Embed Size (px)
Citation preview
中国科学 D 辑:地球科学 2008 年 第 38 卷 第 10 期: 1186 ~ 1194
www.scichina.com earth.scichina.com
1186
《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS
2008 年汶川大地震的时空破裂过程
张勇①②
, 冯万鹏②, 许力生
②*, 周成虎③, 陈运泰
①②† ① 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871;
② 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081;
③ 中国科学院地理科学与资源研究所, 北京 100101
* 联系人, E-mail: [email protected]
† 责任作者, E-mail: [email protected]
收稿日期: 2008-07-25; 接受日期: 2008-08-13
国家基础研究发展计划(编号: 2004CB418404-4, 2001CB711005)和国家自然科学基金(批准号: 40574025, 40474018)资助
摘要 利用全球地震台网(GSN)记录的长周期数字地震资料反演了 2008 年 5 月 12 日四川汶
川 MS8.0 地震的震源机制和动态破裂过程, 并在反演所得结果的基础上定量分析了汶川大地震
同震位移场的特征, 探讨了汶川大地震近断层地震灾害的致灾机理. 反演中采用了单一机制的
有限断层模型, 使用了从全球范围内挑选的、方位覆盖较均匀的 21 个长周期地震台垂直向记
录的 P 波波形资料. 通过反演得出: 汶川大地震的发震断层走向为 225°、倾角为 39°、滑动角
为 120°, 是一次以逆冲为主、兼具小量右旋走滑分量的断层; 这次地震所释放的标量地震矩为
9.4×1020 ~2.0×1021 Nm, 相当于矩震级 MW7.9~8.1. 汶川大地震是在破裂长度超过 300 km 的发
震断层上发生的、破裂持续时间长达 90 s 的一次复杂的震源破裂过程. 整个断层面上的平均滑
动量约 2.4 m, 但断层面上滑动量(位错)的分布很不均匀. 有 4 个滑动量集中且破裂贯穿到地表
的区域, 其中最大的两个, 一个在汶川-映秀一带下方, 最大滑动量(也是本次地震的最大滑动
量)所在处在震源(初始破裂点)附近, 达 7.3 m; 另一个位于北川一带下方, 一直延伸到平武境
内下方, 其最大滑动量所在处在北川地面上, 达 5.6 m. 其余 2 个滑动量集中的区域规模较小, 一个在康定以北下方, 最大滑动量达 1.8 m; 另一个位于青川东北下方, 最大滑动量达 0.7 m. 汶川地震整个断层面上的平均应力降约 18 MPa, 最大应力降约 53 MPa. 由反演得到的断层面
上滑动量分布计算得出的汶川大地震震中区地表同震位移场表明, 汶川大地震地表同震位移
场的分布特征与该地震烈度分布的特征非常一致, 表明了汶川大地震的大面积、大幅度、贯穿
到地表的、以逆冲为主的断层错动是致使近断层地带严重地震灾害在震源方面的主要原因.
关键词 汶川大地震 地震破裂过程
同震位移
根据中国国家地震台网测定, 2008 年 5 月 12 日
14 时 28 分 4 秒(北京时间), 在我国四川省汶川县境
内的映秀镇附近(31.0°N, 103.4°E, 震源深度 15 km)发生了面波震级 MS8.0 地震. 地震引发大规模的山体
滑坡和泥石流, 造成了多处河流淤塞, 形成了 3000个以上的堰塞湖(卫星影像图 1(b)和(c)); 汶川大地震
使位于龙门山断裂带附近的上百座城镇遭受严重破
坏, 大量房屋损毁, 公路桥梁坍塌(卫星影像图 1(d)和(e)), 造成了近 9 万人死亡或失踪.
