Геология арктических морей

Аннотация

Геология и полезные ископаемые России. В шести томах. Т. 5. Арктические и дальневосточные моря. Кн. 1. Арктические моря / ред. И С. Грамберг, В. Л. Иванов, Ю. Е. Погребицкий. - СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2004. 468 с. (МПР РФ, РАН, ВНИИОкеангеология).

ISBN 5-93761-056-3

Подведены итоги изучения геологического строения и минерально-сырьевого потенциала акватории арктических морей России с 1970-х до 2000-2001 годов.

Первая часть содержит сведения об арктической континентальной окраине в целом, о строении ее поверхности и современной геодинамике (орографии, рельефе дна, неотектонике, сейсмичности, седиментогенезе и т. д.), приводятся геофизические характеристики и описывается ее глубинное строение. Как синтез поверхностных и глубинных параметров дается геодинамическое районирование шельфа.

Во второй части подробно рассматриваются геологическое строение, история развития и минерагения четырех главных седиментационных бассейнов (Баренцево-Северокарского, Южно-Карского, Лаптевского и Восточносибирско-Чукотского), представляющих собой относительно автономные геодинамические подсистемы. Впервые в отечественной литературе приводятся всесторонние сведения о нефтегазоносности бассейнов - от общих геологических предпосылок до описания конкретных месторождений. Столь же детально описаны россыпная минерагения шельфа, а также рудные и нерудные полезные ископаемые островных поднятий.

В заключительной части на основе оригинальных методических разработок оцениваются геоэкологические обстановки и анализируются перспективы освоения недр арктического шельфа как главного источника энергетического сырья для России в близкой перспективе.

Книга рассчитана на широкий круг геологов, геофизиков, работников добывающих отраслей, руководителей субъектов Российской Федерации, преподавателей и студентов вузов.

Ил. 122, табл. 20, сп. лит. 481 назв.

Авторы

В. В. Авдюничев, Г. П. Аветисов, И А. Андреева, Е. Г. Астафурова, Б. Г. Ванштейн, К. Г. Вискунова, В. Ю. Глебовский, И С. Грамберг, В. Д. Дибнер, А. Н Евдокимов, Н К. Евдокимова, А. В. Зайончек, А. Г. Зинченко, В. Л Иванов, А. М Иванова, Н М Иванова, А. П. Каленич, О. А. Кийко, Б. И Ким, Е. А. Кораго, М С. Корнева, М К. Косько, В. Г. Кузьмин, Д. В. Лазуркин, Е. М Макарьева, С. П. Мащенков, Е. Е. Мусатов, В. Ф. Непомилуев, А. Ю. Опекунов, А. Д. Павленкин, В. И Петрова, А. Л Пискарев-Васильев, Ю. Е. Погребицкий, Л В. Подгорных, В. А. Поселов, Ю. П. Семенов, А. Н Смирнов, О. И Супруненко, В. И Ушаков, И В. Школа, Д. С. Яшин

Geology and mineral resources of Russia. Six volumes. Volume 5. Arctic and Far East Seas. Book 1. Arctic seas / Editors I.S.Gramberg, V.L.Jvanov, Yu. Ye.Pogrebitsky. SPb.: VSEGEI Press, 2004. 468 p., (MNR of the RF, RAS, VNIIOkeangeologia). ISBN 5-93761-056-3

The book presents the results of studying geology and raw mineral potential offshore Russia Arctic seas since the 1970-es till 2000-2001.

The first part of the book contains information of the Arctic continental margin as a whole, the structure of its surface and modem geodynamics (orography, seafloor topography, neotectonics, seismicity, sedimentogenesis, etc.), geophysical parameters and deep structure. Geodynamic zonation of the shelf is presented as a synthesis of surficial and depth parameters.

The second part of the book presents detailed description of geology, development history and minerageny of four the main sedimentary basins (Barents-North Kara, South-Kara, Laptev and East Siberia-Chuckchi) being relatively autonomous geodynamic subsystems. Comprehensive data of petroleum potential of the basins - from general geological backgrounds to description of certain occurrences - are given for the first time in Russian scientific literature. Placer minerageny of the shelf, ore and non-ore mining minerals of insular uplifts are considered in detail.

The conclusive part presents assessment of geoecological environments of the Russia Arctic Shelf and analysis of perspectives of exploring its interiors as the main source of energetic raw material for Russia in the nearest feature.

The book is intended for geologists, geophysicists, associates of production branches, leaders of state units under the Russian Federation, university lecturers and students.

122 figures, 20 tables, 481 references.

Authors

V. V. Avdyunichev, G. P. Avetisov, I. A. Andreeva, Ye. G. Astafurova, B. G. Vanshtein, K. G. Viskunova, V. Yu. Glebovsky, I. S. Gramberg, V. D. Dibner, A. N. Yevdokimov, N. K. Yevdokimova, A. V. Zaionchek, A. G. Zinchenko, V. L. Ivanov, A. M. Ivanova, N. M. Ivanova, A. P. Kalenich, O. A. Kiiko, B. I. Kim, Ye. A. Korago, M. S. Korneva, M. K. Kos 'ko, V. G. Kuzmin, D. V. Lazurkin, Ye. M. Makar'yeva, S. P. Maschenkov, Ye. Ye. Musatov, V. F. Nepomiluyev, A. Yu. Opekunov, A. D. Pavlenkin, V. I. Petrova, A. L. Piskarev-Vasil¢yev, Yu. .Ye. Pogrebitsky, L. V. Podgornykh, V. A. Poselov, Yu. P. Semenov, A. N. Smirnov, O. I. Suprunenko, V. I. Ushakov, I. V. Shkola, D. S. Yashin

Сейсмологическая изученность

Первая инструментальная информация о наличии землетрясений в Арктике датируется началом XX столетия и касается отдельных событий в Исландии и на о.Ян-Майен. В 1922 году Е.Тамс опубликовал данные о 21 арктическом землетрясении, эпицентры которых образовывали линию, протягивающуюся от Северной Атлантики через Исландию, Ян-Майен, западнее Шпицбергена и далее севернее Земли Франца-Иосифа и Северной Земли. В работе Е.Тамса 1927 года приводятся уже координаты 5 землетрясений моря Лаптевых.

