The October 18 and 25, 2017 earthquakes in Western Transbaikalia: modern activity of local faults

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Территория Западного Забайкалья, прилегающая с востока и юга к Байкальской рифтовой зоне (БРЗ), в геодинамическом отношении рассматривается как часть Амурской плиты [Bird, 2003]. Тектонические и сейсмические процессы в пределах Забайкалья имеют внутриплитный характер и существенно менее интенсивны по сравнению с БРЗ [Семинский, Радзиминович, 2011]. Несмотря на то, что здесь возможны довольно сильные сейсмические события, по магнитуде сопоставимые с землетрясениями БРЗ (рис. 1), значимыми для рассматриваемого района можно считать землетрясения с М = 4.0–4.5. Кроме того, Западное Забайкалье характеризуется довольно высокой плотностью населения, а также большим количеством населенных пунктов, что увеличивает вероятность совпадения их местоположения с очаговыми зонами ощутимых событий. В таком случае даже умеренное землетрясение может сопровождаться сильными макросейсмическими эффектами и заметным материальным ущербом.

 

Рис. 1. Сейсмичность Западного Забайкалья и прилегающих районов БРЗ.

Кружками зеленого цвета обозначены эпицентры землетрясений исторического и раннеинструментального периода (1900–1959 гг., M_LH ≥5.0) по данным [Новый…, 1977], красного – эпицентры землетрясений инструментального периода сейсмологических наблюдений (1960–2017 гг., M_w ≥3.5) по данным Байкальского филиала ФИЦ ЕГС РАН. Моментные магнитуды M_w, в случае отсутствия прямых определений, приведены по данным каталога ISC-GEM [Storchak et al., 2015; Di Giacomo et al., 2015] или рассчитаны по значениям энергетического класса К_Р [Rautian et al., 2007] с использованием соотношения из работы [Середкина, Гилева, 2016]. Ромбами обозначены сейсмодислокации в зоне Хамбинского (1) и Чикойского (2) разломов. Синие кружки со звездочкой означают эпицентры рассматриваемых землетрясений. Красной пунктирной линией обозначена граница между Евразийской и Амурской литосферными плитами, по [Bird, 2003].

 

Известно, что сейсмологические данные позволяют судить о напряженно-деформированном состоянии территории, кинематике активных разломов, а также, в некоторых случаях, их сейсмическом потенциале. Для Западного Забайкалья эти вопросы до настоящего времени остаются недостаточно освещенными в силу низкой сейсмической активности. В связи с этим умеренные и сильные землетрясения, регистрируемые на рассматриваемой территории нечасто, в каждом случае привлекают пристальное внимание.

Сейсмические проявления в Западном Забайкалье известны как по историческим, так и инструментальным данным. В течение XIX века в районе исследований отмечено несколько довольно сильных событий. В их числе землетрясения 08.08.1830 г. (M = 6.0–6.2) [Новый…, 1977; Чипизубов, 2009], 09.10.1864 г. (М = 5.1) [Радзиминович, 2014], 19.11.1885 г. (M = 6.2) [Новый…, 1977], а также 13.11.1898 г. (M = 5.9) [Radziminovich, 2014]. В первой половине XX века в Западном Забайкалье зарегистрированы сильные события 10.05.1929 г. (M = 5.6) и 15.10.1934 г. (M = 5.6) [Новый…, 1977], хотя их нельзя назвать хорошо исследованными в силу недостатка инструментальных и макросейсмических данных. Наиболее сильным сейсмическим событием раннего инструментального периода является Бутэлийнское землетрясение 06.02.1957 г. (M = 6.5) [Новый…, 1977; Землетрясения..., 1985], изученное несколько более тщательно по сравнению с предшествующими толчками. Эпицентр события располагался на территории Монголии, однако заметные колебания охватили обширную территорию Южного Прибайкалья. Землетрясение ощущалось с интенсивностью VI–VII баллов в г. Кяхта и IV балла в г. Иркутск [Голенецкий, Пшенников, 1960]. Впоследствии макросейсмическая информация была дополнена сведениями, собранными в северных районах Монголии [Землетрясения..., 1985].

В течение периода инструментальных наблюдений (с 1960 г.) в Западном Забайкалье также произошло несколько значимых событий, при этом некоторые из них сопровождались повреждениями зданий в пределах ближней зоны и характеризовались значительной областью ощутимости. Среди них наиболее детально исследованы Оронгойское (02.10.1980 г., M_w = 5.2) [Голенецкий и др., 1982] и Заганское (01.02.2011 г., M_w = 4.7) [Мельникова и др., 2015; Melnikova et al., 2017] землетрясения, а также сильное событие 13.05.1989 г. (M_w = 5.6), с эпицентром на территории Монголии [Голенецкий и др., 1993]. Последнее произошло приблизительно в том же месте, что и землетрясение 06.02.1957 г.

