由矩张量反演得到的北部湾地震的震源机制_周荣茂

震矩等信息 .
用地震矩张量表示震源 , 不需要对震源的类型做先验的假定 , 它是在最广泛的意义上
来表示震源性质的 . 在观测得到的地震图中包含有震源、 传播路径和仪器响应的信息 . 用
矩张量表示震源的特性时 , 就能把震源效应和传播路径的效应分开 , 而将资料 (记录到的
地面运动 )、 震源和传播路径三者之间的关系归结为一种线性关系 . 也就是说 , 矩张量的引
震 级
MS
mb
6. 0
5. 3
6. 1
5. 2
1980年以来在两次地震震中 50 km范围内仅发生过 12次地震 (吴时平等 , 1996) , 最 大一次是 1984年 8月 17日的 M L= 3. 3地震 ( 20°52′N, 109°32′E) . 1991年 6月以来 , 再 未记录到该地区的地震活动 . 1994年 12月 31日 M S= 6. 0地震前未记录到前震 , 然而 , 自 M S= 6. 0地震后 , 该地区地震活动明显加强 . 至 1995年 6月 1日止 , 粤桂琼区域地震台网 共记录到北部湾地震序列 379次 . 其中 , ML≤ 1. 9地震 104次、 ML = 2. 0～ 2. 9地震 232
用相对简单的地层模型模拟真实的地下介质结

构 , 从而得到比较好的关于震源的反演结果 .
图 2 北部湾地区附近的构造图和历史 地震震中分布图 . 实心圆为 1900年后 MS≥ 6. 0地震震中 (包括北部湾地震 ) ,
空心圆为 1900年前 M S≥ 6. 0地震 震中 , 实心三角形为 CDSN 台 站
地震编号
1 2
日 期 年 -月 -日 1994-12-31 1995-01-10
表 1 北部湾地震的震源参数
发震时间 时: 分: 秒 10: 57: 18. 1 18: 09: 49. 1
震中位置
hN /(°)
λE / (°)
20. 52
109. 32
20. 43
109. 38
震源深度 /km
20 27
第 21卷 第 6期 1999年 11月 ( 561～ 569)
地 震 学 报 ACT A SEISMOLOGICA SIN ICA
V ol. 21, N o. 6 N ov. , 1999
由矩张量反演得到的北部湾 地震的震源机制
周荣茂 陈运泰 吴忠良
(中国北京 100081 中国地震局地球物理研究所 )
30. 28
109. 50
25. 15
102. 75
19. 03
109. 84
31. 03
121. 19
43. 81
87. 70
29. 70
91. 12
44. 62
129. 59
40. 04
116. 18
34. 04
108. 92
49. 27
119. 74
海拔高程 /m
1 560 487
1 952 230 10 901
域 . 地 震学家将矩张量 反演广泛地运 用于不同的观 测资料 , 如简正振型 资料 ( Gilbert , Dziewonski, 1975)、 面波资料 ( McCowan, 1976; Mendiguren, 1977; Aki , Pat ton, 1978;
Kanamori , Given, 1981; Romanow icz, 1982; Lay et al . , 1982)、 体波资料 ( Stum p, John-
6维矩阵 , M是由 6个矩张量元素 M 11 , M 12 , M13 , M22 , M 23和 M33组成的矩阵 ; 在频率域 ,
U 是由位移谱的实部和虚部 2N 个元素组成的矢量 , G 是 2N× 12维矩阵 , M是由矩张量
6期 周荣茂等: 由矩 张量反演得到的北部 湾地震的震源机制 56 3
表 2 中国数字地震台 网 ( CDSN )台站的地理位置和有关参数
台站
兰州 恩施 昆明 琼中 佘山 乌鲁木齐 拉萨 牡丹江 北京 西安 海拉尔
代码
LZH EN H KM I QIZ SSE WM Q LSA M DJ B JI X AN HIA
台站坐标
hN / (°) 36. 09
λE / (°) 103. 84
摘要 1994年 12月 31日 和 1995年 1月 10日 , 在北 部湾海域 发生了 MS= 6. 0和 MS= 6. 1 地震 . 运 用广义反射 -透射系数矩阵方法计算格林 函数 , 利用中国数 字地震台 网 ( CD SN )记录 的两次地震的长周期 体波资料 , 用频率域矩张量反 演方法得到了这两次 地震的震源机制 . 反 演结果表明 , 这两次地 震都是以剪切位错 为主的事件 , 它们都是在相 同的构造 环境下 , 受到 同一断裂的 构造运动所控制 , 在北西 -南东向为 主压应力、 北东 -南西向的主 张应力的作 用下 发生的 . 连续发生的 M S= 6. 0, 6. 1地 震 , 与菲律 宾海板块和欧亚板 块沿近北西 -南 东向碰撞 有关 . M S= 6. 0地震发生后 震源区应力 场发生了 明显的变化 , MS= 6. 1地 震的发生与 MS= 6. 0地震的发生引起的应力场调整有一定的联系 .
