1、震源機制解綜述1、引言 地震學是一門以觀測資料為基礎的研究地震的成因及其規律已成為地震預報的一種重 要手段， 它的發展奠定了地震預報的物理基礎。 地震震源和地震波傳播介質的各種參數在強 震前的變化早就被當作地震預測的地震學前兆指標， 隨著地震預測的深入研究， 以及我國“十 五”臺站數字化改造的完成，我們在進一步研究地震時空強分布特征的同時,加強對地震波的運動學和動力學特征的研究 ,從中提取震源，我們意識到加強對地震波的運動學和動力學 的研究， 從中提取震源信息， 對增強地震預測的物理基礎， 提高地震預測的水平是十分必要 的。地震是地球內部物質運動的結果， 這種運動反映在地殼上， 使得地殼產生破

2、裂， 促成了 斷層的生成、 發育和活動。 地震前后的地形變測量和地震波的觀測研究等結果確認， 天然構 造地震是地下巖層的突然錯動引起的。 發生錯動的巖層可稱為地震斷層。 斷層活動誘發了地 震，地震發生又促成了斷層的生成與發育， 因此地震與斷層有密切聯系。 地殼中的斷層密如 織網。實際地震斷層的幾何形狀可能很復雜， 但對多數地震， 特別是小地震， 作為初級近似， 總體上可將地震看成是沿一個平面斷層發生的突然錯動引起的。2、前人對震源機制解的研究歷程地震震源處地球介質的運動方式。 通常所說的震源機制是狹義的， 即專指研究構造地震 的機制而言。 構造地震的機制是震源處介質的破裂和錯動。 震源機制研究

3、的內容包括， 確定 地震斷層面的方位和巖體的錯動方向， 研究震源處巖體的破裂和運動特征， 以及這些特征和 震源所輻射的地震波之間的關系。 對地震震源的研究開始于 20 世紀初葉。 1910 年提出的彈 性回跳理論， 首次明確表述了地震斷層成因的概念。 在地震學的早期研究中， 人們就已注意 到P波到達時地面的初始振動有時是向上的，有時是向下的。20世紀的1020年代，許多地震學者在日本和歐洲的部分地區幾乎同時發現，同一次地震在不同地點的臺站記錄,所得的P波初動方向具有四象限分布。日本的中野廣最早提出了震源的單力偶力系，第一次把斷層的彈性回跳理論和 P波初動的四象限分布聯系起來。此后，本多弘吉又提

4、出雙力偶力系， 事實證明它比單力偶力系更接近實際。美國的拜爾利（PByerly）發展了最初的震源機制求解法,1938年第一次利用 P波初動求出完整的地震斷層面解。3、斷層及斷層面參數3.1 、斷層參數及分類地震斷層通常用斷層的走向 $ S傾角3和滑動角入三個參數來描述（圖 2.1 ）。按目前 國際上常用的描述方法，這些參數的定義是：走向$ S:斷層面與水平面交線的方向，但此交線有兩個方向，為唯一確定起見，按以 下原則確定其中之一為斷層的走向： 人沿走向看去， 斷層上盤在右。 走向用從正北順時針量 至走向方向的角度 $ S來表示，0ow $ S<360°o傾角3 :斷層面與水平面

5、的夾角。0o<3 w 90°o滑動角入：在斷層面上量度，從走向方向逆時針量至滑動方向的角度為正，順時針量至滑動方向的角度為負?；瑒臃较蛑笖鄬由媳P相對于下盤的運動方向。-180<入w 180°o（仰角:力軸與水平面的夾角（小于 90 度）方位角:力軸在水平面上的投影線與北方向之間的夾角傾向：節面的上表面的法線在水平面上的投影線與北方向之間的夾角，順時針量取。）走向$ S和傾角3是斷層的幾何參數，二者規定了斷層的產狀； 滑動角入是斷層的運動參數， 由這一參數的具體數值，即可描述斷層的各種運動類型（圖2.2）o3A0-9090 ISO180 -270270-36009

6、0180270右庶連逆沖斷展右馥正左鞭走正斷宗右旅逢滑斷層斷層有人用斷層的傾向代替走向，傾向指下盤斷層面向上的法線之水平投影的方向，傾向恒等于走向加90°。在地震學中，通常已較少用傾向描述地震斷層。右旋走滑（-180度、180度）按斷層節面滑動角判定圖2.1 斷層的參數表示圖2.2滑動角入取不同數值所描述的斷層類型3.2、斷層面上的錯動斷層滑動是時間和空間的函數，斷層面上的錯動主要是平行于斷層面的剪切位錯，描述這些錯動的參數如下：（1）地震矩：將地震看成斷層面上的突然位錯，則形成地震力矩，定義0M如下（2）地震能量：TE（3）應力降：(T ?（4）破裂速度：v3.3、震源模型震源機制

