1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Физика Земли
  4. № 1, 2022

Физика Земли, 2022, № 1, стр. 67-82

Хубсугульское землетрясение, 12.01.2021 г. MW = 6.7, ML = 6.9 и афтершоки начального периода

А. Ф. Еманов 1, *, А. А. Еманов 1, 3, В. В. Чечельницкий 2, Е. В. Шевкунова 1, Я. Б. Радзиминович 2, 4, А. В. Фатеев 1, 3, Е. А. Кобелева 2, Е. А. Гладышев 1, В. В. Арапов 1, А. И. Артёмова 1, В. Г. Подкорытова 1

1 Алтае-Саянский филиал ФИЦ “Единая геофизическая служба РАН”
г. Новосибирск, Россия

2 Байкальский филиал ФИЦ “Единая геофизическая служба РАН”
г. Иркутск, Россия

3 Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН
г. Новосибирск, Россия

4 Институт земной коры СО РАН
г. Иркутск, Россия

* E-mail: alex@gs.nck.ru

Поступила в редакцию 10.04.2021
После доработки 10.06.2021
Принята к публикации 29.07.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Хубсугульское землетрясение (12.01.2021 г. MW = 6.7, ML = 6.9) произошло в Северной Монголии недалеко от границы с Россией. Оно вызвало IX-балльные колебания в эпицентре и ощутимые колебания в городах и поселках Восточной и Западной Сибири. Землетрясение произошло в районе одноименного разлома и вызвало интенсивный афтершоковый процесс на участке между двумя изломами. Охваченный афтершоками участок разлома уходит от озера в северо-западном направлении. Сейсмически активизирован участок границы древнего Тувино-Монгольского микроконтинента, в котором размещены параллельные рифтовые впадины: Хубсугульская, Дархатская, а также Бусингольская, состоящая из трех линейно вытянутых впадин. До сих пор район Бусингольской впадины отличался высокой сейсмичностью, район Дархатской – умеренной и Хубсугульской – пониженной сейсмичностью. Землетрясение 2021 г. – крупнейшее за всю историю на Хубсугульском разломе. Уровень графика повторяемости для афтершоков менее чем за два месяца превысил уровень годового графика повторяемости землетрясений для Алтае-Саянской горной области. Плотность афтершоков вдоль разлома неравномерна, структура увязывается с односторонним блочным строением земной коры с востока от активизированного участка разлома. Сейсмический потенциал Хубсугульского разлома оценивался в Mmax = 7–7.5, и данное землетрясение в соответствии с геологическими данными не является максимально возможным. Учитывая, что сейсмическая активизация после Бусингольского землетрясения 1991 г. еще не завершилась, мы имеем в Тувино-Монгольском блоке две сильные активизации, способные оказать значимое влияние на эволюцию его сейсмичности.

ВВЕДЕНИЕ

Хубсугульское землетрясение 12.01.2021 г. с ML = 6.9 произошло на восточной границе Тувино-Монгольского блока и вызвало интенсивный афтершоковый процесс. Данный блок испытывает поднятие и одновременно к нему приурочены рифтовые впадины [Актуальные…, 2005; Леви и др., 2009; Саньков и др., 2003]. Столь сильного землетрясения в районе западного фланга оз. Хубсугул до сих пор не происходило. Сейсмологическая сеть станций, регистрирующая в непрерывном режиме с передачей информации в обрабатывающие центры в городах Новосибирск, Иркутск и Улан-Батор, представлена на рис. 1.

Рис. 1.

Карта сети сейсмологических станций и эпицентр Хубсугульского землетрясения 12.01.2021 г., ML = 6.9.

Из рис. 1 следует, что при большом общем количестве станций, близких к эпицентру станций нет. Данный факт затрудняет определение глубины очага как главного события, так и его афтершоков. В такой ситуации дана лишь оценка глубины, при которой мы получаем минимальную невязку определения координат эпицентра. Минимальная невязка была получена при глубине очага главного события 8 км.

Обработка сейсмических данных происходит в три этапа: автоматическое определение параметров сейсмического события, оперативная обработка, окончательная обработка с использованием всех доступных данных. Все виды обработки в Центре выполняются с использованием системы SeisComP3 [Weber et al., 2007; Hanka et al., 2010]. Данная система позволяет определять весь основной комплекс параметров сейсмических событий: локализация гипоцентра, оценка энергетических характеристик, построение механизмов очагов землетрясений и др. При этом система обладает большими возможностями оценки качества рассчитываемых параметров сейсмических событий.

Определение положения эпицентра рассчитываются с помощью программы LocSat [Bratt, Bache, 1988] в рамках глобальной скоростной модели IASPEI91 [Kennet, 1991].

Всего в центр обработки поступают данные приблизительно с 300 станций со всего мира.

АФТЕРШОКИ ХУБСУГУЛЬСКОГО ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

В соответствии с рис. 2а, в эпицентральной области, обозначенной малой прямоугольной рамкой, в предшествующем году сейсмическая активность практически отсутствовала.

Рис. 2.

Карта эпицентров Хубсугульского землетрясения, его афтершоков и незначительной фоновой сейсмической активности: (а) с 01.01.2020 по 11.01.2021 гг.; (б) с 11.01.2021 по 10.02.2021гг. (Выбор границ рамок был произведен в соответствии: с границами охвата афтершоковой сейсмической активности Хубсугульского землетрясения (малая область) и с наличием эпицентров землетрясений в ближайшей к афтершоковому процессу области в течение 2020–2021 гг. (большая область). Отрицательные магнитуды у землетрясений фиксировались вблизи станции MOY (на расстоянии от ~6.7 км) байкальской сети; события не относились к ближайшей зоне афтершоковой активности).

Рис. 2.

Окончание.

На рис. 2б представлена карта эпицентров афтершоков Хубсугульского землетрясения за первый месяц после главного события. В пределах большой рамки 4900 землетрясений, в пределах малой рамки 4556 землетрясений.

Понятно, что преимущественно мы имеем дело с развитием афтершокового процесса вдоль разломной зоны, но в то же время сейсмический процесс затронул области, выходящие за рамки собственно разломной зоны.

Рис. 3.

Карта плотности афтершоков Хубсугульского землетрясения за период январь–март 2021г. Разломы соответствуют представленным в работе [Парфеевец, Саньков, 2006].

