Е. Л. Лыскова ГЛУБОКОФОКУСНЫЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

Вопросы геофизики. Выпуск 47. СПб., 2014 — (Ученые записки СПбГУ; № 447)
62
Е. Л. Лыскова
ГЛУБОКОФОКУСНЫЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Введение (из истории открытия)
При большинстве землетрясений земная кора растрескивается, т. е. обнаруживает хрупкие свойства. Напряжения накапливаются в ней до тех пор, пока на глубине
нескольких километров не образуется разрыв, и вследствие проскальзывания пород
по нему не снимется напряженное состояние. Однако иногда землетрясения происходят там, где среда не может испытывать хрупкого разрушения, а именно в глубинах
мантии — в сотнях километрах от земной поверхности. Считается, что из-за высоких
давлений породы здесь не в состоянии растрескиваться. Как же могут на таких глубинах происходить землетрясения? Сейчас сейсмологи понемногу начинают раскрывать
секреты глубоких землетрясений. В сочетании с лабораторными экспериментами по
поведению горных пород при высоких давлениях сейсмологические наблюдения позволили высказать предположения о механизмах их возникновения.
Глубокофокусные землетрясения были открыты Г. Тернером в 1922 г. в процессе работы над Международной сейсмологической сводкой [1]. До этого времени считали, что
обычные землетрясения происходят на небольших глубинах. Для таких землетрясений
были составлены таблицы стандартных времен пробега сейсмических волн. Тернер в
своей работе использовал именно эти таблицы. Он заметил, что для небольшого числа
землетрясений, среди которых были сильные с отчетливыми вступлениями, вступление
волны PKP на удаленных станциях было раньше, чем предсказывал годограф. Время в
очаге рассчитывалось по разнице времен S −P , а зарегистрированная P KP -волна вступала иногда на минуту раньше (или даже больше), чем ожидалось. Тернер объяснил
это существованием «глубокого фокуса» и затем выдвинул предположение о том, что
землетрясения происходят в трех диапазонах глубин: очаги «высокофокусных» толчков
находятся вблизи поверхности; «нормальные» землетрясения, составляющие наиболее
многочисленную группу, происходят на глубинах порядка 150 км; «глубокофокусные»
толчки имеют очаги на глубинах, достигающих 650 км.
Г. Джеффрис из Кембриджского университета утверждал, что на глубине примерно 50 км под действием тепла и давления вещество мантии переходит из хрупкого
состояния, при котором оно способно разрушаться, в тягучее, пластическое [2]. Аргументировал Джеффрис это тем, что после окончания последнего ледникового периода
берега Канады и Северной Европы, освободившись от ледового груза, поднялись, как
если бы нижележащая мантия была способна течь под действием напряжений подобно
вязкой жидкости. Он также ссылался на результаты лабораторных работ, свидетельствующие о том, что в ответ на напряжения при высоких температурах и давлениях
породы не резко разрушаются, а медленно деформируются.
Сотрудник Японского метеорологического управления К. Вадати не опровергал доводы Джеффриса; он просто представил убедительные доказательства того, что у
некоторых землетрясений очаг находится очень глубоко [3]. Для этого он построил
c
Е. Л. Лыскова, 2014
Глубокофокусные землетрясения
63
изохроны — линии, связывающие точки, в которых волны от землетрясений прибывают одновременно, для неглубокого землетрясения в северной Тадзиме 22 мая 1925 г. и
глубокого толчка, имеющего практически тот же эпицентр, 2 года спустя — 15 января
1927 г. По изохронам можно было судить о том, как ведут себя интервал времени S − P
и время вступления P -волны с увеличением эпицентрального расстояния. Для неглубокого землетрясения интервал S − P составляет несколько секунд вблизи эпицентра
и относительно быстро возрастает с расстоянием (рис. 1).
