Сейсмологические исследования НИИГА – ВНИИОкеангеология были начаты в 1968 году. Таким образом, 60-летний юбилей ВНИИОкеангеология совпадает с 40-летним юбилеем сейсмологических исследований института.

40-летний период сейсмологических исследований делится на два равновременных отрезка.

I. 1968-1988 гг. Этап экспедиционных сейсмологических наблюдений.

Первый сейсмологический отряд входил в состав Арктической партии НИИГА (руководители Б.В. Гусев, А.Л. Пискарев, Я.В. Неизвестнов, А.Ф. Салманов), проводившей договорные инженерно-геологические работы на Земле Франца-Иосифа.

28 июля 1968 года в пункте «Нагурская» была организована сейсмологическая станция, которая вела регистрацию в течение двух лет. В 200 км к востоку на о. Хейса работала в этот период телесейсмическая станция «Хейс». Главной задачей наблюдений была оценка возможной сейсмической опасности для сооружений, строительство которых предполагалось на самом западном острове архипелага Земля Франца-Иосифа – Земле Александры.

За два года удалось зарегистрировать несколько слабых землетрясений к северо-западу от архипелага в районе подводного желоба Франц-Виктория, в северной части которого уже тогда были известны два сильных события. 2 сентября 1969 года обоими станциями достаточно уверенно впервые зарегистрировано землетрясение к востоку от архипелага в зоне подводного желоба Св. Анны. Помимо данных по местной сейсмичности, на основе уверенной регистрации далеких событий по методу обменных волн землетрясений (МОВЗ) оценивалось глубинное строение земной коры и верхней мантии в районе станций.

В последующие годы в силу геологической направленности исследований института главной задачей сейсмологических наблюдений, определявшей необходимость постановки сейсмологических работ, выбор районов исследований и системы расстановки регистраторов, стало изучение глубинного геологического строения.

После годичного перерыва сейсмологический отряд вошел в состав Восточно-Сибирской комплексной партии (руководители В.Л. Иванов, В.Н. Зенков, Г.В. Ладыка, Д.А. Вольнов, А.Л. Пискарев). Это подразделение НИИГА проводило комплексные исследования на Новосибирских островах, направленные на создание геолого-геофизических реперов для последующего изучения шельфовых акваторий.

В течение летних полевых сезонов 1972-1976 гг. отряд провел наблюдения на Новосибирских островах. Использовалась та же аппаратура, что и на Земле Франца-Иосифа.

В сезон 1972 года наблюдения были проведены в одной точке в районе полярной станции «Темп», в последующие годы осуществлялась одновременная регистрация в двух пунктах, причем в 1976 году одна из станций в течение сезона переставлялась. В качестве станционных помещений использовались в различные годы специально оборудованная палатка, пустующие дома действующих или брошенных полярных станций, избы и поварни промышленников. Всего отработано 8 пунктов наблюдений.

За весь период наблюдений, который в общей сложности составил 10 месяцев, в районе Новосибирских островов, ранее считавшемся асейсмичным, было зарегистрировано порядка 120 землетрясений, для 32 из которых удалось определить координаты эпицентра. Установлено, что эпицентры достаточно уверенно трассируют контакты тектонических блоков различного времени консолидации. Высказано соображение о наведенном или «пассивном» характере сейсмичности этого региона, обусловленной разрядкой в ослабленных участках литосферы тектонических напряжений, генерируемых в зоне центральнолаптевоморского рифтогенеза. По данным далеких землетрясений оценено глубинное строение архипелага и прилегающих регионов.

В период 1974-1976 гг. с использованием той же аппаратуры и практически теми же ведущими специалистами велись сейсмологические наблюдения на меридиональном профиле в Западной Якутии от г. Мирный до побережья моря Лаптевых. Основная задача исследований заключалась в получении данных по глубинному строению литосферы, использованных в дальнейшем для разработки критериев прогноза коренных месторождений алмазов (отв. исполнитель тематических исследований А.Л. Пискарев). Три самых северных станции регистрировали землетрясения в районе южного побережья моря Лаптевых и устья Хатангского залива.

В течение 1976-1978 гг. проведены наблюдения на советских рудниках Баренцбург и Пирамида, на южном острове архипелага Новая Земля.

В 1979 году отряд был оснащен наиболее современной отечественной аппаратурой с магнитной записью «Черепаха», предназначенной для экспедиционных сейсмологических работ, и в течение полевых сезонов 1979-1983 гг. проводил сейсмологические и сейсмические (ГСЗ) наблюдения с целью изучения глубинного строения земной коры и верхней мантии Норильского рудного района. Были отработаны четыре профиля общей протяженностью свыше 700 км. За весь период наблюдений в указанном регионе не зафиксировано ни одного местного или близкого землетрясения.

В апреле-мае 1984 года проведены наблюдения на крайней северной точке архипелага Северная Земля мыс Арктический. Зарегистрировано несколько землетрясений со Срединно-Арктического хребта, а также довольно значительное количество сейсмоявлений на расстояниях первые километры и десятки километров, большинство из которых, скорее всего, связаны с подвижками в ближайшем ледниковом куполе.

В течение полевых сезонов 1985-1988 гг. сейсмологический отряд, оснащенный 12 регистраторами «Черепаха», проводил авиадесантные профильно-площадные наблюдения в дельте р. Лены и на побережье губы Буор-Хая, с использованием вертолетов МИ-8, базировавшихся в а/порту Тикси. Помимо далеких землетрясений, использовавшихся для изучения глубинного строения земной коры, было зарегистрировано свыше 140 местных и близких землетрясений, для 121 из которых определены координаты гипоцентра. На основании полученной информации высказано несколько новых соображений относительно геодинамики этого региона, в какой-то степени меняющих прежние представления.

Основные геологические результаты исследований I этапа следующие.

1. По материалам наблюдений на Земле Франца-Иосифа построена схема сейсмического микрорайонирования архипелага [Аветисов, 1971], а после привлечения дополнительных геолого-геофизических данных схема тектоносейсмического районирования Евразийского суббассейна и прилегающих шельфов [Аветисов, Голубков,1971]. Установлена 8-балльная зона Срединно-Арктического хребта Гаккеля; в пределах арктического шельфа Евразии повышенной 7-балльной сейсмичностью обладают участки поперечных разломов Франц-Виктория, Св. Анны и Воронина.

2. Получена первая информация о глубинном строении земной коры архипелага Земля Франца-Иосифа [Аветисов, Булин, 1974]. Установлена континентальная кора мощностью 24-26 км.

3. Получена первая информация о глубинном строении земной коры архипелага Новосибирские острова [Аветисов, 1979а, 1982, Avetisov, 1983]. Показано, что для глубинной структуры архипелага характерны те же черты, что и для всего шельфа Евразии: относительно мощная (25-30 км) разбитая на блоки, гетерогенная континентальная кора;

4. Выявлены ранее не известные участки повышенной сейсмичности на Новосибирских островах, что обеспечило дополнительную независимую информацию, необходимую для тектонического районирования региона [Аветисов, 1975; 1979б];

5. Получены данные о глубинном строении земной коры Западной Якутии [Аветисов, Пискарев, 1979; Avetisov, Piskarev, 1980];

6. По данным ГСЗ-МОВЗ получены данные о глубинном строении земной коры Норильского рудного района [Аветисов, Голубков, 1984]. Установлена ее индивидуальность: большая плотность дизъюнктивов, свидетельствующая о высокой магматической проницаемости коры; наличие серии коровых и транскоровых разломов, часть которых контролирует пространственное распределение медно-никелевых месторождений; дискретный характер внутриблоковой сейсмической расслоенности. Общая мощность земной коры составляет 39-46 км.

