Вулканология и сейсмология, 2023, № 2, стр. 83-96

ВВЕДЕНИЕ

Площадь исследований охватывает юго-восточную часть Забайкалья и Северное Прибайкалье. В структурно-тектоническом плане она находится в пределах крупных тектонических структур Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1а). Длительный и сложный процесс эволюции этого крупнейшего складчатого пояса в различных геодинамических обстановках [Зоненшайн и др., 1976], мозаичное переплетение в его пределах разнородных тектонических структур, развитие в регионе магматических и, прежде всего, вулканогенных пород свидетельствуют о сложном неоднородном строении коры и мантии территории Забайкалья и Прибайкалья. Одной из значимых тектонических единиц площади исследований является крупнейшая на Евразиатском континенте Байкальская рифтовая зона (БРЗ), протягивающаяся примерно на полторы тысячи километров с юга-запада на северо-восток (см. рис. 1б), характеризующаяся современным растяжением коры и чередованием в ее пределах крупных рифтовых впадин и сопряженных с ними поднятий в горах. Сейсмичность значительной части Забайкалья по данным инструментальных наблюдений (см. рис. 1б) определяется как умеренная и слабая [Соловьев, 1985; Солоненко, 1968]. Всего за последние 60 лет сейсмологи зафиксировали в Забайкалье 18 землетрясений с магнитудой свыше 4.5. Наиболее сейсмичной является северная часть Забайкалья и Северного Прибайкалья в пределах Байкальской рифтовой зоны (БРЗ), где в 1957 г. произошло крупнейшее землетрясение для всей территории Прибайкалья и Забайкалья – Муйское землетрясение с магнитудой 7.6 и интенсивностью сотрясений 10 баллов. Северо-Муйский район в Северном Прибайкалье в настоящее время является одним из самых сейсмоактивных, в котором ежегодно регистрируются до 800 землетрясений с магнитудой М ≥ 1.1 и средними глубинами землетрясений в 5–15 км. Земная кора этого региона находится в условиях растяжения.

Рис. 1.

Схема тектонического районирования согласно [Соловьев, 1985] (а) и карта эпицентров землетрясений Прибайкалья и Забайкалья с М ≥ 3.0 с 1950 по 2018 гг. (б).

Контуры Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) – по [Солоненко, 1968].

Профиль 1-СБ на рисунке – это опорный 1200-километровый геофизический профиль, вдоль которого выполнены сейсмические наблюдения методом ГСЗ; координаты километража ряда точек по профилю из Google Map: 0 – 49.7575, 118.2461; 300 – 52.35639, 117.271; 600 – 54.94639, 116.1631; 900 – 57.44021, 114.1887; 1200 – 59.87866, 112.145.

Что касается восточной и южной части площади исследований, сильные ощутимые землетрясения на них происходят достаточно редко и потому пристально изучаются. К одним из таких крупных сейсмических событий относится Балейское землетрясение 2006 года с М = 4.7 вблизи г. Балей Забайкальского края (51.710 с.ш., 116.420 в.д., см. рис. 1б), которое охватило значительную площадь и было зарегистрировано всеми станциями сети БФ ФИЦ ЕГС РАН [Мельникова и др., 2011, 2014; Радзиминович и др., 2012].

Большинство землетрясений приурочено к неоднородностям физико-механических свойств среды [Radziminovich et al., 2016; Пузырев, 1993; Соловьев и др., 2003; Солоненко, 1968]. Отсутствие детальной геофизической и, прежде всего, сейсмической информации о сейсмоактивной среде делает зачастую, практически невозможным предсказание развития сейсмических процессов в активизированных зонах.

Ниже, в створе опорного 1200-километрового геофизического профиля 1-СБ проведено исследование взаимосвязи между глубинной структурой и сейсмичностью в этом регионе. Неоднородные глубинные структуры в створе профиля в крупных тектонически-активных областях (таких, как БРЗ) Центрально-Азиатского складчатого пояса являются зонами накопления напряжений и их разрядке в виде катастрофических землетрясений и длительной последовательности афтершоков.

ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННОГО СЕЙСМИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ НА ОПОРНОМ ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКОМ ПРОФИЛЕ 1-СБ

Интерпретация и результаты глубинных сейсмических исследований

Основные положения интерпретации экспериментальных сейсмических данных и ряд результативных материалов по профилю 1-СБ изложены в работах [Соловьев и др., 2016; Соловьев и др., 2017а, 2017б], поэтому ниже представлены только главные результаты, относящиеся к исследуемой теме о связи сейсмичности Забайкалья и Прибайкалья с неоднородностями в земной коре по сейсмическим данным на профиле 1-СБ.

Поверхность Мохоровичича расположена на глубинах порядка 40 км в юго-восточной половине профиля и от 40 до 48 км в северо-западной части (рис. 2). Под крупными хребтами (Южно-Муйским, Северо-Муйским и Делюн-Уранским) мощность земной коры повышена до 45–48 км. Эффективная скорость распространения сейсмических волн до границы М по данным отраженных продольных и поперечных волн составляет соответственно 6.4–6.5 и 3.65–3.75 км/с.

Рис. 2.

Глубинные сейсмические разрезы по данным продольных (а) и поперечных (б) волн.

1 – изолинии скорости, км/с; 2 – источники возбуждения; 3 – значения граничной скорости по границе Мохоровичича, км/с.

Граничная скорость продольных волн по поверхности Мохоровичича имеет повышенные значения в 8.40 ± 0.15 км/с в юго-восточной половине профиля и в центральной части Баргузино-Витимского массива в пределах Муйской глыбы [Puzirev et al., 1979; Пузырев, 1981] (Х = 745–805 км) в северо-западной половине профиля (см. рис. 2а).

Пониженные значения граничной скорости Р‑волн от границы М в 7.8‒8.0 км/с отмечены в области сочленения Баргузино-Витимского массива и Бодайбино-Патомской складчатой системы Байкальской складчатой области (Х = 825–945 км). На других участках установлены нормальные значения граничной скорости продольных волн в 8.1 ± 0.1 км/с (см. рис. 2а). В целом, полученное распределение граничной скорости на профиле 1-СБ коррелирует с ее площадным распределением по материалам ГСЗ 70–80-х годов прошлого столетия [Puzirev et al., 1979; Пузырев, 1993; Крылов и др., 1990; Мишенькин и др., 1999; Суворов и др., 2002] и с результатами площадных сейсмологических исследований в пределах Забайкалья [Соловьев и др., 2017б].

Граничная скорость S-волн имеет повышенные значения в 4.85–4.95 км/с в юго-восточной части профиля 1-СБ (см. рис. 2б). В северо-западной части граничная скорость S-волн по границе М в целом изменяется от 4.6 до 4.9 км/с. Более высокие значения скорости S-волн (более 4.7 км/с) отмечаются в пределах Баргузино-Витимского массива (особенно в районе Муйской глыбы) и в северо-западной части Бодайбино-Патомской складчатой системы (см. рис. 2б). Пониженные значения граничной скорости S-волн по границе М в 4.6 км/с отмечены в области сочленения Баргузино-Витимского массива и Бодайбино-Патомской складчатой системы, Западно-Становой складчатой системы и Баргузино-Витимского массива (см. рис. 2б).

Чрезвычайно неоднородна по распределению скоростей Р- и S-волн верхняя часть земной коры до глубин 10–15 км (см. рис. 2). По данным продольных волн на глубинах 5–15 км в пределах профиля выделяются несколько высокоскоростных блоков со скоростью 6.3‒6.5 км/с. Зоны повышенных скоростей прослеживаются в северо-западной части Газимурского блока, Пришилкинской зоне, Букачача-Сырыгичинском блоке, Баргузино-Витимском массиве, в области сочленения Баргузино-Витимского массива и Бодайбино-Патомской складчатой системы и в северо-западной части Бодайбино-Патомской складчатой системы.

