Тектоника очаговых зон сильных землетрясений Северной Евразии конца ХХ столетия

Е. А. Рогожин

Институт физики Земли РАН

Содержание

Аннотация

Введение

В отечественной сейсмотектонике сложились противоречивые представления о приуроченности сейсмических очагов к определенным геологическим структурам. И. Е. Губин в 1960 г., Н. В. Шебалин [1997] связывали сейсмические проявления с плоскостями крупных разломов. В. И. Кейлис-Борок с соавторами (1973) пришли к выводу, что эпицентры крупных землетрясений "садятся" в дизъюнктивные узлы разных рангов. Г. П. Горшков (1984) активно настаивал на объемной природе очага землетрясения, который может быть связан с самыми различными структурами при условии накопления в них напряжений.

Представления о сравнительно простом устройстве сейсмических очагов типичны для американской сейсмотектонической школы в связи с тем, что большинство хорошо изученных в США землетрясений приурочено к зоне разлома Сан-Андреас, где сейсморазрывы сильнейших сейсмических событий по большей части имеют сдвиговый характер и неосложненную дополнительными разрывами линейную форму [The San Andreas..., 1990]. Хотя для некоторых землетрясений и в Западной Калифорнии [Jonson and Fleming, 1993; Wald et al., 1994], и, особенно, в Нью-Мадридской сейсмогенной зоне [Harrrison and Schultz, 1994] имеются свидетельства объемного строения очагов. Сложные по структуре очаги, приуроченные к узлам сочленения разломов разных ориентировок, проявившихся на поверхности в конфигурации сейсморазрывов, описаны для Эль-Аснамского землетрясения 1980 г. в Алжире [Meghraoui et al., 1988], для ряда сильнейших землетрясений прошлого в Монголии [Baljinnyam et al., 1993]. Сложный объемный очаг Западно-Македонского землетрясения (13 мая 1995 г.) недавно был изучен в Греции [Chadzipetros et al., 1998].

В последние 15 лет, в связи с использованием более совершенной записывающей аппаратуры, новых методик математической обработки данных, сейсмологические наблюдения стали более детальными и надежными, чем ранее. После сильных землетрясений, кроме сейсмологических, стали проводиться различные другие геофизические исследования, в том числе геодезические работы и аэрофотосъемка. Все эти источники информации позволяют комплексно, своевременно и детально изучить проявления сейсмического процесса, установить параметры и конфигурацию очага, особенности сейсмического режима. С другой стороны, сильно повысилась геолого-геофизическая изученность глубинных и приповерхностных горизонтов земной коры. Закончена детальная геологическая съемка многих сейсмоопасных областей. Систематически стало проводиться геологическое обследование плейстосейстовых зон сильных землетрясений, включающее детальное картирование остаточных деформаций грунта и установление поверхностных и глубинных сейсмогенных геологических структур [Рогожин, 1993].

В тот же период времени практически во всех сейсмоактивных зонах Северной Евразии (на Большом и Малом Кавказе, в Западной Туркмении, в Кызылкумах, в Тянь-Шане, на Алтае, на Сахалине и на Курило-Камчатской островной дуге) произошли сильные и сильнейшие землетрясения (рис. 1; табл. 1). Некоторые из них превзошли значение максимальной магнитуды ожидаемых сейсмических событий.

В последние десятилетия во всем мире большую популярность приобрели палеосейсмогеологические исследования [Chadzipetros et al., 1998; Deng et al., 1996; Ge et al., 1996; Meghraoui et al., 1988; The San Andreas..., 1990]. Начиная с 1980-х годов, в Советском Союзе, а с 1991 г. - в России, рядом исследователей и в том числе автором статьи осуществляется программа изучения в траншеях сейсмодислокаций в эпицентральных областях происходивших на этой территории сильнейших и сильных землетрясений. Так, были проведены палеосейсмологические исследования, включающие проходку траншей вкрест простирания сейсморазрывов и трещин, Кумдагского (1983), Бурунского (1984) землетрясений в Западной Туркмении, Газлийских землетрясений (1976 и 1984) в Западном Узбекистане, Спитакской сейсмической катастрофы (1988) в Армении, Нефтегорского землетрясения (1995) на Сахалине. Все эти землетрясения возникли в разных тектонических обстановках, а породившие их структуры, как выяснилось, имеют разную сейсмическую историю в голоцене [Рогожин, 1998].

Применение методик комплексного геолого-геофизического и сейсмологического изучения очаговых зон позволяет по-новому представить строение геологической структуры, которая является очагом сильного землетрясения, а также описать развитие в ней сейсмического процесса.

1. Методика исследований

Из огромного объема материалов, аккумулирующихся в настоящее время в процессе изучения каждого сильного землетрясения, наиболее важными для понимания геологической структуры и тектонической позиции очага являются следующие: результаты крупномасштабной геологической съемки системы сейсмодислокаций, в случае наличия сейсмотектонических нарушений - детальные данные о приповерхностном строении сейсмогенных разрывов в траншеях, а в случае вторичного, сейсмогравитационного их характера - материалы геодезических исследований реакции поверхности на подвижку в недрах.

Строение очага на глубине выявляется на основании положения облака афтершоков. При этом ранее было показано, что положение гипоцентров повторных толчков, зарегистрированных в первый месяц после главного толчка, фактически отражают форму очага землетрясения в недрах земли [Шебалин, 1997]. Для этой работы автором отбирались наиболее надежные сведения о гипоцентрии афтершоков, собранные сейсмологами при работе в ближней зоне землетрясений, особенно с использованием телеметрической сети или с помощью региональной сети, но обработанные методом групповой гипоцентрии, значительно повышающим их представительность. Необходимы также сведения о механизмах очагов главных и повторных толчков.

Автор для каждого землетрясения по возможности старался собрать все или большинство из этих данных и комплексно увязать их с материалами о геолого-геофизическом строении очаговой зоны для получения пространственной и как можно менее противоречивой картины строения очага - его тектонической модели. В 1993 г. материалы изучения очаговых областей ряда землетрясений уже были опубликованы [Рогожин, 1993], поэтому конкретные описания в настоящей работе приводятся лишь для тех событий, которые были изучены с этого момента или для которых получены какие-то новые данные.

2. Геологическое строение очагов сильных землетрясений в складчатых системах Альпийского Средиземноморского пояса

Сложная гетерогенная структура Средиземноморского подвижного пояса при самом общем, грубом подразделении может считаться состоящей из трех основных типов крупных структур первого порядка: 1) складчатых и складчато-покровных поднятий; 2) приподнятых массивов доальпийского основания; 3) передовых, межгорных прогибов и наложенных впадин. Изученные сильные землетрясения занимают вполне определенную структурную позицию: их эпицентры тяготеют преимущественно к зонам сочленения перечисленных тектонических элементов. Так, очаги Спитакского (1988) и Рачинского (1991) землетрясений расположены в пограничных областях складчатой системы (Малого и Большого Кавказа, соответственно) и срединного массива (Мисхано-Зангезурского и Дзирульского, соответственно). В этих случаях сейсмогенерирующая среда характеризуется повышенной жесткостью в связи с близким положением кристаллического фундамента, расколотого системами ортогональных и диагональных разломов. Кумдагское (1983), Бурунское (1984) и Каспийское (1986) сейсмические события возникли на контакте подвижной складчатой системы и молодой платформы, в передовом прогибе. Мощные толщи кайнозойских рыхлых отложений при сокращенной мощности коры обусловливают повышенную мягкость, податливость среды. В таких условиях сильные приповерхностные землетрясения могут происходить лишь при большой скорости тектонических движений и быстром накоплении напряжений.

