Проблема аномальных изменений уровня Каспийского моря продолжает широко обсуждаться в научной печати с самых разнообразных точек зрения [1-4]. Вместе с тем, пока не известны какие-либо физические модели, отражающие количественную сторону наблюдаемых сейсмических и гидрологических процессов. Нами выявлены закономерности, подтверждающие общую глубинную природу тех и других явлений. На основе анализа особенностей строения и динамики литосферы, изучения тонкой структуры региональной сейсмичности и современных тектонических движений автором предложена сейсмогеодинамическая модель Каспийского региона, согласно которой сейсмической активизации предшествует изгиб дна Южно-Каспийской впадины и появление "избытка" воды в море. И, наоборот, после крупных землетрясений и погружения соответствующих участков земной коры в зоне субдукции Центрального Каспия следует общий спад его водной поверхности. Показано, что бассейн Каспийского моря, будучи изолированным от мирового океана, чувствительно реагирует на малейшие региональные и локальные геодинамические деформации, являясь своеобразным индикатором сейсмогеодинамических процессов. Получены количественные оценки величины геодинамических деформаций океанической литосферы Южного Каспия, обусловливающих накопление упругих напряжений и подготовку местных землетрясений.
В сейсмогеодинамическом отношении наибольший интерес представляет центральная часть Каспия - область сочленения Кавказ-Копетдагской альпийской структуры и Скифско-Туранской эпигерцинской платформы (рис. 1). Эта область, разделяющая Южный и Северный Каспий, трассируется Челекен-Апшеронским порогом, а также узкой полосой очагов землетрясений, максимальными градиентами рельефа консолидированной коры, изостатических аномалий, магнитного поля, теплового потока и других геофизических полей. Глубина моря в северной части Каспия составляет всего 2-4 м, на юге достигает 1200 м. По данным ГСЗ [5], поверхность кристаллического фундамента в районе Челекен-Апшеронским порога резко погружается в южном направлении от глубин 2-3 км до 20 км и более. Северный Каспий представлен типичной континентальной корой, покрытой осадочным чехлом небольшой мощности и состоящей из "гранитного" (толщина около 10 км) и "базальтового" (15-20 км) слоев. В Южно-Каспийской впадине земная кора имеет совершенно иную, океаническую, структуру и состоит из двух слоев: мощной (свыше 20 км) осадочной толщи и «базальтового» слоя толщиной 10-15 км. "Гранитный" слой здесь вовсе отсутствует. Граница Мохоровичича в области впадины расположена на глубине 30-35 км. В сторону Кавказа и Копетдага она погружается до 45-50 км и более. Новейшие исследования показали, что строение земной коры Южно-Каспийской впадины в целом вполне согласуется с типовыми характеристиками других глубоких осадочных бассейнов. Вместе с тем, этой впадине свойственно более яркое проявление процесса деструкции земной коры [5].
Исследования сейсмичности и особенностей сейсмического режима
проводились нами в пределах полигона, охватывающего генетически связанные
структуры литосферы восточного Кавказа, Эльбурса, Копетдага и Каспийского моря
(рис. 1). При выборе размера полигона, оконтуренного на рис. 1 прямоугольником,
учитывались сведения о сейсмичности, сейсмотектонике и сейсмогеодинамике
региона. Очаги землетрясений изображены согласно их размерам и ориентации в
пространстве. Сейсмический потенциал района исследований достаточно высок.
Здесь, на побережье Каспия, произошли крупнейшие из известных в регионе
землетрясений: в 856 г., М=8.1; 958 г., M=8.0; 1668 г., М=7.8;
1895 г., М=7.9. (М всюду соответствует магнитуде Ms,
определенной по поверхностным сейсмическим волнам).
Рис. 1. Сейсмичность Каспия и сопредельной территории.
1 - очаги землетрясений разных магнитуд; 2 - оси сейсмоактивных структур; 3, 4 - направление перемещения Иранской плиты и литосферы Южного и Северного Каспия.
Наиболее крупными из недавних сейсмических событий в пределах полигона были Рудбарское землетрясение 1990 г. с М=7.4 на севере Ирана, и Балханское землетрясение 2000 г. с М=7.3, случившееся вблизи восточного побережья Каспия, в западном Туркменистане.