汶川大地震震中位于青藏高原东缘的龙门山断
裂带上. 龙门山断裂带是一条长约 500 km、宽约
30~50 km 沿 NE-SW 方向展布的巨大断裂带, 其断
中国科学 D 辑: 地球科学 2008 年 第 38 卷 第 10 期
1187
图 1
由 MODIS 卫星影像((a)~(e))显示出的汶川大地震(红色圆圈)造成沿龙门山断裂带山体滑坡、泥石流及堰塞湖(影像(b), (c))以及附近城镇遭
受严重破坏、大量房屋损毁倒塌、公路桥梁坍塌(影像(d), (e))的情景. 图 1(a)中带锯齿的浅黄色线表示逆冲断裂, 锯齿所指的方向表示断
层面的倾向; 1 表示茂县-汶川断裂, 2 表示映秀-北川断裂, 3 表示彭县-灌县断裂
层滑动以逆冲为主、兼具右旋走滑分量[1]. 按照由西
向东的顺序, 龙门山断裂带主要包含龙门山后山断
裂(茂县-汶川断裂)、中央断裂(映秀-北川断裂)和山前
断裂(彭县-灌县断裂)(图 2). 这些断裂都以逆冲滑动
为主、兼具一定的右旋走滑分量; 在龙门山断裂带的
东北段, 右旋走滑分量更大 [1]. 在龙门山断裂带上, 近期中、小地震(震级 M<7 的地震)活动频繁[2], 但历
史上未有发生过 7 级以上大地震的记载. 与上述龙门
山断裂带上的地震活动特征形成强烈反差, 在我国
西南地区、包括龙门山断裂带附近区域的断裂带上, 不但历史上而且近期均发生过多次强烈地震[3,4](图 2),
但震级都不超过 8 级, 其中震级最大的一次为 1933年 8 月 25 日发生在茂县叠溪的 MS7.5 级地震. 汶川
大地震的发生是平静多年的龙门山断裂带的一次集
中的能量释放. 地震发生后 , 作者利用全球地震台网 (Global
Seismographic Network, 简写为 GSN)的长周期数字
地震资料, 反演了汶川大地震的震源机制和动态破
裂过程, 在震后数小时内测定完毕并随即于翌日公
布了相关的震源参数(http://www.cea-igp.ac.cn/汶川地
震专题/地震情况/初步研究及考察结果(一).pdf), 及时地为抗震救灾工作提供了重要参考. 分析结果表
张勇等: 2008 年汶川大地震的时空破裂过程
1188
图 2
(a) 2008 年汶川大地震震中(白色八角星)位置和震中区的主要断裂(深紫色线)、历史地震(黄色圆点)和沿龙门山断裂带及其附近的主要城
市(白色圆点). 浅紫色矩形框表示本研究所采用的平面断层模型在地面上的投影, “海滩球”为本文得到的汶川大地震震源机制解(走向
225°/倾角 39°/滑动角 120°)在震源球下半球的等面积投影. (b) 汶川大地震的构造背景
明, 这次地震的断层长度超过 300 km, 破裂开始于汶
川县的映秀镇地面下方约 15 km 处, 终止于震中东北
方向的青川县, 地震破裂持续时间长达 90 s, 最大滑
动量发生于汶川和北川附近.
中国科学 D 辑: 地球科学 2008 年 第 38 卷 第 10 期
1189
本文将叙述作者以单一机制有限断层模型反演
方法[5]反演全球地震台网记录的长周期数字地震资
料得到的汶川大地震的震源机制和动态破裂过程 , 并在反演所得结果的基础上定量分析汶川大地震同
震位移场的特征.
1 数据 本文选取震中距在 55°~90°(1°约为 111.1 km)范
围内的台站的直达 P 波的长周期波形记录反演汶川
大地震的震源机制和动态破裂过程. 为使台站相对
于震中的方位分布均匀, 我们按照大约 5°的方位角
间隔选取了 21 个台站(图 3)的资料用于反演. 鉴于水平向 P波记录受干扰较大, 反演中只使用
信噪比高的垂直向记录, 并只采用 0.002~0.2 Hz 的 3阶 Butterworth 带通滤波器对波形记录进行滤波以确
图 3 2008 年汶川大地震震中(八角星)和本研究中使用的
长周期地震台(三角形)的空间分布 三角形旁的字母表示台站名称
保波形记录包含尽可能完整的震源信息. 采用全球
标准的速度结构模型[6], 利用反射率法[7]计算相应的
格林函数.
