2012, Vol. 55
2. 中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026;
3. 中国科学院测量与地球物理研究所大地测量与地球动力学国家重点实验室, 武汉 430077
2. School of Earth and Space Science, University of Science and Technology of China, Hefei 230026, China;
3. Geodetic Survey and Geodynamics National Key Lab, Institute of Geodesy and Geophysics, China Earthquake Administration, Wuhan 430077, China
近年来在少震､弱震区发生了一些破坏性地震.例如，龙门山断裂北段曾经被认为是不活动的断层；2010年初四川遂宁-重庆潼南地区发生的5 级地震造成了人员伤亡及十多亿元的经济损失[1]；而Geller等[2]也认为日本四十年来造成人员死亡的地震多数发生在传统意义上认为的地震危险性低的地区.对这些地区的防震减灾策略与地震活动性强的地区的不同.例如，对于强震频发地区，可以利用密集台网建立预警系统避免部分灾害形成[3-5]，以及利用烈度速报系统可以准确及时救灾；同时由于历史地震资料丰富，可以得到比较准确的地震危险性参数，从而实现对建筑物进行合理设防.而由于观测资料的限制，少震､弱震区的地震危险性评估，则是地震学研究的难点[6-7].除对古地震､地震地质､活断层探测等的考察外，对现今中小地震活动尤其是中等地震的精确震源参数越来越成为地震危险性评估的珍贵资料.
2010年10月24日16时58分，河南省周口市太康县､扶沟县､西华县交界处发生了MS4.6 地震(34.0°N，114.6°E)(中国地震台网中心http://www.csndmc.ac.cn/newweb/index.jsp)，见图 1.这次地震是河南省近30 年来最大的一次地震，周口､开封等地有明显震感，许昌､平顶山､郑州等地有感，地震造成多间房屋倒塌，部分人员受伤､经济损失较大.而在2011年3月8日凌晨0时19分此次地震附近又发生了一次MS4.1地震，根据中国地震台网中心目录两次地震之后该地区附近还发生了若干次小震，具体目录见表 1.由于地处弱震､少震区，两次中等地震的发生造成较大的社会影响，该地区的地震危险性也引起社会公众和地震工作者的广泛关注.
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表 1 太康地震序列目录(中国地震台网中心全国地震编目系统) Table 1 Catalog of Taikang earthquake sequences (from CENC) |
对河南太康两次中等地震震源机制解､震源深度，以及相应地震序列的空间位置的精确确定在分析该地区地震危险性中具有重要的科学价值.在震源机制解研究中，传统上采用P 波初动方法，这一方法物理基础清晰，快速简单结果较为可靠，应用较为广泛[8-10].除P波初动方法外，还可利用地震波形记录反演震源机制解，即使在台网相对稀疏､数据资料有限的情况下也能得到较可靠的结果[11-14].近年来国际上发展了“剪切-粘贴"(CutandPaste，简称CAP)方法[15-16]，同时利用宽频带近震记录的体波(Pnl)和面波波形记录联合反演矩张量解，分别拟合体波和面波，对速度结构和地壳横向差异不敏感[16]，因此得到了广泛关注和应用[17-18].在地震震源深度研究中，受观测方式和台站分布等客观条件所限，地震震源深度往往较难精确测定，近年来近震深度震相的研究为地震定深提供了一种新的途径.理论上，在合适震中距范围内可以观测到近震深度震相sPL､sPg､sPmP､sPn､sSmS及其参考震相Pg､PmP､Pn､SmS等，如能在实际地震记录中识别出这些震相，就可较好确定震源深度.目前利用深度震相确定震源深度方法已经得到广泛的应用[19-21]，特别是在台站方位角或震中距分布不理想情况下，深度震相法是一种较好确定震源深度的方案.
本文利用CAP 方法反演了序列中两次4级以上地震矩张量解和深度，并利用深度震相确认震源深度的可靠性.本文还利用相对定位法确定了地震序列的相对水平位置，依据这些结果讨论了该地区的活动构造特征，并指出其对于认识该地区地震危险性的潜在意义.