В течение всей первой половины ХХ столетия информация об арктических землетрясениях базировалась, главным образом, на материалах далеких станций. Открытая в 1906 году станция Abisko (Швеция), а также гренландская станция Scoresbysund (1928 г.) оставались единственными, если не считать кратковременных наблюдений на Шпицбергене, заполярными станциями до 1950 года.

Первое заметное расширение сети арктических станций произошло в период 1950-1960 гг. в рамках проведения Международного Геофизического года (МГГ). В приевразийском секторе Арктики появилось семь станций: на Шпицбергене (Isfjord,1958), в Норвегии (Tromso,1960), Швеции (Kiruna,1951), Финляндии (Sodankyla,1956), а также три советских (Апатиты, Тикси,1956 и Хейс,1957). В дальнейшем сеть арктических станций развивалась, однако советский (российский) сектор всегда был отстающим звеном. К десяткам станций Фенноскандии, Арктической Канады, Аляски наша страна к 1990 году добавила станции Норильск (1964), Иультин (1964), Баренцбург (1982) и Пирамида (1984) на Шпицбергене, Амдерма (1984) и три станции на Кольском полуострове: Полярные Зори (1986), Полярный круг (1987) и Кемь (1987). Усилиями Якутского филиала РАН в 1985-1987 гг. в Северной Якутии была создана региональная сеть из восьми станций.

Помимо стационарных наблюдений, в отдельных зонах российского сектора Арктики в весенне-летние полевые периоды проводились точечно-профильные экспедиционные сейсмологические наблюдения, ведущая роль в которых принадлежала НИИГА-Севморгео-ВНИИОкеангеология: Земля Франца-Иосифа (1968-1970 гг.), Новосибирские острова (1972-1976 гг.), Шпицберген (1976-1977 гг.), север Восточной Сибири (1974-1983 гг.), район дельты Лены (1985-1988 гг.). Кроме того, следует отметить работы норвежских (1977-1982 и 1986 гг.) и российских (1983-1984 гг.) сейсмологов на Шпицбергене, а также донные сейсмологические наблюдения Института Океанологии РАН в южной части моря Лаптевых (1988-1989 гг.) и отдельные постановки станций в Баренцевом море.

В 90-е годы состояние сети российских арктических станций ухудшилось. Прекратила наблюдения самая северная станция Хейс на архипелаге Земля Франца-Иосифа, а также станции Норильск и Пирамида, был перерыв в работе опорной для восточного сектора станции Тикси. Практически ликвидирована региональная сеть в Северной Якутии. Положение усугублено тем, что с 1989 года прекращены российские экспедиционные сейсмологические наблюдения в Арктике,.

В первой половине столетия без пропусков в Арктике регистрировались только весьма сильные события с магнитудой 5.5-6 при точности локализации dD до 100 и более километров. Это обеспечивало получение лишь самого начального представления о распределении эпицентров. После расширения сети в процессе МГГ минимальный уровень регистрируемых без пропуска землетрясений в среднем по Арктике понизился до магнитуд 4.5-5 (dD=25-50 км), а в Фенноскандии, в том числе на Кольском полуострове, севере Карелии и в юго-западной части Баренцева моря, до 3-3.5 (dD=10-20 км). Большое количество слабых землетрясений ежедневно регистрировала станция Тикси, однако локализация эпицентров удавалась лишь в единичных случаях.

С развитием сети станций минимальный порог в среднем по Арктике снижался и составлял 4-4.5 (dD=10-20 км) в 70-80-е годы, 3.9-4 (dD=10-20 км) к началу 90-х годов. Для Фенноскандии и прилегающих регионов он составляет в настоящее время 2-2.5 (dD=5-10 км). Лучше, чем в среднем по Арктике, ситуация для моря Лаптевых и Северной Якутии. В период работы региональной сети станций в северной части акватории без пропуска регистрировались землетрясения с магнитудами 3-3.5 (dD=10-20 км), а в южной части и дельте Лены - 2-2.5 (dD=5-10 км). Еще более низкий порог отмечался в периоды экспедиционных наблюдений НИИГА-Севморгео-ВНИИОкеангеология.

Распределение эпицентров землетрясений в изучаемом регионе показано на рис. 3. На карту вынесены, в основном, лишь землетрясений с 1970 года, когда сеть арктических станций стала достаточно развитой, а погрешность локализации эпицентров не превышала 40-50 км. Среди более ранних событий взяты только самые сильные. Помимо сильных землетрясений, представлены и все слабые, зарегистрированные региональными и экспедиционными станциями.

Важным дополнением к информации о распределении землетрясений являются данные по фокальным механизмам. Первые определения для российского сектора Арктики представлены в работах Л.А.Мишариной и А.П.Лазаревой [1965], Л.А.Мишариной [1967], Л.М.Балакиной и др.[1972]. Эти решения, как и значительная часть последующих, проводились методом, базирующимся на информации о знаках первых вступлений продольных волн. При этом способе крайне важна обеспеченность надежной регистрацией землетрясения большим количеством станций (по-крайней мере, не менее 30-40) при широком диапазоне эпицентральных расстояний и достаточно равномерном распределении станций по всем квадрантам вокруг землетрясения. Для Арктического региона, где плотность сети станций невелика и распределение их очень неравномерно, погоня за количеством привела к появлению целого ряда весьма ненадежных решений, зачастую диаметрально противоположных для одного и того же землетрясения и удовлетворяющих тектоническим представлениям исполнителей.

