Глубинные источники сейсмических катастроф в Дальневосточном регионе Вестник ДВО РАН. 2007. № 2

Вестник ДВО РАН. 2007. № 2
А.М.ПЕТРИЩЕВСКИЙ*
Глубинные источники
сейсмических катастроф
в Дальневосточном регионе
Исследуется связь эпицентров сильных землетрясений с гравитационными неоднородностями земной
коры и верхней мантии до глубины 150 км от поверхности геоида на Дальнем Востоке России. С помощью
формализованных моделей пространственных распределений градиентов плотности сферических источников
гравитационных аномалий доказывается и иллюстрируется примерами связь разрушительных землетрясений
с глубинными разломами, поднятиями астеносферы и структурами центрального типа: мантийными диапирами и плюмами. Индикатором жестких сейсмогенных тектонических блоков и пластин являются максимумы
градиентов плотности, а подстилающих их пластичных (частично расплавленных) слоев – минимумы этого
параметра.
Deep sources of seismic disasters in the Russian Far East. A.M.PETRISHCHEVSKY (Institute of Complex
Analysis of Regional Problems, FEB RAS, Birobidzhan).
Connection of epicentres of strong earthquakes with gravity inhomogeneities in the crust and upper mantle to the
depth of 150 km from the geoid surface is studied in the Russian Far East. Using formalized models of spatial distributions
of density gradients of spherical gravity sources, connection of strong earthquakes with deep faults, astenosphere rises
and structures of the central type (mantle diapires and plumes) is proved and illustrated by examples. Maximums of
density gradients are indicators of rigid seismic active tectonic blocks and plates, and minimums of this parameter are
indicators of plastic or partially melting layers.
На Дальнем Востоке России районы повышенной и высокой сейсмической
активности занимают обширные территории общей площадью около 4 млн км2 и концентрируются в трансрегиональных сейсмических поясах: Байкало-Становом, Танлу,
Черского, Западно-Тихоокеанском и поясах (зонах) второго порядка: Курило-Камчатском, Корякско-Чукотском и Сахалинском. Причину возникновения землетрясений
большинство исследователей связывает с существованием разломов [2–4, 6, 7, 15], среди
которых преобладают сбросо-сдвиги, взбросо-сдвиги, сдвиги и раздвиги, возникающие
в процессе коллизий крупных террейнов и литосферных плит [6, 7, 15]. И лишь в редких
случаях обращается внимание на особенности строения и вещественного состава сейсмически взаимодействующих коровых тектонических масс [2, 5], хотя именно в коровом
диапазоне (10–35 км) заключено большинство эпицентров землетрясений Дальневосточного региона [1, 6, 14, 15].
Быстрые (мгновенные) снятия упругих тектонических напряжений, вызывающие сейсмические события, сопровождаются относительными смещениями жестких тектонических масс. Возможность таких смещений обеспечивается существованием вязкой вмещающей среды, которая пассивно принимает на себя (компенсирует) хрупкие деформации
жестких тектонических блоков и пластин. Вязкие слои в основании земной коры и литосферы в редких разрезах тектоносферы Дальнего Востока [12, 13, 16] диагностируются по
зонам поглощения и уменьшения скорости сейсмических волн, аномалиям электрической
проводимости (минимумам) и теплового потока (максимумам), однако этих геофизических
ПЕТРИЩЕВСКИЙ Александр Митрофанович – доктор геолого-минералогических наук (Институт комплексного анализа региональных проблем ДВО РАН, Биробиджан).
63
данных на большей части территории недостаточно для прослеживания вязких слоев в
трехмерном геологическом пространстве, в связи с чем причины и механизмы возникновения землетрясений во многих случаях остаются неясными. Гравиметрические наблюдения более представительны для изучения связи землетрясений с глубинными структурами
земной коры и верхней мантии, однако традиционные методы гравитационного моделирования этих структур, основанные на подборе распределений плотности к наблюдаемым
гравитационным аномалиям, в геодинамически активных районах дают неоднозначные
результаты. Наиболее изученным гравитационным признаком сейсмических поясов и
зон являются глубинные разломы (чаще – зоны глубинных разломов), разграничивающие
блоки земной коры (или литосферы) различной плотности и сопровождающиеся зонами
высоких градиентов силы тяжести [2, 3, 13, 16].
