В огромном числе работ, посвященных проблеме сейсмичности, констатируется факт приуроченности очагов землетрясений к разломам глубокого, а то и мантийного заложения, факт этот представляется совершенно очевидным и не требующим обоснования или доказательства. Достаточно определенно такой вывод был сделан Н.В. Шебалиным, который не сомневался в том, что излучение разрушающих колебаний, вызывающих землетрясение, обусловлено "совокупностью осложнений вдоль поверхности главного разрыва" [68, с. 6].
Наличие связи между блоковыми движениями земной коры по разломам и землетрясениями констатируется и в одной из последних крупных обобщающих работ [55], посвященных проблеме сейсмичности. Однако ее автор сомневается в том, что такую связь следует рассматривать как исчерпывающую характеристику геологической природы сейсмичности. Во всяком случае, указанная работа не содержит утверждений о вероятности того, что прогноз землетрясений, прежде всего краткосрочный, с чем в основном или в первую очередь связано решение проблемы сейсмичности, может быть вообще осуществлен.
Можно было бы привести очень большой перечень работ, в которых основным является тезис о роли разломов земной коры в создании сейсмической обстановки соответствующих регионов. Каждое новое землетрясение рассматривается фактически как новое надежное свидетельство справедливости этого тезиса, подтвержденное большим числом публикаций. Так было, в частности, со Спитакским землетрясением в Армении 7 декабря 1988 г. и Рачинском (29 апреля 1991 г.) землетрясением в Грузии. Лучше всего это положение, вернее, его значимость можно показать на примере работы Б.А. Борисова и Е.А. Рогожина [12], в которой разлом, которому землетрясение обязано своим проявлением, квалифицируется в качестве сейсмогенного.
Представление о геологической роли разломов в сейсмических процессах находится в определенном согласии с последствиями землетрясений, происходящими при этом изменениями в рельефе дневной поверхности. Самыми выразительными формами этих поверхностных изменений являются довольно протяженные расколы и трещины, обрывы и уступы — все то, что может свидетельствовать о перемещениях блоков земной коры и соответствующих участков земной поверхности по разломам или тектоническим разрывам с хорошо выраженной их вертикальной составляющей.
Существенным в оценке роли разломов является еще одно положение — о локализации очагов землетрясений в кристаллической коре или их приуроченности к кристаллическим породам. Н.В. Шебалин [68] объясняет это "неспособностью размягченной астеносферы нести большие напряжения", что, очевидно, может быть распространено и на любой астенослой или волновод в разрезе земной коры. Б.А. Борисов и Е.А. Рогожин [12] не менее, если не более, конкретны на этот счет. Для них очаг землетрясений может быть связан с более жестким и менее разнородным по механическим свойствам фундаментом, явно приповерхностным или неглубоким залеганием которого относительно дневной поверхности они объясняют возникновение первичных дислокаций, выступающих непосредственно на поверхности земли.
Были и иные представления о локализации очагов землетрясений в данном случае в земной коре. Так, О.А. Одеков [49] достаточно определенно высказал мысль о приуроченности очагов землетрясений к астенослоям или волноводам. Она была явно необычной и, возможно, неожиданной. Видимо, поэтому такую локализацию очагов землетрясений он осторожно объяснял неустойчивым равновесием в астенослоях.
Весьма определенно об очаге землетрясений высказался Ю.К. Щукин [72]. Он уверен в ошибочности мнения о соответствии очага линейной структуре — трещине или разрыву, ибо он должен рассматриваться как трехмерное образование, как объемное тело.
Представление о приуроченности очага землетрясения к разлому, который к тому же может быть хорошо выражен непосредственно на поверхности земли или же достаточно определенно выявлен в материалах геологии или по данным бурения, если оно проводилось в пределах того или иного сейсмоактивного региона, выглядит весьма привлекательным, а то и заманчивым. Такие разломы становятся, в соответствии с той оценкой их роли, которая была дана выше, объектом специальных наблюдений, проводимых с целью выявления прогностических признаков землетрясений. Регионы высокой сейсмической активности в подавляющем большинстве случаев представляют собой полигоны, в пределах которых помимо сейсмических наблюдений проводится целый комплекс режимных работ по оценке изменений состава и дебитов газа и жидкости в естественных источниках или в скважинах, пробуренных в поисковых целях, а то и специально для проведения исследований, связанных с возможностями выявления предвестников землетрясений.