2 方法 2.1 震源机制解反演本文利用CAP方法[15-16]进行震源机制解反演，其主要思想是利用近震数据，把宽频带数字波形记录分为体波部分(Pnl)和面波部分，分别计算它们的理论地震图和实际观测波形的目标误差函数，在给定参数空间中进行网格搜索，同时反演震源机制解和震源深度.
考虑到因几何扩散产生的衰减对波形的影响，使用经震中距矫正后的绝对误差值作为目标误差函数[16]，定义为:
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(1) |
式中，r为震中距，r0 为选定的参考震中距，p为比例因子用以保障震中距r处的权重与r0 相当.基于所定义的目标误差函数，采用网格搜索的方法在M0､θ-Φ､δ､λ 以及震源深度空间进行搜索，得到最佳的震源机制解､矩震级和震源深度.
前人的研究结果表明[17-18]，CAP 方法在反演震源机制解和确定震源深度上优势较为明显.
2.2 理论地震图计算在计算理论地震图时，这里采用了目前广泛使用的频率-波数(F-K)法[23].F-K 法适用于水平分层地壳模型，通过对频率和波数分别进行积分，采用传播矩阵计算地震的全波场位移分布，能够计算各种频率下包含了体波和面波波形等成分的全部波形.
2.3 相对定位相对定位使用了主事件相对定位法[24]，主事件相对定位法(ATD)是由震源位置与台站校正的联合定位法(JED)发展而来，其基本思想是选定震级较大､震源位置较为精确的一个地震作为主事件(MasterEvent)，计算发生在其周围的一群地震(从事件)相对于主事件的位置，进而确定这群地震的绝对震源位置.由于地震群的分布比较集中，待定事件与主事件之间的距离，以及在波传播路径上的速度不均匀体的线性尺度都远小于主事件到台站的距离，每一次地震到同一台站的射线路径几乎相同，其走时差只由待定事件与主事件的相对位置，以及它们之间小范围内的速度结构决定.因此，主事件相对定位法一定程度上减小了由于对地壳结构了解不够精细和地壳速度横向不均匀所造成的路径异常，地震群的相对位置也将测定得比较精确，因而主事件相对定位法尤其适用于具有时､空相关性的序列地震之间相对位置的精确定位，得到了广泛应用[25-26].
3 数据资料和速度模型选取本文使用了国家数字测震台网数据备份中心[27]提供的国家台网及河南､安徽､山东和江苏等区域台网的宽频带数字地震波形记录.按照方位角覆盖及信噪比的要求，挑选出宽频带地震台及短周期地震台的数据进行处理，挑选出的台站分布如图 1所示.
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图 1 震中位置及台站分布图. 五角星代表主震大致位置，黑色实线代表断层分布(引自邓起东等[22])，三角代表短周期台站，正方形代表宽频带台站 Fig. 1 Taikang mainshock (star) and seismographic stations. The triangles represent short-period stations，while squares represent broad band stations.The solid line sdenote faults (from Deng et al[22]) |
对挑选出的宽频带数据首先去除仪器响应，并旋转至大圆路径.然后对波形中Pnl部分使用带宽为0.02~0.2 Hz､面波部分使用带宽为0.01~0.1Hz的带通滤波器进行滤波.这些频带在美国南加州震源机制解研究中采用，适合三维结构不十分复杂的情形；而Pnl和面波的相对权重为2∶1，一些研究表明这样的权重可以较好兼顾Pnl和面波的优点.相应地，采用相同的滤波参数，对计算得到的理论地震图进行滤波.对短周期数据则利用其P 波初动符号在反演过程中对震源机制解加以约束.
在CRUST2.0 速度结构模型(http://igppweb.ucsd.edu/-gabi/crust2.html)基础上，根据孙武城等[28]研究结果进行了部分修正，得到该区域的一维速度结构模型，将地壳划分为5 层，如表 2 所示.在此模型中，地壳厚度为31km，地表有一速度特别低的薄层，对应于新生代沉积层.古生代时周口地区沉积属大华北地块的一部分，晚白垩世周口坳陷整体抬升遭受剥蚀，前期沉积地层遭受强烈而不均匀的剥蚀，而新生代周口大部分地区裂陷沉降接受沉积，因此新生代地层在周口坳陷较发育，分布范围较广，沉积了一套河流-湖泊相地层，上部岩性为红色､棕黄色泥岩与砂岩互层，底部为厚层含砾砂岩､砾岩，沉积厚度一般为1000~1800m.这些沉积层中波速一般较低.
