用長周期體波數(shù)據(jù)反演1988年11月6日瀾滄_耿馬M_S7_6地震的矩張量

1、第 21 卷 第 4 期地震學報V o l. 21, N o. 41999 年 7 月 (344 353)ACTA SE ISM OLO G ICA S IN ICAJu l. , 1999用長周期體波數(shù)據(jù)反演 1988 年 11 月 6 日瀾滄- 耿馬M S716 地震的矩張量P. M ozaffari1, 2)許力生1)吳忠良1)陳運泰1)1) 中國北京 100081 中國地震局地球物理研究所2) 伊朗德黑蘭 14394 德黑蘭大學地球物理研究所摘要 應用中國數(shù)字地震臺網(wǎng) (CD SN ) 記錄的長周期體波波形數(shù)據(jù), 反演了 1988 年 11 月 6 日中國云南省瀾滄2耿馬M S 716

2、 地震的矩張量, 求得了其震源機制和震源時間過程. 反演結(jié)果表 明, 斷層面解的一個節(jié)面是右旋走滑斷層, 另一個節(jié)面是左旋走滑斷層; 震源時間過程較簡 單, 持續(xù)時間約 15 s; 標量地震矩為 614×1020 N ·m. 根據(jù)地質(zhì)資料、區(qū)域構(gòu)造、野外觀測和 余震震中分布, 確認走向 313°的節(jié)面是地震斷層面, 主壓應力軸位于幾乎水平的南北向.關鍵詞 矩張量反演 震源機制 主應力軸 震源時間函數(shù)引言1988 年 11 月 6 日晚, 在中國云南省西部, 在不到 13 分鐘的時間內(nèi)相繼發(fā)生兩次強震. 第 1 次震級較大 (M S 716) , 發(fā)震時間為 11

3、月 6 日 13 時 03 分 1415 秒U TC (21 時 03 分 1415 秒BJT ) , 震中在瀾滄西北約 40 km 處, 位于瀾滄縣戰(zhàn)馬坡村竹塘鄉(xiāng)村以西, 哈卜馬 和大塘子之間. 約 13 分鐘后, 被認為是第 1 次地震觸發(fā)引起的第 2 次地震 (M S 712) 發(fā)生在 前一個地震西北約 60 km 處的耿馬附近, 其震中位于耿馬縣和滄源縣交界處的汗母壩和小 麻勐之間. 截至 1988 年 12 月, 共記錄到M L 115 的余震 7 000 多次, 其中 6 次地震震級大于 610 (姜葵, 1993). 表 1 是由不同資料來源得到的地震基本參數(shù). 由表 1 可見,

4、 對于這日期發(fā)震時間震中位置震源深度年2月2日時: 分: 秒N (°)E (°)km198821120613: 03: 1913221799916118198821120613: 03: 3112231009916815198821120613: 03: 1919221809915918198821120613: 03: 151822183991833198821120613: 03: 1415221839917113198821120613: 03: 161822192991839表 1 瀾滄2耿馬地震的基本參數(shù)地震機構(gòu)M Sm bN E IC HRVD ISCM O S

5、 KUNM CD SN713611714610713616716715617 國家攀登計劃項目 95205205 資助. 中國地震局地球物理研究所論著 99A C10231 1998211223 收到初稿, 1999204229 收到修改稿并決定采用. 用長周期體波數(shù)據(jù)反演 1988 年 11 月 6 日4 期P. M ozaffari 等:瀾滄2耿馬MS 716 地震的矩張量345次地震的震中, 不同地震機構(gòu)給出的結(jié)果存在一些差異. 許多研究人員從不同角度研究了這次地震. 陳運泰, 吳大銘 (Chen, W u, 1989) 應用矩張量反演的方法 (L ongston, 1981) , 用