Тектоническое строение эпицентральной зоны рассматривалось в ряде работ [Актуальные…, 2005], но наиболее подробная схема сетки разломов для эпицентральной области опубликована в работе [Парфеевец, Саньков, 2006]. Именно эта сетка разломов совмещена с картой плотности афтершоков (рис. 4). Площадь круга на карте плотности афтершоков равна S = πR2, где R = 0.02°.

Рис. 4.

Развитие афтершоков при их сносе на линию вдоль разломной зоны.

Очаговая область совпадает с тектоническим нарушением, уходящим в сторону от оз. Хубсугул и являющимся границей Тувино-Монгольского блока (микроконтинента). Плотность афтершоков вдоль активизированной области неравномерна. По-видимому, это связано с наличием оперяющих разломов справа и, как следствие, со сложной блоковой структурой земной коры в активизированной области.

Главное событие, казалось бы, размещено на окраине сейсмически активизированной области, но этот вопрос является предметом дополнительных исследований из-за сложности записей начала главного события.

На рис. 4 показано развитие афтершокового процесса во времени при сносе событий на линию разлома. Характерно, что главное событие сейсмически активизировало афтершоковую область сразу по всей ее длине, и даже афтершок с магнитудой 6 не привел к пространственному развитию афтершоковой области. В начальный период происходит большое количество землетрясений с магнитудами более 5. Магнитуды, превышающие 4, продолжают наблюдаться также и за пределами представленного на рис. 4 интервала времени. Афтершоковый процесс Хубсугульского землетрясения, судя по энергии афтершоков и их количеству, высвобождает большой уровень энергии.

На рис. 5 дано другое представление развития афтершокового процесса во времени без учета линейных размеров активизированной области. При координатах магнитуда–время на график нанесены все землетрясения из малого прямоугольника на рис. 2б.

Рис. 5.

Развитие афтершокового процесса Хубсугульского землетрясения во времени.

Судя по числу афтершоков в единицу времени и по числу землетрясений с максимальными энергиями, наблюдается медленное ослабление афтершокового процесса со временем. Выполнена полная обработка афтершоков за январь и февраль 2021 г., но как следует из рис. 5, землетрясения с магнитудами ниже 1–1.5 в афтершоковом процессе практически не наблюдаются. Вероятнее всего это связано с недостаточной представительностью регистрации в эпицентральной области.

Представительной регистрацию в данном районе можно считать, начиная с ML = 2–2.5. Такая оценка представительности получена, исходя из размеров линейной части графика повторяемости землетрясений (рис. 6).

Рис. 6.

График повторяемости землетрясений в районе оз. Хубсугул за период 01.01–28.02.2021 г.: 1 – непредставительные данные; 2 – представительные данные.

На рис. 6 представлен график повторяемости для афтершоков Хубсугульского землетрясения. Большое количество афтершоков позволило в течение двух месяцев накопить количество событий, достаточных для получения линейной зависимости в логарифмическом масштабе, характерной для периода устоявшегося развития сейсмичности. Афтершоковая активность эпицентральной области продолжается, и судя по афтершокам других землетрясений в Центральной Азии, может продолжаться годы и даже десятилетия [Опарин и др., 2008]. При этом сейсмический процесс, вызванный Бусингольским землетрясением 1991 г., продолжается по сей день в виде пульсирующей активизации. Для Урег-Нурского землетрясения активный период афтершокового процесса составил около 5 лет, с развитием в это время активизации по поперечному разлому, что обеспечило значительное отклонение от закона Омори для афтершокового процесса в целом. Для Чуйского землетрясения 2003 г. афтершоковая активность продолжается по сей день с появлением активизации смежных геологических структур вплоть до новых крупных землетрясений (Айгулакское землетрясение, 2019 г.), порождающих сильные афтершоковые процессы [Еманов и др., 2021].

Коэффициент наклона графика повторяемости (–0.72) близок к таковому для аналогичного графика для Алтае-Саянской области по всем историческим и инструментальным данным (–0.77), а также полностью совпадает с коэффициентом наклона для Алтае-Саянской области в 2016 г.

Определение положения гипоцентров землетрясений и построение их механизмов осуществлялось с помощью ряда современных программных комплексов, использующих новейшие методы цифровой обработки данных. К таким программам относятся: Hypoinverse-2000 (локализация событий в рамках многослойной скоростной модели), FPFIT (расчет фокальных механизмов и их отображение).

Программа Hypoinverse-2000 имеет ряд особенностей. В частности, в нее включена система взвешивания по расстоянию – изменение веса фаз в процессе расчета в зависимости от получаемых невязок. Поскольку в локализации события участвуют только первые вступления, программа хорошо подходит для определения гипоцентров по данным локальных сетей. При достаточно плотном окружении эпицентра землетрясения близкими станциями большинство других программ дадут сопоставимые результаты. Основные расхождения будут в том случае, если станций недостаточно и окружение ими неравномерно. Таким образом, точность определения абсолютного положения гипоцентра обусловлена несколькими факторами: геометрией сети наблюдений, доступными фазами вступлений волны, точностью снятия времен вступлений и знанием скоростной структуры земной коры. При этом именно последний пункт наиболее значимый при определении точности глубины очага землетрясений.

Определение основных параметров механизмов очагов землетрясений, таких как положение двух нодальных плоскостей и осей напряжений, выполнены по знакам первых вступлений с использованием программы FPFIT, написанной П. Ризенбергом и Д. Оппенхеймером (Геологическая служба США). В программе FPFIT находится решение типа “двойной пары сил” для построения плоскости разрыва, которое наилучшим образом удовлетворяет данным серии наблюдений полярности первых вступлений для землетрясения. Инверсия достигается через процедуру поиска по сетке в два шага, минимизируя нормированную, взвешенную сумму расхождения в полярности первых вступлений. Минимизация включает в себя два взвешивающих фактора: один, отражающий предполагаемый вариант данных и другой, основанный на абсолютном значении теоретической амплитуды расхождения Р-волн. Последнее взвешивание дает наименьший вес для наблюдений около нодальных плоскостей. В дополнение к нахождению решения с минимальным расхождением, FPFIT находит альтернативное решение, также соответствующее минимуму в расхождении. Выбор определенного решения можно сделать лишь после анализа возможных ошибок в данных, непромоделированных преломлений и априори известной тектонической обстановки. Для каждого построенного фокального механизма FPFIT формально оценивает погрешность в параметрах: азимуте простирания, углах падения и подвижках нодальных плоскостей.