В целом, эпицентральное поле Западного Забайкалья имеет рассеянный характер. В отличие от БРЗ, где эпицентры землетрясений образуют относительно плотные скопления, территории Забайкалья группирующиеся события не свойственны (см. рис. 1).

Основу структурного плана Западного Забайкалья составляют протяженные разломы северо-восточного простирания. Наряду с тектоническими нарушениями регионального ранга здесь распространены локальные разломы северо-западного простирания. Структуры характеризуются различным возрастом заложения, однако большинство из них имеет признаки кайнозойской активности [Карта…, 1982]. Надежная оценка их сейсмического потенциала весьма затруднительна в силу редкости сильных землетрясений и относительно короткого периода сейсмологических наблюдений. Тем не менее результаты палеосейсмологических исследований дают основания предполагать возможность возникновения здесь высокомагнитудных землетрясений. В частности, в зоне Хамбинского разлома, ограничивающего западный борт Гусиноозерской впадины, в ходе структурно-геологических и тектонофизических исследований установлены два палеоземлетрясения, произошедшие в голоцене и сопровождавшиеся поверхностным разрывообразованием [Лунина, Гладков, 2009]. Их магнитуда оценивается значением M ≥7.0 [Смекалин и др., 2019]. Не менее высоким потенциалом характеризуется Чикойский разлом, к зоне которого приурочены по меньшей мере три палеоземлетрясения с M ~7.0–7.2, произошедшие в течение последних 5–8 тыс. лет [Смекалин, Ескин, 2022].

На этом фоне существенный интерес представляют два землетрясения, зарегистрированные в Западном Забайкалье в октябре 2017 г. Эпицентр первого из них – 18.10.2017 г. (mb = 4.7) – располагался на территории Монголии вблизи государственной границы с Российской Федерацией. Второе землетрясение – 25.10.2017 г. (mb = 4.2) – зафиксировано в Еравнинском районе Республики Бурятия вблизи улуса Усть-Эгита, где до этого момента подобные события не регистрировались. В силу относительно низкой сейсмической активности Западного Забайкалья целесообразно детально рассмотреть оба события. Во-первых, эти землетрясения подтверждают современную активность разломных структур или их сегментов. Во-вторых, решения механизмов очагов в районе исследований сравнительно немногочисленны, в связи с чем новые определения представляют собой значимое дополнение к уже имеющимся данным. Кроме того, механизмы очагов позволяют составить более ясное представление о тектонической позиции землетрясений и кинематике активных разломов. В-третьих, землетрясения 2017 г. в некоторой степени восполняют недостаток макросейсмических данных для территории Западного Забайкалья. Результаты комплексного исследования землетрясений 18.10.2017 г. и 25.10.2017 г. приводятся в настоящей статье.

ИНСТРУМЕНТАЛЬНЫЕ ДАННЫЕ

Условия инструментальной регистрации землетрясений на территории Забайкалья заметно хуже по сравнению с БРЗ, что обусловлено конфигурацией региональной сейсмической сети [Гилёва, Хритова, 2023]. Землетрясение 18.10.2017 г. было записано 33 сейсмическими станциями на эпицентральных расстояниях от 122 км (“Закаменск”) до 1295 км (“Юктали”) (рис. 2а). Близких станций (Δ <200 км) насчитывается семь. В работе использованы только данные сейсмических станций России. К сожалению, мы не располагаем записями станций Монголии, расположенных в южных румбах от эпицентра, что обусловило значительную азимутальную брешь (177°). Тем не менее разброс решений эпицентра землетрясения по данным различных международных сейсмологических агентств преимущественно невелик, четыре из пяти решений находятся в пределах круга радиусом 6 км (см. рис. 2а, табл. 1). Наименьшие ошибки локализации эпицентра получены в агентстве BAGSR. В течение последующих семи суток после землетрясения 18.10.2017 г. было зарегистрировано пять слабых афтершоков с энергетическим классом К_Р = 6.9–8.0.

 

Рис. 2. Положение эпицентров землетрясений 18.10.2017 г. (а) и 25.10.2017 г. (б) (кружок со звездочкой) относительно региональных сейсмических станций, данные которых использовались при обработке материалов наблюдений.

Коды станций соответствуют международному стандарту. На врезках показаны положения эпицентров, определенные в различных сейсмологических агентствах, и эллипсы ошибок (см. табл. 1).