6、7 個臺站的 P 波和 SH 波資料反演了震源參數(shù) (參見 表 4). 根據(jù)他們的結(jié)果, M S 716 地震的震源時間過程較簡單, 持續(xù)時間約 10 s, 標量地震 矩為 415×1019N ·m. 王凱等 (1991) 采用 CD SN 的記錄將理論地震圖方法應用于長周期 P 波 (圖 1). 他們的結(jié)果表明, M S 716 地震是一次復雜事件, 由地震矩和震源機制均不相同 的 3 次事件構(gòu)成. 第 2 次事件和第 3 次事件與第 1 次事件的時間間隔分別為 25 和 70 s, 但 空間間隔卻非常小, 實際上這幾次子事件被認為是發(fā)生在同一地點的.張之立, 方興 (1

7、988) 以及張之立, 王 華強 (1992) 采用一種新方法研究余震活動 模式, 并用以研究了瀾滄2耿馬地震的破 裂機制. 他們發(fā)現(xiàn), M S 716 地震是一次幾 乎對稱的雙側(cè)破裂, 總破裂長度為 (70± 5) km , 破裂走向NW 2SE. 陳培善, 秦嘉 政(1991) 研究了由不同作者和機構(gòu)得出的 震源參數(shù)和震源機制的差異. 他們根據(jù)地 震的標度律估計 M S 716 地震的斷層長度 為 52 km、 寬 度 為 26 m , 平 均 位 錯 為 210 m , 這一斷層從初始破裂點向NW 和 SE 兩側(cè)擴展; 耿馬地震 (M S 712) 的破裂面 積是瀾滄地震的 2

8、 倍. 根據(jù)這一結(jié)果, 他們得出了由 M S 712 地震輻射出的體波振 幅, 比由M S 716 地震輻射出的大的結(jié)論. 李立平等 (1990) 發(fā)現(xiàn), 耿馬地區(qū)地震的應圖 1 CD SN 臺站和由昆明遙測地震臺 網(wǎng)測定的瀾滄2耿馬地震震中分布力降比瀾滄地區(qū)的大, 耿馬地區(qū)地震振幅譜拐角頻率比瀾滄地區(qū)同樣地震矩的高. 使用經(jīng) 驗格林函數(shù)反褶積方法, M ozaffari 等(1998) 發(fā)現(xiàn)這一地震是一較簡單的事件. 根據(jù)他們的 結(jié)果, 破裂從震中開始, 幾乎對稱地分別向北西和南東傳播. 他們估算總破裂長度為 70 km , 持續(xù)時間為 19 s.通過研究這些地震事件的孕震機制和表面破裂特征

9、, 俞維賢等 ( 1991, 1994) 指出, M S 716 和M S 712 瀾滄2耿馬地震分別受控于北西2南東走向的木戛斷裂和北北東2南南西走 向的汗母壩斷裂. 他們通過分析在木戛斷裂兩端地震所造成破壞的明顯方向性特征, 指出 瀾滄地震是一個雙側(cè)破裂過程. 刁桂苓等 (1993, 1995) 對這一地震序列的發(fā)震特征和大同 地震序列的發(fā)震特征做了綜合研究, 比較了這一地震序列的應力場和唐山地震序列的應力 場. 通過對強余震、中小地震震中分布、等震線和發(fā)震構(gòu)造的分析, 他們得出了瀾滄地震 是 3 個斷層重新恢復活動造成的結(jié)論.云南省地震局的野外觀測結(jié)果 (張之立, 王華強, 1992)

10、表明, M S 716 和M S 712 地震分 別存在不同形變帶, 這兩次地震的形變帶主要是右旋的, 最大水平位錯分別是 113 m 和 0196 m.綜上所述, 不難發(fā)現(xiàn)不同的研究結(jié)果存在著一些差異, 尤其是震源過程的差異. 有的 346地震學報21 卷研究表明, 這一地震是由多次破裂構(gòu)成的 (王凱等, 1991) ; 另一些研究則指出這是一次簡 單事件 (Chen, W u, 1989; M ozaffari 等, 1998). 考慮到這些差異的存在, 為進一步研究該 震的破裂過程, 我們用矩張量反演方法研究了這一地震.1 方法111 一般點源的位移解地震學的一個主要研究對象是研究震源的