吴时平等 ( 1996)认为 , 北部湾 MS= 6. 0, 6. 1地震序列属双主震序列 , 这与粤桂琼交 界地区的中等强度的地震多为双主震型特点相吻合 . 例如 , 北部湾海域 1988年 11月 5日 和 11月 10日分别在 20°29′N、 108°10′E和 21°17′N、 108°25′E发生两次中等强度的地震 , 其震级分别为 MS= 4. 8和 5. 0.
3 789 250 43 630 610
* 表示该台站没有记录到这两次地震
备注
* * *
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图 1 北部湾两次地震的震中位置 (图中实心圆 )和中国数字地震 台网 的台站图中实心三角形分布 . 粗方框中 的区域为图 2所示的区域 .
关键词 矩张量反演 震源机制 北部湾地震 应力场
引言
1994年 12月 31日和 1995年 1月 10日 , 琼州海峡以西的北部湾海域发生了两次 6级 以上地震 (图 1, 2) . 这两次地震的震源参数如表 1所示 . 两次地震发生的时间相隔 10天 , 震中位置相近 . 这是该地区自有历史地震记载以来 , 在北部湾海域发生的最强烈的地震活 动.
地震科学联合基金重点资助项目 ( 95-07-411) . 中国地震局地球物理研究所论著 99 AC1034. 1998-11-23收到初稿 , 1999-05-31收到修改稿并决定采用 .
5 62 地 震 学 报 21卷
次、 M L= 3. 0～ 3. 9地震 34次、 ML= 4. 0～ 4. 9地震 4次、 M L= 5. 0～ 5. 9地震 3次、 M L= 6. 0～ 6. 9地震 2次 .
2 资料及其预处理
中国数字地震台网 ( CDSN)现由 11个台组成 , 各台的有关参数如表 2所示 . 图 1给出 了北部湾两次地震的震中位置和中国数字地震台网的台站分布 . 图 2为北部湾地区附近的 构造和历史地震分布图 . 北京台、 西安台和海拉尔台没有记录到这两次地震 , 兰州台的仪 器响应问题尚待解决 . 因此本研究在反演中只用了其余 7个台的波形资料 .