Спитакское землетрясение в Армении

Спитакское землетрясение 7 декабря 1988 г. (М_s=6,8; I_о=9) произошло на Малом Кавказе в пределах Севанского синклинория Севано-Акеринской структурно-формационной зоны. Оно сопровождалось формированием системы поверхностных сейсмодислокаций - сейсмогенных разрывов (рис. 2, 3) общей длиной около 35 км (рис. 4). Все поле этих разрывов распадается на три отрезка протяженностью 8-9 км каждый, разделенных участками развития мощных рыхлых четвертичных отложений, где первичные дислокации не проявились. По данным детального картирования (рис. 5) и исследований в траншеях (рис. 6) поверхностные сейсмодислокации представляют собой в основном правые взбросо-сдвиги (реже сдвиги) диагонального (северо-западного) и восточно-западного простирания с взброшенными северо-восточными (или северными) крыльями. Максимальная амплитуда взбросовой вертикальной подвижки была около 2 м (в одном месте). Горизонтальное правосдвиговое смещение достигало 1,5-1,8 м [Рогожин, 1993]. Встречены также меридиональные левые сдвиги. Широким распространением пользовались системы тонких извилистых субпараллельных трещин отседания грунта от встряски, а также сейсмогравитационные оползни.

По-видимому, очаг Спитакского землетрясения был образован сочленением по крайней мере двух крупнейших разломных зон - широтной Севано-Памбакской и диагональной Алаварской. Он распространился на глубину до 14 км и вышел на поверхность, о чем совершенно определенно говорят материалы изучения сейсмодислокаций, афтершоковой деятельности (оба эти структурные направления - диагональное и восточно-западное - выражены в конфигурации поля эпицентров афтершоков, образующего в плане пологую дугу, выпуклую к северо-востоку) и механизма очага главного толчка [Арефьев и др., 1991].

Четыре траншеи были пройдены вкрест простирания разрыва, две показаны на рис. 6. В одной из них (Б) были обнаружены два горизонта погребенных палеопочв с абсолютным возрастом, определенным радиоуглеродным методом 25,000 2000 и 18,000 1000 лет, а также резкое изменение мощности современных почв (возраст 5500 500 лет) в крыльях современного сейсморазрыва [Рогожин, 1998]. Таким образом, были реконструированы три древних сейсмических события, происшедшие около 24,000-25,000, 16,000-17,000 и 6000 лет назад с периодом повторяемости от 6000 до 10,000 лет.

Рачинское землетрясение в Грузии

Рачинское землетрясение 29 апреля 1991 г. захватило южный склон Большого Кавказа в районах Рачи (провинции Грузии в верхней и средней частях бассейна р. Риони) и Южной Осетии. Магнитуда главного толчка составила 7,0-7,2 [Захарова и др., 1993], глубина центра очага - 6-14 км. Таким образом магнитуда данного события оказалась самой высокой в документированной сейсмической истории Кавказа. При этом отмечена аномально низкая интенсивность воздействия в эпицентральной области (балльность, Iо=7-8).

Плейстосейстовая область Рачинского землетрясения ограничена: на востоке Цхинвали-Казбекским глубинным разломом, на юге - границей Окрибо-Сачхерской зоны и Дзирульского массива, на западе - поперечным Рионо-Казбекским разломом [Рогожин, Богачкин, 1993], отделяющим область Сванетско-Сорского антиклинория от восточной периклинали Гагро-Джавской зоны, на севере - Орхибско-Уцерским взбросо-надвигом, служащим здесь южной границей Флишевого синклинория (рис. 7, 8).

При землетрясении и через некоторое время после главного толчка в плейстосейстовой зоне появилось большое число поверхностных деформаций. Все они носили вторичный характер и имели сейсмогравитационное и (отчасти) вибрационное происхождение (рис. 9). Первичные, сейсмотектонические дислокации, которые прямо отражали бы подвижку в очаге землетрясения, нигде не возникли.

Сейсмогравитационные дислокации (следствия катастрофического ускорения склоновых процессов) разделялись на несколько типов (рис. 10, 11, 12, 13): горные обвалы и срывы осыпей, отседание склонов (эмбриональные срывы, каменные и грязе-каменные лавины (рис. 10, 11), глинистые оползни, и блоковые (структурные) оползни (рис. 12, 14, 15) [Рогожин, Богачкин, 1993].

Значительно реже наблюдались сейсмогенные трещины на поверхности, не связанные с гравитационными явлениями (рис. 15). Такие деформации на гребне хребта Хихата (южная ветвь Рачинского хребта) представляют систему близпараллельных, иногда эшелонированных, трещин растяжения запад-северо-западной ориентировки, общей протяженностью 1,5 км [Белоусов, Чичагов, 1993]. Эти дислокации имеют, очевидно, вибрационное происхождение.

Дешифрирование космо- и аэрофотоснимков, сделанных до и после землетрясения, и полевые маршруты позволили закартировать все многочисленные дислокации на площади эпицентральной зоны размером около 70 км на 30 км. Указанные дислокации распределены на исследованной территории неравномерно (рис. 16). Статистическая обработка данных об их распределении на площади, а также интерполяция результатов этой обработки в виде изолиний выявили закономерный характер этого распределения (рис. 17).

Участки повышенного скопления остаточных нарушений в пределах поля сейсмодислокаций в целом, можно объединить в две отдельные зоны - северную, обрамляющую очаговую область с севера, и южную, которая в виде пологой дуги охватывает очаг с юга. Сопоставление характера распределения вторичных поверхностных деформаций и поля эпицентров афтершоков (рис. 18) показало, что для центральной части очаговой области обнаруживается удивительная корреляция геологических и сейсмологических проявлений [Арефьев и др., 1993; Рогожин, Богачкин, 1993]: поля сгущения остаточных нарушений на поверхности обрисовывают очаг землетрясения, располагающийся на глубине.

Отсутствие первичных тектонических сейсмодислокаций Рачинского землетрясения при высокой магнитуде и малой глубине очага, а также большие поперечные размеры поля афтершоков и широкое распространение вторичных, сейсмогравитационных нарушений, - все это объясняется пологим наклоном (к северу) основной плоскости сместителя в очаге на глубине 5-10 км, что хорошо согласуется с сейсмическими и другими геофизическими данными о глубине фундамента в районе землетрясения, а также с определениями фокальных глубин афтершоков Рачинского землетрясения (рис. 19) [Арефьев и др., 1993].

Расчет фокального механизма в очаге главного толчка [Балакина, 1993; Захарова и др., 1993] соответствует предлагаемой модели: действующая плоскость согласно этим данным имеет кавказское запад-северо-западное простирание и полого погружается в северо-северо-восточном направлении (под углом 32^o). Таким образом, подвижка в очаге выглядит как практически чистый надвиг северного крыла.

Кумдагское землетрясение в Западной Туркмении

Кумдагское землетрясение 14 марта 1983 г. (М_s=5,7; I_о=8) возникло на границе Туранской плиты и Копетдагско-Кавказской подвижной складчатой области и было приурочено к Челекен-Кумдагской зоне глубинных разломов (рис. 20). Землетрясение породило систему сейсмодислокаций - правых сдвигов (рис. 21). Выделялись главный (длиной около 20 км) и несколько оперяющих разрывов (рис. 22). Главный сейсмогенный разрыв имел запад-северо-западное простирание, согласное с ориентировкой Челекен-Кумдагского разлома. Максимальная величина правосдвиговых смещений в момент обследования составляла около 30 см и уменьшалась к краям системы сейсмогенных разрывов до нуля. Однако непосредственно после землетрясения она была меньше 15-20 см, что, очевидно, связано с продолжением подвижек по разрывам в течение долгого времени после главного события в результате крипа и афтершоковой активности [Шебалин, 1997].