11、物理機制. 近年來, 震源物理的研究在許多 方面都有所發(fā)展, 其中最重要的進展是用地震矩張量對震源進行物理描述. 地震矩張量這 一概念可以追溯到 70 年代. Gilbert (1970) 在計算自由表面位移時引入了地震矩張量, 將 地震矩張量各分量與其相應的格林函數(shù)褶積, 再求和就可得到自由表面的位移解. 格林函 數(shù)是震源到觀測點之間傳播介質(zhì)的脈沖響應. 介質(zhì)對其它時間過程的響應為這一時間函數(shù) 與脈沖響應的褶積. 格林函數(shù)與震源和觀測點的坐標以及介質(zhì)模型有關, 可以用張量表示 (Jo st, H errm ann, 1989). 根據(jù)格林函數(shù)和矩張量的線性關系, Gilbert (1973)

12、 用觀測數(shù)據(jù) 計 算 了 矩 張 量 的 各 個 分 量. 從 此 矩 張 量 反 演 方 法 被 廣 泛 采 用 并 逐 步 發(fā) 展 (Backu s, M u lcahy, 1976). 所使用的數(shù)據(jù)可以是簡正振型 (Gilbert, D ziew on sk i, 1975)、長周期面波 ( Patton, A k i, 1979) 或長周期體波 (L angston, 1981) 和近震源的寬頻帶數(shù)據(jù) (倪江川等, 1991; 吳忠良等, 1994). 其中既有天然地震、地下爆破 (Stum p , John son, 1977; 倪江川,1987) , 也有礦山產(chǎn)生的巖爆 (Sato

13、, Fu jii, 1989).數(shù)字地震學的發(fā)展為地震學家用地震矩張量反演方法提取震源參數(shù)提供了良機. 地震 矩張量這一概念的重要意義在于, 作為一級近似, 它對相應于地震點源的力進行了完整的 描述. 地震矩張量提供了震源的最基本參數(shù), 如: 矩張量各分量、震源時間函數(shù)、斷層面解 (走向、傾角和滑動角)、主應力軸和標量地震矩, 這些數(shù)據(jù)可用于分析地應力狀態(tài)和地面 振動, 并有助于防震減災. 本研究用 1988 年 11 月 6 日發(fā)生于中國云南瀾滄2耿馬的M S 716 地震的體波數(shù)據(jù)在頻率域做矩張量反演. 所采用的方法、數(shù)據(jù)和結(jié)果如下.假設震源尺度與所涉及的地震波波長相比非常小, 則在一觀測

14、點的地動位移 U i ( t) 可 以表示為格林函數(shù)、儀器響應和矩張量時間函數(shù)的褶積U i ( t) = G ij , k ( t) 3 I ( t) 3 M jk ( t)(1) 式中, U i ( t) 是地動位移的 i 分量, 格林函數(shù) G ij , k ( t) 是介質(zhì)對單位階躍函數(shù)的響應, I ( t) 是 儀器響應; M jk ( t) 是作為時間函數(shù)的地震矩張量, 它描述了震源的時間過程; “3 ”表示時 間域褶積.在頻率域, 公式 (1) 可簡化為U( )i () = G ij , k () r I rM jk ()(2)由上式可以很清楚地看到, 地震矩張量與觀測到的地動位移之

15、間存在線性關系. 這一關系 可以用矩陣表示為AX = B(3)其中, A 是 N ×6 矩陣, X 是由不同的地震矩張量分量 (即M 11 , M 12 , M 13 , M 22 , M 23 , M 33 )組成的 6×1 矩陣, B 是 N ×1 觀測數(shù)據(jù)矩陣, N 是觀測數(shù)據(jù)的時間序列點數(shù). 由多個臺的數(shù)據(jù)和格林函數(shù)就可以用最小二乘法由方程 (3) 解得地震矩張量, 由此就可以得到其它一些震源參數(shù).用長周期體波數(shù)據(jù)反演 1988 年 11 月 6 日4 期P. M ozaffari 等:瀾滄2耿馬MS 716 地震的矩張量347112地震矩張量在主軸坐標系

