地质学家震源机制解入门

Vince Cronin

0 前言

本文的目的是帮助学生提高识别和解释“海滩球”图（地震学家推导的矩张量几何形状的图形表示）的技能。笔者把有关获取矩张量过程的大部分定量细节描述留给地震学教程或文献中讲述。然而，笔者发现有关如何手工获得震源机制解（FMS）的一些知识对学生很有用，因此整个过程并不具有多少黑箱艺术。文章末尾为想深入钻研计算震源机制解所使用的理论和方法的人列出了部分注释文献。

1 什么是震源机制解以及为什么构造地质学家应该了解它们？

震源机制解（FMS）是对由地震产生并被许多测震台站记录到的地震波形分析的结果。要生成合理的震源机制图，通常至少需要10个台站的波形记录，而且要求这些台站在地理上要围绕震中分布良好。地震震源机制的完整特征提供了许多重要信息，包括发震时刻、震中位置、震源深度、地震矩（地震辐射能量的直接测量）和震级以及矩张量9个分量的空间取向。而且根据矩张量，我们最终还能揭示断层滑动的取向和含义。这些关于地震的丰富信息显然能引起致力于活动构造研究的构造地质学家的兴趣。

通过沿断层面的摩擦滑动或非线性流动详细模拟地震的生成，至少可以说，是一件不平凡的事。断层本身就是该问题的一部分，因为在此系统内它包含了显著的间断（连续介质的力学模型更容易构建，因为与分析非连续介质相比连续介质有相对简单的流变性）。

幸运的是，地壳地震所产生能量的辐射花样经常可以使用不明显涉及断层间断的更简单过程来模拟——双力偶或简单双偶。双力偶在数学上用三维9个分量的对称张量（即矩张量）描述。象应力和应变张量，可以借助3个正交轴来描述矩张量：P（表示压力，压缩轴 ）、T（表示张力）和N（表示零轴）。对于一个具体的地震，这些轴的取向和大小可由围绕震中分布的几个地震台站记录的数据来推算出。地质学家之所以对矩张量轴的取向感兴趣是因为发震断层面与P轴和T轴成45°，并含有N轴。

这是好消息。坏消息就是对于任何一个矩张量，有两个可能满足这些准则的平面。这两个平面称做节面，它们相互垂直且相交于N轴。其中的一个平面是断层面，另一个平面叫做辅助面，没有结构意义。每个地震学家仅仅根据矩张量就能说出地震发生在这两个节面的哪个上面。这需要借助地质信息来区分两种可能的断层面解。

假如能区分出断层面和辅助面，那么震源机制解就能为构造地质学家提供断层面的取向、上盘滑动方向，以及地震涉及的断层类型：走滑型、逆断型、正断型、斜断型。对于一个熟悉如何解释震源机制解（即 “海滩球”图形）的构造地质学家来说，能在几秒之内获得所有这些信息。对主震—余震序列中一些震源机制解的分析可使我们绘制沿断层滑动的片区，评估地震序列期间是否不止一个断层产生地震。对地震震源机制更复杂的定量分析有时能识别出断层扩展的方向。

2 震源机制解海滩球的快速解释

如图1所示，震源机制解海滩球图形是下半球赤平面投影，显示由两个互相垂直的大圆弧分成的两个黑色象限和两个白色象限。大圆弧代表节面，其中一个对应产生地震的断层面。将对应断层的大圆弧与海滩球图形外边缘的两个交点之间连一条直线来表示断层的走向。例如图1所示用虚线表示断层大圆与基圆的交线。与走向差90°为倾向，用从海滩球圆心画向大圆弧中点的黑粗箭头来表示倾向。

走滑断层作用产生的震源机制解海滩球为独特的十字图案。图2a所示的海滩球有南北走向和西东走向的垂直辅助面。在地震发生的瞬间，P波穿过震源周围物质的运动使得黑色象限中的质点远离震源移动，而白色象限中的质点向震源方向运动（图2b）。这或许为沿东西走向断层的右旋滑动（图2c）所致，也或许为沿南北走向断层的左旋滑动（图2d）所致。这需要结合野外资料来区分这两个选项。