Но насколько обосновано само основополагающее мнение о развитии в сейсмоактивных регионах сейсмогенных разрывов, которые, по крайней мере, должны осложнять строение кристаллического фундамента или консолидированной коры? Прежде, чем ответить на этот вопрос, хотелось бы обратить внимание на парадоксальные, в буквальном смысле этого слова, соотношения между распространением в пространстве (протяженностью) разломов, возводимых в разряд сейсмогенных, глубиной залегания очагов землетрясений, особенно сильных, и размерами участков территории, охваченных землетрясениями. Соотношение это выглядит следующим образом: сотни, а нередко (если не чаще) более чем тысяча километров для первого параметра; реже более чем первые сотни квадратных километров для второго параметра; и в основном до 10 км, чаще первые километры, а то и сотни метров для третьего параметра. Следовательно, очевидны огромная протяженность сейсмогенных разломов и явно локальный характер произошедшего землетрясения, характеризующегося к тому же небольшой глубиной залегания очага — контрастно незначительной по сравнению с глубиной заложения сейсмогенных разломов.
Обратимся, например, к Спитакскому землетрясению 1988 г. в Армении. Оно, судя по имеющимся публикациям [11, 33, 53, 60], приурочено к узлу пересечения системы из трех разломов разного направления, большая глубина заложения которых не должна вызывать сомнения, коль скоро с блоковыми перемещениями по этим разломам связывается коллизия плит, обусловившая разрушительный характер землетрясения. При этом площадь, охваченная землетрясениями, составляет в среднем (30—40) х 10 км [48], а глубина залегания очага землетрясения колеблется, по разным оценкам [40], в интервале глубин от 2,5—3 до 10—12 км при том, что в определении глубины залегания основного гипоцентра землетрясения преобладают значения порядка 5 км.
Поверхностное залегание очага и облака афтершоков и локальное распространение характерны для Кумдагского землетрясения в Туркмении 1983 г., на примере которого Н.В. Шебалин [68] обосновал свою точку зрения о линейной протяженности очага, его приуроченности к поверхности смещения сейсмогенного разлома, что позволило ему говорить о необходимости введения в сейсмологические исследования понятия о вертикальной протяженности очага землетрясения.
Очень интересным в этом плане выглядит Шемахинское (Республика Азербайджан) землетрясение 1902 г., которое привело к полному разрушению г. Шемаха. Распространение этого землетрясения фактически ограничилось границами самого города или относительно небольшой площадью развития на поверхности достаточно плотных, массивных понти-ческих (нижний плиоцен) известняков, на которых и был построен город.
Локальным площадным распространением и относительно небольшими (до 12—15 км) глубинами залегания очагов характеризуется и Рачинское землетрясение в Грузии 1991 г. И в этом случае, как и во всех перечисленных выше случаях, проявления землетрясений в основном разрушительного и катастрофического характера объясняются приуроченностью очага землетрясения к доальпийскому или доюрскому фундаменту [10].
Однако с большим сожалением приходится констатировать, что такое представление не выглядит надежно и убедительно обоснованной позицией. Скорее всего, это представление следует рассматривать как логически обоснованную концепцию, соответствующую традиционному подходу к решению проблемы сейсмичности, исповедуемую уже в течение многих десятков лет.
Землетрясение всегда рассматривалось как страшный природный катаклизм, в глубинной природе которого едва ли могли быть сомнения. Вот почему вплоть до 50-х годов настоящего столетия глубины залегания очагов Шемахинских землетрясений оценивались в 15—20 км и более, тогда как на самом деле они измеряются фактически сотнями метров, не выходя за пределы первых километров [2, 23]. И, как ни странно, эти землетрясения, в частности землетрясение 1902 г., после которого г. Шемаха не просто превратился в груду развалин, а представлял собой нагромождение каменных глыб или каменных россыпей, рассматриваются как одна из наглядных иллюстраций обусловленности сейсмической активности Кавказа вообще процессами, протекающими в мантии Земли [17].
Концепция тектоники литосферных плит, отношение к которой едва ли можно рассматривать как единодушное, выглядит как очень интересная, с точки зрения сейсмичности, геотектоническая гипотеза. Но при рассмотрении природы сейсмичности или геологической обстановки конкретной эпицентральной зоны, в пределах которой произошло землетрясение, эта гипотеза используется как надежное свидетельство очевидного проявления горизонтальных перемещений блоков земной коры — макро- или микроплит. Так, В.Г. Трифонов с соавторами [60] утверждает, что во время Спитакского землетрясения 1988 г. в результате коллизии плит произошло сокращение земной коры в Северной Армении, без какой-либо аргументации этого события, без выяснения причин, которые могли бы вызвать коллизию плит и сокращение земной коры.