7. Получены данные о глубинном строении земной коры дельты Лены [Аветисов, Гусева, 1991; Аветисов, Ашихмина и др., 1994]:

- сейсмологические наблюдения над далекими и близкими землетрясениями в совокупности с данными КМПВ позволили уточнить положение южного завершения Усть-Ленского прогиба: западный его борт проходит не вдоль восточного края дельты р. Лена, а в пределах ее, по разломам зоны Лено-Таймырских пограничных поднятий. Установлена асимметричность поперечного сечения прогиба, проявляющаяся в более контрастном характере западного его борта по сравнению с восточным. Это связано, по-видимому, с особенностями древней структуры литосферы, определяющей характер наложенной структуры прогиба, а также с направленностью современных тектонических процессов;

- мощность мезокайнозойских отложений в осевой части прогиба достигает 5 км, в районе западного борта – 2-3 км;

- мощность земной коры в прогибе (26-28 км) несколько меньше, чем в структурах обрамления, что позволяет говорить о существовании валообразного поднятия по разделу М. Поперечное сечение этого поднятия асимметрично: в западном обрамлении погружение раздела М больше (28-36 км), чем в восточном (29-31 км). Скорость продольных волн в кровле нижней мантии понижена – 7.5 км/с. Последние факторы, а также данные о повышенной сейсмичности прогиба и расположении его на продолжении рифтогенного пояса глубоководной части Северного Ледовитого океана, свидетельствуют о рифтогенной природе Усть-Ленского прогиба;

- сделан вывод о том, что указанное сочетание генетических (рифтогенная природа) и структурных особенностей (большая мощность осадочного чехла) прогиба означает присутствие здесь необходимых и достаточных геологических факторов, благоприятных как для нефтегазообразования, так и для нефтегазонакопления. Плитный чехол, в пределах которого известны и хорошие коллекторы (слои алевритов, песчаников) и надежные покрышки (мощные пачки глин) может быть признан самостоятельным потенциальным нефтегазоносным комплексом.

8. Уточнены гипоцентрия и фокальные механизмы землетрясений дельты Лены и прилегающей акватории [Аветисов, 1991, Avetisov, 1993а].

Установлено, что в районе дельты р. Лена и ее обрамления наблюдается не рассеянное, как представлялось ранее, а достаточно упорядоченное распределение эпицентров в две основные сублинейные зоны (рис.1).

Эпицентры первой, менее явной, из зон трассируют близосевую область губы Буор-Хая. Распределение эпицентров в пределах этой зоны неравномерное. Очевидное сгущение отмечается в 30-40 км к востоку от п-ова Быковский в районе 72° с.ш. и 130° в.д. В непосредственной близости от этого сгущения находился эпицентр Быковского землетрясения с магнитудой 5.4, зарегистрированного 21 июля 1964 года. Южнее плотность эпицентров также довольно высока до широты 71°20¢. Севернее 72° с.ш. в зоне сочленения губы с основной акваторией моря Лаптевых плотность эпицентров заметно падает до полного вырождения.

Вторая, значительно более очевидная, зона прослеживается вдоль западного побережья губы Буор-Хая и ее горного обрамления, протягиваясь на север до широты 72°-72°15¢, затем резко поворачивает на северо-запад, огибая северную оконечность Хараулахских гор, и густой полосой уходит через центральную часть дельты в Оленекский залив. В период экспедиционных наблюдений 15 июня 1986 года здесь зарегистрировано сильное землетрясение с магнитудой 4.6, имевшее за 2 суток 18 афтершоков.

Кроме двух указанных зон, отмечается группа эпицентров в районе восточного побережья губы Буор-Хая, а также несколько в Янском заливе.

Гипоцентры в основном находятся в пределах глубин 4-28 км, несколько в диапазоне 35-42 и один – на глубине 55 км, т.е. подавляющее большинство землетрясений – коровые. В Усть-Ленском прогибе отмечается равномерное распределение очагов по глубине (незначительный максимум лишь на глубинах 4-5 км), свидетельствующее об относительной однородности упругих свойств среды по вертикали, в то время как в обрамлении прогиба сгущения гипоцентров отмечаются на уровнях 4-5, 8-9, 13-14, 17-19 и 24-25 км.

Факт установления в пределах дельты и ее непосредственного обрамления локализованных сейсмоактивных зон позволил отказаться от понятия «область рассеянного рифтогенеза» [Парфенов, Козьмин и др., 1987] и предположить различную тектоническую природу повышенной сейсмичности каждой из зон.

Анализ фокальных механизмов показал, что в западной зоне доминируют горизонтальные растягивающие напряжения, ориентированные вкрест простирания зоны, а в губе Буор-Хая – горизонтальные напряжения сжатия с азимутом простирания около 60°.

Бессменным руководителем сейсмологического подразделения был Г.П. Аветисов, ведущими специалистами в разные годы – Б.Т. Барычев и В.В. Васильев.

II. 1989-2008 гг. Этап тематических исследований.

В конце 1980-х годов в связи с резким ухудшением финансового обеспечения геологической отрасли экспедиционные сейсмологические наблюдения в Арктике были прекращены. Некоторое время Полярная морская геолого-разведочная экспедиция продолжала их в Антарктиде. Казалось бы, наступил полный крах: нет новых наблюдений – нет исследований. Однако, это правило справедливо для любого другого геолого-геофизического метода, но только не для сейсмологического. Регистрация землетрясений, в том числе и арктических, продолжается мощной международной сетью станций, независимо от экономического положения какой-либо организации и даже такой огромной страны, как Россия. Непрерывно поступающая сейсмологическая информация общедоступна и может быть использована любым исследователем в полном объеме. Конечно, в этой ситуации исчезает возможность проведения детальных исследований в каких-либо ключевых, наиболее интересных участках, но есть и свои весьма существенные плюсы. Раньше сейсмологи по несколько месяцев в году проводили на полевых работах, имея весьма ограниченное время для обработки и осмысливания результатов наблюдений, сбора, обобщения и анализа сейсмологической информации по прилегающим регионам. Теперь это время появилось, представилась возможность оценить общеарктическую сейсмическую обстановку, определить место в ней выявленных при экспедиционных наблюдениях локальных участков повышенной сейсмичности, установить связи арктических сейсмоактивных зон с глобальными сейсмическими поясами. Основой для этого должен был послужить банк арктических сейсмологических данных, с создания которого и началась деятельность сейсмологической группы на втором этапе исследований.