Разработка и тектонический анализ формализованных гравитационных моделей тектоносферы Дальнего Востока [9, 10], способных оценивать жесткость тектонических сред
без петрофизических данных, открывают новые возможности для выявления связи сейсмичности с глубинным строением земной коры и верхней мантии. Более тонким (по сравнению с плотностью) индикатором жесткости тектонических сред является вертикальный
градиент поверхностной плотности сферических источников гравитационных аномалий
(μz). Максимумам этого параметра в земной коре соответствуют блоки и пластины дорифейской континентальной коры [8, 9, 11], а в подкоровом и подастеносферном слоях верхней мантии – жесткие сейсмогенные пластины океанического происхождения [10]. Минимумы μz коррелируют с очагами расплавленной магмы под кайнозойскими вулканами
Камчатки и в астеносфере и сопровождаются зонами пониженной скорости сейсмических
волн, низкого электрического сопротивления и аномалиями теплового потока [9, 10].
В предлагаемой статье рассматривается связь глубинных плотностных неоднородностей земной коры и верхней мантии Дальнего Востока с разрушительными землетрясениями последних десятилетий в Охотоморском, Южно-Якутском и Северо-Восточном геодинамически активных регионах.
Охотоморский регион. Высокомагнитудные (5,5–6,5) и катастрофические (> 6,5)
внутрикоровые и корово-мантийные землетрясения Охотоморского региона концентрируются в двух сейсмических поясах: Сахалинском и Курило-Камчатском (рис. 1а), а
землетрясения Примагаданского побережья в северной части Охотского моря относятся
к юго-восточному флангу пояса Черского [15]. Эпицентры землетрясений в этих поясах
сейсмичности в основном сосредоточены в земной коре и подкоровом слое верхней мантии [1, 14, 15] и располагаются в зонах интенсивных максимумов градиентов плотности
(μz) на глубине 40 км (рис. 1а).
В Сахалинском сейсмическом поясе выявлены три интенсивных максимума градиентов плотности (рис. 1а), в каждом из которых в последние 100 лет происходили землетрясения с магнитудой более 6,5, в том числе разрушительное Нефтегорское (1995 г.,
М = 7,2) и сильное Углегорское (2000 г., М = 7,0). Оба землетрясения характеризуются
приуроченностью к глубинному разлому на границе Евразиатской и Охотоморской литосферных плит, в зоне которого наблюдаются резкое сокращение мощности земной коры и
приближение астеносферы (очагов расплавленной магмы) к поверхности Земли до глубины 40–50 км (рис. 1б). Локальные максимумы градиентов плотности Сахалинского пояса
соответствуют поднятиям (выступам) жестких тектонических либо кристаллизовавшихся
магматических масс на глубинах 25–40 км, деформации в которых, по-видимому, и являются причинами землетрясений.