Зоны пониженных скоростей (6.0–6.1 км/с) на тех же глубинах выделяются в центральной части Газимурского блока, в области сочленения Букачача-Сырыгичинского и Жирекенского блоков, в юго-восточной и центральной части Баргузино-Витимского массива и в центральной части Бодайбино-Патомской складчатой системы. Значения пластовой скорости в средней части земной коры составляют 6.4–6.5 км/с; в нижней части разреза – 6.6–6.7 и 6.7–6.8 км/с для юго-восточной и северо-западной частей профиля соответственно (см. рис. 2а).

По данным S-волн выделяются зоны пониженных значений скорости (около 3.4–3.5 км/с) в самой верхней части разреза на юго-востоке профиля в пределах Заурулюнгуйского, Борщовочного и южной части Букачача-Сырыгичинского тектонических блоков (см. рис. 2б), зоны повышенных значений (около 3.6–3.7 км/с) в Газимурском блоке, Пришилкинской зоне, Жирекенском и Букачача-Сырыгичинском блоках. В северо-западной его части наиболее высокими значениями скорости поперечных волн в верхней части земной коры (3.65–3.75 км/с) характеризуются высокогорные участки в пределах Селенгино-Станового блока Селенгино-Становой складчатой системы, Баргузино-Витимского массива и Патомского нагорья Байкальской складчатой области (см. рис. 2б).

Пониженные значения скорости S-волн (3.0–3.3 км/с) установлены на участках межгорных впадин (Муйско-Кондинская впадина, 740–790 км и др.) и на участке Ангаро-Ленской моноклизы Сибирской платформы. На глубинах 10–15 км скорость поперечных волн в целом по профилю возрастает до 3.65–3.75 км/с. Значения пластовой скорости S-волн в нижней части земной коры по профилю составляют 3.85–3.95 км/с в юго-восточной части профиля и 3.75–3.85 км/с – в северо-западной.

По соотношению скоростей P- и S-волн в верхней коре профиля явно выделяются значительные участки пониженных значений отношений Vp/Vs (1.60–1.70) (рис. 3а). В самой верхней части земной коры это блоки: Заурулюнгуйский (30–60 км), Газимурский (100–210 км) и Букачача-Сырыгичинский (360–450 км, на глубине 10–15 км). В северо-западной половине профиля участки с такими значениями отношений Vp/Vs на глубинах 3–25 км (640–870 км) пространственно совпадают с крупными хребтами: Каларским, Южно- и Северо-Муйским и Делюн-Уранским. Под Каларским и Делюн-Уранским хребтами зоны пониженных отношений Vp/Vs расположены на меньших глубинах, чем под Южно- и Северо-Муйским. Между крупными хребтами в верхней части земной коры выделяются зоны повышенных отношений Vp/Vs в 1.75–1.80. В Бодайбино-Патомской складчатой системе (930–1120 км) зоны пониженных отношений Vp/Vs (1.60–1.70) прослеживаются на небольших глубинах (3–10 км). На участке 875–925 км указанная система отделена от Баргузино-Витимского массива зоной повышенных отношений Vp/Vs (1.75–1.80), прослеживающейся до глубины 25 км.

Рис. 3.

Распределение отношений скоростей Р- и S-волн (а) и коэффициента Пуассона (б) в земной коре и верхней мантии на профиле 1-СБ.

1 – изолинии скорости, км/с; 2 – пункты взрыва: номер участка (1 – Забайкальский, 2 – Байкало-Патомский) и номер ПВ.

Аналогично отношению скоростей P- и S‑волн установлено распределение значений коэффициента Пуассона (σ) (см. рис. 3б). Наиболее контрастные его изменения в верхней коре на глубинах 8‒20 км отмечены на участках Газимурского блока (σ = 0.21–0.27), в области сочленения Аргунского массива с Монголо-Забайкальской складчатой системой (σ от 0.22 до 0.30), в пределах Жирекенского блока (σ = 0.20–0.26), в области сочленения Западно-Становой складчатой системы и Баргузино-Витимского массива (σ = 0.20–0.26), в пределах Баргузино-Витимского массива (σ = 0.20–0.28) и в Бодайбино-Патомской складчатой системе (σ = 0.21–0.25) (см. рис. 3б).