На рис. 7 представлены механизмы афтершоков, произошедших до 01.03.2021 г. и для которых получены наиболее уверенные данные по ориентации нодальных плоскостей. Главное событие является практически чистым сбросом, только с небольшой сдвиговой составляющей. Ось растяжения горизонтальна, а ось сжатия незначительно наклонена, что вполне согласуется с существующей тектонической установкой рифтогенеза в районе Хубсугульской впадины. Полученные при этом механизмы сопоставимы с механизмами других агентств (табл. 1). Механизм наиболее сильного афтершока с M = 6 также имеет значительную сбросовую составляющую, практически переходящую во взрез, тогда как более слабые события отражают перераспределение напряжений на оперяющих разломах и блоковой структуре более низкого ранга, их механизмы распределены более хаотично.

Рис. 7.

Механизмы очага главного события и некоторых афтершоков Хубсугульского землетрясения. Стереограммы механизмов очагов приведены в проекции нижней полусферы: 1 – магнитуда; 2–6 – неотектонический разлом по работе [Парфеевец, Саньков, 2006]: 2 – взбросы; 3 – сбросы; 4 – сдвиги; 5 – скрытые; 6 – предполагаемые.

Таблица 1.  

Параметры механизмов очагов Хубсугульского землетрясения 11.01.2021 г. По данным ФИЦ ЕГС РАН и других международных агенств

№ Агентство Дата To,
чч:мм:сс 		Гипоцентр Mw Нодальные плоскости Стерео-грамма
NP1 NP2
ϕ0 N λ0 E h, км STK DP SLIP STK DP SLIP
1 IPGP 11.01.2021 21:32:58 51.241 100.443 13 6.84 237 62 –52 358 46 –139  
2 USGS 11.01.2021 21:32:59 51.281 100.438 11.5 6.74 16 32 –110 219 60 –78  
3 Geofone 11.01.2021 21:32:59 51.21 100.47 18 6.7 226 51 –60 4 47 –121  
4 ACФ ФИЦ ЕГС РАН 11.01.2021 21:32:58 51.13 100.28 8 6.7 30 40 –110 235 53 –74  

ТЕКТОНИКА И ПРЕДШЕСТВУЮЩАЯ СЕЙСМИЧНОСТЬ ЭПИЦЕНТРАЛЬНОЙ ОБЛАСТИ

В анализе сейсмичности обычно рассматривается Хубсугульская система грабенов Северной Монголии как единое целое [Хилько и др., 1985; Кочетков и др., 1993; Молнар и др., 1995]. При этом рассматривается сейсмичность Бусингольского грабена, состоящего из трех линейно вытянутых впадин, Дархатского грабена и Хубсугульского.

В Прихубсугульскую неотектоническую зону входят Хубсугульская впадина и параллельные ей Дархатская и Бусингольская, а также разделяющие их поднятия [Парфеевец, Саньков, 2006]. Впадина оз. Хубсугул – полуграбен с крутым западным и пологим восточным бортом. Борта Хубсугульской впадины обрамляют разломы различной направленности. По результатам анализа стресс-тензоров по геологическим данным район характеризуется режимом транспрессии (сжатие со сдвигом) [Парфеевец, Саньков, 2006].

На рис. 8 представлена карта эпицентров землетрясений с М ≥ 4 в Прихубсугульской зоне. Ближайшие к эпицентру крупнейшие землетрясения – Мондинское землетрясение 1950 г. с магнитудой 7.0 и Бусингольское землетрясение 1991 г. с магнитудой 6.5. Мондинское землетрясение произошло в структуре Тункинской впадины, где сдвиговые компоненты по геологическим данным сочетаются со сбросовыми и даже доминируют над сбросовыми [Молнар и др., 1995]. Мондинское землетрясение произошло хотя и недалеко от Хубсугульского, но в другой структуре и в условиях иного режима напряженного состояния недр. Бусингольское землетрясение 1991 г. произошло в пределах Тувино-Монгольского блока, в рифтовой системе впадин Северной Монголии. После этого землетрясения сформировался интенсивный пульсирующий афтершоковый процесс, продолжающийся уже почти три десятилетия [Еманов и др., 2005; 2006]. При этом главное событие произошло не на главном Бусингольском разломе, вытянутом вдоль одноименной впадины, а на оперяющем разломе, уходящем в Шишхидское нагорье. Пульсирующий режим связан с продвижением активизации вдоль оперяющего разлома от Бусингольской впадины [Еманов и др., 2010].

Рис. 8.

Карта крупных землетрясений в Тувино-Монгольском блоке до Хубсугульского землетрясения 2021 г.: 1 – магнитуда; 2 – государственная граница; 3 – сейсмическая станция; 4 – неотектонический разлом по работе [Трифонов, 1999]; 5 – неотектонический разлом по работе [Парфеевец, Саньков, 2006]; 6 – эпицентр Хубсугульского землетрясения 12.01.2021 г. с ML = 6.9. Римскими цифрами на карте обозначены: I – Бусингольский грабен; II – Шишхидское нагорье; III – Дархатский грабен; IV – Хубсугульский грабен; V – Тункинская впадина.

До Хубсугульского землетрясения крупных событий и интенсивно развивающихся сейсмических активизаций и Дархатской впадине и в Хубсугульской не наблюдалось. Пространство Дархатской впадины заполнено землетрясениями с М = 4. В Хубсугульской впадине редкие землетрясения с магнитудой 5 наблюдались в северной и южной частях, а центральная часть впадины и особенно эпицентральная область землетрясения 2021 г. не были сейсмически активными.

Хубсугульское землетрясение 2021 г. своей афтершоковой областью охватило разлом, уходящий в северо-западном направлении от озера. Разнообразие механизмов очагов афтершоков объясняется сложной сеткой разломов в эпицентральной зоне и их разнонаправленностью (рис. 4) [Парфеевец, Саньков, 2006].

Блоковая структура эпицентральной области представлена в работе [Саньков и др., 2003]. Афтершоковый процесс охватывает район блокоразделяющего разлома как раз на участке, где граница блока отходит от озера Хубсугул на северо-запад. Следует отметить, что поле скоростей современных движений для эпицентральной зоны невелико. На основе исследований [Саньков и др., 2003] сформировано утверждение, что коллизия Индостана и Евразии определяет лишь ту часть внутриконтинентальных деформаций, которая локализуется западнее 105 меридиана. Основная смена направлений векторов GPS движений поверхности происходит в интервале 98°–102° в.д. [Лухнев и др., 2010].