Содержание банка. К настоящему моменту каталог землетрясений охватывает информацию за период 1900-2004 гг. в рамках прямоугольного планшета с координатами угловых точек (широта j, долгота l): 1. 53°, -32°; 2. 49°, -115°; 3. 53°, 162°; 4. 57°, 65°. За пределами этого планшета включены землетрясения Фенноскандии. Источники информации - каталоги Н.А. Линден [1959], J.H. Hodgson et.al [1965], M.Bath [1956], L.R.Sykes [1965], Г.Д. Панасенко [1977, 1979, 1983, 1986, 1991], Новый каталог...[1977], ежегодники Canadian earthquakes..., Землетрясения в СССР..., Землетрясения Северной Евразии... Начиная с 1964 года, используются, в основном, каталоги Международного сейсмологического центра (ISC). Кроме того, банк содержит информацию по землетрясениям, зарегистрированным в процессе экспедиционных сейсмологических наблюдений ВНИИОкеангеология в Арктике [Аветисов,1996]. Данные по фокальным механизмам собраны по литературным источникам и каталогам ISC. В процессе создания банка данных на ВЦ ОМЭ ИФЗ РАН по стандартной методике [Аптекман и др.,1979] были проведены дополнительные определения для нескольких десятков землетрясений. Эти данные опубликованы в [Аветисов,1993а, Аветисов,1993б, Аветисов,1995, Аветисов, 1996а, Avetisov, 1999].

Образец таблицы каталога землетрясений АРС-2 представлен на рис.2. Таблица состоит из четырех окон.

В первом (левая половина таблицы) представлены основные параметры землетрясения: дата (месяц/число/год), время в очаге (часы, минуты, секунды), широта j, долгота l, глубина гипоцентра h, магнитуда m,

Во втором окне (левая половина, верх) - информация по определениям магнитуды. Предусмотрены подокна для 22 различных определений, наиболее часто встречающихся для арктических землетрясений. Одно подокно предусмотрено для главной (main) магнитуды, которая и фигурирует в первом окне. При наличии нескольких определений за главную магнитуду принимается mb(ISC), при отсутствии ее - mb(NEIC), далее mb(MOS), затем в том же порядке определения Ms, потом различные определения ML и, наконец, Md.

Третье окно (правая половина, середина) включает вспомогательные данные: количество зарегистрировавших станций, количество положительных (С) и отрицательных (D) знаков первых вступлений (для событий, зарегистрированных не менее чем 100 станциями или имеющих решения фокальных механизмов), тип толчка (главный, афтершок, форшок, облако), диапазон эпицентральных расстояний.

В четвертом окне даются макросейсмические данные на русском и английском языках и примечания: ссылки на определения фокальных механизмов, данные об определениях магнитуд, не предусмотренных во втором окне, и пр.

Над первым окном значками обозначены восемь клавиш (слева направо): открытие таблицы с определениями фокальных механизмов (активизирована при наличии определений), поиск землетрясения по дате или номеру, фильтрация землетрясений по временному диапазону и по региону, добавление с клавиатуры новых записей, редактирование основных параметров землетрясения, спасение изменений записи, уничтожение записи, открытие служебной таблицы с параметрами банка (общее количество записей, объем дисковой памяти, дата обновления). Справа от клавиш расположено подокно с указанием использованного источника информации о землетрясении.

Под первым окном строка, в которой расположены номер землетрясения и три подокна: погрешности времени в очаге (dt, мсек), положения эпицентра (dr, км) и глубины гипоцентра (dh, км). В этой же строке под четвертым окном указывается географический регион. Названия географических регионов в подавляющем большинстве случаев даны в соответствии со схемой Flinn et. al [1974]. Исключение составляет регион «Р-он моря Лаптевых», в котором объединены следующие регионы из указанной схемы: «Около побережья Центральной Сибири», «Восточнее Северной Земли», «Море Лаптевых» и «Около северного побережья Восточной Сибири».

В самой нижней строке указываются временные рамки выборки и количество землетрясений в ней.

Таблица для фокальных механизмов представлена в унифицированном международном формате [Аптекман и др.,1988], к которому по возможности приведены и решения, опубликованные до его введения (рис.3). Указаны также год и источник, способ определения, сейсмический момент, общее количество положительных (С) и отрицательных (D) знаков первых вступлений, количество знаков первых вступлений по квадрантам (m), в т.ч. несогласующихся (n), процент согласующихся знаков к их общему количеству, категория качества и тип нарушения.

Выборка информации возможна по основным параметрам землетрясения (дата, координаты, глубина и главная магнитуда), а также по типу толчка, любому из 22 определений магнитуд, региону, источнику информации, слову или комбинации букв в макросейсмических данных.

Предусмотрен вывод данных в текстовые файлы двух типов: таблица и поток. В первом случае выводятся только основные параметры землетрясений, во втором – вся имеющаяся информация. Выведенные файлы могут быть скопированы в любой текстовый редактор, а далее распечатаны, либо преобразованы в любую форму, необходимую для ввода в другую систему, например, картопостроительную.

Служебная информация включает в себя полные сейсмологическое и системное описания АРС-2 (на английском языке), разъяснения использованных условных обозначений, перечень географических регионов, каталог всех как ныне действующих, так и когда-либо действовавших севернее 60°N отечественных и зарубежных сейсмических станций с указанием их кодов, координат, высоты на уровне моря, периода работы и государственной принадлежности, список упоминаемых сейсмических агентств, в котором указаны их принадлежность и адреса, а также все использованные источники информации.

Вычислительные возможности АРС-2. Система управления АРС-2 дополнена утилитными пакетами программ, позволяющими осуществлять ряд вычислительных процедур.

Расчет и построение графиков выделенной сейсмической энергии Е с дискретностью год по любой произвольной выборке землетрясений. Коэффициенты уравнения lgE=aM+b могут выбираться пользователем. Указанная зависимость lgE=f(t,год) может быть также представлена в табличной форме в виде текстового файла, используемого для ввода в подпрограмму, рассчитывающую амплитудно-частотный спектр кривой.

Расчет и построение графиков коэффициента корреляции R=f(t), где t - сдвиг по времени от 0 до 10 лет, между зависимостями lgE=f(t,год) для различных выборок.

Расчет формул связи между различными определениями магнитуд и на основе их определение унифицированной магнитуды для любой выборки землетрясений. При расчете унифицированной магнитуды в случае малой представительности какой-либо конкретной выборки предусмотрено использование формул связи, полученных для максимального количества пар определений.

На основе унифицированной магнитуды расчет и построение помагнитудных и кумулятивных графиков повторяемости землетрясений. Предусмотрено нормирование графиков к единице пространства и введение различных весов точек при их аппроксимации.

Заложенная в банк информация делает его наиболее полным из существующих источником фактических сейсмологических данных по Арктике и прилегающим регионам. Вычислительные возможности системы управления банком данных обеспечивают расчет ряда важных параметров сейсмического режима. Наличие указанного банка данных позволяет ставить и решать целый круг вопросов, касающихся особенностей сейсмических процессов в Арктике в целом и в отдельных ее регионах, динамики литосферы, тектонической природы повышенной сейсмичности, оценки сейсмической опасности.

На базе всей совокупности информации, собранной в описанном выше банке данных, были проведены тематические исследования «Выявить и проанализировать особенности и взаимосвязи режимов сейсмоактивных зон Арктики с целью уточнения современной геодинамической модели региона и определения главных параметров сейсмичности как основы для построения карт сейсмического районирования» и «По комплексу геолого-геофизических критериев выделить и оценить зоны современной тектонической активности в Арктике». Помимо соответствующих тематических отчетов, хранящихся в фондах ВНИИОкеангеология, результаты указанных исследований отражены в публикациях [Аветисов, 1996а; Avetisov, 1999; Аветисов, 2000 и др., Аветисов, Зинченко и др., 2002].