16、下的分解設M 1 > M 2 > M 3 是對稱的地震矩張量的 3 個本征值; t, b 和 p 是相應的本征矢量. 地 震矩張量可以分解為M = P I + M 0D + CL(4)其中, I 是膨脹分量, D 是雙力偶分量, L 是補償線性矢量偶極; P , M 0 和 C 分別為 I , D和L 的標量系數(shù), 可表示為113震源時間函數(shù)P = 1 (M 1 + M 2 + M 3 ) 3M 0 = 1 (M 1 - M 3 )2C = 1 (2M 2 - M 1 - M 3 ) 6(5)地震矩張量是時間的函數(shù), 它描述了震源破裂的過程, 我們可以寫為M ( t) = P (

17、t) I + M 0 ( t)D + C ( t)L(6)其中P ( t) = 1 M 1 ( t) + M 2 ( t) + M 3 ( t) 3M 0 ( t) = 1 M 1 ( t) - M 3 ( t) 2C ( t) = 1 2M 2 ( t) - M 3 ( t) - M 1 ( t) 6分別是 I , D 和 L 的標量系數(shù), 它們分別代表膨脹分量、雙力偶和補償線性矢量偶極.2數(shù)據(jù)和反演結(jié)果211數(shù)據(jù)(7)在本研究中, 我們使用的數(shù)據(jù)是中國數(shù)字地震臺網(wǎng) (CD SN ) 的 8 個臺記錄的三分向長 周期體波數(shù)據(jù). 圖 1 表示了 CD SN 臺站和由昆明遙測地震臺網(wǎng)測定的瀾滄2

18、耿馬地震的震 中分布. 我們將觀測地震圖由U 2N 2E 坐標系轉(zhuǎn)換到 Z 2R 2T 坐標系, 并經(jīng)過 0105 0101 H z 帶通濾波. 盡管我們努力構(gòu)制一個完整的介質(zhì)速度模型, 但與觀測地震圖相比, 理論地震 圖仍不能解釋觀測地震圖中的所有波形. 如果以解釋全部波列為目標, 那么必然在反演結(jié) 果中引入人為的干擾 (Sileny et a l. , 1992). 在理論模型中沒有計算的震相, 在觀測資料中 也不能用來進行反演, 否則它們起的作用將跟噪聲一樣. 所以我們加時間窗選取了信噪比 較高的 P 波和 S 波, 反演結(jié)果的好壞依賴于所選震相的觀測地震圖和理論地震圖的符合程 度.21

19、2速度結(jié)構(gòu)和格林函數(shù)在一定程度上, 矩張量反演的困難并不在于反演本身, 而在于格林函數(shù)的計算. 計算 格林函數(shù), 要求對在震源與接收點之間傳播路徑上真實的地球介質(zhì)結(jié)構(gòu)有充分的了解. 在 對波的傳播和介質(zhì)結(jié)構(gòu)不太了解的情況下, 也許能夠使合成地震圖與觀測地震圖擬合得很 好, 但這種擬合是表面上的, 會在反演結(jié)果中引入虛假信息. 這就意味著反演前格林函數(shù)348地震學報21 卷的計算是非常重要的. 實際上, 正確的格林函數(shù)和在震源與接收點之間介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)模 型是反演成功的保證. 在對介質(zhì)結(jié)構(gòu)不太了解的情況下, 臺站分布就顯得更為重要. 在一 定范圍內(nèi), 合適的臺站分布能對計算得出的格林函數(shù)的不完善

20、性起一定的補償作用.在有些方向上, 地震波的振幅和走時的數(shù)學表達式是震源距的函數(shù). 通過對一組模型 計算出的走時和振幅與原始觀測圖比較, 可以得到一個或一定范圍內(nèi)的模型, 使它產(chǎn)生的 合成地震圖與觀測地震圖相符合. 這種建立模型的正演模擬方法, 可以使我們在一個模型 變化范圍內(nèi), 經(jīng)過迭代得到一個能與觀測記錄符合得更好的模型. 對于只有幾個參數(shù)的簡 單模型情況, 用這種正演模擬來得到一個最佳模型是不可能的, 但是人們必須用一個關鍵 量來定義最佳模型, 如唯一性以及通過此標準來判斷資料的擬合程度. 地震圖的形狀受多 種因素的影響. 傳播路徑 (即源和接收點之間的結(jié)構(gòu))、源的作用以及地震儀本身的特