2 断层面参数的确定 地震发生后, 美国哈佛(Harvard)大学(http://www.
globalcmt.org/CMTsearch.html) 、美国地质调查局
(USGS)(http://earthquake.usgs.gov/eqcenter/eqinthenews/ 2008/us2008ryan/#scitech)以及陈运泰等 (http://www. cea-igp.ac.cn/汶川地震专题/地震情况/初步研究及考
察结果(一).pdf)很快测报了这次地震的矩张量解的反
演结果(表 1). 3 种结果一致表明, 汶川地震是一次以
逆冲为主、具有一定右旋走滑分量的断层错动. 不过, 上述结果都是在假设震源时间函数为三角形函数的
前提下得到的, 不涉及震源破裂时间过程的复杂性. 为研究震源破裂时间过程的复杂性, 我们运用新发
展的方法[8], 通过对震源时间函数的适当约束, 在假
定矩张量的各分量都具有相同时间历史的前提下进
行波形反演, 直接得到震源时间函数和矩张量的 6 个
独立元素, 进而确定断层面参数[9]. 反演结果表明(表 1), 这次地震释放的标量地震
矩 M0＝2.0×1021 Nm, 相当于矩震级 MW＝8.1, 最佳
双力偶解的两个节面的参数分别为: 节面Ⅰ, 走向
220°/倾角 32°/滑动角 118°; 节面Ⅱ, 走向 8°/倾角 63°/滑动角 74°. 这一结果与全球矩心矩张量(GCMT)结果相近, 但略有差异[9].
反演得到的节面Ⅰ的走向(220°)与倾向(倾向西
北)与龙门山断裂带的走向(NE-SW)与倾向(倾向西北)一致, 也与 NE-SW 走向的余震震中分布一致. 据此
可以确定节面Ⅰ(走向 220°/倾角 32°/滑动角 118°)为汶川地震的断层面. 在以下叙述的工作中, 将以这个
结果作为震源破裂过程反演的初始模型.
表 1 汶川大地震的地震矩 M0、矩震级ＭW 和断层面解
节面Ⅰ 节面Ⅱ T 轴 B 轴 P 轴 来源 M0
/1021 Nm ＭW 走向 /(°)
倾角 /(°)
滑动角/(°)
走向/(°)
倾角/(°)
滑动角/(°)
方位/(°)
倾角/(°)
方位 /(°)
倾角 /(°)
方位/(°)
倾角/(°)
哈佛大学 0.94 7.9 229 33 141 352 70 63 227 57 2 25 114 9 美国地质 调查局
0.75 7.9 238 59 128 2 47 45 202 57 36 31 110 16
刘超等[9] 2.0 8.1 220 32 118 8 63 74 245 69 16 14 302 6 本文 0.94 7.9 225 39 120 8 57 68 230 69 21 18 103 20
张勇等: 2008 年汶川大地震的时空破裂过程
1190
3 矩阵方程与反演参数 震源破裂过程反演的研究工作开始于 20 世纪 80
年代初期, 经过 20 多年的发展, 逐渐形成了多种不
同的反演方法, 其中包括 Kikuchi 和 Kanamori[10]与
Hartzell 和 Heaton[11]发展的波形反演方法. 这些方法
都对子断层的震源时间函数(地震矩率的时间历史)的“形状”作了假定, 在一定程度上限制了破裂传播模式
与破裂传播速度反演的客观性. 本文采用作者在研
究 2007 年云南宁洱地震时所发展的方法[5], 在未对
子断层的震源时间函数作任何先验假设的前提下 , 以资料方程、空间光滑方程、时间光滑方程和地震矩
最小约束方程构成如下的矩阵方程:
00
1
2
3
0[ ],
00
GUD
sTZ
λλλλλ
⎡ ⎤⎡ ⎤⎢ ⎥⎢ ⎥⎢ ⎥⎢ ⎥ =⎢ ⎥⎢ ⎥⎢ ⎥⎢ ⎥
