На основании совокупности новейших сейсмологических и тектонических данных показывается, что внутриплитная сейсмичность Западного сектора Арктики обусловлена в общем случае интегральным воздействием трех факторов: внутриплитных напряжений, генерируемых процессами на границах плит, вертикальными тектоническими движениями, нагрузкой аномально быстро накапливающихся осадочных толщ. Показывается несущественная в настоящее время сейсмогенная роль гляциоизостатических движений.

К Западному сектору Арктики нами отнесены акватории Норвежско-Гренландского бассейна, Евразийского суббассейна, их континентальные окраины, прилегающие к ним шельфовые моря и побережья.

Срединно-Арктический пояс землетрясений, являющийся самым северным фрагментом глобальной системы рифтогенных сейсмических поясов, трассирует дивергентную границу Северо-Американской и Евразийской плит и представляет собой единственную в Арктике область современной межплитной сейсмичности. Все остальные, достаточно многочисленные в Арктике, в том числе и в ее Западном секторе, сейсмоактивные зоны не связаны с какими-либо межплитными границами и порождены воздействием на литосферу различного рода внутриплитных напряжений (рис. 1).

По общепринятому в настоящее время мнению возникновение их здесь в основном обусловлено различной степенью воздействия трех факторов, частичной разрядкой напряжений, генерируемых в трансарктической межплитной зоне, разгрузкой от древнего оледенения и реакцией литосферы на давление мощных толщ осадков. Совершенно очевидно, что названные факторы обладают явно различной степенью масштабности действия, и поэтому вклад любого из них в суммарное воздействие во многом зависит от места расположения и истории развития каждого конкретного региона. Первый фактор имеет трансарктическое влияние, и естественно предположить, что роль его в наведении сейсмичности должна находиться в прямой зависимости от расстояния региона до ближайшей межплитной зоны. Два других фактора локальны, и области их действия могут быть легко предсказуемы и ограничены.

Хотя сам факт возникновения повышенной сейсмичности обусловлен исключительно существованием внешних геолого-тектонических сил, приводящих к созданию в литосфере избыточных напряжений, характер проявления сейсмичности, включая интенсивность землетрясений, гипоцентрию, фокальные механизмы, в не меньшей степени зависит от особенностей подвергающейся воздействию этих сил реальной геологической среды. Если в областях межплитной сейсмичности интенсивность внешних тектонических сил достаточна для того, чтобы преобразовать литосферу, а роль изначальной структуры заключается в корректировке положения и формы новых структурно-тектонических элементов, то в зонах внутриплитной сейсмичности эта роль значительно важнее, так как новый структурный план является фактически оживленным старым. Следствием из этого, имеющим и научное, и прикладное, в частности при оценке сейсмической опасности, значение, является вывод о том, что землетрясения чаще всего в первую очередь проявляются в ранее существовавших ослабленных зонах литосферы. Именно поэтому при освещении геодинамики внутриплитных сейсмических зон и оценке тектонической природы внутриплитных землетрясений значительно большего внимания, чем для межплитной сейсмичности, требует информация о структурно-тектонических особенностях регионов.

Представление о частичной разрядке во внутриплитных регионах напряжений, генерируемых на границах плит, возникшее изначально лишь на основе общих логических соображений, в настоящее время подтверждено целым рядом фактических данных и особенно по Фенноскандии. Исследования этого вопроса ведутся по двум направлениям.