Рис. 1. Интервал S − P для двух японских землетрясений с близким эпицентром,
но с разной глубиной источника
Для глубокого землетрясения этот интервал нигде не становится меньше 40 с и
возрастает с расстоянием медленнее, как это иллюстрирует расположение последовательных изохрон. Эта же особенность в расположении изохрон была отмечена и для
времен P . Последователи Вадати, применив его методику к землетрясениям, происшедшим в других географических районах, получили подтверждение его результатов:
очаги обычных землетрясений располагались выше 50 км, однако некоторые толчки
происходили на гораздо больших глубинах — около 600 км и даже глубже [2].
Исследователи Ф. Скрейс [4] и В. Штехшульте [5] решили проанализировать еще
раз те события, которые изучал Тернер. Скрейс работал с ограниченным числом сейсмограмм для каждого из нескольких землетрясений. Штехшульте для одного землетрясения обработал серию сейсмограмм, полученных на 64 станциях. Результаты
ученых совпали. Существование глубокофокусных землетрясений было подтверждено.
Е. Л. Лыскова
64
Учеными были описаны характерные черты их сейсмограмм и, используя путь Тернера,
рассчитаны поправки к стандартным временам пробега для глубоких фокусов. Тернер
ошибался в отношении глубины нормальных землетрясений, но в том, что глубокие
землетрясения существуют, он был прав.
Зоны Беньоффа
Глубокофокусные землетрясения со времени их открытия Г. Тернером все больше
занимали умы ученых. По данным о временах пробега получалось, что землетрясения
могут происходить до глубины 600 км и несколько глубже. Но казалось, что и Джеффрис прав, утверждая, что породы мантии на глубинах свыше 50 км слишком пластичны
и потому в них не могут накапливаться напряжения, необходимые для возникновения
землетрясения. В 1935 г. K. Вадати нанес на карту эпицентры японских землетрясений
и их глубины. Оказалось, что изобаты (линии равной глубины) приблизительно параллельны, и линии, соответствующие большей глубине, располагались все дальше на
запад от восточного берега Японии. Изобаты словно описывали некоторую наклонную
поверхность, которая все глубже погружалась в мантию. Почти все глубокофокусные
землетрясения удовлетворяют схеме, предложенной Вадати. Там, где они случаются
достаточно часто, — обычно по краям глубоких океанов — они «обрисовывают» некоторую наклонную зону, начинающуюся вблизи земной поверхности и уходящую в недра
Земли до глубины 600 км и более [3]. Теперь подобные зоны называют зонами (Вадати–
Заварицкого) Беньоффа.
Геофизические построения, выполненные Вадати, позволили частично ответить на
вопрос Г. Джеффриса — сосредоточенные в зоне Беньоффа глубокие землетрясения
происходят в породах литосферы, температура которых ниже на сотни градусов, чем
в окружающей мантии. Возможно, такие породы менее пластичны и способны накапливать упругую энергию.
Зона Беньоффа островных дуг Тонга–Кермадек. В качестве иллюстрации того, как
распределены очаги глубокофокусных землетрясений по глубине вдоль зоны Беньоффа, оконтуривая ее форму, многими авторами была выбрана зона островных дуг
Тонга—Кермадек. Данная сейсмоактивная область изобилует землетрясениями с разной глубиной источника [6] и по статистике в сейсмических поясах Тонга и Кермадек
происходит около половины глубоких землетрясений на Земле [7].
Островодужная система Тонга–Кермадек протягивается в субмеридиональном направлении на 3000 км от Новой Зеландии до о-вов Самоа (рис. 2). Она образована двумя
островными дугами: Тонга на севере и Кермадек на юге. В этом районе Тихоокеанская плита, погружаясь в мантию, увлекает за собой Индийскую плиту. Это приводит
к образованию глубоководных желобов Тонга (10882 м) и Кермадек (10047 м). Зоны
Беньоффа наклонены здесь на запад — под островные дуги, поэтому эпицентры глубокофокусных землетрясений, связанных с этими зонами, располагаются далеко на запад
от островных дуг Тонга и Кермадек.
