначности рассмотренных данных, в первом приближении допустимо принять уровень колебаний для осадков на дне моря таким же, как и на суше.

В таком случае уравнения макросейсмического поля на суше применимы и для определения интенсивности сотрясений на дне моря.

2. Рыхлые обводненные донные отложения обладают низкой устойчивостью к сейсмическим колебаниям дна. Классическим примером, иллюстрирующим это положение, является возникновение грандиозного подводного оползня, перешедшего в мутьевой поток, при 9 -10 балльном землетрясении Грэнд-Бэнкс 1929г. (М=7,2) к югу от о. Ньюфаундленд. Оползень с исходной плотностью около 1,6 г/см3 возник на материковом склоне с начальной крутизной 2-3° и имел скорость примерно 70 км/час. По мере распространения он превратился в мутьевой поток с плотностью порядка 1,1 г/см3, пройдя по практически ровной поверхности (0,4-0,5°) путь в 600 км. При этом поток двигался не сплошным фронтом, а отдельными языками по ложбинам, имея мощность по разным оценкам от 10-20 до 30-70м /Менард, 1966/ и вызвав разрывы 5 подводных кабелей /Неегеп, Е\лг-¡пд, 1952/.

Этот пример иллюстрирует возможность возникновения большой потенциальной угрозы для трубопроводов при перемещении рыхлого грунта, вызванного сильным землетрясением, в случае их ориентировки под углом к склону, особенно в местах пересечения трубопроводами подводных ложбин.

3. Колебания дна при сильных землетрясениях вследствие большого различия акустических жестокостей консолидированных или скальных грунтов и рыхлых обводненных осадков могут вызвать в водном слое скачок давления, способный генерировать гидравлический удар. Согласно имеющимся оценкам, при скорости смещения дна примерно 100 см/с (9-10-балльный эффект согласно рекомендациям к макросейсмической шкале ММЭК-вб /Аптикаев, Шебалин,1988/) в придонной части водного слоя возможно возникновение скачка давления 1,5 МПа (15 атмосфер), который и обусловит гидравлический удар /Соловьев, Левин, 1985/.

В литературе известно описание воздействия гидравлического удара на судно, стоящее на якоре в бухте Термаикос (Салоники, Греция), при глубине моря 100-200м, т.е. в условиях, соответствующих шельфовым. При землетрясении на суше в районе Салоник в июне 1978г. (М=6,5, 10 =\ПИ-1Хб.) танкер, находившийся в 30 км от эпицентра, испытал удар, напоминающий резкий толчок от столкновения с другим судном или от взрыва на борту, однако без заметных повреждений /Ноуе,1981/.

По-видимому, гидравлический удар более опасен для сооружений с большой боковой поверхностью, например, трубопровод. В то же время для сооружений с "рассредоточенным" основанием (платформа) гидравлический удар менее опасен вследствие существенно меньшей боковой поверхности несущих опор.

4. Для оценки возможности возникновения цунами при сильном зем

67 летрясении под шельфом и определения его характеристик необходимо проведение специальных расчетов. Однако в первом приближении можно использовать значения пороговой магнитуды землетрясения, которое вызывало цунами в данном регионе ранее.

При этом возможны два источника опасности цунами: местный, при местных землетрясениях и удаленный, обусловленный удаленными землетрясениями. Определение местных источников цунами является более сложной задачей, поскольку связано с прогнозированием сильнейших землетрясений в данном регионе. Что касается удаленных цунами, их возникновение определяется сильнейшими землетрясениями из известных сейсмоактивных зон. Среди шельфов окраинных морей России этот вид опасности цунами наиболее очевиден для Берингова моря при сильнейших землетрясениях Алеутской дуги, например, землетрясения 1957г., М = 8,3; 1964г., М=8,5 и др.; для Охотского моря при землетрясениях Курило -Камчатской дуги (Камчатское 1952г., М~9), а также при подводных извержениях некоторых вулканов (Алаид, Сарычева, Севергина) /Ким, Рабинович,1990/ и для Японского моря при землетрясениях с М=7,7-7,9 задуговой сейсмоактивной зоны Японии, где цунамигенные землетрясения известны с исторических времен /Соловьев, Го, 1974; Abe, 1985/.

