云南鲁春VMS锌铅铜多金属矿床的成矿金属来源

云南鲁春VMS锌铅铜多金属矿床的成矿金属来源 ( ) 阮祥 , 程万正. 2008 . 云南鲁甸 3 次 M ?5 . 0 地震破裂参数的研究. 地震学报 , 30 1: 9722102 . S Rua n Xia ng , Cheng Wa nzheng . 2008 . Rup t ure p ara met er s of t hree L udia n , Yunna n , M ?5 . 0 ea rt hqua ke s. A ct a S eis2 S ( ) m ol o g ica S i ni ca , 30 1: 9722102 . 研究简报 3 云南鲁甸 3 次MS ?5 . 0 地震破裂参数的研究 ) ) 1 ,2,2祥 程万正 阮 ) 1中国兰州 730000 中国地震局兰州地震研究所 ) 2中国成都 610041 四川省地震局预报研究所 关键词 地震破裂 震源机制 鲁甸地震 + ( ) 文章编号 : 025323782 20080120097206 中图分类号 : P315 . 3 3 文献标识码 : A Rupture para meters of three L udian , Yunnan , M?5 . 0 earthqua kesS 1 ,2) ,2) Rua n Xia ng Cheng Wanzheng ) 1L anz hou I nst i t ute o f S eis m ol o g y , Chi na Ea rt hqu ake A d m i nist rat i on , L anz hou 730000 , Chi na ) 2Ea rt hquake A d m i nist rat i on o f S i ch u an P rov i nce , Chen g d u 610041 , Chi na Key words : ea rt hquake r up t ure ; focal mecha ni sm ; L udian ea rt hqua kes 地震破裂方向的确定是震源机制研究中的重要内容之一 . 对于中强地震 , 目前一般是根据震源机制 解结合余震总体分布走向 、野外地震地破裂带展布或等震线长轴方向推测震时的主破裂面的破裂方向 .而对于中小地震主破裂面的确定却是一难点 . 部分研究者给出了利用地震波记录研究地震破裂方向的方 ( ) 法和少数强震破裂方向的研究实例 林邦慧等 , 1979 ; 刘万琴 , 黄家正 , 1982 ; 卓钰如 , 李文香 , 1982. () () Fra nkel 等 1982利用震源时间函数宽度的方向性变化 , 确定震源破裂方向 . L i 等 1995利用震源时间函数振幅线性相关法研究加拿大 M1 . 2 —4 . 4 地震断层面 .( ) L Badawy 和 A bbdel2Fat ta h 2001以 及 A bbdel2 () Fat ta h 2003利用震源时间函数脉冲宽度的最小二乘法确定震源破裂方向 . 对于单向破裂和有均一破裂 速度的线源模型 , 这些方法得到的结果依赖于平均破裂速度 、测震台站与破裂方向间夹角以及震源尺度 . () 此外 , 陈学忠等 2005还根据拐角频率随方位的变化 , 利用最小二乘法确定了 1995 年河北沙城 M4 . 1 地 L 震的破裂参数 . 方法的基础是 , 在对于单侧破裂并具有均一破裂速度的一维震源模型下 , 破裂在单方向 的传播优于其它方向 . 视破裂持续时间在破裂方向上最窄 , 而在相反的方向最宽 . 震源脉冲的最大振幅 在破裂传播方向上最大 , 反之亦然 . 这实际上就是多普勒效应 . 2003 年 11 月至 2004 年 8 月在川 、滇交界东侧的云南鲁甸发生了 5 级地震群 . 云南鲁甸地区 2003 年11 月 15 日 、11 月 26 日发生的 M5 . 1 和 M 5 . 0 地震 , 以及 2004 年 8 月 10 日发生的 M 5 . 