Первое заключается в изучении различными способами региональных полей напряжений и сравнении их с ожидаемыми с учетом взаимного расположения ближайшего участка межплитной границы и конкретного региона, а также особенностей разломной тектоники последнего. Согласно накопленным к настоящему времени многочисленным фактическим данным по прямым измерениям в скважинах, горных выработках, шахтах, массовым решениям фокальных механизмов слабых землетрясений и геологическим исследованиям зон тектонических нарушений однозначно установлено: главной особенностью регионального поля напряжений Фенноскандии является наличие горизонтальной или субгоризонтальной составляющей сжатия, ориентированной, как правило, в направлении северо-запад-юго-восток, что находится в согласии с динамикой литосферы в зоне ближайшей части срединно-океанического хребта - хребта Мона [Турчанинов и Марков, 1966; Bungum, 1989; Claub et al., 1989; Slunga, 1989; Wahlstrom, 1989 и мн. др.]. При этом отмечается явная связь степени устойчивости общего решения, выражающейся в рассеянии единичных определений относительно среднего, от ориентировки систем разломных нарушений в различных участках региона. Как подсказывала логика и что подтверждено ныне наблюдениями, растяжение в осевых зонах бассейнов должно приводить и приводит к формированию в первую очередь сдвиговых напряжений в ортогональных осям бассейнов ослабленных участках обрамляющих бассейны континентальных окраин с увеличением компоненты сжатия при изменении ориентировки ослабленной зоны. Помимо Фенноскандии, это отчетливо просматривается вдоль Евразийской окраины Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббасейна, где землетрясения тяготеют к поперечным разломам и желобам (рис. 2 и 3). Так, можно отметить сгущения эпицентров вблизи зоны разломов Сенья в Лофотенской котловине, в желобах Франц-Виктория и Воронина, известны проявления сейсмичности в желобе Св. Анны [Аветисов и Голубков, 1971; Аветисов, 1971]. Имеющиеся здесь данные по фокальным механизмам свидетельствуют о сдвиговом и взбросо-сдвиговом режимах, причем одна из субвертикальных нодальных плоскостей близка к плоскости разлома. Преобладание горизонтального сжатия отмечается также и в тыловых частях континентальных окраин (Кольский п-ов, Новая Земля) [Ассиновская, 1994 и др.], области сжатия на флангах зон растяжения установлены в море Лаптевых [Аветисов, 1975; 1993], Новосибирских островах [Савостин и Драчев, 1988].

Близость Шпицбергена к Срединно-Арктическому поясу также позволяет связывать его сейсмичность с разрядкой напряжений, генерируемых в области океанического рифтогенеза. Отсутствие сквозных зон сейсмической активности, соединяющихся со Срединно-Арктическим поясом, привело к этому выводу Л. Сайкса и М. Сбара еще в 1973 г. [Sykes & Sbar, 1973]. С позиций этой точки зрения хорошо объясняются накопленные с тех пор новые сейсмологические данные [Bungum et al., 1982; Chan & Mitchell, 1985; Mitchell et al., 1990]. На о. Западный Шпицберген эпицентры землетрясений в зоне пересечения субширотного разлома Де Геера и разлома доминирующей на архипелаге системы северо-северо-западного простирания, более тяготеют к первому из них, ортогональному ближайшему фрагменту срединно-океанического хребта - хребту Книповича (рис. 4). В то же время на севере о. Северо-Восточная Земля землетрясения группируются вдоль доминирующей системы разломов, субортогональных ближайшему к этому району хребту Гаккеля. Фокальные решения дали сдвиговый механизм. Трудно согласиться с мнением, высказанным в [Mitchell et al., 1990], согласно которому имеющая место на Шпицбергене очаговая сейсмичность обусловлена существованием в трещинах и микротрещинах ослабленных зон жидких включений, понижающих уровень прочности среды. В этом случае повышенную сейсмичность скорее всего следовало бы ожидать на северо-западе о. Западный Шпицберген в районе разлома Бок-фиорд, где известны четвертичные вулканы и сопутствующие им термальные источники.

Весьма интересным, на наш взгляд, является обнаруженный кольскими геофизиками в пределах Баренцево-Беломорского региона факт приуроченности зон повышенной сейсмичности к участкам наиболее пониженных значений теплового потока [Цыбуля и др., 1993]. Очевидно, что это можно объяснить лишь признанием наведенного или, как было названо нами ранее [Аветисов, 1975], «пассивного» характера сейсмичности, обусловленной разрядкой напряжений, генерируемых за пределами региона. К ним в силу своей повышенной хрупкости наиболее восприимчивы самые холодные блоки литосферы.

Пока не имеется данных, подтверждающих соответствие межплитным напряжениям, для Гренландской окраины Норвежско-Гренландского бассейна. Здесь о характере напряжений можно судить лишь по трем решениям фокальных механизмов землетрясений, имевших место на акватории в непосредственной близости к береговой кромке [Аветисов, 1995]. Все три решения, одно из которых, правда, мало надежно, дали нормально-сбросовый или близкий к нему механизм с осью растяжения вкрест береговой линии. Следует отметить, что точно такое же распределение напряжений, свидетельствующее об опускании дна и подъеме суши, имеет место в восточной прибрежной зоне Баффиновой Земли.