При этом сведения о цунами на Корякско-Чукотском побережьях отсутствуют. На побережьях Охотского моря наиболее заметные цунами наблюдались в его северо-западной части в бухте Нагаева, Магадан, до 2м при Камчатском 1952г. и Чилийском 1960г. землетрясениях. В обоих случаях волны цунами прошли из Тихого океана в Охотское море через широкие проливы между о-вами Большой Курильской гряды. Чилийское цунами наблюдались также на восточном побережье о, Сахалин с амплитудой 0,5 - 1,5 м /Щетников, 1981; Ким, Рабинович, 1990/. Предполагается также возможность проявления цунами вдоль западного побережья Камчатки.

В Японском море цунамигенные землетрясения возникают у СЗ побережья о. Хонсю, у западного побережья о. Хоккайдо и у ЮЗ побережья о. Сахалин /Соловьев, Го, 1974; Abe, 1985/.

3.3. Основы методики сейсморайонирования шельфов

При разработке методики сейсморайонирования шельфов кроме специфических черт этой проблемы, рассмотренных выше, необходимо было учитывать и другое особенности, осложняющие ее решение /Page, Basham, 1985; Иващенко и др., 1993/. Во-первых, это неполнота информации не только по историческим сведениям, но и инструментальным данным о землетрясениях на акваториях.

Во-вторых, меньшая точность локализации эпицентров подводных землетрясений вследствие неблагоприятного расположения сейсмических станций.

В-третьих, недоступность подводных структур для непосредственного геологического изучения, что определяет ведущую роль геофизических методов в изучении структуры шельфов. При этом одним из трудноразрешимых вопросов является определение геологического возраста преобразований разных структур.

Отмеченные особенности усиливают позиции качественных решений в ущерб количественным на базе разномасштабных публикаций. Все это накладывает ограничительный отпечаток на результаты оценки сейсмической опасности шельфов, снижая их достоверность по отношению к аналогичным опенкам для суши.

Таким образом, при современном уровне знаний о явлениях, происходящих на шельфах во время сильнейших землетрясений, и состоянии изученности сейсмичности прибрежных акваторий с учетом проведенного выше обсуждения, в первом приближении применим -тот же методический подход, что и для районов суши. Однако при этом необходима его модификация применительно к сейсморай-онированию шельфов.

Основой сейсмического районирования шельфов так же, как и районов суши, является выделение сейсмоопасных зон или зон возможного возникновения очагов землетрясений - зон ВОЗ. Эта операция базируется на составлении структурно-тектонической схемы для шельфа. Используются те же подходы, что и на суше, но в более упрощенном варианте вследствие худшей геолого-геофизической и сейсмологической изученности областей шельфа, с одной стороны, и, как правило, более низкого уровня их сейсмичности, с другой исключением являются шельфы островных дуг. При этом учитывается геологическая история региона, включающего сушу и прилегающий шельф, с особым акцентом на новейший её этап.

Основные моменты методического подхода к сейсмическому районированию шельфов можно сформулировать следующим образом.

1. Выделение сейсмоопасных зон. Как и в сухопутном варианте, в качестве таковых принимаются зоны контрастных тектонических движений, т.е. разломов. В случае районирования шельфов разломы выделяются по совокупности геофизических данных (НСП, MOB, ОГТ, КМПВ, ГСЗ, гравиметрия, магнитометрия, термометрия), поскольку они относятся к категории закрытых и геологическими методами не выявляются. После выявления конкретного разлома возникают следующие проблемы: а) определение возраста; б) определение активности разлома. Для решения первой проблемы необходимы специальные исследования по определению возраста донных отложений, нарушенных разломом.

Вторая проблема решается либо непосредственно на основе данных о сейсмичности зоны разлома или косвенно - на основе данных о линейных аномалиях или резких градиентах геофизических полей - гравитационного, магнитного и теплового, а также больших градиентов рельефа границы Мохоровичича. Вместе с тем, характеристики теплового поля рассматриваются нами как контрольные, ибо области повышенного теплового потока, как правило, асейсмич-ны, так как в их пределах возможна более быстрая релаксация напряжений без сейсмических проявлений. Примеры: а) в Охотском море: Восточно-Сахалинская и Дерюгинская сейсмоактивные зоны с юга ограничиваются областями повышенного теплового потока - до 160 мВт/м2; б) асейсмичный юго-западный сегмент Восточно-Сихотэалиньского разлома, который согласно Ю. В. Шевалдину /1974/ является зоной интенсивного выноса глубинного тепла.

