Физика Земли, 2020, № 2, стр. 50-68

ВВЕДЕНИЕ

Проблема существования глубоких мантийных землетрясений на Кавказе дискутируется на протяжении более 30 лет. Спектр точек зрения – от полного их отрицания [Джибладзе, 1983; Tan, Taymaz, 2006] до демонстрации их скопления в восточной части Кавказского перешейка [Годзиковская, 1988; 2008; 2017; Годзиковская, Рейснер, 1989; Габсатарова, 2010; Габсатарова и др., 2016].

Так, например, Э.А. Джибладзе [1983] провела специальное исследование сообщений о наличии здесь глубоких землетрясений, переопределив заново координаты очагов всех “подозрительных событий”. Из 11 таких событий лишь в одном случае можно было с натяжкой говорить, что его очаг находится либо в самой нижней части земной коры, либо на относительно малых глубинах в подкоровом слое. Это дало ей основание утверждать, что все сообщения о существовании глубоких мантийных землетрясений на Кавказе не вызывают доверия. В более позднем исследовании [Tan, Taymaz, 2006], посвященном изучению фокальных механизмов очагов землетрясений Кавказа с использованием метода инверсии волновых форм длиннопериодных сейсмических записей, указанные авторы приходят к выводу, что сейсмогенный слой на Кавказе ограничен глубиной 20 км, поскольку все построенные ими СМТ-решения (центроид момента тензора) не требуют для глубин центроида величин более 20 км. Тем самым отрицается существование здесь не только мантийных землетрясений, но и сейсмических событий в низах коры.

Вместе с тем А.А. Годзиковская [1988; 2008; 2017] для обширной выборки сейсмических событий в восточной части Кавказского перешейка (район Терско-Сунженского поднятия) показала принципиальное отличие волновых форм целого ряда сейсмических событий, очаги которых предположительно расположены в верхней мантии, от таковых для обычных коровых землетрясений Кавказа. Тем самым она впервые обосновала принципиальную возможность существования глубоких мантийных землетрясений на Кавказе.

И.П. Габсатарова [2010; 2016], изучая механизмы очагов землетрясений в пределах той же территории, показала принципиальное различие в типе подвижки в очагах землетрясений в земной коре и в подкоровом слое. Для коровых землетрясений тип движения в очагах характеризовался как взбросы и взбросо-сдвиги при близмеридиональном простирании главной оси сжатия. В то же время для семи рассмотренных землетрясений с заглубленными очагами (h = 126–164 км) наблюдалось преобладание сил близгоризонтального растяжения и кинематика подвижек определялась сбросами и сбросо-сдвигами. При этом простирания нодальных плоскостей не показали ярко выраженной тенденции. Таким образом, эти исследования добавили уверенности в существовании мантийной сейсмичности на Большом Кавказе с принципиально отличной от коровых землетрясений геодинамикой.

Следует заметить, что среди известных определений глубоких землетрясений на Большом Кавказе нет ни одного с М ≥ 5.6. Можно предположить, что сравнительно сильных землетрясений среди мантийных событий вообще не существует. И это еще один фактор, который мешал рассмотрению мантийной сейсмичности на Кавказе.

Охарактеризуем кратко коровую сейсмичность на рассматриваемой территории. Принято связывать расположение очагов землетрясений с разломами разной ориентировки. Результаты наших детальных работ на территории Гармского геодинамического полигона Института физики Земли АН СССР в Таджикистане в целом согласуются с этим представлением. Преобладающим здесь чешуйчатым надвигам, выполаживающимся вниз по падению, можно поставить в соответствие имеющих такое же положение в пространстве сейсмогенные “слои” [Гусева и др., 1987; Лукк, Шевченко, 1986; 1990]. В то же время протяженных линейных сейсмических структур, маркирующих субвертикальные тектонические разломы, не наблюдается. Посмотрим, как это выглядит на Кавказе.