В другой работе [59] выразительность действия механизма тектоники плит при землетрясениях демонстрируется неизбежностью сморщивания лежащего на полу ковра в случае его пододвигания с какой-либо одной стороны или угла. Но ведь это лишь свидетельство вероятности проявления в данном случае горизонтальных перемещений. Разве против такой возможности можно возражать? Но суть заключается не в этой возможности, а в обосновании неизбежности или обязательности процесса пододвигания, чего в указанной работе нет.
При ознакомлении с работами, связанными с конкретными проявлениями сейсмичности и характер которых может быть определен как сейсмотектонический, можно легко убедиться в том, что в подавляющем их большинстве содержатся попытки увязать результаты изучения изменений в рельефе эпицентральной зоны землетрясения с движениями по выявленным, как правило, ранее разлому или разломам, квалифицируемым в качестве сейсмогенных. Иначе говоря, возникшие в результате землетрясения сейсмодислокации рассматриваются в основном как убедительные свидетельства активной жизни сейсмогенного разлома глубокого заложения, проникновение которого по крайней мере в кристаллический фундамент считается обязательным.
Но так как по результатам конкретных инструментальных измерений подавляющее большинство землетрясений с разрушительными и катастрофическими последствиями характеризуется неглубоким, а то и приповерхностным (в основном до 10—12 км) залеганием их очагов (это относится не только к главным (первым) толчкам, но и к облаку афтершоков), то, казалось бы, для решения вопроса о геологической природе сейсмичности необходимо в первую очередь выяснить геологическое строение этой верхней части земной коры. Однако в работах, анализирующих последствия землетрясений, при детальном анализе результатов поверхностных наблюдений фактически нет совместного анализа геолого-геофизических материалов, который мог бы пролить свет на геологическую ситуацию непосредственно в очаговой зоне землетрясений и в пределах соответствующего сейсмоактивного региона.
Как правило, на геологических профильных разрезах, характеризующих геологическую обстановку в эпицентральных зонах землетрясений, получает отражение структура самой верхней части земной коры, ограниченная изображением рельефа поверхности кристаллического фундамента, глубина залегания которой не всегда может иметь надежное обоснование или вообще может быть как-то обоснована. Но принципиальная особенность таких разрезов, как и других профильных разрезов, характеризующих строение многих и в первую очередь сложнопостроенных складчатых областей, какой, в частности, является Кавказ, — унаследованный характер развития структуры земной коры во времени. Наиболее обычным в этом случае является соответствие в структуре осадочного чехла и подстилающего его фундамента, отражение в строении осадочного чехла структурных особенностей рельефа поверхности консолидированной коры.
Для сейсмоактивных регионов, для эпицентральных зон землетрясений, в частности для Спитакской, Рачинской, Кумдагской, как это вытекает из работ Е.А. Рогожина с соавторами [10, 11, 53], такое соответствие в структуре на разных возрастных уровнях рассматривается как свидетельство надежности вывода о приуроченности очагов землетрясений к сейсмогенным разрывам, выступающим непосредственно на дневной поверхности и уходящим своими корнями в кристаллическую кору. Из дальнейшего изложения будет видно, что такой вывод явно не имеет сколько-нибудь надежного обоснования. Но, к сожалению, для утверждения справедливости мнения о большой, связанной с консолидированным фундаментом глубине заложения сейсмогенных разрывов, используются и космические снимки [33], хотя последние представляют собой прежде всего фотографию дневной поверхности, тогда как глубокое заложение разломов вообще требует совместного анализа материалов геофизики и поверхностной геологии, а по возможности при их наличии — и данных бурения.
Попытаемся на конкретных примерах очаговых или эпицентральных зон землетрясений показать, как в действительности выглядит в их пределах картина геологического строения верхней части земной коры и какими, вероятнее всего, в соответствии с имеющимися геофизическими материалами представляются соотношения в структуре осадочного чехла и кристаллического фундамента или консолидированной коры. Отсутствие конкретных материалов не всегда позволяет понять внутреннюю структуру кристаллической части земной коры. Но в данном случае решающее значение имеет обоснование принципиальных особенностей структурного рельефа поверхности кристаллической коры и вероятных глубин залегания этой поверхности, что позволяет высказать достаточно определенное суждение о самом понятии "сейсмогенный разрыв", о том, насколько справедливо мнение о развитии таких разрывов в сейсмоактивных регионах.