Протяженность выделенной сейсмоактивной зоны определяется длиной разлома или аномальной геофизической зоны. При этом возможна сегментация зоны с разбиением ее на подзоны по сейсмологическим данным.

Существенной характеристикой сейсмоопасной зоны является ее ширина. Она определяется в первую очередь шириной линейных аномальных зон. В других случаях используются сейсмологические данные: ширина очаговой зоны сильнейшего землетрясения, пример - Японское землетрясение 1983г., М=7,8, или зоны максимальной интенсивности - 8-балльная зона Лесогорско - Углегорского землетрясения 1924г., М=6,8. Кроме того, возможно также использование ширины сейсмоактивного пояса (хребет Гаккеля) или геоморфологического признака - ширина континентального склона, в пределах которого известны сильные землетрясения - моря Баренцево и Лаптевых /Аветисов, Голубков ,1971/.

Наряду с линейными сейсмоопасными зонами выделялись и изометричные зоны - домены в соответствии с методическими рекомендациями /Уломов/.

2. Оценка сейсмического потенциала сейсмоопасных зон. Эта проблема является центральной вообще для сейсморайонирования и еще далека от своего решения. Это собственно определяет и недостаток сейсморайонирования шельфов. Для слабосейсмичных районов - Баренцево, Чукотское и Берингово моря, Приморский шельф Японского моря, СЗ и СВ шельфы, глубинный шельф Охотского моря - значение максимальных магнитуд принималось по наиболее сильным из известных землетрясений. Применение других способов, например, корреляции гравитационных аномалий с сейсмичностью было невозможно ввиду отсутствия исходных гравиметрических данных в открытых публикациях.

Для регионов с умеренной сейсмичностью величины м max определялись по протяженности зон ВОЗ, • основываясь на опыте работ в Карибском море - шельф Кубы /Белоусов и др., 1983/. При этом использовалось широко известное соотношение, полученное Н. В. Шебалиным /1971/ для суши; 2,0+2lgL,KM>M>1,4+,8lgL,KM, где левая часть неравенства характеризует области с относительно высокой тектонической (сейсмической) активностью, а правая - с низкой активностью. Это соотношение позволило получить весьма правдоподобные оценки Мтах для зон шельфа Западного Сахалина и Северо-Западной Японии, а также для зон ВОЗ с М>5,5 в Охотском море /Кузин ,1990; 1993/.

Для сейсмичных районов шельфа при оценке Мтах рекомендуется использовать комплекс способов, основанных в той или иной мере на статистике: по графику повторяемости, по соотношению сейсмической активности А10 с К тах, по графику Беньофа, по теории экстремальных значения Гумбеля и др. На примере севера-востока Сахалина, показано, что более реальные оценки Мтах дают третье предельное распределение Гумбеля для величин М, ограниченных сверху и снизу, и график Беньофа /Ким, Бондаренко,1990/. Вместе с тем необходимо подчеркнуть, что все эти оценки несовершенны и требуют серьезного обоснования как с точки сейсмотектоники, так и статистики.

Следует отметить, что все приемы выделения сейсмоопас-ных зон предложены автором специально для районирования шельфов, а оценки сейсмического потенциала выделенных зон - самостоятельно и в сотрудничестве с сахалинскими сейсмологами /Иващенко и др.,1993/.

Зарубежные исследователи при оценке сейсмической опасности для шельфов основное внимание уделяют анализу сейсмичности и сейсмостатистике. Так, согласно рекомендациям Американского нефтяного института с целью проектирования и строительства сейсмостойких морских платформ шельф США по сейсмологическим данным разделен на 6 сейсмоопасных зон, каждой из которых соответствует определенный уровень эффективного горизонтального ускорения - от 0 для нулевой зоны до 0,4д для 5-ой зоны /Recommended practice., 1982/. Расчеты сейсмостойкости конструкций производятся в зонах 3-5 (ускорения 0,2-0,4д).

3,4. О схемах сейсморайонирования шельсЬов окраинных морей

На основе методических приемов, описанных выше, автором посредством анализа и обобщения опубликованных геолого-геофизических и сейсмологических материалов в 1986-1988гг. было произведено сейсморайонирование шельфов окраинных морей России: Баренцева, Лаптевых, Чукотского, Охотского и северной части Японского морей. Пример схемы для Японского моря показан на рис. 11.