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表 2 河南太康地区分层地壳速度模型 Table 2 Layered crustal velocity model for Taikang region |
根据公式(1)给出的误差目标函数在参数全空间范围内搜索最佳震源机制解､震源深度和矩震级.图 2和图 3分别给出了主震和2011年MS4.1余震的观测波形与理论波形拟合误差随深度的分布，由图可见，两次地震震源深度均为13km 时，拟合误差达到最小，据此得到两次地震震源深度均为13km，此时对应的双力偶解即为最佳双力偶解.其中，主震最佳双力偶解为节面Ⅰ:走向222°､倾角74°､滑动角165°；节面Ⅱ :走向316°､倾角76°､滑动角17°.2011年MS4.1 地震最佳双力偶解为节面I:走向302°､倾角56°､滑动角-3°；节面Ⅱ:走向33°､倾角87.5°､滑动角-146°.此外，反演得到的矩震级分别为Mw4.2和Mw3.9.由图 2 和图 3 还可看出，随着震源深度的改变，震源机制解变化并不显著，说明反演得到的震源机制解较为稳定.
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图 2 2010年10月24日太康MS4.6地震矩张量反演中波形拟合误差随深度变化 Fig. 2 Wave form fit errors as function of depth in Oct24，2010 Taikang MS 4.6 event moment-tensor inversion |
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图 3 2011年3月8日太康MS4.1地震矩张量反演中波形拟合误差随深度变化 Fig. 3 Waveform fit errors as function of depth in Mar8，2011 Taikang MS4.1 event moment-tensor inversion |
图 4和图 5分别给出了两次地震理论波形与观测波形的拟合情况.由图可见，大部分台站各震相拟合效果较好.由于数据记录质量差或区域地壳速度结构复杂等原因，简单的一维速度结构模型在反演中不能完全适用，部分台站或部分分量的波形拟合情况可能较差.为避免此类数据参与计算影响结果的可靠性，反演中未予使用.
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图 4 2010年10月24日太康MS4.6地震矩张量反演理论地震波形(红色)与实际观测地震波形(黑色)波形图下方第一行数字为各段理论地震波形相对实际观测波形的移动时间，正值表示理论波形相对观测波形超前.第二行数字为理论波形与观测波形的相关系数(百分比). 波形图左侧字母为台站，其下数字分别为台站震中距(km)以及理论地震图相对实际观测数据整体移动时间.震源球上黑色区域代表压缩区，白色代表拉张区，其上的红色十字符号代表台站.震源球采用下半球投影. Fig. 4 Comparison between synthetic(red) and observed (black) seismograms of Oct24，2010 Taikang MS4.6 event The numbers on the lower left side of these is mograms are the time shifts (upper) and cross-correlation coefficient in percent(lower).Positive time shifts mean that the observed data have been delayed.The letters on the left side are stations，the numbers below it are epicentral distances and time shifts between synthetics and the observed data.The black color in beach-ball denotes compression，while white color is extension.The red cross esare stations.Lower hemisphere projection is used. |
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图 5 2011年3月8日太康MS4.1地震矩张量反演理论波形(红色)与实际观测波形(黑色)的拟合情况.图注同图 4 Fig. 5 Comparison between synthetic(red) and observed (black) seismograms of Mar 8，2011TaikangMS4.1event.SeeFig. 4 for details |
由于深度震相与其参考震相的走时差对震源深度变化非常敏感，受震中距的影响不大，这种特性可以克服震源深度和发震时刻的不唯一性.SmS震相是下行S波在MoHo面上的反射震相，而深度震相sSmS则是S波上行在地表反射后再次在Moho面上发生反射形成的.有研究表明，当地壳结构相对简单时，在一定的震中距范围内，可以产生很强的莫霍面反射波SmS，其振幅是直达S 波的数倍以上[29-30].这里利用深度震相sSmS 和其参考震相SmS进一步确认两次事件的震源深度.