7、解（又稱地震機理）是 指震源區地震發生時的力學過程。鑒于地震機理的研究尚處于探索階段， 目前還屬于推斷性認識， 一般采用各 種震源模型進行解析，一種是點源模 型，另一種是非點源模型。前者根據 點源作用力的不同，又進一步劃分為 單力偶震源模型和雙力偶震源模型； 非點源模型也劃分為有限移動震源 模型和位錯震源模型兩種。以上震源 模型，在分析求解后，提供兩組力學參數，一組為斷層面走向、傾向和傾圖3一3震源坐標系x-y-z和觀測坐標系r-G"狀。根據我國境內150次地震震源機 制解，P波初動符號資料確定結果表 明，大多數主壓應力軸（P軸）和主 張應力軸都近水平（T軸），中等應力 軸近于直立。

8、地震學的震源理論證明，在均勻彈性介質中,若在一個小的平面斷層上發生一個突然的純剪切錯動,則會產生地震波角；另一組為最大主應力軸、最小主 應力軸和中等主應力軸的方位和產輻射，這樣的剪切錯動震源產生的遠場地震波與在震源處突然有一個雙力偶的作用產生的地 震波相同。即剪切元位錯震源與雙力偶點源在產生遠場地震波的意義上是等價的。因此，當可將震源近似看成點源時，雙力偶點源模型就成為描述發生了剪切錯動震源的常用模型。雙力偶由一對大小相等、方向相反的力偶組成，（圖2.3）是一種合力和合力矩都等于零的集中力系。這樣的力系作用于剛體時，不會產生任何運動效果，但在彈性體內部作用，則會使震源區介質產生突然的變形，從而

9、向外輻射地震波。4、震源機制解的測定利用雙力偶點源模型，根據地震波觀測（或地震前后的地形變測量資料等）求震源模型參數的結果，通常稱為震源機制解答，有人稱作地震的斷層面解。所根據的觀測資料可以是 P波的初動方向、S波位移的偏振方向、直達 P波和直達S波 振幅的比值大小，以及 P波和S波的波形資料等。雙力偶點源模型的獨立模型參數只有3個，例如可以是斷層面（P波兩個節面中的一個）的走向、傾角和滑動角（圖 2.1），也可以 是為確定“震源坐標架”x-y-z （圖2.3）相對于“地平坐標架”（例如可分別選為北、東、下三個方向）的空間方位所需要的三zyx-個角度值。求解的基本方法是先假定震源模型參數，計算

10、出在給定地球地震波速度結構時，該震源模型在各觀測臺站所產生的地震波特征，然后與各個臺站的實際觀測地震波資料進行對比， 二者擬合最好的模型參數就作為震源機制的解答。求解過程可以運用反演的數學方法來實現，即選定一種使各個臺站的計算結果與觀測結果互相擬合的準則，然后使隨模型參數變化而變化的準則函數（或目標函數）最優化，即使其最小或最大，而解出模型參數來。4.1P波初動方向法求震源機制解答最簡單的方法是根據P波初動方向的觀測資料來求解。圖4 臺站色的觀測量要歸算到震源球面上相應的位置S,上去地表垂直向地震儀記錄的初至P波的振動方向，有的向上，即壓縮波，記為正號，有的向下，即拉伸波，記為負號。由于介質速

11、度結構的影響，從震源發出的P波一般不是沿直線到達每個臺站 Si（i=1,2”）的，如圖3.1所示意表達的。求震源機制解時，需根據已知的速 度結構推算出到達每個臺站Si的P波從震源處是沿什么方位Si'發出的，即需要將臺站Si的記錄標在震源球面的相應位置Si'上去。震源球面是包圍震源的一個球面S,要求球面內的射線不再發生任何彎曲。若將每個臺站Si所記錄到的P波初動方向都標在震源球面上的相應位置Si'上去后，人們發現，對于天然構造地震，只要記錄足夠多，并且Si'在球面上的分布范圍足夠廣，則可以找到過球面中心的兩個互相垂直的平面，將震源球面上的正、負號分成4個象限，這兩