6 地震 , 其震源 S S S 深度 : M 5 . 1 地震为 10 km ; M 5 . 0 和 M 5 . 6 地震为 5 km. 本文利用川 、滇遥测数字地震台网的记录资S S S 料 , 研究这 3 次地震的主破裂方向 , 并就方法的应用问进行了初步讨论 . 3 ( ) 基金项 目 国 家“十 一 五 ”科 技 支 撑 计 划 项 目 2006BA01B02201201 和 国 家 重 点 基 础 研 究 发 展 计 划 课 题 ( ) 2004 CB418404资助. 收稿日期 2007207202 收到初稿 , 2008201202 决定采用修改稿. 通讯作者 e2mail : r ua nxia ng8110 @163 . co m 1 由波谱参数推测地震主破裂方向的方法 1 . 1 基本原理 τ设在 t = 0 时刻从零点处沿某一方向开始发生剪切破裂 , 破裂传播速度为 v , 经一定时间后产生长 度为 L 、宽度为 W 的破裂断层 . E 为地震震源 , S 为台站 , R 为震源与台站之间的震源距 , R′为震中距 , θθφH 为震源深度 ; 为震源距与单侧破裂的夹角 , ′为震源距在平面上的投影与断层的夹角 , 为台站方位 φ角 , 为破裂方位角 . 与断层长度相比断层面宽度很窄 , 即 L > > W , 则宽度可忽略不计 , 于是单侧破裂 0 ?的有限移动源辐射的体波远场位移在时间域表示为 θ 1 co s MR R 0 1- ( )t - - L ( ) S t - - S R 1 u r , t= 3 θπρv c 1 co sc c 4cRL - v c ( ) 式中 , M为标量地震矩 , R为辐射图型因子 , S t为震 0 θ源时间函数 , c 为地震波传播速度 . 为台站方位与单侧 ( ) θθθ 破裂方向的夹角 , 现将投影到平面内 图 1. 则与 之间的关系为 θ Rco s θ (φ φ)( )= co s= co s - 2 0 R ( ) 若取震源时间 函 数 为 阶 跃 函 数 H t, 并 转 换 到 频 域 , 则得 R R M0 ωωsi n X - i- iT s c ( ω)( )u r , = e e 3 3 πρX 4cR 图 1 单侧破裂地震断层与地震台关系示意图 式中 Fig . 1 Sche matic ill u st ratio n of t he relatio nship R co s (φ -φ ) L 1 0 ω - T= X = T ssv cR 2 bet ween unilat eral r up t ure f aul t a nd sei smic st atio n ω) ( 取 u r , 的幅值 , 则得 R | M|0 (ω )?0 3 πρ 4c R MR 0 sin X ( ω) ( )| u r , | = = 4 3 X πρ 4cRM| R | 1 0 (ω)?足够大 3 X πρ 4cR ωωω当 取拐角频率时 , 地震波远场辐射谱为零频谱值 , 那么 1/ X = 1 , 即 T= 1 , 则0 0 s (φ φ) R co s 1 - L 1 1 0 ( )- T= = = 5 s π 2 v cR ω 2f 00 进一步可写为 R 1 R R (φ φ)( )T= = a - b bφ bφ co s - 60 = a - 1 co s- 2 sin 0 R f R R 0 2 2 ππφπφ () () 式中 , R =R + H, a = L / v , b= L / cco s, b= L / csi n. 在理想监测条件下 , 且地震波 10 2 0 ( φ) 传播分析模型与观测情形相符时 , 可以根据多台得到的 T,R , , 反演给出地震破裂方向 .0 1 . 2 拟合计算方法 ( φ每次地震有唯一确定的深度 H , 有对应于 n 个测震台站与该地震震中的连线的方位角为k = 1 , 2 ,k ( ( ) ) 3 , 震中距为 R k = 1 , 2 , 3 , , n. 