图1

图2

图3

那么普通人怎样记住如何去解释海滩球图中表示的沿特定断层面滑动的方向呢？使用图3的走滑机制，假如我们知道活动断层的走向为北东东（沿灰色直线），想象一下，我把自己放在其中一个白色象限上，朝辅助面的另一侧与断层平行的黑色象限看去。我听见达斯·维德（Darth Vader）的名言：“来到黑暗的一面”。我听从他邪恶的召唤而移动的方向（从白色象限向黑色象限）就指示沿断层滑动的方向。

图4

图5

纯倾滑断层包括正断层和逆断层。如图4所示，纯倾滑断层的海滩球只能观察到四个区域中的三个。正断层的海滩球中间为白色代表正断层机制（图4a），海滩球中间为黑色表示逆断层机制（图4b）。逆断层的震源机制解图看起来像猫眼。

斜滑断层既有走滑分量，又有倾滑分量。如图5所示，斜滑地震的震源机制解海滩球包含所有4个象限。如果海滩球的中心在白色象限中（图5a），那么断层有正滑动分量，不管两个节面中哪个是断层；如果海滩球的中心在黑色象限中（图5b），那么断层有逆向滑动分量。

3 基本解释训练

图6给出了一些震源机制解海滩球图形表示。对于每个图，识别出描述断层的一般类型（走滑、逆冲、正断层、斜向正断层、斜向逆断层）并绘出两个可能的断层图，若有位移，则标出它们正确的走向和倾向。第一个作为示例完成如下。

4 如何获得震源机制解？

目前实践中是根据对几组地震波形数据分析得来的矩张量来给出震源机制解。有一些求解矩张量分量的方法可以最大限度地解释给定地震的观测数据。断层面解或海滩球图是矩张量反演的结果。如下所述，海滩球图也可利用P波初动研究的制图技术获得，然而，制图技术并不能提供确定地震矩张量所需的充足信息。

使用地震台阵记录的P波初动来确定震源机制解海滩球图的基本技术是在微型计算机出现之前发展起来的，而且它至少对如何手工制作海滩球图有大概的认识仍然有帮助（据 Kssahara，1981，38－44页的描述）。从震中的初步确定，我们知道地震的位置和发震时刻。假定有14个地理上分隔的地震台站记录到该地震，根据这些台站的已知位置，我们就可以计算出震中到每个台站之间的距离。然后我们使用标准的地球地震波速模型来确定地震P波到达每个台站的确切时间（t）。如图7所示，查询每个台站垂直向分量记录的地震波形，我们来判定在预期的时刻每个台站记录到的初动是 “向上”运动、“向下”运动，还是无明显信号。

每个地震仪接收到的能量，使震源表现为压缩P波的形式，可以认为是从震源沿射线路径传到地震台站。我们需要知道与每个台站的那条射线有关的两个参数：方位角（射线顺着它从震源到达台站传播）和离源角（也叫出射角）。离源角就是刚从震源发出的射线与从震源伸出的一条假想垂线之间的夹角。日常工作中，可以从离源角与震源距的关系表中查出离源角（例如Hodgson and Storey，1953；Hodgson and Allen，1954）。

现在我们准备将数据投影在下半球赤平投影网上——我们选择使用等面积球极平面投影网（根据Sykes，1967；本文结尾复制了等面积球极平面投影网，见图15——译注）。我们使用三个符号之一来表示来自每个地震台的数据：圆圈（代表P波初动向下）、黑点（代表初动向上）或叉号（代表初动太弱无法分辨）。对每个台站，符号放在从图形圆心朝向台站相对震源的方位角伸展出来的直线上，且离源角确定了从图形圆心到符号的角度距离。如图8所示，与台站A关联的符号是在指向50°方位角且距离图形中心60°的直线上。