对于主震，本文选用ZMD 台站，其震中距为136km，方位角为219°，把原始数据旋转到大圆路径，并经带通0.5~2.0Hz滤波后，在切向分量上可看到清晰的SmS和sSmS震相，如图 6中黑色实线所示.基于表 2中的地壳速度结构模型，考虑到前人研究表明速度间断面会影响到SmS 震相的发育[30]，因此对速度模型进行了平滑.使用平滑后地壳速度结构模型，对不同震源深度分别计算理论地震图，并考察深度震相与参考震相随深度的变化趋势.由图 6可见，sSmS震相与其参考震相SmS随着震源深度的增加，其走时差明显变化.对比可见，震源深度为13km 时理论走时差与实际观测数据走时差拟合最好，由此可进一步确认CAP波形反演的震源深度13km 较为可靠.利用相同方法，同样得到2011年MS4.1地震震源深度也为13km.值得注意的是，两次地震的深度震相在多数台辨认不直观，仅在部分台站上清晰易于识别.据孙武城等[28]研究表明，许昌-太康断裂地处河淮盆地(周口坳陷)，而河淮盆地基底埋深约为2~4km，盖层P波速度约为1.8~5.0km/s[31]，由此推测，低速盖层的存在可能是导致深度震相复杂不易辨认的原因.
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图 6 ZMD 台记录的2010年10月24日太康MS4.6地震切向分量波形的震源深度测试图 红色曲线代表不同深度的理论地震图.黑色为实际观测数据记录.所有波形经0.5~2.0Hz带通滤波.将实际观测数据和理论波形按SmS震相对齐(左侧竖直灰线)，右侧竖直灰线为实际观测数据的sSmS震相，中间灰色斜线为理论地震图的sSmS 震相.可见当深度为13km 时理论图与实际观测数据sSmS震相拟合最好(图中虚线框处). Fig. 6 Focal depth test of Oct24，2010MS4.6 event Synthetics(red) are calculated with different source depth using the same azimuth and distance as station ZMD. Both synthetic sand observed (black) are band-pass filtered with corner frequencies of 0.5~2.0 Hz.The data and synthetics are aligned with SmS phase(left vertical line).The right vertical lined enotes sSmS phase of observed data，while them iddletilt lineis sSmS phase of synthetics with different focal depths.Best fit of time differences betweens SmS and SmS isatdepth of 13km(dashed box). |
利用地震波形和相对定位还可进一步确定两次地震相对的深度和水平位置.相对定位法在原理上与主事件相对定位法[24]相同.选用台站ZK､YJ､XX､XC､SQ､PY､MCG､HH 进行相对定位，从图 1可以看出这些台站方位角分布覆盖较好.对于这些台站读取其垂直分向记录Pg波到时，P波到时读取误差约为0.1s.主事件定位方法的精度取决于主事件的精度[26]，通常选用记录较好的事件作为主事件.本文选取2010年MS4.6地震作为参考事件，首先采用目前常用的HYPOINVERSE-2000 方法[32]对此事件进行了重新绝对定位.定位使用的地壳速度结构模型如表 2 所示，定位过程中为降低深度不确定性所带来的干扰，将深度固定为13km.定位结果显示本次事件震中为34.092°N，114.653°E.重定位后其走时均方根残差(RMS)从0.79s 降低至0.43s.然后利用P 波到时差对两次地震水平位置进行了相对定位，相对定位结果见图 7.定位结果显示2011年MS4.1 地震即4 号事件位于2010 年事件以东0.18km､以北0.27km 处，水平距离约0.3km.1-3号余震均发生于主震东南，5 号余震则发生于西南处.粗略估计，1-3 号余震所处方位与主震节面I走向较为接近，而4､5 号地震所处方位则与主震节面Ⅱ走向较为接近.