Островная дуга Тонга (Дружбы) протягивается в субмеридиональном направлении
между 18 и 22◦ ю.ш. Зона Беньоффа выходит на дно океана приблизительно в 200 км
восточнее островов. Наиболее глубокая часть образованного ею желоба Тонга известна
как пучина Хоризон (10882 м).
Глубокофокусные землетрясения
65
Рис. 2. Зона Беньоффа островных дуг Тонга–Кермадек
Сегодня уже ни у кого не возникает сомнения в том, что большая часть глубоких
землетрясений происходит вблизи глубоководных желобов, для которых характерна
субдукция. Термин «субдукция» произошел от лат. subductio — «подведение» — погружение в глубины мантии одной из подвижных жестких плит литосферы, слагающих
земную кору и самую верхнюю часть мантии, в результате контакта с другой литосферной плитой. Реальность субдукции удалось установить тогда, когда стало ясно,
что очаги глубоких землетрясений «привязаны» к опускающемуся блоку и зона Беньоффа отслеживает его форму.
Поскольку землетрясения в островной дуге Тонга происходят почти на всех глубинах, понятно, почему этот район неоднократно становился предметом тщательного ис-
66
Е. Л. Лыскова
следования. Например, Маккензи определил, что сейсмофокальная зона Беньоффа островной дуги Тонга–Кермадек имеет сложную волнообразную поверхность [6] (рис. 3).
Рис. 3. Поверхность сейсмофокальной зоны Беньоффа островных дуг Тонга–Кермадек [11]
Другой автор выделил здесь пологие ступени на глубинах около 60, 300 и 450 км
[8]. В знаменитой работе «Сейсмология и новая глобальная тектоника» Б. Айзекс,
Дж. Оливер и Л. Сайк установили, что «чаще всего отмечаемая значительной сейсмической активностью мелкофокусная сейсмическая зона переходит в длинную зону, падающую под островную дугу обычно под углом
45◦ » [7].
Сейсмичность в зоне субдукции Тонга–
Кермадек. Для исследования формы зоны
Беньоффа и субдукции океанической плиты
в районе Тонга авторы в [9] использовали
координаты гипоцентров (широту, долготу и
глубину) для 3086 землетрясений с mb ≥ 5.0
за период с 1977 по 2002 г. из каталога данРис. 4. Сейсмофокальная зона Беньоффа,
ных о землетрясениях IRIS [10]. Прежде всекоторую оконтуривают положения гипоценго, был выполнен переход в систему отсче- тров, угол пододвигания Тихоокеанской плиты
та (L, ϕ̃), связанную с самим желобом на под Индийскую в этом районе около 46◦
участке от 15 до 25◦ ю.ш., где желоб приблизительно прямолинейный. За начало отсчета была принята точка с координатами
ϕ = −13.5◦, λ = −170◦. На рис. 4 представлена сейсмофокальная зона Беньоффа, кото-
Глубокофокусные землетрясения
67
рую оконтуривают положения гипоцентров. Видно, что эта зона имеет сложную топологию, а очаги землетрясений генерируются неодинаково на разных глубинах. Однако,
если рассматривать субдуцирующую плиту в планетарных масштабах и выбрать одинаковый масштаб по горизонтали и вертикали, то получается, что угол пододвигания
Тихоокеанской плиты под Индийскую в этом районе около 46◦ [9].
Для более детального анализа строения сейсмофокальной зоны в [9] были проанализированы вертикальные сечения перпендикулярно простиранию желоба от 15 до
25◦ ю.ш. Сечения обладали толщиной в 1◦ . Наиболее информативными оказались три
из них: 21 − 20◦, 20 − 19◦, 19 − 18◦ ю.ш. (рис. 5). На них видно, что наклон плиты меня-
Рис. 5. Вертикальные сечения перпендикулярно простиранию желоба Тонга–Кермадек в районе от 15 до
25◦ ю.ш.:
а — 21 − 20◦ ю.ш.; б — 20 − 19◦ ю.ш.; в — 19 − 18◦ ю.ш.