Начиная с 1982 года, в каталогах МСЦ публикуются данные по фокальным механизмам, полученные по методу тензора момента центроида (ТМЦ). Опубликованы также данные подобных определений за более ранний период, начиная с 1977 года [Dziewonski et al., 1981]. Метод ТМЦ основан на преобразовании зарегистрированных сетью цифровых станций полных пакетов волн от продольных до поверхностных. В данной работе привлечены лишь эти определения, в значительно меньшей степени подверженные влиянию качества записи слабых, как правило, первых вступлений, малочисленности регистрирующих станций, неравномерности их азимутального распределения.

Гипоцентрия и фокальные механизмы землетрясений

Повышенная сейсмичность того или иного уровня отмечается в пределах акваторий морей Лаптевых, Чукотского и Баренцева, а также в отдельных участках в районе континентального склона Евразии.

Море Лаптевых наиболее сейсмически активная область арктического шельфа России. В его пределы из Евразийского суббассейна Северного Ледовитого океана внедряется полоса землетрясений, являющаяся северным фрагментом глобального сейсмического пояса, связанного с мировой рифтовой системой.

Для лучшего понимания современной динамики литосферы моря Лаптевых представляется целесообразным сделать упор на сильные землетрясения региона. Дело в том, что показ всех землетрясений, демонстрируя сейсмологические достижения в регионе, дает в какой-то степени искаженное, и визуальное, и по существу, представление о его сейсмичности, обусловленное резкими различиями уровня сейсмологической изученности различных участков. Кроме того, хотя слабое и сильное землетрясения в каждом конкретном месте, как правило, являются продуктом одного и того же тектонического процесса, тем не менее, отражают реакцию разнопорядковых слоев и блоков литосферы, существенно отличающихся по своему геологическому строению, раздробленности, упругим свойствам. Это сказывается в различиях распределения землетрясений по латерали и вертикали, фокальных механизмах, скоростях и времени накопления напряжений. Поэтому на рис. 4 вынесены лишь землетрясения с магнитудами М³4 за период 1964-1996 гг. За более ранний период включены только наиболее сильные землетрясения с М³6. Отдельным обозначением выделены землетрясения после 1991 года, большая часть которых отсутствовала в предыдущих публикациях.

Как видно из рис. 4, после отфильтрования слабых событий и учета землетрясений последних лет можно говорить об очевидном проявлении в центральной части шельфа Лаптевской микроплиты (ЛМП). Наиболее уверенно прослеживаются ее северная, восточная и южная границы, менее надежно - западная. Намечаются два тройных сочленения: в северной части шельфа примерно на 126°Е и на юге в губе Буор-Хая. От северного тройного сочленения граница идет на юго-восток под острым углом к простираниям основных структурно-тектонических элементов шельфа. В районе 134-135°Е она поворачивает на юг и тянется вдоль зоны сочленения выделяемых здесь [Виноградов и др.1974; Геологическое строение..,1984] Бельковско-Святоносского прогиба и Бельковского поднятия примерно до 75°N. Далее, продолжаясь в том же направлении примерно до 73-73.5°N, она под острым углом пересекает ряд структурно-тектонических элементов, имеющих северо-западное простирание, а затем поворачивает на юго-запад и вкрест простирания этих структур достигает губы Буор-Хая. Южная граница ЛМП структурно совпадает с Лено-Таймырской зоной пограничных поднятий и уверенно прослеживается до западного побережья Оленекского залива. Западная граница ЛМП достаточно надежно выделяется лишь в своей северной половине. Здесь она имеет в целом северо-восточное простирание, явно несогласное простираниям известных здесь структур: Трофимовского поднятия, Усть-Ленского прогиба, вала Минина.

Наибольшее количество решений фокальных механизмов методом ТМЦ получено по восточной границе ЛМП, где 5 определений согласованно дают нормально-сбросовый механизм с горизонтальной осью растяжения ортогональной простиранию границы (рис. 4). Обе нодальные плоскости имеют субмеридиональное простирание, совпадающее с простиранием границы микроплиты и выделяемых здесь структурно-тектонических элементов, и углы падения 40-50°.

Единственное решение для южной границы также дало близкий к нормально-сбросовому механизм с осью растяжения ортогональной границе и соответственно простиранию зоны Лено-Таймырских пограничных поднятий. Нодальные плоскости имеют простирания 114° и 315° и углы падения соответственно 36° и 56°. Наряду с доминирующей сбросовой составляющей устанавливается незначительное горизонтальное скольжение, соответствующее левостороннему сдвигу, т.е. вращению микроплиты по часовой стрелке. Согласно существующей по этому землетрясению макросейсмической информации, 5-балльная изосейста имеет овальную форму с большой осью, ориентированной на северо-запад - юго-восток вдоль простирания структур.

Одно имеющееся решение для западной границы также показало доминирующий нормально-сбросовый механизм с незначительной сдвиговой составляющей. Субгоризонтальная ось растяжения имеет простирание промежуточное между простираниями намечающейся границы микроплиты и проходящего здесь Усть-Ленского прогиба. Из двух нодальных плоскостей одна имеет простирание 8°, совпадающее с простиранием границы, и угол падения 40° под микроплиту, а вторая - простирание 142°, совпадающее с простиранием Усть-Ленского прогиба, и угол падения 59° на юго-запад. Если за плоскость разрыва принять первую нодальную плоскость, также получим незначительное левостороннее движение, т.е. вращение микроплиты по часовой стрелке.

