Складний характер перерозподілу енергії проявляється в явищі міграції сейсмічних подій на усіх енергетичних рівнях.

Цей фактичний матеріал свідчить про нелінійність процесів у геофізичному середовищі - нерівноважній термодинамічній системі, у якій є можливе існування нелінійних квазістійких утворень. Швидкість міграції слабких і сильних поштовхів є різною і має логлінійну обернену залежність від магнітуди.

Виявлені просторово-часові і енергетичні властивості сейсмічності та їх зміни з глибиною підтверджують і розвивають ідею про різноповерхову тектоніку Чорноморського р-ну і наявність астеноліту під Чорноморською западиною [29].

4. Процеси підготовки і розвитку вогнищевих зон сильних землетрусів

Розроблювана нами методологія враховує основні закономірності розвитку механічної нестійкості й руйнування гірських порід при лабораторних експериментах [Журков, 1968; Шамина, 1981; Соболев, Кольцов, 1988; Соболев, 1993] а також дані спостережень просторово-часових особливостей прояву сейсмічності та взаємодії окремих землетрусів, отриманих в різних регіонах [Федотов, 1968; Мячкин, 1978; Соболев, 1993; та ін.].

4.1 Методика вивчення процесів підготовки землетрусу за просторово-часовим розподілом епіцентрів слабких поштовхів

В основу розробленої методики покладено уявлення про те, що в процес підготовки сильних подій втягуються великі об'єми літосфери, великі блоки (структури) земної кори, які складно взаємодіють один з одним, змінюють природний хід геодинамічних процесів. Ці зміни відображаються у просторово-часовому розподілі слабшої сейсмічності, яка є тлом для землетрусів з вищим рівнем магнітуд.

Часовий хід процесів представляється функцією r(t), побудованою за дискретними значеннями r_і - відстаней між епіцентром сильного (головного) землетрусу і послідовністю епіцентрів слабких поштовхів [10].

Для більшості досліджених землетрусів функції r(t) мають характерні особливості: наявність максимумів і мінімумів; головному землетрусу передує значущий максимум; момент головного поштовху за часом збігається з мінімумом r(t) [11]. Функція r(t) описує різні етапи підготовки землетрусів: активізація зони - відносне затишшя (“сейсмічна бреш”) - ройова активність поблизу вогнищевої зони - короткочасове затишшя. [Брейс и др.,1976; Мячкин,1978; Соболев 1991].

Тимчасову зміну значень r_і слабких поштовхів від r_max до r_mіn (процес “стягування”) назвемо ознакою підготовки сильного землетрусу.

Залежність ознаки підготовки землетрусу від магнітуди. Для кримських землетрусів встановлено прямий зв'язок параметрів екстремальних значень r(t): r, r_min, t_max з магнітудою головного землетрусу:

lgr=(0.91 0.09) + (0.14 0.02)М; lg r_min = (0.56 0.09) + (0.16 0.02)М; lgt_max = (0.92 0.11) + (0.40 0.02)М.

При цьому швидкість міграції слабких поштовхів V до місця майбутнього сильного поштовху має обернений зв'язок з магнітудою.

Ознаки підготовки землетрусів навіть середнього рівня енергії (M=3.55.0) проявляються на значній території, але з різною інтенсивністю в різних її частинах: з ростом R “амплітуда” (r) графіка r(t) лінійно зменшується, а мінімальні відстані r_mіn лінійно ростуть, тобто чутливість ознаки падає з віддаленням від зони підготовки:

r = (65.7 3.3) - (0.36 0.06) R; r_min= (7.4 1.9) + (0.53 0.03) R.

Використовуючи встановлені загальні властивості процесів підготовки землетрусів, методом сканування регіону знаходять місця, до яких стягуються слабкі поштовхи.

Ретроспективне випробування методики виконане на прикладі процесів підготовки деяких найсильніших землетрусів (МLH >7.3): Середньої Азії: Чаткальського 2.11.1946р., Хаїтського 10.07.1949р., Маркансуйського 11.08.1974р.; Курильських і Камчатських: Шикотанських 11 08.1969р. і 4.10.1994р., Парамуширського 28.02.1973р., Камчатських 15.12.1971р. і 5.12.1997р.; Спітакського 7.12.1988р. [41]; Чилійського 30.07.1995; Іранського 10.05.1997р.; Турецьких 17.08. і 12.11.1999 р.; о. Суматра 04.06.2000р.

Незважаючи на суттєві відмінності в сейсмотектоніці регіонів і умовах напружено-деформованого стану середовища, розглянуті сильні землетруси розвивалися за загальною схемою.

В усіх випадках у процесі формування вогнищевих зон брали участь слабші поштовхи, епіцентри яких монотонно мігрували до зони майбутнього головного розриву. Сформовані зони мали лінійні розміри, близькі до розмірів вогнищ землетрусів відповідних рангів магнітуд. Епіцентри реалізованих землетрусів знаходилися всередині виділеної прогнозної зони вогнища. У той же час виявлено й індивідуальні особливості процесів підготовки, пов'язані, ймовірно, з рівнем рухливості структур і різною швидкістю геодинамічних процесів. Так, швидкості міграції епіцентрів варіювали від 3 км/рік до 50 км/рік; зони підготовки землетрусів не завжди співпадали із зонами головних тектонічних структур, а були пов'язані з поперечними підпорядкованими структурами.

4.2 Процеси підготовки і реалізація сильних землетрусів зони Вранча

Були продовжені і розвинуті дослідження процесів у вогнищах і вогнищевих зонах руйнівних землетрусів з М_LH>6.9, початі для зони Вранча Є.А.Сагаловою. [Сагалова, 1983,1987]. На основі нових даних встановлено, що в характері формування вогнищ великих землетрусів зони Вранча і наступного їх розвантаження спостерігаються як загальні риси, так і розбіжності.

До загальних можна віднести просторово-часову впорядкованість попередніх більш слабких землетрусів (форшоків); подібність механізмів вогнищ, обумовлених діючими тектонічними напруженнями - субгоризонтальними силами стиску; велика різниця між енергією головного землетрусу і найсильнішим повторним поштовхом; мале число афтершоків і швидке загасання процесу активізації у вогнищевій зоні; складність процесу поширення розривів.

Разом з тим розглянуті сильні землетруси Вранча мали свої індивідуальні особливості підготовки, реалізації і наступного розвантаження напружень.