Второе направление исследований, позволяющих выявить степень влияния тектонических процессов в осевых зонах спрединга на формирование сейсмогенных напряжений окраинных зон, заключается в сравнении сейсмических режимов указанных зон. К сожалению, эти, базирующиеся на статистических показателях исследования, имеют ограниченную сферу применения из-за того очевидного факта, что результаты их могут быть представительными лишь для достаточно высокоактивных районов и при длительном (не менее нескольких десятков лет) надежном сейсмологическом мониторинге. В настоящее время этим требованиям в рассматриваемом регионе могут удовлетворить лишь материалы по Фенноскандии, да и то сомнения вызывает представительность инструментальных данных в первой половине столетия и особенно в годы мировых войн. Тем не менее, такая работа была проделана Е. Скордасом и др. [Skordas et al., 1991], рассчитавшими и построившими графики выделения сейсмической энергии в осевой зоне Норвежско-Гренландского бассейна и в Фенноскандии за 70 лет начиная с 1917 г. Установлено очевидное сходство обоих графиков (коэффициент взаимной корреляции достигает 0.7-0.8), причем временная задержка для Фенноскандии колеблется от 0 до 3-4 лет.

Признавая несомненность влияния межплитных тектонических процессов на формирование повышенной сейсмичности во внутренних частях плит, следует признать и бросающуюся в глаза неодинаковость проявления этого влияния. Учитывая вытянутость Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна, в результате чего их полуширина, т.е. расстояние от осевой зоны до окраины, и в самой широкой, и в самой узкой частях остается в целом величиной одного порядка, следовало бы ожидать, даже с учетом неоднородности среды, примерно одинакового среднего уровня внутриплитной сейсмичности по перифериям бассейнов. На самом деле, как видно из рис. 1-3, распределение внутриплитной сейсмичности носит пятнообразный характер, и, в первую очередь, обращает на себя внимание явно пониженный уровень сейсмичности окраин Евразийского суббасейна, несмотря на его меньшую, по сравнению с Норвежско-Гренландским бассейном ширину, и высокая, по сравнению с прилегающими регионами, сейсмичность Фенноскандии. Объяснение этим фактам заключается, на наш взгляд, в трех основных причинах.

Первая из них может быть названа субъективной и связана с отмеченной выше неравномерностью сети регистрирующих станций. Если в Фенноскандии работают к настоящему времени десятки станций, то на огромном пространстве от Кольского полуострова до Чукотки их было в разные годы не более 5-7, а в настоящее время между станциями Апатиты и Иультин нет ни одной. О неполноте наших представлений относительно сейсмичности Евразийского суббассейна и его обрамления убедительно свидетельствуют экспедиционные сейсмологические наблюдения НИИГА-НПО «Севморгео» [Аветисов, 1975 и др.], показавшие существование ранее неизвестных зон повышенной сейсмичности в районе, в частности, Новосибирских островов. Отмеченные в процессе этих наблюдений землетрясения к северу от Новосибирских островов позволяют предполагать некий, отличный от нулевого, уровень сейсмичности порога Ломоносова, что подтверждается также регистрацией землетрясений в зоне его сочленения с континентальным склоном Северной Гренландии и Канадского Арктического архипелага.

Вторая вероятная причина может, на наш взгляд, заключаться в меньшей скорости раздвижения по оси суббассейна, обусловленной его близостью к полюсу раскрытия. Можно предположить, что в результате медленного накопления напряжений значительная их часть разряжается в результате асейсмичных движений по ослабленным зонам.

И наконец, третья и, по-видимому, основная причина состоит в том, что зоны повышенной сейсмичности возникают в первую очередь там, где региональные напряжения, передаваемые из осевых зон бассейнов, дополняются действием других, возможно даже в данном регионе более сильных источников избыточных напряжений.