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图 7 太康地震序列的相对定位结果 图中数字为事件编号(见表 1)，实心五角星事件0 为2010 年MS4.6主震，空心五角星代表 2011年MS4.1余震，圆圈代表其它余震事件.图中数字为事件编号(见表 1)，事件0 为2010 年MS4.6地震，位于原点处，其余各事件所处位置代表与其相对位置. Fig. 7 Relative epicenter location result of Taikang earthquake sequences The events are number edinchrono logical order(seeTable 1).The solid star represents 2010MS4.6 main shock，the open star represents 2011MS4.1 event，and the circles denote other events. |
鉴于深度震相与其参考震相走时差对震源深度较为敏感的特性，可以通过对比同一台站记录的走时差考察两次4级以上地震的深度差.从图 8 中可以看出两次地震的sSmS 震相和SmS 震相的走时差基本相同，这表明了两次事件震源深度几乎一致.
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图 8 ZMD 台切向记录的两次事件的深度震相sSmS与参考震相SmS对比图 深色和浅色分别为2010年MS4.6和2011年MS4.1地震波形，并经过了0.5~2.0Hz带通滤波.为对比清晰，对MS4.1地震震幅进行了放大，放大倍数为3倍. Fig. 8 Comparison of depth phase sSmS and its reference phase SmS between two events on tangential component The dark (Oct24，2010MS4.6event) and light (Mar8，2011，MS4.1event)curves are band-pass filtered with 0.5~2.0 Hz.The light one isampli fied by a factor of 3 with respect to the dark for display reason. |
本文利用CAP 方法反演了2010 年和2011 年河南太康地区两次4级以上地震的震源机制解和震源深度，结果表明，两次地震均为走滑型､震源机制解结果相近，震源深度均为13km 左右.为进一步确认震源深度结果的可靠性，利用深度震相sSmS和参考震相SmS对深度进行了研究.通过理论地震图与实际观测记录拟合表明，两次地震最佳深度均为13km 左右，与CAP反演结果相一致，进一步验证了CAP方法在深度约束上的可靠性.此外，通过直接比较两次地震观测记录中深度震相sSmS和参考震相SmS走时差，也确认两次地震在深度上相差无几.
谢智等[33]汇集分析了河南及邻区1965-2000年3.5级以上地震震源机制解，结果表明地震震源大致表现为走滑错动型，而震源机制两组节面的走向大多为北北东向和北西西向，这和本研究结果较为一致.从地震活动分布来说，此次地震位于所谓的菏泽-昆山北西向地震带内[34]，该地震带西起河南的许昌和焦作，北到河北磁县和山东菏泽，在该处分别与河北平原地震带和山东境内另一北东向弱震带相交汇，再经苏､皖交界的淮河流域向东延伸，达苏南､浙北直至长江口.该地震带受多组近平行的北西向活动断裂带的控制，而许昌-太康断裂是更大断裂许昌-淮南断裂的组成部分，地质考察表明这些断裂其破裂特征和切错方式均为左旋走滑或逆走滑，这和本文所得到机制解相符合.
对余震的相对定位结果显示，余震展布基本沿主震的两个节面方向，1-3号余震主要呈北西-南东向分布，大致与主震节面I走向一致.从发震构造上来看，主震震中靠近许昌-太康断裂，而震源机制解的节面I走向与其很一致，因此推测其发震断层可能为这些平行的北西向活动断裂中的一条.4､5号余震而后向北东向发展，推测两组共轭断裂剪切作用形成了本次地震序列.太康地震序列可能是以北西西向左旋走滑为主破裂兼有北东东向右旋走滑断层的共轭破裂.研究表明，两个方向的共轭剪切破裂出现的时间常常有先后差别[35].推测本次地震序列中先是北西西向断裂破裂，形成主震，而后北北东向断裂继续调整应力，再次发生了MS4.1 地震.如果如此，那么本次地震序列破裂特征和2005 年九江-瑞昌地震序列破裂特征[36]有相似之处.由于共轭断裂的几何结构特征更有利于应变能的积累，因此在分析区域地震危险性时值得注意.
致谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心"为本研究提供了地震波形数据，地震目录由中国地震台网中心“全国编目系统"提供，吴忠良研究员给予了许多深入细致的指导，马宏生博士､邵志刚博士提出诸多有益建议，两位审稿专家的审稿意见对稿件的质量提升帮助很大，在此一并表示感谢.
| [1] | 罗艳, 倪四道, 曾祥方, 等. 一个发生在沉积盖层里的破坏性地震: 2010年1月31日四川遂宁-重庆潼南地震. 科学通报 , 2011, 56(6): 521–525. Luo Y, Ni S D, Zeng X F, et al. The M5.0 Suining-Tongnan (China) earthquake of 31 January 2010: A destructive earthquake occurring in sedimentary cover. China Sci. Bull. (in Chinese) , 2011, 56(6): 521-525. DOI:10.1007/s11434-010-4276-2 |
| [2] | Geller R J. Shake-up time for Japanese seismology. Nature , 2011, 472(7344): 407-409. DOI:10.1038/nature10105 |
| [3] | Allen R M, Kanamori H. The potential for earthquake early warning in southern California. Science , 2003, 300(5620): 786-789. DOI:10.1126/science.1080912 |
| [4] | 万柯松, 倪四道, 曾祥方, 等. 汶川大地震中的应急地震学. 中国科学D辑 , 2009, 52(2): 155–165. Wan K S, Ni S D, Zeng X F, et al. Real-time seismology for the 05/12/2008 Wenchuan earthquake of China. Sci. Chin. Earth Sci. (in Chinese) , 2009, 52(2): 155-165. DOI:10.1007/s11430-009-0007-1 |
| [5] | Wang W T, Ni S D, Chen Y, et al. Magnitude estimation for early warning applications using the initial part of P waves: A case study on the 2008 Wenchuan sequence. Geophys. Res. Lett. , 2009, 36(16): L16305. DOI:10.1029/2009GL038678 |
| [6] | Egozcue J J, Barbat A, Canas J A, et al. A method to estimate intensity occurrence probabilities in low seismic activity regions. Earthquake Engineering & Structural Dynamics , 1991, 20(1): 43-60. |
| [7] | Atakan K, Midzi V, Moreno T B, et al. Seismic hazard in regions of present day low seismic activity: uncertainties in the paleoseismic investigations along the Bree Fault Scarp (Roer Graben, Belgium). Soil Dynamics and Earthquake Engineering , 2000, 20(5-8): 415-427. DOI:10.1016/S0267-7261(00)00081-6 |
| [8] | 许忠淮, 阎明, 赵仲和. 由多个小地震推断的华北地区构造应力场的方向. 地震学报 , 1983, 5(3): 268–279. Xu Z H, Yan M, Zhao Z H. Evaluation of the direction of tectonic stress in north China from recorded data of a large number of small earthquakes. Acta Seismologica Sinica (in Chinese) , 1983, 5(3): 268-279. |
| [9] | 周仕勇, 许忠淮, 陈晓非. 伽师强震群震源特征及震源机制力学成因分析. 地球物理学报 , 2001, 44(5): 654–662. Zhou S Y, Xu Z H, Chen X F. Analysis on the source characteristics of the 1997 Jiashi swarm, western China. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2001, 44(5): 654-662. |
| [10] | 胡幸平, 俞春泉, 陶开, 等. 利用P波初动资料求解汶川地震及其强余震震源机制解. 地球物理学报 , 2008, 51(6): 1711–1718. Hu X P, Yu C Q, Tao K, et al. Focal mechanism solutions of Wenchuan earthquake and its strong aftershocks obtained from initial P wave polarity analysis. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2008, 51(6): 1711-1718. |
| [11] | Kanamori H, Given J W. Use of long period surface waves for rapid determination of earthquake source parameters. Phys. Earth Planet Inter. , 1981, 27(1): 8-31. DOI:10.1016/0031-9201(81)90083-2 |
| [12] | Thio H K, Kanamori H. Moment-tensor inversions for local earthquakes using surface waves recorded at TERRAscope. Bull. Seism. Soc. Amer. , 1995, 85(4): 1021-1038. |