 

Таблица 1. Основные параметры землетрясений 18.10.2017 г. и 25.10.2017 г. по данным различных сейсмологических агентств

Агентство	t0, ч мин с	δt0, с	Гипоцентр						Магнитуда или энергетический класс КР
			φ°, с. ш.	δφ°	λ°, в. д.	δλ°	h, км	δh, км
Землетрясение 18.10.2017 г.
BAGSR	17 46 03.60	0.48	50.36	0.03	105.00	0.02			КР = 12.9(±0.2)/26
MOS	17 46 01.60	1.40	50.32	0.05	105.07	0.12	10		mb = 4.7/9
NEIC	17 46 02.19	1.67	50.54	0.09	105.23	0.14	10	1.9	mb = 4.4/25
IDC	17 46 02.40	0.65	50.37	0.12	105.15	0.16	0f		mb = 3.8/12; MS = 3.5/17
ISC	17 46 02.99	0.93	50.38	0.03	105.04	0.05	4	6.04	mb = 4.2/26; MS = 3.7/16
Землетрясение 25.10.2017 г.
BAGSR	07 09 29.80	0.22	52.33	0.01	110.59	0.02			КР = 12.5(±0.2)/25
MOS	07 09 27.30	1.03	52.29	0.06	110.68	0.17	11		mb = 4.2/3
IDC	07 09 24.28	1.06	52.40	0.19	110.66	0.22	0f		mb = 3.8/7; MS = 3.3/5
ISC	07 09 27.30	1.05	52.34	0.03	110.71	0.04	2.0	7.45	mb = 3.8/9; MS = 3.4/3

Примечания. BAGSR – Байкальский филиал ФИЦ ЕГС РАН, г. Иркутск, Россия (http://seis-bykl.ru); MOS – ФИЦ ЕГС РАН, г. Обнинск, Россия (http://www.ceme.gsras.ru); NEIC – National Earthquake Information Center, США (https://earthquake.usgs.gov); IDC – International Data Centre, Comprehensive Nuclear-Test-Ban Treaty (CTBTO), Австрия (https://www.ctbto.org); ISC – International Seismological Centre, Thatcham, Великобритания (http://www.isc.ac.uk); в графе “Магнитуда или энергетический класс К_Р” число после косой черты – количество сейсмических станций; f – фиксированное значение глубины очага.

 

Землетрясение 25.10.2017 г. характеризуется немногим более благоприятными условиями регистрации, хотя и в этом случае к югу от эпицентра имеется лишь одна станция (“Хапчеранга”) (см. рис. 2б). Азимутальная брешь составила 94°. Основные параметры события были определены по записям 35 сейсмических станций, расположенных на эпицентральных расстояниях от 152 км (“Суво”) до 1045 км (“Чульман”); четыре станции расположены на расстоянии <200 км (см. рис. 2б). Разброс локализации эпицентра землетрясения по данным разных международных сейсмологических агентств можно считать небольшим: все четыре решения находятся в пределах круга радиусом 7 км (см. рис. 2б, табл. 1). Наименьшая ошибка локализации эпицентра получена в агентстве BAGSR (менее 2 км), наибольшая – в агентстве IDC (до 20 км).

ОЧАГОВЫЕ ПАРАМЕТРЫ

Исходными данными для расчетов очаговых параметров исследуемых землетрясений служили записи волн Рэлея и Лява на удаленных широкополосных сейсмических станциях сетей II, IU и IC (коды сетей и сейсмических станций здесь и далее соответствуют международному стандарту) [Albuquerque…, 1992, 2014; Scripps…, 1986]. Обрабатывались только те сейсмограммы, которые характеризовались высоким отношением сигнал/шум и нормальной поляризацией поверхностных волн. В соответствии с этими критериями для землетрясения 18.10.2017 г. были отобраны записи 10 сейсмических станций, расположенных на эпицентральных расстояниях Δ = 2258–6244 км (рис. 3а), а для землетрясения 25.10.2017 г. – 7 станций (Δ = 2671–5739 км) (см. рис. 3б). Отметим, что в обоих случаях станции расположены в разных азимутах от эпицентров рассматриваемых событий, и на большинстве станций выделены волны Лява.

Амплитудные спектры поверхностных волн определялись с помощью метода спектрально-временного анализа (СВАН) [Левшин и др., 1986], представляющего собой аналог многоканальной узкополосной фильтрации. Диапазон периодов, в котором поверхностные волны выделялись наиболее надежно, подбирался для каждой станции отдельно. Для большинства станций он составил 30–65 с, за исключением станции GRFO для первого землетрясения и KONO для второго, на которых фильтрация была выполнена в более узком диапазоне – 30–50 с. Примеры исходных и отфильтрованных записей, а также соответствующие СВАН-диаграммы LHT-компоненты станции MAJO приведены на рис. 3б, 3в, 3г.

 

Рис. 3. Используемые сейсмические станции с примерами фильтрации записей для землетрясений 18.10.2017 г. (а) и 25.10.2017 г. (б–г).

Коды станций соответствуют международному стандарту.