Работы ГСЗ в створе опорного профиля 1-СБ выполнялись в рамках методики точечных сейсмических зондирований [Пузырев, 1975, 1993; Крылов, 2006]. Согласно данной методики точность определения полученных выше скоростей в статье составляет ±0.1 км/с, а границ ~3% от глубины.

К АНАЛИЗУ СЕЙСМИЧНОСТИ В СТВОРЕ ПРОФИЛЯ 1-СБ

С использованием полученной в пределах профиля 1-СБ сейсмической информации по данным разнополяризованных Р- и S-волн проведен анализ аномалий в распределении упругих параметров и сейсмичности вдоль профиля (по данным многолетних наблюдений, см. рис. 1б). Достаточно информативными по изучению зон неоднородностей как в верхней части земной коры, так и в целом во всей земной коре и мантии являются структурные параметры среды (мощности отдельных слоев и всей толщи коры), активные разломы и упругие параметры среды [Glaznev et al., 1989; Wang et al., 2013; Artemieva et al., 2002; Carbonell et al., 2013; Пузырев, 1993; Соловьев и др., 2003]. Для верхней толщи земной коры сейсмоактивных зон информативным является также параметр K* = Vp/(γ ‒ 1), где γ = Vp/Vs, связанный со скоростями P- и S-волн. В сейсмологии этот параметр называется фиктивной скоростью. Повышенные значения параметра K* (до 9–10 км/с) отвечают кристаллическим породам с высоким содержанием кремнезема (SiO₂), с повышенным модулем сдвига и удельной энергоемкости [Крылов, 2006]. Детальный анализ площадного распределения параметра K* в Алтае-Саянском регионе показал его высокую информативность при выявлении неоднородностей в земной коре, к границам которых тяготеют крупнейшие землетрясения [Соловьев и др., 2007]. Так, протяженная 90-километровая афтершоковая зона Чуйского землетрясения 2003 г. (с М = 7.3) коррелирует с зоной перехода от высоких (до 9.2 км/с) к низким (до 8.0–8.2 км/с) значениям исследуемого параметра. При этом сама афтершоковая зона (длинная ось эллипса афтершоков) расположена по касательной к границам блоков с неоднородным строением. Подобный факт отмечен также и для крупного Урэг-Нурского землетрясения 1970 г. (с М = 7.0) на юге Алтая. По-видимому, области среды между однородными (по упругим свойствам) блоками менее прочны (более нарушены региональными и локальными разломами), что способствует распространению в них афтершокового процесса с высвобождением накопленной в земной коре энергии.

Ниже, на профиле 1-СБ, проведен подобный анализ пространственной связи параметра К* и других физически содержательных параметров (распределения коэффициента Пуассона, модулей сдвига и др.) с сейсмичностью территории Забайкалья. Распределение параметра K* по профилю 1-СБ (рис. 4б) для верхней части земной коры показывает, что чрезвычайно неоднородной является земная кора области сочленения Аргунского массива и Монголо-Забайкальской складчатой системы Амурской складчатой области, Селенгино-Становой складчатой области, северо-западной части Баргузино-Витимского массива Байкальской складчатой области и юго-восточной части Бодайбинско-Патомской складчатой системы, где в глубинном распределении параметра K* (на глубинах 5–20 км) отмечается чередование зон пониженных (7.1–8.0 км/c) и повышенных (до 9.2–10.5 км/с) значений. Достаточно контрастными выглядят эти зоны и в отношении скоростей Vp/Vs и значениях коэффициента Пуассона (см. рис. 3).

Рис. 4.

К анализу сейсмичности и глубинного строения на профиле 1-СБ, Восточный участок.

а – график количества землетрясений с магнитудой от 1.4 до 6.2 в 50-километровой полосе профиля 1-СБ за инструментальный (40-летний) период наблюдений (голубым цветом) и график выделенной сейсмической энергии (Lg∑E) (красным цветом); б – распределение параметра K* = Vp/(γ ‒ 1) (где γ = Vp/Vs) в земной коре на профиле 1-СБ (Восточный участок).

