НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ СЕЙСМИЧЕСКОГО РЕЖИМА КАМЧАТСКОГО РЕГИОНА. АКТИВИЗАЦИЯ СЕЙСМИЧНОСТИ В 2000–2021 ГОДАХ

1. ВВЕДЕНИЕ

Сейсмичность Курило-Камчатского звена Тихоокеанского сейсмического пояса по уровню близка к максимальной на планете. Детальное изучение сейсмичности Курило-Камчатской дуги началось после создания к 1961 г. сети сейсмических станций [Fedotov et al., 1964; Gordeev et al., 2013]. На основе полученных данных разработаны шкалы для энергетической классификации землетрясений Камчатского региона [Fedotov, 1972]. Построены графики повторяемости землетрясений Камчатки в шкале моментных магнитуд для трех периодов времени 1923‒1952, 1952‒1962 и 1963‒1988 гг.; показано, что в гипотезе линейности графика недооценивается повторяемость сильнейших толчков [Gusev, Shumilina, 2004]. В работе [Levina et al., 2013] представлен обзор сейсмичности за 50-летний период наблюдений для десяти участков сейсмофокальной (СФ) зоны, установлено различие в строении южного и северного сегмента СФ зоны Камчатского региона. В статье [Gordeev et al., 2006] предпринята попытка сопоставления коровой тектонической сейсмичности суши Камчатки на глубине до 50 км с разломными зонами. Исследование динамики фоновой сейсмичности в объемах среды, прилегающей к очагу сильного землетрясения, представлено в работе [Saltykov et al., 2013]. Опыт выделения предвестников сильных землетрясений на Камчатке в 1998–2011 гг. систематизирован в статье [Chebrov et al., 2013b]. Влияние сильных землетрясений на вариации сейсмичности Курил и Камчатки за 1962–2009 гг. исследуется в работе [Sobolev, 2010]. Трехмерная скоростная модель литосферы под Камчаткой рассматривается в статье [Gontovaya et al., 2010]. При анализе пространственной кластеризации эпицентров мелкофокусных землетрясений Камчатки использован каталог КФ ЕГС РАН [Agaian, Nekrasova, 2024]. Изучению скоростного строения коры и верхней мантии района Авачинской бухты посвящена работа [Reznichenko et al., 2023].

Для Камчатского региона большинство землетрясений класса К≥10 имеет тектоническую природу и происходит в СФ зоне Вадати – Заварицкого – Беньофа как результат взаимодействия литосферных плит при субдукции океанической плиты. При погружении Тихоокеанской литосферной плиты землетрясения наблюдаются до глубины около 700 км. Распределение эпицентров землетрясений с М≥6 в Курило-Камчатской и западной части Алеутской островодужной системы за период с 1962 по 2021 г. показано на карте (рис. 1). Для более адекватного представления сейсмичности региона очаги землетрясений показаны окружностями, площади которых в масштабе карты соответствуют площади очагов. Расчет размеров очагов землетрясений выполнен в соответствии с моделью круговой трещины [Kanamori, Anderson, 1975]. Для событий с глубиной очага до 100 км принималось значение сброшенного напряжения Δσ=3 мПа [Venkataraman, Kanamori, 2004; Allmann, Shearer, 2009]. Глубже сброшенное напряжение менялось пропорционально модулю сдвига в соответствии с моделью Земли ak135 [Kennett et al., 1995].

Северо-восточная граница Камчатского региона (рис. 1, прямоугольная рамка А₀–А₁–А₂–А₃) расположена немного севернее участка сочленения Курило-Камчатской и западной части Алеутской островодужной системы. Юго-западная граница пересекает Курильскую островную дугу немного южнее прол. Креницына, разделяя северную и центральную часть Курильской дуги. На рис. 1 видно, что на этой границе меняется характер сейсмичности: вдоль границы глубоких землетрясений почти нет, к юго-западу сильных глубоких землетрясений мало, северо-восточнее наблюдается высокая сейсмическая активность на большой глубине. Строение земной коры севернее и южнее выбранной границы также различно. В работе [Sergeev, 1976] приводятся важные различия в структуре фланговых участков Курильской островной дуги и ее центрального звена. По материалам геологических и геофизических исследований для осадочных толщ получены значения: 3.5‒5.0 км на юго-западе; 7.0‒7.5 км на северо-востоке; 1.5‒2.0 км в центре. Мощность земной коры резко меняется от северо-восточного и юго-западного участков островной дуги к центральной части приблизительно с 30 до 10 км. В плане конфигурация изогипс мощности осадков и кристаллической части земной коры имеет на фланговых участках V-образную форму, постепенно выклиниваясь к центру островной дуги.

