На основе наиболее надежных данных по сильным землетрясениям на шельфе моря Лаптевых выделена микроплита. В оконтуривающих ее сейсмоактивных зонах преобладают нормально сбросовые движения. Показано, что разломы Северный и Лазарева в настоящее время практически асейсмичны. Отдельные землетрясения возможны лишь в узлах пересечения их с другими тектоническими нарушениями. Сейсмоактивный слой на шельфе моря Лаптевых имеет мощность 14- 16 км . Относительно кровли консолидированной части земной коры его кровля и подошва залегают на глубинах 5- 6 км и 20- 21 км соответственно. Магнитуда максимального возможного землетрясения на шельфе оценивается величиной 5.8-6.2. Кровля сейсмогенерирующего слоя предположительно находится на глубинах 28- 30 км , т.е. в районе раздела М. В зоне перехода от шельфа к океаническому Евразийскому суббассейну мощность сейсмоактивного слоя увеличена по крайней мере до 20 км , и сам он погружен по сравнению с шельфом и океанической частью на 10- 12 км и 4- 6 км соответственно.

Повышенная сейсмичность моря Лаптевых установлена практически с самого начала инструментальных наблюдений над арктическими землетрясениями (начало XX столетия), и с тех пор изучению ее посвящен целый ряд публикаций отечественных и зарубежных исследователей. Долгое время информация о землетрясениях этого региона базировалась, главным образом, на материалах немногочисленных и весьма удаленных станций, что обеспечивало достаточно надежную локализацию лишь самых сильных (магнитуда > 5) событий (погрешность определения координат + 50- 100 км ). Активное развитие сети арктических станций позволило снизить порог представительности лаптевоморских землетрясений до магнитуды 3.8-4 и довести погрешность локализации их до ± 10 км . В отдельные временные периоды, благодаря проведению экспедиционных сейсмологических наблюдений на Новосибирских островах (весенне-летние сезоны 1972-1976 гг.) [Аветисов, 1975], в районе дельты Лены (летние сезоны 1985-1988 гг.) [Avetisov, 1993b], а также созданию региональной сети станций Якутского института геологических наук СО АН СССР на севере Якутии (1985-1991 гг.) [Ежегодники «Землетрясения в СССР»], в ближайших к станциям частях акватории порог представительности снижался до магнитуд 2-3. Наиболее полные карты эпицентров землетрясений моря Лаптевых и прилегающего региона на момент 1991-1992 гг. представлены в монографии Аветисова Г.П. [Аветисов, 1996], а вся инструментальная информация в [Аветисов и Винник, 1995].

Побудительным мотивом публикации данной статьи послужило появление в последние годы заметного количества новой сейсмологической информации по данному региону.

Распределение эпицентров и фокальные механизмы

Во всех своих предыдущих публикациях, в том числе и по лаптевоморскому региону, при представлении сейсмологического материала автор придерживался принципа «лучше меньше, да лучше». Именно поэтому на карту выносились эпицентры землетрясений, случившихся после 1964 года, когда сеть арктических станций стала достаточно разветвленной, и начали выходить каталоги Международного сейсмологического центра (МСЦ). Из более ранних событий включались лишь самые сильные и поэтому достаточно надежно зарегистрированные. За указанный временной период, помимо землетрясений, зафиксированных телесейсмической сетью, представлялись и более слабые и совсем слабые события, полученные по материалам региональных и экспедиционных станций. В настоящей публикации осуществлен несколько иной подход.

Совместное представление всех землетрясений, демонстрируя сейсмологические достижения в регионе, дает в какой-то степени искаженное, и визуальное, и по существу представление о его сейсмичности, обусловленное резкими различиями уровня сейсмологической изученности различных участков. Кроме того, хотя слабое и сильное землетрясения в каждом конкретном месте, как правило, являются продуктом одного и того же тектонического процесса, тем не менее, отражают реакцию разнопорядковых слоев и блоков литосферы, существенно отличающихся по своему геологическому строению, раздробленности, упругим свойствам. Это проявляется в различиях распределения землетрясений по латерали и вертикали, фокальных механизмах, скоростях и времени накопления напряжений. Поэтому в настоящей статье заострено внимание на информации по сильным (магнитуда > 4) событиям за период 1964-1996 гг. За более ранний период включены только наиболее сильные землетрясения с М> 6. Вся имеющаяся по землетрясениям информация, отобранная в результате реализации такого подхода, представлена на рис. 1. Отдельным обозначением выделены землетрясения после 1991 года, большая часть которых отсутствовала в предыдущих публикациях.