图6

图7

图8

在绘制完所有的初动数据后（如图8a所示），我们在赤平面投影网上识别出代表两个相互垂直平面的两个大圆弧，大圆弧把圆圈和黑点分开，可以从叉号附近通过或穿过（图8b）。它们就是节面，其中一个节面就是产生地震的断层。最后，我们按惯例填充这种象限（图8c）。显然，解不唯一，但它在提供与发震断层的取向和类型有关的信息方面仍是有用的。

下面是取自Lynn Sykes发表的转换断层地震震源机制经典论文中的两个震源机制解（Sykes，1967，图11和14）的数据。使用的符号与前述例子相同。画两个可接受的节面，并将合适的象限涂黑。请指出这两个地震由哪类断层产生？

美国地质调查局（USGS）的地震学家通常使用由Stuart Sipkin研制的半自动方法（详见Sipkin，1981，1984，1994）来生成震源机制解。哈佛大学的Dziewonski等（1981）研制并使用了一个类似（但不完全一样）的计算震源机制解的半自动方法，提供了非常有用的可供选择的解释。科学家常常使用各种方法来检查或甚至手工绘制地震（包括引发破坏或伤亡的大地震）震源机制解。作为美国地质调查局日常工作如何计算震源机制解的例子，美国国家地震信息中心（NEIC）和国际地震联合研究协会数据管理中心（IRIS DMC）开发了一个程序……

图9

“以快速估计体波震级或面波震级大于等于5.5的多数地震的矩张量。……许多情况下，得到国际地震联合研究协会数据管理中心的 ‘gophered’宽频带P波波形数据20分钟内就能估计出矩张量。最后确定的震源深度、几何形状和震级大小对于震后研究计划（如震害调查和临时地震台阵部署）都非常有用。在某些情况下，这些信息对决定是否发布海啸预警可能是关键的。由于数据以及合成地震波排列的方式，该方法对授时误差、震中定位误差以及地下结构横向不均匀的影响并不敏感”。

“数据流程如下。美国国家地震信息中心使用美国国家地震台网（USNSN）实时数据的一种自动处理过程，识别震相到时，关联数据，并计算发震时刻和震源位置。该信息通过电子邮件发送到国际地震联合研究协会数据管理中心，然后触发那里的Gopher系统。从国际地震联合研究协会 ‘开放’台站的环行缓冲器抽取包含P波到时的4分钟宽频带数据，并通过互联网传到美国国家地震信息中心。这些数据与美国国家地震台网的数据集合并，然后使用基于最优滤波设计理论的技术来改善震源位置并计算体波矩张量。最后通过电子邮件将这个解传给列表中的用户。由于具有实时或拨号能力的宽频带地震台站的数量逐渐增加，这些初期解通常与后来使用整个台网数据生成的解非常相似” （neic.usgs.gov／neis／FM／fast＿moment.html）。

5 哪里可获取震源机制解？

初期公布的震源机制解是日常计算的、5.5级以上地震或有大量报告到时的小地震的震源机制解。最近发生地震的快速矩张量解由美国地质调查局国家地震信息中心（NEIC）在 http：／／neic.usgs.gov／neis／FM／发布。美国国家地震信息中心也维护一个基于网页（neic.usgs.gov／sopar）的数据库，可查询国家地震信息中心的初动、国家地震信息中心的矩张量、国家地震信息中心的辐射能量、哈佛矩心矩张量、加州大学伯克利分校提供的区域地震标量矩，以及帕皮提（PPT）地球物理实验室提供的远震矩（neic.usgs.gov／neis／sopar／）。

全球矩心矩张量项目（以前的哈佛大学矩心矩张量项目）的参与单位也生成震源机制解，他们的工作在http：／／www.globalcmt.org上描述。可通过http：／／www.globalcmt.org／CMTsearch.html在线查询矩心矩张量目录。