Е. Л. Лыскова
68
ется с глубиной, словно образуя ступеньки. Изменения наклона на глубинах около 300
и 450 км лучше прослеживаются на разрезе 19 − 18◦ ю.ш. (рис. 5, в). Из-за большого
разброса, в пределах первой сотни километров, изменение наклона на глубине около
60 км не видно.
В зонах субдукции сейсмичность в основном обусловлена двумя факторами. В верхних 50 км землетрясения связаны с жестким контактом двух литосферных плит. Здесь
субдуцирующая плита изгибается, а край надвигающейся плиты испытывает торошение, которое является причиной преобладания взбросовых механизмов над остальными.
Ниже 50 км генерация землетрясений связана с изменением температурного режима и
ростом давлений в мантии по мере погружения плиты.
Рис. 6. Зона Вадати—Беньоффа
Особенности распределения сейсмической активности по глубине и различные типы субдукции. Очаги землетрясений распределены вдоль зон Беньоффа неравномерно.
Существует мнение, что частота землетрясений зависит от глубины, где изменяется
кристаллическая структура пород, слагающих мантию, и под действием возрастающего давления они переходят в более плотные фазы. Например, на глубине около 400 км
(410 км согласно скоростной модели IASP91) резко увеличивается скорость распространения сейсмических волн, что свидетельствует о росте плотности пород. Здесь оливин —
силикатный минерал, который является главной составной частью пород мантии и погрузившейся в нее плиты и содержит разнообразные примеси железа и магния, — переходит в более плотную кристаллическую фазу — шпинель (рис. 6). Приблизительно
на этой глубине по данным для разных островных дуг число глубоких землетрясений минимально. Ниже области первого фазового перехода некоторые зоны субдукции
остаются в спокойном состоянии. Но в зонах, подобных зоне Тонга, где землетрясения
на этих глубинах происходят, сейсмическая активность начинает увеличиваться, достигает максимума и резко падает до нуля вблизи другой границы на глубине около
Глубокофокусные землетрясения
69
650 (670) км. Этой границе также соответствует резкое возрастание скорости сейсмических волн и, следовательно, плотности вещества [2].
До сих пор не существует единого мнения о том, связана ли граница на 650 (670) км
со вторым фазовым превращением или с изменением химического состава. Прекращение сейсмической активности наступает так резко, что, скорее всего, это не может
быть обусловлено постепенным размягчением литосферного блока по мере разогрева
его веществом окружающей мантии. Скорее всего погружающие блоки не в состоянии проникать ниже границы, находящейся на глубине 650 (670) км. (Например, в [7]
отмечено, что в районе Тонга нижний край опускающейся плиты словно упирается в
границу и деформируется.) В таком случае конвекция, возможно, происходит только в
верхней мантии, выше этой границы, и материал верхней и нижней мантии никогда не
смешивается. Возможно, причина скачка скорости сейсмических волн на этой глубине
заключается в изменении состава мантии.
Согласно другой бурно обсуждаемой сейчас гипотезе, погружающийся блок может
проникать в нижнюю мантию [2]. Тогда конвекция должна захватывать всю мантию,
а граница на глубине 650 (670) км должна отмечать фазовый переход в однородной по
своему составу среде. Прекращение здесь сейсмической активности объяснялось бы в
данном случае сопутствующим изменением механических свойств пород.