Ранее нами высказывалась мысль о том, что продолжение действия рифтогенных процессов на шельфе моря Лаптевых может привести к образованию здесь либо микроплиты, либо системы трансформных разломов типа Шпицбергенской [Аветисов, 1996; Avetisov, 1993a; 1999]. Как видно из рис. 1, после отфильтрования слабых событий и учета землетрясений последних лет уже сейчас можно говорить об очевидном проявлении в центральной части шельфа Лаптевской микроплиты (ЛМП). Наиболее уверенно прослеживаются ее северная, восточная и южная границы, менее надежно - западная. Намечаются два тройных сочленения: в северной части шельфа примерно на 126°Е и на юге в губе Буор-Хая. От северного тройного сочленения граница идет на юго-восток под острым углом к простираниям основных структурно-тектонических элементов шельфа. В районе 134-135°Е она поворачивает на юг и тянется вдоль зоны сочленения выделяемых здесь [Виноградов и др., 1974; Геологическое строение…, 1984] Бельковско-Святоносского прогиба (БСНП) и Бельковского поднятия примерно до 75°N. Далее, продолжаясь в том же направлении примерно до 73-73.5°N, она под острым углом пересекает ряд структурно-тектонических элементов, имеющих северо-западное простирание, а затем поворачивает на юго-запад и вкрест простирания этих структур достигает губы Буор-Хая. Южная граница ЛМП структурно совпадает с Лено-Таймырской зоной пограничных поднятий и уверенно прослеживается до западного побережья Оленекского залива. Западная граница ЛМП достаточно надежно выделяется лишь в своей северной половине. Здесь она имеет в целом северо-восточное простирание, явно несогласное простираниям известных здесь структур: Трофимовского поднятия, Усть-Ленского прогиба, вала Минина.

Приверженность указанному в начале статьи принципу заставила отказаться от информации по фокальным механизмам, полученным методом первых вступлений продольных волн. Эти определения для арктических землетрясений, как показала практика, весьма неоднозначны, и решения различных авторов существенно отличаются друг от друга. Лет 25-30 тому назад из-за крайнего дефицита сейсмологической информации подобные решения были допустимы и даже необходимы для получения первых представлений о геодинамике Арктического региона. В настоящее время они только вносят путаницу и разночтения. Тем не менее, как ни странно, и сейчас стремление некоторых исследователей обязательно сказать свое собственное слово заставляет их плодить фокальные решения при количестве знаков первых вступлений менее 15 [Отчет германского федерального института геологии и минеральных ресурсов BGR].

В данной работе привлечены лишь определения методом тензора момента центроида (ТМЦ) [Dziewonski et al., 1981], в значительно меньшей степени подверженные влиянию качества записи слабых, как правило, первых вступлений, малочисленности регистрирующих станций, неравномерности их азимутального распределения.

Наибольшее количество информации получено по восточной границе ЛМП, где 5 определений согласованно дают нормально-сбросовый механизм с горизонтальной осью растяжения ортогональной простиранию границы [Аветисов, 1996; Avetisov, 1993a; 1999]. Обе нодальные плоскости имеют субмеридиональное простирание, совпадающее с простиранием границы микроплиты и выделяемых здесь структурно-тектонических элементов, и углы падения 40-50°.

Единственное решение для южной границы [Аветисов, 1996; Avetisov, 1993a; 1999] также дало близкий к нормально-сбросовому механизм с осью растяжения ортогональной границе и соответственно простиранию зоны Лено-Таймырских пограничных поднятий. Нодальные плоскости имеют простирания 114° и 315° и углы падения соответственно 36° и 56°. Наряду с доминирующей сбросовой составляющей устанавливается незначительное горизонтальное скольжение, соответствующее левостороннему сдвигу, т.е. вращению микроплиты по часовой стрелке. Согласно существующей по этому землетрясению макросейсмической информации, 5-балльная изосейста имеет овальную форму с большой осью, ориентированной на северо-запад - юго-восток вдоль простирания структур.