LHZ – вертикальная компонента записи, LHT – трансверсальная компонента записи (результат вращения горизонтальных компонент, направленных на восток и север).

в, г – СВАН-диаграммы записи землетрясения 25.10.2017 г. на трансверсальной (LHT) компоненте станции MAJO (azm = 118°, ∆ = 2779 км) до (в) и после (г) фильтрации. Красный и синий цвет на СВАН-диаграммах обозначает максимальную и минимальную амплитуду сигнала соответственно. Дисперсионные кривые групповой скорости обозначены розовыми кривыми.

 

Моделирование очаговых параметров рассматриваемых землетрясений выполнялось в приближении мгновенного двойного диполя (double-couple) по полученным амплитудным спектрам поверхностных волн [Букчин, 1989]. В качестве дополнительной информации использовались знаки первых вступлений P-волн на станциях региональной сейсмической сети (см. рис. 2) в соответствии с работой [Lasserre et al., 2001]. Подробно выбранный метод инверсии описан в статье [Filippova et al., 2022]. В результате рассчитывались следующие параметры: скалярный сейсмический момент (M₀), глубина очага (h) и фокальный механизм. Моментные магнитуды (M_w) вычислялись по полученным значениям скалярного сейсмического момента по соотношению из работы [Hanks, Kanamori, 1979]. Выбор данного метода обусловлен, во-первых, тем, что определения механизмов очагов только по знакам первых вступлений P-волн в Забайкалье существенно ограничены геометрией сети сейсмических станций, не позволяющей получить равномерное распределение знаков во всех азимутах (см. рис. 2). Во-вторых, помимо непосредственно фокального механизма он позволяет оценить M₀, M_w и глубину очага.

Строение земной коры под сейсмическими станциями (см. рис. 3а, 3б) и в окрестности очагов исследуемых сейсмических событий задавалось моделью 3SMAC [Nataf, Ricard, 1996]. Отметим, что используемая нами процедура инверсии является устойчивой к выбору модели среды, что было показано ранее на примерах землетрясений, произошедших в различных регионах северной Евразии [Мельникова и др., 2013; Середкина, Козьмин, 2017; Seredkina et al., 2020]. Для описания строения верхней мантии и расчета затухания поверхностных волн использовалась сферически симметричная модель PREM [Dziewonski, Anderson, 1981].

Качество полученных оценок очаговых параметров оценивалось с помощью функции нормированной невязки (ε) [Lasserre et al., 2001], характеризующей отличие синтетических амплитудных спектров от наблюденных и показывающей отношение числа знаков первых вступлений P-волн, не удовлетворяющих полученному решению фокального механизма, к общему числу используемых знаков. Для оценки разрешения определяемых параметров также строились частные функции нормированной невязки. Для этого расчеты проводились лишь для одного параметра (например, глубины – ε_h на рис. 4б, 4г), а остальным присваивались фиксированные значения, обеспечивающие минимум функции ε.

 

Рис. 4. Очаговые параметры землетрясений 18.10.2017 г. (а, б) и 25.10.2017 г. (в, г): механизм очага (а, в) и зависимость частной функции нормированной невязки от глубины очага (б, г).

Обозначения: NP – нодальная плоскость, ось Т/Р – ось растяжения/сжатия, STK – направление простирания, DIP – угол падения, SLIP – угол подвижки, Az – азимут, PL – угол погружения.

 

В результате для землетрясения 18.10.2017 г. были получены следующие значения очаговых параметров: скалярный сейсмический момент M₀ = 5.0·10¹⁵ Н⋅м, моментная магнитуда M_w = 4.4, глубина очага h = 7 км (см. рис. 4б). В очаге рассматриваемого события реализовались левосторонние взбросо-сдвиговые смещения по нодальной плоскости ЮВ простирания (NP2, см. рис. 4а), сформировавшиеся под влиянием СВ сжатия и СЗ растяжения. Такой фокальный механизм не противоречит имеющимся оценкам напряжений в земной коре [Heidbach et al., 2016], полученным в 30–50 км к юго-востоку от эпицентра исследуемого землетрясения, согласно которым преобладающим режимом является сдвиг, а максимальное горизонтальное сжатие имеет СВ ориентацию. Для землетрясения 25.10.2017 г. скалярный сейсмический момент составил M₀ = 3.5·10¹⁵ Н⋅м, моментная магнитуда M_w = 4.3, глубина очага h = 29 км (см. рис. 4г). В очаге этого события по нодальным плоскостям субмеридионального простирания реализовались взбросовые смещения, сформировавшиеся под влиянием доминирующего близгоризонтального сжатия восточной ориентации (см. рис. 4в).

МАКРОСЕЙСМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Землетрясение 18.10.2017 г. (M_w = 4.4) вызвало ощутимые сотрясения на эпицентральных расстояниях до 245 км. В ближайших к эпицентру населенных пунктах – с. Желтура, с. Тэнгэрэк, с. Оёр, с. Нижний Торей, у. Нижний Бургалтай, с. Петропавловка – некоторые очевидцы в момент землетрясения проснулись, испытывая при этом испуг. В помещениях отмечено дрожание мебели, дребезжание посуды и стекол, смещение со своих мест неустойчивых предметов, а также сотрясение здания в целом. В с. Оёр землетрясение было замечено на открытом воздухе людьми, находившимися в состоянии покоя. Во время землетрясения проявляли беспокойство собаки и крупный рогатый скот. Некоторые очевидцы слышали сопровождавший землетрясение подземный гул, напоминавший шум тяжелого транспорта. Перечисленные эффекты наблюдались на расстояниях от 15 до 51 км и соответствуют интенсивности сотрясений IV–V баллов по шкале MSK-64 (рис. 5а, табл. 2).

 

Рис. 5. Макросейсмические проявления землетрясений 18.10.2017 г. (а) и 25.10.2017 г. (б).

Номера пунктов наблюдения соответствуют табл. 2 и 3 соответственно.

 

Таблица 2. Интенсивность сотрясений в пунктах наблюдения при землетрясении 18.10.2017 г.

№ п/п	Пункт	Координаты, град.		Δ, км	I, баллы MSK-64
		φ°, с. ш.	λ°, в. д.
1	с. Желтура	50.474	105.103	15	IV–V
2	с. Тэнгэрэк	50.484	105.120	16	IV–V
3	с. Оёр	50.537	104.982	20	IV–V
4	с. Нижний Торей	50.531	104.825	23	IV–V
5	у. Нижний Бургалтай	50.562	105.126	24	IV–V
6	с. Петропавловка	50.609	105.323	36	IV–V
7	у. Улекчин	50.470	104.300	51	IV–V
8	с. Михайловка	50.407	104.156	60	IV
9	п. Хоронхой	50.474	106.148	82	IV
10	г. Кяхта	50.351	106.449	103	IV
11	с. Баянгол	50.697	103.462	115	IV
12	пгт Джида	50.683	106.180	91	III–IV
13	с. Сосновка	50.882	106.012	92	III–IV
14	с. Билютай	50.878	106.241	105	III–IV
15	у. Шана	50.929	106.210	106	III–IV
16	с. Селендума	50.917	106.236	107	III–IV
17	с. Темник	51.005	106.187	110	III–IV
18	с. Холтосон	50.296	103.314	120	III–IV
19	с. Гусиное Озеро	51.114	106.261	122	III–IV
20	с. Чикой	50.266	106.918	136	III–IV
21	г. Гусиноозерск	51.283	106.500	147	III–IV
22	у. Тохой	51.367	106.617	159	III–IV
23	г. Иркутск	52.267	104.333	217	III–IV
24	с. Смоленщина	52.255	104.128	219	III–IV
25	рп Маркова	52.216	104.210	213	III
26	г. Шелехов	52.214	104.100	215	III
27	г. Улан-Удэ	51.833	107.617	245	III

 

Сотрясения интенсивностью IV балла были замечены в населенных пунктах юго-западных районов Республики Бурятия на расстояниях от 60 до 115 км. В г. Кяхта землетрясение вызвало дрожание и скрип мебели, дребезжание посуды, скрип конструктивных элементов зданий. Некоторые очевидцы утверждают, что слышали небольшой гул. Интенсивность сотрясений III–IV балла наблюдалась на расстояниях от 91 до 219 км, в основном в населенных пунктах, расположенных на р. Селенге. Необычно выглядят довольно заметные макросейсмические эффекты в г. Иркутск, расположенном на расстоянии 217 км от эпицентра. Землетрясение ощущалось практически во всех районах города, в основном на 3–5 или более высоких этажах. Очевидцы отмечали колебания мебели, дребезжание посуды, легкое колебание жидкости в посуде; немногие испытывали испуг.

Землетрясение 25.10.2017 г. (M_w = 4.3) в аспекте макросейсмических проявлений вызывает особый интерес. Во-первых, это единственное событие такого энергетического уровня в данном локальном районе за весь период инструментальных наблюдений (1960–2017 гг.). Во-вторых, с учетом общего дефицита макросейсмических данных для территории Забайкалья информация об ощутимых эффектах этого землетрясения представляет значительную ценность.

Наибольшая интенсивность сотрясений (V баллов) отмечена в у. Усть-Эгита и с. Тужинка, которые расположены непосредственно в эпицентральной зоне (см. рис. 5б, табл. 3). Очевидцы ощущали землетрясение в помещениях и на открытом воздухе; люди испытывали испуг. Отмечено общее сотрясение зданий; по свидетельству одного из очевидцев, наблюдался “… толчок, как будто в здание въехала машина”. В помещениях местами осыпались чешуйки побелки. При землетрясении замечено беспокойство домашних животных (собаки).