Кумдагская эпицентральная зона, где в 1983 г. произошло землетрясение и по результатам изучения которого Н.В. Шебалин [68] сделал основополагающее заключение об ответственности разлома за излучение разрушающих колебаний, свидетельствует о совершенно иной геологической обстановке, определяющей сейсмическую активность зоны с достаточно частыми проявлениями землетрясений. На приведенных здесь схеме тектонического районирования северовосточной части Южно-Каспийской впадины (рис. 16) и поперечном профильном разрезе поднятия Банки Губкина (рис. 17) геологические условия проявления землетрясений в Кумдагском сейсмоактивном регионе выражены весьма наглядно.
Главная особенность геологической обстановки, с которой связаны проявления здесь сейсмичности, определяется принципиальными различиями в строении осадочного чехла и консолидированной коры. Если быть более точным, то следует говорить об обратных структурных соотношениях в структуре осадочного чехла и консолидированной коры, поскольку прогибу в рельефе поверхности последней соответствует поднятие в осадочном чехле при строгом совпадении осевых полос прогиба и новообразованного поднятия. Эти соотношения наглядно выражены и на схеме тектонического районирования, и на поперечном профильном разрезе поднятия Банки Губкина. На схеме эти соотношения проявляются в строгой приуроченности всей цепочки антиклинальных поднятий Прибалханской зоны и ее морского продолжения (зона антиклинальных поднятий Апшеронского порога) к оси регионального минимума силы тяжести с глубинами залегания поверхности консолидированной коры, превышающими 15 км.
Следует, очевидно, сказать, что разрез поднятия Банки Губкина приведен в данном случае лишь потому, что это поднятие, построенное так же, как и все поднятия Прибалханской зоны и антиклинальной зоны Апшеронского порога на всем ее протяжении от Апшеронского полуострова до полуострова Челекен, обеспечено достаточно надежным геофизическим материалом. На разрезе конкретно изображена верхняя, залегающая выше поверхности несогласия плиоценовая часть разреза, зафиксированная сейсморазведкой в виде целой системы отражающих площадок различной, но порой значительной протяженности. Плиоценовый комплекс отложений в Южном Каспии на скоростных разрезах вообще получает четкое структурное выражение благодаря значительному развитию в его разрезе довольно мощных песчаных прослоев, пачек, горизонтов или свит и относительно спокойному, в частности по сравнению с подстилающим комплексом, залеганию этой толщи молодых отложений.
Ниже в том же Южном Каспии располагается мощная, достигающая в полосе Апшеронского полуострова, Апшеронского порога и Прибалханской зоны 8—10 км, а южнее 12—15 км толща преимущественно глинистых пород палео-генмиоценового возраста. Глинистый характер разреза этой толщи может быть достаточно определенно установлен и на разрезах МОВ и КМПВ, где она выделяется хаотическим расположением отражающих площадок, весьма и весьма укороченными их отрезками, что не позволяет сколько-нибудь определенно изобразить складчатую структуру этих отложений. Очевидно, что она представляется очень сложной. На профильном разрезе поднятия Банки Губкина изображен лишь возможный вариант строения палеоген-миоценовых отложений в полосе Апшеронского порога и Прибалханской зоны, который выглядит, вероятно, даже более упрощенно относительно действительной картины их строения. Но в принципе это изображение не должно отличаться от фактического.
Важно подчеркнуть, что это изображение характеризует интенсивное смятие в складки толщи пластичных пород па-леоген-миоценового возраста, обусловленное автономными процессами формирования их складчатой структуры. Именно поэтому она выглядит как изоклинально-чешуйчатая, осложненная разрывными нарушениями, нагнетанием флюидов в основном углеводородного состава в приосевые, приразломные зоны тектонического дробления и высокой трещиноватости пород, как это показано на разрезе, и формированием в этих условиях зон аномально высоких пластовых, точнее, поровых давлений (АВПД). Во всяком случае, с разрядкой напряженности в таких зонах связаны проявления в полосе Апшеронского порога и Прибалханской зоны поднятий грязевого вулканизма или сейсмичности. Грязевой вулканизм служит наглядным свидетельством, с одной стороны, преимущественно глинистого состава соответствующих отложений, составляющих основную массу выброшенных при извержениях пород, а с другой — исключительно кайнозойского, не древнее палеогена, возраста отложений, с которыми это явление связано [22, 24].