根据 n 个台站采集波形计算得到的拐角频率为 f k = 1 , , n, k 0 k ) ( ) φ2 , 3 , , n, 对应的周期为 Tk = 1 , 2 , 3 , , n. 用最小二乘法将 n 个台站的, R 与 T 进行拟 0 k k k 0 k 合 , 可求得系数 a , b和 b.1 2 ( ) ? 陈运泰等. 2004 . 震源理论基础 预印本. 1 期阮祥等 : 云南鲁甸 3 次 M ?5 . 0 地震破裂参数的研究 S 99 表 1 断层面方位角的确定 1 . 3 破裂方位角的确定 Ta ble 1 Det e r mi natio n of f a ul t azi mut h φ 破裂方位角 可由下式结合表 1 求得 :0 | b|2 bb方位角 1 2 ( )φ7 = a rcta n 0 | b|1 φ正 负 360?- 0而地震马赫数为 φ 负 正 180?- 0 2 2 φ 正 正 0b+ bv 1 2 ( )= 8 φ 180?+负负0c a 2 的选取和计算 2 . 1 资料的选取 云南鲁甸地区 2003 年 11 月 M 5 . 1 , 5 . 0 地震和 2004 年 8 月 M 5 . 6 地震震中与台站分布情况见图S S 2 . 地震震中位于川 、滇交界东侧 , 震源深度分别为 10 , 5 km 和 5 km. 为力求使震中周围有测震记录 , 本 研究资料收集采用了昆明数字地震台网中的 14 个 、成都数字地震台网中的 5 个宽频带数字台的数字地震 波记录资料 . 昆明数字地震台网 、成都数字地震台网均是 FB S23A 型三分向宽频带速度地震仪 , 信号采样率分别为 50 Hz 和 100 Hz . 这些地震仪基本上在 0 . 1 —20 Hz 具有速度平坦的响应 . 通过测震仪器幅频 特性的扣除 , 对本文所计算的 3 次中等强度的地震 的震源谱曲线可以给出较理想的结果 . 2 . 2 衰减模型和震源谱计算 本文对震源谱曲线的计算采用 P 波段的数字记 录 . 为计算震源谱的拐角频率 , 首先将各台的速度记 录扣除仪器响应并转换 为速度谱 , 然后把速度谱除 π以 2f 得到位移谱 , 再对各台站记录的位移谱 ( ) ( ) ( ) ( )( )A f = Of Pf Gf 9 ij ij ij j ( ) 进行传播路径及场地响应的校正 . 式中 , Of 为震 ij ( ) 源谱 ; Pf 为地震波衰减项 , 包括几何衰减和非弹 ij ( ) 性衰减 ; Gf 为场地响应 .j 在对地震波进 行传播路径校 正 时 , 对 于 几 何 衰 减的扣除采用线性几何 衰减模型 ; 对于非弹性衰减 的扣除 , 由于 P 波段目前尚未有研究结果可参考 , 本 文重新在云南省境内选取 26 次 、四川省境内选取 21 次分布较均匀的地震 , 地震基本覆 盖震中周围的地 区 , 根据图 2 所示全部台站的资料 , 利用遗传算法反 图 2 鲁甸 M ?5 . 0 地震与周围数字测震台站分布图 S ( ) 演非弹性衰减系数 刘杰等 , 2003. 反演结果显示 , 实心三角为宽频带数字台 , 空心三角为短周期数字台1. 04 对应于 3 次地震震中的云南一侧 Q = 50 . 6 ?f , 四 () Fig . 2 L udia n M ?5 . 0 ea rt hqua ke s ci rcle sa nd S 0. 882 川一侧 Q = 172 . 1 ?f . 对于 P 波的场地响应 , 由 digit al sei smic st atio n s. Solid a nd open t ria ngles rep re sent broadba nd a nd sho rt p erio d ( ) 于其全部取自垂直向 , 根据 Na ka mura 1989提出垂 st atio n s , re sp ectivel y 直向记录基本不被放大的理论 , 不做扣除 . 