更多的震源机制解包含在科技论文中，并不包含在可查询的地震目录中。

6 理想的震源机制解 “海滩球”图的几何规则

由于基于的双力偶和矩张量的对称性，震源机制解海滩球图的结构遵循类晶体的规则：

（1）两个节面互相垂直。

（2）辅助面的极与断层面的滑动矢量共线。

（3）N轴与两个节面的交线重合，因此也包含在两个节面内。

（4）N轴、P轴和T轴互相之间是正交关系：即互相相差90°。

（5）T轴和P轴平分两个节面之间的二面角，也就是说T轴和P轴距离节面都是45°。

（6）T轴和P轴确定的节面也包含垂直于节面的矢量，其中之一是滑动矢量。

（7）P轴位于白色象限的中部，T轴位于黑色象限的中部。

7 描述震源机制解几何形状的最小数据

图10

只需要3个数据元素就能完整指定震源机制解海滩球图的取向（例如，两个元素定义断层面的取向，一个元素定义那个断层面上滑动矢量的取向）。地震学家通常公布推测断层面的倾斜方位和倾角，以及在那个平面内上盘滑动矢量的滑动角。Cronin和Sverdrup（1998）公布了推测断层面的倾斜方位和倾角以及上盘滑动矢量的方位，已知与地震学家相比地质学家通常以更不准确的方式使用 “滑动角”这个词。

上盘滑动矢量的滑动角要在断层面上相对于断层面的参考走向来测量。使用右手法则确定参考走向。从参考走向逆时针旋转测量的角度为正，从参考走向顺时针旋转测量的角度为负。相对走向朝上的滑动矢量有正滑动角，在平面朝向下的滑动矢量为负。滑动角的取值范围为＋180°～－180°。

具有正滑动角的上盘滑动矢量至少包含一些逆滑分量。90°的滑动角意味着滑动为纯逆向，无任何走滑分量。与此相似，具有负滑动角的上盘滑动矢量至少包含一些正滑分量，－90°的滑动角意味着滑动为纯正向，无任何走滑分量。Hauksson（1990）定义滑动角在－45°到－135°之间为正滑矢量，滑动角在45°到135°之间为逆滑矢量，滑动角在44°到－44°或136°到224°（－136°）之间为走滑矢量。地质学家可能更喜欢用下表来区分断层类型。

表1

8 使用3个输入数据构建震源机制解海滩球

如果我们不能根据3个输入数据构建出一个准确的震源机制解海滩球图，那么地震震源机制解数据表就对我们没有多少用处。这些表通常（但不总是）列出推测断层的取向及其相应的滑动矢量。否则如果没有解释断层，该表也许仅列出两个节面之一的取向数据及对应的潜在滑动矢量。

8.1 一个例子

习题：假定震源机制解数据表列出的断层倾斜方位角为115°，倾角为35°，上盘滑动矢量的方位角为50°，重构相应的震源机制解 “海滩球”图，并确定N轴、P轴和T轴的近似方位和倾角。说明产生地震的断层类型。基于震源机制解，建构断层可能相似的图。

解答：

1）用倾角矢量（d）的方位角（115°）和倾角（35°）来画出断层面（f）的迹线。断层的走向为115°－90°＝25°，倾角为35°（与倾角矢量的倾角相同）。

2）画出断层面的极点（s′）。

3）已知滑动矢量的方位角为50°，从极点中心（c）朝50°方位角画一条直线，并确定该直线与断层（f）迹线相交地点的滑动矢量（sv）。在海滩球图的最终表示中，我们将此直线伸出该图圆周外的一小段指示上盘滑动的方向。

4）确定滑动矢量（sv）的倾角：它的倾角约为16°～17°。

5）用滑动矢量（sv）作为辅助面的极点来画出辅助面（ap）的迹线。注意s′位于辅助面上。

6）N轴（n）位于断层面与辅助面的交线上。确定N轴的走向和倾角：它的走向为150°，倾角约为30°。

7）绘出极点为N 轴的平面的迹线（虚线大圆）。

8）沿虚线大圆从s′向滑动矢量方向45°处标出P 轴（p）（即s′到sv之间的一半）。

9）沿虚线大圆距离s′点45°和距滑动矢量135°标出T 轴（t）。

10）确定P轴（p）的走向和倾角：它的走向约为14°，倾角约为51°。

11）确定T轴（t）的走向和倾角：它的走向约为253°，倾角约为22°。

图11

8.2 另一例子

习题：假定震源机制解数据表列出的断层倾斜方位角为205°，倾角为25°，上盘滑动矢量的滑动角为＋70°，重构对应的震源

12）用黑色填充T轴通过的象限，用白色填充P轴穿过的象限。让该短线指示海滩球图外面滑动的方向。

13）该图是对位于该地震震源附近对应断层的描述。它是兼有正断层和左旋走滑分量的斜滑断层。机制解 “海滩球”图，并确定N轴、P轴和T轴的近似方位和倾角。说明产生地震的断层类型。基于震源机制解，建构断层可能相似的图。