Самое главное в данном случае заключается в том, что региональный минимум силы тяжести может быть обусловлен относительно неглубоким залеганием толщи малоплотных низкоскоростных пород (какой в данном случае является па-леоген-миоценовый комплекс), выполняющей прогиб в структурном рельефе поверхности консолидированной коры (кристаллического фундамента). Наличие такого прогиба обосновано скоростными разрезами ГСЗ, и потому обсуждать можно лишь вопрос о возрастном положении поверхности кристаллической части земной коры. В пределах Апшеронского порога и Прибалханской зоны поднятий, как и вообще в границах Южного Каспия, этот скоростной уровень строго приурочен к подошве кайнозоя или к поверхности докайнозойского комплекса отложений вне зависимости от полноты разреза последнего. Грязевой вулканизм, об этом фактически речь шла выше, не оставляет сомнений в том, что в строении верхнего структурного этажа, соответствующего осадочному чехлу, участвуют лишь отложения палеогена, миоцена, плиоцена и квартера. Вот почему разрывы, осложняющие строение выступающей здесь на поверхности толщи кайнозойских пород, активность которых проявляется при землетрясениях, в частности на Кумдаге, не могут выходить за пределы палеогеновых отложений и проникать в до-кайнозойский комплекс консолидированной коры. Они зарождаются в толще пластичных преимущественно глинистых пород палеоген-миоценового возраста, в чем не последнюю роль играют процессы пространственного перераспределения в этой толще углеводородных флюидов, их нагнетания в возникающие в осевых или присводовых частях антиклинальных складок зоны уплотнения, а затем дробления пород, что равносильно формированию жильных месторождений углеводородов — очагов сейсмической напряженности или грязевого вулканизма.
Существенным представляется еще одно положение. Региональный минимум, приуроченный, в частности, к антиклинальной зоне Апшеронского порога и Прибалханской зоне поднятий Юго-Западной Туркмении, может быть обусловлен только наличием прогиба в верхней части земной коры, выполненного мощной толщей пород, характеризующейся низкой плотностью. Едва ли обособление региональных минимумов силы тяжести можно вообще объяснить разуплотнением больших объемов пород в нижних частях земной коры, в ее кристаллической части, или в верхней мантии Земли. И дело заключается не только в том, что на больших глубинах происходит выравнивание скоростных и плотностных характеристик пород. Суть заключается как раз в том, что контрасты в плотностной и скоростной дифференциации пород в верхней части земной коры не только более выразительны. Они фактически играют решающую роль в аномальных изменениях силы тяжести, в обособлении не только локальных, но и региональных гравитационных аномалий. В этом легко убедиться на примере скоростного разреза Свердловского пересечения Урала (рис. 18). Несмотря на ярко выраженный характер обратных соотношений в структурном рельефе поверхности кристаллического фундамента и подошвы земной коры (поверхность Мохоровичича), кривая аномального поля силы тяжести находится в прямом соответствии с рельефом поверхности консолидированной коры и фактически не зависит от изменений в мощностях земной коры.
Спитакская эпицентральная зона землетрясений в Армении представляется не менее выразительной в этом отношении. Профильный разрез Армении, проходящий через эту зону, уже был приведен выше (см. рис. 2). Очевидной является ее приуроченность фактически к осевой зоне крупного регионального минимума силы тяжести, охватывающего фактически всю территорию Армении. Если иметь в виду исключительно площадь распространения катастрофического землетрясения 7 декабря 1988 г., то ее приуроченность к региональному минимуму силы тяжести непосредственно поверхностной геологией объяснить явно нельзя. На этой территотории на поверхности распространены самые плотные (до 2,75 г/см3) для территории Армении метаморфические породы байкальского фундамента (верхний протерозой — нижний палеозой) и немного уступающие им по плотности (не ниже 2,6 г/см3) вулканогенно-осадочные, с преобладанием в терри-генной части сланцев, отложения юры и мела.