На рис. 1 приведена карта эпицентров коровых землетрясений с магнитудой 3 и более за 2000–2016 гг. на территории Кавказского перешейка между Черным и Каспийским морями и на смежных территориях и акваториях по данным стандартного каталога ISC. В первую очередь, отметим, что на этой карте не просматриваются выраженные линейные последовательности землетрясений, которые было бы естественно ожидать при генетической связи очагов землетрясений с круто наклоненными тектоническими разломами, особенно с субвертикальными, расположенными на границах блоков земной коры. Вместо этого преимущественно имеет место неравномерно рассеянное в плане положения эпицентров. В то же время обращает на себя внимание ряд пятен относительно изометричных или неправильной формы плотных скоплений эпицентров. Они располагаются непосредственно восточнее поднятия Терского и Сунженского хребтов в Восточном Предкавказье (I на рис. 1), в центральной части Главного хребта восточного сегмента Большого Кавказа (II на рис. 1), в восточной части Гагра-Джавской зоны Большого Кавказа (III на рис. 1), в пределах Севано-Акеринской ветви Анатолийско-Малокавказского офиолитового пояса и смежной части Сомхето-Карабахского антиклинория Малого Кавказа к СЗ от оз. Севан (IV на рис. 1), т.е. в пределах весьма разнородных элементов тектонической структуры региона. Имеется несколько скоплений меньшего размера. Сходную картину для рассматриваемой территории получили другие авторы [Бурмин и др., 2018; Уломов и др., 2007; Tan, Taymaz, 2006].

Рис. 1.

Землетрясения c М_b ≥ 3 на территории Кавказа за 2000–2016 гг. по данным стандартного каталога ISC. На фоне рассеянного распределения эпицентров землетрясений выделены скопления эпицентров с плотной их упаковкой (1) и достаточно обширная область с относительно менее плотной упаковкой к востоку от Терско-Сунженского поднятия (2); (3) – сейсмотектонические области, упоминаемые в тексте.

Нам представляется весьма вероятным, что эти скопления эпицентров землетрясений как таковые не приурочены к каким-либо конкретным разрывным нарушениям или их пересечениям, но, скорее, маркируют восходящие потоки глубинных флюидов, которые играют важную роль в процессах текто- и сейсмогенеза [Шевченко и др., 2011; 2017]. А сами конкретные разломы и цепочки тяготеющих к ним очагов землетрясений в пределах перечисленных скоплений очагов в масштабе карты оказываются неразличимыми. В пользу флюидной интерпретации скоплений очагов свидетельствует то, что “очаги коровых землетрясений, приуроченные к перечисленным эпицентральным пятнам, оказываются сосредоточенными в узких зонах, вытянутых практически в строго вертикальном направлении” [Бурмин и др., 2018, с. 44].

СКОПЛЕНИЕ ЭПИЦЕНТРОВ ГЛУБОКОФОКУСНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ КАВКАЗСКОГО ПЕРЕШЕЙКА

Одно из вышеупомянутых плотных скоплений эпицентров расположено, как уже упоминалось, непосредственно восточнее поднятия Терского и Сунженского хребтов (I на рис. 1). К этому скоплению приурочен эпицентр сильнейшего за рассматриваемый временнóй интервал корового землетрясения 11.10.2008 г. с M_B = 5.6 (с координатами 43°25.3′ с.ш. и 46°20.2′ в.д.), с мощной афтершоковой последовательностью (его эпицентр выделен в пределах области I на рис. 1). Это скопление находится в северной краевой части более обширного поля с относительно меньшей плотностью эпицентров (знак 2 на рис. 1), которая (плотность), тем не менее, существенно превышает таковую на большей остальной части рассматриваемой территории. Этому полю по данным [Бурмин и др., 2018] соответствует достаточно обширная зона скопления коровых очагов в широком интервале глубин, которая имеет в целом вертикальные, но неясно выраженные ограничения.

К этому полю коровой сейсмичности приурочена также четко ограниченная область значительной концентрации очагов подкоровых землетрясений (рис. 2), которые на остальной территории наблюдаются только в виде единичных, разрозненных очагов с минимальной глубиной нахождения. Исключение представляет относительно обширное облако невысокой концентрации эпицентров подкоровых очагов, расположенное к юго-востоку от зоны их значительной концентрации (см. далее). В пределах области значительной концентрации эпицентров подкоровых землетрясений располагается г. Грозный, поэтому в дальнейшем мы ее будем называть Грозненским сейсмогеном.

Рис. 2.

Области распространения глубокофокусных, подкоровых землетрясений в восточной части Кавказского перешейка и в смежной части Каспийского моря. Контурами показаны границы областей распространения эпицентров подкоровых землетрясений с разной глубиной очагов, указанной под рисунком. A–B, C–D – линии сейсмологических профилей, показанных на рис. 3. Косым крестиком в центре области глубоких землетрясений обозначена точка пересечения этих двух линий.