Анализ гравитационного моделирования глубинных структур показывает, что не
только разлом является причиной Нефтегорского землетрясения. Максимуму градиентов
плотности (рис. 1а) соответствуют квазиизометричное поднятие подкоровых тектонических масс (рис. 2а) и концентрически-зональный характер магнитных аномалий (рис. 2б),
типичный для вулканических структур центрального типа. Наблюдаемые распределения
64
Рис. 1. Карта-срез (а) и разрезы (б) объемной модели градиентов плотности тектоносферы Охотоморского региона. 1) изолинии градиентов плотности μz (1 у. е. = 10–2 кг/м2/км); 2, 3) эпицентры землетрясений с магнитудами:
2) > 6,5, 3) 5,5–6,5; 4) глубинные разломы; 5) границы тектонических структур на разрезах; 6) расположение
разрезов на схеме; 7) шкала раскраски разрезов в условных единицах градиентов плотности; 8) астеносфера;
9) зоны концентрированной коровой сейсмичности [14]; 10 – эпицентры землетрясений с магнитудами менее
5,5 (на разрезах); 11) суша; Нс – глубина залегания поверхности, на которую «конденсируются» плотностные
неоднородности слоя. Литосферные плиты: ЕАП – Евразиатская, ОП – Охотоморская, ТП – Тихоокеанская
гравитационно- и магнитоактивных масс указывают на приуроченность Нефтегорского
землетрясения к околожерловой части скрытой тектоно-магматической постройки – мантийному диапиру, в своде которого в период 1904–1990 гг. уже происходило сильное землетрясение (М = 5,5–6,5), пространственно совпадающее с Нефтегорским [14].
После разломов и структур центрального типа третьим фактором высокой сейсмичности о-ва Сахалин является неглубокое (менее 60 км) залегание кровли астеносферы,
предполагаемое по термометрическим данным [12, 16]. По данным теплофизического моделирования, в северных и прилегающих к восточному побережью районах острова магма
с температурой 1200 оС приближена к поверхности до глубины 30 км [12, рис. 2].
В приводимых моделях (рис. 1, 4) астеносферный слой, зачастую представленный совокупностью разрозненных линз, диагностируется и пространственно параметризуется
по зонам низких значений градиентов плотности (μz < 15). В разрезе 2–2 (рис. 1б) этот
слой куполообразно изогнут и нарушен глубинным разломом, а Нефтегорское землетрясение приурочено к участку наибольшего приближения астеносферы к поверхности
Земли. В разрезе 3–3 астеносферный слой имеет форму изометричной линзы в основании приподнятого блока земной коры, к западному флангу которого приурочено Углегорское землетрясение. Таким образом, существование в Сахалинском сейсмическом поясе
65
вязкого (расплавленного) слоя, приближенного
к поверхности Земли до глубины 30–50 км, является дополнительным (или необходимым)
условием, обеспечивающим быстрые снятия
упругих напряжений в жестких коровых пластинах.
Близкими, хотя и менее четко выраженными глубинными параметрами характеризуется
Курило-Камчатский пояс корово-мантийной
сейсмичности (рис. 1а), где 13 из 18 сильных
землетрясений (М > 6,5) сосредоточены в зонах максимумов градиентов плотности нижнего слоя земной коры и подкорового слоя верхней мантии, т.е. в области наибольшей концентрации эпицентров землетрясений [1]. Так же,
как и в Сахалинском поясе, зона «сплошной»
сейсмичности (часто повторяющихся землетрясений) приурочена к глубиному разлому на
границе литосферных плит, а в земной коре – к
поднятиям жестких нижнекоровых масс, сопровождающихся локальными максимумами
μz-параметра (рис. 1б).
Южно-Якутский регион. Землетрясения
Южно-Якутского региона относятся к ОлекмоСтановой сейсмической зоне [7], которая считается восточным продолжением Байкальской
сейсмической зоны рифтогенного происхождения [5–7, 15], однако недавно полученные
данные
позволяют утверждать, что глубинные
Рис. 2. Геофизические признаки корово-мантийисточники
землетрясений и соответствуюного диапира на севере о-ва Сахалин: а) схема залегания центров плотностных неоднородностей, щее им поле сейсмичности Олекмо-Становой
б) карта магнитных аномалий. 1) суша; 2) изопа- зоны имеют иную природу, резко отличную
хиты глубин залегания центров плотностных неот Байкальской [8, 11]. Пространственное расоднородностей, км; 3) изолинии напряженности
пределение
градиентов плотности в коровых
магнитного поля [13]: положительные (а), нулевая
(б) и отрицательная (в); 4) локальные магнитные срезах характеризуется здесь концентрической
аномалии; 5) эпицентр Нефтегорского землетря- зональностью (рис. 3а), сопровождающейся
сения
дуговыми магнитными аномалиями, круговой
ориентацией векторов сейсмотектонического
напряжения, интенсивным современным прогибанием земной поверхности и аномалиями теплового потока. Эти данные позволяют сделать вывод о существовании здесь литосферного плюма грибообразной (или воронкообразной) формы [11], сужающегося по мере
углубления (рис. 3б).