Разлом в прошлом демонстрировал явную геологическую активность. В результате криповых движений со скоростью несколько миллиметров в год на протяжении нескольких лет до землетрясения не раз отмечалось возникновение мелких трещин в стенах некоторых зданий в поселке Кум-Даг, находящихся на его трассе (по сообщениям местных жителей). После сейсмического толчка 1983 г. все эти здания были буквально разорваны сейсмогенным разрывом.

Результаты картирования системы разрывов и имеющиеся сведения об афтершоковой деятельности [Рогожин, 1993; Шебалин, 1997] позволяют представить очаг этого события как единую, практически вертикальную плоскость, приуроченную к зоне Челекен-Кумдагского разлома, вышедшую на поверхность и распространившуюся на глубину до 25 км. В приповерхностной структуре куполообразных антиклиналей Кум-Даг и Кобек сейсмогенный разрыв совпадает с зоной нарушений этого разлома, хотя и сечет под острым углом кулисообразные ряды конкретных разрывов (рис. 23, 24), ее обрамляющих. В прошлом в этой зоне происходили вертикальные сбросовые и горизонтальные правосдвиговые смещения. Первые за средне-позднечетвертичное время имели суммарную амплитуду около 300 м, а вторые - около 1 км.

В траншее глубиной до 3 м (рис. 25), заданной вкрест сейсморазрыва Кумдагского землетрясения, вскрыты глины и пески новокаспийского, верхнехвалынского и нижнехвалынского горизонтов с абсолютным возрастом, определенным радиоуглеродным методом для всей территории Западной Туркмении (сверху вниз) 3200-6400, 11,300-13,700 и 25,300-27,600 лет [Варущенко и др., 1987], нарушенных сбросами и близвертикальными разрывами без вертикального смещения (сдвигами). Удается реконструировать, по крайней мере, три очень сильные доисторические землетрясения, породившие эти разрывы. Средний период повторяемости землетрясений в этих сейсмических очагах составляет 8000-14,000 лет [Рогожин, 1998].

3. Геологическое строение очаговых зон сильных землетрясений в эпиплатформенных орогенах Тянь-Шаня и Алтая

В пределах эпипалеозойских горно-складчатых областей Тянь-Шаня и Алтая широко развиты крупные межгорные впадины (Иссыккульская, Сусамырская, Ферганская, Зайсанская, Курайская, Чуйская и др.), а к западу от Тянь-Шаня располагается в разной степени активизированная в разных зонах молодая Туранская платформа. Эти структуры не менее сейсмоопасны, чем горно-складчатые сооружения [Рогожин, 1993]. Межгорные впадины и молодая платформа имеют двухъярусное строение. Фундамент сложен древними формациями складчатых систем или разделяющих их срединных и краевых массивов. Альпийский чехол формируют тонкообломочные и карбонатные осадки умеренной мощности (на платформе) или мощные толщи новейших моласс (в межгорных впадинах). Для обоих этих типов структур характерно развитие специфических складчатых и разрывных деформаций в чехле и на поверхности. Обычно они являются отражением дислокаций в фундаменте, однако в результате явлений срыва чехла или диапировых процессов в осадочном чехле могут образовываться собственные дислокации, искажающие эту взаимосвязь. Поэтому часто трудно выяснить, с какими структурами связано возникновение очагов сильных землетрясений, которые имели здесь место в последние годы. В то же время знание закономерностей строения верхних горизонтов сейсмоактивного слоя Южного Тянь-Шаня и Алтая позволяет все же связать очаги с конкретными структурами, скрытыми мощными толщами чехла. В данном разделе приводятся данные о Газлийских, Сусамырском и Зайсанском землетрясениях.

Газлийские землетрясения в Западном Узбекистане

Детальные геофизические исследования этого района, проведенные под руководством Б. Б. Таль-Вирского и Е. М. Бутовской, показали сложное строение седловины. Здесь имеется ряд локальных разломов тяншаньского, запад-северо-западного (Газлийский, Каракырский, Шоркудукские, Ашикудукский) и "антитяньшаньского", северо-восточного (Тузкойский, Ромитанский, Поперечный Каракырский) простираний, образующих сложнейший структурный узел (рис. 27) [Газлийские землетрясения..., 1986]. В поверхности фундамента, располагающейся на глубине 1100-1500 м, эти разломы ограничивают ряд локальных структур - Шоркудукский и Прикаракырский грабены, Каракырский выступ, склоны Тузкойского и Ромитанского прогибов.

Три сильных Газлийских землетрясения, происшедших на Туранской плите одно вслед за другим весной 1976 г. и весной 1984 г., не оставили на поверхности первичных сейсмодислокаций - протяженных сейсморазрывов. Только многочисленные вибрационные трещины, грифоны, структуры разжижения грунта были широко представлены на поверхности плейстосейстовой зоны (рис. 28). Все же в стенках траншеи, пройденной вкрест простирания одной из трещин была найдена древняя сейсмогенная нептуническая дайка, возникшая еще до образования современной почвы (рис. 29), т. е. примерно 10,000-12,000 лет назад [Рогожин, 1998].

Поскольку все поверхностные сейсмодислокации носили вторичный характер, представления о строении очаговой зоны можно составить лишь на основании сопоставления глубинной структуры фундамента и данных об афтершоковой деятельности (рис. 30) [Газлийские землетрясения..., 1986]. Облака гипоцентров повторных толчков всех трех событий тяготели к разным локальным структурам фундамента (рис. 30а-в). Афтершоки землетрясения 8 апреля 1976 г. (М_s=7,0; I_o=8-9) группировались в пределах Шоркудукского грабена Газлийской седловины (рис. 30а), афтершоки толчка 17 мая 1976 г. (М_s=7,3; I_о=9) сконцентрировались в Прикаракырском грабене и под Каракырским выступом (рис. 30б), а повторные толчки 1984 г. были сосредоточены на границе Газлийского поперечного поднятия и сопредельного Тузкойского прогиба (рис. 30в). При этом афтершоковые последовательности каждого нового из серии Газлийских землетрясений распространялись все более к западу по сравнению с предыдущим сейсмическим толчком. Очаги охватили кору до больших глубин (более 20 км) и с трех сторон оконтурили грани крупного сейсмогенного блока коры, выраженного на поверхности фундамента треугольным в плане Каракырским выступом. Поскольку все три события представляли собой единый высокомагнитудный рой [Шебалин, 1997], этот блок можно отождествлять с очаговой зоной Газлийских землетрясений.

Сусамырское землетрясение в Киргизии

19 августа 1992 г. на Северном Тянь-Шане произошло сильное землетрясение (рис. 31), инструментальный эпицентр которого находился в Сусамырской впадине, магнитуда главного толчка составила 7,4, глубина очага - 23 км, интенсивность сотрясений - 9 баллов [Богачкин и др., 1997]. На поверхности возникли сейсмогенные разломы и многочисленные вторичные, гравитационные сейсмодислокации (рис. 32, 33).