1«' йчЧ

Ц| Ш2 КЭз

ШЬ ш«

Рио.И. Сейсмогенерирувдие зоны и балльность для Сахалинского и северной части Приморского шельфов по / Кузин, 1990, 1993/

I - зоны с М ¿7,2 и интенсивность» сотрясений 9 баллов и более; 2 - то же с М = 5,8~6»8 и сотрясениями 8 баллов; 3 - то «а с М = 5,3-5,7 и сотрясениями 7 баллов; 4 - сейсмотектонические узлы: Я - Ногликский; СЗ - Северо-Западный; 5 - границы зон разной балльности; 6 - индексы балльности согласно карте сейсморайонирования 0СР-7В. Заштрихованы эпи-центральные зоны Приморского 1990 г. (М = 6,2) и Нефтегор-ского, Сахалин, 1995 г. (М = 7,2) землетрясений М

О 3.1-4.0 О

О 5.1-М О 6.1-7.0

О 7.1-вЛ

Глубина очага,км © 0 -10 ф 11-^20 ® 21—АО О и* «прел.

Однако недостаточно надежное сейсмотектоническое обоснование и отсутствие сейсмологических данных привели к " пропуску цели" на схеме сейсморайонирования для Центрального Приморья и Северо-Восточного Сахалина. В 1990г. в 35 км к ЮВ от центра сейсмоопасной зоны на шельфе, связанной с Восточно

Сихотэалинским разломом (Мтах=5, 10=7б.), под подножьем континентального склона Приморья произошло землетрясение с М=6,2. Несмотря на большую недооценку Мтах (ДМ=1,2 единицы магнитуды) сейсмический эффект для шельфовой зоны при этом землетрясении не изменился, т.е. составил 7 баллов шкалы МБК - 64. Следовательно, уровень сейсмической опасности для шельфа и побережья сохранился, однако он повысился на 2 балла под СевероЗападной, котловиной Японского моря, где за 90 лет не наблюдались землетрясения даже с М = 4,5.

Причина просчета была в том, что землетрясение произошло не в зоне разлома и связанными с ней линейными гравитационной и магнитной аномалиями, а на фоне слабоградиентного гравитационного и магнитного полей на расстоянии более 30 км от разлома.

Второй, более драматичный случай "пропуска цели" - это

Нефтегорское землетрясение 1995 г. - М=7,2, 10= 9 баллов - на северо-востоке Сахалина, повлекшее за собой жертвы среди населения из-за отсутствия элементарных антисейсмических мероприятий в жилых домах пос. Нефтегорск. Эпицентральная зона землетрясения (макросейсмический эпицентр) располагалась в 10-30 км от побережья Охотского моря в 7-балльной зоне согласно карте ОСР-78 или у западного края 8-бальной Шмидтовской зоны (М тах = 6,0) по схеме автора /Кузин, 1990/. Занижение магнитуды по этой схеме составило

1,2 единицы (Мтах=6,0 против 7,2 для Нефтегорского землетрясения). Однако на территории Нефтегорска наблюдаемая интенсивность сотрясений составила 8,0-8,6 баллов,в то время как ожидаемая интенсивность по схеме автора должна быть 8 баллов /Кузин, 1990/. Это можно объяснить тем, что пос. Нефтегорск оказался удаленным от эпицентра примерно на 20 км в сторону Охотского моря.

Необходимо отметить, что при подготовке карты сейсморайонирования СР-78 для района Нефтегорска по корреляции Ктах с

А10 была определена оценка М тах =6,8-7,2 / Оскорбин, 1977/. Однако она не была принята в виду того, что метод дает завышенные значения Ктах вследствие объединения различных групп землетрясений в окрестностях данного участка при больших размерах используемых площадей осреднения. Впоследствии в конце 80-х гг. сахалинскими сейсмологами было произведено уточнение сейсмической опасности Северо-Восточного Сахалина. На основе линейной экстраполяции графика повторяемости в сторону больших магнитуд по графику Беньофа, ill предельному распределению Гумбеля и линейным размерам тектонических блоков были получены оценки Мтах = 6,1-6,9. В качестве исходной оценки было принято среднее значение М тах = 6,5, совпадающее со значением М тах по Гумбелю /Ким, Бон-даренко, 1990/.