Cведения о глубоких, мантийных землетрясениях региона мы почерпнули из стандартного каталога Международного сейсмологического центра (ISC) за время 2000–2016 гг., когда в результате существенного увеличения плотности сети регистрирующих станций возросла точность определения глубин очагов землетрясений и, соответственно, надежность разделения мантийных и коровых сейсмических событий. Список подкоровых землетрясений за 2000–2016 гг., заимствованный нами из бюллетеня ISC (www.isc.ac.uk) в пределах области Кавказа с координатами 39–45° с.ш. и 44–50° в.д., приведен в табл. 1. При этом сейсмическое событие относилось к глубоким подкоровым, если большинство сейсмологических служб (ISC, NEIC, MOS и др.) определяло для него глубину очага в 50 км и более. Максимальные глубины подкоровых землетрясений достигают здесь 160 км.

Осуществленная нами выборка глубокофокусных, мантийных землетрясений в интервале глубин до 160 км и положение их эпицентров в пределах скопления в восточной части Кавказского перешейка приведены на рис. 2 с разделением по различным интервалам глубин по данным табл. 1. Очаги разных интервалов глубинности в пределах Грозненского сейсмогена четко дифференцированы на площади. Прежде всего отметим очаги с глубинами 50–75 км (граница М располагается на Кавказском перешейке на глубинах 40–45 км и только в осевой части Восточного Кавказа погружается до 50–55 км [Резанов, Шевченко, 1978]). Эти очаги образуют относительно обширное поле неправильной формы (назовем его “Основным полем”), удлиненное в направлении СЗ–ЮВ. Эпицентры очагов на глубинах 76–100 км слагают относительно небольшое плотное скопление овальной формы в северной половине Основного поля. Длинная ось этого скопления ориентирована так же, как и ось Основного поля. Далее к СЗ располагается небольшая по площади группа эпицентров очагов из следующего интервала глубин 101–125 км. И, наконец, эпицентры очагов в интервале глубин 126–160 км образуют скопление, которое смещено еще дальше к СЗ (или к северу) от предыдущих.

Исходя из приведенных данных, можно говорить о том, что в районе г. Грозного имеется относительно небольшой по площади, прослеживающийся до глубины около 160 км, сейсмогенный объем пород верхней мантии, имеющий форму столба, наклоненного в СЗ направлении.

Кроме рассмотренного поля глубоких землетрясений в районе г. Грозного (т.е. Грозненского сейсмогена), имеется упомянутое выше расположенное к ЮВ от него более обширное поле серповидной в плане формы (“Серповидное поле”) (рис. 2). В пределах этого поля преобладают эпицентры землетрясений с глубинами 50–75 км. Имеются лишь отдельные разрозненные эпицентры землетрясений с глубинами 76–125 км. Мы не исключаем, что эти “глубокие” землетрясения могли появиться за счет возможных ошибок в определении глубин очагов коровых землетрясений при неблагоприятном в целом для этой относительно удаленной от сети станций области в расположении регистрирующих станций. Этот вопрос был подробно рассмотрен нами в работе [Лукк, Шевченко, 2019]. Поэтому к факту реального существования этих глубоких землетрясений в Серповидном поле следует относиться с большой осторожностью.

На рис. 3 приведены два вертикальных профиля через область глубоких землетрясений Грозненского сейсмогена: A–B – продольный относительно поля распространения таких очагов и C–D – поперечный к простиранию поля. На плоскости профилей спроецированы все очаги землетрясений из полос, для которых линии A–B и C–D являются осевыми. Ширина полос 152 и 164 км соответственно. Она выбиралась таким образом, чтобы на обоих профилях охватить основное скопление эпицентров глубоких землетрясений.

Рис. 3.

Профили через область глубокофокусных землетрясений Грозненского сейсмогена, ориентированные близпараллельно простиранию сейсмогена (а) и вкрест простирания (б). На плоскости профилей спроецированы все очаги землетрясений из полос, для которых линии A–B и C–D являются осевыми. Положение линий профилей и ширина полос выборок гипоцентров землетрясений показаны на рис. 2. Отсчет расстояний на профилях ведется от точки их пересечения (косой крестик на рис. 2): направо – положительные значения, налево – отрицательные.

В целом в районе Грозненского сейсмогена сейсмическое поле разделяется на две части. Это, во-первых, те землетрясения, очаги которых распределены преимущественно в верхних слоях (рис. 3а, 3б). Вниз по разрезу коры, до глубин 30–40 км (максимум до 50 км на очень ограниченной площади) плотность распределения очагов существенно уменьшается. Здесь присутствует наиболее сильное за рассматриваемый период времени коровое землетрясение с M_B = 5.6. Во-вторых, это упомянутое, необычное для всей рассматриваемой территории в целом, четко локализованное скопление глубоких землетрясений в районе г. Грозного на глубинах от 50 до 160 км.