До таких особливостей відносяться: різна швидкість розповсюдження розривів, різний характер мультиплетності розривів; просторове положення вогнищевих зон форшокового й афтершокового періоду розрізняються: форшоки займають глибші шари зони руйнування; найбільша різниця між енергією головного поштовху і найбільшого з афтершоків відзначена для землетрусу 4 березня 1977р., при якому процес поширення розриву поступово переміщувався в глибші шари сейсмофокальної зони.

Виходячи з уявлень про міграційний циклічний характер сейсмічності [Сагалова, 1983,1987], можна припустити можливість виникнення майбутньої активізації зони в її південно-західній частині на глибині H > 110 км, де в даний час відмічена просторова “сейсмічна бреш”[40].

4.3 Процеси формування і розвитку вогнищевих зон землетрусів Кримсько-Чорноморського регіону

Розроблена методика підготовки землетрусів (4.1.) використовувалася для контролю і прогнозу можливих зон визрівання сильних землетрусів у Кримському регіоні.

Додатково досліджувалися також параметри сейсмічного режиму, ступінь кореляції відношень Аs/Аp і часів перебігу сейсмічних хвиль на групу станцій [49]; концентраційний критерій сейсмічності [Завьялов, 1986], середньоінтервальна енергія [Белеловский,1982]; варіації динамічних параметрів вогнищ і сейсмічних хвиль.

Землетрус 5 липня 1984р. У 1983 році вперше було зроблено середньостроковий прогноз очікуваного землетрусу: "Таким чином, випробування методики на перспективний прогноз дозволило встановити, що в центральній частині Кримської сейсмічної зони закінчується процес стягування епіцентрів слабких поштовхів, що може завершитися у найближчі два роки землетрусом з М=5.0±1". [10, с.51]. На підготовку землетрусу вказували також часові зміни динамічних параметрів вогнищ і сейсмічних хвиль та різко виражена асиметрія записів хвиль P і S..

Землетрус відбувся 5 липня 1984 р. в межах зазначених координат з М_LH=4. Головний землетрус випереджувався серією форшоків і супроводжувався, незвичною для даного рівня енергії, кількістю повторних поштовхів із сумарною виділеною енергією еквівалентною М_LH =4.5. Серія землетрусів 1984р. мала деякі подібні риси до послідовності руйнівного землетрусу 1927р.: 1 - сильний форшок і головний поштовх мали різні за орієнтацією і розмірами вогнищеві зони; 2 - сейсмофокальна зона всієї послідовності заглиблювалася з заходу на схід; 3 - найсильніші форшоки і афтершоки (К10) мігрували уздовж зони і по глибині.

Зона вогнища формувалася протягом кількох етапів, кожен з яких мав свої особливості.

Головний поштовх мав двонаправлений розрив. Форшоковий період підготував середовище до утворення і поширення розриву при головному поштовху в південно-східному напрямку. Афтершоки відбувалися, в основному, вздовж другого розриву при головному поштовху, а саме, у субширотному напрямку [54].

Землетрус 16 серпня 1990р. На початку 1990р. була виділена небезпечна зона в районі континентального схилу між м.Ялта і м.Судак. Відчутний землетрус у Судацькій групі вогнищ відбувся 16 серпня 1990р. з М_LH = 4.5 у межах локалізованої прогнозної області [Пустовитенко, Кульчицкий и др. 1994]. Землетруси 18 жовтня 1998р. В 1995 р. у південно-західній частині регіону з координатами ц=44.0⁰ 44.15; л = 33.0 33.65: була локалізована небезпечна область “у виділеній активній зоні в найближчі роки можлива реалізація землетрусу з магнітудою М = 5.2±0.5” [49, с.58]. Аналіз інших сейсмологічних параметрів Ду, ДM₀, A_S/A_P, У E_n і т.i. “виявив тенденцію до їх аномального ходу” [49, с.67].

Процес підготовки землетрусу тривав близько 5 років. Ознаки його підготовки проявилися також у вигляді тривалого затишшя в самій зоні і зменшення концентраційного критерію сейсмогенних розривів.

У жовтні 1998 року у прогнозованій зоні виникла серія землетрусів з М_LH = 1.54.4. Головний поштовх з М_LH = 4.4 мав координати = 44.05N, = 33.68E. Загальна виділена енергія у вогнищевій зоні була близькою до мінімального прогнозованого значення [38].

За останні 15 років це найбільш складна послідовність землетрусів. Багато в чому вона має спільні риси підготовки і реалізації з послідовністю сейсмічних подій 1927, 1967 і 1984 року [43, 54].

4.4 Висновки і рекомендації

Встановлено фундаментальну властивість сейсмічності: монотонне стягування епіцентрів найбільш слабких поштовхів до зони майбутнього сильного землетрусу.

1. Просторово-часові властивості сейсмічності в процесі підготовки сильних подій контролюються як регіональною неоднорідністю, так і напружено-деформованим станом активних структур. Цим можна пояснити широкий діапазон швидкостей стягування процесу до зони вогнища і розмірів зон підготовки.

2. На основі встановлених просторово-часових властивостей фонової сейсмічності опрацьована методика локалізації місць формування майбутніх сильних землетрусів і середньострокового прогнозу сейсмічної небезпеки.

3. Ретроспективна перевірка методики на найсильніших землетрусах Землі і відчутних землетрусах Кримсько-Чорноморського регіону показала перспективність її застосування в широкому діапазоні магнітуд, незалежно від напружено-деформованого стану і сейсмотектонічних особливостей регіонів.

4. Встановлена ієрархічність процесу підготовки землетрусів: землетруси менших енергетичних рівнів, які є фоном при формуванні зон сильних подій, самі стають подіями, тобто головними землетрусами відносно ще слабших сейсмічних поштовхів і т.д. Ці процеси “підготовки один одного” взаємодіють, і тому їх просторово-часова структура в ближній і дальній зоні найбільшої події, що розвивається, має свої особливості.

5. Для вивчення процесів у вогнищевих зонах на різних стадіях їх розвитку розроблено ряд інших методичних підходів, таких, як аналіз варіацій коефіцієнтів кореляції послідовності пар часів перебігу t_Р-t_S і відношень амплітуд A_S/A_P, часового ходу “нев'язок” динамічних параметрів вогнищ дДу, дМ₀, дr₀), динамічних параметрів об'ємних хвиль; коефіцієнтів асиметрії запису, орієнтації складних розривів. Ці підходи випробувані на прикладі аналізу сейсмічних подій Криму і Вранча.