Очевидно, что в целом ЛМП, окруженная со всех сторон достаточно активными сейсмическими зонами, должна испытывать значительные тектонические нагрузки, которые могут разряжаться в ослабленных зонах внутри микроплиты. Подтверждением этому может служить землетрясение с магнитудой 5.1, происшедшее в зоне пересечения разлома Лазарева и трассируемого цепочкой достаточно сильных землетрясений разлома запад-северо-западного простирания, протягивающегося от о.Столбовой и почти в створе с ним. Отражением этих напряжений являются и достаточно многочисленные слабые землетрясения в пределах микроплиты (на рис. 4 не показаны). Напрашивающимся в первую очередь выводом является предположение о том, что внутри плиты должно доминировать горизонтальное сжатие, как реакция на обрамляющее ЛМП горизонтальное растяжение. Однако решение фокального механизма упомянутого выше землетрясения также дало нормально-сбросовый механизм с незначительной сдвиговой компонентой. Нодальные плоскости имеют простирания 31° и 175° и падения соответственно 65° на юго-восток и 29° на запад. Параметры второй нодальной плоскости хорошо совпадают с параметрами разлома Лазарева, установленными по сейсмическим данным МОГТ [Отчет германского федерального института геологии и минеральных ресурсов BGR, Драчев,2000]. По-видимому, следует считать, что весь шельф моря Лаптевых в настоящее время находится в режиме горизонтального растяжения, которое приводит к растаскиванию литосферных блоков в субширотном направлении.

Как видно из рис. 4, разлом Лазарева, который, как полагают [Hinz et al. 1998; Драчев, 2000] с начала действия рифтогенных процессов на шельфе моря Лаптевых (палеоцен) до среднего миоцена - плиоцена являлся главным тектоническим элементом растяжения (детачмент), в настоящее время практически асейсмичен. Отдельные эпицентры отмечаются лишь в его, по-видимому, самых ослабленных участках, а именно, в местах пересечения с другими разрывными нарушениями. То же самое можно сказать о разломе Северный, который, как полагают некоторые исследователи [Fujita et al.,1990; Hinz et al. 1998; Драчев,2000] и с чем можно согласиться, был на первых стадиях рифтогенеза трансформным разломом, связующим оси растяжения в Евразийском суббассейне и на шельфе Северо-Востока Евразии.

Помимо описанных выше сейсмоактивных зон, в пределах шельфа моря Лаптевых и его обрамления обращают на себя внимание 6 землетрясений к северо и юго-западу от о.Новая Сибирь. Первое из этих землетрясений (самое южное) было зарегистрировано лишь в декабре 1973 года. В апреле 1974 года экспедиционными станциями регистрировались его афтершоки, в последующие 1975 и 1976 гг. в этой зоне также фиксировались слабые толчки [Аветисов,1975 и др.]. Фокальное решение для этого землетрясения методом первых вступлений [Аветисов,1978], впоследствии в основном подтвержденное другими исследователями [Fujita and Koz’min,1992], дало сдвиговый механизм с незначительной взбросовой компонентой. Почти вертикальные нодальные плоскости имели субмеридиональное и субширотное направления. Первоначально, с учетом распределения слабых землетрясений вдоль субширотных проливов Новосибирских островов, с разрывом отождествлялась вторая нодальная плоскость. Подвижки связывались с разрядкой напряжений, генерируемых в зонах современного рифтогенеза, о которых говорилось выше. Однако сейчас приходится отдать предпочтение первой нодальной плоскости (угол падения 80° на запад), имеющей простирание вдоль намечающейся субмеридиональной линии эпицентров. В настоящее время трудно сказать что-либо определенное о тектонической природе этой группы землетрясений. Можно лишь только отметить, что она трассирует восточный борт Благовещенского прогиба - южного ответвления расположенного севернее Новосибирского прогиба (грабена по С.С.Драчеву [2000]), образование которого связывается последним с рифтогенезом в конце позднего мела-палеоцена.

Несколько землетрясений отмечаются в районе восточного побережья Таймыра и проливах Северной Земли. Можно предположить, что они возникают в результате действия напряжений, передаваемых из межплитных зон Евразийского суббассейна и моря Лаптевых и накладывающихся на литосферу, активизированную современными вертикальными движениями.

К настоящему времени для 13 землетрясений моря Лаптевых и дельты Лены имеются определения глубин гипоцентров, полученных на основе выделения волны, отраженной от земной поверхности в районе эпицентра. Все полученные значения попадают в диапазон 6-24 км (рис. 5), что позволяет отнести их к внутрикоровым.

Каждое сейсмическое событие характеризуется размером очага (зоны высвобождения сейсмической энергии) и размером области подготовки землетрясения (зоны накопления энергии). По совокупности сейсмических событий, объединяемых в сейсмоактивную зону, также выделяются области высвобождения (сейсмоактивный слой) и накопления энергии. Для землетрясений с магнитудами ³4 область накопления энергии ограничивается сверху кровлей кристаллической части земной коры; ниже этой границы возможные варианты положения очага будут определяться прежде всего его вертикальными размерами, и, следовательно, магнитудой. Введя в значения глубин гипоцентров поправку за мощность осадочного чехла, т. е. взяв за уровень отсчета кровлю консолидированной части коры, по минимальным и максимальным значениям Н_испр получим глубины кровли и подошвы сейсмоактивного слоя для землетрясений с магнитудами ³4: 5-6 км и 20-21 км соответственно. Мощность слоя для этих землетрясений составила, таким образом, 14-16 км. Выведенная нами эмпирическая зависимость между предельными наблюденными значениями магнитуд для конкретных глубин гипоцентров (отсчет от кровли консолидированной части земной коры) и сравнение с аналогичными зависимостями для других сейсмоактивных регионов [Аветисов,2000] позволили оценить магнитуду максимально возможного землетрясения на шельфе моря Лаптевых – 5.8-6.2.