В пределах продольного профиля А–В (рис. 3а) мантийные очаги концентрируются на глубинах ~50–90 км в пределах довольно узкой слабо наклоненной полосы (около 40 км в поперечнике). Вниз по падению происходит увеличение наклона этой полосы до ~50–60° с уменьшением ее ширины на больших глубинах до ~20 км. Вверх по восстанию в диапазоне глубин 30–50 км наклон полосы концентрации очагов землетрясения составляет около 30°. Далее вверх эта наклонная полоса сливается с горизонтальным приповерхностным “слоем” очагов коровых землетрясений.

В целом можно считать, что рассмотренная полоса очагов глубоких землетрясений наклонена к горизонту примерно на 30° к СЗ. Следует заметить, что осевая линия расположенной рядом периклинальной части Сунженской антиклинали погружается в противоположном, ЮВ направлении.

На поперечном профиле C–D (рис. 3б) проекции гипоцентров глубоких землетрясений вырисовывают приблизительно близвертикальную полосу. Ширина полосы – ~40–60 км. Вверху она сливается с горизонтальным “слоем” коровой сейсмичности.

Таким образом, в поперечном сечении рассматриваемый Грозненский сейсмоген имеет форму, близкую к овалу, а в целом “сейсмогенное тело” выглядит как наклонный стержень, столб не слишком правильной формы.

НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОЕ СОСТОЯНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ГРОЗНЕНСКОГО СЕЙСМОГЕНА

Обратимся к характеристике напряженно-деформированного состояния верхней мантии в области существования глубоких, мантийных землетрясений. Его оценка производилась по данным о фокальных механизмах землетрясений. Известных определений таковых оказалось немного в рамках упомянутого выше временного интервала 2000–2016 гг. в силу малых магнитуд мантийных землетрясений. Поэтому мы вышли за его пределы и постарались использовать все известные определения фокальных механизмов на рассматриваемой территории Грозненского сейсмогена. Нам удалось организовать небольшую статистику фокальных механизмов глубоких землетрясений, сведения о которых удалось отыскать в бюллетенях ISC и NEIC, а также в публикации И.П. Габсатаровой с коллегами [2016]. Эти сведения приведены в табл. 2. Будем называть в дальнейшем эту выборку выборкой А.

Интерес представляет сравнительная оценка напряженно-деформированного состояния рассматриваемой территории в земной коре и верхней мантии. С этой целью мы дополнительно к выборке А фокальных механизмов глубоких, мантийных землетрясений воспользовались выборкой фокальных механизмов для коровых землетрясений в области (с координатами 42°–44° с.ш. и 44°–48° в.д.), расположенной над областью сгущения мантийных землетрясений (см. рис. 2). В дальнейшем эту выборку фокальных механизмов будем называть выборкой В. Эти данные приведены в табл. 3. В обеих таблицах (табл. 2 и табл. 3) номера событий для фокальных механизмов, заимствованных из работы [Габсатарова и др., 2016], выделены жирным шрифтом.

В табл. 2 приведены фокальные механизмы для подкоровых землетрясений с глубинами более 50 км в Грозненском сейсмогене. Кроме того, мы привлекли также 3 события в нижней коре (H = 35–48 км), фокальные механизмы которых близки по виду к механизмам мантийных землетрясений. Нам представляется это допустимым в силу приведенных выше рассуждений о возможных ошибках определения глубин очагов землетрясений в нижней части коры. Однако это сходство механизмов может быть интерпретировано также как указание на возможность проникновения в некоторых случаях глубинного подвижного материала (флюиды и т.п., с которыми мы связываем возникновение мантийных землетрясений) на нижнекоровый уровень.

Графические решения приведенных в табл. 2 фокальных механизмов (CMT-решения) глубокофокусных, мантийных землетрясений показаны на рис. 4, а на рис. 5 приведены графические решения фокальных механизмов (CMT-решения) для коровых землетрясений согласно данным табл. 3.

Рис. 4.

Графические решения фокальных механизмов глубокофокусных, подкоровых сейсмических событий Грозненского сейсмогена согласно данным табл. 2.

Рис. 5.