Для района Хубсугульской впадины на основе анализа сейсмологических и геологических данных разработана модель и выполнено физическое моделирование для уточнения напряженного состояния и закономерностей его развития [Саньков и др., 2003; Парфеевец, Саньков, 2006]. По сейсмологическим данным рассматривалось, что сейсмической активностью характеризуется северная часть Хубсугульской впадины и зона широтного Иххорогол-Мондинского разлома к его восточному продолжению, а также для южного окончания Хубсугульской впадины. Для блока земной коры, включающего рифтовые впадины Северной Монголии, преобладающим является транспрессионный режим (сжатие со сдвигом). На севере Хубсугульской впадины были отмечены условия растяжения, а на южном окончании впадины условия сжатия [Саньков и др., 2003]. Иххорогол-Мондинский разлом характеризуется в основном фокальными механизмами сдвигового типа [Мишарина и др., 1983].

Территория Северной Монголии обследована палеосейсмологическим методом [Хилько и др., 1985; Кочетков и др., 1993; Молнар и др., 1995]. В районе эпицентра Хубсугульского землетрясения в предыдущие годы не было обнаружено следов крупных землетрясений как по данным палеогеологии, так и по данным сейсмологических наблюдений [Кочетков и др., 1993]. По данным сети временных станций в 1986–1987 гг. в Прихубсугулье были зарегистрированы несколько слабых землетрясений на разломе, где произошло рассматриваемое в данной статье землетрясение [Кочетков и др., 1993]. В целом, для сейсмичности Тувино-Монгольского блока в работе [Кочетков и др., 1993] дана следующая характеристика. Выделяются две широтные сейсмические зоны: одна вытянулась вдоль Тункинской впадины (северная), а другая соответствует Болнайскому разлому параллельно первой (южная). Три рифтовые впадины субмеридиональной ориентации вытянулись в направлении север–юг от северной субширотной зоны к южной. Бусингольская система впадин является сейсмически активной, особенно после Бусингольского землетрясения 1991 г. Дархатская впадина характеризуется слабой сейсмичностью по центру впадины. Хубсугульская впадина практически асейсмична относительно двух параллельных структур. Был сделан вывод [Кочетков и др., 1993], что в районе Хубсугульского разлома, вытянутого вдоль западного борта одноименной впадины, идет процесс накопления энергии и вероятным является возникновение крупных землетрясений вдоль этого разлома.

В полном соответствии с результатами предшествующих работ находятся данные о землетрясениях, представленные на рис. 8. К 2021 г. по сейсмической активности структур данного района значимых изменений относительно 90-х годов прошлого века не наблюдается.

Хубсугульское землетрясение 2021 г. вызвало сейсмическую активизацию одного элемента длинного одноименного разлома. Активизированный участок находится между двумя изломами разлома и охватывает участок разлома, уходящий от озера в северо-западном направлении.

Система рифтовых впадин Тувино-Монгольского блока занимает особое положение в геодинамических процессах Байкальской рифтовой зоны и Алтае-Саянской складчатой области. Если в Алтае-Саянской складчатой области землетрясения концентрируются в горном обрамлении впадин, то в Байкальской рифтовой зоне – преимущественно внутри впадин [Еманов и др., 2005]. Для системы Бусингольских впадин характерно сочетание сейсмичности как внутри впадин, так и в горном обрамлении при чередовании развития процесса [Еманов и др., 2006]. Бусингольское землетрясение 1991 г., Ms = 6.5 произошло на оперяющем разломе, уходящем от одноименной впадины в северо-восточном направлении внутрь Тувино-Монгольского блока. Именно развитие этого разлома представляет собой пульсирующую сейсмическую активизацию, продолжающаюся уже более двух десятилетий [Еманов и др., 2010; 2021]. Сейсмичность Дархатской впадины по данным современных сейсмологических наблюдений соответствует Байкальскому типу развития сейсмичности [Еманов и др., 2005], когда впадины активны, а горное обрамление неактивно [Флоренсов, 1978]. В случае Хубсугульского землетрясения афтершоковый процесс развивается так же, как и в случае Бусингольского – от впадины в ее горное обрамление, но в северо-западном направлении.

СИЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ И МАКРОСЕЙСМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Данные о сильных движениях грунта при землетрясениях со сравнительно высокими значениями магнитуды имеют значение для сейсмоактивных районов Сибири, прежде всего для уточнения сейсмической опасности и для сейсмического районирования. В связи с этим, сильное Хубсугульское землетрясение, магнитуда которого по данным сейсмологического агентства Global CMT оценивается как МW = 6.7, представляет особый интерес.

Для Хубсугульского землетрясения получены записи сильных движений на сейсмических станциях Алтае-Саянского и Байкальского филиалов ФИЦ ЕГС РАН и станций сейсмической сети Монголии. Динамические параметры движения грунта, зарегистрированные в диапазоне гипоцентральных расстояний от 57 до 551 км, представлены в табл. 2

Таблица 2.  

Параметры колебаний грунтов и интенсивность землетрясения по инструментальным данным

Станция Код Δ, км Аппаратура PGV, cм/с PGА, cм/с2 fSA, Гц IPGV, баллы IPGA, баллы IPGA × PGV, баллы Iмакр., баллы
Монды MOY 57 ОСП-2М 4.35 54.60 4.1 6.1 6.2 5.9 VI–VII
Орлик ORL 140 ОСП-2М 4.75 13.90 3.9 6.2 4.7 5.2 VI
Кунгуртуг KNGR 218 Guralp CMG-5T 3.19 15.20 2.8 5.8 4.8 5.0 V
Талая TAL 227 ОСП-2М 1.01 6.40 1.6 4.8 3.9 3.9 IV–V
Закаменск ZAK 228 ОСП-2М 0.62 10.30 4.2 4.3 4.4 3.9 V–VI
Иркутск IRK 284 Guralp CMG-5T 1.64 13.00 1.7 5.2 4.7 4.6 V
Листвянка LSTR 311 Guralp CMG-5T 0.55 2.30 1.7 4.2 2.8 2.9 III–IV
Тоджа TDJR 320 СКМ 0.34 5.60 2.0 3.7 3.8 3.2 I
Тосонцэгэл TSCM 334 Guralp CMG-6T 0.38 3.40 1.3 3.8 3.2 2.9 –
Тырган TRG 435 ОСП-2М 0.68 2.30 2.0 4.4 2.8 3.1 IV
Кабанск KAB 437 ОСП-2М 0.59 4.10 1.8 4.2 3.4 3.3 –
Арадан ARDR 496 Guralp CMG-6T 0.52 1.66 2.0 4.1 2.4 2.7 II
Онгурен OGRR 551 ОСП-2М 0.33 1.50 1.7 3.7 2.3 2.4 –