Последним на сегодняшний день исследованием явился основанный на новейшей сейсмологической информации анализ сейсмических характеристик Срединно-Арктического пояса землетрясений, маркирующего океаническую часть современной дивергентной границы Северо-Американской и Евразийской литосферных плит.

Эпицентрия землетрясений.

Главной особенностью латерального распределения землетрясений в пределах узко линейного пояса является его очевидная разнопорядковая фрагментарность. Ей отвечает фрагментарность самого хребта, раздробленного поперечными разломами на участки различной протяженности. О фрагментарности высшего порядка в первую очередь можно говорить, касаясь Норвежско-Гренландского бассейна, так как там явно выражены три характерных сегмента, а именно, хребты Колбейнсей, Мона, Книповича, разделенные и смещенные зонами трансформных разломов Тьорнес и Ян-Майенской (рис.4). Такого же порядка фрагментом, ограниченным Шпицбергенской зоной разломов и Лаптевским континентальным склоном, является и хребет Гаккеля в Евразийском суббассейне (рис.5). В пределах этих сегментов распределение эпицентров отличается своеобразием, отражающим особенности конкретной геодинамической обстановки.

На хребте Колбейнсей линия эпицентров по-сути состоит из двух отрезков: южного, от зоны разломов Тьорнес до разлома Спар, являющегося океаническим продолжением разломной зоны фьорда Скорсби Сунн на восточном побережье Гренландии, и северного, примыкающего к Ян-Майенской зоне разломов. Между ними расположен участок, в пределах которого за всю историю инструментальных наблюдений не зарегистрировано ни одного землетрясения. Как на северном, так и на южном участках нередки случаи рассеивания эпицентров или их поперечного смещения. В целом, прерывистая линия эпицентров хребта Колбейнсей может быть аппроксимирована дугой, слабо выгнутой на северо-запад.

На хребте Мона характер распределения эпицентров существенно меняется: они группируются в практически непрерывную узкую линию, проходящую вдоль осевой линии хребта. Единственное заметное нарушение линейности, связанное, по-видимому, с поперечным разломом, можно отметить в районе 0° долготы. В целом, четкая линия эпицентров хребта Мона может быть аппроксимирована дугой, достаточно заметно выгнутой на юго-восток. Характерной особенностью является то, что уверенно прослеживаемая эпицентрами Ян-Майенская зона разломов явно не ортогональна в плане простираниям прилегающих к ней с юга и севера фрагментов хребтов.

На хребте Книповича в распределении эпицентров очевидна кардинальная перестройка. Вслед за хребтом эпицентральная зона поворачивает почти под прямым углом на север и приобретает субмеридиональное простирание. Линия эпицентров превращается в полосу, достигающую в отдельных местах ширины 150-170 км. В пределах полосы отмечаются сгущения эпицентров, наиболее крупные из которых расположены в зоне стыка с хребтом Мона, а также в районе 76° и 77-78°N. Севернее 78° линейность зоны улучшается, отмечаются резкие изменения ее простирания вслед за простираниями трассируемых ею подводных структур трога Моллой и хребта Моллой. За 80° при переходе к Шпицбергенской зоне разломов простирание линии эпицентров становится стабильно северо-западным.

В Евразийском суббассейне узко линейный характер эпицентральной зоны сохраняется на всем ее протяжении. На западе в самой узкой части суббассейна между Гренландским континентальным склоном и плато Ермак эпицентры трассируют глубоководную долину Лены, имеющую северо-северо-западное простирание, а затем широтно ориентированную осевую и близосевую зоны срединно-океанического хребта Гаккеля. Сейсмический пояс хребта Гаккеля практически на всем своем протяжении имеет постоянное простирание и среднюю ширину, не превышающую 20-30 км. Наиболее заметные отклонения эпицентров от осевой линии устанавливаются на участке между 40° и 80°E, где линейный фрагмент пояса длиной порядка 300 км смещен к северу на 100-120 км в своей западной части и далее на восток относительно плавно выходит на генеральную осевую линию. Согласно батиметрическим данным, на этом участке становится менее отчетливой, вплоть до полного исчезновения, рифтовая долина. Следует отметить, что указанные участки нарушения непрерывности срединно-океанического сейсмического пояса находятся в створе с выделяемыми на шельфе Евразии субмеридиональными желобами Франц-Виктория и Воронина.

В целом непрерывный сейсмический пояс дискретен по плотности эпицентров. Это особенно очевидно, если рассматривать в первую очередь сильные землетрясения с магнитудой свыше 5. Большая плотность сильных землетрясений отмечается на 200-250 – километровом участке долины Лены. Далее на восток, после 100-150 – километровой зоны относительного затишья в районе 82-83ºN, пояс эпицентров характеризуется чередованием участков пониженной и повышенной сейсмичности, причем наибольшая плотность последних заметна в его центральной части между 30º и 100ºE. Беспрецедентный для хребта Гаккеля всплеск сейсмической активности отмечен в 1999 году в локальной зоне между 84º и 86ºE (рис.6). Здесь за 8 месяцев произошло 267 землетрясений с магнитудами свыше 4.0, в т.ч. 10 – с магнитудами свыше 5.0. За весь предыдущий период наблюдений таких землетрясений было всего 5. В восточной части пояса на участке между 110º и 120ºE обращает на себя внимание зона относительно слабой сейсмичности, в пределах которой нет ни одного землетрясения с магнитудой 5.0 и выше. И, наконец, сгущение эпицентров наблюдается на участке пересечения сейсмическим поясом континентального склона моря Лаптевых. Именно здесь в 1964 году произошло сильнейшее для Срединно-Арктического пояса землетрясение с магнитудой 6.2.

Норвежскими сейсмологами [Engen, Eldholm et.al, 2003] выделено 8 поперечных разломов, делящих хребет на мелкие фрагменты. Рисовка их далеко не всегда представляется обоснованной. Используя их критерии, разломы можно было бы провести через каждое из имеющихся сгущений эпицентров. На наш взгляд, очевидными являются лишь упоминавшиеся выше смещения сейсмического пояса в районе 40°-45° и 80°E, а также северо-западное и юго-восточное ограничения зоны относительного затишья между 110° и 120°E. Именно здесь можно ожидать наличия трансформных разломов. Более дробная сегментация хребта устанавливается по дискретности в распределении эпицентров, однако длина возможных смещений оси мала и находится в пределах ошибки локализации эпицентров.

При переходе на шельф моря Лаптевых единая полоса срединно-арктических землетрясений раздваивается (рис.5). Одна, наиболее надежно устанавливаемая ветвь идет сначала на юго-восток, затем в меридиональном направлении проходит западнее Новосибирских островов в южную часть моря и далее до континента. Здесь она соединяется с наземно-прибрежной полосой эпицентров северо-западного простирания. Вторая, более разреженная ветвь имеет юго-юго-западное простирание и также прослеживается до континента.