Графические решения фокальных механизмов коровых сейсмических событий в выборке над областью глубоких мантийных землетрясений согласно данным табл. 3.

Реконструкция напряженно-деформированного состояния (НДС) в подкоровом слое и в пределах земной коры осуществлялась по рассмотренным выше данным о фокальных механизмах расположенных в них землетрясений путем построения среднего механизма по совокупностям индивидуальных фокальных механизмов землетрясений в пределах каждой конкретной выборки в рамках методики С.Л. Юнги [1979; 1990]. Ее основным элементом является построение матрицы среднего механизма M_ij, определяемой как среднее арифметическое из совокупностей N-матриц индивидуальных фокальных механизмов m_ij:

При этом принималось допущение о подобии напряженно-деформированного состояния в широком диапазоне магнитуд. Правомочность такого допущения подкреплялась теоретическими соображениями [Никитин, Юнга, 1977] и проверялась в натурном эксперименте в диапазоне магнитуд M = 1–5 в [Юнга, 1979; Лукк, Юнга, 1979; 1988]. В отличие от обычного разделения знаков первых вступлений P-волн на поверхности фокальной сферы двумя нодальными плоскостями средний механизм требует разделения этих знаков (или главных осей тензоров СМТ-решений) поверхностью эллиптического конуса, описываемой уравнением:

Положение и форма эллиптического конуса полностью определяются положением главных осей T (растяжение), B (промежуточная), P (сжатие), соответствующих собственным значениям M₁, M₂, M₃ (M₁ ≥ M₂ ≥ M₃; M₁ + M₂ + M₃ = 0) симметричного тензора-девиатора 2-го ранга M_ij, и коэффициентом Лоде–Надаи μ_M. Значения коэффициента μ_M выражаются через собственные значения M₁, M₂, M₃ как:

Коэффициент μ_M используется в дальнейшем для характеристики вида напряженно-деформированного состояния: его значения изменяются от –1 (растяжение/одноосное удлинение) до +1 (сжатие/одноосное укорочение) через 0 (чистый скол).

Для оценки соответствия расчетного среднего механизма совокупности индивидуальных механизмов, на основе которой он построен, используется второй инвариант тензора M_ij, который мы обозначаем как интенсивность k:

Величина коэффициента k изменяется от 1 (в случае полного совпадения всех индивидуальных фокальных механизмов (СМТ-решений)) до 0 (в случае, когда каждому индивидуальному СМТ-решению в выборке находится его антипод). Надо заметить, что при случайном распределения главных осей индивидуальных СМТ-решений параметр k принимает значения, не превышающие 0.3. Поэтому, при значениях k ≥ 0.5 оценка среднего фокального механизма представляется устойчивой.

Рассчитанные таким образом средние механизмы в пределах пространственных выборок А и В приведены на рис. 6. Численные параметры приведенных на этом рисунке средних тензоров СТД отражены в табл. 4.

Рис. 6.

Средние фокальные механизмы для глубокофокусных подкоровых землетрясений (выборка А) и для коровых землетрясений (выборка В) на территории Грозненского сейсмогена: 1 – индивидуальные оси сжатия напряженно-деформированного состояния (НДС); 2 – индивидуальные оси растяжения СТД; 3 – расчетные главные оси сжатия среднего фокального механизма; 4 – расчетные главные оси растяжения среднего фокального механизма; 5 – расчетные главные оси промежуточной СТД среднего фокального механизма; 6 – проекция нодальной поверхности и ограничиваемая ею область растяжения СТД; 7 – центр стереографической проекции.

Как следует из рис. 6 и табл. 4, средние механизмы глубокофокусных и коровых землетрясений принципиально различаются. Их главные оси Р и Т ориентированы противоположным друг к другу образом. Различаются они и коэффициентами Лоде–Надаи (μ_M). В мантии в Грозненском сейсмогене отмечается слабое преобладание субгоризонтального растяжения (μ_M = ‒22) в близмеридиональном направлении при субвертикальном положении оси сжатии. В то же время в земной коре преобладает напряженное состояние субгоризонтального сжатия (μ_M = +0.16) в близмеридиональном направлении при субвертикальном положении оси растяжения. То есть, в противовес обстановке надвигообразования в земной коре (В), в подкоровой мантии в Грозненском сейсмогене (А) преобладает сбросовый тип напряженно-деформированного состояния. Если вид напряженно-деформированного состояния, оцененный здесь в пределах земной коры, согласуется с общепринятым представлением о том, что напряженно-деформированное состояние на Кавказском перешейке определяет напряжение интенсивного субгоризонтального сжатия, ориентированное вкрест простирания тектонических структур, то для подкорового сейсмогена этот механизм не проходит. Необходимо отметить, что полученные здесь данные о напряженном состоянии горных пород Грозненского сейсмогена на больших глубинах характеризуют только сам сейсмоген. Их вряд ли можно механически распространять на вмещающую этот сейсмоген мантию.