Распределение эпицентров землетрясений в Олекмо-Становой зоне, как и распределение μz-параметра, характеризуется отчетливой концентрической зональностью, а наилучшее совпадение поля сейсмичности с аномалиями градиентов плотности наблюдается в
срезе Нс = 20 км (рис. 3б). И именно на этой глубине располагается большинство эпицентров землетрясений этой зоны [7]. В вертикальном разрезе (рис. 3в) максимумы μz-параметра соответствуют жестким глубоко метаморфизованным пластинам нижнего (кристаллического) слоя земной коры Алданского щита и Амурского супертеррейна, подстилаемых слоем низкой вязкости в интервале глубин 30–60 км (индикатор слоя – минимум
μz-параметра). Сейсмотектонический анализ показывает, что пластины и блоки древней
66
континентальной коры при
сильных землетрясениях испытали разнонаправленные взбросо- и сбросово-сдвиговые подвижки [6, 7] в своде структуры
центрального типа, который в
настоящее время погружается со
скоростью 10–12 мм в год [11].
Прогибание свода плюма отражается в характере изолиний
μz-параметра в разрезе (рис. 3в).
Наиболее сильные землетрясения в этом районе (Тас-Юряхское 18.01.1967 г., М = 7, ЮжноЯкутское 20.04.1989 г., М = 6,6)
находятся в центре верхнекорового максимума градиентов
плотности (рис. 3а), а в разрезе
приурочены к краевой (приразломной) части жесткой тектонической пластины (рис. 3в). В зоне дугового (подковообразного)
максимума μz-параметра располагается большинство других
сильных землетрясений ОлекмоСтановой зоны (рис. 3а). Те же
глубинные признаки повышенной сейсмической опасности,
что и в Олекминской зоне, присутствуют в верховьях р. Зея, где
уже происходили землетрясения
с магнитудами 5,5–6,5.
Северо-Восточный регион.
Главной геодинамически активной структурой Северо-Востока
России является пояс Черского – широкая (600–800 км в поперечнике) область повышенной сейсмичности, простирающаяся от акватории Северного
Ледовитого океана, от низовий
р. Лена до Примагаданского
побережья Охотского моря и
шельфа западной Камчатки [15,
рис. 2.1]. В этом поясе 5 из 7
катастрофических землетрясений располагаются в эпицентрах интенсивных аномалий
градиентов плотности на глубине 40 км (рис. 4а), в том числе
сильнейшее на Северо-Востоке
Рис. 3. Гравитационная неоднородность (а) и сейсмичность (б)
Олекмо-Становой сейсмической зоны с разрезом градиентов плотности (в). 1–6) см. рис. 1; 7) контуры Алдано-Зейского плюма в горизонтальных сечениях (цифры – глубина среза) [11]; 8) подкоровый
слой пониженной вязкости; 9) шкала плотности эпицентров землетрясений (б), цифры – число сейсмических событий в элементарной
площадке 0,2 х 0,4° [7]. Тектонические структуры: АЩ – Алданский
щит; Ст – Становая, МО – Монголо-Охотская складчатые системы;
АТ – Амурский супертеррейн. Катастрофические землетрясения (а):
1 – Тас-Юряхское, 2 – Южно-Якутское
67
Рис. 4. Карты-срезы объемной модели градиентов плотности тектоносферы Северо-Востока России на глубинах
40 км (а) и 35 км (б) с разрезами (в). 1–8 – см. рис 1. Тектонические структуры: плиты ЕАП – Евразиатская,