Примечания: подробные сведения о подпочве, аппаратуре и координатах сейсмических станций приведены в работе [Землетрясения России…, 2020]. PGV – пиковые скорости грунта; PGA – пиковые ускорения грунта; fSA – частота, соответствующая максимуму спектра Фурье; IPGV, IPGA, IPGA × PGV – интенсивность сотрясений по инструментальным данным, рассчитанная соответственно по значениям PGV, PGA и произведению PGA × PGV с использованием уравнений, предложенных в шкале сейсмической интенсивности ШСИ-17 [ГОСТ…, 2017]; Iмакр. – интенсивность сотрясений по макросейсмическим данным. Записи скоростей из записей ускорений и наоборот получены путем интегрирования и дифференцирования в частотной области с учетом амплитудно-частотных характеристик сейсмометрических каналов; спектры Фурье вычислялись в программе “DeepSoil” [Hashash et al., 2020].

Наиболее высокое значение пиковых ускорений грунта (PGA) зарегистрировано на сейсмической станции “Монды” (MOY) на расстоянии 57 км от эпицентра и составило 54.6 см/с2. Значения PGA такой величины регистрируются в Южном Прибайкалье сравнительно редко, что позволяет рассматривать запись станции “Монды” как существенное дополнение к базе данных о сильных движениях грунта на территории Восточной Сибири. С увеличением гипоцентрального расстояния зарегистрированные значения PGA и PGV постепенно снижаются и на дистанции 551 км (станция “Онгурен”) пиковое ускорение составило лишь 1.5 см/с2 (рис. 9а, 9б).

Рис. 9.

Затухание пиковых ускорений PGA (а), пиковых скоростей PGV (б) и инструментальной интенсивности сотрясений IPGA × PGV (в) в зависимости от эпицентрального расстояния. Красные линии – уравнения регрессии (2)–(4).

Интересно отметить, что значения PGA на станциях “Орлик”, “Кунгуртуг” и “Иркутск” очень близки, несмотря на заметную разницу в гипоцентральных расстояниях – 140, 218 и 284 км соответственно (табл. 2, рис. 9а). На амплитуды колебаний, наряду с эпицентральным расстоянием, существенное влияние оказывают грунтовые условия, а также строение верхней части разреза [Павленко, 2009; Калинина и др., 2017; Graizer, Kalkan, 2016; Алешин, 2017; и др.]. Усиление колебаний на станции “Иркутск”, равно как и на станции “Орлик”, может быть объяснено особенностями амплитудно-частотных характеристик верхней части разреза [Дреннов и др., 2010]. Сравнительно высокое значение PGA, зарегистрированное на станции “Кунгуртуг”, возможно, объясняется азимутальными особенностями распространения сейсмических волн, в частности более низким затуханием в западных румбах от эпицентра. Отметим также, что максимальные значения PGV зарегистрированы на станциях “Монды” и “Орлик” (рис. 9б). Можно предположить, что эффект усиления колебаний на станции “Орлик” обусловлен механизмом очага и связан с направленностью сейсмического излучения из очага землетрясения.

Частоты, соответствующие максимуму спектра Фурье ускорений (fSA), на ближайших к эпицентру станциях “Монды” и “Орлик” равны соответственно 4.1 и 3.9 Гц; на остальных станциях частоты fSA укладываются в диапазон 1.3–2.8 Гц. Согласно СП.286.1325800.2016 “Объекты строительные повышенной ответственности. Правила детального сейсмического районирования”, оценку преобладающего периода Т ускорений рекомендуется рассчитывать по формуле:

(1)
$\lg T = 0.15{{M}_{S}} + 0.25\lg R + C1 - 1.9\left( { \pm 0.2} \right),$
где: R – гипоцентральное расстояние; коэффициент С1 = –0.20 для поддвигов; – 0.10 для взбросов; 0.00 для сдвигов и 0.10 для сбросов.

Сравнение значений преобладающего периода ускорений T = 1/fSA, зарегистрированных при Хубсугульском землетрясении, в пределах ошибки согласуется со значениями, вычисленными по формуле (1) при Ms = 6.7 для сбросов на 10 станциях, на станциях MOY и ORL разница составила 0.25 и 0.33 ед. лог.

Зарегистрированные пиковые значения ускорений и скоростей позволяют рассчитать инструментальную интенсивность сотрясений по произведению PGA × PGV. По мнению Ф.Ф. Аптикаева и О.О. Эртелевой, инструментальная интенсивность IPGA × PGV является наилучшей характеристикой сейсмического воздействия [Аптикаев, Эртелева, 2016]. Зависимости PGA, PGV и IPGA × PGV (рис. 9) от гипоцентрального расстояния описываются следующими регрессионными уравнениями:

(2)
${\text{lgPGA}} = 4.61 - 1.58{\kern 1pt} {\text{lg}}\sqrt {{{\Delta }^{2}} + {{H}^{2}}} \pm 0.20,$
(3)
${\text{lgPGV}} = 3.01 - 1.25{\kern 1pt} {\text{lg}}\sqrt {{{\Delta }^{2}} + {{H}^{2}}} \pm 0.25,$
(4)
${{I}_{{{\text{PGA}}\, \times \,{\text{PGV}}}}} = 12.9 - 3.77{\kern 1pt} {\text{lg}}\sqrt {{{\Delta }^{2}} + {{H}^{2}}} \pm 0.50,$
где: PGA – пиковое ускорение грунта (см/с2); PGV – пиковая скорость грунта (см/с); Δ – эпицентральное расстояние (км); H – глубина очага (км). Отметим, что в настоящее время предложено большое количество формул для оценок амплитуд скоростей и ускорений в разных сейсмоопасных районах в зависимости от магнитуды и расстояния. Различие в оценках может достигать 100% по разным формулам [Штейберг и др., 1993], поэтому предпочтительно использовать региональные эмпирические уравнения.