| [13] | 马淑田, 姚振兴, 纪晨. 1996年5月3日内蒙古包头西Ms6.4级地震的震源机制研究. 地球物理学报 , 1998, 41(6): 795–804. Ma S T, Yao Z X, Ji C. A study for the mechanism of Ms6.4 earthquake on May 3, 1996 at west Baotou, Inner Mongol. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 1998, 41(6): 795-804. |
| [14] | 许力生, 陈运泰. 从全球长周期波形资料反演2001年11月14日昆仑山地震时空破裂过程. 中国科学D辑 , 2005, 48(1): 112–122. Xu L S, Chen Y T. Temporal and spatial rupture process of the great Kunlun Mountain Pass earthquake of November 14, 2001 from the GDSN long period waveform data. Sci. Chin. Earth Sci. (in Chinese) , 2005, 48(1): 112-122. |
| [15] | Zhao L S, Helmberger D V. Source estimation from broadband regional seismograms. Bull. Seism. Soc. Amer. , 1994, 84(1): 91-104. |
| [16] | Zhu L P, Helmberger D V. Advancement in source estimation techniques using broadband regional seismograms. Bull. Seism. Soc. Amer. , 1996, 86(5): 1634-1641. |
| [17] | 韦生吉, 倪四道, 崇加军, 等. 2003年8月16日赤峰地震:一个可能发生在下地壳的地震. 地球物理学报 , 2009, 52(1): 111–119. Wei S J, Ni S D, Chong J J, et al. The 16 August 2003 Chifeng earthquake: Is it a lower crust earthquake?. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2009, 52(1): 111-119. |
| [18] | 郑勇, 马宏生, 吕坚, 等. 汶川地震强余震(Ms≥5. 中国科学D辑 , 2009, 52(6): 739–753. Zheng Y, Ma H S, Lü J, et al. Source mechanism of strong aftershocks (Ms≥5.6) of the 2008/05/12 Wenchuan earthquakes and the implication for seismotectonics. Sci. Chin. Earth Sci. (in Chinese) , 2009, 52(6): 739-753. DOI:10.1007/s11430-009-0074-3 |
| [19] | Ma S T, Atkinson G M. Focal depths for small to moderate earthquakes (MN≥2.8) in western Quebec, southern Ontario, and northern New York. Bull. Seism. Soc. Amer. , 2006, 96(2): 609-623. DOI:10.1785/0120040192 |
| [20] | 崇加军, 倪四道, 曾祥方. sPL, 一个近距离确定震源深度的震相. 地球物理学报 , 2010, 53(11): 2620–2630. Chong J J, Ni S D, Zeng X F. sPL, an effective seismic phase for determining focal depth at near distance. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2010, 53(11): 2620-2630. |
| [21] | 罗艳, 倪四道, 曾祥方, 等. 汶川地震余震区东北端一个余震序列的地震学研究. 中国科学D辑 , 2010, 53(11): 1655–1664. Luo Y, Ni S D, Zeng X F, et al. A shallow aftershock sequence in the north-eastern end of the Wenchuan earthquake aftershock zone. Sci. Chin. Earth Sci. (in Chinese) , 2010, 53(11): 1655-1664. DOI:10.1007/s11430-010-4026-8 |
| [22] | 邓起东, 张培震, 冉勇康, 等. 中国活动构造基本特征. 中国科学D辑 , 2002, 32(12): 1020–1030. Deng Q D, Zhang P Z, Ran Y K, et al. Basic feature of China active structures. Sci. Chin. Earth Sci. (in Chinese) , 2002, 32(12): 1020-1030. |
| [23] | Zhu L P, Rivera L A. A note on the dynamic and static displacements from a point source in multilayered media. Geophys. J. Int. , 2002, 148(3): 619-627. DOI:10.1046/j.1365-246X.2002.01610.x |
| [24] | Spence W. Relative epicenter determination using P-wave arrival-time differences. Bull. Seism. Soc. Amer , 1980, 70(1): 171-183. |
