震源机制综述

2、前人对震源机制解的研究历程
地震震源处地球介质的运动方式。通常所说的震源机制是狭义的，即专指研究 构造地震的机制而言。构造地震的机制是震源处介质的破裂和错动。震源机制研 究的内容包括，确定地震断层面的方位和岩体的错动方向，研究震源处岩体的破 裂和运动特征，以及这些特征和震源所辐射的地震波之间的关系。对地震震源的 研究开始于 20 世纪初叶。1910 年提出的弹性回跳理论，首次明确表述了地震断层 成因的概念。在地震学的早期研究中，人们就已注意到 P 波到达时地面的初始振 动有时是向上的,有时是向下的。20 世纪的 10～20 年代，许多地震学者在日本和 欧洲的部分地区几乎同时发现，同一次地震在不同地点的台站记录,所得的 P 波初 动方向具有四象限分布。日本的中野广最早提出了震源的单力偶力系，第一次把 断层的弹性回跳理论和 P 波初动的四象限分布联系起来。此后，本多弘吉又提出 双力偶力系，事实证明它比单力偶力系更接近实际。美国的拜尔利(P.Byerly)发 展了最初的震源机制求解法,1938 年第一次利用 P 波初动求出完整的地震断层面
图 4.2
双力偶点源沿正 x 方向移动速度为Ｓ波速度的一半时， 力偶平面内Ｐ波和Ｓ波的辐射花样
两个节面中有一个是断层面， 但仅根据 P 波初动方向记录无法确定哪一个是断 层面，还必须根据其他资料，例如现场地质考察资料、余震的空间分布、地震波 辐射辐射花样的不对称性（图 3.2）和地震波辐射的多普勒效应等，来从两个节面 中分析判定实际的断层面，这种判定一般只对大地震才能实现。 4.2 P 波和Ｓ波振幅比方法 利用Ｐ波初动方向记录反演震源机制解虽简单易行，但也有缺陷。为能将地震 波节平面的空间位置约束住，最好要有紧靠节面位置的初动符号观测数据，然而，
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按断层节ห้องสมุดไป่ตู้滑动角判定
图 2.1
断层的参数表示
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图 2.2 3.2、断层面上的错动
滑动角λ取不同数值所描述的断层类型
断层滑动是时间和空间的函数，断层面上的错动主要是平行于断层面的剪切 位错，描述这些错动的参数如下： （1）地震矩 M 0 ：将地震看成断层面上的突然位错，则形成地震力矩，定义 如下 （2）地震能量 ET ： （3）应力降 ∆σ ： （4）破裂速度 v ： 3.3、震源模型 震源机制解（又称地震机理）是指震源区 地震发生时的力学过程。 鉴于地震机理的研究 尚处于探索阶段，目前还属于推断性认识， 一 般采用各种震源模型进行解析， 一种是点源模 型，另一种是非点源模型。前者根据点源作用 力的不同， 又进一步划分为单力偶震源模型和 双力偶震源模型； 非点源模型也划分为有限移 动震源模型和位错震源模型两种。 以上震源模 型，在分析求解后，提供两组力学参数，一组 为断层面走向、倾向和倾角；另一组为最大主
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任何运动效果，但在弹性体内部作用，则会使震源区介质产生突然的变形，从而 向外辐射地震波。
4、 震源机制解的测定
利用双力偶点源模型，根据地震波观测（或地震前后的地形变测量资料等）求 震源模型参数的结果，通常称为震源机制解答，有人称作地震的断层面解。 所根据的观测资料可以是 P 波的初动方向、S 波位移的偏振方向、直达 P 波和 直达 S 波振幅的比值大小，以及 P 波和 S 波的波形资料等。双力偶点源模型的独 立模型参数只有 3 个，例如可以是断层面（P 波两个节面中的一个）的走向、倾角 和滑动角（图 2.1） ，也可以是为确定“震源坐标架”x-y-z（图 2.3）相对于“地平 坐标架” x − y − z （例如可分别选为北、东、下三个方向）的空间方位所需要的三 个角度值。 求解的基本方法是先假定震源模型参数，计算出在给定地球地震波速度结构 时，该震源模型在各观测台站所产生的地震波特征，然后与各个台站的实际观测 地震波资料进行对比，二者拟合最好的模型参数就作为震源机制的解答。求解过 程可以运用反演的数学方法来实现，即选定一种使各个台站的计算结果与观测结 果互相拟合的准则，然后使随模型参数变化而变化的准则函数 (或目标函数 )最优 化，即使其最小或最大，而解出模型参数来。 4.1 P 波初动方向法 求震源机制解答最简单的方法是根据 P 波初动方向的观测资料来求解。