Справедливость этого положения в первую очередь подтверждается на примере все той же Фенноскандии - наиболее сейсмически активной в пределах рассматриваемого региона области (рис. 5). И составляющей основную ее часть Балтийский щит, и спаянные с ним на северо-западе норвежские каледониды испытывают в настоящее время интенсивное воздымание, отчетливо проявляющееся даже на исторической памяти человечества. Максимальные суммарные амплитуды поднятия до 250 м за поздне- послеледниковый период имеют место в районе центральной и северной частей Ботнического залива Балтийского моря (рис. 6). Применительно к Фенноскандии, основываясь на данных по фокальным механизмам, свидетельствующим, как указывалось выше, о преобладании сдвиговых движений по субвертикальным плоскостям, на большей ее части доминирующим фактором в формировании повышенной сейсмичности следует признать все-таки влияние межплитных процессов. Тем не менее это не означает, что именно горизонтальные движения определяют современную геодинамику Фенноскандии. Вычисленные сейсмические моменты землетрясений оказываются слишком малы для того, чтобы объяснить устанавливаемые повторными нивелировками амплитуды дифференцированных вертикальных движений [Slunga, 1989], из чего вытекает логическое заключение об асейсмичности большей части вертикальных подвижек. Об этом же говорит наличие вертикальных движений и на сейсмичных, и на асейсмичных разломах. В то же время достаточно большое количество данных о других типах механизмов, а также зачастую заметное рассеивание значений азимутов простирания субгоризонтальной оси сжатия свидетельствуют как о наличии все-таки локальных участков с преобладающей ролью других тектонических факторов в создании избыточных сейсмогенных напряжений, так и об искажающем, фильтрующем влиянии на наблюдаемое поле напряжений разрывной тектоники того или иного конкретного участка региона.

Частая раздробленность Балтийского щита системами взаимно перпендикулярных разломов определяет его мелкую блоковость и вытекающую отсюда кинематическую и динамическую разнородность подвижек. Очевидно, что в зонах наиболее интенсивных дифференцированных вертикальных подвижек какая-то их часть будет проявляться через землетрясения. Для подтверждения этого можно привести целый ряд характерных примеров. Наиболее очевидные сгущения эпицентров наблюдаются в районе таких зон максимумов суммарных поздне- послеледниковых поднятий как западное побережье центральной и северной частей Ботнического залива (до 250 м), Юго-Западная Швеция, Юго-Западная Норвегия и побережье Северной Норвегии (локальные максимумы до 150-200 м и резкий градиент), север центральной части Финляндии и Карелии в районе Кандалакшского залива (до 200 м и резкий градиент), район дифференцированных движений возле озера Венерн. Очень показательна в этом плане достаточно высоко сейсмически активная центральная часть Кольского полуострова, где интенсивно воздымающиеся Хибинский и Ловозерский массивы, в пределах которых расположен один из максимумов (до 200 м) поднятия, чередуются с опускающимися Ловозерской и Умбозерской впадинами. В то же время вся восточная часть Кольского полуострова, испытавшая в целом незначительное поднятие, а в настоящее время начавшая опускаться [Никонов, 1980], практически, за исключением самой прибрежной зоны сочленения Балтийского щита и Баренцевской плиты, асейсмична (рис. 1, 5). В зонах максимальных поднятий естественно ожидать отличный тип фокального механизма, что и подтверждается решением по Сольбергскому землетрясению 29 сентября 1983 г. (северо-западное побережье Ботнического залива), согласно которому получен близкий к нормально-сбросовому механизм [Wahlstrom, 1989; Kim et al., 1985], характерный для областей растяжения, каковыми и являются осевые и близосевые участки зон поднятий.

Влияние особенностей разломной структуры на формирование поля напряжений также может быть проиллюстрировано на примерах. Так, при общем сходстве поля напряжений Южной и Северной Швеции отмечается значительно большее рассеяние значений азимутов простирания горизонтального сжатия от генерального северо-западного - юго-восточного в Северной Швеции, что объясняется различием ориентировки взаимно перпендикулярных систем разломов в указанных районах: меридионально-широтная на юге и диагональная на севере [Slunga, 1989]. Влиянием местной разломной структуры объясняется и существование фокальных механизмов, отличных от наиболее характерного для Фенноскандии сдвигового. Очевидно, что приходящее с северо-запада и северо-северо-запада горизонтальное напряжение сжатия, релаксируемое в первую очередь сдвиговыми подвижками по разломам близкого к этому направлению простирания, на ортогональных разломах должно способствовать созданию взбросовой обстановки, которая может разрешаться землетрясениями. Не случайно, при упоминавшихся выше массовых определениях фокальных механизмов по слабым землетрясениям именно взбросовые решения занимают по количеству определений второе место после сдвиговых [Slunga, 1989]. Учитывая значительно большую механическую прочность пород при сжатии, чем при растяжении и сдвиге [Справочник…, 1969], следовало ожидать, что взбросовые подвижки чаще будут проявляться в сильных землетрясениях. Именно это и наблюдается на практике: при восьми имеющихся индивидуальных решениях фокальных механизмов методом первых вступлений в шести случаях получен взбросовый или близкий к нему механизм [Ассиновская, 1994; Аветисов и Винник, 1995; Kulhanek et al., 1981; Arvidsson et al., 1991]. Для двух из них, имевших место в Южной Швеции, по геологическим данным и распределению афтершоковой последовательности установлены предпочтительные плоскости разрыва, совпадающие с ортогональными и субортогональными направлению генерального сжатия разломами северо-восточного и северо-северо-восточного простираний [Wahlstrom, 1989].