Значения инструментальной интенсивности IPGV, IPGA, IPGA × PGV, рассчитанные по уравнениям, предложенным в новой шкале сейсмической интенсивности ШСИ-17 [ГОСТ…, 2017], представлены в табл. 2. В этой связи определенный интерес представляет сопоставление оценок интенсивности сотрясений, выполненных по инструментальным записям и наблюденным макросейсмическим эффектам.

Хубсугульское землетрясение ощущалось на очень большой площади (рис. 10), охватывающей территорию Северной Монголии и несколько субъектов Российской Федерации. Максимальная наблюденная интенсивность сотрясений, оцениваемая в VI–VII баллов, отмечена в п. Монды на эпицентральном расстоянии 57 км. К западу от эпицентра ощутимые колебания распространились до г. Новосибирск (1230 км, II балла), где они были замечены на верхних этажах высотных жилых домов; в восточном направлении макросейсмические эффекты землетрясения отмечены на расстоянии до 900 км в г. Чита (III балла).

Рис. 10.

Макросейсмические проявления Хубсугульского землетрясения 11.01.2021 г. Красным крестом обозначен эпицентр землетрясения по инструментальным данным.

В табл. 2 наряду с инструментальными оценками интенсивности приведены оценки, сделанные по реальным макросейсмическим данным. Как следует из представленных данных, в пунктах Орлик, Талая, Иркутск и Тырган наблюдавшиеся макросейсмические эффекты наилучшим образом соотносятся с инструментальной интенсивностью, рассчитанной по значениям PGV. В этих случаях расхождения не превышают 0.5 балла. В пунктах Монды и Арадан наиболее полное соответствие инструментальных и макросейсмических оценок отмечается при использовании в расчетах значений PGA. Инструментальная интенсивность, рассчитанная по произведению PGA × PGV, очень хорошо совпадает с макросейсмической оценкой в пункте Кунгуртуг; также хорошее соответствие отмечается в этом случае при использовании только пиковых ускорений PGA. Относительно хорошее соответствие оценок наблюдается для п. Листвянка. Наихудшее соотношение инструментальных и макросейсмических оценок отмечено для г. Закаменск, где расхождение в оцененной разными способами интенсивности сотрясений может достигать 1 балла. В целом же мы можем констатировать вполне удовлетворительное соответствие инструментальной и макросейсмической интенсивности сотрясений при Хубсугульском землетрясении. Таким образом, полученные данные подтверждают применимость предложенных в шкале ШСИ-17 уравнений для расчета интенсивности сотрясений по инструментальным данным в условиях Южной Сибири. Тем не менее, для более обоснованных выводов необходимо дальнейшее накопление и сопоставление макросейсмической информации и данных о сильных движениях грунта при землетрясениях в широком диапазоне магнитуд.

Интересно также сравнить затухание колебаний при Хубсугульском землетрясении с данными о других относительно сильных землетрясениях Южного Прибайкалья. Так, например, при Быстринском землетрясении с Mw = 5.5, произошедшем 21.09.2021 г. в восточной части Тункинской системы впадин, затухание колебаний в диапазоне расстояний 17–351 км описывалось следующими уравнениями [Гилева и др., 2020]:

(5)
${\text{lg}}{\kern 1pt} {\text{PGA}} = 4.67 - 1.75{\kern 1pt} {\text{lg}}\sqrt {{{\Delta }^{2}} + {{H}^{2}}} ,$
(6)
${\text{lgPGV}} = 2.84 - 1.50{\kern 1pt} {\text{lg}}\sqrt {{{\Delta }^{2}} + {{H}^{2}}} .$

Более низкое затухание колебаний при Хубсугульском землетрясении по сравнению с Быстринским может объясняться более низкими частотами колебаний. Данные о возрастании преобладающего периода колебаний с увеличением магнитуды приводится многими авторами. Например, в работах [Graizer, Kalkan, 2007; 2009; 2011] при рассмотрении спектров землетрясений с магнитудами от 4.9 до 7.6 значения преобладающего периода смещаются с 0.15 до 0.5 с. Также нельзя исключать влияние особенностей строения среды при распространении колебаний.

К сожалению, достоверные сведения о макросейсмических эффектах в эпицентральной области Хубсугульского землетрясения отсутствуют по причине ненаселенности территории. Тем не менее, приблизительная оценка эпицентральной интенсивности сотрясений может быть выполнена по уравнению (4) и уравнению макросейсмического поля Н.В. Шебалина [Shebalin, 1972]:

(7)
${{I}_{0}} = bM - v{\text{lg}}H + c,$
где: I0 – эпицентральная интенсивность сотрясений; M – магнитуда землетрясения; H – глубина очага, км; b, v и c – эмпирические коэффициенты.

При значении магнитуды МS = 6.7, глубине очага H = 8 км и коэффициентах b, v и c, для территории Прибайкалья равных соответственно 1.5, 4 и 4 [Новый каталог…, 1977], оценка эпицентральной интенсивности I0 составит 10.4 баллов, по уравнению (4) – 9.6 балла. Эти значения представляются существенно завышенными и не отвечающими реальной ситуации. Если принять значение глубины очага 14.3 км по GCMT, оценка интенсивности в эпицентре по макросейсмическому уравнению составит 9.4 балла, по уравнению (4) – 8.6 балла. Таким образом, расчеты эпицентральной интенсивности показывают, что оценка глубины очага землетрясения 8 км представляется заниженной.

Интенсивность сотрясений в эпицентре может быть рассчитана также по уравнению для Монголо-Байкальского региона, предложенному в работе [Сейсмическое районирование…, 1977]:

(8)
${{I}_{0}} = 1.33M + 0.2.$

Использование уравнения (8) позволяет получить более реалистичный результат, согласно которому эпицентральная интенсивность сотрясений составляет 9.1 баллов.

ВЫВОДЫ

− Хубсугульское землетрясение с MW = 6.7, ML = 6.9, 12.01.2021 г. произошло в районе одноименного разлома и вызвало интенсивный афтершоковый процесс на участке этого разлома между двумя изломами. Охваченный афтершоками участок разлома уходит от озера в северо-западном направлении.

− Сейсмически активизированный разлом характеризуется как восточная граница Тувино-Монгольского микроконтинента, с которым связано формирование системы субпараллельных рифтовых впадин, перпендикулярных другим впадинам Байкальской рифтовой зоны.