Данные о глубинах гипоцентров землетрясений и их магнитудах дают дополнительную информацию, которая должна учитываться при проведении структурно-тектонического районирования. Для отмеченных на шельфе моря Лаптевых землетрясений с магнитудами 4.5-5.6 ширина очага (протяженность по падению) составляет 6-7 км, с учетом угла падения нодальной плоскости 40°-50° получим по вертикали 4-5 км; размеры зоны подготовки землетрясений превышают размеры очага в 3-3.5 раза [Ризниченко,1976; Уломов,1988]. Если также принять доказанное практикой условие, что землетрясения с магнитудами ³4 происходят в консолидированной части коры, можно сделать выводы о возможной мощности осадочного чехла в районе землетрясения. Так, группа из трех землетрясений к северу от о.Бельковский, среди которых два имеют глубины гипоцентров 6 и 8 км и магнитуды соответственно 4.6 и 5.5, однозначно не может быть связана с БСНП, где по сейсмическим данным [Иванова и др.,1989; Драчев,2000] мощность чехла достигает 5 км. Этот участок следует отождествлять с Бельковским поднятием, имеющим минимальную мощность чехла. Аналогично, случившееся северо-западнее землетрясение с Н=7 км и магнитудой 4.7 также следует отнести к зоне с маломощным чехлом, что ставит под сомнение продолжение сюда Анисинского прогиба (мощность чехла до 10 км), как это показано на некоторых структурно-тектонических схемах. Правильным представляется мнение авторов геологической карты на листы Т - 51-54, которые протягивают сюда Восточно-Лаптевское поднятие. Точно также с участком землетрясения в центральной части шельфа (j=75.95° и l=125.1°) с Н=11 км и магнитудой 4.9 должна связываться не осевая зона Омолойского прогиба (мощность чехла 10 км), а восточное крыло Усть-Ленского прогиба (мощность чехла не более 4 км), как это показано на той же геологической карте. Нельзя не отметить хорошее совпадение сейсмологических и сейсмических [Отчет BGR] данных по разлому Лазарева. Сейсмические данные о сбросовом листрическом разломе, выполаживающемся на глубинах 12-15 км, уверенно подтверждаются типом фокального механизма, глубиной гипоцентра и параметрами второй нодальной плоскости (азимут простирания 175° и угол падения 29°), установленными по случившемуся здесь землетрясению.

К сожалению, недостаток глубинной сейсмической информации затрудняет возможную идентификацию зон очагов землетрясений с границами и слоями в консолидированной части коры. Землетрясения с Н=21-22 км в районе дельты Лены согласно [Аветисов, Гусева, 1991] могут быть отнесены к низам консолидированной части земной коры. Аналогичная привязка скорее всего может быть сделана и для землетрясений с глубинами гипоцентров 23-24 км на акватории [Пискарев и др.,1997; Отчет BGR]. Если учесть, что верхняя граница сейсмоактивного слоя для землетрясений с магнитудами ³4 лежит ниже верхней границы зоны подготовки землетрясений (кровля консолидированной части коры) на 5-6 км, и предположить такой же разрыв для нижних границ указанных зон, получим положение подошвы зоны подготовки землетрясений на глубинах 28-30 км, т.е. где-то в районе раздела М или непосредственно под ним [Аветисов, Гусева,1991; Пискарев и др.,1997].

В южной части акватории моря Лаптевых (губа Буор-Хая) известны определения глубин гипоцентров слабых землетрясений, зарегистрированных в процессе экспедиционных сейсмологических наблюдений с наземными (общая продолжительность »7 месяцев) [Аветисов,1975 и др.] и донными (около месяца) [Ковачев и др.,1994] станциями. Гистограмма, на которую вынесена вся имеющаяся по этим наблюдениям информация (рис. 6), демонстрирует очевидное преобладание близповерхностных событий (1-8 км), подавляющая часть которых произошла в осадочном чехле, существенно отличающемся по своим упругим свойствам и блоковости от консолидированной части земной коры. Последнее обстоятельство предопределяет специфику эпицентрии слабых землетрясений, их повторяемости и особенностей тектонических подвижек, что подтверждает оправданность реализованного нами раздельного рассмотрения сильных и слабых событий. Меньшее, но все-таки достаточно большое количество слабых землетрясений фиксируется до глубин примерно 26-27 км, т.е. ниже подошвы сейсмоактивного слоя, установленного по информации о сильных землетрясениях. Это естественно, так как слабые события имеют меньшие размеры очага и соответственно области подготовки. Отмечается несколько слабых землетрясений на глубинах до 40 км и более (последние на гистограмме не указаны). Можно полагать, что среда на этих глубинах находится в достаточно пластичном состоянии и не способна накапливать значительные напряжения.

Несколько большая, чем на шельфе моря Лаптевых, мощность сейсмоактивного слоя устанавливается в зоне перехода от Евразийского суббассейна к шельфу: до 20 км [Аветисов,2000]. Этот факт уже сам по себе свидетельствует о возможности возникновения здесь более сильных, чем на шельфе, землетрясений. Другой особенностью сейсмоактивного слоя в зоне перехода является значительно более глубокое залегание его по сравнению и с шельфом (на 10-12 км), и с океанической частью (на 4-6 км) (рис. 6). Возможны три причины, каждая из которых, способна привести к такой ситуации:

более погруженное положение источника напряжений (сейсмогенерирующего слоя). Получается, что кровля его (или подошва зоны накопления напряжений) залегают здесь на глубинах не менее 40 км;
повышенная жесткость верхних 10-15 км консолидированной части коры, в результате чего разрядка напряжений происходит в более глубоких зонах. Возможно, что именно это обстоятельство препятствует образованию на шельфе моря Лаптевых единой генеральной границы плит и продвижению на юг Евразийского суббассейна;
пониженная жесткость верхних 10-15 км консолидированной части коры, близкая к жесткости осадочного чехла, в результате чего в ней не происходит накопления напряжений, достаточных для возникновения сильных землетрясений.