Сейсмодислокации землетрясения четко увязываются с известными системами разломов (рис. 33, 34). Два разобщенных линейных участка первичных сейсморазрывов взбросо-сдвиговой морфологии приурочены к узлам сочленения широтных разломов с диагональными (северо-западного простирания). Восточный участок маркирует 5-километровый сегмент Арамсуйского надвига вблизи его сочленения с Восточно-Арамсуйским разломом, а западный - 10-километровый сегмент Ангылдакского разлома вблизи его сочленения с Ичкелетау-Сусамырским разломом. Соединяющая эти два участка линейная зона близширотно ориентированных зияющих трещин отрыва и отседания склонов приурочена к северному крылу Арамсуйского надвига, а западное окончание поля сейсмодислокаций, где также развиты вторичные сейсмогравитационные трещины, тяготеет к Ангылдакскому и Отмек-Чарийскому разломам запад-северо-западной ориентировки. Распространение сейсмогравитационных трещин вдоль зон диагональных Восточно-Арамсуйского и Ичкелетау-Сусамырского разломов к югу от основного поля остаточных нарушений, а также наличие здесь сейсмогенных оползней и явлений выброса камней свидетельствуют об участии и этих тектонических линий в сейсмогенерирующих движениях при главном толчке.

По данным сейсмологического изучения очаговой зоны интервал глубин гипоцентров афтершоков хорошо согласуется с глубиной главного толчка. Повторные толчки в западной ветви облака распространяются до больших глубин (20-25 км) и заполняют зону Ичкелетау-Сусамырского разлома сравнительно равномерно. В восточной части облака отмечается постепенное увеличение глубин гипоцентров с севера на юг - от зоны выхода очага на поверхность под Арамсуйский горный массив. Сильное увеличение глубин гипоцентров отмечается в этой части облака повторных толчков и в западном направлении - в зоне Ичкелетау-Сусамырского разлома. Если учесть, что севернее субширотно ориентированной зоны выхода очага на поверхность афтершоки практически отсутствуют, то можно с уверенностью говорить о значимом падении к югу плоскости разрыва при главном толчке. Об этом же свидетельствует и интерпретация фокального механизма [Богачкин и др., 1997].

В целом же очаг Сусамырского землетрясения разместился в дизъюнктивном узле пересечения разломов близширотной тяньшанской (Арамсуйский взбросо-сдвиг) и северо-западной таласо-ферганской (Ичкелетау-Сусамырский сдвиг) ориентировок.

Исследования последних лет, проведенные О. К. Чедией с соавторами, [Chedia, et al., 2000] показали, что и ранее в этом очаге уже возникали сильнейшие землетрясения, имевшие место согласно радиоуглеродным определениям абсолютного возраста примерно 3500, 2750 и 1530 лет тому назад.

Зайсанское землетрясение в Восточном Казахстане

Это сейсмическое событие произошло 14 июня 1990 г. Оно имело магнитуду 6,8 и было сильнейшим на территории Алтая и всего Восточного Казахстана за историческое время. Большая глубина гипоцентра главного толчка (35-40 км) является причиной сравнительно скромного макросейсмического воздействия на поверхности. Землетрясение с наибольшей интенсивностью (8 баллов MSK-64) проявилось в восточной части Зайсанской впадины, к востоку от оз. Зайсан. Эта впадина разделяет горные массивы Рудного Алтая, располагающегося к северу, и Чингиза-Тарбагатая, лежащего южнее нее (рис. 35).

Сейсмодислокации Зайсанского землетрясения охватили территорию овальной формы площадью 7030 км. Все деформации поверхности носили, по-видимому, вторичный - вибрационный или сейсмогравитационнный - характер (рис. 36, 37). Возможно, лишь линейная субширотно вытянутая система трещин общей протяженностью более 20 км, прослеженная с перерывами от восточного берега оз. Зайсан в район села Ак-Арал и далее до автодороги г. Зайсан - пос. Буран (рис. 35-точка 3, рис. 38, 39), может косвенно отражать на поверхности проекцию верхней кромки сейсмического очага. Поскольку на некоторых участках отдельные трещины этой системы подставляют друг друга кулисообразно, можно предположить наличие малоамплитудного правосдвигового смещения по ней в период землетрясения, что в какой-то мере согласуется с характером подвижки в очаге, следующей из расчетного фокального механизма главного толчка. Согласно этим данным, подвижка в очаге землетрясения представляла правый сдвиг по крутопадающей к северу плоскости запад-северо-западного простирания с небольшой взбросовой составляющей северного крыла [Нурмагамбетов и др., 1996; Рогожин, Леонтьев, 1992].

В районе протяженной системы трещин и несколько южнее ее (точка 4 на рис. 35) отмечаются признаки максимальных сотрясений и максимального макросейсмического эффекта на поверхности. Массовое растрескивание поверхности (рис. 40) задокументировано на террасе р. Жарлы.

В целом овальная зона эпицентров афтершоков [Нурмагамбетов и др., 1996] хорошо коррелируется по местоположению с основным полем сейсмодислокаций, но располагается севернее зоны максимальных восьмибалльных сотрясений поверхности и вышеописанной линейной 20-километровой системы сейсмогенных трещин. Еще севернее, на северном борту Зайсанской впадины, располагался инструментальный эпицентр главного толчка. Для объяснения этой несогласованности основных проявлений очага землетрясения проанализированы особенности его сейсмотектонической позиции и установлено, что очаг Зайсанского землетрясения был приурочен к известному Боко-Кокпектинскому, или Уленгуро-Зайсанскому, разлому, который является границей между блоками с разным составом древнего фундамента. Сам очаг располагался в самих низах земной коры. Постепенное листрическое выполаживание сейсмогенерирующего разлома с глубиной к северу удовлетворительно объясняет более северное по отношению к линейной системе сейсмогенных трещин положение поля эпицентров афтершоков с учетом большой глубины их гипоцентров и еще более северное положение эпицентра главного толчка (рис. 35б).

Поскольку в области развития вибрационных трещин иногда наблюдаются слабые следы трещин более ранней генерации, можно предположить, что в том же сейсмическом очаге и ранее возникали сильные землетрясения. Однако датировать их в 1990 г. так и не удалось.

Тем не менее, сведения о повторяемости сильных сейсмических толчков на Алтае все же имеются. В 1996 и 1998 гг. четырьмя траншеями были вскрыты видимые эскарпы и подошвы тел древних обвалов, которые рассматривались в качестве проблематичных сейсмодислокаций доисторических землетрясений на Горном Алтае (в долине р. Чуи, в Курайской и Чуйской впадинах). Этот регион кажется относительно спокойным в сейсмическом отношении на основании инструментальных сейсмологических наблюдений. Однако в ходе изучения этих структур было доказано, что, по крайней мере, пять сильных сейсмических событий (с магнитудой не менее 7,5) имели здесь место в течение голоцена (10,000 лет). Согласно радиоуглеродным определениям возраста, можно заключить, что эти толчки произошли здесь примерно 230, 1000, 2400-2800, 4100-4500 и около 8000 лет назад, имели магнитуду порядка 7-8 и интенсивность примерно 9-10 баллов. Период повторяемости этих древних сейсмических событий составил от 1000 до 3000 лет [Рогожин и др., 1998].

4. Сильные землетрясения на восточной активной окраине Северной Евразии

Серьезная сейсмическая активизация наблюдалась в 1994-1999 гг. на восточной окраине Азиатского континента. Целый ряд катастрофических землетрясений произошел на Японских островах, на о. Тайвань и на восточной окраине нашей страны. Два сильнейших коровых землетрясения возникли на континентальном склоне Курило-Камчатской островной дуги в верхней части зоны Заварицкого-Беньофа: Шикотанское в 1994 г. на Южных Курилах и Кроноцкое в 1997 г. на Восточной Камчатке. Кроме того, в 1995 г. катастрофическое землетрясение возникло на севере о. Сахалин. Таким образом, все три зарегистрированных на востоке России события были приурочены к островодужным структурам северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса.