利用上述 结果 , 对位移谱进行校正 , 得到第 i 次地震 、第 j 个 ( ) ( 台站记录的地震的震源谱 O f . 最后采用遗传算法求震源谱的拐角频率值 f Mo ya et al , 2000 ; 刘杰 ij 0 ) 等 , 2003. 2 . 3 破裂参数计算结果 利用成都和昆明台网各台站记录的 P 波震源谱的拐角频率 f 进行拟合得到鲁甸 2003 年 11 月 15 日0 ( ) M5 . 1 地震的拟合系数 a = 1 . 331 2 , b= 0 . 680 3 , b= -0 . 158 1 , 破裂方向为 347?表 2, 显示为 N N WS 1 2 向破裂 , 地震马赫数为 0 . 52 . 地震马赫数是破裂速度 表 2 利用 P 波段记录计算得到的鲁甸 与波速的比值 , 反映地震破裂时破裂速度的变化 . 3 次 M ?5 . 0 地震的破裂方向S 鲁甸 2003 年 11 月 26 日 M5 . 0 地震的拟合系数S Ta ble 2 Rup t ure azi mut h s of t he t hree M ?5 . 0 S a = 1 . 049 8 , b= 0 . 371 4 , b= 0 . 091 0 , 破裂方向为1 2 L udian ea rt hqua ke s o bt ai ned f ro m P2wave reco r ds 14?, 显示为 N N E 向破裂 , 地震马赫数为 0 . 36 . 鲁甸M 5 . 1M 5 . 0M 5 . 6名 称 S S S a = 2004 年 8 月 10 日M 5 . 6 地 震 的 拟 合 系 数 S 破裂方位角 347? ? ? 143361 . 578 1 , b= 0 . 511 3 , b= - 0 . 230 3 , 破裂方向为 1 2 地震马赫数0 . 52 0 . 36 0 . 36 336?, 亦显示为 N N W 向破裂 , 地震马赫数为 0 . 36 . 3 震源参数的分析结果 3 . 1 地震主破裂方向结果的分析 () ( φφ) ) (φ在进行破裂方位角拟合时 , 式 6中的 T与 R / Rco s - 的线性相关系数随破裂方位角取值 而0 0 0 () φ变化 . 从图 3 中可以看出箭头所指处 即本文前面利用最小二乘法计算所得到的 处相关系数达到0 极值 , 即拟合结果达到最佳 . 另一方面极值的大小也反映了拟合的线性趋势以及拟合点的离散状况 , 对 于 M 5 . 1 , 5 . 0 和 M 5 . 6 三次地震 , 分别用 15 , 16 和 17 个台的记录资料拟合 , 相关系 数分别达 0 . 91 ,S S 0 . 85和 0 . 78 . 其结果显示除 M5 . 6 地震的离散状况稍大外 , 其余两次地震均较好 .S 3 . 2 与震源机制解的对比 本文收集整理成都 、昆明遥测台网 记录的鲁 甸 3 次 M ?5 . 0 地震的 P 波初动符号 , 求得鲁甸 3S 次地震的震源机制解 . 鲁甸 M 5 . 1 , 5 . 0 和 M 5 . 6S S 地震的 震 源 机 制 解 中 , 主 压 应 力 方 位 角 分 别 是 104?, 107?和 98?, 即 ESE 方位 . 其中节面 A 走向 分别是 238?, 244?和 234?, 大 体 一 致 , 即 SW22N E 方位 ; 节面 B 走向分别是 146?, 335?和 334?, 亦大 体一致 , 即 N W22SE 方位 ; 震源机制呈现为走滑错 () 动特征 . 这个结果与王绍晋 2006 , 个人通讯提供 的鲁甸地震的 P 波初动解的研究结果一致 . 另在 φ图 3 拟合的相关系数随破裂方位角 的变化 0 网上搜集哈佛大学 CM T 数据 , 只给出 2003 年 11Fig . 3 Va riatio n of co r relatio n coefficient 月 15 日鲁甸 M 5 . 