解答：

1）用倾角矢量（d）的方位角（205°）和倾角（25°）来画出断层面（f）的迹线。断层的走向为205°－90°＝115°，倾角为25°（与滑动矢量的倾角相同）。

2）画出断层面的极点（s′）。

3）参考走向朝向115°方位角。已知滑动矢量的滑动角为＋70°，它将不绘在下半球赤平面投影网上；然而，滑动矢量的对映点（sva）要画在赤平面投影网上——对映点距滑动矢量180°。对映点在断层的迹线上，距图12a所画基圆70°。从滑动矢量对映点（sva）穿过图的中心（c）投影一条线到赤平面投影网圆周的外方（即基圆外方）。这条走向为47°的直线确定了滑动矢量的走向。在海滩球图的最终表示中，我们将此直线伸出该图边缘以外的一小段指示上盘滑动的方向。

4）确定滑动矢量的倾角，它与滑动矢量对映点（sva）在大小上相同：滑动矢量倾角约为23°，方向向上，走向为47°。

图12

8.3 绘制海滩球图练习

习题：假定震源机制解数据表列出的断层倾斜方位角为130°，倾角为60°，上盘滑动矢量的滑动角为－125°，重构对应的震源机制解 “海滩球”图并确定N轴、P轴和T轴的近似方位和倾角。说明产生地震的断层类型。基于震源机制解，请绘制断层可能相似的图。

5）通过使用滑动矢量对映点（sva）作为那个平面的极点来画出辅助面（ap）的迹线。注意s′在辅助面上。

6）N轴（n）位于断层面与辅助面的交线上。确定N轴的走向和倾角：其走向为133°，倾角约为8°。

7）绘制极点为N轴的那个平面的迹线（虚线大圆）。

8）沿虚线大圆在距s′点45°、距滑动矢量对映点（sva）135°处标出P 轴（p）。

9）沿虚线大圆在距s′点45°朝向滑动矢量对映点（sva）标出T 轴（t）。

10）确定P轴（p）的走向和倾角：它的走向约为37°，倾角约为21°。

11）确定T轴（t）的走向和倾角：它的走向约为243°，倾角约为78°。

12）用黑色填充T轴通过的象限，用白色填充P轴穿过的象限。让该短线指示海滩球图外面上盘滑动的方向。

13）此图是对位于该地震震源附近对应断层的描述。它是一个兼有少量左旋走滑分量的逆断层或斜滑逆断层。

9 说明震源机制解中的不确定性

图13

震级越小的地震记录到的台站也越少，因此对它们的震源位置也知之甚少。对于许多地震知道最少的参数是震源深度。对于由围绕震源分布不佳的地震仪监测到的地震，甚至对震中位置也可能约束不好。例如，沿布兰科转换断层带的地震通常会错误定位到它们实际震源的东北边，这主要是由于用于记录沿布兰科断层发生的中小地震的地震仪分布不均匀所致（如，Cronin and Sverdrup，2003a，2003b）。

通常并不对与发表的震源机制解有关的不确定性做出说明。因为震源机制解的构建涉及定义波形数据或初动解释的最佳拟合，随着被用于计算震源机制解的不同地震台站数目的减少，震源机制解中的不确定性往往会增加。报告的到时越少，震源机制解的不确定性也越高。