Природа напряженного состояния Грозненского сейсмогена, существенно отличающегося от такового для земной коры, пока не находит у нас какого-либо объяснения. В связи с этим стоит также заметить, что напряженное состояние материала литосферы в некоторых других сейсмогенах (Вранчский, Гармский) [Шевченко и др., 2011; 2017] выглядит отлично от того, что получено здесь нами для Грозненского сейсмогена.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Положение выделенных на рис. 2 полей очагов глубокофокусных, мантийных землетрясений продублировано на рис. 7 на фоне орографической карты района и коровой сейсмичности.

Рис. 7.

Местоположение полей эпицентров мантийных землетрясений восточной части Кавказского перешейка и смежной части Каспийского моря для четырех интервалов глубин очагов в диапазоне 50–160 км в соответствии с их распределением на рис. 2 (знак 1). A–B – линия вертикального профиля через область Грозненского сейсмогена, ориентированная вдоль его длинной оси (в направлении ЮВ–СЗ) (см. рис. 3а). C–D – линия вертикального профиля через область Грозненского сейсмогена, ориентированная поперек его длинной оси (в направлении ЮЗ–СВ) (см. рис. 3б).

Находящиеся на СЗ окончании Грозненского сейсмогена эпицентры наиболее глубокофокусных землетрясений располагаются севернее Терского хребта Восточного Предкавказья, т.е. за пределами Восточного Предкавказья. Они попадают на территорию “молодой” Скифской платформы – эпибайкальской, по мнению М.В. Муратова [1969] или, возможно, представляющей несколько опущенную, прогнутую краевую часть древней Восточно-Европейской платформы [Резанов и др., 1978]. ЮВ часть Основного поля Грозненского сейсмогена протягивается в пределы северного крыла осевого поднятия Большого Кавказа (в пределы Дарьяло-Богосского антиклинория или горст-антиклинория Бокового хребта восточного сегмента этого мегантиклинория [Милановский, Хаин, 1963]). Судя по более поздним данным [Гущин, Панов, 1992; Гущин и др., 1996], в Боковом хребте вскрывается фронтальная часть мощной сложной южновергентной надвиговой пластины нижнеюрских песчано-сланцевых пород [Шевченко и др., 2017].

Располагающееся юго-восточнее Грозненского сейсмогена Серповидное поле перекрывает юго-восточный сегмент Большого Кавказа и включает в себя смежные части Каспийского моря и Куринской межгорной впадины. Серповидное поле в принципе может быть, наряду с Грозненским сейсмогеном, включено в состав Восточно-Кавказской полосы глубинной сейсмичности. Эта полоса как целое (простирание СЗ-ЮВ) в плане сечет под острым углом восточную часть Большого Кавказа. Особенно наглядно Грозненский сейсмоген с его СЗ-ЮВ простиранием сечет различные субширотные элементы тектонической структуры северного склона восточного сегмента Большого Кавказа и Восточного Предкавказья. Какие-либо тектонические дислокации (см. [Барковская и др., 1960; Геология СССР, 1968; 1972]), которые можно было бы соотнести с Грозненским сейсмогенном или с упомянутой Восточно-Кавказской полосой глубинной сейсмичности, отсутствуют.

Глубокофокусные, мантийные очаги землетрясений в восточной части Кавказского перешейка и некоторые другие геологические и геофизические данные по этому региону рассматриваются рядом исследователей как свидетельство существования здесь слэба располагающейся южнее Аравийской литосферной плиты, субдуцирующей в северном направлении, под Большой Кавказ [Гугунава, 1976; Кропоткин, Ларионов, 1976; Хаин, 1982; 1984; Халилов и др., 1987]. С этим субдуцированием связывают формирование тектонической структуры Кавказа и завершение развития соответствующей части океана Тетис. Приведенные выше данные о морфологии Грозненского сейсмогена и всей Восточно-Кавказской зоны глубинных землетрясений не позволяют принять такую точку зрения. Представление о субдукции подразумевает погружение слэба – части литосферной пластины, т.е. двухмерного объекта. Грозненский же сейсмоген, как это хорошо видно на рис. 2 и рис. 3, представляет собой образование одномерное, “сосискообразное”. Поэтому о субдукции в данном случае не может быть и речи. Какие-либо другие материалы, которые могли бы быть истолкованы как указание на существование субдуцирующего слэба, отсутствуют. Секущее положение глубокофокусной сейсмогенной зоны по отношению к Большому Кавказу не позволяет предполагать наличие генетической связи между ними.

