ФИЗИКА ЗЕМЛИ, 2004, № 8, с. 41-55
УДК 550.34
ГЛУБИННАЯ СТРУКТУРА ОЧАГОВОЙ ЗОНЫ СПИТАКСКОГО ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ ПО СЕЙСМОТОМОГРАФИЧЕСКИМ ДАННЫМ
© 2004 г. К. Дорбат1, С. С. Арефьев2, Е. А. Рогожин2
institut de Recherche pour le Développement, Ecole et Observatoire des Sciences de la Terre, г. Страсбург, Франция 2Объединенный институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, г. Москва Поступила в редакцию 04.03.2003 г.
Спитакское землетрясение 1988 г. одно из наиболее детально изученных землетрясений на территории бывшего СССР исследовалось эпицентральной экспедицией, собравшей уникальные данные как о выходе разрыва в очаге на поверхность, так и об афтершоках землетрясения. Эти данные легли в основу настоящей работы, в которой методом локальной сейсмической томографии получена трехмерная скоростная модель среды и уточнены положения гипоцентров афтершоков. В результате анализа выявлены полосы пониженной скорости сейсмических волн, сопровождающие активные разломы в очаговой области Спитакского землетрясения. В целом же исследованная область показывает высокую степень скоростной неоднородности.
ВВЕДЕНИЕ
Спитакское землетрясение 1988 г. является примером наиболее детально изученного землетрясения на территории бывшего СССР. Полевые эпицентральные наблюдения проводились сейсмологическими группами из разных республик и стран. Наиболее полно была оснащена сейсмологической аппаратурой группа из Страс-бургского Университета, которая с помощью Эпицентральной экспедиции Института физики Земли разместила в эпицентральной зоне около 40 пунктов временных сейсмостанций. В результате были получены записи тысяч афтершоков, которые после обработки легли в основу каталога землетрясений. В начале 90-х годов по этим данным были выполнены существующими на тот момент методами сейсмической томографии исследования очаговой зоны [Дорбат и др., 1994; Треусов и др., 1993]. По первому из них в результате решения томографической задачи модифицированным методом SIRT [Sluis & Vorst, 1987; Trampert & Leveque, 1990] получены данные по объемной скоростной структуре очаговой зоны Спитакского землетрясения. Для очаговой зоны Спитакского землетрясения было установлено: а) области низких скоростей приурочены к осадочным бассейнам; б) большая часть афтершоков расположена в зонах высоких скоростей, что можно связать с выходами более жестких глубинных пород, в) в областях повышенной скорости сейсмическая дробность также повышена. Следует также отметить, что зона выхода наклонного разлома на дневную поверхность не выражена на картах скоростных аномалий. При другом подходе томографического исследования [Треусов и др., 1993] после тщательного отбора из всех име-
ющихся землетрясений (около 3000) в обработку было включено лишь 85, которые были зарегистрированы, как минимум, на 12 станциях сети. Результирующее скоростное распределение показывает, что интервал глубин 0-8 км наиболее полно обеспечен данными. Два верхних среза имеют одну общую черту в направлении с северо-запада на юго-восток скорости изменяются от повышенных к более низким, а затем снова к повышенным в направлении же с юго-запада на северо-восток - наоборот - от низких к повышенным и опять к низким.
Таким образом, по предшествующим результатам сейсмотомографических исследований можно отметить лишь сложность (мозаичность) общей картины и отсутствие выраженных в поле скоростей зон разломов и, в первую очередь, вышедшего на поверхность разрыва в очаге Спитакского землетрясения. Дальнейшее развитие томографических методов, а также сбор и анализ дополнительной геолого-геофизической информации позволили на качественно более высоком уровне поставить задачу описания и интерпретации глубинной структуры очаговой зоны Спитакского землетрясения.
ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
Магнитуда Спитакского землетрясения 7 декабря 1988 г. составила М8 = 6.9, интенсивность в эпицентре достигала 10 баллов по шкале МБК-64. Изосейсты высших баллов - 9-го и 10-го - эллипсоидальные, вытянуты в запад-северо-западном направлении согласно с общим простиранием структур этой части Малого Кавказа [Шебалин, 1991]. Очаг главного толчка распространялся до
глубины 13-14 км и вышел на поверхность в виде протяженной системы сейсмогенных разрывов (рис. 1). Землетрясение предварялось слабым форшоком (М ~ 3) и сопровождалось многочисленными афтершоками [Арефьев и др., 1991; Кондорская и др., 1991].
Эпицентральная область Спитакского землетрясения целиком расположена на западном отрезке Севано-Акеринской и Мисхано-Зангезур-ской структурно-формационных зон Малого Кавказа. Первая зона представлена в структурном отношении частью крупного Севанского синкли-нория и обрамляющего ее с севера Базумского антиклинория. К западу Севанский синклинорий вклинивается в обширную область вулканических плато: отделяет Ахалкалакское (Джавахетское) плато от Армянского и на территории Турции скрывается под молодыми лавами Карского плато. К восток-юго-востоку синклинорий протягивается на северный берег оз. Севан и сливается с При-севанским офиолитовым поясом [Милановский, Хаин, 1963; Адамия и др., 1989]. С юга Севано-Акеринская зона соседствует с Мисханским выступом кристаллических пород доальпийского фундамента Мисхано-Зангезурской зоны [Милановский, Хаин, 1963].