Одно имеющееся решение для западной границы [Аветисов, 1996; Avetisov, 1993a; 1999] также показало доминирующий нормально-сбросовый механизм с незначительной сдвиговой составляющей. Субгоризонтальная ось растяжения имеет простирание промежуточное между простираниями намечающейся границы микроплиты и проходящего здесь Усть-Ленского прогиба. Из двух нодальных плоскостей одна имеет простирание 8°, совпадающее с простиранием границы, и угол падения 40° под микроплиту, а вторая - простирание 142°, совпадающее с простиранием Усть-Ленского прогиба, и угол падения 59° на юго-запад. Если за плоскость разрыва принять первую нодальную плоскость, также получим незначительное левостороннее движение, т.е. вращение микроплиты по часовой стрелке.

Очевидно, что в целом ЛМП, окруженная со всех сторон достаточно активными сейсмическими зонами, должна испытывать значительные тектонические нагрузки, которые могут разряжаться в ослабленных зонах внутри микроплиты. Подтверждением этому может служить землетрясение с магнитудой 5.1, происшедшее в зоне пересечения разлома Лазарева и трассируемого цепочкой достаточно сильных землетрясений разлома запад - северо-западного простирания, протягивающегося от о. Столбовой и почти в створе с ним. Отражением этих напряжений являются и достаточно многочисленные слабые землетрясения в пределах микроплиты (на рис. 1 не показаны). Напрашивающимся в первую очередь выводом является предположение о том, что внутри плиты должно доминировать горизонтальное сжатие, как реакция на обрамляющее ЛМП горизонтальное растяжение. Однако решение фокального механизма упомянутого выше землетрясения также дало нормально-сбросовый механизм с незначительной сдвиговой компонентой. Нодальные плоскости имеют простирания 31° и 175° и падения соответственно 65° на юго-восток и 29° на запад. Параметры второй нодальной плоскости хорошо совпадают с параметрами разлома Лазарева, установленными по сейсмическим данным МОГТ [Отчет BGR, Драчев, 2000]. По-видимому, следует считать, что весь шельф моря Лаптевых в настоящее время находится в режиме горизонтального растяжения, которое приводит к растаскиванию литосферных блоков в субширотном направлении.

Как видно из рис. 1, разлом Лазарева, который, как полагают [Драчев, 2000; Hinz et al., 1998] с начала действия рифтогенных процессов на шельфе моря Лаптевых (палеоцен) до среднего миоцена - плиоцена являлся главным тектоническим элементом растяжения (детачмент), в настоящее время практически асейсмичен. Отдельные эпицентры отмечаются лишь в его, по-видимому, самых ослабленных участках, а именно, в местах пересечения с другими разрывными нарушениями. То же самое можно сказать о разломе Северный, который, как полагают некоторые исследователи [Драчев, 2000; Fujita et al., 1990; Hinz et al., 1998] и с чем можно согласиться, был на первых стадиях рифтогенеза трансформным разломом, связующим оси растяжения в Евразийском суббассейне и на шельфе Северо-Востока Евразии.

Помимо сейсмоактивных зон, связанных с ЛМП, в пределах шельфа моря Лаптевых и его обрамления обращают на себя внимание 6 землетрясений к северо- и юго-западу от о. Новая Сибирь. Первое из этих землетрясений (самое южное) было зарегистрировано лишь в декабре 1973 года. В апреле 1974 года экспедиционными станциями регистрировались его афтершоки, в последующие 1975 и 1976 гг. в этой зоне также фиксировались слабые толчки [Аветисов, 1975; 1979; 1996]. Фокальное решение для этого землетрясения методом первых вступлений [Аветисов, 1978], впоследствии в основном подтвержденное другими исследователями [Fujita & Koz’min, 1992], дало сдвиговый механизм с незначительной взбросовой компонентой. Почти вертикальные нодальные плоскости имели субмеридиональное и субширотное направления. Первоначально, с учетом распределения слабых землетрясений вдоль субширотных проливов Новосибирских островов, с разрывом отождествлялась вторая нодальная плоскость. Подвижки связывались с разрядкой напряжений, генерируемых в зонах современного рифтогенеза, о которых говорилось выше. Однако сейчас приходится отдать предпочтение первой нодальной плоскости (угол падения 80° на запад), имеющей простирание вдоль намечающейся субмеридиональной линии эпицентров. В настоящее время трудно сказать что-либо определенное о тектонической природе этой группы землетрясений. Можно лишь только отметить, что она трассирует восточный борт Благовещенского прогиба [Геологическое строение…, 1984] - южного ответвления расположенного севернее Новосибирского прогиба (грабена по С.С. Драчеву [2000]), образование которого связывается последним с рифтогенезом в конце позднего мела - палеоцена.