Современное воздымание испытывают и такие достаточно высокоактивные области, как Шпицберген и Северо-Восточная Гренландия (6-7 мм/год [Григорьев и Мусатов, 1982; Mitchell et al., 1990]); есть информация о землетрясениях на Новой Земле (4-5 мм/год [Никонов, 1980]), Земле Франца-Иосифа (3-5 мм/год [Ковалева и др., 1974]), Северной Земле (2-3 мм/год [Никонов, 1980]). Таким образом, совместное рассмотрение карты эпицентров и материалов по современным вертикальным движениям берегов и островов северных морей показывает, что все сейсмоактивные районы окраин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна (как, впрочем, и восточных северных морей) являются зонами поднятия. В то же время пока нельзя с уверенностью сделать обратный вывод о сейсмичности всех зон поднятия. Несмотря на то, что слабая сейсмичность таких воздымающихся ныне районов, как Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля, или асейсмичность Таймыра могут быть кажущимися из-за недостатка наблюдений, по-видимому, необходимо все-таки признать влияние на этот фактор скорости воздымания и считать значение 5-6 мм/год пороговым. Повышенная сейсмичность не обнаружена в погружающихся районах.

Резюмируя, можно придти к общему выводу. Повышенная сейсмичность окраин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна в целом обусловлена действием напряжений, передаваемых из межплитной зоны срединно-океанического хребта и накладывающихся на литосферу, активизированную современным воздыманием. Наблюдаемый сейсмический эффект есть суммарный результат работы указанных источников, находящийся в прямой зависимости от расстояния каждого конкретного региона до ближайшего участка межплитной границы, скорости раздвижения вдоль этой границы, а также скорости воздымания региона. Примерно равный уровень сейсмичности Фенноскандии и Шпицбергена, находящихся на существенно разных расстояниях от межплитной границы, более 500-600 км и 150-400 км соответственно, может быть объяснен компенсирующим влиянием вертикальных движений разной интенсивности, 9-10 мм/год и 5-6 мм/год соответственно. Остальные окраины, удаленные от границы примерно, как Фенноскандия, и имеющие скорости воздымания, как правило, меньшие, чем Шпицберген, характеризуются естественно заметно более низким уровнем сейсмической активности.

Взгляды на причины современного поднятия окраин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна, и в первую очередь Фенноскандии и Шпицбергена, претерпели эволюцию от всеобщего признания его чисто гляциоизостатической природы до превалирующей в настоящее время точки зрения, согласно которой гляциоизостазия имеет подчиненное значение, а ведущая роль принадлежит глубинным тектоническим процессам. Гляциоизостатическая гипотеза базировалась на разработанной в начале века схеме Де Геера - Хёгбома, согласно которой Фенноскандия испытывает куполообразное поднятие с максимальной скоростью в центре Балтийского щита, северная часть Ботнического залива, где мощность ледника была наибольшей, и уменьшением скорости от центра к периферии. Это мнение подкреплялось расчетами [Gutenberg, 1941 и др.], показывавшими, что ледяной покров диаметром более 500 км и мощностью не менее 1 км должен вызывать прогиб земной коры. Приходу к позиции, отрицающей определяющую роль гляциоизостазии в генерировании современных вертикальных движений, способствовали следующие основные факты.

Во-первых, в настоящее время очевидно, что о куполообразном подъеме если и можно говорить, то только для центральной части щита. На схеме суммарных поднятий, помимо центрального максимума, отмечаются периферийные, расположенные за пределами области максимального развития ледникового покрова [Николаев, 1988 и др.]. Как показано выше, с распределением этих максимумов хорошо коррелируется распределение сгущений эпицентров.