− По данным сейсмического районирования разлом охарактеризован как зона ВОЗ с вероятностью возникновения землетрясений с магнитудами 7–7.5 [Кочетков и др., 1993].

− Как инструментальных, так и палеогеологических данных о высокой сейсмической активности в эпицентральной зоне Хубсугульского землетрясения нет. На основе анализа развития сейсмичности около рифтовых впадин Бусингольской и Дархатской был дан прогноз подготовки крупного землетрясения в районе Хубсугульского разлома [Кочетков и др., 1993], который данным землетрясением подтвержден.

− Афтершоки только в первые два месяца после главного события (около 5 тысяч) позволили сделать вывод о неоднородности площадного развития афтершоков и наличия связи с однобокой оперяющей структурой разломов, обеспечивающей блоковое строение эпицентральной области.

− При Хубсугульском землетрясении по данным изучения сильных движений и макросейсмических проявлений и на основе регионального макросейсмического уравнения для Байкальской рифтовой зоны дана оценка интенсивности сотрясений в эпицентре в 9 баллов. Отмечено более слабое затухание колебаний в пространстве, чем это было при Быстринском землетрясении 2020 г., что объясняется различиями в частотах колебаний.

Список литературы

  1. Аки К. Количественная сейсмология. Теория и методы. В 2-х томах / К. Аки П. Ричардс. М.: изд-во АН СССР. 1959–1996.

  2. Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии / Леви К.Г., Шерман С.И. (отв. ред.). Новосибирск: изд-во СО РАН. 2005. 297с.

  3. Алешин А.С. Континуальная теория сейсмического микрорайонирования. М.: Научный мир. 2017. 302 с

  4. Аптикаев Ф.Ф., Эртелева О.О. Российская сейсмическая шкала нового поколения // Вопросы инженерной сейсмологии. 2016. Т. 43. № 2. С. 43–52.

  5. Бачманов Д.М., Кожурин А.И., Трифонов В.Г. База данных активных разломов Евразии // Геодинамика и тектонофизика. 2017. Т. 8. № 4. С. 711–736.

  6. Гилева Н.А., Кобелева Е.А., Радзиминович Я.Б., Мельникова В.И., Чечельницкий В.В. Быстринское землетрясение 21.09.2020 г. (Mw = 5.5) в Южном Прибайкалье: Предварительные результаты инструментальных и макросейсмических наблюдений // Вопросы инженерной сейсмологии. 2020. Т. 47. № 4. С. 55–71.

  7. ГОСТ. Р57546-2017. Землетрясения. Шкала сейсмической интенсивности. М.: Стандартинформ. 2017. 28 с.

  8. Добрынина А.А., Чечельницкий В.В., Саньков В.А. Сейсмическая добротность литосферы Юго-Западного фланга Байкальской рифтовой системы // Геология и геофизика. 2011. Т.52. №5. С.712-724.

  9. Дреннов А.Ф., Джурик В.И., Серебренников С.П., Дреннова Н.Н. Влияние верхней части разреза на амплитудно-частотный состав сейсмического сигнала на примере сейсмических станций Прибайкалья и Забайкалья // Сейсмические приборы. 2010. Т. 46. № 2. С. 48–58.

  10. Еманов А.Ф., Еманов А.А., Филина А.Г., Лескова Е.В. Пространственно-временные особенности сейсмичности Алтае-Саянской горной области // Физическая мезомеханика. 2005. Т. 8. № 1. С. 49–64.

  11. Еманов А.Ф., Еманов А.А., Филина А.Г., Лескова Е.В., Колесников Ю.И., Рудаков А.Д. Общее и индивидуальное в развитии афтершоковых процессов крупнейших землетрясений Алтае-Саянской горной области // Физическая мезомеханика. 2006. Т. 9. № 1. С. 33–44.

  12. Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В. Сейсмические активизации в Белино-Бусингольской зоне // Физическая мезомеханика. 2010. Т. 13. Спец. выпуск. С. 72–77.

  13. Еманов А.Ф., Еманов А.А., Фатеев А.В., Соловьев В.М., Шевкунова Е.В., Гладышев Е.А., Антонов И.А., Корабельщиков Д.Г., Подкорытова В.Г., Янкайтис В.В., Елагин С.А., Сережников Н.А., Дураченко А.В., Артемова А.И. Сейсмологические исследования в Алтае-Саянской горной области // Российский сейсмологический журнал. 2021. Т. 3. № 2. С. 20–51.

  14. Землетрясения России в 2018 году. Обнинск: ФИЦ ЕГС РАН. 2020. 211 с.

  15. Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М., Рассказов С.В., Иванов А.В. О природе кайнозойских верхнемантийных плюмов в Восточной Сибири (Россия) и Центральной Монголии // Геология и геофизика. 2006. № 10. С. 1060–1074.

  16. Калинина А.В., Аммосов С.М., Быкова В.В., Татевосян Р.Э. О применимости стандартного спектра реакции для оценки ожидаемых сейсмических воздействий // Вопросы инженерной сейсмологии. 2017. Т. 44. № 2. С. 61–73. https://doi.org/10.21455/VIS2017.2-4

  17. Кочетков В.М., Хилько С.Д., Зорин Ю.А., Ружич В.В., Турутанов Е.Х., Арвисбаагар Н., Баясгалан, Кожевников В.М., Эрдэнбелэг Б., Чипизубов А.В., Монхоо Д., Аниканова Г.А., Ключевский А.В., Найдич В.И., Баяр Г., Боровик Н.С., Гилева Н.А., Адьяа М., Балжинням И., Джурик В.И., Потапов В.А., Юшкин В.И., Дугармаа Т., Цэмбэл Л. Сейсмотектоника и сейсмичность Прихубсугулья. Новосибирск: Наука 1993. 182 с.

  18. Кузьмичев А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. М: ИЛСАН. 2004. 182 с.

  19. Леви К.Г., Шерман С.И., Саньков В.А. Современная геодинамика Азии: карта, принципы составления, геодинамический анализ // Геотектоника. 2009. № 2. С.78–93.

  20. Лухнев А.В., Саньков В.А., Мирошниченко А.И., Ашурков С.В., Кале Э. Вращения и деформации земной поверхности в Байкало-Монгольском регионе по данным GPS -измерений // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 7. С. 1006–1017.

  21. Мишарина Л.А., Мельникова В.И., Балжинням И. Юго-Западная граница Байкальской рифтовой зоны по данным о механизме очагов землетрясений // Вулканология и сейсмология. 1983. № 2. С. 74–83.