Значение Мтах = 6,0 для Шмидтовской зоны было принято автором по данным СйхКНИИ до уточнения Мтах для СевероВосточного Сахалина.

Таким образом, с учетом уточнения оценки Мтах занижение магнитуды Нефтегорского землетрясения составляет 0,7 единицы магнитуды.

В случае Нефтегорского землетрясения причиной "пропуска цели" также была недостаточная сейсмотектоническая информация. Во-первых, эпицентр землетрясения располагался в пограничной зоне Курильской и Дальневосточной субплит, где возможны и более сильные землетрясения /Баранов, Зоненшайн, 1984/. Во-вторых, при геологическом обследовании эпицентральной зоны были обнаружены следы двух таких же землетрясений, происшедших в этом месте 1000 и 600 лет назад /Рогожин, 1995/. По данным же инструментальных наблюдений за 90 лет землетрясения с М>5,5 в этой зоне не наблюдались /Кузин и др., 1995/.

Таким образом, приведенные примеры свидетельствуют о существенной роли сейсмотектонического фактора при оценке сейсмической опасности в случае отсутствия полноценной сейсмологической информации.

В соответствии с распоряжением Правительства РФ от 30 мая 1995г. при научно-исследовательском координационном сейсмологическом центре (НИКСЦ) РАН была создана экспертная группа из геологов, геофизиков, инженерных сейсмологов и сейсмологов, в которую входил и автор. На базе схемы сейсморайонирования Сахалинского шельфа, составленной автором /Кузин, 1990,1993/ с учетом проявления Нефтегорского землетрясения и сведений о палеосейс-модислокациях для Центрального и Южного Сахалина /Кучай, Полунин, 1986/ была составлена "Временная схема сейсморайонирования Сахалинской области", м-б 1:5000000 (ответственные редакторы В. И. Уломов и А. И. Иващенко). В соответствии с действующим порядком использования сейсмологической информации схема была утверждена официально в качестве нормативного документа вице-президентом РАН Н. П. Лаверовым и заместителем министра Минстроя РФ С. И. Полтавцевым в июле 1995, рис. 12. Согласно этой схеме максимальный уровень сейсмической опасности для западного побережья Центрального Сахалина и СВ побережья Сахалина с прилегающим шельфом был повышен до 9 баллов, что на 1 балл выше, чем определено по схемам сейсморайонирования шельфов Сахалина, опубликованным автором в 1990 и 1993 гг. /Кузин ,1995/, рис. 12. По отношению к действующей карте сейсморайонирования СР-78 примерно для 54% населенных пунктов Сахалина повышение уровня сейсмической опасности составило 1 балл, а для 46% - 2 балла /Уломов, 1995/.

Выводы

1. Отмечены специфические особенности сейсморайонирования шельфов, обусловленные наличием водного слоя толщиной до 200 м, которые отсутствуют при аналогичных исследованиях на суше. Отмечены также трудности получения адекватной сейсмологической информации для шельфов из-за отсутствия специальной наблюдательной сети и весьма низкой эффективности сети наземных станций при изучении сейсмичности шельфов.

2. Сформулированы методические основы сейсморайонирования шельфов, рассматриваемые как разновидность методики сейсморайонирования суши с учетом особенностей геолого-геофизической и сейсмологической обстановки шельфовых областей.

3. На основе анализа и обобщения опубликованной геолого-геофизической и сейсмологической информации были составлены обзорные схемы - масштаб 1:5000000 - сейсморайонирования шельфов окраинных морей России: Баренцево, Лаптевых, Чукотское, Охотское и северная часть Японского моря.

На стадии разработки последнего варианта нормативной карты сейсморайонирования территории Российской Федерации и шельфов прилегающих морей (ОСР-97) автором была подготовлена исходная информация по сейсмоопасным зонам морей Лаптевых, Охотского и северной части Японского. Информация включала следующие данные: а) тип зоны (линеамент, домен); б) повторяемость землетрясений разных магнитуд; в) глубины очагов землетрясений; г) оценки М тах . На основе этой информации в головной организации по составлению карты ОСР-97 - ОИФЗ РАН были составлены карты сейсморайонирования шельфов названных морей в качестве составных частей общей карты по методике, разработанной в рамках международной программы Global Seismic Hazard Assessment Program.