Как следует из сказанного выше, два из четырех главных фрагментов Срединно-Арктического сейсмического пояса, участки хребтов Мона и Гаккеля, характеризуются узко линейным, относительно равномерным распределением эпицентров, два же других, Колбейнсей и Книповича, заметно рассеянным и значительно менее упорядоченным. Очевидно, что особенности распределения эпицентров землетрясений являются одним из показателей особенностей геодинамической обстановки региона. В данном случае эти особенности состоят в том, что первая пара фрагментов соответствует типично спрединговым хребтам. Они занимают медианное положение в океаническом бассейне, на всем своем протяжении обладают наиболее типичными для срединно-океанических хребтов геоморфологическими характеристиками: резкий рельеф, отчетливо выраженная осевая рифтовая долина, практически полное отсутствие осадков вблизи оси при значительном увеличении их мощности по направлению к периферии. Магнитное поле обрамляющих эти хребты котловин имеет ярко выраженный спрединговый характер с полным набором симметричных аномалий.

Хребты Колбейнсей и Книповича, безусловно, должны считаться аномальными участками Срединно-Арктического хребта. Они занимают резко асимметричное положение в океаническом бассейне, находясь в непосредственной близости к одному из его бортов, не имеют четкой геоморфологической выразительности, будучи представленными несколькими грядами различной протяженности с изменчивой высотой и широтой. Полосовидность аномального магнитного поля обрамляющих котловин менее очевидна, особенно в случае хребта Книповича, по обе стороны от хребтов количество аномалий различно.

Набор геолого-геофизических характеристик, в том числе и распределение эпицентров землетрясений, говорит о том, что геодинамическая обстановка в районе хребтов Мона и Гаккеля определяется единственным, или резко доминирующим, процессом – спредингом океанического дна. Сами хребты и обрамляющая их литосфера океанического бассейна сформировались под действием этого процесса и по его законам и потеряли какую-либо тектоническую связь с окружающей континентальной окраиной.

Другая ситуация имеет место для второй пары фрагментов.

На наш взгляд, особенности современной геоморфологии района хребта Книповича, его разломной тектоники, сейсмичности и динамики определились тем, что продвигающийся от хребта Мона межплитный раскол внедрился под углом, не равным прямому, в пределы сложно построенного блока литосферы, аналогичного современному Шпицбергенскому блоку и являвшемуся ранее западной частью его. Фронтальная граница этого блока проходила по разломной зоне, составлявшей, по-видимому, единую линию с современной зоной разломов Сенья. Эта линия имела такое же северо-северо-западное простирание что и основная каледонская система разломов на архипелаге Шпицберген (Билле-фиорд, Лом-фиорд, Хинлопенский и др.), а также расположенный западнее Шпицбергена в зоне материкового склона Хорсундский разлом. Подобное же простирание унаследовали горные цепи и впадины хребта Книповича. Секущие хребет разломы также связаны с системой разломов соответствующего простирания, которые на Шпицбергене в эпоху каледонской складчатости имели подчиненное значение, но проявились в период кайнозойского тектонического оживления, приведшего в результате к образованию системы крупных широтно ориентированных фиордов (Ис-фиорд, Беллсунн-фиорд и др.). Крупная поперечная зональность хребта Книповича четко проявляется в распределении эпицентров землетрясений, которые, как указывалось выше, образуют три сгущения, разделенных зонами пониженной сейсмичности. Нетрудно заметить, что такой же ориентировки крупно блоковая зональность легко обнаруживается на острове Западный Шпицберген. Бросается в глаза, что участки пониженной сейсмичности на хребте Книповича располагаются в створе простирания опущенных блоков: Зюйдкапского желоба к югу от острова, системы мощных Ис-фиорда и Беллсунн-фиорда в центре и морского обрамления острова на севере. На траверзе наиболее явных сгущений эпицентров в районе 76 и 78° находятся поднятые блоки южной и северной частей острова.

Заметное влияние на спрединговый процесс современной тектоники континентальной литосферы Восточной Гренландии можно предположить для района хребта Колбейнсей, ставшего межплитной границей уже после начала спрединга в Норвежско-Гренландском бассейне в результате перескока сюда оси спрединга из района хребта Эгир. Батиметрия хребта сложна и в целом изучена достаточно слабо. Он представлен серией гряд и желобов, общая ширина которых заметно меняется: от порядка 40 км в южной части между Исландией и 69°N (зона разломов Спар) до 100-110 км в северной части. В пределах хребта наиболее заметное смещение его оси наблюдается по зоне разломов Спар, признаки других, незначительных смещений устанавливаются по детальным аэромагнитным данным [Геофизические характеристики…, 1985]. Осевая рифтовая долина в южной части хребта отсутствует. В северной она представлена несколькими кулисообразно расположенными желобами, глубина которых относительно обрамляющих гребней гор достигает 500-700 м. Отмечаются секущие хребет желоба, простирание которых совпадает с простиранием восточно-гренландских фьордов. Неупорядоченность батиметрии хребта позволяет предположить, что формирование его как спрединговой структуры проходило при заметном влиянии тектонических процессов, имеющих место на ближайшей континентальной окраине. Интересно отметить, что асейсмичный участок хребта Колбейнсей расположен на траверзе фьорда Скорби Сунн. Подобная связь отмечена нами выше и для хребта Книповича.

Глубины гипоцентров

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

В данной работе представлены все наиболее надежные данные о глубинах гипоцентров для Срединно-Арктического пояса и северной части Срединно-Атлантического (хребет Рейкьянес) (рис.7).

В континентальной части пояса на шельфе моря Лаптевых гипоцентры достаточно равномерно распределены в основном в диапазоне 6-24 км. Примерно такое же равномерное распределение отмечается в переходной зоне к Евразийскому суббассейну, но на значительно более низком гипсометрическом уровне – 17-36 км. Сейсмоактивный слой здесь расположен глубже не только по сравнению с шельфом, но и по сравнению с Евразийским суббассейном. Возможны три причины, каждая из которых, способна привести к такой ситуации:

- более погруженное положение источника напряжений (сейсмогенерирующего слоя). Получается, что кровля его (или подошва зоны накопления напряжений) залегают здесь на глубинах не менее 35-40 км;

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

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

В распределении гипоцентров вдоль океанической части Срединно-Арктического пояса наблюдается очевидная закономерность: при постоянной мощности сейсмоактивного слоя в 10-15 км глубина залегания его и, соответственно, кровли сейсмогенерирующего слоя, закономерно уменьшается при движении от континентального склона моря Лаптевых в сторону Северной Атлантики. Эта закономерность нарушена лишь в зоне сочленения хребта Гаккеля со Шпицбергенской зоной разломов.

Так как положение сейсмогенерирующего слоя непосредственно связано с разогревом литосферы, можно говорить о том, что источник тепла либо приближается к поверхности в этом направлении, либо увеличивается его интенсивность.

Наибольший разогрев имеет место в Исландии и прилегающей к ней части хребта Рейкьянес, где кровля сейсмоактивного слоя залегает на глубинах 3-5 км. Не исключено, что именно с этим обстоятельством связаны другие особенности этого фрагмента срединно-океанических хребтов: отсутствие рифтовой долины и наличие трансформных разломов, косо ориентированных относительно оси хребта. О повышенном разогреве литосферы свидетельствует и более крутой наклон графика повторяемости землетрясений хребта Рейкьянес, т.е. меньшее количество сильных землетрясений относительно слабых.

