PDF《震的破裂长度》

数 据文件 S1) ,与前人获得的浅层成像结果相似(23) .检测版测试(图S4)表明 我们获得的速度结构精度更高, 因为我们使用了余震区及其周边架设的密集地震 台网记录的到时数据.主要结果以下: (1)P 波高速区(~6.3 km / s)沿着构造 走向长约

250 km,向东延伸到余震区

100 km 以外,直到

1934 年Mw8.2 地震的 震源区东经 87° E 左右,其WNW 和ESE 两端为低速(~5.8 km / s) ;

(2)东经 84.7° 和86.5° 附近存在两个垂直于构造走向的 P 波高速条带;

(3)两个 P 波高速 条带之间的低速区正好是南侧地震条带的东端边界. 图4垂直和平行走向的剖面(剖面位置见图 3) .图(A)和(B)中的背景是沿着 Hi-CLIMB 和HIMNT(3, 8) (图1)测线得到的接收函数,图(C)是我们获得的 P 波成像结果,等值 线间隔为 0.5 km / s , 图中显示的地震距离剖面不超过

50 公里. 黑色线表示我们获得的 MHT 和莫霍面深度. 其他符号表示前人用不同方法获得的 MHT 和莫霍面, 分别为: 接收函数 (虚线) :N-(3) ,H-(24);

层析成像(彩色实线) :K-(21);

M-(20) ,MT 反射(绿色虚线) : L-(10)和地质重建(蓝色虚线) :J-(12) . (A)中青色实线为地质重建获得的 MHT 上盘 结构(12, 27) . 深度剖面进一步显示 Gorkha 余震区存在沿构造走向方向的变化(图4) .重 新定位获得的 Mw7.8 主震的震源深度为海平面以下 16.5 km (文中给出的深度均 为海平面以下) ,与前人地球物理(3, 10, 24)和地质学(12)方法估算的 MHT 深度基本一致(图4A) .Mw7.8 主震和 Mw7.3 最大余震都具有类似的北倾 5-7° 的断层面(13) (图3,4) ,与MHT 的平均倾角类似,表明这两个地震均发生在 MHT 上.Mw7.3 地震的初始破裂点约为 18.5 km,比主震略深,与前人利用尼 泊尔地震台网获得的地震定位(25)和接收函数得到的 MHT 深度(8)基本一 致(图4B) .余震从剖面 aa'

的位置向东约

100 km 范围内逐渐加深(图4C) ,其 底部的莫霍面也呈现类似东倾的趋势但是倾角更大, 这与前人地球物理研究获得 的结果基本一致(21, 24) . 讨论 由于三维速度结构的不确定性和近震记录的缺乏, 板块会聚边界地区的地震 定位精度一直存在问题. 多事件重定位是一种精确确定震源相对位置的改进方法. 然而, 震源位置的绝对值仍然会受到假设的速度模型和地震初始震源位置的影响 (15,18) .如果使用的 MHT 和莫霍面深度较浅或者纵波和横波速度大于实际 值,那么得到的震源深度可能会变深.因此,要想获得更加准确的震源参数,需 要选择合适的速度模型,并联合使用多种不同类型的地震波形. 随着印度板块向喜马拉雅下方的俯冲, MHT 沿着板块会聚的 NNE 方向逐渐 加深,P 波速度等值线 7.8-8.0 km/s 所代表的莫霍面也逐渐变深(图

4、5) .MHT 和莫霍面沿着 NNE 方向的倾角平均约为 5° ,与Gorkha 地震北倾断层面倾角一 致.然而,值得注意的是,Vp 等值线定义的莫霍面深度沿 ESE 方向的倾角平均 大于 5° ,延伸长度超过

100 km(图4C) .我们(以及其它前人研究:

20、21) 用层析成像获得的莫霍面深度比接收函数获得的结果(

3、24)总体上更深(图4) ,这可能是由于我们选择 7.8-8.0 km/s 作为标记莫霍面的原因,但是不同方法 都显示类似的 ESE 方向的倾角(图4C) .余震的底界面(85° E 以东) (不包括主 震和临近的一些地震)也向 ESE 方向倾斜,尽管只有约 2° ,这与 P 波6km/s 等 值线的 ESE 倾向基本一致.由于数据本身的性质,我们无法排除根据层析成像 和余震分布(图4c)获得的平滑的走向倾角可能掩盖了 MHT 和莫霍面上的小尺 度的起伏. 重新定位后 95%的余震深度比 Mw7.8 和Mw7.3 地震浅,位于 MHT 上盘, 所以大多数余震的深度底界面可能标志着 MHT 的位置. 地震大部分集中在上盘, 下盘地震很少,这种观测结果更加符合 MHT 新构造演化的格局,上盘形成许多 双重构造,能够重新被激活发生地震(7) .余震区西段南、北两个地震条带上地 震深度底界面分别为 11.5 km 和16.5 km 左右,中间余震较少(图4中的 a-a'