地震矩张量反演在地震观测报告中的应用

地震矩张量反演在地震观测报告中的应用 1999 年 8 月A ug 1999 OB SERV A T ION A N D R E SEA R CH 地震矩张量反演在地震观测报告中的应用 刘瑞丰陈培善任克新党京平李保昆 ()中国北京 100081 中国地震局地球物理研究所 (摘要 针对我国地震工作的实际需要, 从 1995 年起, 《中国地震台网 目录 工贸企业有限空间作业目录特种设备作业人员作业种类与目录特种设备作业人员目录1类医疗器械目录高值医用耗材参考目录 和地震矩张量解》原 ) (() ) 《中国地震台网观测报告》刊登了国内较大地震 ?515和全球大震 ?610的地震矩张 M S M S 量解和震源机制解。同时在《中国地震年报》上也刊登国内及邻区较大地震的地震矩张量解和 震源机制解。 为了方便用户使用, 本文对有关参数进行了说明。 关键词 地震矩张量; 震源机制; 地震观测报告 引言 随着对地球介质结构研究的不断深入, 计算理论地震图能力的提高以及宽频带、 大动 态数字地震记录的大量应用, 最近几年地震矩张量反演的研究工作得到了迅速的发展。 80 年代以来, 有些 方法 快递客服问题件处理详细方法山木方法pdf计算方法pdf华与华方法下载八字理论方法下载 已可以快速地确定中强地震的地震矩张量和震源的其他动力学参数, () () () 如: 哈佛大学 , , 1981, 美国地质调查局 的美国地震信息 H RV D ziew o n sk ie t a lU SGS () () 中心 , , 1982把中强地震的地震矩张量, 断层面解, , , 轴的倾 N E IC S ip k in S A P T N 角、 方位角, 标量地震矩等参数, 同地震的时空强参数一起, 作为地震的基本参数在地震 报告中列出。 对于 6 级以上地震, 大约在震后两个多小时就可以作出结果, 并快速地把测 定的结果通过 2方式发往世界各地。E m a il () 在我国, 由中美合作的中国数字化地震台网 从 80 年代初开始筹建, 现在已正 CD SN ()常运行了 10 多年 周公威, 1997。许多研究者利用 资料进行了测定地震矩张量的研 CD SN (究工作 陈运泰, 1990, 1994; 倪江川, 1991; 方韶东, 1993; 姚振兴, 1994; 许力生, 1997; ) 刘瑞丰, 1995, 1997, 1999, 并且取得了很大的进展。但是在我国的地震观测报告中却没 ( ) (有 象 美 国 的 和 英 国 的 PD E P re lim in a ry D e te rm in a t io n o f Ep icen te r sB ISC B u lle t in o f ) 在我等地震观测报告那样给出较大地震的震源机制解, In te rn a t io n a l Se ism o lo g ica l C en te r 国地震矩张量反演工作急待从研究工作向常规处理阶段转化。 经 中国地震局监测预报司批准, 从 1995 年起《中国地震台网目录和地震矩张量解》 () ) () (原《中国地震台网观测报告》刊登国内较大地震 ?515和全球大震 ?610的地震矩 M M 张量解和断层面解。 同时在《中国地震年报》上也刊登国内及临区较大地震的地震矩张量 中国地震局地球物理研究所论著编号 99A C 2046 本文收到日期: 1999203231 ( ) 解和震源机制解。国内地震的测定结果主要由中国地震局地球物理研究所 IGC SB 提供, () () 为方便用户使用, 也列出了美国地震信息中心 出版的地震观测报告 的结果。 N E IC PD E 对于国外的大地震直接引用 的结果。 本文对有关参数做一说明, 供用户参考。PD E 1 报告的震源机制解PD E 1995 年 7 月 11 日,在我国云南省发生了=美国 地震报告列出的 M S 712 地震, PD E 和 的地震矩张量解如下, 我们对此解的含义作一些解释。N E IC H RV ()07 11 21 46 39178 211966 991196 1215 N E km N E IC ()()611 140 . 