 

Таблица 3. Интенсивность сотрясений в пунктах наблюдения при землетрясении 25.10.2017 г.

№ п/п	Пункт	Координаты, град.		Δ, км	I, баллы MSK-64
		φ°, с. ш.	λ°, в. д.
1	у. Усть-Эгита	52.333	110.611	1	V
2	с. Тужинка	52.306	110.550	4	V
3	у. Булум	52.281	110.113	33	IV–V
4	с. Ониноборск	52.254	110.024	39	IV–V
5	п. Зун-Хурай	52.168	110.054	41	IV–V
6	у. Загустай	51.977	110.730	40	IV–V
7	c. Глинка	51.423	110.046	107	IV–V
8	с. Сосново-Озерское	52.529	111.538	68	IV
9	с. Куйтун	51.533	107.750	214	IV
10	пгт Новоорловск	51.061	114.730	318	IV
11	у. Усть-Орот	51.980	109.779	67	III–IV
12	с. Кижинга	51.833	109.917	72	III–IV
13	у. Хойтобэе	51.790	107.434	224	III–IV
14	с. Тарбагатай	51.482	107.361	240	III–IV
15	п. Сулхара	51.747	110.160	71	III
16	г. Чита	52.033	113.550	204	III
17	г. Улан-Удэ	51.833	107.617	210	III

 

Несколько менее выраженные эффекты, тем не менее замеченные практически всеми жителями и соответствующие IV–V баллам, наблюдались на эпицентральных расстояниях от 33 до 107 км.

ОБСУЖДЕНИЕ

Детальное исследование землетрясений 18.10.2017 г. и 25.10.2017 г. дало возможность восполнить недостаток информации об условиях формирования очаговых зон умеренных землетрясений в пределах Западного Забайкалья. Прежде всего это касается механизмов очагов землетрясений. Полученные для рассматриваемых сейсмических событий оценки очаговых параметров характеризуются значениями функции нормированной невязки ε <0.3 (0.257 и 0.254 для землетрясений 18.10.2017 г. и 25.10.2017 г. соответственно). Таким образом, как было показано ранее на многочисленных примерах землетрясений сопоставимого энергетического уровня, для анализа которых использовалось приблизительно такое же количество исходных данных [Середкина, Мельникова, 2014; Seredkina, Melnikova, 2018], полученные нами результаты является надежными. Это подтверждается близостью наблюденных и синтетических спектров поверхностных волн (рис. 6). Небольшие расхождения в спектрах могут быть обусловлены необходимостью учета длительности землетрясений и конечных размеров их очагов [Bukchin, 1995], что для землетрясений с M <5.0 показано в работе [Фомочкина, Букчин, 2020]. Также отметим, что практически на всех станциях знаки первых вступлений P-волн удовлетворяют диаграммам излучения рассчитанных фокальных механизмов, за исключением нескольких знаков, близких к нодальным плоскостям (см. рис. 4а, 4в).

 

Рис. 6. Нормированные амплитудные спектры поверхностных волн для землетрясений 18.10.2017 г. (а) и 25.10.2017 г. (б).

Черные кривые соответствуют наблюденным спектрам, красные – синтетическим, удовлетворяющим оценкам очаговых параметров, полученным в данной работе (см. рис. 4).

 

Землетрясения 18.10.2017 г. и 25.10.2017 г., наряду с другими событиями исторического и инструментального периодов наблюдений, подтверждают современную сейсмическую активность разломных структур Западного Забайкалья. Точная тектоническая привязка очагов землетрясений в пределах рассматриваемой территории вызывает некоторые сложности, связанные, прежде всего, с неоднозначностью существующих карт активных разломов. Одни и те же структуры (в основном генеральные) у различных авторов могут носить разные названия и, кроме того, их положение на разных картах может несколько отличаться. Следует отметить, что в пределах эпицентральных областей рассматриваемых землетрясений современные цифровые карты активной тектоники [Лунина, 2016; Zelenin et al., 2022] отображают разломы практически одинаково, но в то же время они сильно отличаются по рисунку структурного плана от более старых карт, например, от “Карты разломов юга Восточной Сибири” [Карта…, 1982]. В таких условиях решения фокальных механизмов становятся ключевым аргументом, позволяющим более уверенно говорить о тектонической позиции очагов сейсмических событий.