Как видно на рис. 1, внутри полигона четко просматриваются линеаментные и дугообразные сейсмоактивные структуры, характеризующиеся наиболее сильными землетрясениями. Северный линеамент протягивается вдоль Большого Кавказа, Центрального Каспия и Копетдага, а южный трассирует очаги таких же по магнитуде землетрясений- от Северо-Анатолийского разлома, на западе, до горных сооружений Эльбурса и, возможно, далее на восток. Синусоидоподобная структура имеет три изгиба с вершинами на Кавказе, в Эльбурсе и Копетдаге. В центре полигона расположен блок Южного Каспия, океаническая литосфера которого (по сравнению с двумя другими блоками континентального типа) менее податлива геодинамическим деформациям и практически асейсмична в своей центральной части. Преобладающее число сейсмических событий, как и в большинстве регионов мира, происходит на глубине до 10-15 км. Характерной же особенностью изучаемого региона является наличие в его пределах заглубленных очагов землетрясений, приуроченных главным образом к выделенным на рис.1 линеаментам и дуговым структурам. Такие очаги наиболее часто встречаются на Кавказе, где их глубина нередко превышает 75 км. На Кавказ-Копетдагском линеаменте очаги достигают глубин 140-150 км, что является свидетельством их субдукционного происхождения [2, 4]. В этой зоне относительно недавно произошли довольно крупные для акватория землетрясения: в 1911 г., М=6.4; 1961 г., М=6.0; 1963 г., М=6.2; 1986 г., М=6.2; 1989 г., М=6.3 и 6.2.
Объемная сейсмогеодинамическая модель Каспийского региона, приведенная на рис. 2, разработана автором в результате изучения пространственно-временной и энергетической структуры сейсмичности, особенностей глубинного строения и динамики литосферы, анализа других геофизических, геодезических и геологических данных, а также сведений о флуктуациях уровня Каспийского моря [7].
В верхнем левом углу рис. 2 в стилизованном виде
показаны три условно вырезанных из этой модели геоблока. Два крайних из них
представляют континентальные участки суши: Кавказ-Талышский (А) и
Копетдаг-Туранский (С) блоки. Средний блок (В) относится к Каспию
и горным сооружениям Эльбурса. Все три блока испытывают геодинамическое давление
с юга, со стороны Аравийской и Иранской литосферных плит. В условиях
субмеридионального сжатия региона блоки деформируются и утолщаются, создавая
горные сооружения. Наиболее прочным и практически неподдающимся
складкообразованию оказался участок океанической коры Южного Каспия. Испытывая
давление со стороны Эльбурса, он погружается под континентальную кору
Скифско-Туранской плиты в центральной части Каспия, на всем протяжении
Челекен-Апшеронского порога. Континентальная кора Северного Каспия, вовлекаемая
в движение вдоль зоны субдукции, в свою очередь, испытывает изгиб и связанное с
ним растяжение в своей верхней части, в результате чего возникают тектонические
подвижки типа сбросов. Об этом свидетельствует и механизм сейсмических очагов в
зоне субдукции, имеющих здесь сбросовый характер, в отличие от надвигов и
сдвигов на соседней континентальной территории.
Рис. 2. Объемная СГД–модель Каспийского региона (вертикальный масштаб увеличен).
1 - водная толща; 2- осадки; 3- континентальная кора; 4 - реликты океанической коры; 5 - подкоровый слой литосферы; 6 - астеносфера; 7 - максимумы градиента изостатических аномалий; 8 - крупные тектонические нарушения; 9 - направление давления со стороны Иранской литосферной плиты; 10 - субдукция океанической литосферы Южного Каспия под Скифско-Туранскую плиту; 11- вовлечение в погружение литосферы Северного Каспия; 12 - близгоризонтальное растяжение в изгибающейся литосфере Северного Каспия.
На рис. 3 приведена схема деформирования океанической литосферы Южно-Каспийской впадины, использованная ниже для соответствующих расчетов. Согласно представлениям автора, отраженным в сейсмогеодинамической модели Каспия, процесс субдукции состоит из нескольких чередующихся стадий. В результате горизонтального сжатия и роста упругих напряжений в океанической литосферной плите она выгибается кверху и вытесняет водную толщу, поднимая уровень моря. После достижения критических величин упругого изгиба происходит погружение края этой плиты под континентальную литосферу Северного Каспия, сопровождающееся очередным ее выполаживанием и соответствующим снижением уровня моря. При этом погружение может осуществляться как быстрыми сейсмическими подвижками, так и путем медленного крипа.