⎣ ⎦ ⎣ ⎦
(1)
式中, U 为经过处理后的地震台站的记录资料, G 为
格林函数矩阵, s 为所有子断层震源时间函数, 是破
裂过程反演待求解的参数, D 为空间光滑约束矩阵, T为时间光滑约束矩阵, Z 为地震矩最小约束矩阵. λ0,
λ1, λ2 和λ3 代表不同方程组的权重, 其中 0λ 是一个稀
疏矩阵, 而λ1, λ2 和λ3 为常数. 采用非负约束的共轭
梯度法[12]求解式(1)所示的矩阵方程. 取沿走向方向长 510 km(在震中东北和西南方向
分别为 305 和 205 km)、沿倾向长 50 km 的矩形区域
作为断层面, 将这个 510 km×50 km 的面积均匀划分
为 51×5 = 255 个子断层. 每个子断层长 10 km, 宽 10 km. 鉴于震源(初始破裂点)深度为 15 km, 在此断层
模型中, 将初始破裂点置于沿走向第 31 个、沿倾向
第 3 个的子断层. 对每个子断层的破裂时间和破裂速
度做了限定每个子断层破裂时间不超过 25 s、破裂速
度不超过 4.5 km/s 的约束. 反演中, 对子断层地震矩
率函数的时间历史不作任何限制, 也没有预先给定
子断层的破裂起始时间[13]. 在考虑各台站资料的权
重时, 通过调整λ0, 给予各台站资料相同的权重以拟
合所有的观测数据, 并调节各台站资料的最大幅值
在 1 左右. 在此基础上, 约束方程的权重可以以λ0 作
为参考. 经过多次调整参数和反演试解, 最终选取 λ1 = 30, λ2 = 80, λ3 = 0.4.
按本节叙述的方法, 我们以上节提及的、反演得
到的节面Ⅰ(走向 220°/倾角 32°/滑动角 118°)作为时
空破裂过程反演的初始模型, 运用试错法对不同的
震源机制时空破裂过程进行反演, 最后得出残差最
小的断层面解为: 走向 225°/倾角 39°/滑动角 120°(表1 第 4 行与图 2 中的“海滩球”).
4 静态滑动量分布 由图 4 可以看出, 汶川大地震的断层面上的滑动
量的分布很不均匀. 有 4 个滑动量集中的区域. 最大
的一个滑动量集中的区域在汶川-映秀一带下方, 沿断
层走向长达 180 km, 沿断层倾向宽达 50 km. 最大滑
动量达 7.3 m, 位于震源(初始破裂点)附近. 第二大滑
动量集中的区域位于北川一带下方, 一直延伸到平武
境内下方, 沿断层走向方向长达 60 km, 沿断层倾斜
方向宽达 35 km, 最大滑动量达 5.6 m. 第三大滑动量
集中的区域在康定以北下方, 位于震中西南 120~170 km 之间, 最大滑动量达 1.8 m. 除此之外, 在青川东
图 4 2008 年汶川大地震断层面上的静态(最终)滑动量分布
白色八角星表示震源(初始破裂点)的位置, 白色线条和线条上的白色数字分别为滑动量等值线和滑动量幅值(单位: m). 图上方的箭头给
出了各重灾县、市在断层线(断层面与地面的交线)上投影的位置. 图中纵坐标与横坐标采用不同的比例
中国科学 D 辑: 地球科学 2008 年 第 38 卷 第 10 期
1191
北也存在一个较小的滑动量集中区域, 其最大滑动
量为 0.7 m. 整个断层面上的平均滑动量约为 2.4 m. 根据图 4 所示的断层面上的静态(最终)滑动量分
布, 采用布龙(Brune)震源模型 [14,15]计算了断层面上
的应力降, 得出断层面上的最大应力降为 53 MPa, 平均应力降为 18 MPa. 这个结果与板内地震的典型
应力降(约 10 MPa)在数量级上是一致的, 但其数值
大约是板内地震的典型应力降的 2倍[16]. 从应力降的
数量级来看, 汶川大地震与典型的板内地震没有明
显的不同.