4. При сильных землетрясениях в районах Приморья (1990 г., М= 6,2) и Нефтегорска на СВ Сахалине (1995 г., М=7,2) в соответствующих схемах обнаружились ошибки типа пропуска цели в определении Мтах (занижение на 1,2 единицы магнитуды) по причине скудности и ненадежности исходной геолого-геофизической и сейсмологической информации. При этом оба землетрясения возникли не в пределах зон ВОЗ, а у их границ. В результате при существенной недооценке Мтах расчетный сейсмический эффект был занижен всего на 0,5 балла /Кузин, 1995/.

5. На основе схемы сейсморайонирования шельфа и побережий Сахалина, составленной автором, группой экспертов из геологов, геофизиков и сейсмологов при участии автора с учетом параметров Нефтегорского землетрясения и сведений о палеосейсмо-дислокациях была составлена уточненная Временная схема сейсморайонирования Сахалинского региона с повышением уровня возможных сотрясений на 2 балла (9 вместо 7 баллов) по сравнению о действующей картой СР-78 и на 1 балл по сравнению со схемой автора /Кузин, 1990/.

Основы методического подхода к сейсморайонированию шельфов, разработанные автором, и схемы районирования шельфов окраинных морей России, составленные по этой методике, следует рассматривать как первый шаг к разработке полноценной методики оценки сейсмической опасности для шельфов.

По мнению автора, основой для решения задач сейсморайонирования шельфов и слабосейсмичных районов суши в ближайшем будущем должен служить микросейсмический мониторинг, который следует рассматривать как новое направление сейсмологических исследований.

Заключение

Обобщая конкретные результаты исследований по отдельным частям работы, общие ее итоги можно сформулировать следующим образом.

1. На примере Эллинской дуги показана высокая эффективность донных микросейсмических исследований при изучении как особенностей сейсмического процесса, так и структуры островных дуг. Использование высокочувствительных станций, устанавливаемых на дно акваторий, имеет существенные преимущества перед традиционными региональными сейсмологическими исследованиями на основе сухопутных станций. Поэтому результаты донных микросейсмических исследований в области Эллинской дуги: подобие графика повторяемости в широком диапазоне энергий - от микроземлетрясений до разрушительных землетрясений (более 9 порядков), возможности определения особенностей структуры зоны Беньофа и прогнозирования сильных землетрясений наряду с описанными выше преимуществами метода, позволяют рекомендовать его для широкого применения как в высокосейсмичных, так и слабосейсмичных регионах в качестве основы для микросейсмического мониторинга. В первом случае целью такого мониторинга должно быть решение научных задач по изучению региональных особенностей сейсмического режима, а также прогноза достаточно сильных тектонических землетрясений с М~6,0 как для Греции, так и для других районов Средиземноморско-Азиатского сейсмоактивного пояса.

В пределах слабосейсмичных регионов микросейсмический мониторинг должен служить прежде всего основой количественной оценки сейсмической опасности для шельфов окраинных и внутренних морей России при разведке и эксплуатации месторождений углеводородов, а также при гражданском и промышленном строительстве на побережьях этих морей. Целесообразно его использование с той же целью в слабосейсмичных районах на суше, в пределах которых расположены экологически опасные сооружения и производства (АЭС, нефтепромыслы, химические предприятия и др.).

2. На примере Курило-Камчатской дуги показана эффективность разработанной автором методики изучения скоростных неод-нородностей зоны Беньофа по ее простиранию на основе анализа кинематических невязок при землетрясениях этой зоны на сейсмических станциях, расположенных в области ее выхода на поверхность (дно океана, окончания восточных полуостровов Камчатки).

Наличие областей повышенных и пониженных скоростей в зоне Беньофа позволяет выдвинуть концепцию блоковой структуры этой уникальной зоны. Возникновение упомянутых областей можно рассматривать как результат дифференциации мантийного вещества с образованием более и менее прочных блоков.

Связь поверхностной тектоники Курило-Камчатской дуги с особенностями скоростной структуры зоны Беньофа на ее юго-западном фланге, подробно рассмотренные в разделе 2.3, свидетельствуют о том, что тектоника обусловлена глубинными процессами, которые происходят в зоне Беньофа.

Приуроченность очаговых зон сильнейших землетрясений с М=7,9-8,4 к областям повышенных скоростей или их границам с низкоскоростными областями зоны Беньофа может быть обусловлена большей прочностью первых, способных накапливать тектонические напряжения до более высокого уровня и генерировать сильнейшие землетрясения при их разрядке. Поэтому области повышенных скоростей являются своеобразными указателями мест потенциального возникновения сильнейших землетрясений.