| [25] | 杨智娴, 陈运泰, 张宏志. 张北—尚义地震序列的重新定位和发震构造. 地震学报 , 2002, 24(4): 366–377. Yang Z X, Chen Y T, Zhang H Z. Relocation and seismogenic structure of the 1998 Zhangbei-Shangyi earthquake sequence. Acta Seismologica Sinica (in Chinese) , 2002, 24(4): 366-377. |
| [26] | 周仕勇, 许忠淮, 韩京, 等. 主地震定位法分析以及1997年新疆伽师强震群高精度定位. 地震学报 , 1999, 21(3): 258–265. Zhou S Y, Xu Z H, Han J, et al. Analysis of master event earthquake location and high-resolution relocation of 1997 Jiashi strong earthquake swarm in Xinjiang province. Acta Seismologica Sinica (in Chinese) , 1999, 21(3): 258-265. |
| [27] | 郑秀芬, 欧阳飚, 张东宁, 等. "国家数字测震台网数据备份中心"技术系统建设及其对汶川大地震研究的数据支撑. 地球物理学报 , 2009, 52(5): 1412–1417. Zheng X F, Ouyang B, Zhang D N, et al. Technical system construction of data backup centre for China Seismograph Network and the data support to researches on the Wenchuan earthquake. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2009, 52(5): 1412-1417. |
| [28] | 孙武城, 徐杰, 杨主恩. 上海奉贤至内蒙阿拉善左旗地学断面1:100万说明书. 北京: 地震出版社, 1992 . Sun W C, Xu J, Yang Z E. Explanation of Fengxian, Shanghai-Alashanqi Inner Mongolia Geotransect (in Chinese). Beijing: Seismological Press, 1992 . |
| [29] | Somerville P, Yoshimura J. The influence of critical Moho reflections on strong ground motions recorded in San Francisco and Oakland during the 1989 Loma Prieta earthquake. Geophys. Res. Lett. , 1990, 17(8): 1203-1206. DOI:10.1029/GL017i008p01203 |
| [30] | 罗艳, 倪四道, 陈颙. 超临界距离上SmS震相对强地面振动衰减关系影响的初步探讨. 中国地震 , 2010, 26(2): 131–141. Luo Y, Ni S D, Chen Y. A case study on the effect of post-critical SmS on ground motion in Yingjiang, Yunnan Province, China. Earthquake Research in China (in Chinese) , 2010, 26(2): 131-141. |
| [31] | 嘉世旭, 张先康. 华北不同构造块体地壳结构及其对比研究. 地球物理学报 , 2005, 48(3): 611–620. Jia S X, Zhang X K. Crustal structure and comparison of different tectonic blocks in North China. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2005, 48(3): 611-620. DOI:10.1002/cjg2.694 |
| [32] | Klein F W. User's Guid to HYPOINVERSE-2000, a Fortran Program to Solve for earthquake Locations and Magnitudes. U. S. Geological Survey Open-File Report, 2007. http://www.oalib.com/references/18995539 |
| [33] | 谢智, 刘尧兴, 胡卫建, 等. 河南及邻区地震的震源机制. 西北地震学报 , 2002, 24(3): 283–286. Xie Z, Liu Y Y, Hu W J, et al. The focal mechanism of earthquake in Henan and its adjacent region. Northwestern Seismological Journal (in Chinese) , 2002, 24(3): 283-286. |
| [34] | 方大卫, 沈永盛. 关于菏泽—昆山北西向地震带的建立及其意义. 地震地质 , 1994, 16(4): 365–372. Fang D W, Shen Y S. Identification of the NW-trending Heze-Kunshan seismic zone and its significance. Seismology and Geology (in Chinese) , 1994, 16(4): 365-372. |
| [35] | 张四昌. 中国大陆共轭地震构造研究. 中国地震 , 1991, 7(2): 69–76. Zhang S C. Studies of conjugate seismotectonics of the continental earthquakes in China. Earthquake Research in China (in Chinese) , 1991, 7(2): 69-76. |
| [36] | 王墩, 肖和平, 姚运生, 等. 九江—瑞昌地震序列的构造背景与发震构造探讨. 大地测量与地球动力学 , 2007, 27(1): 15–20. Wang D, Xiao H P, Yao Y S, et al. On seismogenic and its background tectonics of Jiujiang-Ruichang seismic sequence. J. Geodesy and Geodynamics (in Chinese) , 2007, 27(1): 15-20. |