6. Встановлено, що в характері формування вогнищевих зон Вранча і наступного їх розвантаження є загальні властивості: просторово-часова упорядкованість форшоків; подібність механізмів вогнищ; велика різниця між енергією головного поштовху і найбільш сильного афтершоку; мале число повторних поштовхів і швидке загасання процесу розвантаження у вогнищевій зоні.

7. Процеси формування і розвитку вогнищевих зон Криму, поряд зі спільними властивостями в просторово-часовій упорядкованості слабких поштовхів, які передують сильним подіям, мають істотні розбіжності, особливо на стадії розвантаження зони. Це пов'язано з різним ступенем роздробленості середовища і неоднорідністю напружено-деформованого стану геофізичного середовища в різних частинах регіону і на різних структурних поверхах літосфери. Найбільш складні процеси відзначені в центральній частині регіону.

Видається перспективним подальше вивчення просторово-часового групування епіцентрів слабких поштовхів поблизу вогнища сильного землетрусу. Часовий хід параметра r_і відповідає теоретичним моделям розвитку вогнища, зокрема, моделі лавинно-нестійкого тріщиноутворення [Брейс В.Ф., Мячкин В.И., Дитрих Д.Х., Соболев Г.А., 1976 ]. Однак, запропонована методика, незважаючи на її методологічну завершеність, потребує удосконалення. Зокрема, надійність оконтурювання прогнозної зони багато в чому залежить від площі збору даних, тобто від попереднього вибору сейсмолінеамента або великої тектонічної структури.

Часовому аналізу будь-яких рядів сейсмологічних параметрів повинно передувати вивчення довгострокових характеристик і їх просторових особливостей. При розгляді процесів підготовки найбільших подій необхідно розглядати сейсмологічні параметри землетрусів усього регіону, оскільки в формуванні такого вогнища беруть участь великі об'єми середовища, протяжні структури. При вивченні процесів, пов'язаних зі слабкішими подіями (М=4), необхідно враховувати локальні особливості окремих частин регіону і структур більш низького рангу.

5. Сейсмічна небезпека території Криму

5.1 Загальні положення

Методика оцінки небезпеки у попередні роки [Сейсмічне районування території СРСР, 1968, 1978] містила ряд істотних недоліків: не враховувалася реальна лінійна довжина вогнищ великих землетрусів; використовувалися однакові параметри сейсмічного режиму без врахування їх просторової варіації в різних сейсмотектонічних структурах; значення М_max визначалися в основному за рівнем сейсмічної активності або спостереженої величини; регіональні геолого-геофізичні і сейсмологічні дані для великих територій не були уніфікованими і однаково параметризованими; вплив на сейсмічну небезпеку досліджуваної території великих сейсмогенеруючих структур на території сусідніх держав і суміжних територіях не враховувався; використовувалася спрощена (лінійна) модель впливу сейсмічного ефекту на земну поверхню.

Недоліки старої методики і методології ЗСР були усунуті при опрацюванні в 1991р. нової програми робіт з оцінки сейсмічної небезпеки території колишнього СРСР (Північної Євразії).

Дослідження з ЗСР Північної Євразії (керівник робіт В.І.Уломов) виконувалися в рамках Міжнародної Програми глобальної оцінки сейсмічної небезпеки (GSHAP) [Програма,1993; Ulomov, 1999]. Нова методологія і методика випробувана в дослідженнях з міжнародної програми GSHAP [Gіardіnі et.al.,1997; Gіardіnі,1999] і на тестовому полігоні “Кавказ” (Крим-Кавказ-Копетдаг) [19, 20].

5.2 Основні принципи методології оцінки сейсмічної небезпеки

Сейсмічна небезпека території характеризується трьома величинами: інтенсивністю (І), періодом cтрушуваня (Т) та ймовірністю (P) перевищення (або неперевищення) величини (І) за обраний час спостережень (t).

Для розрахунку цих величин прийнято ідеологію, запропоновану Ю.В.Різниченком - “від активності вогнищ землетрусів до струшування земної поверхні” [Ризниченко,1965; Уломов,1995]. Оцінка параметрів сейсмічної небезпеки складається з вирішення таких задач: 1 - визначення зон, в яких можливе виникнення сильних землетрусів (зони ймовірних вогнищ землетрусів - ІВЗ); 2 - оцінка максимальних магнітуд у цих зонах; 3 - розрахунок параметрів струшувань від виділених зон ІВЗ (І,T,Р).

Принципово новими у цій методології є такі положення [Уломов,1995, 1997; Гусев, Шумилина,1995] :

- Зони ІВЗ описуються в термінології лінеаментно-доменних-фокальних (ЛДФ) структур, які визначаються за комплексом сейсмологічної, геолого-геофізичної та іншої інформації. Проводиться параметризація вогнищевих зон землетрусів і оцінка їх сейсмічного потенціалу. У цій концепції вогнища землетрусів подаються у вигляді протяжних зон, орієнтованих по осях простягання структур.

- Сейсмічність подається у вигляді прогнозної моделі, в якій відображені головні сторони реальної сейсмічності регіону.

- Прогнозований сейсмічний ефект на досліджуваній території реалізується за допомогою моделі, яка використовує нові представлення про характер загасання сейсмічних хвиль від протяжного вогнища до земної поверхні.

Для кожного структурного елемента ЛДФ-моделі будується прогнозний графік повторюваності землетрусів для великих сейсмолінеаментів і доменів з врахуванням розрахункових величин M_max.

Зв'язок “інтенсивність-магнітуда-відстань” моделюється з використанням емпіричних даних у регіоні. Для прогнозу бальності використовується модель зв'язку на основі представлення про некогерентне протяжне вогнище [Гусев, Шумилина, 1999]. Вогнище характеризується моментною магнітудою M_W, довжиною і шириною ділянки.

Таким чином, для розрахунків поля інтенсивності необхідні такі вхідні моделі: зон ІВЗ; прогнозної сейсмічності; сейсмічного ефекту, створюваного елементами зон ІВЗ.

5.3 Зони ймовірного виникнення вогнищ сильних землетрусів

Вся територія Кримського регіону поділена на п'ять категорій геологічних структур з різним ступенем тектонічної активності.

Найбільші сейсмогенні зони 1 категорії - Південнобережна, яка просторово співпадає з континентальним схилом, і Правдинська - у південно-східній частині Керченського півострова. Решта структур ранжировані за категоріями 2-4, в залежності від ступеня сучасної активності [8, 9, 30, 37].