Шикотанское землетрясение на Южных Курилах

Катастрофическое Шикотанское землетрясение 4 октября 1994 г. имело магнитуду M_s=8,1 и глубину гипоцентра около 65 км. Землетрясение сопровождалось вторичными, сейсмогравитационными нарушениями поверхности на островах Итуруп, Шикотан (рис. 41) и Кунашир, волной цунами и многочисленными афтершоками. Два самых сильных из них зарегистрированы 4 октября, через 2 часа после основного толчка с M_s=6,7 на глубине 33 км, и 9 октября с M_s=7,6 на глубине 52 км.

Очаг главного толчка был приурочен к верхней части сейсмофокальной зоны Заварицкого-Беньофа и располагался в верхней части приостровного склона к юго-востоку от островов Южнокурильской группы под крупной антиклинальной складкой, выраженной на поверхности дна в виде выходов пород плиоцена среди четвертичных осадков или обнажений акустического фундамента (рис. 42) [Шикотанское землетрясение..., 1995].

Выбор действующей в очаге плоскости на основании решения фокального механизма оказался довольно простым и ясным [Zakharova et al., 1997]. Из двух нодальных поверхностей выбрана та, что круто погружается в сторону океана и простирается в северо-восточном направлении параллельно островной дуге, оси желоба и главным линейным структурам на приостровном склоне. Подвижка, связанная с этой плоскостью, представляет крутой правосторонний взбросо-сдвиг, у которого взброшено крыло, обращенное к желобу. Поскольку протяженность очага с такой магнитудой составляет порядка 200 км при ширине 80 км [Ризниченко, 1976], то очаг оказывается параллелен упомянутой выше антиклинали, выраженной в рельефе дна, практически на всем ее протяжении, подстилает ее на глубинах примерно от 10 до 90 км, пересекая таким образом всю сейсмофокальную зону, нижнюю часть коры и всю подкоровую литосферу и внедряясь нижним окончанием в верхний астеноcферный слой (рис. 43, 44).

Альтернативная нодальная плоскость ориентирована почти поперек островной дуги. Это не позволяет принять ее в качестве рабочей поверхности в очаге Шикотанского землетрясения. Есть также и независимые сейсмологические и геологические данные в пользу такого выбора главной действующей плоскости. Так, облако эпицентров повторных толчков имеет овальную форму; длинная ось этого овала вытянута параллельно простиранию островной дуги (рис. 44). Распределение гипоцентров афтершоков в первые 26 часов после главного толчка обрисовало положение очаговой плоскости в недрах с крутым падением в сторону глубоководного желоба [Рогожин, Захарова, 1998; Katsumata et al., 1995].

Кроме того, полевые исследования на о. Шикотан позволили установить его опускание в виде единого целого блока на 0,5-0,6 м, последовавшее после главного толчка [Шикотанское землетрясение..., 1995]. Эта необратимая деформация поверхности свидетельствует об относительном опускании северо-западного крыла действующего разрыва в очаге и относительном воздымании юго-восточного [Katsumata et al., 1995]. Материалы геодезических наблюдений, проведенных японскими исследователями на о. Хоккайдо, свидетельствуют о значимом северо-восточном смещении восточной части острова. Эти вертикальные и горизонтальные движения земной поверхности хорошо соответствуют характеру подвижки в очаге по первой из описанных, круто падающей плоскости.

Таким образом, Шикотанский сейсмический очаг имел природу внутриплитного, секущего относительно зоны Беньоффа cейсмического события по классификации японских сейсмологов [Katsumata et al., 1995].

Нефтегорское землетрясение на северном Сахалине

27 мая 1995 г. на севере острова Сахалин произошло сильнейшее за всю историю наблюдений в данном районе коровое землетрясение с M_s=7,6 [Zakharova et al., 1998], оно стало и самым сильным на территории Евразии в 1995 г. Главный толчок сопровождался многочисленными афтершоками [Нефтегоское землетрясение..., 1996]. Эпицентр главного толчка находился вблизи поселка Нефтегорск, который и принял на себя основную тяжесть последствий катастрофы (рис. 45а-б). Землетрясение ощущалось в эпицентральной области с интенсивностью 8-9 баллов (MSK).

Очаг землетрясения вышел на дневную поверхность в виде системы сейсморазрывов общей протяженностью около 40 км (рис. 46, 47). Смещение крыльев представляло правосторонний сдвиг, на отдельных участках имеющий взбросовую составляющую (рис. 48). Максимальная амплитуда правого сдвига отмечалась в центральной части протяженной системы сейсморазрывов и составляла около 8 м, максимальная амплитуда взброса достигала 2 м [Нефтегорское землетрясение..., 1995]. Взброшенным было в основном западное крыло сейсморазрыва. Во многих местах отмечены зеркала скольжения, даже в рыхлых отложениях, свидетельствующие о взбросо-сдвиговом характере сейсмогенной подвижки (рис. 49). В результате интенсивных подвижек на некоторых участках сейсморазрыва наблюдалось разжижение кварцевых песков и их разлив на поверхности во время главного толчка (рис. 50а-б). Амплитуда сдвиговых смещений определялась по смещению форм рельефа и особенно четко по деформациям старых следов колес (рис. 51) и автомобильных дорог.

Система первичных сейсмодислокаций состояла из магистрального сейсморазрыва протяженностью 35 км, простирающегося в юго-юго-запад - север-северо-восточном направлении, и нескольких оперяющих разрывов, осложняющих его в районе северного дистального окончания (рис. 53, 54). Ориентировка оперяющих разрывов, также имеющих правосдвиговую кинематику, была как северо-восточная, так и северо-северо-западная (рис. 55).

Кроме первичных, широкое развитие получили вторичные - вибрационные сейсмодислокации. Так, отмечались многочисленные участки разжижения приповерхностных песков и излияния их во время главного толчка на поверхность по трещинам и зоне магистрального сейсморазрыва (рис. 50). Наблюдались также грифоны и цепочки жерл мелких грязевых вулканов. Следы древних разжижений грунта обнаружены также вблизи поверхности земли в траншеях (рис. 52).

Магистральный сейсморазрыв возник в зоне хорошо и давно известного Верхне-Пильтунского геологического разлома (рис. 53, 54), по морфологии представляющего правосторонний сдвиго-взброс, по данным структурного бурения и сейсморазведки круто (под углом порядка 60-70^o) погружающегося к запад-северо-западу. Разлом в прошлом демонстрировал явную геологическую активность. В результате криповых движений со скоростью несколько сантиметров в год не раз отмечалось заклинивание бурового инструмента и даже обрыв буровой колонны на разведочных и структурных скважинах. Зона разлома отчетливо дешифрируется на средне- и крупномасштабных космофотоснимках. Разлом сопровождается серией активных брахиморфных антиклиналей, выраженных в рыхлых песчано-глинистых породах миоцена, оси которых срезаны и смещены по поверхности Верхне-Пильтунского разлома (рис. 54).

Вертикальные смещения во время Нефтегорского землетрясения в зоне сейсморазрыва были характерны только для тех участков, где развиты эти брахиантиклинали. На междускладчатых отрезках сейсмодислокация имела вид чистого правостороннего сдвига. Антиклинали в результате сейсмогенной подвижки по разлому несколько увеличили свои амплитуды.

Изучение приповерхностного строения сейсморазрыва в траншеях показало, что сильные сейсмические события здесь происходили и ранее (рис. 52). Радиоуглеродный анализ возраста погребенных под разжиженными в прошлом песками палеопочв и древних горизонтов (рис. 56) современной почвы, нарушенных ископаемыми сейсморазрывами, приводит к выводу, что приблизительно 1000, 1400 и 1800 лет тому назад в этом же очаге происходили землетрясения, вероятно, даже более сильные, чем Нефтегорское [Рогожин, 1998].