1 地震和 2004 年 8 月 10 日鲁甸S φwit h r up t ure azi mut h 0 M5 . 6 地 震 的 结 果 . 将 本 文 研 究 结 果 与 Ha rvar dS CM T 数据对比 , 震源机制解中两个节面的参数基本一致 , 错动方式上略有差异 . 图 4 给出了鲁甸 3 次 M ?5 . 0 地震的震源机制解节面 A 和 B 的走向 , 其中本文结果中张应力区用 +S 号所在的区域示出象限范围 . 2003 年 11 月 15 日鲁甸 M 5 . 1 地震的震源机制解显示 P 轴方位角为 104?—S 107?, 即 ES E 方位 ; 节面 A 显示为 N E 方位 , 节面 B 显示为 N N W 方位 .2003 年 11 月 26 日鲁甸 M 5 . 0 S 地震的震源机制解显示 P 轴方位角为 107?—108?, 即 ESE 方位 ; 节面 A 显示为 N E 方位 , 节面 B 显示为 N N W 方位 . 2004 年 8 月 10 日鲁甸 M 5 . 6 地震的震源机制解显示 P 轴方位角为 98?—106?, 即 ESE 方 S 位 ; 节面 A 显示为 N E 方位 , 节面 B 显示为 N N W 方位 . 综合由波谱参数求得的破裂方向及震源机制解对鲁甸 3 次 5 级地震主破裂方向进行分析 . 表 2 中对 () 于鲁甸 2003 年 11 月 15 日 M5 . 1 地震 , 根据 P 波谱计算确定的主破裂呈 N W 方向 347?. 根据 P 波初动 S () 求得的震源机制解与地震矩张量解的节面 B 均呈 N W 向 326?—332?. 两者数值有一定差异 , 约 15?. 综 合认为 , 地震主破裂倾向于沿 N W 向 , 自南东向北西方向破裂 . () 对鲁甸 2003 年 11 月 26 日 M 5 . 0 地震 , 根据 P 波谱计算确定主破裂呈 NN E 向 14?. 根据 P 波初动S 1 期阮祥等 : 云南鲁甸 3 次 M ?5 . 0 地震破裂参数的研究 S 101 图 4 鲁甸 3 次 M ?5 . 0 地震的震源机制解图 S RA1 和 RA2 表示本文给出的节面 A 和 B ; CA1 和 CA2 为哈佛 CM T 的节面 A , B ; ( ) WA1 和 WA2 为王绍晋 2006 , 个人通讯结果的节面 A , B Fig . 4 Focal mechani sm of t hree L udia n M ?5 . 0 ea rt hqua ke s RA1 a nd RA2 , CA1 S and CA2 , and WA1 a nd WA2 rep re sent no dal pla nes A a nd B given by t hi s st udy , ( ) Ha r va r d CM T , and Wa ng Shaoji n 2006 , p er so nal co mmunicatio n, respecti vel y ( ) 求得的震源机制解的节面 B 呈 N N W 向 333?—335?. 对 比显示两者数值有一定差异 , 约差 39?. 综合认为 , 地震主 破裂倾向于沿 NN W 方向 , 自南西向北北西或近南北方向 破裂 . 对鲁甸 2004 年 8 月 10 日 M 5 . 6 地震 , 根据 P 波谱计 S ( ) 算确定的主破裂呈 N W 向 336?. 根据 P 波初动求得的震 ( 源机制解与地震矩张量解的节面 B 均呈 N N W 向 332?— ) 336?. 综合认为 , 两者数值几乎一致 . 地震主破裂倾向于 沿 N W 方向 , 自南东向北西方向破裂 . 根据波谱参数求得的破裂方向结合震源机制解节 面 、 地震矩张量解的节面初步判定了地震主破裂方向 . 尽管三 者之间数值有一定差异 , 但是在地震主破裂方向的判别方( ) 图 5 鲁甸 5 . 6 级地震序列 M?2 . 0分布 L 面仍可作参考 .Fig . 5 Di st ri butio n of L udian M 5 . 