5 破裂的时空变化 图 5 表示地震断层面上的滑动量随时间和空间的
变化图像. 从破裂开始(发震时间)到发震后 12 s, 破裂
主要表现为双侧破裂形式, 即同时向东北和西南两个
方向扩展, 其中 5 s 时错动最快. 随后停顿了大约 4 s. 在发震后 16~30 s期间, 在震中东北方向约 80 km处开
始新的破裂, 并快速向着西南方向传播. 在这个阶段
破裂涉及的范围大, 是汶川大地震的一个主要过程. 在发震后 30~42 s, 在震中东北方向和西南方向都有一
些零星的破裂, 但规模较小、幅度较弱. 在接下来的
图 5 2008 年汶川大地震断层面上的滑动量随时间变化的快照
八角星表示震源(初始破裂点)的位置. 图中每个矩形子图表示在长 510 km、宽 50 km 的断层面上、在矩形内左下角所示的发震后的时刻
的累积滑动量的分布. 发震后的第 90 s的累积滑动量即静态滑动量分布(参见图 4). 红色细线表示地震破裂过程中破裂前锋随时间变化的
进程, 旁边的黑色数字表示相应的破裂传播速度的数值(单位: km/s)
张勇等: 2008 年汶川大地震的时空破裂过程
1192
6 s 内, 没有明显的破裂发生. 在发震后的 48~58 s 内,在震中东北 140 km的北川附近和震中西南 150 km的
康定附近下方相继发生破裂. 在发震后 60~66 s 内, 震中东北 200 km 处下方的断层面上有一次较小的破
裂事件. 此后, 在震中西南方向的破裂基本结束, 而在震中东北 280 km 处则零星地发生了一些破裂.
如前所述, 汶川大地震的震源过程错综复杂, 断层面上位错的分布也很不均匀. 图 5 的红色细线表示
了地震破裂过程中破裂前锋随时间的变化的进程(图5). 从图 5 可以看出, 在整个地震破裂过程中破裂前
锋的扩展速度(破裂传播速度)是随时间和空间变化的. 我们对几个典型的时段估算了相应的破裂传播速度
的数值(如图 5 中表示破裂前锋的红色细线旁的黑色
数字所示). 根据破裂前锋沿断层走向的扩展情况 , 可以估算出朝东北方向和朝西南方向的平均破裂速
度分别约为 3.4 和 2.2 km/s.
6 震源时间函数 根据图 5 的破裂时空分布图像, 可以计算出如图
6 所示的地震矩的释放率随时间变化曲线(震源时间
函数)[4]. 由震源时间函数的时间积分可以得到整个
地震过程中释放的标量地震矩为 9.4×1020 Nm, 相当
于矩震级为 MW7.9. 汶川大地震的整个时间过程有 5个主要的能量释放阶段, 即由 5 次子事件组成. 第一
次子事件发生在发震后的最初 14 s, 在这个时间段内
释放了汶川大地震释放的全部地震矩的约 9%的地震
矩; 第二次事件介于发震后 14~34 s 之间, 是最主要
的一次事件, 释放了全部地震矩的约 60%的地震矩; 第三次事件开始于发震后 34 s, 结束于 43 s, 释放了
全部地震矩的约 8%的地震矩; 第四次事件为发震后
43~58 s, 释放了全部地震矩的约 17%的地震矩; 第五
图 6 2008 年汶川大地震的震源时间函数
次事件开始于发震后 58 s 至全部地震破裂过程结束
(发震后 90 s), 仅释放了全部地震矩的约 6%的地震矩.