711 68 . m b o b s M sz o b s : 2FA U L T PL A N E SOL U T ION P W ave s 7 N P 1: S t r ik e= 238 D ip = 88 S lip = N P 2: S t r ik e= 148 D ip = 83 S lip = 178 :P r inc ip a l A xe s () = 6 A zm = 103 T P lg () =4 13 P P lg A zm = Comm en t: T h e fo ca l m ech an ism is w e ll co n t ro lled and 2co r re spo nd s to st r ik eslip fau lt ing w ith a . sm a ll reve r se com po nen tT h e p refe r red fau lt .p lane is no t de te rm ined RA D IA T ED EN ER GY . : 13 . N oo f staFo ca l m echF 111+ 0133 103 3 15 E ne rgy N m M OM EN T T EN SO R SOL U T ION 13 . : 26D ep N oo f sta P r inc ip a l axe s: 103 3 19 Sca le N m () = 3 104 1151 T V a lP lg= A zm = () = 0114= 80 = 214 N V a l P lgA zm () =10 =14 = - 1166P lg A zm P V a l : = 1163 103 3 19B e st D o ub le Co up leM o 176 N P 1: S t r ik e= 149 D ip = 81 S lip = - 9 59 N P 2: S t r ik e= D ip = 86 S lip = - (), C EN T RO ID M OM EN T T EN SO R H RV : D a ta U sedGSN . . . : 57, 144. . : 56, 139LPBSC M W SC :C en t ro id L o ca t io n O r ig in T im e 21: 46: 5017 011 211890101 991220101 L a t N L o n E 1510 2166D ep F IX H a lfdu ra t io n :P r inc ip a l axe s 103 3 19 Sca le N m () = 1196 4 P lg= T V a lA zm = 285 = () 0110 85 136 P lg= - A zm = N V a l () =3 = - 1186P lg A zm = 15 P V a l : = 1193 103 3 19 B e st D o ub le Co up leM o 1 N P 1: S t r ik e= 60 D ip = 85 S lip = N P 2: S t r ik e= 330 D ip = 89 S lip = 175 111 的矩心矩张量 HRV ( ) 从 1981 年开始,哈佛大学的 等人 1981利用长周期体波和地幔波进行矩 D ziew o n sk i ( () 张量 反 演 测 定 震 源 参 数 解, 还 进 行 了 非 球 结 构 模 型 8校 正 和 ƒ48 SH U L D ziew o n sk i ) 。, 1991W oo dw a rd () 1使用的资料。 目前所用是 、和 ƒ台站的资料, 跟在 和GD SN GSN IDA IR IS L P B () () 当地后面的数分别表示对于长周期和地幔波记录的台站个数 和记录总条数 , M W SC 18 震矩大于 5×10〃时, 常需要用地幔波进行反演。N m ( ) 2矩心位臵。震源参数是在 PD E 报告中的测定参数的基础上加以扰动而得到的, 各 自参数的后面都给出了标准差。 在反演时如果给出的参数没有扰动,就用 表示;如果 F IX ()深度固定并与用宽频带体波波形测得的结果相一致, 则用 表示 , 1989。对 BD Y E k st rom 于深度不确定的浅震, 所给出的深度值都是 15 , 以改进解的稳定性。而在 1981 年到 1985km 年之间,深度都是 10 。 km () 3主应力轴。 在地震矩张量迹为零的约束条件下, 把地震矩张量旋转到主轴坐标系 () 下, 解的主要部分是双力偶成份。最大的正本征值对应于张应力轴 , 较小的中间本征值 T () ()对 应于零轴 , 最小的负本征值对应于压应力轴 。 是它们的倾角, 是方位N P PL G A zm 角。 ( ) 4最佳双力偶。如果 轴的本征值是 , 轴的本征值是- , 则标量地震矩为T Ρ1 P Ρ2 M 0 ( )+ Ρ Ρ1 2 () () , 断层的第一节平面 1和第二节平面 2的走向、倾角和滑动角是从 = , N P N P P T2 () , 和 轴的方向计算出来的。