son, 1977; Ward, 1980; Fit ch et al . , 1981; Dziewo nski et al. , 1981) 和 近 震 源 资 料
( Stum p, Johnson, 1984; 倪江川等 , 1991; 吴忠良等 , 1994; 陈运泰等 , 1999) , 以提取描述 震源破裂过程的震源时间函数、 确定描述震源机制的地震矩张量和量度地震强度的标量地
中国数字地震台网 ( CDSN)的记录资料分为短
周期 ( 40 sps)、 中周期 ( 20 sps)和长周期 ( 1 sps)
等 . 鉴于中、 短周期的记录对于震源和接收台
站附近介质的局部构造比较敏感 , 本研究采用
CDSN记录的长周期资料 , 这样既可以减少路
径效应中不确定因素造成的影响 , 同时又可以
进 , 可以使确定震源参数的问题线性化 . 如果已知震源位置和地球介质的结构 , 由给定的
矩张量就可以正演出位移场的分布 ; 反之 , 如果已知震源位置和相应的介质结构的格林函
数 , 则由记录资料就可线性地反演出地震矩张量 . 地震矩张量反演的基本方程为
U = GM
( 1)
在时间域 , U是由观测到的地面运动组成的 N 维矢量 , G 为由格林函数各分量组成的 N×
北部湾 MS= 6. 0和 MS= 6. 1地震发生在四会— 吴川断裂带向北部湾延伸段的西北侧 , 震中区位于北部湾盆地东南角的乌石凹陷内 . 北部湾盆地是南海北部大陆架西部的一个以 新生代沉积为主的盆地 . 由一系列长轴方向为北东东 -南西西向的半地堑平行排列而成 , 地 堑最大沉积深度达 8 000 m. 在印支晚期和燕山期 , 由于南海的扩张和四会— 吴川等断裂 活动的加剧 , 晚白垩世至早第三纪断陷成盆地并经历多期张裂 , 在晚第三纪整个盆地进入 裂后热沉降 . 盆地由一系列断裂控制 , 其构造以断裂活动为主 . 然而由于缺少中强地震震 源参数的反演结果 , 对该地区的构造应力场并不十分清楚 . 这两次地震的发生为研究这一 地区的构造应力场提供了一次良好的机会 .
的实部和虚部 12个元素组成的矢量 . 很明显 , 当 N= 6时 , 线性方程组 ( 1)有定解 ; 当 N < 6时 , 式 ( 1)为欠定方程组 ; 而当 N > 6时 , 式 ( 1)为超定方程组 . 我们可以用最小二乘法求 解 M. 1. 2 格林函数的计算
作为地震矩张量反演中不可缺少的一部分 , 格林函数计算结果的好坏在很大程度上影 响反演结果的可靠性 . 本研究用分层均匀介质来模拟实际介质 . 分层均匀介质中的理论地 震图的合成已有很多方法 ( Aki, Richards, 1980) , 而且近 20年来发展很迅速 . 这些方法可 以分为两类 , 一类是基于 Laplace变换的 Cagniard-de Hoop方法 , 即广义射线法 ( Helmberger, 1968) . 这类方法适用于计算水平分层或近似水平分层介质模型情况下的远场、 中低频 的某些特定震相 . 对于层数较多或近场高频情况 , 由于转换波的存在和多次反射、 折射作 用 , 计算量将大大增加 , 使合成完全响应的理论地震图比较困难 ; 另一类是基于 Fourier变 换的波数积分方法 . 这类方法可较为方便地合成多层介质完全响应的理论地震图 , 对近 场、 远场未加严格限制 . 因此 , 近年来 , 许多研究人员都致力于这种方法的改进和完善 , 如 广义反射透射系数矩阵方法 ( Kennet t, Kerry , 1979; Kennett , 1980, 1983)、 离散波数积分 法 ( Bouchon, 1981)、 广义反射透射系数法结合离散波数法 ( Yao, Harkrider, 1983) , 等等 . 我们所用的 Kennett 的广义反射透射系数矩阵方法 , 是一种合成地震图的基本方法 . Kennet t 的广义反射透射系数矩阵方法用矩张量来表示震源 , 即通过输入矩张量各个分量的方 式输入震源参数 , 可以用来处理任意类型的震源 (如位错源和爆炸源 ) . 该方法具有可灵活 地选择求得与矩张量多个分量对应的格林函数、 便于合成一般震源的理论地震图及反演地 震矩张量的优点 .
本研究利用中国数字地震台网 ( CDSN )长周期资料 , 反演了北部湾地震的矩张量 , 以 探明地震的发震构造 , 并进一步探讨这两次地震的成因 .
1 方法
1. 1 地震矩张量反演
在震源物理研究领域中 , 由 Gilbert( 1970)引入的地震矩张量已成为近 30年来描述震
源的一个重要的物理量 . 地震矩张量反演现已成为震源研究中一个重要的、 相当活跃的领