7 地表位移场与近断层地区震灾的致灾机理
在均匀各向同性完全弹性半空间中任一矩形断
层引起的位移可以用解析式表示[17~19]. 据此可以计
算有限断层震源模型引起的同震位移场. 将反演地
震破裂过程得到的 255个 10 km×10 km的正方形子断
层的位错(滑动量)在震中区地表面引起的同震位移叠
加, 便可得到汶川大地震在震中区引起的同震位移
场(图 7). 图 7 表示汶川大地震在震中区引起的同震
位移场的空间分布. 作为比较, 图中还给出了汶川大
地震的等震线 [20]. 从震中区同震位移场的水平向位
移(图 7(a))可以看到非常清楚的右旋运动, 即断层的
西北盘向东北方向运动以及断层的东南盘向西南方
向运动. 从震中区同震位移场的垂直向位移(图 7(b))可以清楚地看到, 在 NE-SW 走向的汶川大地震发震
断层的上盘(西北盘), 地面隆升, 而在下盘(东南盘), 地面下沉. 需要特别指出的是, 由图 7 可见, 我们计
算得出的地表水平向和垂直向同震位移的空间分布
的特征都与震中区等震线的特征非常接近. 计算得
出的地表垂直与水平位移最大的两个地区即汶川和
北川地区正好对应于本次地震中受灾最严重的、烈度
都同为Ⅺ度的两个极震区. 在汶川地区, 地面最大水
平向位移为 3.2 m, 最大垂直向位移为 2.8 m; 在北川
地区, 地面最大水平相位移为 2.9 m, 最大垂直向位
移为 2.6 m. 地面最大位移均发生于出露至地表的断
层面上. 在最大相对位移即位错所在地点(震中东北
约 50 km 处), 计算得出的的滑动量为 6.1 m, 与地震
现场调查的结果非常接近. 这些情况表明, 汶川大地
震贯穿到地表面的逆冲断层错动是近断层地区震灾
的主要原因.
8 讨论与结论 我们在全球范围内从全球地震台网的数字地震
资料中挑选了 21 个方位分布较均匀的长周期台站的
垂直向 P 波记录, 通过波形反演得到了 2008 年 5 月
12日MS8.0地震的时空破裂过程. 反演结果的质量在
一定程度上可以从观测波形与理论(合成)波形的拟合
程度得到反映. 为此, 我们利用反演得到的动态破裂
中国科学 D 辑: 地球科学 2008 年 第 38 卷 第 10 期
1193
图 7 2008 年汶川大地震断层错动引起的同震位移场与等震线[20]
(a) 水平向位移; (b) 垂直向位移
图 8 全球地震台网(GSN)记录的观测地震图与理论地震图的比较
每个子图中, 上方的粗实线表示观测地震图, 下方的细实线表示理论地震图. 子图左方的数字从上到下依次为: 观测地震波形的最大振
幅、观测地震图与理论合成地震图之间的相关系数、理论地震波形的最大振幅. 地震波形振幅的单位为 m. 子图右边的字符从上到下依
次为对应的台站名、分量名和震相名
张勇等: 2008 年汶川大地震的时空破裂过程
1194
过程模型计算了所用的 21 个台站所在观测点的理论
(合成)地震图, 并与相应的观测地震图进行了对比. 从图 8 可以看出, 理论(合成)地震波形与观测地震波
形的拟合很好, 大多数(多达 13 个台站)的理论(合成) 地震波形与观测地震波形的相关系数在 0.8 以上, 有3 个台站的理论(合成)地震波形与观测地震波形的相
关系数在 0.7~0.8 之间. 可以认为, 反演得到的汶川大
地震动态破裂过程模型较好地解释了观测地震图. 由反演得到的静态(最终)滑动量分布模型计算
得出的地表同震位移场与野外地震灾害调查的结果
对比表明, 计算得到的地表位移场的分布特征与沿
断层的地震灾害分布特征非常接近, 地表位移值较
大的两个地区正好对应于两个极震区, 显示了极震
区与贯穿到地面的逆冲断层错动的密切联系. 若干细节尚待进一步深入研究. 例如, 本文的反
演结果表明, 在震中西南的康定东北方向也有明显
的、滑动量最大达 1.8 m 的断层错动, 这点尚有待野
外地震调查的印证. 又如, 尽管本文反演得到的汶川
大地震动态破裂过程模型比较好地解释了观测地震
图, 但在有的台站, 理论(合成)地震图与观测地震图
的拟合程度并不高, 其原因有待查明. 本文通过反演得到了汶川 MS8.0 大地震的震源
机制解、震源时间函数和断层面上滑动量随时间和空
间的变化过程, 并利用反演得到的断层面上的静态
位错模型计算了震中区地表位移场. 反演得到的震源
机制和破裂过程表明, 汶川大地震是一次以逆冲断层
错动为主的地震事件, 地震破裂过程以朝北东向破裂
为主的不对称双侧破裂方式进行, 最大错动量达到7.3 m, 且大幅度、大面积的破裂在多个区域贯穿到地表. 根据反演得到的静态(最终)滑动量分布模型计算的震
中区地表位移场特征与地震的烈度分布特征具有很好
的一致性, 表明了汶川大地震的大面积、大幅度、贯
穿到地表的以逆冲为主的断层错动是致使近断层地区
严重地震灾害在震源方面的主要原因.