Считают, что субдуцирующая плита способна генерировать землетрясения лишь
до тех пор, пока она сохраняет упругость. В последние годы методами сейсмической
томографии удалось получить изображение того, как литосферные плиты субдуцируют на глубину. На рис. 7 показан сейсмотомографический разрез через одну из зон
Рис. 7. Сейсмотомографическая реконструкция зоны субдукции
70
Е. Л. Лыскова
Рис. 8. Сопоставление возможных сценариев субдукции с распределением сейсмической
активности: а — «модель без проникновения» (слэба) и сеймическая активность в
зоне субдукции островных дуг Тонга–Кермадек; б — «модель частичного проникновения» и сеймическая активность в зоне субдукции Курильской островной дуги;
в — «модель полного проникновения» и сеймическая активность в зоне субдукции
Марианской островной дуги
субдукции в западной части Тихого океана [11]. Положительная аномалия скорости
P -волн соответствует погружающейся холодной и плотной плите. Эта аномалия в целом совпадает с зоной Беньоффа, однако, с некоторыми отличиями. В интервале глубин
200–400 км наблюдается ослабление генерации землетрясений в субдуцирующей плите — очаги землетрясений здесь отсутствуют, хотя положительная аномалия скорости
Глубокофокусные землетрясения
71
P -волн прослеживается достаточно четко и показывает увеличение угла субдукции.
Начиная с глубины 400 км, субдуцирующая плита несколько выполаживается, а ее
сейсмогенерация вновь повышается. Нижний край субдуцирующей плиты (слэб ) деформируется так, как если бы граница на 650 (670) км являлась непроницаемой. На
этой глубине плита теряет способность генерировать землетрясения. Однако положительная аномалия скорости P -волн продолжает прослеживаться. Таким образом, методы сейсмической томографии существенно расширяют наши представления о процессе
субдукции, позволяют увидеть слэбы.
Физические явления, происходящие в субдуцирующей плите, можно изучать сейсмологическими методами, основываясь на распределении числа землетрясений вдоль
плиты с глубиной, трассирующих геометрию субдуцирующей плиты, а также распределение зон повышенной и пониженной сейсмической активности вдоль плиты. Так, на
рис. 8 приведено сопоставление распределения сейсмической активности вдоль зон субдукции [9] и возможных моделей субдукции [12]. На рис. 8, а (слева) приведена модель
субдукциии, для которой контраст между верхней и нижней мантией препятствует проникновению слэба — граница 650 (670) км непрозрачная, «модель без проникновения».
На похожий сценарий субдукции указывает распределение сейсмической активности
в зоне субдукции островных дуг Тонга–Кермадек (рис. 8, а, справа). Рис. 8, б (слева)
демонстрирует ситуацию, когда контраст свойств существует, но недостаточен, чтобы
препятствовать проникновению слэба через границу 650 (670) км — «модель частичного
проникновения». Данной модели соответствует распределение сейсмической активности в зоне субдукции Курильской островной дуги (рис. 8, б, справа). И, наконец, на
рис. 8, в (слева) представлена «модель полного проникновения». Распределение сейсмической активности в зоне субдукции Марианской островной дуги, видимо, связано
с последним сценарием (рис. 8, в, справа).
Физические модели глубокофокусных землетрясений
Почти сразу после открытия глубоких землетрясений объяснение их пошло по ошибочному пути. Предполагалось, что такие землетрясения генерируются в результате
превращения материала погружающегося в мантию блока в некоторую более плотную
фазу. Если бы фазовые переходы в погружающихся на глубину породах происходили
достаточно быстро, т. е. порода «взрывалась бы внутрь» (процесс, называемый имплозией) при возрастании ее плотности, то при этом излучалась бы энергия в виде
сейсмических волн. На сейсмограммах станций в разных районах мира (в различных
азимутах от источника) имплозия записалась бы как начальное движение в P -волне
вниз (к источнику, рис. 9, а).
В действительности первое движение в P -волнах при глубоких землетрясениях, так
же как и при мелкофокусных, в одних районах направлено вниз, а в других — вверх
(рис. 9, б). Движения вверх и движения вниз разделены, как будто бы одна часть Земли
сдвинулась в одном направлении по плоскости скольжения, а другая часть — в противоположном направлении. Подобная картина распределения знаков первых вступлений
в P -волнах наблюдается из сейсмограмм неглубоких толчков. Кроме того, и при глубоких, и при мелких землетрясениях S-волны имеют гораздо бо́льшую интенсивность,
чем P -волны. Это свидетельствует о том, что их источником является не имплозия,
Е. Л. Лыскова
72
а движение типа сдвига. Глубокофокусные землетрясения представляют собой в основном внезапно проявляющиеся движения сколового типа, а отнюдь не увеличение или
уменьшение объема. Этот факт сегодня не вызывает разногласий.