Эпицентр землетрясения 18.10.2017 г. расположен на территории Монголии, на южном склоне Джидинского хребта, в районе его северо-восточного окончания. Вдоль южного борта хребта трассируется региональный разлом, обозначенный как Джида-Дээлтэрийнский на карте [Лунина, 2016] или как Тэс-Селенгинский в работе [Zelenin et al., 2022] (рис. 7а). Разлом имеет в основном северо-восточное простирание, однако некоторые его небольшие по протяженности сегменты характеризуются субширотной или даже восток–юго-восточной ориентацией. К одному из таких сегментов, простирание которого варьируется, по разным данным, от 97° [Zelenin et al., 2022] до 117° [Лунина, 2016], пространственно приурочен очаг землетрясения 18.10.2017 г. Отметим, что простирание одной из нодальных плоскостей (NP2) в решении механизма очага составляет STK = 111° (см. рис. 4), что в целом хорошо согласуется с параметрами этого участка разлома. Следовательно, в данном случае мы можем достаточно уверенно предполагать проявление сейсмической активности фрагмента Тэс-Селенгинского (Джида-Дээлтэрийнского) разлома.

 

Рис. 7. Возможная тектоническая позиция землетрясений 18.10.2017 г. по [Zelenin et al., 2022] (а) и 25.10.2017 г. по [Лунина, 2016] (б) и [Карта…, 1982] (в).

Красным цветом обозначены разломы, с которыми предположительно связаны очаги рассматриваемых землетрясений.

 

Несколько сложнее оценить тектоническую позицию землетрясения 25.10.2017 г. Обе нодальные плоскости в решении механизма очага имеют субмеридиональное простирание (см. рис. 4). В то же время на картах активных разломов [Лунина, 2016; Zelenin et al., 2022] вблизи эпицентральной области показана только одна структура с близкой ориентацией (~26°), обозначенная в работе [Лунина, 2016] как Эгитинский разлом (см. рис. 7б). Проблема заключается в том, что Эгитинский разлом не прослеживается непосредственно до эпицентральной области и обрывается приблизительно в 20 км севернее нее. Возможно, разлом продолжается далее на юг–юго-запад, но при этом перекрыт четвертичными отложениями Удино-Иволгинской впадины и не выражен в рельефе. В таком случае можно предположить связь очага землетрясения с этой структурой. Вместе с тем нельзя исключить и иной вариант. Согласно “Карте разломов юга Восточной Сибири”, в рассматриваемом районе прослеживается довольно крупный региональный Удино-Витимский разлом северо-восточного простирания, а также ряд структур локального ранга и различной ориентации [Карта…, 1982]. В их числе на карте указана небольшая предполагаемая локальная структура, выявленная по геофизическим данным и имеющая субмеридиональное простирание (см. рис. 7в). Не исключено, что очаг землетрясения 25.10.2017 г. мог быть приурочен к этому разлому, не выраженному на земной поверхности. В то же время плоскости разрывов, установленные при определении механизма очага землетрясения, не всегда могут соответствовать известным разломам, иногда они выявляют скрытые дизъюнктивы.

Определенный интерес представляет оценка глубины очага землетрясения по макросейсмическим данным. Обычно в Байкальском регионе оценить этот параметр таким способом довольно затруднительно в связи со сложностью построения надежных карт изосейст. Тем не менее в случае события 25.10.2017 г., для которого известна интенсивность сотрясений в эпицентре, это оказалось возможным с использованием уравнения [Шебалин, 2003]:

$h={10}^{\frac{bM-I_0+c}{v}}$, (1)

где h – глубина гипоцентра; I₀ – интенсивность сотрясений в эпицентре; M – магнитуда землетрясения M_S; b, v, c – региональные коэффициенты, равные для территории Прибайкалья и Забайкалья 1.5, 4.0, 4.0 соответственно [Новый…, 1977].

Эпицентр землетрясения 25.10.2017 г. располагался в непосредственной близости (Δ = 1 км) к улусу Усть-Эгита, где интенсивность сотрясений составила V баллов. Следовательно, мы можем принять это значение в качестве достаточно надежной оценки I₀. Магнитуду M_S мы рассчитали из энергетического класса К_Р = 12.5 с использованием соотношения из работы [Rautian et al., 2007]. В итоге, при M_S = 4.3 глубина очага землетрясения 25.10.2017 г. по макросейсмическим данным оценивается как h = 23 км. В целом, эта оценка неплохо согласуется с определением очаговых параметров по телесейсмическим данным (см. рис. 4г).

Отметим, что в связи с относительно невысоким уровнем сейсмической активности территория Западного Забайкалья остается “белым пятном” во многих региональных и глобальных реконструкциях полей напряжений и деформаций [Karagianni et al., 2015; Seredkina et al., 2016; Heidbach et al., 2010, 2016, 2018]. Для нее имеются лишь единичные определения фокальных механизмов землетрясений с М = 4.0–6.5, приуроченных к конкретным структурным элементам [Голенецкий и др., 1982; Solonenko et al., 1997; Melnikova et al., 2017] (рис. 8). Чаще всего формирование очагов этих событий происходило в условиях близгоризонтального сжатия. Подобная тенденция прослеживается и при формировании очагов рассмотренных в данной работе землетрясений, что подтверждает преобладание на территории Западного Забайкалья сжимающих усилий.