Геодинамічні умови в регіоні є неоднорідними у просторі й часі, тому не можна прийняти однаковий сейсмічний потенціал для всім сейсмогенеруючих структур. Неоднорідність структури проявляється в полі тектонічних напружень (розділ 2.2), в типах складних послідовностей пов'язаних поштовхів [26], у сейсмічному режимі (розділ 3). Крім основних структур, сейсмічну небезпеку для Кримського півострова можуть представляти сейсмогенні структури 2 і навіть 5 порядків, які перетинають материкову частину.

Оцінка сейсмічного потенціалу здійснювалася з використанням різних емпіричних співвідношень між максимальною магнітудою M_max і такими величинами: розмірами блоків, які акумулюють енергію; площею “плями” епіцентрів; горизонтальною протяжністю вогнища, яку займає лінеамент; розмірами сейсмогенних структур; сейсмічною активністю; граничним контуром сейсмогенного шару; часовою компонентою сейсмічності. Використовувався також графік повторюваності і розподіл Гумбеля [Ризниченко,1964; Гумбель,1965; Шебалін, 1971; Садовський, 1987, 1988; 17; 19].

За сукупністю сейсмологічних даних зроблено висновок, що максимальний сейсмічний потенціал M_max = 7 7.5 мають структури першої категорії. Для структур другої категорії прогнозний сейсмічний потенціал складає М=6.5. Наступні структури більш низького рангу мають потенціал на 0.5 магнітуди менше. Виділені домени мають M_max = 4.55.0.

Кількісна оцінка сейсмічного потенціалу дозволила провести експертну оцінку сейсмогенеруючих структур Кримсько-Чорноморського регіону і створити модель зон ІВЗ (модель ЛДФ).

Розподіл вогнищ землетрусів різних магнітуд за глибиною обмежувався граничним контуром сейсмогенного шару для Криму: M_w=2.18 ln h_min + 0.97.

Для кожної структури регіону (лінеамента і домена) інтервал глибин розподілу можливих вогнищ землетрусів визначався за сейсмологічними й геолого-геофізичними даними. Положення площини переміщень при великих вогнищах знайдені за допомогою вирішення механізму вогнищ (розділ 2.2).

Основою для моделі сейсмічного ефекту служив розподіл інтенсивності струшувань від найсильнішого Кримського землетрусу 11 вересня 1927 року.

5.4 Результати розрахунків і картування сейсмічної небезпеки

Кожна окрема структура має свій граничний сейсмічний потенціал і відповідні граничні значення сейсмічних впливів І_max, як у епіцентральній зоні, так і при віддаленні від неї. І_max на визначеній відстані від фокальної зони залежить також від спрямованості випромінювання, глибини вогнища, особливостей середовища на шляху поширення коливань і сумарної комбінації несприятливих факторів. Відповідно для кожної точки земної поверхні внесок в інтегральну сейсмічну небезпеку окремих зон ІВЗ буде неоднаковим для різних періодів повторюваності, в залежності від сейсмічного режиму, потенціалу структур, віддаленості точки розрахунку. Експериментальна перевірка ефекту “насичення” інтенсивності з відстанню виконана на прикладі розрахунків впливів для м. Судак.

Карти ЗСР території Криму в масштабі 1:1 000 000 відбивають розрахункову прогнозну інтенсивність І сейсмічних струшувань у балах шкали MSK-64, очікуваних на даній площі з заданою імовірністю (%) протягом визначеного (вибраного) інтервалу часу t [13].

Карта А для періоду повторюваності 100 років відповідає 39% імовірності перевищення розрахункової інтенсивності на найближчі 50 років. Такий високий сейсмічний ризик є допустимим лише при будівництві некапітальних будівель і споруд з малим терміном експлуатації, які не викличуть екологічної небезпеки у випадку їх руйнування. Відповідно до цієї карти тільки 31% (8.5 тис.кв.км) території республіки відноситься до сейсмічно небезпечної зони з інтенсивністю 7 балів.

Карта Б для періоду повторюваності 500 років відповідає 10% імовірності перевищення розрахункової інтенсивності на найближчі 50 років і призначена для основного будівництва (об'єкти масового цивільного, військового і промислового будівництва). Загальна площа підвищеної сейсмічної небезпеки з інтенсивністю 7 і 8 балів складає близько 70% усієї території Криму, з них приблизно 40% ( 10 тис.кв.км ) припадає на 8-мибальну область.

Карта В для періоду повторюваності 1000 років відповідає 5% імовірності перевищення розрахункової інтенсивності на найближчі 50 років (або 10%-на імовірність протягом 100 років), може мати застосування для проектування і будівництва будівель і споруд підвищеної відповідальності і екологічної небезпеки: нафтосховищ, хімкомбінатів, об'єктів масового скупчення людей (театри, санаторії, криті стадіони і т.д.), для яких допустимий сейсмічний ризик повинний бути мінімальним. Усього до сейсмонебезпечних зон із сейсмічним ризиком не більш 5% віднесено 83% усієї території Криму, з них максимальні впливи з І=9 балів можуть бути реалізовані на площі близько 4 тис.кв.км.

Об'єктивність нових оцінок сейсмічної небезпеки Криму підтверджується наявністю палеосейсмодислокацій [8; Никонов, 1994; Борисенко, Пустовитенко и др., 1999], просторове положення яких пов'язане із зонами максимальної інтенсивності (І = 8 9 балів) для періоду повторюваності 1000 років.

Карти ЗСР-98 розроблені тільки для материкової частини, тобто для врахування сейсмічності при будівництві і плануванні раціонального землекористування на півострові Крим. Разом з тим, в Україні інтенсивно освоюються природні ресурси шельфу Чорного й Азовського морів без врахування сейсмічної небезпеки [44]. Попередні розрахунки з врахуванням генералізованої моделі зон ІВЗ басейну Чорного моря і суміжних територій показують, що області континентального схилу та шельфу, а також окремі частини глибоководної западини - сейсмічно небезпечні (І = 8 9 балів). Розрахунки зроблено для періоду повторюваності 1 раз у 500 років в рамках виконання методичних робіт за програмою GSHAP на тестовому полігоні “Крим- Кавказ- Копетдаг”[Gіardіnі et.al., 1997; 19].

5.5 Основні результати і рекомендації

Оцінка довготермінової сейсмічної небезпеки виконана з використанням ймовірно-детермінованих характеристик, які враховують як закономірні, так і випадкові фактори просторово-часової та енергетичної організації сейсмічності і геодинамічних процесів у регіоні.