Учитывая данные геологического обследования плейстосейстовой зоны, а также материалы изучения афтершоков телеметрической сетью временных сейсмических станций [Нефтегорское землетрясение..., 1995], из двух альтернативных нодальных плоскостей, полученных при решении фокального механизма, в качестве действующей можно уверенно выбрать поверхность близмеридионального простирания, круто погружающуюся на запад. Сейсмогенерирующая подвижка по ней представляла практически чистый правосторонний сдвиг. В то же время и вторая нодальная плоскость северо-западной ориентировки также была активизирована, поскольку вдоль одного из линеаментов такого простирания отмечалось сгущение эпицентров повторных толчков [Нефтегорское землетрясение..., 1995]. Следовательно, сейсмический очаг оказался вписанным в дизъюнктивный узел, образованный взаимно пересекающимися разрывными нарушениями.

Кроноцкое землетрясение на восточной Камчатке

Сильнейшее Кроноцкое землетрясение 5 декабря 1997 г. возникло в районе, расположенном к юго-востоку от полуострова Кроноцкий в акватории Тихого океана на северо-западном борту Курило-Камчатского глубоководного желоба. Магнитуда этого сейсмического события составила 7,7 [Кроноцкое землетрясение..., 1998]. Землетрясение было хорошо изучено с сейсмологической точки зрения. Начиная с момента главного толчка, камчатская сейсмологическая сеть регистрировала повторные толчки. В то же время изучение сейсмодислокаций на поверхности было проведено лишь во время одного вертолетного облета плейстосейстовой области [Кроноцкое землетрясение..., 1998].

В прежние годы геофизическими методами было подробно исследовано строение земной коры и верхней мантии восточной части Камчатского полуострова. В результате оказалось возможным составить представление о структуре среды, в которой возник очаг. Очаг землетрясения был приурочен к верхней части сейсмофокальной зоны Заварицкого-Беньофа.

Согласно данным по решению фокального механизма (СМТ) [Кроноцкое землетрясение..., 1998], главная ось сжатия полого погружается под желоб и ориентирована с юго-востока на северо-запад. Ось растяжения круто наклонена к северо-востоку. Из двух нодальных плоскостей в качестве действующей выбирается та, которая характеризуется юго-западным простиранием (aзимут 228^o) и падением на северо-запад под углом 29^o, поскольку она ориентирована согласно с основными геологическими структурами материкового склона и вдоль островной дуги. Подвижка предстает в виде комбинации надвига с правосторонним сдвигом. Чтобы проверить правильность такого выбора действующей плоскости и представить себе положение и размеры очага Кроноцкого сейсмического события, необходимо воспользоваться результатами изучения повторных толчков.

Согласно работе [Кроноцкое землетрясение..., 1998], поле эпицентров афтершоков в целом представляет собой неправильный овал размерами 250 км на 100 км, длинная ось которого вытянута с юго-запада на северо-восток параллельно простиранию полуострова и глубоководного желоба , что хорошо согласуется с ориентировкой выбранной нодальной плоскости (рис. 57). В пределах этого овала отчетливо выделяются две зоны с максимальной концентрацией эпицентров: первая длиной около 150 км и шириной до 70 км располагается в северной части эпицентральной области, в районе материкового склона у мыса Кроноцкий и имеет ориентировку длинной оси с юго-запада на северо-восток, а вторая зона плотного распределения эпицентров несколько смещена к югу, имеет длину 100-120 км, ширину - 50-70 км, и ее длинная ось простирается с юго-востока на северо-запад (вкрест глубоководного желоба) в центральной части Кроноцкого залива.

Результаты массового определения глубин гипоцентров афтершоков в северо-восточной части облака позволяют представить его строение в разрезе, как вдоль, так и вкрест очаговой зоны [Кроноцкое землетрясение..., 1998]. Повторные толчки охватили всю земную кору и небольшую верхнюю часть подкорового слоя литосферы от поверхности дна до глубин 40 км (рис. 58). Облако гипоцентров подстилает материковый склон желоба практически на всю его ширину, причем в северо-западной части отмечаются наиболее глубокофокусные афтершоки, а в направлении желоба они фиксируются на все более меньших глубинах. Поэтому облако гипоцентров повторных толчков распространяется от поверхности дна вглубь, все более опускаясь в направлении от желоба к полуострову. В разрезе северная часть облака афтершоков имеет, таким образом, клиновидную форму.

Полого заглубляющийся нижний край зоны повышенной плотности распределения гипоцентров афтершоков в подошве всего облака соответствует в целом положению в пространстве плоскости подвижки в очаге. Ориентировка плоскости подвижки параллельна в этом случае простиранию Курило-Камчатской дуги и глубоководного желоба, а падение - к северо-западу - под углом 30^o. Эти параметры хорошо согласуются с положением в пространстве выбранной нодальной плоскости, получаемой из решения фокального механизма (см. выше).

Вторая, южная зона сгущения эпицентров афтершоков (рис. 57), по ориентировке своей длинной оси не согласуется ни с одной из нодальных плоскостей, полученных при решении фокального механизма. На разрезе, заданном вдоль приконтинентального склона желоба, эта зона выглядит сравнительно узкой полосой, проникающей в недра практически вертикально на всю мощность коры и даже в верхнюю часть подкоровой литосферы.

Важно, что эта плоскость совпадает по положению с крупным транскамчатским Кроноцким разломом, настолько значительным, что его океанический (юго-восточный) сегмент, трассирующийся с северо-запада на юго-восток в центральной части Кроноцкого залива, даже смещает в виде правостороннего сдвига структуры глубоководного желоба. Эпицентры афтершоков Кроноцкого землетрясения практически не распространялись южнее зоны этого разлома. Таким образом, Кроноцкий разлом не только оказался структурой, на которой сконцентрировалось большое количество повторных толчков, но и послужил южной границей всей очаговой области.

Сейсмический очаг Кроноцкого землетрясения оказался, следовательно, вписанным в дизъюнктивный узел, образованный взаимно пересекающимися разрывными нарушениями камчатского и транскамчатского простирания, а главная действующая плоскость сейсмогенной подвижки отвечает представлениям об очагах межплитного (субдукционного) типа.

5. Структура и размеры очагов рассмотренных землетрясений

На основании изложенных материалов, собранных для сильных землетрясений в разных тектонических зонах Северной Евразии в последние полтора десятилетия ХХ века, можно сделать ряд новых заключений о структуре сейсмических очагов и условиях их возникновения в недрах Земли.

Очаги изученных землетрясений имеют размеры, близкие к тем, которые на основании анализа большого сейсмологического материала выявлены для сейсмических событий с разной магнитудой Ваковым [1992], Ризниченко [1976], Шебалиным [1997] и др. Умеренное по силе землетрясение (М_s=5,7) - Кумдагское - характеризуется наличием одной сравнительно небольшой плоскости подвижки в очаге (длина и ширина - соответственно 2010 км), а амплитуда этой подвижки измеряется первыми десятками сантиметров.

Более сильное сейсмическое событие (Спитакское с магнитудой 6,8) характеризуется значительно большими размерами очага (49 14 км) и большей амплитудой смещения (до 200 см). Облако афтершоков, поверхностные остаточные деформации и данные о механизме смещения наводят на мысль о приуроченности очага к дизъюнктивному узлу и распространении подвижки вдоль сочленяющихся или пересекающихся разломов, образующих этот узел.