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

Глубины гипоцентров

Нет необходимости объяснять, что информация о глубинах гипоцентров землетрясений имеет большой геологический интерес. В то же время это параметр, определяемый, как правило, наименее точно. Все программы расчета положения гипоцентров на ЭВМ используют статистический подход, предложенный Г. Джеффрисом. Он заключается в решении системы уравнений, неизвестными в которых являются скорость сейсмических волн и параметры гипоцентра: широта φ, долгота λ, глубина Н и время в очаге T₀, a известной величиной - наблюденные времена вступлений сейсмических волн. Так как МСЦ обобщает данные максимально возможного числа мировых станций, эпицентры имеют достаточно хорошее окружение станциями по азимуту и расстоянию. Благодаря этому, определение координат эпицентров оказывается достаточно надежным. В то же время в программе, используемой МСЦ, не придается особой значимости информации от близких к эпицентру станций, что отражается на точности определения глубин гипоцентров. Поэтому зачастую окончательное решение выполняется при глубине, фиксированной на основе других сведений, или с использованием произвольного значения, за которое, например, принимается осредненная толщина земной коры (в зависимости от типа коры 33 км или 10 км ) или половина толщины и т.п.

Существует независимый способ определения Н по данным одной станции на основании разности времен вступлений волны, отраженной от дневной поверхности в районе эпицентра, и прямой волны: для продольных волн t_pp - tp. Эти определения принимаются во внимание, если имеются по крайней мере три согласующихся наблюдения. К сожалению, из-за сложности выделения волны _pp количество их невелико и не превышает долей процента от общего числа землетрясений. Для шельфовой части и дельты Лены оно составило 13 определений (рис. 2, 3). Все полученные значения попадают в диапазон 6- 24 км , что позволяет отнести их к внутрикоровым.

Каждое сейсмическое событие характеризуется размером очага (зоны высвобождения сейсмической энергии) и размером области подготовки землетрясения (зоны накопления энергии). По совокупности сейсмических событий, объединяемых в сейсмоактивную зону, также выделяются области высвобождения (сейсмоактивный слой) и накопления энергии. Для землетрясений с магнитудами > 4 область накопления энергии ограничивается сверху кровлей кристаллической части земной коры; ниже этой границы возможные варианты положения очага будут определяться прежде всего его вертикальными размерами, и, следовательно, магнитудой. Введя в значения глубин гипоцентров поправку за мощность осадочного чехла, т.е. взяв за уровень отсчета кровлю консолидированной части коры, по минимальным и максимальным значениям Н_испр получим глубины кровли и подошвы сейсмоактивного слоя для землетрясений с магнитудами > 4: 5- 6 км и 20- 21 км соответственно. Мощность слоя для этих землетрясений составила, таким образом, 14- 16 км , что на основании существующей зависимости [Шебалин, 1971] позволяет оценить магнитуду максимально возможного землетрясения - 6.5. Однако следует отметить, что все существующие зависимости между величиной землетрясения и размерами очага являются эмпирическими, основанными на натурных измерениях параметров разрыва. В силу объективных причин эти измерения выполнены в сейсмоактивных зонах, связанных с конвергентными границами тектонических плит, где доминирующим является горизонтальное сжатие. По отношению к нему среда способна испытывать гораздо большие избыточные напряжения, чем при растяжении или сдвиге, поэтому естественно предположить, что при равных параметрах сейсмоактивного слоя (мощность, глубина залегания относительно кровли осадочного чехла) в конвергентных сейсмоактивных зонах величина максимально возможного землетрясения будет больше, чем в дивергентных. В связи с этим, значение магнитуды 6.5, скорее всего, является несколько завышенным. На диаграмме зависимости М = f(Н_испр) (рис. 4а), облако точек лежит выше огибающей кривой, показывающей предельные наблюденные значения магнитуд для конкретных глубин гипоцентров или минимальные глубины гипоцентров (отсчет от кровли консолидированной части земной коры) для землетрясений конкретных магнитуд. Эта кривая может быть аппроксимирована уравнениями:

Н = 8.96 М² - 81.9 М + 192.3

М = 3.66 + 0.23 Н - 0.0063 Н²

Сравнение показывает, что снятые с кривой значения М для моря Лаптевых (дивергентная зона) ниже на величину порядка 0.3-0.7, чем для сейсмоактивных зон Средней Азии в целом, Узбекистана, Кавказа, (конвергентные зоны) [Захарова и Яковлева, 1975; Уломов, 1988]. Исходя из этого, при оценке величины максимально возможного землетрясения на шельфе моря Лаптевых можно остановиться на значении М = 5.8-6.2.