Геологическая структура Севано-Акеринской зоны и Мисханского выступа существенно различается. Если первое тектоническое подразделение характеризуется узко сжатой линейной складчатостью в эоцен-олигоценовых вулканогенно-оса-дочных толщах с "кавказским" простиранием осей складок и многочисленных соскладчатых разломов, то второе - отличается нелинейной, брахиморфной формой складчатых нарушений в верхнеюрских, меловых флишевых и палеоген-неогеновых вул-каногенно-осадочных образованиях (рис. 1). Разрывные нарушения на территории Мисханского выступа имеют разное простирание и образуют структуру "битой тарелки", то есть не составляют систему линейно ориентированных параллельных друг другу пучков разломов.
Севанский синклинорий в ядре осложнен цепью кулисообразно подставляющих друг друга молодых (новейших) наложенных Памбакских впадин, располагающихся над главным тектоническим швом Малого Кавказа - Памбак-Севан-ским глубинным разломом [Милановский, 1968; Бальян и др., 1989]. На территории северного выступа фундамента Мисхано-Зангезурского срединного массива широко распространены нижне-среднечетвертичные лавовые потоки молодых вулканов, в частности вулкана Арагац.
Глубинное строение этой части Малого Кавказа известно из результатов сейсмического профилирования ГСЗ и КМПВ, проведенного в 14-16 км к западу от эпицентральной зоны после Спитакского землетрясения [Щукин и др., 1998]. Региональ-
ный профиль имеет диагональную, северо-западную ориентировку и пересекает большинство тектонических зон Малого Кавказа, включая Ахалкалакское (Джавахетское) плато, наложенного на структуры Сомхито-Карабахского срединного массива, Севано-Акеринскую структур-но-формационную зону и Мисхано-Зангезурский срединный массив. Профиль протягивается от г. Ахалцихе (на северо-западе) до г. Веди (на юго-востоке). Профиль протягивается от г. Ахалцихе (на северо-западе) до г. Веди (на юго-востоке). Главной особенностью составленного скоростного разреза является наличие мелких блоков в земной коре этой части Кавказской подвижной области на фоне четкой расслоенности с выделением протяженных горизонтов на разных глубинных уровнях.
Верхняя часть коры до глубины 15 км, в которой собственно и располагался очаг Спитакского землетрясения, состоит из двух горизонтов. Верхний горизонт характеризуется резким нарастанием скорости продольных сейсмических волн с глубиной от 3.5-4 до 6 км/с, выдержанностью мощности по латерали (порядка 3-5 км). Этот горизонт отождествляется с мезозойско-кайнозой-ской толщей пород вулканогенно-осадочного состава.
Следующий, более глубокий слой занимает всю верхнюю часть консолидированной коры. Он отличается мозаичной структурой распределения сейсмических скоростей и незначительным нарастанием скорости с глубиной. По распределению скоростных параметров в этом геофизическом слое резко различаются северо-западная, центральная и юго-восточная части профиля. В северо-западной и юго-восточной его частях на глубинах 5-15 км широко распространены горизонты с относительно пониженными значениями скорости. А на центральном отрезке, соответствующем очаговой области, наблюдается мозаичная, мелкоблоковая структура, выражающаяся в чередовании маломощных и недостаточно выдержанных слоев пониженных и повышенных скоростей. По этим данным гипоцентр Спитакского землетрясения приурочен к аномальной зоне пониженных скоростей, отличающейся значениями на 0.2 км/с меньше, чем в окружающих блоках коры и контролируемой Севано-Амасийской (Севано-Памбакской) зоной разломов. На глубине 13-14 км в очаговой области землетрясения выделяется высокоскоростное тело со значениями УР = 6.8-7.0, идентифицируемое с корневой зоной офиолито-вого комплекса пород Присеванского пояса, проникающих в верхние горизонты коры в виде при-разломных протрузий. Характерно, что данная скоростная аномалия подстилается слоем относительно пониженной скорости (УР = 6.5-6.6 км/с), что создает инверсионные взаимоотношения в средней и верхней частях коры.
© к
со К
Я >
со м
а К
о о
Ч
01 К X
д
>
О Ч ч
Я н
ч
>
о
л >
ч О и о
Кс со О X №
Рис. 1. Структурно-геологическая карта (а) и разрез (б) очаговой зоны [Рогожин, Филипп, 1991]: 1-5 - четвертичные отложения (1, 2 - голоценовые и плейсто-цен-голоценовые аллювиальные, пролювиально-делювиальные и делювиально-коллювиальные отложения, а также горизонты туфов; 3,4 - нижнесреднечет-вертичные лавы и туфы, 5 - аномально приподнятые надпойменные террасы в долине р. Памбак); 6 - направление простирания и падения пластов мезозойских и кайнозойских (дочетвертичных) пород; 7 - оси антиклиналей; 8 - оси синклиналей; 9 - стратиграфические контакты толщ пород; 10 - базальтовый горизонт в подошве эоцена; 11 - разломы; 12-18 - магматические образования разного состава (12 - гранит-гранодиоритового, 13 - щелочного, 14 - силлы га
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.