Еще более сильные из рассматриваемых сейсмических событий с М_s=6,9-7,6 (Зайсанское, Газлийские, Сусамырское, Рачинское, Нефтегорское) имеют размеры очагов 45-8015-30 км и амплитуду подвижки 2-7 м и даже более. Их проявления совершенно определенно свидетельствуют о сложном тектоническом устройстве очагов. Сейсмогенерирующие подвижки охватывают участки плоскостей разнонаправленных разломов (вертикальных, наклонных, а иногда и горизонтальных срывов) вблизи узлов их пересечения. В случае Газлийских землетрясений плоскости сейсмогенерирующих подвижек оконтурили в недрах грани объемного блока коры.

Наиболее обширны очаги сейсмических событий, происшедших в верхней части зоны Заварицкого-Беньофа на активной окраине Азии в Курило-Камчатской дуге (М_s=7,9-8,3). Здесь четко различаются очаги внутриплитного и межплитного типов, размеры их составляют 200-25060-70 км, а амплитуда сейсмогенной подвижки достигает 10 м, а возможно и более.

Очаги таких землетрясений пересекают земную кору на всю мощность и проникают в подкоровую литосферу. Строение их на глубине представляется сложным; в основном они приурочены к разломным лопастям крупных дизъюнктивных узлов или охватывают обширные объемные блоки литосферы.

Заключение

Поскольку в настоящей работе рассматриваются примеры, по большей части, очень сильных землетрясений, магнитуда которых близка к М_max для каждого из регионов возникновения, то очевидно, что подвижки по главной действующей плоскости в очаге каждого из них отражают главные сейсмотектонические тенденции движений в породивших их сейсмоактивных зонах. Поэтому пространственное представление о строении сейсмического очага для каждого из описанных сейсмических событий может служить основой для районирования подвижных поясов по типам характерных сейсмогенных подвижек. Так, для центральной части Малого Кавказа (Памбак-Севанская зона, Спитакское землетрясение) характерны взбросо-правосдвиговые смещения по плоскости круто погружающейся к северу. При этом наблюдается взбрасывание Памбакской складчатой зоны на Мисхано-Зангезурский срединный массив.

Для южного склона Большого Кавказа (Кахетино-Лечхумская зона, Рачинское землетрясение) типичны взбросо-надвиговые смещения с севера на юг, от горного сооружения к Закавказским депрессиям. При этом подвижка в очаге отражает более общий тектонический процесс - надвигание складчатой зоны южного склона большого Кавказа на стабильную Грузинскую глыбу.

Западно-Туркменская впадина (Челекен-Кумдагская зона, Кумдагское землетрясение) сотрясается землетрясениями с крутым правосдвиговым механизмом очага. Такой же тип сейсмогенных смещений наблюдался и при многих других сильнейших землетрясениях Южной Туркмении: Красноводского (1895), Казанджикского (1946), Гермабского (1926), Ашхабадского (1948).

Для горно-складчатых сооружений Центральной Азии: Тянь-Шаня и Алтая (Сусамырское и Зайсанское землетрясения) - обычны взбросо-правосдвиговые смещения по широтным и запад-северо-западным разломам.

Очаг Нефтегорского землетрясения 1995 г. приурочен к активной зоне разломов, нарушающей Сахалино-Японскую островную дугу на активной контнентальной окраине Северной Евразии. По морфокинематике сейсмогенерирующей подвижки это землетрясение может быть квалифицировано в качестве правостороннего крутопадающего сдвиго-взброса трансформной природы. Сейсмогенная подвижка по этой трансформной зоне отражает тенденцию современных тектонических движений в пограничной зоне Евразийской плиты и Охотоморской микроплиты.

Очаги Шикотанского и Кроноцкого землетрясений располагались под материковым склоном глубоководного желоба Курило-Камчатской островной дуги. При этом сейсмогенерирующая подвижка первого сейсмического события представляла собой крутопадающий к юго-востоку взбросо-сдвиг, секущий литосферу на всю ее мощность и проникающий в верхний астеносферный слой. При этом взброшенным оказывается та часть материкового склона, которая располагается ближе к глубоководному желобу, а островное крыло - относительно опущено. Это характерный сейсмический очаг внутриплитного типа. Подвижка в очаге второго землетрясения (Кроноцкого) представляет собой практически чистый надвиг. При этом надвинутым в сторону желоба оказывается континентальное (камчатское) крыло разрыва, а сама плоскость подвижки, полого рассекая земную кору на всю ее мощность, по своему пространственному положению четко соответствует падению сейсмофокальной зоны Заварицкого-Беньофа. Такие очаги относятся к межплитному типу. Очаги того и другого типов отражают процесс современного деформирования материкового склона при взаимодействии Тихоокеанской плиты и островной дуги.

Чем больше данных о сильных землетрясениях с детально изученным строением очагов будет собрано, тем более детальным и подробным будет районирование областей по типам сейсмотектонических подвижек.

Полученные результаты способствуют также лучшему пониманию тонкой внутренней структуры очагов сильных землетрясений. На их основе можно сделать целый ряд новых выводов.

1. Расположение сейсмотектонических остаточных деформаций на поверхности, афтершоков в толщах коры, а также другие проявления изученных сильных землетрясений свидетельствуют о приуроченности их очагов к зонам крупнейших глубинных разломов (шовным зонам).

2. Сейсмогенерирующие разломы часто демонстрируют заметную криповую подвижность за несколько лет до сильного землетрясения.

3. Умеренные по силе сейсмические события М<6,0 (например, Кумдагское) характеризуются сравнительно простым строением очага, который может быть представлен как единая плоскость подвижки в зоне крупного разлома.

4. Более сильные землетрясения с магнитудами 6,0 и более (Спитакское, Рачинское, Нефтегорское, Сусамырское) демонстрируют приуроченность очагов к местам сочленения или пересечения крупных разломов. При этом первичные сейсмодислокации и облака афтершоков обрисовывают плоскости разломов, образующих такие дизъюнктивные узлы.

5. Наиболее сложна структура очаговых зон серий сильных землетрясений (Газлийский высокомагнитудный рой). Проявления этих сейсмических событий на поверхности и на глубине свидетельствуют об объемной структуре очаговых зон и распространении очагов отдельных землетрясений таких серий вдоль границ крупных сейсмогенных блоков, а также наклонных и субгоризонтальных тектонических, геологических и геофизических разделов, ограничивающих эти блоки снизу.

6. Структура высокомагнитудных сейсмических очагов в верхней части зоны Заварицкого-Беньофа отличается большой сложностью и может быть отнесена на основании положения основной сейсмогенерирующей плоскости к межплитному или внутриплитному типу.

7. Таким образом, будучи в целом приуроченными к зонам крупных разломов, сейсмические очаги с нарастанием энергии землетрясения становятся все более сложными структурно. То есть в природе существуют и сравнительно просто устроенные и очень сложные очаги землетрясений. В то же время размеры очагов изученных землетрясений увеличиваются с ростом магнитуды (табл. 1) и приблизительно соответствуют известным статистическим оценкам.

8. Очаги сильных и сильнейших землетрясений представляют собой устойчивые структуры в геологической среде; их положение обусловлено, по-видимому, особым сочетанием геолого-геофизических условий.

9. Сейсмические толчки время от времени повторяются в одних и тех же очагах, причем кинематика сейсмогенерирующей подвижки от землетрясения к землетрясению может изменяться.

10. Средний период повторения этих толчков в основном зависит от геолого-тектонической позиции очаговых зон: в подвижных системах альпийского (Средиземноморского и Тихоокеанского) пояса он составляет несколько сотен лет, в альпийских срединных массивах и эпипалеозойских орогенах - несколько тысяч лет, а на молодых (и, по-видимому, на древних) платформах - несколько десятков тысяч лет.