ОП – Охотоморская, ТП – Тихоокеанская, САП – Северо-Американская, КОП – Колымо-Омолонская; складчатонадвиговые системы: ВК – Верхояно-Колымская, КК – Корякско-Камчатская; САК – Северо-Азиатский кратон,
КОТ – Колымо-Омолонский супертеррейн, ОЧВП – Охотско-Чукотский вулканический пояс
Артыкское землетрясение (18.05.1971 г., М = 7,1), сопровождавшееся 1500 афтершоками
на площади почти 1 млн км2 [15]. С максимумами μz-параметра на этой глубине совпадают еще 17 сильных землетрясений из 21 с магнитудами 5,5–6,5. Вертикальные разрезы
тектоносферы Северо-Восточного региона (рис. 4в) хорошо иллюстрируют привязку
68
сильных землятрясений к глубинным разломам, разграничивающим области различных
значений и морфологии изолиний μz-параметра. К таким разломам приурочены мощное
Булунское землетрясение (14.11.1927 г., М = 6,8) в краевой части глубинного раздвига,
сопровождающегося резким сокращением мощности и разуплотнением литосферы, и
разрушительное землятрясение 20.04.2006 г. близ пос. Тиличики (Корякия) в узле сочленения Северо-Американской плиты с Колымо-Омолонской и Тихоокеанской (рис. 4в,
разрез 1–1). Артыкское и Адычанское (12.02.1951 г., M = 6,4) землетрясения располагаются в области поднятия вязкого астеносферного слоя до глубины 60 км от поверхности
(рис. 4в, разрез 2–2) на границе Колымо-Омолонского супертеррейна с Верхояно-Колымской системой и приурочены к локальному максимуму градиентов плотности в нижнем слое земной коры (рис. 4а, в, разрез 2–2).
Таким образом, в поясе Черского, как и в ранее рассмотренных районах (рис. 1б, 3в),
одним из главных сейсмоконтролирующих факторов сильных землетрясений является пространственная совмещенность эпицентров с жесткими нижнекоровыми блоками
(пластинами) и поднятиями вязкого астеносферного слоя. Источник сильнейшего Булунского землетрясения залегает примерно на 10 км ближе к поверхности Земли, чем жесткие
пластины в основании пояса Черского, и поэтому в корово-мантийном срезе (рис. 4а) не
коррелирует с максимумом градиентов плотности, но на глубине Нс = 30 км (эта схема в
статье не приводится) его эпицентр располагается в центре интенсивного (45–50 ед.) максимума градиента плотности.
В Корякско-Чукотской сейсмической зоне (рис. 4б) распределение градиентов плотности характеризуется цепочкой локальных максимумов в нижнем слое земной коры
(Нс = 35 км), пространственная сопряженность которых объясняется приуроченностью
их к западной границе Тихоокеанской плиты и к палеоцен-миоценовой структуре растяжения, выраженной на поверхности цепью кайнозойских впадин (ТИНРО – Шелихова
– Пенжинская – Марковская – Анадырская), отделяющих Корякско-Камчатскую складчато-надвиговую систему от Колымо-Омолонской и Северо-Американской плит. Большинство сильных землетрясений располагается здесь в области повышенных значений μz -параметра на периферии локальных максимумов градиентов плотности нижнекорового слоя
(рис. 4б) и по этому признаку обнаруживает сходство с землетрясениями Сахалинской
сейсмической зоны (рис. 1а).
В разрезах Корякско-Чукотская зона (рис. 4в), как и пояс Черского, контролируется
глубинными разломами (разрезы 1–1 и 3–3) и совмещением жестких корово-мантийных
пластин с поднятием астеносферы (разрез 2–2).