Прогнозна модель довгострокової сейсмічної небезпеки подається у вигляді комплекту карт загального сейсмічного районування території АР Крим в масштабі 1:1000000 трьох рівнів, які відображають розрахункову інтенсивність (І) сейсмічних впливів (в балах шкали MSK-64), очікуваних на даній площі із заданою імовірністю (P( %)) протягом визначеного інтервалу часу (t).

Для території України - це перші ексклюзивні карти, побудовані за передовою методологією в масштабі близькому до детального і з оптимально збалансованим сейсмічним ризиком для різних категорій об'єктів.

Подальші роботи в галузі оцінки сейсмічної небезпеки повинні бути спрямовані на теоретичні, методичні та експериментальні розробки кількісних методів розрахунку сейсмічних впливів для морських територій, які інтенсивно освоюються останнім часом, а також на довгостроковий і середньостроковий прогноз сейсмічної небезпеки всієї території України, включно з районами видобутку корисних копалин, у тому числі на морських акваторіях [50, 51].

Перспективними і важливими для розробки політики сталого розвитку міст і курортних комплексів є також роботи з оцінки сейсмічного ризику, які останнім часом почали розвиватися в Україні [28; Пустовитенко, Скляр, Князева,1999].

ВИСНОВКИ

Проведені в рамках дисертаційної роботи дослідження дозволили встановити ряд фундаментальних властивостей сейсмічності, вогнищ землетрусів і побудувати нову модель сейсмічної небезпеки Криму. Вперше сейсмічність Кримсько-Чорноморського регіону розглянута як частина загального сейсмічного процесу Чорноморської плити та суміжних територій. Це дозволило встановити як загальні ознаки, характерні великій тектонічній структурі, так і виділити особливості, пов'язані зі специфічними умовами регіонального поля напружень і властивостями глибинного середовища.

Для забезпечення представництва та однорідності вихідного сейсмологічного матеріалу за тривалий інтервал часу на великій території Чорноморського регіону виникла задача не лише зібрати з різних джерел дані, але й переінтерпретувати їх, однаково параметризувати за енергією - створити уніфікований каталог і базу даних за вогнищевими та іншими параметрами. В ході виконання цієї задачі була визначена загальна методологія і удосконалено методику розробки магнітудної і енергетичної класифікації з використанням як об'ємних хвиль, так і розсіяних коливань - сейсмічної коди. В результаті запропоновано нові опорні шкали К_ПК, М_С, М_W, які однаково можуть бути використані як для поверхневих так і для глибоких землетрусів у широкому динамічному діапазоні вимірів. Решта визначення магнітуд і енергетичних класів за допомогою знайдених кореляційних співвідношень приводяться до опорних шкал.

Для параметризації землетрусів за сейсмічним моментом опрацьована методика використання експрес-методу розрахунку спектрів стосовно до слабких високочастотних коливань місцевих землетрусів. В результаті отримано спектри й оцінено динамічні параметри вогнищ, зокрема, сейсмічний момент для репрезентативних землетрусів Криму за період 19552001р.

При розробці енергетичної класифікації землетрусів були вивчені закони загасання енергії сейсмічних хвиль, оцінена добротність земної кори і мантії регіону, встановлена анізотропія загасання, проведено картування вогнищевих зон за високочастотними і низькочастотними випромінюваннями і запропоновано метод використання сейсмічної коди для якісної оцінки спектрального складу коливань.

Вивчення сейсмічного процесу в регіоні почато з розгляду властивостей і особливостей індивідуальної комірки сейсмічності - вогнища землетрусу. Для дослідження вогнищ, крім стандартних методик, використано нові методи і підходи, які розвиваються останнім часом І.В.Горбуновою і автором. Ці методи дослідження складного процесу розривоутворення були перевірені нами на найсильніших землетрусах Альпійської зони, вогнища яких вийшли на поверхню і були доступні прямим обстеженням.

Методика доповнена комплексуванням даних за ізосейстами, афтершоками, механізмами вогнищ, розривами (дислокаціями) на поверхні. В результаті такого комплексування найповніше відтворені процеси у вогнищах як сильних, так і помірних землетрусів. Нові дані щодо вогнищевих параметрів отримано для всього басейну Чорного моря і його обрамлення, а також для західних областей України (Закарпаття). Такі визначення були виконані вперше.

Вперше також було оцінено динамічні параметри вогнищ як слабких (К=912), так і сильних землетрусів 1927, 1957, 1966 років на основі записів віддалених станцій та відновлені механізми вогнищ відчутних землетрусів Кримсько-Чорноморського регіону.

Нові знання про вогнищеві параметри дозволили встановити такі закономірності: процеси у вогнищах як слабких, так і сильних землетрусів відбуваються дискретно, можуть розвиватися від початкового гіпоцентру в кількох різних напрямках уздовж по-різному орієнтованих структур з швидкостями, які часто перевищують швидкість поперечних хвиль.

При цьому в усьому регіоні переважає діагональна система розривів південно-західного і південно-східного напрямку, яка узгоджується з діагональною системою новітніх розломно-тріщинуватих структур альпійської зони складчастості. Швидкості поширення розривів не залежать від магнітуди, але змінюються з глибиною і напрямком розривів. Лінійні розміри розривів пов'язані з магнітудою співвідношенням: lgL = (0.130.01)M_S + (0.630.07). Не тільки довжини розривів, але й динамічні параметри вогнищ прямо пов'язані з енергією землетрусу в широкому діапазоні енергій, що вказує на подібність сильних і слабких землетрусів. Цей висновок підтверджується й дотриманням закону подібності вогнищ [Akі,1977], тобто співвідношенням між сейсмічним моментом і кутовою частотою у діапазоні К_ПК = 7 13 [2].

Механізми більшості вогнищ вивчених землетрусів задовільно описуються в рамках моделі подвійного диполя. Площини розривів переважно орієнтовані вздовж глибинних розломів і тектонічних порушень континентального схилу.

Землетруси Кримського регіону відбуваються в неоднорідному полі напружень, яке суттєво відрізняється для центральної, західної і східної частин регіону. Така неоднорідність характерна для усього басейну Чорного моря і для різних структурних поверхів земної кори.

Загальні риси і розбіжності, властиві окремим вогнищам, виявляються і при розгляді їх сукупностей - єдиного сейсмічного процесу або сейсмічності.