Очевидно, что существенный вклад в решение этого вопроса могли бы внести трехкомпонентные глубинные сейсмические исследования. Регистрация продольных и поперечных волн позволила бы осуществить переход на качественно новый уровень информации: от определения скоростных параметров среды к расчету ее упругих свойств.

Чукотское море и его обрамления считаются областями повышенной сейсмичности, тем не менее, в этом отношении данный регион остается одним из наименее изученных. Эпицентры землетрясений известны на южной и юго-восточной частях акватории, а также на Чукотке (рис. 3). Следует отметить, что лишь самые сильные события фиксируются телесейсмической сетью. Непосредственные сейсмологические наблюдения на Чукотке были начаты лишь в 1964 году после открытия станции Иультин, которой и регистрируется подавляющее большинство землетрясений этого района. В пределах акватории четыре сильнейших за всю историю землетрясения произошли в 1928 году (М=6.2-6.9) примерно в 250 км северо-восточнее Колючинской губы. В последующие годы два землетрясения с магнитудой 5.5 отмечены в прибрежной части акватории в 1962 и 1971 гг., причем второй ощущался в поселке Нешкан интенсивностью до 5 баллов и имел около 50 афтершоков.

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

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

На суше в пределах Чукотского полуострова и его западного обрамления в общем плане распределения эпицентров при заметной их рассредоточенности намечается тенденция к линейности вдоль продольной близосевой области, в целом согласной с простиранием основных тектонических элементов. В то же время в рамках этой вдольосевой полосы можно выделить сгущения, ориентированные косо или даже вкрест общему простиранию. Если самое восточное из этих сгущений достаточно уверенно связывается с Колючинско-Мечигменской шовной зоной, отделяющей Анадырский срединный массив от прилегающих геоструктур, то северо-западное приурочено к ослабленной области, секущей структуры Чукотской складчатой зоны. В рельефе дневной поверхности этой ослабленной области соответствует долина реки Куэквунь.

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

Акватория Баренцева моря и его обрамления в целом является районом с относительно слабой сейсмической активностью, в пределах которого, однако, существуют достаточно высокоактивные участки. Эпицентры землетрясений распределены здесь весьма неравномерно и явно тяготеют к окраинным частям бассейна. В пределах рассматриваемого региона к ним относятся архипелаг Шпицберген и прилегающая часть акватории, а также участки повышенной сейсмичности в окраинно-шельфовых желобах, особенно в желобе Франц-Виктория.

На юге относительно слабой сейсмической активностью характеризуется область сочленения Баренцевоморской плиты и Балтийского щита - Мурман-Финмаркенская зона, в пределах которой, однако, известны землетрясения с магнитудой 4-4.8. Эпицентры достаточно рассеянным облаком, в пределах которого заметны, однако, участки сгущений и разрежений, покрывают северную часть Балтийского щита. Совершенно очевидна четкая корреляция северной границы облака эпицентров с зонами сочленения Балтийского щита с каледонидами Норвегии и Баренцево-Северокарским мегапрогибом Баренцевской плиты, подтверждающая разломный характер этих сочленений. Именно здесь расположено большинство наиболее сильных событий. Резко заметной особенностью распределения эпицентров является полная асейсмичность восточной половины Кольского полуострова.

Центральная часть акватории Баренцева моря практически асейсмична. Дополнительным подтверждением этому является тот факт, что при многочисленных постановках (общей продолжительностью до года) на дно моря высокочувствительных сейсмографов не было зарегистрировано ни одного землетрясения [Соловьев,1986].

На востоке наблюдениями последних лет выделена Новоземельская сейсмоактивная зона [Ассиновская,1990,1994]. Эпицентр землетрясения 1 августа 1986 года (магнитуда 4.6), расположенный на восточном побережье Новой Земли в районе пролива Маточкин Шар, приурочен к области пересечения субмеридиональных и субширотных разломов, имеющей четкое выражение в рельефе с амплитудой до 700 метров и переходом от низкогорья к прибрежно-морской равнине.

Локальная зона слабых землетрясений установлена новейшими сейсмологическими наблюдениями на крайнем юго-восточном обрамлении Баренцева моря непосредственно к югу от поселка Амдерма [Ассиновская,1990,1994].

Для Баренцева моря и его обрамления известны 4 решения фокальных механизмов методом первых вступлений. Из-за малой интенсивности землетрясений решения слабо обеспечены данными и не могут быть отнесены к надежным. С учетом этого на основе полученных данных, на наш взгляд, может быть сделан лишь один вывод: во всех четырех случаях получены субгоризонтальные оси сжатия и взбросовый или сдвиго-взбросовый механизм.

Современная динамика литосферы по сейсмологическим данным

В пределах арктической материковой окраины России представлены оба из существующих типов сейсмоактивных зон: межплитные и внутриплитные. К первому типу относятся сейсмоактивные зоны моря Лаптевых.

Современная тектоника большей части Арктического региона определяется взаимодействием Евразийской и Северо-Американской литосферных плит, дивергентная граница между которыми проходит вдоль осевых зон Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна. Ранее нами [Avetisov,1993, Аветисов,1996 и др.] на основе имевшихся на тот момент сейсмологических данных было обосновано мнение о том, что на шельфе моря Лаптевых указанная граница плит претерпевает разрыв, и предложены два возможных сценария геодинамического развития Лаптевского шельфа: образование микроплиты или зоны трансформного разлома типа Шпицбергенской. Как показано выше, новый фактический материал, полученный за последующий кратчайший, не только с исторической точки зрения, период позволяет уверенно утверждать: на шельфе моря Лаптевых существует микроплита, наличие которой предопределяет образование двух тройных сочленений на севере в районе континентального склона и на юге в районе губы Буор-Хая. По сейсмологическим данным наиболее уверенно трассируются северная, восточная и южная дивергентные границы микроплиты, которая, находясь в целом в режиме растяжения, испытывает незначительное вращение по часовой стрелке. Главные разломы шельфа моря Лаптевых, Северный и Лазарева, в настоящее время сейсмичны лишь в локальных участках их пересечения с другими ослабленными зонами.