С целью получить количественную оценку влияния изгиба литосферной плиты Южного Каспия на подъем уровня моря выполним следующие простейшие вычисления. Допустим, что эту достаточно прочную плиту (и, соответственно, дно моря) моделирует прямоугольная плоскость со сторонами a и b. Под давлением с юга (стрелки на верхней части рис. 3) ее передний край b смещается в горизонтальном направлении на величину c. Северный же край остается пока на месте. Поскольку, согласно условиям, океаническая литосфера не сжимается, то плоскость ab изгибается. В нашем примере, в первом приближении, это излом с подъемом центральной части на величину d, что при очень малых величинах c и огромных размерах плоскости аb вполне допустимо. Из тех же условий "несжимаемости" литосферной плиты следует, что каждое из двух боковых ребер изогнутой поверхности будет равно a/2. Тогда, согласно этому рисунку, легко получить следующие выражения:
где V - объем, заключенный между плоскостью ab и вновь возникшей фигурой с гранями a/2 и b, высотой d и площадью основания (a-c)b; h - высота подъема уровня моря на всей его поверхности S (а не только в Южном Каспии). По сути дела, величина V – это и есть объем воды Каспийского моря, вытесненный новообразованной конфигурацией его дна.
Ниже, на этом же фрагменте рис. 3, изображена
модель следующей стадии динамики литосферы Южного Каспия. В результате
накопления предельных напряжений возникает подвижка противоположного края плиты
b
на величину e
при фиксированном новом положении ее переднего края, сместившегося на величину
c.
В реальных условиях этот процесс сопровождается сейсмической активизацией в зоне
субдукции и понижением уровня моря. В конечном итоге, при полном выравнивании
плоскости ab
за счет увеличения числа и амплитуд подвижек е, т.е. при ∑е = с,
вся плоскость ab
целиком переместится в северном направлении. Это и есть модель механизма
движения океанической литосферы Каспия, которая спустя какое-то геологическое
время может полностью скрыться в зоне субдукции его центральной части.
Рис. 3. Блок-схема деформирования литосферы Южного Каспия.
Возвращаясь к реальной обстановке, зададимся численными значениями исходных величин, свойственных Каспию: a=400×103 м, b=450×103 м, S = 3.71×1011 м2. Тогда, например, при c = 10 мм получим максимальную амплитуду подъема уровня моря h = 10.8 м. На самом же деле, судя по результатам геодезических GPS-измерений, величина c в Прикаспийском регионе может быть на порядок меньше. Однако даже такие величины горизонтальных смещений абсолютно жесткой плиты, измеряемые очень малыми долями градуса (относительные деформации плиты составляют 10-4 и менее), могут приводить к достаточно большим изменениям уровня моря. Несомненно, что в природных условиях даже прочная океаническая литосфера не является абсолютно жестким телом и испытывает определенную деформацию. Более того, берега моря не отвесны, как это предполагалось моделью, а большей частью пологие. Прежде всего, это относится к Северному Каспию, где разлив воды при подъеме уровня моря особенно существен, а порой и катастрофичен. (В принципе, в дальнейшем можно учесть эти и другие факторы.) Вместе с тем, соотношения величин h и с останутся близкими к полученным нами в результате простейшего моделирования. Иначе говоря, даже незначительные смещения края плиты Южного Каспия будут приводить к существенным изменениям уровня моря, как в процессе подготовки землетрясений, так и после их реализации. Например, после Красноводского землетрясения 1895 г. с М=7.9, очаг которого охватил восточную часть оффшорной зоны, уровень моря упал почти на 3 метра, а с 1978 г. по 1992 г. произошел чрезвычайно быстрый (почти на 1.5 метра) его подъем, который может свидетельствовать об очередной сейсмической активизации в изучаемом регионе [4].
Литература.
1. Лилиенберг Д.А. Новые подходы к оценке современной эндодинамики Каспийского региона и вопросы ее мониторинга // Изв. РАН. Сер. географ. №2. 1994. С. 16-36.
2. Уломов В.И., Полякова Т.П., Медведева Н.С. Динамика сейсмичности бассейна Каспийского моря // Физика Земли. 1999. № 12. С. 76-82.
3. Иванова Т.П., Трифонов В.Г. Сейсмотектоника и современные колебания уровня Каспийского моря // Геотектоника. 2002. № 2. С. 27-42.
4. Уломов В.И. Объемная модель динамики литосферы, структуры сейсмичности и изменений уровня Каспийского моря // Физика Земли. 2003. №5. С. 5–17
Баранова Е.П., Косминская И.П., Павленкова Н.И. Результаты переинтерпретации материалов ГСЗ по южному Каспию // Геофизический журнал. 1990. Т. 12. № 5. С. 60-67.