Обособление здесь регионального минимума силы тяжести находится в очевидном противоречии с существующими представлениями о коренном залегании указанных выше мезозойских и более древних отложений. Это тем более трудно объяснить, если учесть, что для рассматриваемой эпицент-ральной зоны землетрясений характерно значительное сокращение (примерно 40 км против 50 км) толщины земной коры по сравнению с расположенной на юге Армении приарак-синской полосой, выступающей в виде четко выраженного максимума силы тяжести. Эти соотношения между геологическим строением, аномальным полем силы тяжести и скоростным разрезом земной коры наглядно выражены на профильном разрезе (см. рис. 2).
Совершенно очевидно, что Армянский региональный минимум силы тяжести характеризуется развитием в его пределах мощной толщи малоплотных кайнозойских отложений, в разрезе которой существенную роль играют соленосные, гипсоносные и глинистые отложения и распространение которой не может быть ограничено только территорией, где этот комплекс отложений выступает непосредственно на дневной поверхности. Не должно быть поэтому сомнений в том, что северный борт Араратской внутригорной котловины перекрыт развитым на севере Армении аллохтонным комплексом докайнозойских пород, включая породы байкальского метаморфического фундамента. В определенной мере такое представление может быть подтверждено данными о развитии на глубинах, соответствующих облаку афтершоков землетрясения, интервалов разреза с пониженными относительно залегающих выше частей разреза земной коры скоростями распространения сейсмических волн, выделяемых в качестве волноводов [45].
Приуроченность именно к таким интервалам разреза земной коры очагов землетрясений или очагов сейсмической активности, очевидно, нетрудно объяснить тем, что толщи волноводов или астенослоев должны в противовес интервалам разреза, характеризующимся развитием более плотных или консолидированных пород, обладать энергетическим потенциалом, который может изменяться, причем в основном пополняться во времени. Механизм такого пополнения или возрастания энергетического потенциала волноводов, по существу, обусловлен описанными при рассмотрении условий формирования жильных месторождений углеводородов процессами флюидной динамики, процессами обязательного пространственного перераспределения в таких толщах пород флюидов. Главное, что волноводы выступают в разрезе земной коры в качестве интервалов, в которых происходит аккумуляция энергетики за счет процессов разложения органики и образования углеводородов, процессов минералогического преобразования глинистых пород [65], процессов динамометаморфизма, а также за счет поступления глубинных подвижных компонентов, обусловленных дегазацией земли [32]. Очевидно, что такой процесс пополнения энергетики волноводов обусловит почти непрерывный характер формирования жильных месторождений углеводородов, их периодическое, но не систематическое превращение в очаговые зоны сейсмической напряженности и грязевого вулканизма.
Однообразие геологической обстановки, определяющей активную сейсмичность того или иного региона, может быть наглядно показано и на примере Рачинской эпицентральной зоны Грузии, где в 1991 г. произошло разрушительное, приведшее к человеческим жертвам землетрясение. В этом случае можно проводить почти полную аналогию со Спитакской эпицентральной зоной землетрясений. Налицо покровное строение Рачинского сейсмоактивного региона, участие в аллохтонном комплексе меловых и юрских, соответственно флишевых и сланцевых, отложений и возможность залегания под покровной пластиной волновода, представленного мощной толщей преимущественно или в основном глинистых пород палеогена и миоцена (рис. 19). Гипсометрические уровни развития этой толщи малоплотных пластичных пород, как это показано на рисунке, соответствуют интервалу разреза земной коры, в пределах которого обособляется облако афтершоков Рачинского землетрясения 1991 г.
Шемахинская эпицентральная зона землетрясения пользуется достаточно большим вниманием и сейсмологов, и геологов. С точки зрения сейсмичности эта зона поражает и своей активностью, и страшными, в буквальном смысле этого слова, последствиями землетрясений. Их катастрофический характер, на первый взгляд, хорошо укладывается в представление о большой мощности источника энергии, залегающего поэтому скорее всего на значительных глубинах. Вообще зародившееся давно и кажущееся вполне логичным мнение о том, что землетрясение может и должно быть обусловлено приложением к испытывающему разрушения участку земной поверхности сил извне, могло выглядеть обоснованным при отсутствии возможности четкого и вполне конкретного инструментального определения глубины залегания очага землетрясения.
Такое заключение фактически может быть отнесено отчасти к земной коре и более определенно к осадочному чехлу. Приуроченность очагов землетрясений к разломам глубокого заложения должна, очевидно, рассматриваться как свидетельство залегания источников возбуждения землетрясений в лучшем случае в низах земной коры, в ее кристаллической части, а скорее — за ее пределами — в мантии. Иначе говоря, земная кора в основном, а ее осадочный чехол целиком играют пассивную роль в сейсмическом процессе, что, вероятно, можно отнести и к процессам тектогенеза, которые в соответствии с существующими геотектоническими концепциями зарождаются и наиболее активно протекают в астеносферном слое верхней мантии.