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

К сожалению, недостаток глубинной сейсмической информации затрудняет возможную идентификацию зон очагов землетрясений с границами и слоями в консолидированной части коры. Землетрясения с Н = 21- 22 км в районе дельты Лены согласно [Аветисов, 1991] могут быть отнесены к низам консолидированной части земной коры. Аналогичная привязка скорее всего может быть сделана и для землетрясений с глубинами гипоцентров 23- 24 км на акватории [Пискарев и др., 1997, Отчет BGR]. Если учесть, что верхняя граница сейсмоактивного слоя для землетрясений с магнитудами > 4 лежит ниже верхней границы зоны подготовки землетрясений (кровля консолидированной части коры) на 5- 6 км (рис. 4а), и предположить такой же разрыв для нижних границ указанных зон, получим положение подошвы зоны подготовки землетрясений на глубинах 28- 30 км , т.е. где-то в районе раздела М или непосредственно под ним [Аветисов, 1991; Геологическое строение…, 1984; Пискарев и др., 1997].

В южной части акватории моря Лаптевых (губа Буор-Хая) известны определения глубин гипоцентров слабых землетрясений, зарегистрированных в процессе экспедиционных сейсмологических наблюдений с наземными (общая продолжительность = 7 месяцев) [Аветисов, 1975; 1979; 1996] и донными (около месяца) [Ковачев и др., 1994] станциями. Гистограмма, на которую вынесена вся имеющаяся по этим наблюдениям информация (рис. 3), демонстрирует очевидное преобладание близповерхностных событий (1- 8 км ), подавляющая часть которых произошла в осадочном чехле, существенно отличающемся по своим упругим свойствам и блоковости от консолидированной части земной коры. Последнее обстоятельство предопределяет специфику эпицентрии слабых землетрясений, их повторяемости и особенностей тектонических подвижек, что подтверждает оправданность реализованного нами раздельного рассмотрения сильных и слабых событий. Меньшее, но все-таки достаточно большое количество слабых землетрясений фиксируется до глубин примерно 26- 27 км , т.е. ниже подошвы сейсмоактивного слоя, установленного по информации о сильных землетрясениях. Это естественно, так как слабые события имеют меньшие размеры очага и соответственно области подготовки. Отмечается несколько слабых землетрясений на глубинах до 40 км и более (последние на гистограмме не указаны). Можно полагать, что среда на этих глубинах находится в достаточно пластичном состоянии и не способна накапливать значительные напряжения.

Как видно из рис. 4б, несколько большая, чем на шельфе моря Лаптевых, мощность сейсмоактивного слоя устанавливается в зоне перехода от Евразийского суббассейна к шельфу: до 20 км . Этот факт уже сам по себе свидетельствует о возможности возникновения здесь более сильных, чем на шельфе, землетрясений. Другой особенностью сейсмоактивного слоя в зоне перехода является значительно более глубокое залегание его по сравнению и с шельфом (на 10- 12 км ), и с океанической частью (на 4- 6 км ) (рис. 3, 4б). Возможны три причины, каждая из которых, способна привести к такой ситуации:

■ более погруженное положение источника напряжений (сейсмогенерирующего слоя). Получается, что кровля его (или подошва зоны накопления напряжений) залегают здесь на глубинах не менее 40 км ;

■ повышенная жесткость верхних 10- 15 км консолидированной части коры, в результате чего разрядка напряжений происходит в более глубоких зонах. Возможно, что именно это обстоятельство препятствует образованию на шельфе моря Лаптевых единой генеральной границы плит и продвижению на юг Евразийского суббассейна;

■ пониженная жесткость верхних 10- 15 км консолидированной части коры, близкая к жесткости осадочного чехла, в результате чего в ней не происходит накопления напряжений, достаточных для возникновения сильных землетрясений.

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

Заключение

На основе достоверных данных по сильным землетрясениям на шельфе моря Лаптевых может быть выделена микроплита. В оконтуривающих ее сейсмоактивных зонах преобладают нормально сбросовые движения.

Разломы Северный и Лазарева в настоящее время практически асейсмичны. Отдельные землетрясения возможны лишь в узлах пересечения их с другими тектоническими нарушениями.

Данные о глубинах гипоцентров дают дополнительную информацию для уточнения структурно-тектонического районирования шельфа.