有些地震由近乎理想的双力偶机制产生，而有的则由更复杂的方式产生，可能涉及多个断层或其他不能简单地用单个面上的摩擦滑动来描述的震源条件。对远离震源的能量辐射花样的分析允许地震学家去估计可用双力偶机制描述的地震的比例。全球矩心矩张量计划（以前的哈佛矩心矩张量计划）已采用这个问题的图形化方法。在他们的海滩球图中，矩心矩张量解中双力偶的比例通过4个象限的四分程度来衡量。图13所画的是一组沿布兰科转换断层记录地震的矩心矩张量解，双力偶的比例从左到右依次递增。

10 几个习题

1.1997年10月28日秘鲁北部地下发生的mb为6.5的地震，公布的震源机制解列出了3个主轴的方位角（走向）和倾角分别为：T247°，8°；N337°，0°；P69°，82°。请问两个节面的走向和倾角分别是多少？其中一个节面与产生地震的断层平行吗？两个可能上盘滑动矢量的取向（走向和倾角或滑动角）是多少？

2.在已公布的列出断层走向方位角（右手法则）、倾角和上盘滑动矢量滑动角的数据文件中，某一地震的该数据分别是135°，60°，120°，请为此地震绘制震源机制解海滩球图（下半球赤平面投影图）。

3.在已公布的列出断层倾斜方向、倾角和上盘滑动矢量滑动角的数据文件中，某一地震的该数据分别是216°，65°，－100°，请为这个地震绘制一个震源机制解海滩球图（下半球赤平面投影图）。

4.一位野外地质学家测量了断层面上的沟槽和条痕所指示的该面的取向和上盘滑动的方向。用方位角方法表示的断层走向和倾角分别是35°，63°SE，上盘滑动矢量的滑动角是75°（滑动角由地震学家确定）。由于除了地震学家羡慕这种情况外没有特别好的理由，他想将这些数据以伪震源机制解海滩球的形式表示在图上（顺便说一下，这不是个好主意）。为了迁就这个可怜的家伙，请根据该野外数据绘制一个震源机制解海滩球图。

5.提供给你一张标有一些断层地表迹线的地形图。该地区发生两次地震。请给出每个地震震源的位置和它们各自的震源机制解，将可能的断层面投影到地表以评估当前标出的断层中是否有活动断层，或此地区是否有以前未标出的断层。对于如何象使用数字高程模型表示的那样将节面投影到地表的例子，请见Cronin等（2008）。

11 一些定义

辅助面 N轴沿着辅助面，且断层垂直于辅助面。辅助面与两个力偶正交（即，与力偶或垂直或平行）。

海滩球图 震源机制解的下半球面等面积赤平面投影，包含两个一般被填黑色（P波初动向上的压缩区域）或白色（P波初动向下的膨胀区域）而将相反象限分开的节面。

力偶 包含狄拉克δ－函数导数的力场的非零分量，它可被视为在短距离内相互作用的、两个大小相等但方向不同的平行矢量。

双力偶 这是解释或重构在断层滑动所产生的地震中观测到的能量辐射花样的最简单的受力状况。双力偶由相互垂直（90°）且彼此作用在短距离内的两组力偶组成。

上盘 位于倾斜的断层面上的块体，与位于断层面下方的下盘相对。上盘压在下盘上。按约定，震源机制解中的滑动矢量反映上盘相对于下盘的运动。

震中 震源正上方对应到地表上那个点的位置。

断层面 存在剪切位移的表面或区域。此应用中，断层是一个假想的包含震源的平面。断层面是节面。N轴在断层面上或者是沿着断层面。滑动矢量在断层面内且垂直于N轴。

震源球 假想的以震源为球心的小投影球。

震源 地震发生点的最佳平均解，包含震源深度和震中经纬度。

N轴 也叫 “零轴”，N轴是矩张量的主轴之一。N轴的取向与矩张量的一个特征矢量——P轴和T 轴特征矢量之间的中等特征矢量的取向重合。位于穿过N轴的射线路径上的测震仪不会在预期的到时记录到来自地震的显著信号。N轴位于两个节面的交线上，且与P轴和T轴分别垂直。

节面 每个节面与以震源为中心的两个力偶之一平行，与另一个力偶垂直。一个节面与断层面重合，另一个与辅助面重合。位于沿任何一个节面的射线路径上的测震仪将不会在预期的到时记录到来自地震的显著信号。