图 3.3 震源坐标系 x-y-z 和观测 坐标系 r-θ-φ
应力轴、 最小主应力轴和中等主应力轴的方位 和产状。根据我国境内 150 次地震震源机制
解，P 波初动符号资料确定结果表明，大多数主压应力轴（P 轴）和主张应力轴都 近水平（T 轴） ，中等应力轴近于直立。地震学的震源理论证明，在均匀弹性介质 中，若在一个小的平面断层上发生一个突然的纯剪切错动，则会产生地震波辐射， 这样的剪切错动震源产生的远场地震波与在震源处突然有一个双力偶的作用产生 的地震波相同。即剪切元位错震源与双力偶点源在产生远场地震波的意义上是等 价的。因此，当可将震源近似看成点源时，双力偶点源模型就成为描述发生了剪 切错动震源的常用模型。双力偶由一对大小相等、方向相反的力偶组成， （图 2.3） 是一种合力和合力矩都等于零的集中力系。这样的力系作用于刚体时，不会产生
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给出了Ｇ随入射波入射角的变化曲线。观测的振幅比需除以Ｇ后才能得到入射波 的振幅比。由图(2.7)可见，当入射波的入射角为 30 多度时，Ｇ值变化剧烈，很难 从观测的振幅比求出稳定的入射波振幅比。因为大约 35°多的角度是 SV 波入射 的临界角(大于此角度后，入射 SV 在自由面上反射的Ｐ波出射角变为 90°，质点 呈椭圆振动，振幅随深度衰减)，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动变得比较复杂。梁尚鸿等(1984) [6]的程序用的观测量也 是垂直向直达 SV 和 P 波地动位移振幅比， 他们用计算层状介质理论地震图的办法 来考虑介质结构的影响，其中也包含自由表面的影响。需要选择符合实际的层状 结构才能有效消除结构的影响，否则模型结构的误差会影响机制参数的正确测定。 当只用振幅比的大小（振幅比的绝对值）测定震源机制解时[5,6]，只能求出两 个地震节面的空间位置，而不能确定可能断层面的运动特性（旋性） ，或不能确定 Ｐ波的压缩和膨胀的象限，也即不能确定Ｐ、Ｔ轴的具体方位。为确定后者，还 必须至少要知道一个Ｐ波初动方向的可靠读数。如果程序中考虑了观测Ｐ波和Ｓ 波的初动方向对振幅比取正负值的影响了，则可以求出完整的震源机制参数来。
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解。
3、断层及断层面参数
3.1、断层参数及分类 地震断层通常用断层的走向φS、倾角δ和滑动角λ三个参数来描述（图 2.1）。 按目前国际上常用的描述方法，这些参数的定义是： 走向φS： 断层面与水平面交线的方向， 但此交线有两个方向， 为唯一确定起见 ， 按以下原则确定其中之一为断层的走向：人沿走向看去，断层上盘在右。走向用 从正北顺时针量至走向方向的角度φS 来表示，0º≤φS< 360°。 倾角δ： 断层面与水平面的夹角。0º<δ≤90°。 滑动角λ： 在断层面上量度，从走向方向逆时针量至滑动方向的角度为正，顺 时针量至滑动方向的角度为负。 滑动方向指断层上盘相对于下盘的运动方向。 -180< λ≤180°。 （仰角：力轴与水平面的夹角（小于 90 度） 方位角：力轴在水平面上的投影线与北方向之间的夹角 倾向：节面的上表面的法线在水平面上的投影线与北方向之间的夹角，顺 时针量取。 ） 走向φS 和倾角δ是断层的几何参数，二者规定了断层的产状；滑动角λ是断 层的运动参数，由这一参数的具体数值，即可描述断层的各种运动类型（图 2.2 ）。
图 4.1
台站 Si 的观测量要归算到震源球面上相应的位置 Si’上去