21、性, 在數(shù)學上每一項都可以模擬出, 因而就可以形成一個能計算出真實地球模型下產(chǎn)生地震圖 的方法. 用這種方法得到的地震圖就是合成 (理論) 地震圖, 合成地震圖與觀測地震圖的比 較就是波形擬合. 對地震學家來講, 波形模擬已成為一種研究地球結(jié)構(gòu)和了解地震破裂過 程的最有效的方法. 一般而言, 波形擬合是一種迭代過程, 通常是通過調(diào)整地球結(jié)構(gòu)參數(shù) 或震源項使得合成圖與觀測圖之間的差別最小.根據(jù)上面的討論, 為建立一個更加可靠的地球結(jié)構(gòu)模型來計算用于反演的格林函數(shù), 我們首先用一個初始的速度結(jié)構(gòu)來計算一個已知震源機制的地震的合成地震圖. 我們將得 到的合成地震圖與觀測資料進行比較. 通過調(diào)整模型參

22、數(shù)和迭代計算來減小二者之間的差 別, 直到得到一個能使合成與觀測圖兩者擬合得很好的結(jié)果. 本研究僅利用 P 和 S 波, 判 斷擬合程度的標準是到時和體波波形的擬合及其相關系數(shù).本研究使用的初始速度模型是 Kennett, Engdah l (1991) 給出的, 所研究的距離范圍為4° 33°. 在 200 1 500 km 范圍內(nèi), 波的傳播主要由地殼和上地?？?制. 在 1 5003 500 km 范圍內(nèi), P 和 S 波主要穿過 300 800 km 深的上地幔過渡區(qū). 在這個距離范圍內(nèi) 存在一個負的速度梯度區(qū), 在靠近 400 和 670 km 處存在一個大的速度

23、變化, 對于長波長 的波而言是一個間斷面 (Kennett, 1983).在初始模型中, 考慮到這一現(xiàn)象并通過迭代進行了校正, 亦即通過校正結(jié)構(gòu)模型中的 不同參數(shù)如波速、層厚、密度和衰減因子, 直到合成地震圖的波的到時和波形與觀測地震 圖達到最佳擬合為止. 觀測地震圖與合成地震圖的相關系數(shù)是評判每次試驗的標準. 最后 的結(jié)果是一個 14 層的模型, 其中地殼厚度 55 km , 分為 20 和 35 km 兩層 (表 2). 必須指 出, 表 2 所示的模型是一個平均的一維模型.在建立速度結(jié)構(gòu)模型時, 我們考慮了震源深度為 10 km , 震源機制為走向 333°、傾角 78

24、6;、滑動角 174°, 震源時間函數(shù)為梯形函數(shù), 其上升、持續(xù)和下降時間分別為 2, 6 和 2 s 的一個震源. 然后, 將合成地震圖與儀器響應褶積后與觀測地震圖比較, 以此來驗證結(jié)構(gòu) 模型.用上面的結(jié)構(gòu)模型, 運用廣義反射、透射系數(shù)矩陣和離散慢度積分方法 (Kennett, 1983) 來計算格林函數(shù). 慢度區(qū)間為 0107 0132 skm , 頻率間隔為 0105 01001 H z, 反演 前將格林函數(shù)與儀器響應進行褶積.用長周期體波數(shù)據(jù)反演 1988 年 11 月 6 日4 期P. M ozaffari 等:瀾滄2耿馬MS 716 地震的矩張量349表 2 多層殼2幔速

25、度結(jié)構(gòu)v P層數(shù)km ·s- 1v Skm ·s- 1密度g·cm - 3厚度km151803130217220102615031752192351038104414731291610481054150313149105811941513134511068130415231383910781524163314561108818941803157139109919051413191161101011105612141281001011111076122412911101211125612941351001013111426136414110010 141115761