Сейсмоактивный слой на шельфе моря Лаптевых имеет мощность 14- 16 км ; относительно кровли консолидированной части земной коры его кровля и подошва залегают на глубинах 5- 6 км и 20- 21 км соответственно. Магнитуда максимального возможного землетрясения на шельфе оценивается величиной 5.8-6.2.

Кровля сейсмогенерирующего слоя предположительно находится на глубинах 28- 30 км , т.е. в районе раздела М.

В зоне перехода от шельфа к океаническому Евразийскому суббассейну мощность сейсмоактивного слоя увеличена по крайней мере до 20 км , и сам он погружен по сравнению с шельфом и океанической частью на 10- 12 км и 4- 6 км соответственно.

Признательность

Автор благодарит сотрудников ВНИИОкеангеология В.А. Виноградова, Е.А. Гусева, М.С. Корневу за полезные консультации и научно-техническую помощь при подготовке данной статьи.

Список литературы

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

2. Аветисов Г.П. О механизме напряжений в очаге одного арктического землетрясения // Геофизические методы разведки в Арктике. Л.. 1978. С. 145-148.

3. Аветисов Г.П. Сейсмичность и глубинное строение земной коры в области континентального продолжения Срединно-Арктического пояса землетрясений (море Лаптевых и Новосибирские острова) //Автореферат дис. канд. геол-минер. наук. Л., 1979. 25 с.

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

5. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики. СПб., ВНИИОГ, 1996. 183 с.

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

7. Виноградов В.А., Гапоненко Г.И., Русаков И.М., Шимараев В.Н. Тектоника Восточно-Арктического шельфа СССР // Труды НИИГА. Т. 171. Л ., Недра, 1974. 144 с.

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

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

10. Захарова А.И., Яковлева И.Б. Об изучении глубины очагов землетрясений Узбекистана и их связи с энергией землетрясений // Вопросы количественной оценки сейсмической опасности. М., Наука. 1975. С. 49-53.

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

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

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

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

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

15. Шебалин Н.В. О предельной магнитуде и предельной балльности землетрясения // Физика Земли. 1971. № 6. С. 12-20.

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

17. Avetisov G.P. Earthquake hypocentres and focal mechanisms in the delta of the Lena River and its surroundings (English translation) // Volcanology and seismology. 1993b. V. 13. № 6. P. 711-722.

18. Avetisov G.P. Geodynamics of the zone of continental continuation of Mid-Arctic earthquakes belt ( Laptev Sea ) // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 1999. Vol. 114. № 1. P. 59-70.

19. Dziewonski A.M., Chou T.-A., Woodhouse J.H. Determination of earthquake source parameters from waveform data for studies of global and regional seismicity // Journal of Geophysical Research. 1981. Vol. 86. P. 2825-2852.

20. Fujita K., Cambray F.W., Velbel M.A. Tectonics of the Laptev Sea and Moma rift systems. Northeastern USSR // Marine Geology. 1990. Vol. 93. P. 95-118.

21. Fujita K., Koz'min B.M. Seismicity of the Amerasian Arctic shelf and its relationship to tectonic features // Proceedings International Conference on Arctic Margins Anchorage. Alaska . 1992. P. 307-312.

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

23. Regional Catalogue of earthquakes. ISC, Newbury, Berkshire, United Kingdom. 1998. V. 33. № 1. 658 p.

Avetisov G.P. Once again on the earthquakes in the Laptev Sea // Geological-geophysical features of the lithosphere of the Arctic Region. St. Petersburg , VNIIOkeangeologia, 2000. № 3.

Microplate is established in the Laptev Sea shelf on the basis of the most reliable large earthquakes data. The microplate is surrounded by active seismic zones dominated by normal faults. It is shown that the Severny and the Lazarev faults are practically aseismic. Individual earthquakes are possible only at points of their intersection with other faults. Thickness of the seismic active layer in the Laptev Sea shelf is some 14- 16 km . The roof and the foot of the layer occur at the depths of 5 to 6 and 20 to 21, respectively, from the roof of the consolidated crust. The magnitude of the highest possible earthquake on the shelf may be estimated as 5.8 to 6.2. The roof of seismic generating layer is supposed to occur at the depths of 28 to 30 km , i.e. at the dearth of Moho. In the transition zone from the shelf to the oceanic Eurasian Subbasin the thickness of the seismic active layer increases at least up to 20 km , and it occurs 10- 12 km and 4- 6 km deeper as compared to the shelf and the oceanic areas, respectively.

Fig. 4, references - 23.

Ссылка на статью:

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