Рис. 9. Распределение знаков первых движений в P -волнах для
различных моделей источника землетрясения: а — для источника типа имплозии; б — для источника типа сдвига по
площадке
Для описания соответствующих механизмов в глубоком сейсмическом очаге выдвигалось много гипотез, которые можно разделить на две большие группы по признаку:
существенна ли для них сдвиговая неустойчивость или нет. Вторую группу рассматривать не будем, поскольку уже доказано, что распределение амплитуд P -волн от глубоких землетрясений имеет аналогичный поверхностным землетрясениям квадрантный
вид. Поэтому подробнее остановимся на группе, где скольжение играет значительную
роль.
Механизм сдвигового плавления. Одна из моделей, предложенная в 60-х годах
Д. Григгсом и Бэйкером из Калифорнийского университета и затем детально разработанная М. Огавой из Токийского университета, предлагает нарастающую деформацию
с перегревом (рис. 10, а) [2,13].
Рис. 10. Физические модели глубокофокусных землетрясений: а — модель сдвигового
плавления; б — модель дегидратации; в — модель влияния фазовых переходов
Предполагается, что если на большой глубине к среде, деформируемой под действием сдвиговых напряжений, приложить положительное возмущение температуры,
E (E
то скорость деформаций, которая связана с температурой экспонентой exp − RT
и R — термодинамические постоянные), возрастет. Другими словами, под действием
Глубокофокусные землетрясения
73
сдвиговых напряжений тепло, образующееся в результате трения, начинает выделяться быстрее, чем оно может отводиться через окружающие породы. Это тепло размягчает и даже частично расплавляет породу, ускоряя процесс деформирования. Такой
механизм обратной связи «деформация ←→ температура» может вызвать взрывообразное увеличение и температуры, и скорости скольжения и привести к землетрясению [13].
До сих пор, однако, нет экспериментальных доказательств, что разрушение в мантии можно полностью объяснить сдвиговым плавлением. Другая трудность такого подхода заключается в том, что гипоцентры глубокофокусных землетрясений находятся в
плитах, которые считают относительно холодными.
Модель дегидратации. В другой модели скольжение в зонах глубоких землетрясений
приписывается влиянию захваченных флюидов. Как показали лабораторные эксперименты, при давлениях, эквивалентных давлениям на небольших глубинах, флюиды,
захваченные в поры породы, могут противодействовать силам сцепления в трещине, и
поэтому разрыв возможен при более низком сдвиговом напряжении. В 1966 г. Ч. Ралей
и М. Патерсон (Австралийский национальный университет) высказали гипотезу о том,
что в зонах глубоких землетрясений поровые флюиды могут создавать тот же эффект
[14]. В результате материал, участвующий в субдукции, может разрушаться при более
низких давлениях. Источником флюидов, по мнению Ралея и Патерсона, может быть
дегидратация минералов типа серпентина, входящего в состав материала погружающейся плиты. Вода, входящая в кристаллическую структуру минералов, выделяется
при их нагреве окружающей мантии до температуры выше 500 ◦С (рис. 10, б ).
Но в любом случае приложение идеи дегидратации к глубоким сейсмическим очагам
приводит к фундаментальным вопросам:
1. Могут ли водосодержащие минералы существовать на глубинах порядка 700 км?
2. Происходит ли там дегидратация?
3. Достаточно ли пористы мантийные породы, чтобы флюиды могли просачиваться
в них?