К внутриплитным относятся участки повышенной сейсмичности континентального склона Евразийского суббассейна, Баренцева и Чукотского морей. Главным генерирующим фактором внутриплитной сейсмичности является частичная разрядка в ослабленных зонах напряжений, накапливаемых в межплитных зонах. Это представление, возникшее изначально лишь на основе общих логических соображений, в настоящее время подтверждено целым рядом фактических материалов. Согласно имеющимся к настоящему времени многочисленным данным по прямым измерениям в скважинах, горных выработках, шахтах, массовым решениям фокальных механизмов слабых землетрясений и геологическим исследованиям зон тектонических нарушений установлено, что главной особенностью регионального внутриплитного поля напряжений является наличие горизонтальной или субгоризонтальной составляющей сжатия, ориентированной ортогонально простиранию ближайшего фрагмента дивергентной межплитной границы. Как подсказывает логика и что также подтверждено наблюдениями, растяжение в осевых зонах бассейнов должно приводить и приводит к формированию в первую очередь сдвиговых напряжений в ортогональных осям бассейнов ослабленных участках обрамляющих бассейны континентальных окраин с увеличением компоненты сжатия при изменении ориентировки ослабленной зоны. Это особенно убедительно показано на примере Фенноскандии, однако отчетливо просматривается и вдоль окраин Евразийского суббассейна, где землетрясения тяготеют к поперечным разломам и желобам. Так, можно отметить сгущения эпицентров в желобах Франц-Виктория (западнее Земли Франца-Иосифа) и Воронина (западнее Северной Земли), в проливах Северной Земли, известны проявления сейсмичности в желобе Св.Анны (восточнее Земли Франца-Иосифа) и проливах Земли Франца-Иосифа [Аветисов, Голубков,1971; Аветисов,1971; Кочетов, Лазарева,1986]. Имеющиеся здесь данные по фокальным механизмам свидетельствуют о сдвиговом и взбросо-сдвиговом режимах, причем одна из субвертикальных нодальных плоскостей близка к плоскости разлома. Преобладание горизонтального сжатия отмечается также и в тыловых частях континентальных окраин (Кольский п-ов, Новая Земля) [Ассиновская,1990;1994], области сжатия на флангах зон растяжения установлены в море Лаптевых [Аветисов,1975; Avetisov,1993], Новосибирских островах [Савостин, Драчев, 1988]. Близость Шпицбергена к Срединно-Арктическому поясу также позволяет связывать его сейсмичность с разрядкой напряжений, генерируемых в области океанического рифтогенеза. Весьма интересным является обнаруженный кольскими геофизиками в пределах Баренцево-Беломорского региона факт приуроченности зон повышенной сейсмичности к участкам наиболее пониженных значений теплового потока [Цыбуля и др.,1993]. Очевидно, что это можно объяснить лишь признанием наведенного или, как было названо нами ранее [Аветисов,1975], "пассивного" характера сейсмичности, обусловленной разрядкой напряжений, генерируемых за пределами региона. К ним в силу своей повышенной хрупкости наиболее восприимчивы самые холодные блоки литосферы.

Признавая несомненность влияния межплитных тектонических процессов на формирование внутриплитной сейсмичности, следует признать и бросающуюся в глаза неодинаковость проявления этого влияния. Учитывая вытянутость Евразийского суббассейна, в результате чего его полуширина, т.е. расстояние от осевой зоны до окраины, и в самой широкой, и в самой узкой частях остается в целом величиной одного порядка, следовало бы ожидать, даже с учетом неоднородности среды, достаточно равномерного распределения землетрясений вдоль его периферии. На самом деле, как видно из рис. 3, оно имеет пятнообразный характер.

На наш взгляд, основная причина состоит в том, что зоны повышенной сейсмичности возникают в первую очередь там, где региональные напряжения, передаваемые из осевых зон бассейнов, дополняются действием других, возможно даже в данном регионе более сильных источников избыточных напряжений. Применительно к Арктическому и Субарктическому региону это особенно уверенно подтверждается на примере Фенноскандии [Аветисов,1996]. Однако совместное рассмотрение карты эпицентров и материалов по современным вертикальным движениям берегов и островов северных морей также показывает, что все сейсмоактивные районы окраин Евразийского суббассейна (как впрочем и восточных северных морей) являются зонами поднятия, т.е. зонами, где наиболее вероятны дифференцированные вертикальные движения. Современное воздымание испытывает такая достаточно высокоактивная область, как Шпицберген (6-7 мм/год [Григорьев, Мусатов,1982; Семевский,1967]); есть информация о землетрясениях на Новой Земле (2-4 мм/год [Никонов,1980]), Земле Франца-Иосифа (3-5 мм/год [Ковалева, Голубков,1974]), Северной Земле (2-5 мм/год [Агеев,1979; Никонов,1980]). Достаточно высоко сейсмически активна центральная часть Кольского полуострова, где интенсивно воздымающиеся Хибинский и Ловозерский массивы соседствуют с опускающимися Ловозерской и Умбозерской впадинами. Признавая, что все зоны повышенной сейсмичности есть зоны современного воздымания, пока нельзя с уверенностью сделать обратный вывод о значительной сейсмичности всех зон поднятия. Несмотря на то, что слабая сейсмичность таких воздымающихся ныне районов, как Земля Франца-Иосифа, Новая Земля или асейсмичность Таймыра могут быть кажущимися из-за недостатка наблюдений, по-видимому, необходимо все-таки признать влияние на этот фактор скорости воздымания и считать значение 4-5 мм/год пограничным. Повышенная сейсмичность не обнаружена в погружающихся районах, например, практически асейсмична восточная часть Кольского полуострова, испытавшая в целом незначительное поднятие, а в настоящее время начавшая опускаться.