Фокальные механизмы.

Для унификации данных по фокальным механизмам нами использованы только определения методом тензора момента центроида (ТМЦ) [Dziewonski, Chou, et.al, 1981], основанные на анализе всего пакета сейсмических волн. По каждому из упомянутых выше фрагментов сейсмического пояса, а также разделяющих их трансформных разломов построены диаграммы, по осям которых отложены углы погружения осей сжатия и растяжения. Кроме того, добавлены диаграммы по Исландии и хребту Рейкьянес (рис.8).

Как видно из приведенных диаграмм, типы фокальных механизмов в целом соответствуют представлениям о геодинамике дивергентных границ плит. Подавляющее большинство определений по типично спрединговым хребтам дали субгоризонтальные оси растяжения и круто падающие оси сжатия. Особенно очевидно это на хребтах Мона, Гаккеля и Рейкьянес. Лишь одно определение на хребте Гаккеля и три на хребте Рейкьянес дали сдвиговый механизм трансформных разломов. По Шпицбергенской и Ян-Майенской зонам трансформных разломов закономерно получены сдвиговые механизмы.

Менее очевидная картина на хребтах Книповича и, особенно, Колбейнсей, и это хорошо корреспондируется с отмеченными выше особенностями распределения эпицентров и предположением о заметном влиянии на геодинамику этих участков тектонических процессов неспрединговой природы.

Полигоном действия тектонических процессов различной природы является Исландия, где отмечается весь набор фокальных механизмов от нормально-сбросового до взбросового.

Весьма наглядна, по нашему мнению, картина положения осей растяжения, представленная на рис.9, 10, 11. В Евразийском суббассейне они в целом субпараллельны между собой и субортогональны линии эпицентров, маркирующей границу Северо-Американской и Евразийской плит. В рое землетрясений 1999 года фокальные механизмы определены для 22 землетрясений (рис.6), и все решения также дали механизм нормального сброса с углами падения оси растяжения не более 30° и азимутами простирания от 20° до 50°, свидетельствующими об ортогональности ее к генеральной линии сейсмического пояса. На хребте Рейкьянес наблюдается такая же упорядоченная картина, однако, заметна неортогональность осей растяжения генеральной линии эпицентров. Более сложная ситуация имеет место в Норвежско-Гренландском бассейне. Направление движения плит здесь уверенно устанавливается ориентировкой подвижек вдоль Шпицбергенского и Ян-Майенского трансформных разломов. Видно, что это направление совпадает с генеральной ориентацией осей растяжения в очагах землетрясений хребта Мона. В то же время последнее неортогонально генеральной линии эпицентров землетрясений. Кроме того, генеральное направление осей растяжения в очагах землетрясений хребта Книповича требует широтно ориентированного направления движения плит, составляющего угол примерно в 45° по отношению к фактически существующему. Таким образом, литосфера Гренландского моря подвержена действию разнонаправленных сил, которые, несомненно, должны приводить к накоплению напряжений и разрядке их в ослабленных зонах. Именно этим обстоятельством и можно объяснить тот факт, в пределах абиссальной котловины Гренландского моря, в отличие от других спрединговых абиссалей, происходят довольно частые землетрясения с магнитудами свыше 5.0. То же самое можно сказать и для района с противоположной стороны межплитной границы – котловина Норвежского моря также характеризуется большим количеством землетрясений, особенно в районе разлома Сенья.

Определения фокальных механизмов методом ТМЦ позволяют оценить степень соответствия очага землетрясения модели двойной пары сил без момента (double-couple). Показателем этого является величина є-value, равная отношению модулей промежуточного N_valи одного из главных T_valили Р_valнапряжений. Соответствие считается хорошим, если є-value не превышает 0.3, при є = 0.3-0.5 модель считается близкой к линейному диполю, что предполагает не плоскую, а объемную форму очага. В работе [Nettles M., Ekstrom G.,1998] на основе анализа серии землетрясений на юге Исландии в районе действующего вулкана Бардарбунга сделан вывод о том, что землетрясения с большим є-value являются вулканическими. Представилось интересным рассмотреть этот показатель по всем фокальным решениям землетрясений Срединно-Арктического пояса. Как видно на рис.12, землетрясения с большим є-value имеют место во всех фрагментах сейсмического пояса, кроме Шпицбергенской зоны разломов. Последнее обстоятельство находится в хорошем соответствии с теоретическими представлениями о природе подвижек в трансформных разломах. На хребте Гаккеля наличие вулканических излияний можно предполагать практически на всем его протяжении, включая и зону сочленения с Лаптевским шельфом. В центральной части хребта в пользу этого говорит и сам факт возникновения роя землетрясений, которые, как показывает практика наблюдений на суше, обычно связаны с вулканическими излияниями. В марте 2000 года исследователи Гавайского университета провели сонарные наблюдения с подводной лодки (SCICEX program) и обнаружили в районе роя наблюдений свежие лавовые потоки [Muller, Jokat, 2000].

Повышенные значения є-value получены также в зоне сочленения хребта Мона с хребтом Книповича и Ян-Майенской зоной разломов, в самой Ян-Майенской зоне и на участке ее сочленения с хребтом Колбейнсей, на южном замыкании хребта Колбейнсей и в Исландии, в упоминавшемся уже районе вулкана Бардарбунга. На хребте Рейкьянес они отмечены, в основном, в его центральной части и на юге, в зоне, примыкающей к разлому Чарли Гиббса. Одно землетрясение с є-value 0.41 зарегистрировано в море Лаптевых в восточной полосе эпицентров.

Интересно отметить, что северная часть хребта Рейкьянес, характеризующаяся по геологическим и геоморфологическим данным высокой вулканической активностью, по параметру є-value не выделяется. Точно также землетрясение 7 января 1985 года на севере о. Ян-Майен, происшедшее в период извержения вулкана Бееренберг (6-9 января 1985 года), имело є-value, равное 0.06 [Зобин, 1992].

Наличие тектонических и вулканических землетрясений свидетельствует о том, что раздвижение плит происходит в результате действия двух процессов. Первый – растаскивание плит расходящимися конвективными потоками, дополненное затягиванием плит в зонах субдукции. В этом случае магматические излияния поступают в расколы, образовавшиеся после тектонических землетрясений. Второй процесс – расталкивание плит в результате внедрения магматических излияний. Это внедрение и генерирует вулканические землетрясения. С учетом явно большего количества тектонических землетрясений первый процесс следует считать превалирующим.

Пространственно-временное распределение землетрясений.

Литосфера Земли находится под постоянным воздействием разномасштабных тектонических процессов, создающих в ней различной направленности и интенсивности тектонические напряжения, которые, по-сути, и формируют главные элементы ее строения: геометрию блоков и разделяющих их зон разломов. В последних и возникают землетрясения как продукт разрядки тектонических напряжений. Достаточно беглого взгляда на карту, чтобы убедиться в очевидной упорядоченности пространственного распределения землетрясений. Подавляющее их большинство входит в состав трех сейсмических поясов, которые оконтуривают границы нескольких литосферных плит, образовавшихся в результате длительного воздействия на литосферу интенсивных и стабильно направленных горизонтальных растягивающих и сжимающих сил. Наличие пространственной упорядоченности землетрясений под действием стабильно действующих тектонических сил наводит на мысль и о существовании некой временной, а в совокупности пространственно-временной упорядоченности проявления землетрясений.