Влияние фазовых переходов. Наблюдаемые изменения в сейсмической активности
(ее спад на глубине около 400 км и полное прекращение ниже границы 650 (670) км)
имеют, вероятно, связь с глубинами фазовых превращений. П. Бриджмэн в 1945 г. и
позднее С. Керби (Геологическая служба США) предположили такой механизм глубоких землетрясений, в котором фазовые переходы могут приводить к перераспределению напряжений и вызывать землетрясения (рис. 10, в) [15, 16]. Эта модель основана
на предположении, что под действием сдвиговых напряжений может происходить фазовое изменение вещества в слое, параллельном напряжениям. Из-за резкого изменения
кристаллической структуры прочность породы уменьшается и в ней может произойти проскальзывание. Согласно гипотезе Керби [16], такие преждевременные фазовые
изменения вызывают напряжения и в породах погружающегося в процессе субдукции
блока. Эта гипотеза не противоречит тому факту, что глубокие землетрясения возникают в широком интервале глубин ниже 400-километровой границы. Некоторые исследователи (в их числе У. Бассет, Корнеллский университет) [2] установили, что фазовые
превращения в породах погружающегося блока могут происходить на самых разных
глубинах, и это зависит от состава и скорости погружения блока. В то же время гипотеза Керби объясняет исчезновение глубоких землетрясений глубже 650 (670) км — все
известные переходы в мантии происходят до этой глубины.
Е. Л. Лыскова
74
Исследования последних лет все больше свидетельствуют о том, что существует
система с обратной связью «фазовые переходы←→проскальзывание (землетрясение)».
Вероятно, гипотеза Керби ближе всех к истине.
Указатель литературы
1. Turner H. H. On the arrival of earthquake waves at the antipodes, and the measurement of
the focal depth of an earthquake // MNRAS Geophys. Suppl. 1922. Vol. 1. P. 1–13.
2. Фролих К. Глубокие землетрясения // В мире науки. 1989. № 3. С. 24–32.
3. Рихтер Ч. Ф. Элементарная сейсмология. M.: Изд-во Иностранной литературы. 1963.
670 с.
4. Scrase F. J. The reflected waves from deep-focus earthquakes // Proc. Royal Soc. 1931.
Vol. 132. Ser. A. P. 213–235.
5. Stechschulte V. C. The Japanese earthquakes of March 29, 1928, and the problem of focus //
Bull. Seismol. Soc. Amer. 1932. Vol. 22. P. 81–137.
6. Апродов В. А. Зоны землетрясений. М.: Мысль, 2000. 461 c.
7. Айзекс Б., Оливер Дж., Сайкс Л. Сейсмология и новая глобальная тектоника // Новая
глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. 471 с.
8. McCarthy G. R. Three forgotten earthquakes // Bull. Seismol. Soc. Amer. 1963. Vol. 53. N 3.
P. 687–692.
9. Lyskova E. L., Sannikov K. Yu. Focal Mechanisms and Spectral Parameters of Deep Earthquakes in Different Subduction Zones // Proceedings of the 5th International Conference «Problems
of Geocosmos». 2004. P. 230–235.
10. Incorporated Research Institutions for Seismology. Data: http://www.iris.edu.
11. Аплонов С. В. Геодинамика. СПб.: Изд-во С.-Петерб. ун-та, 2001. 345 с.
12. Kincaid C., Olson P. An experimental study of subduction and slab migration // J. Geophys.
Res. 1987. Vol. 92. P. 13 832–13 840.
13. Griggs D. T., Baker D. W. The origin of deep-focus earthquakes // In Properties of Matter
under Unusual Conditions (Eds. H. Mark and S. Fernbach). Wiley Interscience. New York, 1969.
P. 23–42.
14. Raleigh C. B., Patterson M. S. Experimental deformation of serpentinite and its tectonic
implications // J. Geophys. Res. 1965. Vol. 70. P. 3965–3985.
15. Bridgman P. Volume change in the plastic stages of simple compression // J. Appl. Phys.
1949. Vol. 20. P. 1241–1251.
16. Kirby S. H., Durham W. B., Stein L. A. Mantle phase changes and deep earthquake faulting
in subducting litosphere // Science. 1991. Vol. 252. P. 216–225.