Резюмируя, можно придти к общему выводу. Повышенная сейсмичность окраин Евразийского суббассейна в целом обусловлена действием напряжений, передаваемых из межплитной зоны срединно-океанического хребта и накладывающихся на литосферу, активизированную современным воздыманием. Наблюдаемый сейсмический эффект есть суммарный результат работы указанных источников.

Безусловно внутриплитный характер носит и сейсмичность Чукотского моря и Чукотского полуострова. Расположение этого клина Северо-Американской плиты между дивергентной (с запада) и конвергентной (с востока) границами обуславливает формирование здесь сложного поля напряжений, для изучения и осмысления которого необходимы специальные детальные сейсмологические наблюдения.

Литература

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. НИИГА, 1971. С.66-73.

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

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

Аветисов Г.П. О механизме напряжений в очаге одного арктического землетрясения //Геофиз.методы разведки в Арктике. Л., изд. НИИГА, 1978. С.145-148.

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

Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики СПб., изд. ВНИИОкеангеология, 1996. 183 с.

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

Агеев К.С. Блоковая тектоника Северной Земли //Тектоника Арктики. Разломы материковой отмели и океана. Л., изд. НИИГА, 1979. С.34-44.

Ассиновская Б.А. Сейсмическое районирование Баренцевоморского шельфа //Автореферат диссертации на соискание уч.ст. к.ф.-м.н. М., 1990. 17с.

Ассиновская Б.А. Сейсмичность Баренцева моря М.: Изд-во РАН. 1994. 128 с.

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

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

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

Григорьев М.Н., Мусатов Е.Е. К вопросу о неотектонических движениях западного сектора Арктики //Стратиграфия и палеогеография позднего кайнозоя Арктики. Л., ПГО "Севморгеология". 1982. С.27-36.

Драчев С.С. Тектоника рифтовой континентальной окраины Северо-Восточной Евразии в Арктике (моря Лаптевых и Восточно-Сибирское) //Автореф. дисс. докт. геол.-мин. наук. М., 2000. 40с.

Иванова Н.М., Секретов С.Б.,Шкарубо С.И. Данные о геологическом строении шельфа моря Лаптевых по материалам сейсмических исследований //Океанология. 1989. Т.ХХIX. Вып.5. С.789-795.

Ковалева Г.А., Голубков В.С., Гусев Б.В. Современные движения о-ва Земля Александры (архипелаг Земля Франца-Иосифа) //Геотектонические предпосылки к поискам полезных ископаемых на шельфе Северного Ледовитого океана. Л., изд. НИИГА, 1974. С.87-92.

Ковачев С.А., Кузин И.П., Соловьев С.Л. Кратковременное изучение микросейсмичности губы Буор-Хая, море Лаптевых, с помощью донных сейсмографов //Физика Земли. 1994. №7-8. C.65-76.

Кочетов В.В., Лазарева А.П. Землетрясения Арктики //Землетрясения в СССР в 1983 году. М., 1986. С.125-127.

Лазарева А.П., Мишарина Л.А. О напряжениях в очагах землетрясений Арктического сейсмического пояса //Физика Земли. 1965. № 2. C.5-10.

Мишарина Л.А. Напряжения в земной коре в рифтовых зонах М., Наука, 1967. 133с.

Никонов А.А. Современные вертикальные движения побережий северных и дальневосточных морей СССР //Геология и геофизика. 1980. №12. C.71-77.

Парфенов Л.М., Козьмин Б.М., Гриненко О.В. и др. Геодинамические модели сейсмических поясов Якутии Якутск, изд. ЯФ СО АН СССР, 1987. 48 с.

Пискарев А.Л., Манухова А.В., Чернышов М.Ю. Геодинамическая система моря Лаптевых по данным анализа гравитационных и магнитных аномалий //ДАН 1997. Т.354. №2. С.230-233.

Ризниченко Ю.В. Размеры очага корового землетрясения и сейсмический момент //Исследования по физике землетрясения. М., Наука, 1976. С.9-27.

Савостин Л.А., Драчев С.С. Кайнозойское сжатие в районе Новосибирских островов и его связь с раскрытием Евразийского суббассейна //Океанология. 1988. T.XXVIII. Вып.5. C.775-782.

Семевский Д.В. Неотектоника архипелага Шпицберген //Материалы по стратиграфии Шпицбергена Л., изд. НИИГА, 1967. С.225-238.

Соловьев С.Л. Сейсмологические донные наблюдения в СССР и за рубежом М.,: Наука,1986. 118 с.

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

Цыбуля Л.А., Левашкевич В.Г., Кременецкая Е.О. Тепловой поток и сейсмичность Баренцево-Беломорского региона //Геотермия сейсмичных и асейсмичных зон. М., 1993. С.27-32.

Avetisov G.P. Some aspects of lithospheric dynamics of Lappet Sea (English translation) //Physics of the Solid Earth. 1993. V.29. №5. P.402-412.

Dziewonski A.M., Chou T.-A., and 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.

Fujita K. and Kozmin B. Seismicity of the American Arctic shelf and its relationship to tectonic features //Proceedings Intern. Conference on Arctic margin. Anchorage, Alaska. 1992. P.307-312.

Hinz K., Block M. et al. Deformation of continental lithosphere on the Laptev Sea shelf, Russian Arctic (abst.) //III International Conference on Arctic Margins. Celle (Germany) 12.-16. October 1998. P.85.