Во-вторых, как показывают данные многочисленных исследований [Грачев и Долуханов, 1970; Andrews, 1970; Morner, 1978; Quaternary…, 1989 и др.], максимальные скорости поднятия наступают в целом не позднее 1 тыс. лет после полной дегляциации и уменьшаются со временем по экспоненциальному закону, причем резкое снижение скоростей происходит уже через 1-1.5 тыс. лет после максимума. За первую тысячу лет осуществляется не менее трети полного подъема. Именно в течение этого периода возможна ведущая сейсмогенная роль гляциоизостазии. Так, в Северной Фенноскандии, как показано в [Wahlstrom, 1989], есть свидетельство, что несколько выходящих на поверхность разломов поздне- и постгляциального происхождения с вертикальными смещениями свыше 20 м, а также некоторые разломные обрывы были созданы одновременно или в течение короткого интервала времени (возможно, несколько десятилетий) в результате выделения энергии в одном или нескольких сильных землетрясениях. Окончательная изостатическая компенсация по общим оценкам происходит не позднее чем через 8-9 тыс. лет, а по аргументированному мнению [Morner, 1978] действие гляциоизостатической составляющей на подъем Балтийского щита прекратилось уже через 900 лет. Так или иначе, факт повсеместной полной дегляциации Фенноскандии не позднее 9-9.5 тыс. лет т.н. позволяет прийти к выводу о том, что гляциоизостатические движения в этом регионе, за исключением, может быть, области максимальной изостатической нагрузки, совпадающей с центральной частью Ботническо-Кандалакшской впадины, в настоящее время в лучшем случае не играют заметной роли в формировании сейсмогенных напряжений.

В-третьих, согласно геологическим и палеогеографическим данным, еще Г. Штилле [1964] установлено, что Фенноскандия испытывает поднятие с эпох более ранних, чем время последнего оледенения, т.е. современное поднятие Фенноскандии является унаследованным от более раннего. Аналогичные выводы получены по Шпицбергену и Гренландии, Так, по Д.В. Семевскому [1967], процесс поднятия Шпицбергена с различной интенсивностью протекал в течение длительного отрезка времени, начавшись на севере архипелага еще в позднем девоне. Отсутствие гляциоизостатической составляющей в голоценовом (38-10 тыс. лет) воздымании берегов фиордов Шпицбергена и Гренландии доказывается существованием там в это время типично морских условий осадконакопления [Григорьев и Мусатов, 1982].

На наш взгляд, вся совокупность имеющихся фактов и мнений говорит в пользу того, что в принципе в районах, подвергавшихся оледенению, вертикальные движения включают в себя и гляциоизостатическую, и тектоническую составляющие, вклад которых в суммарное движение заметно, от нуля до максимума, меняется в зависимости от места региона и рассматриваемого временного отрезка. Ведущая роль гляциоизостазии может быть признана, как показано выше, в период дегляциации и в первые 1-3 тыс. лет после нее. В настоящее время гляциоизостатическая составляющая ограничена ролью регулятора вертикальных движений, степень воздействия которого тем не менее колеблется от района к району. Так, например, в пределах Фенноскандии ее роль более существенна в области максимального оледенения (северо-восточная часть Ботнического залива) и минимальна, например, в пределах каледонид Норвегии. По-видимому, следует признать весомый вклад гляциоизостатической составляющей в подъем недавно освободившихся ото льда и обладающих заметной сейсмичностью прибрежных районов Гренландии. В пользу регулирующей роли гляциации и дегляциации на современные вертикальные движения говорит также асейсмичность внутренних районов Гренландии, а также Антарктиды, где современное тектоническое воздымание тормозится мощными щитами современного оледенения.

Подводя итог, можно заключить, что в данном регионе вторым по сейсмогенной роли фактором следует признавать не разгрузку от оледенения, а в общем смысле современные вертикальные движения, одной из составляющих которых, причем в настоящее время не решающей, является гляциоизостатический эффект.