Отсутствие выявленных закономерностей в пределах Камчатского звена Курило-Камчатской дуги опять же определяется особенностями структуры зоны Беньофа и глубинных процессов, которые обусловили образование обширной периферической горизонтальной части зоны ("козырька") шириной около 100 км в среднем и мощностью порядка 60 км.

Наряду с этим глубоководный желоб в районе Камчатки является областью активного тектонического взаимодействия континентального и океанического блоков литосферы, в результате чего основные сейсмические события в виде гигантских землетрясений с М=8,5-9,0 происходят в периферической части зоны Беньофа под нижней областью континентального склона. Высвобожденная при этом сейсмическая энергия на 1-2 порядка превышает энергию землетрясений, возникающих в основной части зоны Беньофа, наклоненной под Камчатку.

Тесная связь поверхностной тектоники Большой Курильской гряды на юго-западе Курило-Камчатской дуги с неоднородностью зоны Беньофа и особенностей сейсмотектонических процессов в ее периферической части в районе Камчатки свидетельствуют о сложном характере взаимодействия зоны с континентальным блоком дуги в первом случае и блоков континентальной и океанической литосферы во втором. Эти данные не укладываются в рамки существующих представлений о процессе субдукции в его упрощенной трактовке, поэтому возникает необходимость более глубокого изучения сейсмотектонических процессов в области островных дуг.

3. Основы методики сейсморайонирования шельфов, разработанные автором, являются первым шагом в решении этой проблемы. Разрешение специфических задач, присущих сейсморайони-рованию шельфов, наряду с увеличением полноты и повышением качества геолого-геофизической информации, позволит поднять уровень сейсморайонирования шельфов до уровня районирования сухопутных территорий. Главное назначение сейсморайонирования шельфов состоит в обеспечении экологической безопасности побережий окраинных и внутренних морей России при разведке и эксплуатации месторождений углеводородов на шельфах. В этой области ведущая роль должна принадлежать микросейсмическому мониторингу, способному оперативно обеспечить достаточно точную и статистически представительную сейсмологическую информацию для изучаемых районов в весьма короткие сроки наблюдений. Можно выразить надежду, что своевременная организация микросейсмического мониторинга позволит также решить проблему "неожиданных" землетрясений в зонах длительно эксплуатируемых газонефтяных месторождений, например, Газлийских 1976г., М = 7,2-7,3; Коалинга 1983г., М = 6,7; Нефтегорское 1995г., М = 7,2.

Список основных работ, опубликованных автором по теме диссертации:

Монографии

1. Землетрясения и глубинное строение юга Курильской островной дуги. Авторы: Федотов С.А., Багдасарова А. М., Кузин И.П., Тараканов Р.З. М.: Наука; 1969. 212 с.

2. Фокальная зона и строение верхней мантии в районе Восточной Камчатки. Кузин И.П. М.: Наука, 1974. 132 с.

3. Микроземлетрясения Эгейского и Тирренского морей по наблюдениям донных сейсмографов. Авторы: Соловьев С.Л., Ковачев С.А., Кузин И.П., Воронина Е.В. М.: Наука, 1993. 160 с.

Статьи

1. Скоростной разрез верхней мантии в области Южных Курильских островов. //Изв. АН СССР, серия геофиз., N 5, 1963. С. 415-425 (соавтор Федотов С.А.).

2. О сейсмичности и глубинном строении Камчатки и Командорских островов по детальным сейсмологическим исследованиям в 19611964 гг. Строение и развитие земной коры на Советском Дальнем Востоке. М.: Наука, 1969. С. 97-110 (соавторы: Федотов С.А., Токарев П.И., Багдасарова А. М., Бобков М.Ф.).

3. Скорости упругих волн в фокальной зоне Камчатки //Изв. АН СССР. Физ.Земли, N 12, 1972. С.25-39.

4. Скорости волн Р и Б в верхней мантии Камчатки //Изв. АН СССР. Физ. Земли, N2,1973. С. 3-16.

5. Обзорное сейсмическое районирование шельфов северных окраинных морей СССР (на примере моря Лаптевых).// Морская сейсмология и сейсмометрия. М. ИО АН СССР, 1989. С.109-134.