 

Рис. 8. Механизмы очагов впадины оз. Байкал и Западного Забайкалья за период 1950–2017 гг.

Для впадины оз. Байкал показаны только сильнейшие события, для территории Западного Забайкалья – все землетрясения, для которых имеются решения механизмов очагов за указанный период. Механизмы очагов в проекции нижней полусферы приведены по работам [Solonenko et al., 1997; Середкина, Мельникова, 2014; Melnikova et al., 2017].

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Землетрясения, произошедшие в Западном Забайкалье в октябре 2017 г., несмотря на умеренную магнитуду обоих событий, в определенной мере восполняют недостаток сейсмологической информации о районе исследований, прежде всего о сейсмической активности отдельных разломных структур и полях напряжений в земной коре. В последнем случае механизмы очагов обоих событий подтвердили преобладание в рассматриваемом районе сжимающих напряжений. Землетрясение 18.10.2017 г. произошло в локальном районе, известном относительно сильными сейсмическими событиями 06.02.1957 г. (M = 6.5) и 13.05.1989 г. (M_w = 5.6), хотя его очаг определенно приурочен к другой структуре, об активности которой до настоящего времени практически не было данных. Наибольший интерес в этом аспекте представляет землетрясение 25.10.2017 г., в районе которого ранее регистрировались лишь единичные слабые толчки. Во-первых, оно указывает на современную сейсмическую активность тектонических структур, расположенных в этой части Западного Забайкалья, и их способность генерировать землетрясения как минимум умеренной магнитуды. Во-вторых, сейсмическое событие 25.10.2017 г. произошло в непосредственной близости к населенным пунктам и при умеренной магнитуде обусловило весьма заметные макросейсмические эффекты (V баллов по шкале MSK-64). Интенсивность сотрясений при событии 25.10.2017 г. не превысила значений, предусмотренных картами общего сейсмического районирования ОСР-2015 [СП 14.13330.2018…, 2018], однако нельзя исключить возможность возникновения в этом локальном районе существенно более сильных землетрясений с магнитудой М ≥6.0. В таком случае сейсмическое воздействие на расположенные в ближней зоне населенные пункты может иметь весьма серьезный характер и сопровождаться разрушительными последствиями.

Таким образом, комплексное исследование двух умеренных землетрясений, произошедших в относительно малоактивном районе, позволило получить значимые данные, которые впоследствии могут служить основой для уточнения наших представлений о сейсмичности Западного Забайкалья. Кроме того, результаты исследования могут быть востребованы в работах по уточнению сейсмической опасности и оценке сейсмического риска на территории района исследований.

БЛАГОДАРНОСТИ

Мы выражаем глубокую признательность двум рецензентам за конструктивные и полезные комментарии, позволившие улучшить содержание статьи.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа выполнена с использованием данных, полученных на уникальной научной установке “Сейсмоинфразвуковой комплекс мониторинга арктической криолитозоны и комплекс непрерывного сейсмического мониторинга Российской Федерации, сопредельных территорий и мира”.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.

About the authors

Ya. B. Radziminovich

Federal Research Center, Geophysical Survey of RAS; Institute of Earthquake Prediction Theory and Mathematical Geophysics of RAS

Author for correspondence.
Email: yan.radziminovich@gmail.com

Baikal Branch of Federal Research Center, Geophysical Survey of RAS

Russian Federation, Lermontov str., 128, Irkutsk, 664033; Profsoyuznaya str., 84/32, Moscow, 117997

A. I. Filippova

Institute of Earthquake Prediction Theory and Mathematical Geophysics of RAS; Pushkov Institute of Terrestrial Magnetism, Ionosphere and Radio Wave Propagation of RAS

Email: aleirk@mail.ru
Russian Federation, Profsoyuznaya str., 84/32, Moscow, 117997; Kaluzhskoe Highway, 4, Moscow, Troitsk, 142190

V. I. Melnikova

Federal Research Center, Geophysical Survey of RAS; Institute of the Earth’s Crust of SB RAS

Email: vimel@crust.irk.ru

Baikal Branch of Federal Research Center, Geophysical Survey of RAS

Russian Federation, Lermontov str., 128, Irkutsk, 664033; Lermontov str., 128, Irkutsk, 664033

N. A. Gileva

Federal Research Center, Geophysical Survey of RAS

Email: nagileva@crust.irk.ru

Baikal Branch 

Russian Federation, Lermontov str., 128, Irkutsk, 664033

References

Supplementary files