26、4341461 91810213反演結(jié)果反演結(jié)果經(jīng)過了 0105 01001 H z 的 帶通濾波, 去掉了背景噪聲. 圖 2 和圖 3 給出了反演結(jié)果. 圖 2a 給出了反演得到圖 2 瀾滄2耿馬M S 716 地震矩張量 元素 (a) 和震源過程 (b)的 6 個矩率元素隨時間的變化, 左邊的數(shù)字是矩元素的值; 圖 2b 給出了膨脹分量 (EP)、 最佳雙力偶 (DC) 和補償線性矢量偶極 (CLVD ) 成分, 單位為 1020 N ·m , 震源的時間過程 比較簡單, 但不排除仍存在一定程度的幾何復雜性.根據(jù)矩張量解計算了最佳雙力偶解, 結(jié)果表示在表 3 和表 4 中. 表中

27、還表示了由其它 方法得到的結(jié)果以便于比較. 圖3a , b 表示了矩張量解和最佳雙力偶解. 圖中還表示了本表 3 瀾滄2耿馬M S 716 地震的矩張量解1020 N ·m作者M rrM ttM f fM rtM rfM tfM 0本文- 118281134201375- 0141201936- 11115614HRVD- 01011- 01292012810105001067012120137N E IC- 0118- 31864104- 11181191- 0111415 表 4 不同研究者得到的瀾滄2耿馬M S 716 地震的震源參數(shù) T 軸 B 軸 P 軸 節(jié)面I 節(jié)面&qu

28、ot; 所用作者本文 HRVD N E IC N E IC姜葵(1993)張之立, 王華強(1992)陳運泰, 吳大銘(Chen, W u, 1989)方位27124836518033137116448752028913907719843337817464841226622129613184662331487152269810679359531488171448122681010679358431385434480134271124580253168546468031615387189(°)傾角(°)方位(°)傾角(°)方位(°)傾角(

29、6;)(°) (°) (°)(°) (°) (°)方法注: 表示矩張量解; 表示矩心矩張量解; 表示 P 波初動解 引自張之立, 王華強(1992) 350地震學報21 卷研究中用到資料的臺站在震源球球面上的位置. 最佳雙力偶解是: 節(jié)面I : 走向 313°傾角 71°滑動角 164° 節(jié)面" : 48°75°20°. 標量地震矩為 614×1020 N ·m. 由表 4 可見, 用不 同方法估算的破裂面的走向在 313°和 333&

30、#176;之間. 所有結(jié)果都顯示了這次地震具有右旋走滑 斷層特征.為了檢驗震源機制和震源時間函數(shù)的精度, 我們把根據(jù)反演結(jié)果計算的理論地震圖與 觀測地震圖作了比較. 為便于比較, 圖 3a, b 分別單獨表示了 P 波和 S 波的擬合情況. 上 邊的曲線是觀測地震圖, 下邊是理論地震圖. 臺站各邊上括號內(nèi)的數(shù)字是理論地震圖與觀 測地震圖的相關系數(shù). 圖 4 比較了全波列體波的觀測地震圖和根據(jù)反演結(jié)果計算的理論地 震圖. 由圖可見, 在走時和不同震相形態(tài)方面, 觀測波形和理論波形都相當一致. 圖中的堅圖 3 瀾滄2耿馬M S 716 地震觀測地震圖與理論地震圖比較及震源機制解(a) P 波; (

31、b) S 波圖 4 瀾滄2耿馬M S 716 地震觀測地震圖與理論地震圖的全波列比較. 垂線所示的波列如圖 3a, b 所示 用長周期體波數(shù)據(jù)反演 1988 年 11 月 6 日4 期P. M ozaffari 等:瀾滄2耿馬MS 716 地震的矩張量351線指示圖 3a, b 中出現(xiàn)的 P 波和 S 波. 圖 5 用震源機制解比較了本研究結(jié)果和其它研究結(jié) 果. 由圖 5 和表 4 可見, 本研究所得結(jié)果很接近 HRVD 和N E IC 的結(jié)果.圖 5 不同作者得到的瀾滄2耿馬M S 716 地震震源機制解的比較(a) HRVD 矩心矩張量解; (b) N E IC 矩張量解; (c) N E