1. Одним из видов пространственно-временных связей является установленная достаточно давно латеральная миграция землетрясений, изучению которой к настоящему времени посвящено уже большое количество публикаций. Наиболее уверенно она установлена в линейных протяженных сейсмоактивных зонах, однако практически все работы связаны с конвергентными и коллизионными зонами, в частности с Тихоокеанским регионом [Федотов, 1968; Mogi, 1968 и др.], Средней Азией [Уломов, 1988, 1993 и др.] и др. Последнее обстоятельство объясняется в первую очередь тем, что в пределах этих регионов часто происходят сильные и сильнейшие землетрясения, пространственно-временные связей которых более очевидны. Было установлено возникновение после больших землетрясений волн активности, или «разупрочнения» по Ризниченко [Ризниченко, 1968], которые распространяются вдоль сейсмоактивного шва, провоцируя новые землетрясения. Скорости волн колеблются от десятков километров в сутки для больших катастроф до нескольких километров в год. В.И. Уломов [1993] назвал эти волны геосолитонами по аналогии с известными в технике солитонами – устойчивыми частицеподобными волнами, которые при взаимодействии друг с другом или с некоторыми другими возмущениями не разрушаются, а расходятся, сохраняя свою структуру неизменной.

Нами для выявления возможных пространственно-временных связей срединно-арктических землетрясений были отобраны события с магнитудами от 5.0 и выше для различных фрагментов Срединно-Арктического пояса и хребта Рейкьянес (рис.13).

Первое, что бросается в глаза, это явное отличие пространственно-временных связей землетрясений Евразийского суббассейна от землетрясений Норвежско-Гренландского бассейна и Северной Атлантики.

На хребте Гаккеля рассмотрение связей удается начать с двух землетрясений 1930-х годов, имевших магнитуды 5.6. От них можно проследить две волны, распространяющиеся с разной скоростью на восток.

Более быстрая со скоростью порядка 22 км/год спровоцировала группу землетрясений 1950-х годов (1300-1500 км), среди которых есть два события с магнитудами 5.6 и 5.7. и прошла далее до зоны перехода к шельфу моря Лаптевых, где в 1980-90-е годы произошло 7 землетрясений, три из них с магнитудами свыше 5.5.

Вторая со скоростью около 5 км/год инициировала землетрясения 1960-х годов (900 км), а затем проявилась описанным выше уникальным роем землетрясений 1999 года. Сюда же подошла волна, распространявшаяся на запад от группы землетрясений 1950-х годов.

Кроме того, на хребте Гаккеля очевидны, две «стоячие» волны в зонах сочленения его с Лаптевоморским шельфом и Шпицбергенской зоной разломов. В этих местах землетрясения с магнитудами ≥ 5.0 регистрируются практически в течение всего периода инструментальных наблюдений.

Совершенно другой характер пространственно-временного распределения землетрясений наблюдается на других фрагментах Срединно-Арктического хребта и хребте Рейкьянес. Здесь имеет место миграция землетрясений в противоположную от Евразийского суббассейна сторону, причем скорость миграции увеличивается от 4-5 км/год на хребтах Книповича и Мона до 10 км/год на хребте Колбейнсей и 15 км/год на хребте Рейкьянес. Требует дальнейшего осмысления тот факт, что увеличение скорости миграции землетрясений от Евразийского суббассейна в сторону Северной Атлантики корреспондирует с увеличением в этом же направлении скорости раскрытия рассматриваемых спрединговых бассейнов.

Представленное пространственно-временное распределение землетрясений, определяющих уровень сейсмической активности, не позволяет говорить о наличии какой-либо закономерной временной периодичности проявления этих землетрясений.

Каковы же перспективы сейсмологических исследований ВНИИОкеангеология?

Реально оценивая существующую ситуацию, можно утверждать, что возобновления экспедиционных сейсмологических наблюдений не будет. Для этого нет ни материальных возможностей, ни необходимого штата подготовленных сотрудников. Как и 20 лет назад единственным сейсмологом в институте остается Г.П. Аветисов.

Будет продолжена научно-исследовательская деятельность, базирующаяся на фактическом материале, заложенном в постоянно пополняемый банк арктических сейсмологических данных. Последующий сейсмологический мониторинг, не прекращающийся никогда, позволит подтвердить, уточнить или опровергнуть выявленные закономерности, обнаружить новые. Сейсмологические данные использовались и будут использоваться при составлении геологических листов на шельфовые моря Российской Арктики, их побережья и острова, решение проблемы внешней границы континентального шельфа России в Арктике и других геологических задач.

Список литературы

Аветисов Г.П. Сейсмическое районирование территории архипелага Земля Франца-Иосифа // Геофизические методы разведки в Арктике. Л.: изд-во НИИГА, 1971. Вып.6. С. 128-134.

Аветисов Г.П., Голубков В.С. Тектоно-сейсмическое районирование Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана и сопредельных акваторий // Геология и полезные ископаемые севера Сибирской платформы. Л.: изд-во НИИГА, 1971. С. 66-73.

Аветисов Г.П., Булин Н.К. Глубинное геологическое строение архипелага Земля Франца-Иосифа по сейсмологическим данным // Геофизические методы разведки в Арктике. Л.: изд-во НИИГА, 1974. №9. C. 26-32.

Аветисов Г.П. Сейсмичность моря Лаптевых и ее связь с сейсмичностью Евразийского бассейна // Тектоника Арктики. Л.: изд-во НИИГА, 1975. Вып.1. С. 31-36.

Аветисов Г.П. Сейсмичность и глубинное строение земной коры в области континентального продолжения Срединно-Арктического пояса землетрясений (море Лаптевых и Новосибирские острова) // Автореферат диссертации на соискание ученой степени к.г-м.н. Л.: изд-во НИИГА, 1979а. 25 с.

Аветисов Г.П. К вопросу о тектонической природе Арктического сейсмического пояса // Тектоника Арктики. Разломы материковой отмели и океана Л.: изд-во НИИГА, 1979б. С. 69-80.

Аветисов Г.П., Пискарев А.Л. Глубинное строение Западной Якутии по данным обменных волн землетрясений // Советская геология 1979. №4. C. 114-119.

Аветисов Г.П. Глубинная структура Новосибирских островов и прилегающих акваторий по сейсмологическим данным // Советская геология. 1982. №11. C. 113-122.

Аветисов Г.П., Голубков В.С. Глубинное строение центральной части Норильского рудного района по данным МОВЗ-ГСЗ // Советская геология 1984. №10. C. 86-94.

Аветисов Г.П. Гипоцентрия и фокальные механизмы землетрясений дельты р. Лены и ее обрамления // Вулканология и сейсмология. 1991. №6. С. 59-69.

Аветисов Г.П., Гусева Ю.Б. Глубинное строение района дельты Лены по сейсмологическим данным // Советская геология. 1991. №4. C. 73-80.