Встановлено загальні властивості просторово-часової організації сейсмічних процесів: упорядкованість сейсмічності на всіх масштабних рівнях, однотипність залежностей екстремальних характеристик землетрусів, фрактальний характер енергетичної, просторової і часової компоненти, наявність сталих просторово-часових груп. Ієрархічність, блоково-комірковий характер сейсмічності Чорноморського басейну описується співвідношенням між площею блоку і реалізованою в ньому сейсмічною енергією.

Також виявлено, що сейсмічність регіону має дві суттєві за своїми характеристиками компоненти - розсіяну, пов'язану із стохастичним характером сейсмічних процесів, і скупчену, яка відбиває детерміністичну сутність сейсмічності. Таким чином, сейсмічний процес є дуалізмом детермінованих і випадкових явищ.

На тлі загальних властивостей сейсмічного процесу в регіоні чітко проглядаються особливості просторово-часових і енергетичних його компонент у різних частинах регіону і окремих сейсмотектонічних структурах, пов'язаних з неоднорідністю напружено-деформованого стану глибинного середовища.

На тісний взаємозв'язок і взаємовплив сейсмічних процесів на різних рівнях ієрархії в межах Чорноморської тектонічної плити вказує також встановлене явище міграції епіцентрів помірних і сильних землетрусів уздовж просторово-часових каналів. При цьому швидкість міграції залежить від енергії землетрусів. З максимальною швидкістю мігрують епіцентри слабких афтершоків уздовж магістрального розриву головного поштовху.

Найбільш сталий просторово-часовий взаємозв'язок та ієрархічність сейсмічних процесів установлені на стадії формування вогнищевих зон великих землетрусів і в період їх розвантаження (афтершокового періоду). Монотонне стягування фонового сейсмічного процесу до зони майбутнього сильного землетрусу проявляється практично повсюди, незалежно від сейсмотектонічних умов регіону і енергії підготовлюваного поштовху та є фундаментальним наслідком сейсмічності.

Слабкі землетруси, будучи “тлом” при підготовці сильних подій, стають подіями відносно слабших сейсмічних поштовхів. Ці процеси підготовки один одного є різним чином взаємозалежними і їх просторово-часова структура є різною в ближній і дальній зонах вогнища, яке розвивається. Виявлена фундаментальна властивість сейсмічності покладена в основу опрацьованої методики виділення потенційно небезпечних зон і середньострокового прогнозування землетрусів.

Методика пройшла успішну ретроспективну апробацію на найсильніших землетрусах Землі і на середньостроковий прогноз землетрусів в Кримському регіоні. Для збільшення ступеня надійності розпізнавання місць майбутньої активізації сейсмічних процесів, небезпечних для України, застосовується також комплекс інших підходів, заснований на експериментальних закономірностях і індивідуальних особливостях процесів формування й розвитку великих вогнищевих зон Вранча і Криму.

Реальне існування закономірностей просторово-часових варіацій слабкої сейсмічності, встановлених для різних регіонів і підтверджених лабораторним моделюванням на складних зразках [Соболев, 1999], вселяє оптимізм щодо принципової можливості середньострокового прогнозування у формі локалізації місць майбутніх сильних подій.

Одержані за вогнищевими параметрами, екстремальними характеристиками, просторово-часовими і енергетичними властивостями сейсмічності результати склали основу для обґрунтування виділення зон ІВЗ (імовірних вогнищ землетрусів) і параметризації їх за сейсмічним потенціалом для розрахунків інтегральної сейсмічної небезпеки території.

Сейсмічна небезпека Криму вперше представлена у вигляді комплекту карт сейсмічних струшувань для різних періодів повторюваності струшувань (1 раз у 100, 500 і 1000 років). Для кожної карти дається ймовірна оцінка сейсмічної небезпеки на даній території при однаковому ступені ризику в межах даного періоду.

Встановлені факти просторової й енергетичної упорядкованості землетрусів Чорноморського регіону, зокрема, їх розподіл за глибиною, підтверджують ідею розшарування тектоносфери. Це дозволило А.В.Чекунову разом з авторами [21,29] виділити 4 поверхи тектоносфери Чорноморського регіону і пов'язати сейсмічність з геодинамічною ситуацією у регіоні.

Отримані дані про просторову структуру сейсмічності, зокрема, розподіл вогнищ за глибиною, про параметри вогнищ слабких і сильних землетрусів у неоднорідному полі тектонічних напружень не підтверджують гіпотезу про наявність зони субдукції на північному краї Чорноморської плити, висунуту і розвинуту геологами [Левицкая, Муратова,1959, Геодинамика, 1999]. Вважається, що реальний, більш складний геодинамічний процес у Чорноморському регіоні є результатом суперпозиції як значних горизонтальних переміщень континентальних мас, так і вертикальних рухів земної кори і мантії, які складним чином взаємодіють один з одним. У цьому відношенні новий, незалежний від обраної концепції експериментальний сейсмологічний матеріал може стати основою для розкриття причинно-наслідкових зв'язків тектогенезу Чорноморською впадини і для створення адекватної геодинамічної моделі регіону, яка якнайкраще враховує нові знання і факти.

РЕЗУЛЬТАТИ ДИСЕРТАЦІЇ ВИКЛАДЕНІ В НАСТУПНИХ ОСНОВНИХ РОБОТАХ

Монографiї

Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е., Горячун А.В. Землетрясения Крымско-Черноморского региона. - Киев: Наукова думка, 1989.- 192 c.

Пустовитенко Б.Г., Пантелеева Т.А. Спектральные и очаговые параметры землетрясений Крыма. - Киев: Наукова думка, 1990. -251 c.

Раутиан Т.Г, Халтурин В.И., Закиров М.С., Земцова А.Г., Проскурин А.П., Пустовитенко Б.Г., Пустовитенко, А.Н., Синельникова Л.Г., Филина А.Г., Шенгелия И.С. Экспериментальные исследования сейсмической коды-М: Наука,1981. - 141 с.

Горбунова И.В., Бойчук А.Н., Доцев Н.И., Кальметьева З.А. , Капитанова, С.А., КучайО.А.,Михайлова Н.Н.,Пустовитенко Б.Г.,Симбирева И.Г.,Товмасян А.К. Интерпретация очаговых волн на записях землетрясений-М.:Наука,-1992.-130с.

Геофизические параметры литосферы южного сектора Альпийского орогена (Отв. Ред. Вольвовский Б,С., Старостенко В.И.) Глава 3. Сейсмичность Черноморского региона. - К.: Наукова думка, 1996 . 215с.