32、 IC P 波初動解; (d) 本文結(jié)果; (e) 姜葵 P 波初動解; (f) 張之立, 王華強 P 波初動解; (g) 陳運泰, 吳大銘矩張量解3 討論與結(jié)論從圖 2 可以發(fā)現(xiàn), 瀾滄2耿馬M S 716 地震的震源的主要分量是雙力偶, 但也存在相當 大的非雙力偶分量. 非雙力偶分量的存在可部分地歸因于震源本身, 但也可能是反演結(jié)果 存在誤差造成的. 與數(shù)值計算有關的誤差, 在選擇和分離震相過程中造成的震相畸變及隨 機噪聲本身也在反演結(jié)果中引入明顯的非剪切分量. 噪聲的作用主要是造成震源時間函數(shù) 的形狀發(fā)生畸變. 吳忠良等 (1994) 研究了反演結(jié)果中隨機噪聲的作用, 并 指出, 它可能

33、將人為的非雙力偶分量 引入反演結(jié)果. 別的誤差來源可能是 計算理論地震圖時選擇了不正確的震 源深度, 這可能造成震源時間函數(shù)發(fā) 生畸變, 并給反演結(jié)果引入非雙力偶 分量 (Ch risten sen, R uff, 1985; 許力 生, 陳運泰, 1997). 本反演結(jié)果顯示 了比較簡單的、持續(xù)時間為 15 s 的震 源時間函數(shù), 與其它研究結(jié)果 (Chen, W u, 1989; M ozaffari 等, 1998) 相一 致.從上述討論和本研究結(jié)果可得出 如下結(jié)論: 瀾滄2耿馬地震是一次震 源破裂過程比較簡單、持續(xù)時間約為15 s 的 地 震.這 與 M ozaffari 等圖 6 瀾

34、滄2耿馬M S 716 地震發(fā)生后 48 小時 內(nèi)沿主斷層的余震分布圖(1) 南汀河斷裂帶; (2) 瀾滄2耿馬斷裂帶; (3) 木戛斷裂帶;(4) 瀾滄2勐海斷裂帶; (5) 瀾滄江斷裂帶 352地震學報21 卷( 1998) 用經(jīng)驗格林函數(shù)反褶積方法得到的結(jié)果大致相符. 震源機制的主要部分是雙力偶, 但也發(fā)現(xiàn)了非剪切分量. 最佳雙力偶解是: 節(jié)面I : 走向 313°傾角 71°滑動角 164° 節(jié)面 " : 48°75°20°. 標量地震矩為 614×1020 N ·m. 斷層為具有部分逆沖成份的右

35、旋走滑斷 層. 一般認為, 由主震后 24 小時或 48 小時內(nèi)發(fā)生的早期余震的空間分布, 可確定主震破 裂面的大小 (K isslinger, 1997). 從圖 6 可見, 余震清楚地呈北西2南東向分布. 圖 6 還展示 了斷層走向和本研究得到的斷層面解. 該結(jié)果可很好地用余震分布解釋, 這表明本研究得 到的結(jié)果是有說服力的. 根據(jù)這一結(jié)果和地質(zhì)構(gòu)造, 我們確認走向為 313°的節(jié)面為地震斷 層面. 這一解釋與圖 6 中的余震分布方向與斷層走向相符合. 這也與張之立, 王華強 (1993) , 俞維賢等 (1991) 的結(jié)果相一致. 主應力軸幾乎水平地位于南2北方向. 這也與林邦

36、 慧等 (1994)、馬淑田, 郝建國 (1997) 對這次地震和這一地區(qū)地震的研究結(jié)果相一致. 這些 結(jié)果表明, 這一地區(qū)的區(qū)域主應力方向主要受控于印度板塊與歐亞板塊的相互碰撞和擠 壓.筆者對中國數(shù)字地震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)管理中心的同事為本文提供資料以及涂毅敏、許向彤先 生對本研究所給予的幫助表示感謝. P. M ozaffari 對德黑蘭大學地球物理研究所和中國地 震局為此次學習研究提供機會表示謝意.參考文獻陳培善, 秦嘉政. 1991. 瀾滄2耿馬地震的破裂過程. 地震研究, 14 (2) : 95 103刁桂苓, 于利民, 李欽祖, 等. 1993. 瀾滄與大同地震序列破裂特征的差異. 地震地質(zhì)

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