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地表垂直向地震仪记录的初至 P 波的振动方向，有的向上，即压缩波，记为正 号，有的向下，即拉伸波，记为负号。由于介质速度结构的影响，从震源发出的 P 波一般不是沿直线到达每个台站 Si(i =1,2,…)的，如图 3.1 所示意表达的。求震源 机制解时，需根据已知的速度结构推算出到达每个台站 Si 的 P 波从震源处是沿什 么方位 Si’发出的，即需要将台站 Si 的记录标在震源球面的相应位置 Si’上去。震源 球面是包围震源的一个球面 S，要求球面内的射线不再发生任何弯曲。若将每个台 站 Si 所记录到的 P 波初动方向都标在震源球面上的相应位置 Si’上去后， 人们发现， 对于天然构造地震，只要记录足够多，并且 Si’在球面上的分布范围足够广，则可 以找到过球面中心的两个互相垂直的平面，将震源球面上的正、负号分成 4 个象 限，这两个平面就是上述的双力偶震源的两个节平面。找到两个节平面的空间位 置后，震源坐标架的 x、y、z 轴和 P、T 轴的空间方位也就知道了。上述求解过程 可以通过计算机来实现。
δ
0~90 0~45
左旋逆 冲断层
λ
90~180
右旋逆 冲断层 右旋逆 断层 右旋正 断层 左旋走 滑断层 左旋走 滑断层 逆断层
180~270 270~360
0
90
逆冲断层
180
右旋走 滑断层
270
正断层
45~90 左旋逆
断层
有人用断层的倾向代替走向，倾向指下盘断层面向上的法线之水平投影的方 向，倾向恒等于走向加 90°。在地震学中，通常已较少用倾向描述地震断层。
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由于Ｐ波辐射花样的固有特征，愈靠近节面，Ｐ波愈弱，初动方向愈不易辨认。 再有，由于地表台站布局的限制，观测数据点在震源球面上的覆盖范围经常难以 令人满意，当在震源球面上某位置有零散的初动方向数据时，它只能告诉你该点 应处在Ｐ波的正象限或负象限，但不能获得节面与此观测点间的角距离有多大的 信息（震源球面上某点观测到的波的振幅大小或波形资料，则含有节面离该点角 距离有多远的信息） ，因而零散分布的初动方向数据对解答起不了多大的约束作 用。此外，经常有矛盾的Ｐ波初动方向读数。上述这些因素常引起解答的不确定 性。 为解决这些问题，对于较大的远地震，目前多利用在不同方位且具有不同震中 距的台站上获得的地震波形记录来反演震源机制解。对地方性的中小地震，有人 提出利用从震源向上射出的直达Ｐ波（Pg）和直达Ｓ波(Sg)引起的地动位移振幅比 求解震源机制的方法[5-7]。 由(2.1)—(2.3)式可见，利用直达Ｐ波（ u r ）和 SV 波（ uθ ）或 SH( uφ )的振幅 比，实际是利用它们的辐射花样的比值来求解震源机制参数。振幅比的辐射花样 随空间方位的变化比单种波的辐射花样要强烈得多。在力偶平面内（图 3.2）振幅 比的辐射花样呈８瓣分布。从此意义来说，只要有正确的直达波的观测振幅比， 且观测值归算到震源球面上后的位置是正确的话，振幅比观测对震源机制参数有 较强的约束能力。 （但是，振幅比的测量误差和射线在震源球面上出头点位置的误 差也容易引起地震节面解的大误差。 ）此外，对于近震，可近似认为仪器对直达Ｐ 波和Ｓ波的频率响应是相同的，求振幅比时可以消去仪器影响。 但在实用中， 也存在一些困难。 主要困难是直达Ｓ波的识别和结构影响的校正 。 求震源机制解的理论模型分析的皆是直达Ｐ波和直达 S 波的振幅比，对于近 震，确定初至Ｓ波振幅常常比较困难，特别要使用垂直向的 SV 波初动振幅时[5,6]， 测量更困难些。 观测量是地动位移， 为求震源机制解需要将地动位移的振幅比校正为入射波位 移的振幅比。例如，Kisslinger 等(1981)的程序[5]，用的是地方地震的Ｐ波和 SV 波 垂直向地动位移的振幅比 (USV/UP)Z，由于地震较近，用的是上行直达波引起的地 动位移，回避了地壳内结构对波的影响，只考虑了自由表面的作用。若令垂直向 地动位移振幅比(USV/UP)Z 与入射波垂直向位移振幅比(uSV/uP)Z 的比值为Ｇ， 图(2.7)