Судя по морфологии Грозненского сейсмогена можно, по аналогии со сходными образованиями [Аптикаева и др., 1994; Горбатиков и др., 2015; Ершов, Никишин, 2004], предполагать, что он представляет собой некий канал проницаемости, по которому происходило восходящее перемещение термального мантийного материала – флюидного и/или подплавленного силикатного. В связи с этим следует заметить, что в окрестности г. Грозный отмечено проявление четвертичного вулканизма [Милановский, Короновский, 1973]. Проникновение глубинного материала в верхи мантии и, возможно, в земную кору сопровождается, по-видимому, возникновением очагов землетрясений.

Канал на глубине более 80–85 км представляет собой наклонный (50–60°) “сосискообразный” объем мантии с округлым или овальным поперечным сечением, диаметры которого измеряются в разных его частях величинами в 20–40–60 км. На глубинах ~50–85 км канал проницаемости выполаживается и резко расширяется в горизонтальных направлениях. Поступающий по наклонному каналу глубинный материал, по-видимому, начинает растекаться в этих направлениях. Возникает Основное поле глубинных землетрясений Грозненского сейсмогена. В этом же интервале глубин располагается Серповидное поле глубинных очагов. На этом уровне глубин связь между Основным и Серповидным полями очагов не наблюдаеся. Но, может быть, она осуществляется на более высоком, нижнекоровом уровне. На такую возможность указывает то, что эти поля в плане ложатся в единую полосу с характерным СЗ–ЮВ простиранием.

“Тела” или “объемы” сходных с Грозненским сейсмогеном “наклонных столбов” неправильной формы известны в Альборанском [Blanco et al., 1993] (рис. 8) и Тирренском [Kulakov et al., 2009] (рис. 9) сегментах Альпийско-Индонезийского подвижного пояса (см. также [Шевченко и др., 2017]).

Рис. 8.

(а), (б) – горизонтальные срезы сейсмотомографической высокоскоростной аномалии в альборанском сегменте Альпийско-Индонезийского подвижного пояса; цифрами обозначены глубины срезов; (в), (г) – сейсмотомографические профили по простиранию (в) и вкрест (г) высокоскоростной аномалии. Местоположение профилей показано горизонтальными линиями на картах на средних секциях рисунка. Крестиками на картах и кружками на профилях показаны очаги землетрясений (по [Blanco et al., 1993], фрагмент).

Рис 9.

Продольный (А–А¹) и поперечный (B–B¹, С–С¹ и D–D¹) профили через сейсмотомографическую высокоскоростную аномалию на территории северо-восточного обрамления Тирренской впадины (по [Kulakov et al., 2009] и Кулакову И.Ю., устное сообщение в ИФЗ РАН). Штриховкой и заливкой показано отклонение скорости прохождения сейсмических волн P от стандартного распределения. Расположение профилей показано на нижнем правом рисунке.

В этих двух случаях столбообразные “тела” прослежены до глубин 500–700 км в первом и 300–400 км во втором случаях, после чего они выполаживаются. В результате на продольных профилях эти или аналогичные “тела” могут быть приняты за слэбы, т.е. за субдуцирующие части литосферных плит (см., например, [Кропоткин, Ларионов, 1976]). Но на поперечных профилях ясно видно, что в таких сечениях они имеют неправильно-округлую, ~изометричную форму. Все это позволяет говорить о “сосискообразности” как рассматриваемых тел, так и Грозненского сейсмогена. И.Ю. Кулаков использовал эту характеристику применительно к тирренскому “телу” (устное сообщение, ИФЗ РАН).

Помимо наклонных, изгибающихся, “сосискообразных”, известны субвертикальные, практически прямолинейные “тела” (“сейсмические гвозди” по [Вадковский, 1996; 2012]). Они также выявлены разными методами в Таджикской депрессии [Аптикаева и др., 1994; Шевченко и др., 2011], на Большом Кавказе [Горбатиков и др., 2015], в Карпатах [Шевченко и др., 2011], на Памире и в Центральном Тянь-Шане [Баталев и др., 2017; Sass et al., 2014].