12、個平面就是上述的雙力偶震源的兩個節平面。找到兩個節平面的空間位置后，震源坐標架的x、y、z軸和P、T軸的空間方位也就知道了。上述求解過程可以通過計算機來實現。ps S圖4.2 雙力偶點源沿正x方向移動速度為S波速度的一半時,力偶平面內P波和5波的囑就花樣兩個節面中有一個是斷層面， 但僅根據p波初動方向記錄無法確定哪一個是斷層面，還必須根據其他資料，例如現場地質考察資料、余震的空間分布、地震波輻射輻射花樣的不對 稱性（圖3.2）和地震波輻射的多普勒效應等，來從兩個節面中分析判定實際的斷層面，這 種判定一般只對大地震才能實現。4.2P波和S波振幅比方法利用P波初動方向記錄反演震源機制解雖簡單易行，

13、但也有缺陷。為能將地震波節平面的空間位置約束住， 最好要有緊靠節面位置的初動符號觀測數據，然而，由于P波輻射花樣的固有特征，愈靠近節面，P波愈弱，初動方向愈不易辨認。再有，由于地表臺站布局的限 制，觀測數據點在震源球面上的覆蓋范圍經常難以令人滿意，當在震源球面上某位置有零散的初動方向數據時，它只能告訴你該點應處在P波的正象限或負象限，但不能獲得節面與此觀測點間的角距離有多大的信息（震源球面上某點觀測到的波的振幅大小或波形資料，則含有節面離該點角距離有多遠的信息），因而零散分布的初動方向數據對解答起不了多大的約 束作用。此外，經常有矛盾的P波初動方向讀數。上述這些因素常引起解答的不確定性。為解決

14、這些問題，對于較大的遠地震，目前多利用在不同方位且具有不同震中距的臺站 上獲得的地震波形記錄來反演震源機制解。對地方性的中小地震，有人提出利用從震源向上射出的直達卩波（Pg）和直達S波（Sg引起的地動位移振幅比求解震源機制的方法5-7。由（2.1）（2.3）式可見，利用直達P波（）和 是利用它們的輻射花樣的比值來求解震源機制參數。 單種波的輻射花樣要強烈得多。在力偶平面內（圖 此意義來說，只要有正確的直達波的觀測振幅比，SV波（）或SH（）的振幅ru 0 u $ u比，實際 振幅比的輻射花樣隨空間方位的變化比 3.2）振幅比的輻射花樣呈8瓣分布。從 且觀測值歸算到震源球面上后的位置是正（但是，

15、振幅比的測量誤差和射線確的話，振幅比觀測對震源機制參數有較強的約束能力。在震源球面上出頭點位置的誤差也容易引起地震節面解的大誤差。）此外，對于近震，可近似認為儀器對直達P波和S波的頻率響應是相同的，求振幅比時可以消去儀器影響。但在實用中，也存在一些困難。 主要困難是直達S波的識別和結構影響的校正。求震源機制解的理論模型分析的皆是直達P波和直達S波的振幅比，對于近震，確定初至S波振幅常常比較困難，特別要使用垂直向的SV波初動振幅時5,6，測量更困難些。觀測量是地動位移，為求震源機制解需要將地動位移的振幅比校正為入射波位移的振幅比。例如，Kisslinger等（1981）的程序5，用的是地方地震的

16、P波和SV波垂直向地動位移的振幅比（USV/UP）Z由于地震較近，用的是上行直達波引起的地動位移，回避了地殼內結構 對波的影響，只考慮了自由表面的作用。若令垂直向地動位移振幅比（USV/UP）Z與入射波垂直向位移振幅比（uSV/uP）Z的比值為G,圖（2.7）給出了G隨入射波入射角的變化曲線。觀測 的振幅比需除以G后才能得到入射波的振幅比。由圖（2.7）可見，當入射波的入射角為30多度時，G值變化劇烈，很難從觀測的振幅比求出穩定的入射波振幅比。因為大約35°多的角度是SV波入射的臨界角（大于此角度后，入射SV在自由面上反射的P波出射角變為90°,質點呈橢圓振動，振幅隨深度衰

17、減），反射P波有相移，由入射 SV反射SV和反射P波三者合成的地表位移振動變得比較復雜。梁尚鴻等（1984）6的程序用的觀測量也是垂直向直達SV和 P波地動位移振幅比，他們用計算層狀介質理論地震圖的辦法來考慮介質結構的影響， 其中也包含自由表面的影響。需要選擇符合實際的層狀結構才能有效消除結構的影響，否則模型結構的誤差會影響機制參數的正確測定。當只用振幅比的大?。ㄕ穹鹊慕^對值）測定震源機制解時5,6，只能求出兩個地震節面的空間位置，而不能確定可能斷層面的運動特性（旋性），或不能確定P波的壓縮和膨脹的象限，也即不能確定P、T軸的具體方位。為確定后者，還必須至少要知道一個P波初動方向的可靠讀數。