Сейсмическое районирование территории СССР: Методические основы и региональное описание карты 1978г. ( Отв. Ред . Бунэ В.И., Горшков Г.П.) Глава 14(Крым). М.: Наука, 1980. 307с.

Карпатское землетрясение 30 августа 1986 года (Отв.Ред. Друмя А.В., Шебалин Н.В.) (ЧастьI, разделы 2.4-2.6 )-Кишинев: Штиинца, 1990. -333 с.

Геология и геодинамика района Крымской АЭС (Отв. Ред. Гавриленко Н.М., Чекунов А.В.) Глава 2 “Сейсмичность”, Киев: Науков. думка, 1992 188с.

Природные условия взморья реки Дунай и острова Змеиный (Ред.Иванов В.А., Гошовский С.В.) -Раздел 1.9-Изд. МГИ НАНУ, Севастополь,-1999, 268с.

Cтатті:

Пустовитенко Б.Г., Каменобродский А.Г. Исследование процессов подготовки землетрясений по распределению эпицентров слабых толчков. // Геофизический журнал, 1984. Т.6. № 4. С. 44 52.

Каменобродский А.Г. , Пустовитенко Б.Г. , Поречнова Е.И. Пространственно- временные распределения эпицентров слабых толчков как индикатор подготовки сильных землетрясений // Известия АН СССР, Физика Земли, 1987, № 10,С. 3 13.

Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е. Сейсмичность Черноморской впадины.// Геофизический журнал 1991. т.13. №1. С. 14 19.

Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е., Борисенко Л.С., Поречнова Е.И. Общее сейсмическое районирование территории Крыма (ОСР-98) // Геофизический журнал, -1999, №6.- C.3 15.

Пустовитенко Б.Г., Капитанова С.А. Новые данные о характере разрывообразования в очагах землетрясений Вранча // Доклады АН УССР, 1990, cер. Б, Физико-математические и технические науки, N 5. - C.25-29.

Пустовитенко Б.Г., Щербина С.В., Кульчицкий В.Е. Пространственно- временные свойства сейсмичности бассейна Черного моря и его обрамления. //Геофизический журнал. т.19. №6 1997 С.58 69.

Горбунова И.В., Пустовитенко Б.Г. Новая методология изучения сложного сейсмического разрывообразования // Геофиз. журн.1997т.19.№3.-С.42 47.

Кульчицкий В.Е. , Пустовитенко Б.Г. Об оценке магнитуд максимальных возможных землетрясений по временной компоненте сейсмичности. //Доклады АН Украины, 1995, №5, С.82 84.

Gorbunova I.V., Pustovitenko B.G., Kapitanova S.А., PustovitenkoA.A. On the Complex Rupturing Process within the Sources of Strong Earthquakes (Based on the Example of the Crimea - Caucasus Kopet-Dagh Region).// Journal of Earthquake Prediction Research. № 82000, Р. 436 457.

Balassanian S., Ashirov T., Chelidze T., Gassanov A., Kondorskaya N., Molchan G., Pustovitenko B., Trifonov V., Ulomov B., Giardini D., Erdik M., Ghafori-Ashtiani M., Griinthal G., Mayer-Rosa D., Schenk V., Stucchi M. Seismic hazard assesment for the Caucasus test area // Annali di Geophysica, vol 42. N6. 1999. Р.11391151.

Ulomov V., Shumilina L., Trifonov V., Kronrod T, Levi K., Zhalkovsky N., Imaev V., Ivastchenko A., Smirnov V., Gusev A., Balassanian S., Gassanov A., Aysberg R., Chelidze T., Kuzskeev A., Turdukylov A., Drumya A., Negmatullaev S., Ashirov T., Pustovitenko B., Abdullabekov K. Seismic hazard of Nortern Evrazia// Annali di Geofisica .42, № 6 1999, P.1023 1038.

Чекунов А.В. , Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е. Сейсмичность Черноморской впадины и ее тектонические следствия//Геологический журн., №3.-Киев:-1992-С.17-28.

Раутиан Т.Г., Пустовитенко Б.Г. Выявление зон возникновения очагов землетрясений с высокочастотными и низкочастотными спектрами сейсмического излучения // Геофиз. журнал АН УССР, 1980, № 2. -C.83-86.

Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е. Сейсмичность района Крымской АЭС. //Доклады АН УССР, 1990. №3.С.11 14

Пронишин Р.С., Пустовитенко Б.Г. Некоторые аспекты сейсмического климата и погоды в Закарпатье // Изв.АН СССР. Физика Земли.-1982, N 10.- C.74-81.

Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е. , Борисенко Л.С., Плахотный Л.Г. Новик Н.Н. Сейсмическая обстановка в северо-западной части Крымского полуострова //Доклады АН УССР, №6, 1988. С.22-25.

Каменобродский А.Г., Пустовитенко Б.Г. Особенности группирования землетрясений Крымско-Черноморского региона //Изв. АН СССР. Физика Земли. 1982. № 11. С. 25 32.

Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е. , Борисенко Л.С.Пантелеева Т.А., Плахотный Л. Г., Новик Н.Н. Рой землетрясений 8-10 апреля 1987 г. в северо-западной части Керченского полуострова (Крым) и их возможная геолого-тектоническая интерпретация // Геофиз. журнал т.10.-№3. 1988. С.37 47.

Пустовитенко Б.Г., Скляр А.М. Сейсмогеологические аспекты оценки сейсмического риска для территории г. Измаил //Геофизический журнал, № 1, т.18, 1996, С.73 80.

Чекунов А.В., Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е. Сейсмичность и глубинная тектоника Черноморской впадины и ее обрамления//Геотектоника,№3,-1994.-С.44- 48

Чекунов А.В., Харитонов О.М., Борисенко Л.С., Вольфман Ю.М., Кендзера А.В., Пустовитенко Б.Г., Скляр А.М. Детальное сейсмическое районирование сейсмоактивных регионов Украины//Геофиз. Журн. № 1, Т.20, 1998, С.3 14.

Пронишин Р.С., Пустовитенко Б.Г. Особенности процессов в эпицентральной зоне закарпатских землетрясений в 1979г.// Геофизический журнал,1981, т.III, №6. С.71-85.

Пустовитенко Б.Г. Тектонические напряжения в земной коре Крымского региона по данным об очагах слабых землетрясений // Геофизический сборник АН УССР. -1977, вып.78.-C.15-23.