致谢 作者对中国科学院遥感应用研究所王世新研究员在图 1 准备中给予的帮助以及两位审稿专家提出的
建设性意见表示衷心的感谢.
参考文献
1 陈国光, 计凤桔, 周荣军, 等. 龙门山断裂带晚第四纪活动性分段的初步研究. 地震地质, 2007, 29(3): 657—673 2 Yang Z X, Waldhauser F, Chen Y T, et al. Double-difference relocation of earthquakes in central-western China, 1992—1999. J Seis-
mol, 2005, 9: 241—264 3 闵子群, 主编. 中国历史强震目录(公元前 23 世纪—公元 1911 年). 地震出版社, 1995. 1—514 4 闵子群, 主编. 中国历史强震目录(公元前 1912 年—公元 1990 年, MS≥4.7). 地震出版社, 1995. 1—636 5 张勇, 许力生, 陈运泰, 等. 2007 年云南宁洱 MS6.4 地震震源过程. 中国科学 D 辑: 地球科学, 2008, 38(6): 683—692 6 Kennett B L N, Engdahl E R. Travel times for global earthquake location and phase identification. Geophys J Int, 1991, 105: 429—
465 7 Kennett B L N. Seismic Wave Propagation in Stratified Media. Cambridge: Cambridge University Press, 1983. 1—339 8 张勇. 震源破裂过程反演方法研究. 北京: 北京大学博士学位论文, 2008. 1—158 9 刘超, 张勇, 许力生, 等. 一种矩张量反演新方法及其对 2008 年汶川 Ms8.0 地震序列的应用. 地震学报, 2008, 30(4): 329—339
10 Kikuchi M, Kanamori H. Inversion of complex body waves. Bull Seism Soc Am, 1982, 72: 491—506 11 Hartzell S H, Heaton T H. Inversion of strong ground motion and teleseismic waveform data for the fault rupture history of the 1979
Imperial Valley, California, earthquake. Bull Seism Soc Am, 1983, 73: 1553—1583 12 Ward S N, Barrientos S E. An inversion for slip distribution and fault shape from geodetic observations of the 1983, Borah Park,
Idaho, earthquake. J Geophys Res, 1986, 91(B5): 4909—4919 13 Chen Y T, Xu L S. A time domain inversion technique for the tempo-spatial distribution of slip on a finite fault plane with applica-
tions to recent large earthquakes in Tibetan Plateau. Geophys J Int, 2000, 143(2): 407—416 14 Brune J N. Tectonic stress and the spectra of seismic shear waves from earthquakes. J Geophys Res, 1970, 75: 4997—5009 15 Brune J N. Correction. Tectonic stress and the spectra of seismic shear waves from earthquakes. J Geophys Res, 1971, 76: 5002 16 Kanamori H. Mechanics of earthquakes. Ann Rev Earth Planet Sci, 1994, 22: 207—237 17 陈运泰, 林邦慧, 林中洋, 等. 根据地面形变的观测研究 1966 年邢台地震的震源过程. 地球物理学报, 1975, 18(3): 164—182 18 陈运泰, 黄立人, 林邦慧, 等. 用大地测量资料反演的 1976 年唐山地震的位错模式. 地球物理学报, 1979, 22(3): 201—216 19 Okada Y. Surface Deformation due to shear and tensile faults in a half-space. Bull Seism Soc Amer, 1985, 75(4): 1135—1154 20 国家汶川地震专家委员会. 汶川地震灾区地震地质灾害图集. 中国地图出版社, 2008. 1—105