18、如果程序中考慮了觀測P波和S波的初動方向對振幅比取正負值的影響了， 則可以求出完整的震源機制參數來。圖4.3自由面對垂直向地動位移振幅比的影響因子隨直達波入射角的變化。U代表地表位移，u代表入射波位移。有人發展只用垂直向 SV和P的振幅比測定震源機制的方法5,6，最初是因為單分向的垂直向記錄最易得到。如果能獲得三分向記錄，使用直達SH和P波的振幅比求解震源機制7將會減少結構和自由面對結果的影響，因為結構界面對SH波的影響簡單，而 SH入射到自由面時，不產生其它轉換波， 地動位移振幅就簡單地是入射波位移振幅的2倍。如果使用地動速度的數字記錄，而理論分析是用地動位移的振幅比，最好要將速度記錄積分成

19、地動位移再求地動位移振幅比，因為一般情況下，地動速度振幅比不一定等于地動位移振幅比。4.3其他方法震源輻射地震波的許多特征都可以用來測定震源機制，例如，利用直達P波或S波振幅的大小8，或在頻率域分析直達 P波或S波振幅譜的低頻幅值9。利用數字地震記錄，這 些量可以觀測得比用筆繪記錄更準確些。對于中小地震，利用近距離臺站時，對觀測振幅或振幅譜一般只需作相對簡單的自由面、幾何擴散和衰減的校正，而不別作復雜的理論地震圖的計算。4.4震源機制參數的表達震源機制解答通常是通過給出震源參數和用圖示來表達。作為一例，表3.1給出2001年11月14日中國昆侖山 MS8.1地震的震源機制解的參數表達（哈佛大學

20、測定）。力軸的方位（Az）從正北順時針量度，傾角（PL）為力軸從水平面向下傾的角度。表中的 12個參數 中，只有3個是獨立的，根據其中的任意3個，例如節面I或節面H的 3個參數，或是 P軸的2個參數加T軸的一個參數等，可以計算出其他參數來。5個力軸的空間位置用方位角和仰角兩個參數來表示：仰角：力軸與水平面的夾角（小于 90度）方位角：力軸在水平面上的投影線與北方向之間的夾角表4.12001年11月14日中國昆侖山Mg&l地震的震鴻機制解答書面1P申T鈾N軸4* s6X嘰5XAzPLAZPLAz PL96°54°-7D190° 84°144口59&

21、#176; 29°318°20°19S°54°s向：§ 一傾角，入一灣動角；Az方位角，PL傾角* °將震源球面上表示的數據和震源機制解結果用圖示法表達出來時，需要借助于某種將球面上的點與平面上的點一一對應起來的投影法。常用的有烏爾夫網投影和施密特網投影法。 二方法的投影平面通常皆是震源球面過球心的水平大圓面（也可以是其它過球心的某個大圓面）（圖3.4a）,投影點為與大圓面相對的極點。一般只用半個球面的投影，震源機制解通常用下半震源球面的投影，這時投影點為震源球面的上極點z。若某射線P穿過下半震源球面的Q點到達臺站，則其在投

22、影圖上的投影點為Q'。如果某射線從震源向上發出，穿過震源球面上的R點到達臺站 St （圖3.4a）,可將射線經震源 O向反方向延伸至震源球面上 R的對 庶點R1,用R1在投影平面上的投影 R1 '來代R的投影。從雙力偶點源地震波輻射的空間 對稱性考慮，這樣做是可以的。投觀胡（c）痞爾史悶喪規EM圖4.4震源球面及其投影網。球面上的Q點的空間方位是由過該點矢徑的方位角Az和離源角ih確定的，Q在投影網上的投影點Q '的位置也是通過這兩個角度來確定的(圖 2.8b)，Az從網的正北標記順時針 量(0360° ),與ih對應的線段OQ'的長度d根據投影規則定。 對烏爾夫投影，如圖2.8c 所示，將大圓的半徑長度看成為1,d = tan(ih/2)3;對施密特投影，該長度應為d=Sin(ih/2)4。烏爾夫投影是一種等角投影，球面上曲2線的交角投影到平面上后保持不變，球面上的圓投影到平面上后仍是一個圓。該投影關系簡單，但在表示球面上的圖形時，網心部分常過于集中，邊緣部分則較