Материалы по Шемахинской эпицентральной зоне землетрясений, обоснованные теперь и инструментально, позволяют говорить о небольших, измеряемых сотнями метров или самыми первыми километрами глубинах залегания очагов землетрясений (2). На этих глубинах в пределах Шемахинского сейсмоактивного региона залегает многокилометровая, выходящая даже за пределы 10—12 км толща миоцен-палеогеновых отложений, которую можно рассматривать как глинистую или почти исключительно глинистую (рис. 20). Верхняя часть разреза земной коры в этом регионе представлена в районе г. Шемахи и в непосредственной близости к нему плиоценовыми отложениями, в разрезе которых существенную роль играют известняковые и песчано-глинистые отложения с очевидным преобладанием достаточно мощных пачек известняков и песчаников. К северу от Шемахи, где рельеф резко повышается в направлении к водораздельному гребню Большого Кавказа, высота которого не превышает 1500—2000 м, глинистая толща палеогеновых и миоценовых отложений перекрыта покровной пластиной мелового терригенно-карбонатного флиша.
Глубина очагов землетрясений в районе Шемахи и к северу от нее совместима фактически с мощностью плиоценовых (преимущественно понтических) известняков в первом случае и толщиной покровной пластины — во втором. Различия в строении этих разновозрастных комплексов отложений наиболее выразительны в районе г. Шемахи, где они надежно обоснованы структурным бурением. Они (эти различия) не оставляют сомнений в том, что сейсмичность и катастрофический характер Шемахинских землетрясений обусловлены активностью процессов пластической деформации глинистой толщи палеоген-миоценовых отложений, определяющих расколы и фрагментарное расчленение толщи массивных понтических известняков, на которых построен город. Думается, что пластическая деформация палеоген-миоценовых глин обязана, в свою очередь, их высокому насыщению углеводородами, что подтверждено многочисленными нефтегазопроявлениями, имевшими место при бурении скважин и происходившими достаточно активно в виде переливов из скважин после завершения бурения. Можно было бы сослаться и на достаточно активную грязевулканическую деятельность, характерную и для региона развития покровной пластины, и для районов к востоку и югу от Шемахи, где плиоценовые отложения представлены уже толщей песчано-глинистого чередования с явно более высокой проницаемостью для углеводородных флюидов, нежели плотные массивные понтические известняки.
Завершая изложение вопроса о геологической природе приповерхностной сейсмичности, можно сделать совершенно определенный вывод о том, что это явление обусловлено активностью процессов, происходящих в толще пластичных пород, для которой характерно высокое, но неравномерное насыщение флюидами. Собственно неравномерным и значительным насыщением флюидами обусловлена пластичность таких толщ, поскольку в этих условиях неизбежно пространственное перераспределение и флюида, и вмещающих этот флюид пород, что приводит к деформированности последних.
Такой процесс может обусловить проявления сейсмичности только в том случае, если толща пластичных пород окажется перекрытой комплексом отложений, характеризующихся более высокими плотностями и более высокими скоростями прохождения сейсмических волн. С перекрытием волновода литопластиной процессы пространственного перераспределения флюидов явно активизируются. В толще пород волновода создается обстановка закрытой системы, в которой происходит аккумуляция флюидов в созданных самой же флюидной динамикой емкостях и образование очагов энергетической напряженности. Следовательно, в случае перекрытия волновода литопластиной первый может вполне превратиться в сейсмогенный слой, в котором по мере перенасыщения очагов накопления флюидов будет неизбежно происходить разрядка энергетического потенциала.
Возникновение в земной коре соотношений, при которых неглубоко залегающий волновод оказывается перекрытым поверхностной литопластиной, может быть обусловлено либо нормальной возрастной последовательностью в разрезе, либо развитием покровной тектоники при достаточно больших, измеряемых по крайней мере первыми десятками километров амплитудах горизонтальных перемещений аллохтонных комплексов и составляющих их отдельных чешуй. Нормальная последовательность разреза не всегда создает резкие различия в плотностной характеристике пород волновода и перекрывающей литопластины. В этом убеждает пример Кумдага, где различия в плотностях пород плиоцена и залегающего ниже миоцена и палеогена не превышают или составляют около 0,2 г/см3.