На основе расширенного объема данных инструментальных наблюдений за сейсмичностью с 1962 по 2021 г. в настоящей работе уточняются особенности сейсмичности Камчатского региона. В статье представлены расчеты выделенной сейсмической энергии, угла наклона линейного тренда графиков повторяемости, графики нарастания количества событий со временем в зависимости от глубины землетрясений. Показано, что с начала 2000-х гг. и до Охотоморского землетрясения в курило-камчатской части СФ зоны Тихого океана и в Камчатском регионе отмечалось увеличение скорости накопления кумулятивной энергии, значительно возросла скорость накопления количества событий для глубины более 550 км.

2. ИСПОЛЬЗОВАННЫЕ ДАННЫЕ

В целях исследования были использованы данные о землетрясениях с 1962 по 2021 г. из каталога КФ ЕГС РАН [Chebrov et al., 2013a; Chebrova et al., 2020] и каталога ISC (International Seismological Centre) [Bondár, Storchak, 2011]. За этот период в Курило-Камчатском регионе менялись методики расчета положения гипоцентров, апертура сети и количество действующих станций. С 1996 г. начался переход на цифровую регистрацию. Все это позволило снизить представительную величину класса регистрируемых землетрясений. Для получения однородной выборки событий за весь период наблюдений использовались землетрясения начиная с 10-го класса [Fedotov, 1972]. В пределах прямоугольной области B₀–А₁–А₂–B₂–B₃–B₀ (рис. 1) выбрано 34670 событий, в области А₀–А₁–А₂–А₃–А₀ – 14465 событий.

В расчетах использованы оценки энергии (Е) землетрясений, полученные по следующей схеме:

1) если К<13, то использовался класс землетрясения К=logE;

2) если K≥13 или оценки класса нет, то для глубины h<100 км применялись соотношения: logE=1.5Ms+4.4 [Boatwright, Choy, 1986]; для Камчатского региона выполнялся промежуточный расчет Ms=–0.14Mw²+3Mw–7.4 [Gusev, Melnikova, 1990]. Для глубины h≥100 км расчет logE=1.5Mw+4.8 [Boatwright, Choy, 1986];

3) если магнитуды Mw и Ms не представлены в каталоге, то выполнялся расчет оценки: Ms=1.76mb–3.96, Ms=1.33Ml–1.73 [Ambraseys, 1990]; Ms=1.54mb–3.85 [Abe, Kanamori, 1980]; Ms=1.25MPV–1.54 [Bormann, Wylegalla, 1975]; logE=1.5Me+4 [Boatwright, Choy, 1986].

Если тип магнитуды не задан или приведена магнитуда Md либо Mc, то выполнялся расчет как для Ml.

3. РЕЗУЛЬТАТЫ

Сейсмическая активность (количество событий и энергия) для Камчатского региона на разной глубине заметно меняется, поэтому целесообразно рассмотреть параметры сейсмического режима послойно. Изменение сейсмической энергии Ē и числа землетрясений с глубиной иллюстрируется графиками на рис. 2. До глубины 200 км осреднение проводилось с шагом 10 км, глубже – с шагом 20 км. В соответствии с положением наиболее значительных максимумов Ē выделено семь слоев с глубиной 0–35, 35–80, 80–130, 130–180, 180–230, 230–550, 550–700 км.

Для перечисленных слоев на рис. 3, а, показаны графики повторяемости землетрясений, полученные с интервалом суммирования по классу 0.3, и линии тренда (при расчете линий тренда не использовались точки графика повторяемости, если число событий на соответствующем шаге осреднения было меньше шести). На рис. 3, а, также представлены графики зависимости накопления log(Eс) в слое с увеличением класса землетрясений, где Eс – кумулятивная энергия. Близкий к линейному участок кривой log(Eс) использовался для расчета наклона линии тренда β. На рис. 3, б, и в табл. 1 представлены сводные характеристики сейсмичности слоев.

Параметр γ зависит от распределения блоков среды по размерам и от условий процесса разрушения [Sadovsky et al., 1987], которые меняются для слоев на разных глубинах. Судя по рис. 3, а, и табл. 1, с глубиной значение параметра β также меняется.

Представляется, что землетрясения, энергетический класс которых ниже значения выхода кривой log(Eс) на линейную часть, можно отнести к рассеянной сейсмичности, связанной с мелкомасштабной раздробленностью среды. Крупным разломам сейсмически активной зоны соответствует сравнительно небольшое количество сильных событий, которые вносят основной вклад в суммарную энергию. В зависимости от масштаба и свойств сейсмоактивного объема класс выхода кривой log(Eс) на линейную часть может меняться. Землетрясения, попадающие на линейную часть кривой, отвечают подвижкам, образующим каркас разломов значительного размера, причем чем круче линия тренда, тем характернее для сейсмоактивной среды реализация накопленной сейсмической энергии через сильные землетрясения (рис. 3, а; табл. 1). Складывается представление, что участок с линейным ростом графиков log(Eс) отражает иерархические свойства распределения относительно крупных разломов среды.