И наконец, наиболее локально действующим фактором современной сейсмичности является нагрузка экстремально мощных осадочных толщ на тонкую океаническую кору в зоне ее сочленения с корой континентального типа. Согласно расчетам [Stein et al., 1989], осадочная толща вполне реальной мощностью до 10 км может наводить напряжения, достигающие 100 МПа (мегапаскалей) и более, что на порядок выше генерируемых при разрядке межплитных напряжений и дегляциации. В принципе подобный уровень напряжений способен обеспечить высочайшую сейсмичность вдоль подавляющей части арктических окраин, характеризующихся развитием мощных толщ осадочных отложений, в том числе и на океанической их стороне. Разрешение столь явного несоответствия теоретических расчетов и наблюдаемого сейсмического эффекта заключается, как и во многих других случаях, в свойствах подвергаемой напряжениям реальной литосферы, которая в отличие от упругого слоя, способного выдерживать огромные напряжения, начинает разрушаться значительно раньше достижения максимально возможных нагрузок. В качестве альтернативы упругой среде предложены вязкоупругая и хрупко-пластичная (brittle/ductile) модели [Stein et al., 1989]. Первая из них обладает нулевой прочностью к долговременным нагрузкам, т.е. обеспечивает постепенную асейсмичную релаксацию напряжений (крипом) более быструю, чем их нарастание, и достаточно высокой прочностью (до 70-80% от прочности упругого слоя) при быстром росте напряжений. Очевидно, что в данном случае определяющую роль в создании избыточных напряжений играет не общая мощность толщи, а скорость изменения этой мощности, т.е. интенсивность современного осадконакопления. Реальность возникновения землетрясений допускается уже, например для Мексиканского залива [Nunn, 1985], при скорости осадконакопления 1.5 мм/год. В пределах окраин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна вклад этого фактора в повышение сейсмичности может быть обоснованно предположен для Лофотенской котловины, особенно в зоне ее сочленения с норвежским и баренцевоморским (разлом Сенья) шельфами, в районе которой установлено резкое повышение скорости осадконакопления в плейстоцене до 1.4 мм/год и 3-7 мм/год за последние 100 тыс. лет [The Arctic ocean…, 1990]. Более реальной, однако, как с позиций общего представления о среде, так и на основе данных об относительно невысокой сейсмичности внутриплитных частей океанических котловин, представляется все-таки вторая модель. В верхней части она характеризуется увеличивающейся с глубиной, благодаря росту давления, хрупкой прочностью, которая, дойдя до определенного предела, в результате преобладающего воздействия высокой температуры превращается в пластичную прочность, ослабевающую с глубиной. Очевидно, что в такой среде невозможно накопление высоких напряжений ни при быстром, ни при медленном их росте, что прекрасно соответствует наблюдаемому невысокому уровню сейсмичности. Помимо Лофотенской котловины сейсмогенное влияние нагрузки осадочной толщи предполагается для моря Линкольна [Basham et al., 1977; Nunn, 1985].

Заканчивая анализ, можно, по-видимому, обоснованно заключить, что ни один их трех выше названных сейсмогенных факторов не в состоянии в одиночку обеспечить высокий уровень сейсмичности. Наблюдаемый сейсмический эффект есть результат суммарного воздействия по крайней мере двух из них, среди которых обязательным является присутствие напряжений, генерируемых в межплитных зонах. С учетом возможных колебаний абсолютных значений накапливаемых напряжений, усугубленных неоднородностью литосферы, можно также предположить, что в каждом конкретном районе или даже случае роль ведущего и второстепенного или второстепенных будет переходить от одного фактора к другому. Наиболее сильные землетрясения возможны при благоприятном (синфазном) наложении действий всех трех сейсмогенных источников. Совершенно очевидно, что данный окончательный вывод может и должен быть распространен и на другие области внутриплитной сейсмичности. Справедливость этого показана, например, нами для Арктической Канады [Аветисов, 1995a], а также А.Ф. Грачевым для Нью-Мадридской сейсмоактивной зоны [Грачев, 1994], где проявления высочайшей сейсмической активности явились результатом суммарного действия регионального напряжения сжатия, обусловленного тектоническими процессами в ближайших межплитных зонах, и локально действующего напряжения растяжения в зоне зарождающегося рифта, наложенных на древние ослабленные зоны.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

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

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

3. Аветисов Г.П. Некоторые вопросы динамики литосферы моря Лаптевых // Физика Земли. 1993. № 5. С. 28-38.

4. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктического региона: гипоцентрия, фокальные механизмы, динамика литосферы // Автореферат дис. ... докт. геол.-минер. наук. С.-Пб. 1995. 46 с.

5. Аветисов Г.П. Сейсмотектоника Арктической Канады // Физика Земли. 1995. № 5. С. 8-20.

6. Аветисов Г.П., Голубков B.C. Тектоно-сейсмическое районирование Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана и сопредельных акваторий // Геология и полезные ископаемые севера Сибирской платформы. Л.: 1971. С. 66-73.

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

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

9. Грачев А.Ф. О природе Нью Мадридской зоны высокой сейсмической активности на Северо-Американской платформе // Физика Земли. 1994. № 12. С. 12-23.