Пустовитенко Б.Г. Механизм очага трех Черноморских землетрясений// Геофизические исследования строения земной коры.-Киев:Наук. думка,-1978-C 22-29.

Пустовитенко Б.Г. Очаг Черноморского землетрясения 17 апреля 1975 г. // Сейсмологический бюллетень западной территориальной зоны ЕССН (Крым-Карпаты) за 1975-1976 г. Киев: Наукова думка1982. С.18 28.

Пустовитенко Б.Г. Механизм очагов ощутимых землетрясений Крымско-Черноморского региона последних 20 лет//Сейсмологический бюллетень Украины за 2000 год, Симферополь: Изд. ИГ НАНУ, КЭС 2002, С.59-64.

Пустовитенко Б.Г. Очаговые параметры Черноморских землетрясений 18 марта 1957 и 12 июля 1966 года //Сейсмологический бюллетень Украины. - Симферополь: Изд. ИГ НАНУ, КЭС 2001. С.96 101.

Борисенко Л.С., Пустовитенко Б.Г., Вольфман Ю.М., Дублянский В.Н., Новик Н.Н. Некоторые методические аспекты сейсмического районирования областей новейшего горообразования и сопредельных территорий (на примере Крыма) // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. - Москва, 1995. Вып.2-3.С.27-45.

Пустовитенко Б.Г., Поречнова Е.И. Особенности сейсмических процессов в очаговой зоне землетрясения в Крыму 18 октября 1998 года.// Сейсмологический бюллетень Украины. Симферополь: Изд. ИГ НАНУ, КЭС 2000 - С.64 73.

Пустовитенко Б.Г., Свидлова В.А. Энергетическая классификация местных землетрясений Крыма по записям сейсмической коды на сейсмостанции “Судак”// Там же, 2000. С.81 90

Пустовитенко Б.Г., Капитанова С.А. Процессы в очаговых зонах сильных землетрясений зоны Вранча // Сейсмологический бюллетень Украины за 1999 г., - Симферополь: Изд. ИГ НАНУ, КЭС 2001. С.149 158.

Пустовитенко Б.Г. , Поречнова Е.И. О процессе формирования очаговой зоны Спитакского землетрясения // Модельные и натурные исследования очагов землетрясений. М.: Наука , 1991. С.95 99.

Пустовитенко Б.Г. Определение энергии землетрясений Крыма по длительности колебаний // Сейсмол. Бюлл. Запад. Территор. зоны ЕССН СССР (Крым - Карпаты за 1970-1974 гг.). -Киев: Наукова думка, 1980. - C. 34-39.

Пустовитенко Б.Г. Особенности проявления афтершоковой последовательности землетрясения в Крыму, произошедшего 9 июля 1967г. // Сейсмол. Бюлл. зап. Территор. зоны ЕССН СССР(Крым-Карпаты, 1980)Киев:Наук. думка,-1984-C94- 100.

Пустовитенко Б.Г. О проблеме обеспечения сейсмобезопасности Крыма //Проблемы сейсмобезопасности Крыма. - Изд. Крымского отделения НАНУ, Севастополь,1995, С.8 15.

Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е., Коненкина М.И., Привалова Е.А. Организация базы сейсмологических данных в Крыму // Сейсмологический бюлл. зап.зоны ЕССН СССР за 1989. - Киев: Наук. думка.-1992 - C.129-136.

Пустовитенко А.Н., Пустовитенко Б.Г., Спиртус В.Б. Расчет амплитудных и энергетических спектров местных землетрясений экспресс-методом // Методы определения сейсмической опасности (отв.ред. А.В.Друмя).-Кишинев: Штиинца, 1984.- C. 120-128.

Пустовитенко Б.Г, Раутиан Т.Г., Свидлова В.А. Определение магнитуд и энергетических классов землетрясений по наблюдениям в Крымском регионе// Сейсмологический бюллетень Западной территориальной зоны ЕССН СССР (Крым - Карпаты за 1978-1979).- Киев: Наукова думка, 1983.- C. 126-138.

Пустовитенко Б.Г., Капитанова С.А. Новые характеристики очаговых параметров землетрясений Закарпатья //Сейсмологический бюллетень Украины за 1993г. Симферополь: Изд. ИГ НАНУ, КЭС 1996. С.62-67.

Пустовитенко Б.Г., Капитанова С.А., Кульчицкий В.Е.,Пантелеева Т.А., Поречнова Е.И. Анализ текущей сейсмической обстановки в Крыму по сейсмологическим данным // Проблемы сейсмобезопасности Крыма - Севастополь: Изд. Крымского отд. НАНУ, КЭС, 1995.-C.58-67.

Пустовитенко Б.Г. Проблемы сейсмического мониторинга и сейсмической опасности шельфовых областей Украины // Будiвництво в сейсмiчних районах Украiни. Ялта, 1999 С. 52-54.

Пустовитенко Б.Г. Проблемы прогноза сейсмической опасности Черноморского региона и прилегающих территорий// Чрезвычайные ситуации: предупреждение и ликвидация последствий - Харьков, - 2000, - С. 354 - 356.

Pustovitenko B.G. Regional peculiarities of an energetic value of the Black Sea earthquakes // Activity Report 1990-1992 and Proceeding.- XXIII General assembly of the ESC. -Prage, 1992, vol. -P. 178-181.

Pustovitenko B.G. Seismic moment, magnitude and seismic coda of the near zone earthquakes. // Abstract of the 29-th General assembly of the International Association of Seismology and Physics of the Earth,s Interior.-1997, Thessaloniki, Greece, - Р. 34-35.

Pustovitenko B. G., Kapitanova S.A., Panteleeva T.A. Development of the earthquake focal zone on June 5.1984 in the Crimea // Proceeding of XXI General Assembly ESC. Bulgaria, Sofia, 1989, Р. 415 430.

Pustovitenko B.G., Kamenobrodsky A.G., Porechnova E.I. Certain common properties and peculiarities of processes of strong earthquake preparation // Там же 1989 Р.386 403.

Pustovitenko B.G., Kulchitsky V.E., Scherbina S.V. Regularities of the spatial organization of the Black Sea Seismisity. Activity report and proceeding XXIII General Assembly of the ESC. 1992. V.1. P. 79-85.

Pustovitenko B.G., Kapitanova S.A., Gorbunova I.V. The complex rupturing of the deep focal sources of Vrancea region // Proceeding XXIV General Assembly European Seismological Commission, Athens, Greece, 1994. Р.627 633.

...