余下的就是线性矢量偶极 在多数情况下, 线性矢量偶 N L V D 极很小。 虽然这样的分解不唯一, 但这种典型分解方式在双力偶约束条件下, 是估计非线 () () () 性 初试解的最好形式。 两个节平面的走向 , 倾角 和滑动角 的定义利用S t r ik eD ip S lip () 了 和 的约定, 在该书中分别用符号 , , 1980表示。 A k i R ich a rd s > 是地震矩张量的 3 个本征值, , , 是相应的本征向量, Ρ1 Ρ2 Ρ3 tbp 下地震矩张量可分解为 Ρ 0 0 11 0 0 1 0 0 1 0 0 0 M S + S = 0 1 0 0 2 0 0 0 0 Ρ0+ 0 pc2 0 Ρ0 0 1 0 0 1 0 0 1 30 其中是最佳双力偶标量地震矩 是各同性部分的相对强度, 是补偿线性向量偶极M 0 S p S c () 的相对强度。CL V D 1 )(M 0 = Ρ1 - Ρ3 2 1 )(S = + Ρ+ Ρ p Ρ1 2 3 3M 0 1 )(S = c 2Ρ2 - Ρ1 - Ρ3 6M 0 () 一个标量上两个式子表明, 地震矩张量可以分解为一个强度为 Ρ1 + Ρ2 + Ρ3 ƒ3 的膨胀中心, () () 地震矩为 Ρ1 - Ρ3 ƒ2 的无矩双力偶和一个强度为 2Ρ2 - Ρ1 - Ρ3 ƒ6 的线性向量偶极。 参考文献 陈运泰, 赵明, 李旭, 许力生. 1994. 青海共和地震震源过程的复杂性. 见: 中国固体地球物理学进展, 海洋出版社, 287, 304 方韶东, 陈培善. 1993. 用地震波形资料反演中国大陆六个中强地震的矩张量和震源机制. 地震学报, 15 () 3: 261, 267 刘瑞丰,党京平, 方韶东, 陈培善. 1997. 用广义射线理论线性反演一般地震点源的地震矩张量. 地震学 () 报,19 2: 202, 207 刘瑞丰,陈运泰, 周公威, 涂毅敏, 陈培善. 1999. 地震矩张量反演在地震快速反应中的应用. 地震学报, () 21 2: 115, 123 () 刘瑞丰, 李鸿吉, 陈培善, 党京平. 1995. 大同地震序列的震源机制解. 地震地磁观测与研究, 16 2: 30, 35 () 倪江川, 陈运泰, 陈祥熊. 1991.地震矩张量及其反演. 地震地磁观测与研究, 12 5: 1, 17 束 沛镒, 李幼铭, 铁安, 姚振兴.1983. 利用远震 波波形反演渤海地震的震源参数. 地球物理学报, 26P () 1: 30, 37 姚振兴, 郑天愉, 温联星. 1994.地球物理学报, 37用 P 波波形资料反演中强地震地震矩张量的方法. () 1: 36, 45 许力生, 陈运泰, . 1997.1996 年 2 月 3 日云南丽江M = 713 地震震源过程的时空复杂性, 见:S F a stho ffS 中国地震学研究进展—— 庆祝谢毓寿八十寿辰. 地震出版社, 91, 105 周公威, 陈运泰, 吴忠良. 1997. 中国数字地震台网的数据在中国地震学中的应用. 地震地磁观测与研究, () 18 5: 68, 79 , 1980. : , ,A k i K and R ich a rd s P GQ uan ta t ive Se ism o lo gyT h eo ry and M e tho d sW H F reem an San F ranc isco 1, 557 , 1996. : Bo a tw r igh t J and C ho y G L T e le se ism ic e st im a te r s o f th e ene rgy rad ia ted by sh a llow ea r th quak e s , 91, 2095, 2112Jo u rna l o f Geop h y sica l R e sea rch , 1996. C ho y C L and Co rm ie r V F D irec t m ea su rem en t o f th e m an t le a t tenua t io n op e ra to r f rom b ro adband : , 91, 7326, 7342P and S w avefo rm sJo u rna l o f Geop h y sica l R e sea rch , , 1981. 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