В Шемахинской эпицентральной зоне землетрясений эти контрасты выступают более резко, но только в районе города Шемахи и в непосредственной близости от него, где получают развитие очень плотные массивные нижнеплиоценовые (понтические) известняки. Контраст в плотностях пород известняков и подстилающих их глинистых отложений в основном майкопской серии олигоцена — нижнего миоцена достигает уже примерно 0,4 г/см3.
Вот почему со всей определенностью можно говорить о том, что проявления сейсмичности в районе Кумдага не будут иметь таких разрушительных, а тем более катастрофических последствий, которыми сопровождались землетрясения в Шемахинском сейсмоактивном регионе и прежде всего непосредственно в районе г. Шемахи.
Возможности развития покровной тектоники создают обстановку заметно более высокой сейсмической активности. В этом случае контрасты в плотностной характеристике пород поверхностной литопластины и перекрываемого ею волновода могут оказаться весьма значительными. И это не должно удивлять: аллохтонный комплекс может быть представлен значительно более древними, пережившими высокую степень метаморфизма, и потому контрастно более плотными породами по сравнению с молодыми отложениями, слагающими автохтонный поднадвиговый блок (волновод, астенослой). Контрасты могут оказаться еще более разительными, если в разрезе волновода активное участие принимают соленосные и ангидритсодержащие породы.
Думается, что в соответствии с изложенным нет необходимости объяснять, почему в Спитакской эпицентральной зоне землетрясений Армении проявления сейсмичности могут сопровождаться, как это имело место в действительности, и большими разрушениями, и большим числом человеческих жертв по сравнению, в частности, с Рачинской эпицентральной зоной землетрясений Грузии. Достаточно определенно можно сказать и о том, что последствия землетрясений в Спитакской зоне могут оказаться значительно более опасными вообще по сравнению с зоной Южного склона Большого Кавказа, характеризующейся достаточно высокой сейсмической активностью на всем своем значительном протяжении.
Представления о высокой сейсмической активности регионов, характеризующихся сложным геологическим строением, обусловленным прежде всего развитием или проявлениями покровной тектоники, заслуживают очевидного внимания, поскольку они позволяют говорить о значительно более крупных масштабах развития покровной тектоники. Более того, проявления сейсмичности, в первую очередь разрушительного и катастрофического характера, вполне могут рассматриваться в качестве свидетельств сложного складчатопокровного строения соответствующего сейсмоактивного региона, для которого ранее такие предположения не допускались.
Разумеется, что подобные представления не могут опираться только на материалы по сейсмичности. Они требуют более надежного обоснования, поэтому весьма существенное значение приобретает совместный анализ геологических данных и материалов геофизики. По крайней мере, именно такой совместный анализ показал вероятность более значительных масштабов проявления покровной тектоники не только в пределах Рачинской зоны землетрясений, но, очевидно, и в зоне Южного склона Большого Кавказа вообще. Что касается Спитакской эпицентральной зоны землетрясений, то ее покровное строение получило достаточно надежное обоснование совсем недавно, исключительно в связи с катастрофическим землетрясением 7 декабря 1988 г. [23].
Еще один весьма важный вывод может быть сделан применительно к регионам высокой сейсмической активности, характеризующимся небольшими, до 12—15 км, глубинами залегания очагов землетрясений. Эти регионы явно обладают высокими или, по крайней мере, значительными перспективами нефтегазоносности. Поскольку сейсмичность связана с нагнетанием флюидов в емкости, приуроченные к разрывам, осложняющим складчатую структуру мощных толщ пластичных пород, и характеризующиеся жильным морфологическим обликом, углеводородный потенциал таких толщ должен быть существенным с точки зрения практики. Главное заключается в том, что в составе флюидов, насыщающих толщи пластичных пород, основную роль явно играют углеводороды. Сохраняя в верхних частях земной коры жидкое и газообразное состояние, они обладают способностью накапливаться в приразломных зонах дробления и высокой трещиноватости пород в значительно больших по сравнению с пустотным пространством объемах. Эти аномальные объемы углеводородов, возникающие в зоне их аккумуляции и морфологически выраженные жильными внедрениями, как раз и создают обстановку аномальной же энергетической напряженности, чреватой своей разрядкой при переходе через определенный допустимый рубеж в виде сейсмических или грязевулканических проявлений.