Исследование пространственных связей эпицентров сильных землетрясений с плотностными неоднородностями земной коры и верхней мантии в пяти геодинамически активных зонах и поясах Дальнего Востока России убеждает в том, что глубинные причины
сейсмических катастроф помимо разломов контролируются еще как минимум двумя факторами высокой сейсмичности:
1) наличием корово-мантийных структур центрального типа (плюмов, диапиров),
обусловливающих аномально высокую подвижность жестких тектонических масс в надкупольных зонах магматических очагов;
2) пространственной совмещенностью жестких кристаллических средне- и нижнекоровых тектонических блоков и пластин с поднятиями подкорового и астеносферного слоев пониженной вязкости.
Эти факторы предстоит учитывать при долгосрочных прогнозах сейсмической опасности.
69
ЛИТЕРАТУРА
1. Аверьянова В.Н. Глубинная тектоника островных дуг (Северо-запад Тихого океана). М.: Наука, 1975.
219 с.
2. Ващилов Ю.Я., Сахно О.В., Калинина Л.Ю. Геолого-геофизические условия возникновения землетрясений на Северо-Востоке России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1996. 90 с.
3. Горкуша С.В. Изучение сейсмичности и глубинного строения Восточного Приамурья на основе кластерного анализа // Тихоокеан. геология. 1996. Т. 15, № 4. С. 67-76.
4. Имаев В.С., Имаева Л.П., Козьмин Б.М., Фуджита К. Активные разломы и современная геодинамика сейсмических поясов Якутии // Геотектоника. 1994. № 2. С. 59-71.
5. Имаев В.С. Взаимосвязь распределений гранитоидных интрузий и сейсмической активности землетрясений на Северо-Востоке России // Современная геодинамика, активные разломы и сейсмическое районирование.
М.: ГИН АН СССР, 1990. С. 5-7.
6. Имаев В.С., Имаева Л.П., Козьмин Б.М. Сейсмодислокации в сейсмических поясах Якутии // Геотектоника. 1995. № 1. С. 79-92.
7. Имаев В.С., Имаева Л.П., Козьмин Б.М. Сейсмотектоника Олекмо-Становой сейсмической зоны (Южная
Якутия) // Литосфера. 2005. № 2. С. 21-40.
8. Петрищевский А.М. Глубинная структура и кайнозойская геодинамика Олекмо-Становой сейсмической
зоны // Современная геодинамика и опасные природные процессы в Центральной Азии. Всерос. совещ. «Современая геодинамика и сейсмичность Центральной Азии: фундаментальный и прикладной аспекты». Вып. 3.
Иркутск: СО РАН, 2005. С. 60-63.
9. Петрищевский А.М. Гравитационная томография тектоносферы Дальнего Востока России в классе сферических источников // Геофизика. 2005. № 5. С. 47-57.
10. Петрищевский А.М. Гравитационный индикатор реологических свойств тектоносферы дальневосточных
окраин России // Физика Земли. 2006. № 8. С. 43-59.
11. Петрищевский А.М., Ханчук А.И. Кайнозойский плюм в Верхнем Приамурье // Докл. АН. 2006. Т. 406,
№ 3. С. 116-119.
12. Родников А.Г., Сергеева Н.А., Забаринская Л.П. Глубинное строение впадины Дерюгина (Охотское море)
// Тихоокеан. геология. 2002. Т. 21, № 4. С. 3-8.
13. Структура и динамика литосферы и астеносферы Охотоморского региона: результаты исследований по
международным геофизическим проектам / под ред. А.Г.Родникова. М.: Нац. геофиз. комитет РАН, 1996. 337 с.
14. Тараканов Р.З. Оценка максимальных возможных магнитуд землетрясений для Курило-Камчатского региона // Природные катастрофы и стихийные бедствия в Дальневосточном регионе. Т. 1. Владивосток: ДВО АН
СССР, 1990. С. 28-47.
15. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / под ред. Л.М.Парфенова,
М.И.Кузьмина. М.: Наука / Интерпериодика, 2001. 571 с.
16. Тектоносфера Тихоокеанской окраины Азии / под ред. чл.-корр. РАН И.В.Гордиенко. Владивосток: ДВО
РАН, 1992. 238 с.
70