Альборанское “тело” (рис. 8), как и Грозненский сейсмоген, четко демонстрирует отсутствие связи с тектонической структурой Альпийско-Индонезийского подвижного пояса. Оно ориентировано диагонально по отношению к простиранию элементов этой структуры. Отсутствие связи с тектонической структурой региона демонстрирует также субвертикальное, круто наклоненное столбообразное “тело” на территории Гармского геодинамического полигона в Таджикистане и сходное морфологически образование (зона Вранча) в Карпатах [Шевченко и др., 2011].

Вместе с тем имеются материалы, которые свидетельствуют о том, что некоторые из перечисленных близвертикальных столбообразных “тел”, морфологически сходных с другими, отличаются от них четкой связью с тектонической структурой. Мы имеем в виду столбообразные “тела” [Аптикаева и др., 1994; Горбатиков и др., 2015], определенно приуроченные к осевым частям прогибов в составе подвижных поясов и сооружений. Названные исследователи рассматривают эти “тела” как некие зоны проницаемости, зоны миграции флюидов или расплавов. Есть основания полагать, что мигрирующие по таким близвертикальным зонам проницаемости флюиды и/или расплавы могут играть важную роль в процессах формирования тектонической структуры подвижных поясов и сооружений земной коры за счет привноса в земную кору дополнительных объемов глубинного минерального материала [Шевченко и др., 2017].

Таким образом, приведенные данные по Грозненскому сейсмогену и некоторые упомянутые литературные материалы по другим “сосископодобным” и “столбообразным” образованиям свидетельствуют о том, что они, во-первых, достаточно широко распространены в литосфере и играют существенную роль в тех процессах сейсмогенеза, которые не имеют очевидной связи с тектонической структурой. Во-вторых, они напоминают о существовании морфологически сходных каналов проницаемости, которые с тектонической структурой тесно связаны пространственно и, тем самым, по-видимому, генетически.

Если еще раз посмотреть на Кавказский перешеек в свете приведенного материала по сейсмичности (рис. 1) и принятой нами ее интерпретации, то можно предположить, что рассеянные эпицентры землетрясений указывают на существование более-менее повсеместно присутствующего рассеянного восходящего потока флюидного материала, инициирующего общую обстановку напряженного состояния субгоризонтального сжатия (объемного распора). В ряде участков интенсивность потока, по-видимому, возрастает, что приводит к возникновению небольших плотных скоплений эпицентров землетрясений. И в том, и в другом случае процессы сейсмогенеза локализованы в земной коре, что не исключает поступление флюидного материала из самых верхов мантии. В отличие от этого возникновение и функционирование Грозненского сейсмогена (и, по-видимому, всей Восточно-Кавказской сейсмогенной полосы) совершенно однозначно связаны с процессом, четко локализованным в мантии. К сожалению, природу напряженного состояния Грозненского сейсмогена интерпретировать не удалось.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате настоящего исследования установлено существование “сосискообразного” сейсмогенного мантийного “тела” в пределах восточной части Кавказского перешейка между Черным и Каспийским морями. Оно погружается в направлении с юго-востока на северо-запад до глубины 160 км и существенно расширяется в интервале глубин 50–75 км в направлении на юго-восток. Вид сейсмотектонической деформации этого глубинного мантийного тела, устанавливаемый по совокупностям фокальных механизмов землетрясений, определяется преобладанием субгоризонтального удлинения в близмеридиональном направлении. Он принципиально отличается от такового для верхнего этажа земной коры, где материал горных пород, согласно совокупностям фокальных механизмов коровых землетрясений, деформируется в условиях преобладания субгоризонтального сжатия вкрест простирания тектонических структур Большого Кавказа. Конфигурация сейсмогенного мантийного тела и вид его напряженного состояния не позволяют принять существующую его интерпретацию (в рамках плейттектонической концепции) как результат погружения субдуцирующей Аравийской литосферной плиты под Евразиатскую плиту вкрест простирания кавказских структур.

В литературе для аналогичных тел (мантийных и коровых) существует иная трактовка: они рассматриваются как некие каналы повышенной проницаемости для подтока глубинных флюидов и/или подплавленного силикатного материала в земную кору. Тем самым предполагается возможность проявления эндогенных процессов, развивающихся самостоятельно в земной коре и в верхней мантии и играющих, в нашем случае, заметную роль в сейсмичности региона.