Срединно-Арктический пояс землетрясений маркирует океаническую часть современной дивергентной границы Северо-Американской и Евразийской литосферных плит, проходящей вдоль подводных рифтогенных хребтов от Исландии через Норвежско-Гренландский бассейн и Евразийский суббассейн  до Лаптевоморского континентального склона. Исследованию его характеристик посвящено достаточно большое количество отечественных и зарубежных публикаций [1, 2, 4, 8, 15, 19, 20 и др.], однако активное накопление новой информации позволяет еще раз обратиться к этому вопросу на базе значительно более полных фактических данных, собранных в электронном арктическом сейсмологическом банке, разработанном во ВНИИОкеангеология [3, 5].

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.1). Такого же порядка фрагментом, ограниченным Шпицбергенской зоной разломов и Лаптевским континентальным склоном, является и хребет Гаккеля в Евразийском суббассейне  (рис.2). 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.3). 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 [14] 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.2). 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 [6]. 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.4).

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) [13], 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.5).   

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.6, рис.7 и рис.8. 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.3), 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_val и одного из главных T_val или Р_val напряжений. 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 [18] 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.9, 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 [17].

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 [7]. 

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. 

         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 [12, 16 и др.], Средней Азией [10, 11 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 [9], 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 [10] 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.10).

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.

Последующий сейсмологический мониторинг, не прекращающийся никогда, позволит подтвердить, уточнить, либо опровергнуть выявленные закономерности.

 Список литературы

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

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

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

4.      Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики. СПб, изд-во ВНИИОГ. 1996. 183 с.

5.      Аветисов Г.П., Винник А.А., Копылова А.В. Модернизированный банк арктических сейсмологических данных  // Российский геофизический журнал. 2001. Вып.23-24. С. 42-48.

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

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

8.      Линден Н.А. О карте сейсмичности Арктики // Сейсмические и гляциологические исследования в период МГГ. М.,  АН СССР, 1959.  №2. С. 7-17.

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

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

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

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

13.  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.

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

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

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

17.  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.

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

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

20.  The Arctic Ocean region / Edited by A.Grantz, L.Johnson and J.F.Sweeney / The geology of  North America. 1990. V.1.  644 p.