P轴 所谓的 “压力”轴或压缩轴，P轴是矩张量的主轴之一。P轴的取向与矩张量的一个特征矢量——具有最小特征值的特征矢量（即一个负值）的取向重合。对于以传播距离归一化的远震记录，沿P轴射线路径传播的P波将产生最大的、负（向下）振幅的初动。P轴平分两个节面之间的二面角，且与N轴和T轴都正交（即90°）。

滑动角 在断层面内测量的参考走向（右手定则）和滑动矢量之间的夹角。位于走向线上方的滑动矢量的滑动角为正，位于走向线下方的滑动矢量的滑动角为负。

参考走向 一个给定倾斜面的走向就是在包含在这个面内的一条水平线的方位角。但由于水平线可以用两个方位角（相互差180°）之一来表征，就有必要区分这两个方位角以确定两个方向之一为参考走向。因此，通过从滑动矢量逆时针（右手边）旋转90°来识别参考走向。例如，一个东倾平面的参考走向朝北；西北向倾斜平面的参考走向朝西南。换种说法，如果倾角矢量的走向是θ°，那么参考走向的方位角就是θ°～90°。

滑动矢量 按规定，使用震源机制解时，滑动矢量代表上盘相对下盘滑动的方向。滑动矢量总是包含在断层面内（即位于赤平面投影图或海滩球图中的断层面迹线上、代表滑动矢量的那个点）。

T轴 所谓的 “张力”轴，T轴是矩张量的主轴之一。T轴的取向与矩张量的一个特征矢量——具有最大特征值的矢量（如负值）的取向重合。对于以传播距离归一化的远震记录，沿T轴射线路径传播的P波将产生最大的、正（向上）振幅的初动。T轴平分两个节面之间的二面角，且与N轴和P轴都正交（90°）。

离源角 沿着震源向下延伸的垂线与从震源离开的射线路径之间的夹角。

12 资料和参考文献部分注解表

Brumbaugh，D.S.，1999，Earthquakes science and society：Upper Saddle River，New Jersey，Prentice－Hall，251p.一 本非常简明易懂的基本教科书，其第5章论述了震源机制解。

Bullen，K.E.and Bolt，B.A.，1985，An introduction to the theory of seismology：Cambridge，Cambridge University Press，499p.一本标准的地震学教材，其第16章提供了与震源模拟相关问题的技术描述。

Cronin，V.S.，and Sverdrup，K.A.，2003a，Multiple－event relocation of historic earthquakes along Blanco Transform Fault Zone，NE Pacific，Geophysical Research Letters，v.30（19），2001，doi：10.1029／2003GL018086.使用重定位地震数据和震源机制解探讨结构／构造问题的例子。

Cronin，V.S.，and Sverdrup，K.A.，2003b，Defining static correction for jointly re－located earthquakes along the Blanco Transform Fault Zone based on SOSUS hydrophone data：Oceans 2003MTS／IEEE Conference Proceedings（ISBN 0－933957－30－9），p.P2721－2726.使用重定位地震数据和震源机制解探讨结构／构造问题的例子。

Cronin，V.S.，and Sverdrup，K.A.，1998，Preliminary assessment of the seismicity of the Malibu Coast fault Zone，southern California，and related issues of philosophy and practice，in Welby，C.W.，and Gowan，M.E.［editors］，A Paradox of Power－Voices of Warning and reason in the Geosciences：Geological Society of America，Reviews in Engineering Geology，p.123－155.含有马里布大部分地区的地震数据集，包括638个地震和107个震源机制解。震源机制解参数报告了断层倾角的方位角、断层倾角和推断滑动矢量的方位角。震源机制数据表明，马里布地震的平均上盘滑动矢量近乎垂直于穿过横断山脉的圣安德烈斯断层。