1 – изолинии параметра K*, км/с; 2 – источники возбуждения (1 – Забайкальский фрагмент, 2 – Байкало-Патомский фрагмент).

Проведенный анализ сейсмичности (см. рис. 4а) в 50-километровой полосе профиля показывает, что около 85% землетрясений (из выделенных 4800 событий с магнитудой от 1.4 до 6.2) приходятся на участок 670–820 км в пределах Байкальской рифтовой зоны. Здесь, в непосредственной близости от профиля 1-СБ (около 70 км на северо-восток от места пересечения с профилем ГСЗ 1983 г., см. рис. 1б), в 1957 г. произошло крупнейшее Муйское землетрясение с магнитудой 7.6 [Солоненко, 1968; Соловьев, 1985].

Выраженной локальной сейсмичностью, хотя и менее сильной, чем в рифтовых впадинах, отмечается участок Х = 420–480 км в пределах Нерча-Юмурченского блока Селенгино-Становой складчатой области (рис. 5); слабо сейсмичной является зона Амурской складчатой области и Бодайбино-Патомской складчатой системы (см. рис. 1б, 5).

Рис. 5.

Карта эпицентров Юго-Восточного Забайкалья по инструментальным данным за период с 01.01.1962 по 31.03.2006 гг. [Мельникова и др., 2014].

Из графиков на рис. 4а и 5 следует также, что даже при малом количестве событий в южной части площади выделенная сейсмическая энергия достаточно ощутима. Высокая контрастность зоны (Х = 210–260 км) в параметрах Vp/Vs, σ и K*, а также регистрация в районе Борщовочного хребта Балейского землетрясения с М = 4.7 (см. рис. 5) указывают на вероятность возникновения сильных землетрясений и в других малосейсмичных зонах, где по сейсмическим данным отмечены значительные неоднородности в верхней части земной коры. Подобный факт возникновения сильных землетрясений при в целом слабой и умеренной сейсмичности территории ранее отмечен был исследователями и для Западного Забайкалья [Мельникова и др., 2014].

К таким “потенциально сейсмичным” зонам, кроме выделенных выше областей с повышенной сейсмичностью, можно отнести участки Х = 260–290 км (в пределах Борщовочного хребта), Х = 320–380 км (в пределах Шилкинского хребта), Х = 610–650 (Витимское плоскогорье), Х = = 1000–1040 км (северо-восток Бодайбино-Патомской складчатой системы) (см. рис. 1, 5).

ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ СРЕДЫ В РАЙОНЕ МУЙСКОГО ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 1957 г. с М = 7.6

Детальные сейсмические исследования 1970–1980 гг. в Муйском регионе установили, что и спустя два десятилетия после Муйского землетрясения земная кора находится в напряженном состоянии; выявлено ее неоднородное строение по параметрам: мгновенная прочность на сдвиг, упругая энергоемкость, коэффициент Пуассона, отношение скоростей Р- и S-волн [Пузырев, 1993; Мишенькин и др., 1999]. Значительный контраст отмечается также и по рассчитанному в настоящей статье параметру K* в верхней коре района Муйского землетрясения на профиле ГСЗ 1983 г. (см. рис. 1б, 6), что еще раз подтверждает его информативность как вторичного параметра при анализе сейсмогенных зон.

Рис. 6.

Распределение параметра K* = Vp/(γ‒1) (где γ = Vp/Vs) в земной коре на профиле ГСЗ 1983 г. Звездочкой отмечен гипоцентр Муйского землетрясения с М = 7.6.