6. Сейсмичность земной коры южной части Эгейского моря ( по результатам донных сейсмологических наблюдений).// Докл. АН СССР, т.305, N 5,1989. С. 1085-1089 (соавторы: Соловьев С.Л., Ковачев С.А., Тассос С.).

7. Сейсмичность земной коры юго-восточной части Тирренского моря (по результатам совместных донных и наземных сейсмологических наблюдений). //Докл. АН СССР, т.305, N 6, 1989. С. 1339-1343 (соавторы: Соловьев С.Л., Ферри М., Ковачев С.А.).

8. О сейсмическом районировании шельфов (на примере Охотского моря). Сейсмическое районирование шельфов. Владивосток. Изд-во ДВО АН СССР, 1990. С.66-98.

9. Пространственное распределение микросейсмичности во фронтальной части Эллинской дуги по наблюдениям донных сейсмографов //Геотектоника, N 2, 1991. С. 76-83 (соавторы: Ковачев С.А., Соловьев С.Л.).

10. О пространственной флуктуации микроземлетрясений в центральной части Эллинской дуги //Физика Земли, N 2, 1993. С. 53-56 (соавторы: Ковачев С.А., Соловьев С.Л.).

11. О сейсмическом районировании шельфа северной части Японского моря //Тихоокеанская геология, N 4,1993. С.41-58.

12. Выделение зон ВОЗ на шельфах. Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии, вып. 1. М.; Изд-во ИФЗ РАН, 1993. С.273-278 (соавторы: Иващенко А.И., Ким Ч.У.).

13. К вопросу о скоростной неоднородности зоны Беньофа (Вадати-Заварицкого-Беньофа) //Физика Земли, N 4,1994. С. 12-24.

14. О влиянии модели литосферы на распределение гипоцентров микроземлетрясений, определенных по наблюдениям донных сейсмографов //Физика Земли, N 12, 1994. С,24-33 (соавторы: Ковачев С .А., Соловьев С.Л.).

15. Сахалинское (Нефтегорское) землетрясение и сейсмическое районирование шельфов. Федеральная система сейсмологических наблюдений и прогноза землетрясений. Информационно-аналитический бюллетень. Спецвыпуск. М.: 1995. С.193-199.

16. О землетрясениях Сахалинского региона, предшествующих Нефте-горскому 27(28) мая 1995 г. Там же, с.185-192 (соавторы: Иващенко А . И,, Оскорбин Л.С.).

17. О сейсмологическом подходе к прогнозированию сильных землетрясений в области Эллинской дуги и влиянии процесса подготовки сильного землетрясения на характеристики микросейсмичности //Физика Земли, N 12.1997. С. 25-34 (соавтор: Ковачев С. А.).

18. Об особенностях сейсмического режима в области землетрясений малой энергии в центральной части Эллинской дуги //Физика Земли, N 7,1997, с. 20-28 (соавтор: Ковачев С.А.).

19. Результаты кратковременных наблюдений с донными станциями в Ионическом море и особенности зоны Беньофа в районе п-ова Пелопоннес (Греция) //Физика Земли, N , 1997 (в печати; соавтор: Ковачев С. А.).

20. Microearthquakes in the Tyrrhenian Sea as revealed by joint land and sea-bottom seismographs //Marine Geology, v.94, N 1/2, 1990. P. 131-146, with Kovachev S. A. and Soloviev S.L.

21. Microseismicity of the frontal Hellenic arc according to OBS observations //Tectonophysics, v.201, N 3/4, 1992. P. 317-327, with Kovachev S. A. and Soloviev S. L.

22. Some evidence on forthcoming strong earthquake in eastern Crete from observations with OBS. Intern. Conf. Earthq. Prediction: state-of-the-art (Scientific-Technical Contributions). Strasbourg, France, 15-18 Oct., 1991. Preprints, Paris, 1992. P. 124-128, with Kovachev S. A. and Soloviev S. L.

23. The main results of seismological observations in the Aegean sea. Proceed. XV Congress Karpato-Balcan Association, Athens, 17-20. Sept. 1995. Athens, 1996. P. 157-163, with Kovachev S. A., Lobkovsky L .I., Soloviev S. L. and Sonkin A.V.

Типография ордена "Знак Почета" издательства МГУ 119899, Москва, Ленинские горы Заказ № ц05 .Тираж ш экз.