Cronin，V.S.，Millard，M.A.，Seidman，L.E.，and Bayliss，B.G.，2008，The Seismo－Lineament Analysis Method［SLAM］—A reconnaissance tool to help find seismogenic faults：Environmental and Engineering Geoscience，v.14，no.3，p.199－219.介绍了如何将震源机制解得到的节面投影到地表，由于是用数字高程模型生成的地形图表示的，所以能将所生成的地震断层轮廓线与地面断层的迹线进行比较。

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Sipkin，S.A.，1982，Estimation of earthquake source parameters by the inversion of waveform data：Synthetic waveform：Physics of Earth and Planetary Interiors，v.30，242－259.本文介绍和提供了使用与合成波形的比较来确定震源机制解的一种自动方法的基本描述。

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13 软件

美国地质调查局地震灾害项目维护着非常有用的网站，你可以通过该网站下载各种应用软件，包括几个与震源机制解有关的软件。该网站的网址是http：／／earthquake.usgs.gov／research／software／.重 点 是 查 看下列软件：

［1］ArcGIS插件软件 “三维震源机制”，由Keith Labay和Peter Haecussler研制，用ArcSceene 9.x软件（窗）“查看三维地震震源机制符号”。

［2］Paul Reasenberg和David Oppenheimer编写的FORTRAN程序FPFIT、FPPLOT和FPPAGE，用来根据初动数据计算和画出断层面解（Unix）。

［3］Jeanne Hardebeck和Peter Shearer编写的FORTRAN77程序HASH 1.2，用于 “计算地震震源机制”（Unix）。

［4］Jim Luetgert编写的 RANGE软件，用于 “计算球面上两点之间的距离和方位角”（MacOS9）。

［5］Jeanne Hardebeck 和 Andy Michael编写的SATSI软件，用于 “由震源机制计算随空间和／或时间变化的应力场”（Unix或任何与C的语言平台）。

图14

图15 等面积球极平面投影网

14 美国地质调查局Dave Oppenheimer对震源机制解的简要描述

地震学家把地震的滑动方向和发震断层的取向称为震源机制。他们使用地震图中的信息计算震源机制并将它形象地显示为 “海滩球”符号的图。此符号是包围地震震源（A）的一个假想的球壳（震源球）的下半部分在水平面上的投影。断层面与球壳相交处表现为一条线。断层破裂时应力场取向控制着断层面上滑动的方向，海滩球也描述了应力取向。在该示意图（图14）中，灰色区域包含着反映最小压应力方向的张力轴（T），而白色象限包含了反映最大压应力方向的压力轴（P）。计算得到的震源机制仅显示了P轴和T轴，而没用阴影。

使用试图找到每个台站观测到的P波初动方向最佳拟合的方法来计算震源机制。对于双力偶震源机制（或在断层面上仅有剪切运动），压缩初动应该只位于包含张力轴的象限内，膨胀初动应该只位于包含压力轴的象限内。然而，初动观测也常常出现在错误的象限中。错误发生的原因是：a）由于信号不是脉冲的，导致算法分配了不正确的初动方向；b）地震波速模型，因而还有地震定位不正确，由此导致震源球上初动观测的计算位置（射线方位角和相对于垂直的入射角）不正确；或c）地震仪接线错误，由此导致初动方向由 “向上”变成 “向下”。最后一种情形并不经常发生。对于仅使用初动方向信息计算的震源机制，这些不正确的初动观测值可能极大地影响计算出的震源机制参数。取决于初动数据的分布和质量，可能有不止一个震源机制解能将观测数据拟合得一样好。

对于使用初动方向计算的震源机制以及模拟波形的某些方法，根据正交的、数学上等价的辅助面识别发生滑动的断层面有点不明确。我们用4个例子（B）来说明这种不明确性。与每个震源机制解相邻的断块图说明了震源机制解可能代表的两种类型的断层运动。注意对每个图从左则和从上面看视角是30度。有时通过将两个断层面取向与小震和余震的排列进行比较就可以得到这种不明确性。前三个例子描述了纯水平（走滑）或垂直（正断层或逆断层）的断层运动。斜滑逆断层机制说明断层滑动兼有水平和垂直运动分量 （quake.wr.usgs.gov／recenteqs／beachball.html）。