10. Грачев А.Ф., Долуханов П.М. Послеледниковое поднятие земной коры в Канаде и в Фенноскандии по данным радиоуглеродных датировок // Baltica. 1970. V. 4. С. 297-312.

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

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

13. Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 491 с.

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

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

16. Семевский Д.В. Неотектоника архипелага Шпицберген // Материалы по стратиграфии Шпицбергена. Л.: 1967. С. 225-238.

17. Справочник физических констант горных пород. М: Мир. 1969. 543 с.

18. Турчанинов И.А., Марков Г.А. Влияние новейшей тектоники на напряженное состояние пород в Хибинских апатитовых рудниках // Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. 1966. № 8. С. 83-86.

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

20. Штилле Г. Избранные труды. М. Мир. 1964. 887 с.

21. Andrews J.Т. Present and postglacial rates of uplift for glaciated northern and eastern North America derived from postglacial uplift curves // Can. J. Earth Sci. 1970. V. 7. №2. P. 703-715.

22. Arvidsson R. Gregersen S. et al. Recent Kattegat earthquakes - evidence of active intraplate tectonics in southern Scandinavia // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 1991. V. 67. P. 275-287.

23. Basham P.W., Forsyth D.A., Wetmiller R.J. The seismicity of Nothern Canada // Canadian Journal of Earth Sciences. 1977. V. 14. P. 1646-1667.

24. Bungum Н. Earthquake occurrence and seismotectonics in Norway and surrounding areas // Earthquakes at North-Atlantic passive margins: Neotectonics and postglacial rebound. 1989. P. 501-519.

25. Bungum H., Mitchell В J., Kristoffersen Y. Concentrated earthquakes zones in Svalbard // Tectonophysics. 1982. V. 82. P. 178-188.

26. Chan W.W., Mitchell B.J. Intraplate earthquakes in Northern Svalbard // Tectonophysics. 1985. V. 114. P. 181-191.

27. Claub В., Marquart G., Fuchs K. Stress orientations in the Northern sea and Fennoscandia, a comparison to the Central European stress field // Earthquakes at North-Atlantic passive margins: Neotectonics and postglacial rebound. 1989. P. 277-287.

28. Gutenberg В. Changes in sea level, postglacial uplift and mobility of the Earth's interior // Geol. Soc. Am. 1941. Bull. V. 52. P. 721-772.

29. Kim W.Y., Kulhanek О. et al. The Solberg, Sweden, earthquake of September 29, 1985 // Seismol. Dept. Uppsala. Report. 1985. № 1. V. 85. 49 p.

30. Kulhanek О. et al. The Otterbacken, Sweden, earthquake of February 13, 1981 // Seismol. Sect. Uppsala. Technical Report. 1981.42 р.

31. Mitchell B.J., Bungum H. et. al. Seismicity and present-day tectonics of the Svalbard region // Geophys. J. Intern. 1990. V. 102. P. 139-149.

32. Morner N.-A. Earth movements in Sweden, 20000 Bp to 20000 AP // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1978. V. 100. Part 3. P. 279-285.

33. Nunn J.A. State of stress in the northern Gulf Coast // Geology. 1985. V. 13. P. 429-432.

34. Quaternary geology of Canada and Greenland / Edited by Fulton R.J. // Geology of Canada. 1989. № 1. 839 p.

35. Skordas Е., Meyer К., Olsson R., Kulhanek О. Causality between interplate (North Atlantic) and intraplate (Fennoscandia) seismicities // Tectonophysics. 1991. V. 185. P. 295-307.

36. Slunga R.S. Focal mechanisms and crustal stresses in the Baltic Shield // Earthquakes at North-Atlantic passive margins: Neotectonics and postglacial rebound. 1989. P. 261-276.

37. Stein S., Cloetingh S. et al. Passive margin earthquakes, stresses and rheology // Earthquakes at North-Atlantic passive margins: Neotectonics and postglacial rebound. 1989. P. 231-259.

38. Sykes L.R., Sbar M.L. Intraplate earthquakes, lithospheric stresses and the driving mechanism of plate tectonics // Nature. 1973. V. 245. P. 298-302.

39. The Arctic Ocean region / Edited by A. Grantz. L. Johnson and J.F. Sweeney // The geology of North America. 1990. V. 1. 644 p.

40. Wahlstrom R. Seismodynamics and postglacial faulting in the Baltic shield // Earthquakes at North-Atlantic passive margin: Neotectonics and postglacial rebound. 1989. P. 467-482.