Верхний слой с глубиной до 35 км относится к фронтальному участку СФ зоны, на котором океаническая литосферная плита начинает погружаться под Камчатку и Курильскую островную дугу. Землетрясения в этом слое происходят в результате жесткого контакта и деформации сдвигающихся литосферных плит. Сжатие континентальной литосферы вызывает хрупкие разрушения по множеству разломов между блоками земной коры и создает основную массу землетрясений. Первый максимум Ē (табл. 1) приходится на глубину 15 км.

Примерно в 100 км от оси желоба, на глубине 35–80 км, океаническая литосферная плита взаимодействует с мантийной частью континентальной литосферы. Максимум энергии Ē приходится на глубину 45 км (см. рис. 2; табл. 1). Сильнейшие землетрясения, связанные с пологими сдвигами и надвигами, происходят в пределах двух верхних слоев. На глубину 0–80 км приходится более 85 % событий К≥10 (табл. 1). Изгиб океанической плиты, растяжение ее верхней стороны и сжатие нижней приводят к перемещению сейсмичности в глубь погружающейся плиты [Lobkovsky, 1988; Zharkov, 2012].

Количество событий и суммарная энергия в третьем (80–130 км) и четвертом (130–180 км) слоях в несколько раз меньше, чем во втором, однако растет доля сильных событий (k≈14 и k≈22). Пик Ē соответствует глубине 115 и 175 км (см. рис. 2; табл. 1). На уровне 3-го слоя основная часть землетрясений происходит путем релаксации остаточных упругих деформаций на ослабленных участках океанической плиты [Lobkovsky, 1988]. В рамках концепции существования серпентинитового слоя, подстилающего океаническую плиту [Hess, 1962; Sorokhtin, Ushakov, 1993], а также серпентинизации пород океанической коры, насыщенных водой перед погружением, сейсмичность в 4-м слое коррелирует с процессом дегидратации и образованием водного флюида [Lobkovsky, 1988; Sorokhtin, Ushakov, 1993; Dobretsov et al., 2001; Seliverstov, 2009; Zharkov, 2012]. Образование магмы связывают с плавлением пород океанической коры и мантийного клина под воздействием флюидов [Lobkovsky et al., 2004].

В пятом слое СФ зоны количество событий сравнительно мало, велика доля сильных событий (отношение k≈71). Примерно на этой глубине происходит сближение двойных сейсмических зон, связанных с дегидратацией океанической коры и мантийной части океанической литосферы [Hacker et al., 2003; Brudzinski et al., 2007; Zharkov, 2012].

В шестом слое при значительной толщине – 230–550 км – происходит сравнительно немного событий (рис. 3; табл. 1). Почти отсутствуют землетрясения выше 14-го класса (k≈4). Поскольку мантия на этом интервале глубин обладает пониженной вязкостью [Dobretsov et al., 2001], контакт плита – мантия носит пластический характер, что обуславливает слабую сейсмичность на этих глубинах.

Глубже 550 км характеристики сейсмичности значительно меняются, прежде всего за счет Охотоморского землетрясения 24 мая 2013 г. (см. рис. 1; рис. 3; табл. 1). Механизм Охотоморского землетрясения интерпретирован как сброс, имеющий субмеридиональное простирание [Abubakirov et al., 2015; Ye et al., 2013]. При относительно небольшом числе событий в слое – огромный рост суммарной энергии. Наклон графика повторяемости –0.364, отношение k возрастает до 830, т.е. это слой редких сильных землетрясений.

На рис. 4, а, представлены графики отклонения от равномерного со временем накопления нормированной кумулятивной энергии ∆E_c Нормировка сделана на суммарную энергию соответствующей конечной даты графика. Чем круче к горизонтальной оси участки графиков, тем больше отличается скорость изменения ∆E_c от равномерной. Для графиков характерны длительные интервалы с линейным ходом накопления, соответствующие высвобождению сейсмической энергии с постоянной скоростью. При этом наклон графиков на этих участках практически одинаков для разной глубины (исключая слой 0˂h˂35 км) и не меняется после сильных событий, прерывающих высвобождение сейсмической энергии с постоянной во времени скоростью. Такой ход графиков свидетельствует о постоянстве скорости субдукции и стабильности фоновой сейсмичности на этих интервалах. Сравнительно редкие сильные землетрясения не оказывают существенного влияния на движение слэба и связаны с выделением упругой энергии в отдельных локальных областях СФ зоны.

Параметры наиболее заметных землетрясений Камчатского региона класса K>15 (рис. 4, б) представлены в табл. 2.