Пониженные значения параметра К* (8.0–8.2) отмечаются на участке Кондинской впадины (Х = = 230–270 км), повышенные значения К* (до 9.0–9.8) – на участках хребтов Станового нагорья (Х = 160–230 км) (см. рис. 6). Зона с повышенными значениями К* характеризуется также повышенными значениями скорости продольных волн во всей толще земной коры и обособляется исследователями как зона сейсмического затишья [Пузырев, 1993]. На ортогональном профиле 1-СБ указанная высокоскоростная зона (по параметру К*) обособляется на участке Х = 730–770 км (см. рис. 4б), а зона с пониженными значениями К* на участке Х = 780–810 км. Наглядно зону сейсмического затишья в месте пересечения профилей 1-СБ и ГСЗ 1983 г. иллюстрируют карты эпицентров землетрясений с М ≥1.4 и их плотности по данным за период 1975–2014 гг. (рис. 7).

Рис. 7.

Карта эпицентров землетрясений с М ≥1.4 (а) и их плотности (б) за период 1975–2014 гг.

Площадка осреднения составляет для карты плотности по φ = 0.05°, по λ = 0.07°, что примерно соответствует прямоугольнику 6 × 4 км. Из сравнения фрагментов разрезов по параметру К* на рис. 4б и рис. 6 следует также, что более сильный контраст в значениях К* отмечается на ортогональном профиле 1-СБ: от 7.4 до 10.5 км/с на профиле 1-СБ и от 8.2 до 10.0 км/с на профиле ГСЗ 1983 г.

Выделяемое под зоной сейсмического затишья в области пересечения профилей в земной коре высокоскоростное тело на основе анализа ряда вторичных параметров среды (плотности, модулей объемного сжатия, удельной упругой энергоемкости, сдвига и др.) охарактеризовано исследователями как область аккумуляции упругой потенциальной энергии, разрядка которой на краевых его участках привела к возникновению крупных землетрясений (Северобайкальского 1917 г. и Муйского 1957 г. соответственно в западной и восточной его ограничениях) [Пузырев, 1993; Мишенькин и др., 1999]. Исследователями особо подчеркивается повышение в его пределах модуля сдвига на 15‒20% от среднего значения в изученной области. Вследствие этого тело обладает относительно повышенной способностью к накоплению упругой потенциальной энергии при его деформировании приложенными силами. Пониженный контраст в значениях К* на профиле ГСЗ 1983 г. в районе Муйского землетрясения по сравнению с более сильным его изменением на профиле 1-СБ может быть обусловлен повышенной разрушенностью среды зоны Муйского землетрясения. Для данного участка отмечается более высокая плотность эпицентров землетрясений (см. рис. 7); кроме того, аномальные участки с пониженными значениями К* в сопредельных с высокоскоростным блоком на профилях сильно отличаются по значениям коэффициента Пуассона: более низкие значения σ (около 0.25) отмечены в зоне Муйского землетрясения, в то время как на участке Х = 780‒810 км на профиле 1-СБ коэффициент Пуассона повышен до 0.28. Повышенный контраст аномалий в верхней коре в северо-западной части выделенного тела свидетельствует о сильном напряженном состоянии рассматриваемой зоны, разрядка которого может привести к катастрофическому землетрясению, подобного Муйскому. Начавшаяся в 2014 г. в Муяканском хребте, в непосредственной близости от профиля 1-СБ (порядка 50 км), мощная Муяканская последовательность землетрясений с главным толчком 23.05.2014 г. (M = 5.5) и большой серией афтершоков, в том числе и крупных [Мельникова и др., 2019], свидетельствует о начавшейся разрядке зоны с выделением значительной энергии. Примечательно, что примерно 100 лет назад (1917 г.) практически в этой зоне произошло крупное Северобайкальское землетрясение с магнитудой M = 6.6 (φ = 56.0, λ = 113.8) [Соловьев, 1985; Новый каталог, 1977].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ

Протяженный 1200-километровый опорный геолого-геофизический профиль 1-СБ пересекает ряд крупных тектонических структур Центрально-Азиатского складчатого пояса: Аргунский массив и Монголо-Забайкальскую складчатую систему Амурской складчатой области, Селенгино-Становую и Байкальскую складчатые области, Ангаро-Ленскую моноклизу Сибирской платформы. Столь разный состав крупных тектонических структур в пределах профиля, различающихся историй развития, характером сочленения и напряженного состояния, находит свое отражение и в сильном различии упругих и структурных параметров среды. В створе профиля 1-СБ установлено сложное неоднородное строение земной коры и верхней мантии. Граница Мохоровичича в юго-восточной части профиля залегает практически горизонтально на небольших глубинах около 40 км; в северо-западной части профиля отмечены сильные изменения ее глубин от 40 км во впадинах до 48 км в районе крупных хребтов, таких как Южно-Муйский, Северо-Муйский и Делюн-Уранский. Сильно изменяются и значения граничной скорости по границе М – от повышенных значений в 8.4–8.5 км/с для Р-волн и 4.90–4.95 км/с для S-волн (в особенности в юго-восточной части профиля) до пониженных значений в 7.8–8.0 км/с для Р-волн и 4.6–4.7 км/с для S-волн на участке Байкальской рифтовой зоны в северо-западной части профиля. Сильное неоднородное строение среды по значениям скоростей упругих волн, отношениям скоростей Vp/Vs и коэффициенту Пуассона установлено для верхней и средней коры. Наиболее контрастные их изменения в верхней кристаллической коре на глубинах 8–20 км отмечены на участках Газимурского блока, в области сочленения Аргунского массива с Монголо-Забайкальской складчатой системой, в пределах Жирекенского блока, в области сочленения Западно-Становой складчатой системы и Баргузино-Витимского массива, в пределах Баргузино-Витимского массива и в Бодайбино-Патомской складчатой системе. Крупные неоднородности среды складчатых областей в условиях повышенного напряженного состояния являются индикаторами сейсмичности. Анализ сейсмичности территории Прибайкалья и Забайкалья и глубинного строения на профиле 1-СБ показал на приуроченность зон повышенной сейсмичности к выделенным блокам земной коры с неоднородным скоростным строением. Повышенной неоднородностью в верхней части земной коры по данным скоростей упругих Р- и S-волн, отношению Vp/Vs, коэффициенту Пуассона и параметру К* в створе профиля, характеризуется район Байкальской рифтовой зоны, главным образом его центральная часть Х = 700–810 км. Различие в этих индикативных параметрах в сопредельных блоках кристаллической коры в рассматриваемой зоне на глубинах 5–15 км достигает большой величины в 40%. Выделенный на участке пересечения профиля 1-СБ с профилем ГСЗ 1983 г. блок с повышенными значениями упругих параметров и модуля сдвига, пониженными значениями отношений Vp/Vs и коэффициента Пуассона рассматривается как накопитель упругой потенциальной энергии, которая может разряжаться на краях. Именно в восточном его ограничении, в перемычке Муйско-Кондинской и Намаркитской впадин, и произошло крупнейшее Муйское землетрясение [Солоненко, 1968; Пузырев, 1993]. Земная кора этого участка спустя более полувека после землетрясения находится в напряженном состоянии, о чем свидетельствует значительное количество регистрируемых землетрясений (см. рис. 7). Контраст сейсмических аномалий на профиле 1-СБ в северо-западном ограничении выделенного блока более сильный, чем на участке Муйского землетрясения, что может свидетельствовать о повышенном здесь напряженном состоянии и может привести к крупнейшему землетрясению. Интенсивный афтершоковый процесс Муяканских землетрясений с 2014 по 2021 гг. указывает на начавшуюся разрядку этой напряженной зоны, в которой более 100 лет назад уже было крупное Северобайкальское землетрясение с М = 6.6.

В створе профиля 1-СБ выделен также ряд других неоднородных участков, как с выраженной локальной сейсмичностью (участок Х = 420–480 км в пределах Нерча-Юмурченского блока Селенгино-Становой складчатой области), так и потенциальных зон, в которых могут произойти достаточно ощутимые землетрясения. К ним можно отнести участки Х = 260–290 км (в пределах Борщовочного хребта), Х = 320–380 км (в пределах Шилкинского хребта), Х = 610–650 (Витимское плоскогорье), Х = 1000–1040 км (северо-восток Бодайбино-Патомской складчатой системы).