Благодарности

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований и Международного научно-технического центра (проекты РФФИ 99-05-64582 и ISTC 1121).

Литература

Арефьев С. С., Аптекман Ж. Я., Афимьина Т. В. и др., Каталог афтершоков Спитакского землетрясения 7 декабря 1988 г., Изв. АН СССР, Физика Земли, (11), 60-73, 1991.

Арефьев С. С., Плетнев К. Г., Татевосян Р. Э. и др., Рачинское землетрясение 1991 г.: результаты сейсмологических наблюдений, Изв. РАН, Физика Земли, (3), 12-23, 1993.

Балакина Л. М., Механизм очагов Рачинского землетрясения, Физика Земли, (3), 42-52, 1993.

Белоусов Т. П., Чичагов В. П., Сейсмодислокации и природа очага Рачинского землетрясения 1991 г. на юге Большого Кавказа, Физика Земли, (3), 53-63, 1993.

Богачкин Б. М., Корженков А. М., Мамыров Э. и др., Структура очага Сусамырского землетрясения 1992 г. на основании анализа его геологических и сейсмологических проявлений, Физика Земли, (11), 3-18, 1997.

Ваков А. В., Геометрические параметры и магнитуда очагов землетрясений при различных типах подвижек, Вопр. инженерной сейсмологии, Вып. 33, с. 40-53, Наука, Москва, 1992.

Варущенко С. И., Варущенко А. Н., Клиге Р. К., Изменение режима Каспийского моря и бессточных водоемов в палеовремени, 240 с., Наука, Москва, 1987.

Газлийские землетрясения 1976 и 1984 гг., 328 с., Изд-во Фан Уз. ССР, Ташкент, 1986.

Захарова А. И., Габсатарова И. П., Старовойт О. Е., Чепкунас Л. С., Основные параметры очага Рачинского землетрясения и его афтершоков, Физика Земли, (3), 24-41, 1993.

Кроноцкое землетрясение на Камчатке 5 декабря 1997 г., 292 с., Изд-во Камч. гос. акад. рыбопромыслового флота, Петропавловск-Камчатский, 1998.

Нефтегорское землетрясение 27 (28) 05. 1995 г., Федеральная система сейсмологических наблюдений и прогноза землетрясений, Информационно-аналитический бюллетень, Специальный выпуск, 236 с., Москва, 1995.

Нурмагамбетов А., Садыков А., Тимуш А. В. и др., Зайсанское землетрясение 14 июня 1990 г., Землетрясения в СССР в 1990 году, с. 54-60, ОИФЗ РАН, Москва, 1996.

Ризниченко Ю. В., Размеры очага корового землетрясения и сейсмический момент, Исследования по физике землетрясений, с. 9-27, Наука, Москва, 1976.

Рогожин Е. А., Тектоника очаговых зон сильных внутриконтинентальных землетрясений, Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии, Вып. 1, с. 217-227, ИФЗ РАН, Москва, 1993.

Рогожин Е. А., Сейсмическая история основных типов тектонических структур Северной Евразии в голоцене, Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты, Материалы совещания, т. II, с. 115-117, Геос, Москва, 1998.

Рогожин Е. А., Богачкин Б. М., Альпийская и новейшая тектоника района Рачинского землетрясения, Физика Земли, (3), 3-11, 1993.

Рогожин Е. А., Богачкин Б. М., Нечаев Ю. В. и др., Новые данные о древних сильных землетрясениях Горного Алтая, Физика Земли, (3), 75-81, 1998.

Рогожин Е. А., Захарова А. И., Тектоническая природа сейсмической активизации 1994-1996 гг. на восточной активной окраине Азии, Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты, Материалы совещания, т. II, с. 118-121, Геос, Москва, 1998.

Рогожин Е. А., Леонтьев А. Н., Зайсанское землетрясение 1990 г.: деформации на поверхности и тектоническая позиция очага, Физика Земли, (9), 3-15, 1992.

Рогожин Е. А., Филип Э., Геолого-тектоническое изучение очаговой зоны Спитакского землетрясения, Физика Земли, (11), 3-17, 1991.

Родников А. Г., Островные дуги западной части Тихого океана, 152 с., Наука, Москва, 1979.

Шебалин Н. В., Избранные труды, 542 с., Изд-во Ак. горн. наук, Москва, 1997.

Шикотанское землетрясение 1994 г., Эпицентральные наблюдения и очаг землетрясения, Федеральная система сейсмологических наблюдений и прогноза землетрясений, Информационно-аналитический бюллетень, Специальный выпуск, 136 с., Москва, 1995.

Baljinnyam I., Bayasgalan A., Borisov B., et al., Ruptures of Major Earthquakes and active Deformation in Mongolia and its surroundings, Geol. Soc. Am. Memoir, 181, 97 p., 1993.

Chatzipetros A., Pavlides S., and Mountrakis D., Understanding the 13 May 1995 Western Macedonia Earthquake: A Paleoseismological Approach, J. Geodynamics, 26, (2-4), 327-339, 1998.

Chedia O., Mihel G., and Michailev V., About Temps of the Holocene tectonic movements and estimation of seismic lull periods length for the Central Tien Shan, J. of Earthquake Prediction Research, 2000, (in press).

Deng Q., Zhang P., Xu Xiwei, et al., Paleoseismology of the northern piedmont of Tianshan Mountins, Northern China, J. of Geophysical Research, 101, (B3), 5895-5920, 1996.

Ge Shumo, Bo Mexiang, Zheng Fuwan, and Luo Fuzhong, The Koktogay-Ertay fault, Xinjiang, China, J. f Earthquake Prediction Research, 5, (4), 470-506, 1996.

Harrison R. W., and Schultz A., A Strike-slip faulting at the thebes gap, Missoury and Ilinois: Implication for New Madrid Tectonism, Tectonics, 13, (2), 246-257, 1994.

Jonson A. M., and Fleming R. W., Formation of left-lateral fractures within the Summit ridge shear zone, 1989 Loma Prieta, California, Earthquake, J. of Geophysical Research, 98, (B12), 21,823-21,837, 1993.

Katsumata K., Ichiyanadi M., Miwa M., and Kasahara M., Aftershock distribution of the October 4, 1994 M _w 8.3 Kuril island earthquake determined by a local seismic network in Hokkaido, Japan, Geoph. Research Letters, 22, (11), 1321-1324, 1995.

Meghraoui M., Philip H., Albarede F., and Cisternas A., Trench investigations through the trace of the 1980 El Asnam thrust fault: Evidence for paleoseismicity, BSSA, 78, (2), 979-999, 1988.

Rogozhin E. A., Large-scale gravitational ground ruptures as the result of Racha Earthquake (Georgia, 1991), Proceedings of 7-th International IAEG Congress, Balkema, Rotterdam/Brookfield, p. 1961-1969, 1994.

The San Andreas Fault System, California, USGS Professional Paper 1515, Washington, 283 p., 1990.

Wald D., Heaton T., and Wald L., Rupture analysis of the northridge earthquake from modeling strong motion recordings, Earthquakes & Volcanoes, 25, (1), 42-47, 1994.

Zakharova A. I., Poigina S. G., Rogozhin E. A., and Starovoit O. E., Earthquakes in Eurasia in 1994, J. of Earthquake Prediction Research, 6, (3), 400-419, 1997.

Zakharova A. I., Poigina S. G., Rogozhin E. A., and Starovoit O. E., Earthquakes in Eurasia in 1995, J. of Earthquake Prediction Research, 7, 196-214, 1998.