На рис. 5, а, представлены графики накопления нормированной кумулятивной сейсмической энергии начиная с 1962 г. для показанного на рис. 1 курило-камчатского сегмента Тихоокеанского сейсмического пояса (полигон B₀–А₁–А₂–B₂–B₃–B₀, 34670 событий класса K>10) и для Камчатского региона (полигон А₀–А₁–А₂–А₃–А₀, 14465 событий класса K>10). С середины 70-х гг. и до начала 2000-х графики демонстрируют сравнительно стабильный уровень скорости накопления. После этого начинается постепенный рост сейсмической активности. Интересно сопоставить накопление кумулятивной сейсмической энергии с графиком смещения северного магнитного полюса относительно положения в 1961 г. (рис. 5, а; данные NOAA, National Oceanic and Atmospheric Administration). С середины 90-х гг. возрастание сейсмичности следует за изменением скорости смещения северного магнитного полюса.

На рис. 5, б, показаны графики отклонений накопленной нормированной кумулятивной суммы количества событий от равномерного роста для трех слоев. Нормировка сделана на число событий, соответствующих конечной дате. На графиках стрелками отмечены моменты быстрого роста количества событий. Скачкам в количестве событий после крупных землетрясений (табл. 2) на глубине 0–35 км и 80–130 км предшествует заметный рост активности в слое 500–700 км: за 15 месяцев до сильных землетрясений в конце 1971 г. [Fedotov, 1975]; за 3.5 года до землетрясения в апреле 1983 г.; за 17 месяцев до землетрясения в конце 1997 г.; за 5.5 года до глубокого Охотоморского землетрясения в мае 2013 г.

С начала 2000-х гг. увеличилась скорость накопления количества событий для глубины более 550 км, причем заметное увеличение наблюдалось с октября 2007 г. до февраля 2010 г., после чего произошел возврат к фоновому режиму вплоть до Охотоморского землетрясения (рис. 5, б). Для объяснения такого хода графиков можно предложить следующий сценарий. Взаимодействие океанической плиты, опускающейся в районе Курило-Камчатского желоба с почти постоянной скоростью около 80 мм/год, с кровлей нижней мантии приводит к росту упругих напряжений и увеличению количества землетрясений на глубине более 550 км (рис. 5, б). Соответствующие деформации плиты распространяются выше по слэбу и приводят к сейсмической активности на глубине, где плита сравнительно жестко взаимодействует с континентальной литосферой и мантией. Стрелками на рис. 5, б, отмечены моменты, отвечающие либо сильным землетрясениям, либо заметному росту количества событий в слоях 0–35 и 80–130 км. В феврале 2010 г., через 28 мес. после начала быстрого роста числа глубоких землетрясений, в слое 80–130 км также начался заметный рост количества событий, что можно интерпретировать как распространение выше по слэбу деформаций. Таким образом, океаническая плита оказалась немного сжата по направлению погружения. В момент Охотоморского землетрясения напряжение, вызвавшее сжатие плиты, снимается, что приводит к ее быстрому перемещению вниз. При этом океаническая плита тянет примыкающий к ней участок континентальной литосферы. В работе [Abubakirov et al., 2015] сообщается, что по данным Камчатской сети GNSS величина косейсмического скачка смещения при землетрясении составила около 15 мм на запад.

Учитывая уникальность Охотоморского землетрясения, можно допустить, что оно обозначило конец предыдущего и начало следующего цикла глубинной сейсмичности на этом участке сегмента Тихоокеанской СФ зоны.

4. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основным объектом исследования в данной работе являются некоторые особенности сейсмичности Камчатского региона за 60 лет инструментальных наблюдений. В соответствии с пиковыми значениями распределения сейсмической энергии по глубине выделено семь слоев. Наиболее заметные изменения сейсмичности наблюдались на глубине более 550 км. Угол наклона линейного тренда графиков повторяемости, рассчитанный послойно, с глубиной снижается. Угол наклона линейного тренда графиков роста логарифма накопленной кумулятивной энергии в зависимости от класса землетрясений с глубиной увеличивается. Отношение ΣE(K≥14)/ΣE(10≤K<14) максимально для слоя h>550 км. Более 85 % землетрясений K>10 происходит на глубине до 80 км. Максимальная суммарная энергия землетрясений приходится на глубину 0<h<80 и 550<h<700 км.

Линейный ход графиков отклонений от равномерного со временем роста накопленной кумулятивной энергии для разной глубины позволяет принять допущение о постоянстве скорости субдукции и стабильности фоновой сейсмичности на соответствующих интервалах времени.

С начала 2000-х гг. и до Охотоморского землетрясения в Камчатском регионе и курило-камчатской части СФ зоны Тихого океана отмечалось увеличение скорости накопления кумулятивной энергии, значительно возросла скорость накопления количества событий для глубины более 550 км.