Аветисов Г.П. Некоторые вопросы динамики литосферы моря Лаптевых // Физика Земли. 1993а. №5. C. 28-38.

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

Аветисов Г.П., Ашихмина Е.А., Гусева Ю.Б. Строение Усть-Ленского прогиба в южной части моря Лаптевых по данным КМПВ // Отечественная геология. 1994. №1. C. 56-61.

Аветисов Г.П., Винник А.А. Банк арктических сейсмологических данных // Физика Земли. 1995. №3. С. 78-83.

Аветисов Г.П. Сейсмотектоника Арктической Канады // Физика Земли. 1995. №5. С. 8-20.

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

Аветисов Г.П., Винник А.А. Банк арктических сейсмологических данных (Методическое руководство) СПб.: изд-во ВНИИОГ, 1996. 41 с.

Аветисов Г.П. Тектонические факторы внутриплитной сейсмичности Западного сектора Арктики // Физика Земли. 1996б. №12. С. 59-71.

Аветисов Г.П. Еще раз о землетрясениях моря Лаптевых // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: изд-во ВНИИОГ, 2000. Вып.3. С. 104-114.

Аветисов Г.П., Зинченко А.Г., Мусатов Е.Е., Пискарев А.Л. Сейсмическое районирование Арктического региона // Российская Арктика: геологическая история, минерагения, геоэкология. СПб.: изд-во ВНИИОГ, 2002. C. 162-175.

Аветисов Г.П. О границе литосферных плит на шельфе моря Лаптевых // ДАН. 2002. Т.385. №6. С. 793-796.

Аптекман Ж.Я., Желанкина Т.С. и др. Массовое определение механизмов очагов землетрясений на ЭВМ // Теория и анализ сейсмологических наблюдений. Вычислительная сейсмология. М.: Наука, 1979. Вып.12. С. 45-58.

Верба В.В., Аветисов Г.П., Шолпо Л.В, Степанова Т.В. Геодинамика и магнетизм базальтов подводного хребта Книповича (Норвежско-Гренландский бассейн) // Российский журнал наук о Земле. М.: изд-во ГЕОС, 2000. Т.2. № 3/4. C. 303-312.

Геофизические характеристики земной коры Атлантического океана / под редакцией И.С. Грамберга / Л.: Недра, 1985. 247 с.

Зобин В.М. О природе очагов сильных вулканических землетрясений на острове Ян-Майен // Вулканология и сейсмология. 1992. №2. С. 40-49.

Линден Н.А. О карте сейсмичности Арктики // Сейсмические и гляциологические исследования в период МГГ. М.: изд-во АН СССР. 1959. №2. C. 7-17.

Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР (с древнейших времен до 1975 г.) / Под ред. Н.В. Кондорской и Н.В. Шебалина. М.: Наука. 1977. 535 с.

Панасенко Г.Д. Землетрясения Фенноскандии. 1951-1970 гг. М.: изд-во МГК АН СССР. 1977. 111 с.

Панасенко Г.Д. Землетрясения Фенноскандии. 1971-1975 гг. М.: изд-во МГК АН СССР. 1979. 77 с.

Панасенко Г.Д. и др. Общие геолого-тектонические черты и сейсмичность Баренцева моря Апатиты, 1983. 70 с.

Панасенко Г.Д. Землетрясения Фенноскандии. 1976-1980 гг. М.: изд-во МГК АН СССР. 1986. 81 с.

Панасенко Г.Д. Землетрясения Фенноскандии.1981-1985. Каталог // Материалы Мирового центра данных Б. М: изд-во МГК АН СССР. 1991. 92 с.

Парфенов Л.М., Козьмин Б.М. и др. Геодинамические модели сейсмических поясов Якутии. Якутск: изд-во ЯФ СО АН СССР, 1987. 48 с.

Ризниченко Ю.В. Энергетическая модель сейсмического режима // Физика Земли. 1968. №5. С. 3-19.

Уломов В.И. Очаговая сейсмичность и долгосрочный прогноз землетрясений // Проблемные вопросы сейсмологии Средней Азии. Ташкент: изд-во ФАН. 1988. С. 32-87.

Уломов В.И. Волны сейсмогеодинамической активизации и долгосрочный прогноз землетрясений // Физика Земли. 1993. №4. С. 43-53.

Федотов С.А. О сейсмическом цикле, возможности количественного сейсмического районирования и долгосрочном сейсмическом прогнозе // Сейсмическое районирование СССР. М.: Наука, 1968. С. 121-150.

Avetisov G.P., Piskarev A.L. Deep structure of western Yakutia based on data on converted earthquakes waves // Intern.Geol.Review 1980. V.22. №11. С. 1268-1274.

Avetisov G.P. Earthquake hypocenters and focal mechanisms in the delta of the Lena river and its surroundings (English Translation) // Volcanology and seismology 1993а. V.13. №6. P. 711-722

Avetisov G.P. Some Aspects of Lithospheric Dynamics of Laptev Sea // Physics of Solid Earth 1993b.V.29. №5. P. 402-412

Avetisov G.P. Seismotectonics of Arctic Canada (English Translation) // Physics of the Solid Earth. 1995. V.31. № 5. P. 374-385.

Avetisov G.P., Vinnik A.A. Bank of Arctic seismological data (English Translation) // Physics of the Solid Earth.1995.V.31. №3.P.262-267.

Avetisov G.P. Tectonic Factors of Intraplate Seismicity of the Western Arctic (English Translation) // Physics of the Solid Earth 1996. V.32. №12. P. 975-985.

Avetisov G.P. Geodynamics of the zone of continental continuation of Mid-Arctic earthquakes belt (Laptev Sea) // Physics of the Earth and Planetary Interiors.1999. Vol.114. Nos.1-2. P. 59-70.

Bath M. An earthquake catalogue for Fennoscandia for the year 1891-1950 // Sver.Geol.Unders.Arsbok. 1956. Ser.C. V.545. №1. 52 p.

Cook D., Fujita K., McMulle G. Present-day plate interactions in northeast Asia: North American, Euarasian and Okhotsk plates // J. Geodynamics. 1987. V.6. P. 33-51.

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

Engen O., Eldholm O., Bungum H. The Arctic plate boundary // Journal of Geoph. Research. 2003. Vol. 108. NO. B2. P. 5.1-5.17.

Flinn E.A., Engdahl E.R., Hill A.R. Seismic and geographical regionalization // Bulletin of the Seismological Society of America. 1974. V.64. Pt. II 771.

Hodgson J.H. et.al. Seismicity of the Arctic //Annals of the IGY. 1965. V.30. P. 33-66.

Mogi K. Migration of Seismic Activity // Bull. Earthq. Res. Inst., Tokio University. 1968. №46. Р. 53-74.

Muller C., Jokat W. Seismic evidence for volcanic activity discovered in Central Arctic // Eos, Transactions, American Geophysical Union. 2000. V.81. № 24. P. 265, 269.

Nettles M., Ekstrom G. Faulting mechanism of anomalous earthquakes near Bardarbunga Volcano, Iceland // J. Geophys. Res. 1998. 103. P. 17,973-17,983.

Sykes L.R. The seismicity of the Arctic. // Bull.Seismol. Soc.Am. 1965. V.55. №2. P. 519-536.