6S 另外 , 从云南省地震分析预报中心收集了 2004 年 8 月 ea rt hqua ke sequence 鲁甸 M 5 . 6 地震 序 列 资 料 , 绘 出 2 级 以 上 较 强 余 震 分 布S () 图 5. 其图象总体呈沿北西向分布 , 与本文所计算的地震主破裂方向大体一致 . 需要说明的是 , 地震监 测台网对鲁甸震区 2 级以下地震的监测能力不够 , 如 2003 年 M 5 . 1 和 M 5 . 0 地震的余震很少 , 不能给 S S 出完整图象 . 4 讨论 利用 P 波初动资料可做出较好的震源机制解 , 但要判断中小地震震源机制解中哪个节面是主破裂面 却存在较大难度 . 本文的理论基础是地震多普勒效应 . 通过对地震波位移谱传播路径的校正 , 使其回到 震源 , 并利用遗传算法反演得到震源谱参数 . 这一操作使得拟合时所使用的拐角频率值准确程度得以保 证 . 随着台网建设的不断深入 , 震中周围地震台站的分布将更加趋于合理 ; 对各台站地震波记录的震源 谱曲线分析将更细致 , 于是震源谱在不同方位上的差异也就能被体现出来 , 那么利用拐角频率拟合求取 的破裂参数的精确程度将会得到更大改善 . 尤其在地震周围数字测震台分布均匀时 , 该方法对地震主破 裂方向的确有实际意义 . 在理论推导上 , 本文方法还存在前提条件的局限 , 但在非极端的情况下并不影响其计算的结果 . 其 ( ) 原因主要是 , 在本文式 4中 X 可能出现大于零和小于零的情况 , 具体取决于 v 与 c 的大小关系 . 若 v ? θθ( ) θ θ c , 则 1/ v ?co s/ c , X 恒不小于零 ; 若 v > c , 则 1/ v 与 co s/ c 的大小要由确定 , 当 - a rc co s c/ v< < ( ) θθa rc co s c/ v时 , 1/ v < co s/ c , 即 X 小于零 , 为其它值时 , X ?0 ; 在应用关系 1/ X = 1 进行拟合时 , 如 果客观上 v ?c , 其拟合结果是可信的 , 如果客观上 v > c , 则一定角度范围内的台站记录对拟合结果是有 影响的 . 但通常地震破裂速度都小于地震波传播速度 , 因此该方法依然可行 . 此外 , 在本文中震源破裂时 间函数假定为阶跃函数 , 其原因主要是如果震源时间函数过于复杂 , 将不能给出一个解析的拟合公式 , 模型的简单有可能造成结果的一些偏差 . 关于中小地震破裂方向的测定误差 , 除了与地震 、观测台网的分布 、数字测震的记录波形质量有关 , 理论上也与地震破裂机制有关 . 若不是单向破裂 , 在破裂传播方向上的震源脉冲与其它方向差别将不明 ( 显 , 对波形记录的计算无论如何给不出理想的结果 , 可能最优解也找不到 . 文中 5 . 6 级地震余震分布 图 ) 5, 有双侧破裂的可能 , 在采用单侧破裂模型来处理时 , 其破裂方位角与余震分布一致 , 而破裂速度却相 对较小 . 分析认为可能是地震多普勒效应与台站分布的共同结果 . 虽然该方法对于双侧破裂还无法处理 , 但基于单侧破裂的理论 , 在地震单方向破裂明显优于其它方向时 , 这一方法可以给出可信的分析结果 .当然 , 本文采用计算震源谱拐角频率 , 进而计算鲁甸 3 次 M ?5 地震的主破裂方向仅是初步尝试 , 有待 S 包括 P 波初动解节面 、地震矩张量解节面的更多的资料去验证其实用性 . 本研究得到陈学忠研究员 、王绍晋副研究员 、张永久副研究员 、乔慧珍硕士的许多帮助 ; 苏有锦研究 员提供了鲁甸地震云南一侧的地震波资料 , 作者在此向他们表示衷心的感谢 . 参 考 文 献 ( ) 陈学忠 , 王琼 , 刘冬英. 2005 . 1995 年河北沙城 M4 . 1 级地震发震断层参数测定[J ] . 地震 , 25 2: 692274 . 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