  22. Молнар П., Курушин Р.А., Кочетков В.М., Демьянович М.Г., Борисов В.А., Ващилов Ю.Я. Деформация и разрывообразование при сильных землетрясениях в Монголо-Сибирском регионе. Глубинное строение и геодинамика Монголо-Сибирского региона / Н.А. Логачев, В.М. Кочетков, Ю.А. Зорин (ред.). Новосибирск: Наука. 1995. С. 5‒55.

  23. Опарин Н.В., Сашурин А.Д., Кулаков Г.И., Леонтьев А.В., Назаров Л.А., Назарова Л.А., Тапсиев А.П., Хачай О.А., Хачай О.Ю., Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В., Колесников Ю.И., Немирович-Данченко М.М., Востриков В.И., Юшкин В.Ф., Яковицкая Г.Е., Акинин А.А., Кю Н.Г., Панжин А.А., Дядьков П.Г., Кучай О.А., Кесельман С.И., Борисов В.Д. Современная геодинамика массива горных пород верхней части литосферы: истоки, параметры, воздействие на объекты недропользования. Новосибирск: изд-во СО РАН. 2008. 449с.

  24. Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии / Грачев А.Ф. (отв. ред.). М.: ОИФЗ РАН. Центр ГЕОН. 2000. 487с.

  25. Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времен до 1975 г. / Н.В. Кондорская, Н.В. Шебалин (ред.). М.: Наука. 1977. 535 с.

  26. Павленко О.В. Сейсмические волны в грунтовых слоях: нелинейное поведение грунта при сильных землетрясениях последних лет. М.: Научный мир. 2009. 260 с.

  27. Парфеевец А.В., Саньков В.А. Напряженное состояние земной коры и геодинамика юго-западной части Байкальской рифтовой зоны / Леви К.Г. (отв. ред.) Новосибирск: Академ. изд-во ГЕО. 2006 . 151 с.

  28. Саньков В.А., Лухнев А.В., Мирошниченко А.И., Леви К.Г., Ашурков С.В., Башкуев Ю.Б., Дембелов М.Г., Кале Э., Девершер Ж., Верноль М., Бехтур Б., Амаржаргал Ж. Современные движения земной коры Монголо-Сибирского региона по данным GPS-геодезии // Докл. РАН. 2003. Т. 392. № 6. С. 792–795.

  29. Сейсмическое районирование Восточной Сибири и его геолого-геофизические основы / В.П. Солоненко (ред.). Новосибирск: Наука. 1977. 301 с.

  30. Трифонов В.Г. Неотектоника Евразии. Тр. ГИН РАН. Вып. 514. М.: Научный мир. 1999. 242 с.

  31. Уфимцев Г.Ф. Морфотектоника Евразии. Иркутск: изд-во ИГУ 2002. 493 с.

  32. Флоренсов Н.А. Очерки структурной геоморфологии. М. Наука. 1978. 238 с.

  33. Хилько С.Д., Курушин Р.А., Кочетков В.М., Мишарина Л.А., Мельникова В.И., Гилева Н.А., Ласточкин С.В., Балжинням И., Монхоо Д. Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии. Тр. совместной советско-монгольской научно-иссл. геол. экспедиции. М.: Наука.1985. Вып. 41. 224 с.

  34. Штейнберг В.В., Сакс М.В., Аптикаев Ф.Ф. и др. Методы задания сейсмических воздействий. Задание сейсмических воздействий. Вопросы инженерной сейсмологии. 1993. Вып. 34. С. 5–94.

  35. Bratt S.R., Bache T.C. Locating events with a space network of regional arrays // Bulletin of the Seismological Society of America. 1988. V. 78. P. 780–798.

  36. Graizer V.M., Kalkan E. Ground Motion Attenuation Model for Peak Horizontal Acceleration from Shallow Crustal Earthquakes // Earthquake Spectra. 2007. V. 23. № 3. P. 585–613. https://doi.org/10.1193/1.2755949

  37. Graizer V., Kalkan E. Prediction of Spectral Acceleration Response Ordinates Based on PGA Attenuation // Earthquake Spectra. 2009. V. 25. № 1. P. 39–69. https://doi.org/10.1193/1.3043904

  38. Graizer V., Kalkan E. Modular Attenuation Modeling // Seismological Research Letters. 2011. V. 82. № 1. P. 21–31. https://doi.org/10.1785/gssrl.82.1.21

  39. Graizer V., Kalkan E. Summary of the GK15 ground-motion prediction equation for horizontal PGA and 5% damped PSA from shallow crustal continental earthquakes // Bulletin of the Seismological Society of America. 2016. V. 106. № 2. P. 687–707. https://doi.org/10.1785/0120150194

  40. Hanka W., Saul J., Weber B., Becker J., Harjadi P. Fauzi and GITEWS Seismology Group. Real-time earthquake monitoring for tsunami warning in the Indian Ocean and beyond // Nat. HazardsEarthSyst. Sci. 2010. V. 10. P. 2611–2622.

  41. Hashash Y.M.A., Musgrove M.I., Harmon J.A., Ilhan O., Xing G., Numanoglu O., Groholski D.R., Phillips C.A., Park D. “DEEPSOIL 7.0, User Manual”. Urbana, IL: Board of Trustees of University of Illinois at Urbana-Champaign. 2020. 170 p.

  42. Kennett B.L.N. (Ed.) IASPEI 1991 Seismological Tables. Research School of Earth Sciences. Australian National University. 1991. 167 p.

  43. Klein J.C. Users Guide HYPOINVERSE-2000 a Fortran Program to Solve for earthquake hypocentral parametrs, magnitude and first motion pattern. J.C. Lahr. U.S. geological survey. Open-file report. 80–59. 1980. 59 p.

  44. Resenberg P.A. FPFIT, FPPLOT, and FPPAGE: Fortran computer programs for calculating and displaying earthquake fault-plane solutions. P.A. Reasenberg D. Oppenheimer. U.S. Geological Survey. Open-File Report. 85–739. 1985. 109 p.

  45. Shebalin N.V. Macroseismic data as information on source parameters of large earthquakes // Phys. Earth Planet. Inter. 1972. V. 6. № 4. P. 316–323. https://doi.org/10.1016/0031-9201(72)90016-7

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Физика Земли

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал