引言

地震辐射能量E_S作为一个与震源定量相关的特征量，其测定方法一直是地震学研究中的一个重要课题（刘瑞丰等，2018）。在传统的地震学研究中，通常根据一定的理论或经验关系式，利用已知地震震级计算地震能量，而这样算得的结果往往不准确。因为不同的震级标度反映了地震波在不同周期范围内辐射地震能量的大小，单个震级只能估算出此周期范围的地震能量，以此得到的结果是不完整的。随着宽频带数字地震学的发展，直接测定辐射能量得以实现，并由此提出了能量震级M_e。相比于传统震级，能量震级是由震源物理参数地震辐射能量E_S所测定，不存在震级饱和的问题，而地震以地震波形式辐射的能量主要集中在震源谱的拐角频率附近，因此，能量震级M_e更适合描述地震的潜在破坏性（刘瑞丰等，2018；袁乃荣等，2018；李赞等，2019），特别是对于浅源强震这种比较容易产生严重灾害的地震，及时测定辐射能量和能量震级非常重要。

现代地震学中，地震辐射能量是通过地震观测记录或强地面运动资料来计算。Boatwright和Choy （1986）提出了一个得到宽频带 P 波辐射能量的方法—直接对直达 P 波速度的平方进行积分。2008 年，德国地球科学研究中心（GeoForschungsZentrum Potsdam ，缩写为GFZ）的 Di Giacomo等（2008） 在此基础上对计算过程进行了简化，建立了新的辐射能量计算公式。Zhang和Chen （2006）开发了一种新的数值方法—牵引力镜像法，并以此为基础发展了模拟含任意起伏地形二维及三维介质中地震波传播过程的曲线网格有限差分算法。程万正等（2006）利用成都数字地震台网的波形记录资料，研究了四川地区地震辐射能量和视应力等震源参数及相互关系。华卫等（2012）比较了不同辐射能量测定方法，并考虑了由于仪器频带宽度的限制而造成的中小地震辐射能量的低估与补偿问题。

研究人员已经开展了地震辐射能量E_S和能量震级M_e的测定方法研究，开发了具有自主知识产权的软件系统（刘瑞丰等，2018；Wang，1999；Wang et al，2017），并基于能量震级理论，采用AK135地球模型（Kennett et al，1995）和QSSP软件包计算格林函数（Wang，1999；Wang et al，2017），使用GFZ的能量测定方法（Di Giacomo et al，2008），利用从国家地震台网和全球地震台网（Global Seismograph Network，缩写为GSN）得到的震中距在20°—98°范围的宽频带远震P波波形数据，测定了2014年1月—2019年底国内M≥6.0、国外M≥6.5的140次地震的能量E_S和能量震级M_e，为快速测定中强地震的E_S和M_e打下了坚实的基础（刘瑞丰等，2018；袁乃荣等，2018；李赞等，2019；王子博等，2021）。

刘瑞丰等（2018）的工作是为了及时得到结果以便进行能量震级的实用化研究，故未考虑震源机制的影响而使用爆炸源作为初始震源机制进行测定的。为了进一步提高地震能量的测定精度，本文拟在上述研究的基础上，开展震源机制对地震能量测定的影响研究。基于2014—2019年间国内M_W≥6.0和国外M_W≥6.5的105次地震的资料，分别测定这些地震考虑震源机制和未考虑震源机制时的地震能量E_S和能量震级M_e并将这些结果根据地震的全球矩心张量中心（global centriod moment tensor，缩写为GCMT）的断层面解并利用滑动角判定震源机制的方法分为正断型地震（normal fault，缩写为NF）、逆断型地震（thrust fault，缩写为TF）和走滑型地震（strike-slip fault，缩写为SS）三个类型后进行对比分析，再与GCMT的矩震级进行对比讨论，以期得到震源机制对地震能量E_S和能量震级M_e的影响。

1.   方法

以弹性波形式释放的能量与地面运动速度的平方成正比，假设地震的震源为点源，震源周围为均匀球面，可用远震P波的垂直向记录测定地震波能量（Venkataraman，Kanamori，2004；Di Giacomo et al，2010；Bormann，Di Giacomo，2011；刘瑞丰等，2018），

式中：α和β分别为P波速度和S波速度；ρ为震源处介质密度；f为频率，f₁和f₂分别表示截止积分频率的最小值和最大值；$ \hat{\ddot{{M}}} （ {f} ） $代表地震矩率的导数（地震矩的二阶导数），而单台$ \hat{\ddot{{M}}} （ {f}） $可以由震源辐射 P 波的速度谱$ \dot{{u}} （ {f} ） $与相应震源深度下的理论地震图的格林函数速度谱$G （ f ） $的比值关系获得（Di Giacomo，2010；刘瑞丰等，2018）。

根据Choy 和 Boatwright （1995）导出的E_S与M_e的经验关系式

能够获得能量震级

依此即可在得到地震能量E_S之后计算能量震级M_e。

本文使用的辐射能量测定方法是单台测定法，由于地下介质的横向不均匀性和地震破裂方向性的影响（Venkataraman et al，2004），不同方位、震中距的台站，所测定的辐射能量是存在差异的，所以需要对各个台站的测定结果进行修正，然而在使用P波计算远震浅源地震时，地震辐射的直达波无法与某些反射波分离，因此浅层事件辐射的远震波形一般被建模为一组波形数据。我们使用参数P波组广义辐射系数$ { （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2} $进行震源机制修正。P波组包括直达P波、pP反射波和sP反射波（Kanamori，1978；Boatwright，Choy，1986）。

参数$ { （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2} $由Boatwright和Choy （1986）的公式给出：

式中，$ { （ {F}^{{\rm{P}}} ） }^{2} $为P波的均方辐射模式系数，$\mathop P\limits^/ \mathop P\limits^\backslash$为pP波反射系数，${F}^{{\rm{pP}}}$为pP波的平均辐射模式系数，q为震源S波辐射能量与P波辐射能量的比值， ${{\rm{s}}{\rm{P}}}^{{\rm{BC}}}$ 为经校正后的sP波反射系数，${F}^{{\rm{sP}}}$为sP波的平均辐射模式系数。

Boatwright和Choy （1986）指出参数$ { （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2} $受台站的震中距和方位角的影响，震源机制类型不同，敏感程度也不同。$ { （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2} $对倾滑型地震不太敏感，造成的影响可忽略不计。对走滑型地震十分敏感，存在过度校正，从而影响到辐射能量测定结果，为此本文通过设定$ { （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2} $截止值为0.25来控制走滑型地震的过度校正（Boatwright，Choy，1986；Newman，Okal，1998）。

根据式（4）获得台站的${ （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2}$后，可直接对利用式（1）测得的爆炸源辐射总能量进行震源机制修正，测定公式可表示为

由此，分别获得了爆炸源和震源机制修正的地震能量和能量震级测定结果。由于地震能量和能量震级均可表现震源机制修正的影响，经对比分析，本文将直接分析震源机制修正对能量震级测定结果产生的影响。为了便于区分，本文爆炸源能量震级用M_e0表示，代入震源机制修正后计算的能量震级用M_e1表示。

2.   鲁甸地震与九寨沟地震

据中国地震台网测定，北京时间2014年8月3日云南省昭通市鲁甸县发生了M_S6.5地震（中国地震台网中心，2014）。据统计该地震共造成617人死亡， 112人失踪，3 143人受伤，22.97万人紧急转移安置，108.84万人受灾，8.09万间房屋倒塌。中国地震局（2014）发布的烈度分布表明，灾区最高烈度为Ⅸ度，等震线长轴总体走向北西，烈度Ⅵ度及以上区域总面积为10 350 km²，云、贵、川三省共10个县（区）受灾。

基于能量震级理论，从美国地震学研究联合会（Incorporated Research Institutions for Seismology，缩写为IRIS）和GCMT （2014）获得地震数据，采用AK135地球模型（Kennett et al，1995）和QSSP软件包计算格林函数（Wang，1999；Wang et al，2017），使用GFZ的能量测定方法（Di Giacomo et al，2008）测定了云南鲁甸地震震中距20°—98°内56个台站的M_e0，使用参数P波组广义辐射系数$ { （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2} $进行震源机制修正后得到各台站的M_e1，取均值后得M_e0为6.2，M_e1为6.6。不同震中距的台站测定的M_e1与平均能量震级6.6的偏差分布如图1所示，可以看出个不同台站测得的能量震级M_e1值与震中距无关，每个台站测定结果的偏差稳定地集中在±0.40以内。这表明理论格林函数和所作的震源机制校正消除了地震波沿传播路径的衰减效应，为辐射能量的测定提供了非常有效的约束。

图  1  鲁甸地震所用台站的能量震级M_e1偏差分布

Figure  1.  Deviation distribution of energy magnitude M_e1 of the stations used for Ludian earthquake

下载: 全尺寸图片 幻灯片

鲁甸地震所使用台站的分布及测定的能量震级如图2所示，由于作了震源机制校正，因此台站所测定的能量震级M_e1的分布无明显特征。

图  2  鲁甸地震所用台站能量震级M_e1分布

Figure  2.  Distribution of energy magnitude M_e1 of stations used for Ludian earthquake

下载: 全尺寸图片 幻灯片

据中国地震台网中心（2017）测定，北京时间2017年8月8日四川省九寨沟县发生M_S7.0地震，该地震造成25人死亡，525人受伤。中国地震局（2017）发布的地震烈度显示，九寨沟地震烈度Ⅸ度区涉及四川省九寨沟县漳扎镇，面积139 km²，烈度Ⅵ度及以上区域总面积为14 006 km²。

利用相同的方法测定了四川九寨沟地震的M_e0和 M_e1，结合GCMT （2017）的测定结果与鲁甸地震进行了对比分析，两个地震参数列于表1和表2。由表可知，两次地震的震源机制都是走滑断层，震源深度基本一致，九寨沟地震的面波震级M_S和矩震级M_W分别比鲁甸地震大0.5和0.3，由此可以推算九寨沟地震的地震波能量应该是鲁甸地震的2.8—5.6倍。然而从两次地震的实际受灾情况分析可知，鲁甸地震造成的死亡人数、伤亡人数、破坏程度却远远大于九寨沟地震。研究人员从地质构造、建筑物抗震性及人口密度上均进行了分析，然而都无法解释震级为M_S6.5的鲁甸地震的震中烈度已经与震级为M_S7.0的芦山地震一样达到了Ⅸ度。而本文研究显示从能量震级的角度分析会更加符合实际情况。

表  1  鲁甸和九寨沟地震的震源机制及其震级测定结果

Table  1.  The focal mechanism and magnitude determination results of Ludian and Jiuzhaigou earthquakes

名称	震源深度/km	破裂时间/s	震源机制（GCMT）	MS （CENC）	MW （GCMT）	Me0	Me1
鲁甸地震	10	42	走滑断层	6.5	6.2	6.2	6.6
九寨沟地震	9	43	走滑断层	7.0	6.5	6.3	6.6

下载: 导出CSV 

| 显示表格

表  2  鲁甸和九寨沟地震的相关地震参数

Table  2.  The relevant seismic parameters of Ludian and Jiuzhaigou earthquakes

名称	节面Ⅰ				节面Ⅱ			地震矩M0 /1018 Nm	地震能量ES1 /1014 J	能矩比 /10−5	慢度参数 Θ
	走向/°	倾角/°	滑动角/°		走向/°	倾角/°	滑动角/°
鲁甸地震	71	81	−175		340	86	−9	2.12	2.07	9.74	−4.01
九寨沟地震	151	79	−8		243	82	−168	6.98	2.29	3.28	−4.48

下载: 导出CSV 

| 显示表格

本文测得的九寨沟地震与鲁甸地震的能量震级M_e1一样大，两次地震的地震波释放的能量基本相同，说明鲁甸地震有着不低于九寨沟地震的破坏潜力。而破坏潜力相当的两次地震受灾情况为何会有很大不同呢？已知能量震级M_e和矩震级M_W反映了震源的不同性质，能量震级M_e反映的是震源的动态特性，而矩震级M_W反映的是震源的静态特性，分析同一次地震的能量震级M_e与矩震级M_W二者之间的关系，能很好地了解该地震的能量释放过程，且通常M_e相对于M_W异常高的地震相较M_e相对低的地震具有更大的地震破坏潜力，本文将矩震级M_W与本文测定的能量震级M_e1以及它们的相关参数进行对比分析（Choy，2012；赵仲和，2013；刘瑞丰等，2018）。

Newman 和Okal （1998）提出了慢度参数${\varTheta }＝\mathrm{l}\mathrm{g} （ {E}_{{\rm{S}}}/{M}_{0} ） $，并以此分析动量与能量的关系。Choy （2012）在此基础上提出了等效的差震级ΔM，ΔM＝M_e－M_W，用以区别具有异常高、中等和异常低能量辐射的地震，是一个重要的判定参数，可以快速评估强震带来的地震危害和损害的类型差异。已知全球地震的平均慢度${\varTheta }$为−4.9，等效的平均ΔM为−0.2。当${\varTheta }$＜−5.5 （ΔM＜−0.5）则为辐射能量异常低的地震；当${\varTheta }{\text{≥}} -4.6$ （ΔM$ {\text{≥}} $0）时，代表异常高的辐射能量（Choy，2012）。对于鲁甸地震和九寨沟地震，由 M_e1计算的ΔM均大于零，慢度参数亦都大于−4.6，表明鲁甸地震和九寨沟地震释放能量的能力都比较高，也能解释这两次地震为何会有如此大的破坏性。而九寨沟地震测定的ΔM和${\varTheta }$均小于鲁甸地震，表明其释放能量的能力小于鲁甸地震，故鲁甸地震造成的死亡人数、伤亡人数、破坏程度远远大于九寨沟地震。

上述可以看出，① 2014年8月3日鲁甸地震的震源机制为走滑型，能矩比为9.74×10⁻⁵，断层面近垂直，该地震辐射地震能量的效率较高，虽然面波震级M_S只有6.5，却造成了非常严重的破坏；② 已知能量震级M_e和矩震级M_W反映了震源的不同性质， Me相对于M_W异常高的地震较M_e相对低的地震具有更大的地震破坏潜力 （Choy，2012）。因此，联合测能量震级M_e和矩震级M_W对地震灾害评估和地震应急具有重要意义。

3.   其它地震结果

本文测定了2014—2019 年间M_W≥6.0 的 105次经过震源机制修正的浅源地震和爆炸源的辐射能量与能量震级，并与 GCMT的矩震级进行对比分析，以研究震源机制对辐射能量和能量震级的影响。根据全球矩心张量（GCMT）断层面解利用滑动角判定震源机制的方法，经归类，此105次地震中正断型地震（NF）16次；逆断型地震（TF）48次；走滑型地震（SS）41次。可以看出，本文所用的地震多为逆断型地震（TF）和走滑型地震（SS）。

图3为本文所用地震分布图，可以看出本文所用地震基本位于环太平洋地震带和地中海—喜马拉雅地震带，每个地震带均分布有三种震源机制类型的地震，其中逆断型（TF）地震大多位于环太平洋地震带，而环太平洋地震带也是海啸多发区，全球发生在环太平洋地区的地震海啸约占80%。发生在此地区的逆断型（TF）地震为地震海啸潜能的定量化研究提供了有力的数据支持。

图  3  本文所用105次地震分布图

Figure  3.  Distribution of 105 earthquakes used in this study

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.1   M_e1和M_e0的对比分析

为了探讨震源机制的修正对能量震级的测定结果的影响，首先将爆炸源的能量震级测定结果M_e0与加入震源机制修正后的结果M_e1进行对比。由统计结果得出，105次地震的平均M_e1值大于平均M_e0值，当M_W （GCMT）≤7.0时，M_e1平均值比M_e0的平均值大0.18，标准差为0.17；当M_W （GCMT）＞7.0 时，M_e1平均值比 M_e0的平均值大0.14，标准差为0.16。由此可见震级的大小基本不会对震源机制修正的程度造成影响。

按照滑动角判定震源机制的方法，将本文所用的105次地震按照正断型地震（NF）、逆断型地震（TF）和走滑型地震（SS）三个类型分类后，可以看出震源机制为正断型（NF）的地震，M_e1平均值比 M_e0平均值大 0.08 m.u.，标准差为 0.07。如图4所示，数据集中的正断型地震比较少，其中75%的正断型地震，M_e1＞M_e0。说明当地震的震源机制为正断型（NF）时，加入震源机制修正与使用爆炸源计算还是会存在一定的差异，使用爆炸源计算的结果可能会偏小。

图  4  105次地震M_e1-M_e0相关图

Figure  4.  M_e1−M_e0 comparison of 105 earthquakes

下载: 全尺寸图片 幻灯片

震源机制为逆断型（TF）的地震，其M_e1平均值比M_e0平均值大0.05，标准差为 0.10。相较于正断型，逆断型地震的震源机制修正的影响相对较小，仅64.6%的逆断型地震，M_e1＞M_e0。从图4可以看出，逆断型地震基本集中于在M_e1＝M_e0线周围，说明当地震的震源机制为逆断型（TF）时，加入震源机制修正与使用爆炸源计算虽然也会存在一定的差异，但其结果相差基本会在±0.2以内，影响较正断型稍小。

震源机制为走滑型（SS） 的地震，其M_e1平均值比M_e0平均值大 0.34，标准差为 0.08。从图4可以看出，所有走滑地震的M_e1＞M_e0，说明当地震的震源机制为走滑型（SS）时，加入震源机制修正与使用爆炸源计算还是会存在比较大的差异，使用爆炸源计算的结果相对会小很多。

根据震源机制对辐射能量的影响率的计算公式$ （ {{E}_{{\rm{S}}1}－{E}_{{\rm{S}}0}} ） /{{E}_{{\rm{S}}1}}$ （E_S0指爆炸源的辐射能量，E_S1指经震源机制修正的辐射能量），同样利用这105次地震数据计算了震源机制对地震辐射能量的影响程度，表3列出了41次走滑型地震的地震能量变化率和平均变化率，由此可以得出41次走滑型地震的平均影响程度为 68%，同样算出16次正断型地震的平均影响程度为 21 %，48次逆断型地震的平均影响程度为10%。

表  3  41次走滑型地震的地震能量变化率及相关参数

Table  3.  Seismic energy change rate and relevant parameters of 41 strike-slip earthquakes

日期	ES0 /J	ES1 /J	能量变化率	Me0	Me1	Me1−Me0	地震的参考位置
2014-02-12	4.57×1014	1.70×1015	73%	6.84	7.22	0.38	中国新疆和田地区于田县
2014-03-10	4.12×1014	1.58×1015	74%	6.81	7.20	0.39	美国加州附近海域
2014-04-12	6.10×1015	1.66×1016	63%	7.59	7.88	0.29	所罗门群岛
2014-04-24	2.54×1014	9.12×1014	72%	6.67	7.04	0.37	加拿大
2014-05-13	2.45×1014	8.81×1014	72%	6.66	7.03	0.37	巴拿马南部海域
2014-05-24	2.63×1014	1.01×1015	74%	6.68	7.07	0.39	爱琴海
2014-06-29	3.98×1014	5.43×1014	27%	6.80	6.89	0.09	南桑威奇群岛地区
2014-08-03	5.56×1013	2.14×1014	74%	6.22	6.61	0.39	中国云南鲁甸
2015-02-13	7.94×1014	2.95×1015	73%	7.00	7.38	0.38	中大西洋海岭北部
2015-04-17	6.17×1013	2.45×1014	75%	6.26	6.66	0.40	斐济群岛地区
2015-05-20	1.46×1014	3.98×1014	63%	6.51	6.80	0.29	圣克鲁斯群岛
2015-05-22	3.02×1014	6.24×1014	52%	6.72	6.93	0.21	所罗门群岛
2015-05-22	2.92×1014	8.81×1014	67%	6.71	7.03	0.32	所罗门群岛
2015-05-29	1.48×1015	3.16×1015	53%	7.18	7.40	0.22	美国阿拉斯加半岛
2015-06-17	2.54×1014	1.01×1015	75%	6.67	7.07	0.40	中大西洋海岭
2016-03-02	9.89×1015	3.94×1016	75%	7.73	8.13	0.40	印尼伊里安查亚省地区
2016-04-15	1.16×1015	4.03×1015	71%	7.11	7.47	0.36	日本九州岛
2016-04-29	6.84×1013	2.54×1014	73%	6.29	6.67	0.38	东太平洋海岭北部
2016-08-12	1.20×1015	4.62×1015	74%	7.12	7.51	0.39	洛亚蒂群岛东南
2016-08-29	9.44×1014	3.76×1015	75%	7.05	7.45	0.40	阿森松岛以北海域
2016-11-25	3.59×1014	1.33×1015	73%	6.77	7.15	0.38	中国新疆克孜勒苏州阿克陶县
2016-12-08	1.86×1014	6.68×1014	72%	6.58	6.95	0.37	美国加利福尼亚州附近海域
2016-12-08	2.04×1016	2.69×1016	24%	7.94	8.02	0.08	所罗门群岛
2017-07-06	9.66×1013	3.47×1014	72%	6.39	6.76	0.37	菲律宾
2017-07-17	5.89×1015	2.34×1016	75%	7.58	7.98	0.40	科曼多尔群岛地区
2017-08-08	6.61×1013	2.29×1014	71%	6.28	6.64	0.36	中国四川阿坝州九寨沟县
2017-08-18	7.85×1013	3.13×1014	75%	6.33	6.73	0.40	阿森松岛以北海域
2017-11-04	9.77×1014	2.24×1015	56%	7.06	7.30	0.24	汤加群岛
2017-11-30	8.71×1013	3.35×1014	74%	6.36	6.75	0.39	中大西洋海岭中部
2018-01-23	1.35×1016	3.94×1016	66%	7.82	8.13	0.31	阿拉斯加湾
2018-01-28	7.59×1013	3.02×1014	75%	6.32	6.72	0.40	布韦岛附近海域
2018-03-08	8.51×1014	2.75×1015	69%	7.02	7.36	0.34	新爱尔兰地区
2018-09-28	5.89×1015	1.14×1016	48%	7.58	7.77	0.19	印度尼西亚
2018-12-20	4.62×1015	1.50×1016	69%	7.51	7.85	0.34	科曼道尔斯基奥斯特罗娃地区
2019-04-12	4.27×1014	1.70×1015	75%	6.82	7.22	0.40	苏拉威西，印度尼西亚
2019-07-06	2.63×1014	1.05×1015	75%	6.68	7.08	0.40	加利福尼亚中部
2019-07-07	1.48×1015	3.27×1015	55%	7.18	7.41	0.23	莫鲁卡海北部
2019-07-14	1.20×1015	4.79×1015	75%	7.12	7.52	0.40	西澳大利亚
2019-09-25	2.00×1014	6.68×1014	70%	6.60	6.95	0.35	印度尼西亚塞拉姆
2019-10-29	6.46×1014	2.32×1015	72%	6.94	7.31	0.37	棉兰老岛，菲律宾
2019-11-04	1.57×1014	6.24×1014	75%	6.53	6.93	0.40	汤加群岛
平均值			68%			0.34

下载: 导出CSV 

| 显示表格

由以上结果可知震源机制对地震辐射能量有明显的影响，不同类型的震源机制对地震能量为影响差异较大，其中：震源机制为走滑型的影响最大，平均影响因子为0.34；震源机制为正断型的影响次之，平均影响平均因子0.08；震源机制为逆断型的影响最小，平均影响因子为0.05。对于这种结果，可以从P波组广义辐射系数${ （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2} $对不同震源机制类型的敏感程度的角度理解。由于本文使用0.25 作为${ （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2}$的截止点，故由式（3）和式（5）可知M_e1− M_e0最大值约为0.4，这个值只存在于本文所用地震中的走滑型地震，且其断层面倾角均接近垂直，故我们可以推出对于近垂直的走滑型地震，P波组广义辐射系数${ （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2}$会偏小，震源机制修正的影响会更大些。

3.2   M_e1与M_W的对比分析

已知M_e和M_W均是描述地震大小的震级标度，但两者并不能等同，而是一种互补关系。能量震级M_e描述地震波能量的高频部分，主要受应力降和破裂速度的影响，与地震潜在破坏的关系更密切，矩震级M_W描述地震波能量的低频部分，反映了地震的整体构造效应，且二者并没有可以直接实现相互转化的公式，因此，将两个震级标度进行比较能够很好地反映地震的特性。对于大地震来说，一般使用GCMT产出的 M_W（GCMT）作为参考，将测定的 M_e1与 M_W（GCMT）进行比较，得出差震级ΔM。

如图5 所示，按照滑动角判定震源机制的方法，将本文所用的105次地震分类为正断型地震（NF）、逆断型地震（TF）和走滑型地震（SS）三个类型后可知：震源机制为正断型（NF）的地震，平均ΔM＝0.21，标准差为 0.27；震源机制为逆断型（TF）的地震，ΔM＝0.08，标准差为 0.23；震源机制为走滑型（SS） 的地震，平均ΔM＝0.31 ，标准差为 0.18。本文不同震源机制的ΔM大小关系为：ΔM_SS＞ΔM_NF＞ΔM_TF。对此种结果，Pérez-Campos和Beroza （2001）的研究给出了两种可能的解释，其一为，它反映了应力降的机制依赖差异，正断型地震的视应力值介于走滑型地震与逆断型地震之间，而通常较大的视应力意味着较大的应力降，故相对于其它类型的地震，走滑型地震具有更大的视应力降，这可能导致此类地震的M_e1值略大；其二可能为在断裂过程中，断层表面可能对地震波是不透明的，那么辐射能量将优先被困在倾斜滑动断层的上盘，辐射到远震距离的能量较少，那么也会导致倾滑型地震的M_e1值比走滑型地震的偏小（Brune，1996；Pérez-Campos，Beroza，2001；Choy，2012）。

图  5  105次地震的Me₁-M_W相关图

Figure  5.  Me₁-M_W of 105 earthquakes

下载: 全尺寸图片 幻灯片

结合以上的研究结果分析可知，不同震源机制的地震差震级ΔM也不同，走滑型地震为 0.31，正断型地震为 0.21，逆断型地震为0.08，说明走滑型地震辐射能量的效率较高，正断型地震次之， 逆断型地震最低。同时也可看出，在量化和评估地震时，能量震级是一个不可或缺的参数，联合测能量震级M_e和矩震级M_W对地震灾害评估、地震应急具有重要意义（Choy，Boatwright，2007；Bormann，Di Giacomo，2011；刘瑞丰等，2018）。

3.3   其它参数的影响

本文研究的是震源机制对地震辐射能量的影响，其它震源参数对地震辐射能量也会有影响。震源破裂速度对辐射能量的影响较大。对于同样矩震级的地震，震源破裂速度越快，辐射地震波的能力越强。2014年云南鲁甸M_W6.5地震的破裂速度明显高于其它地震，在破裂开始后的2—5 s内释放了约70%的地震矩，能量震级M_e高于矩震级M_W，虽然该地震的震级不高，却造成了非常严重的破坏。反之，震源破裂速度越慢，地震辐射地震波的能力越小，能量震级M_e低于矩震级M_W。例如产生海啸的地震，震源破裂速度比一般地震慢，最大的面波以长周期为主，只产生微弱的短周期地面运动，可能不会造成震动破坏，甚至震中附近的人可能感觉不到，但却可以激发长周期海啸波。

震源深度对地震辐射能量也有较大的影响。一般说来震源深度越大，辐射地震波的能量越弱。以鲁甸地震为例，该地震震源深度为10 km，计算得到的能量震级M_e为6.6，当使用震源深度为30 km时算得的能量震级为6.4。同样大小的浅源地震和深源地震，深源地震的破坏性要小，因此，本文的方法只适用于浅源地震，不适用于深源地震。

4.   结论

本文研究对象为2014年1月—2019年底国内M_W≥6.0和国外M_W≥6.5的105次地震，其中正断型地震16次、逆断型地震48次、走滑型地震41次。使用基于宽频带远震P波计算辐射能量的方法计算出爆炸源的辐射能量和能量震级，并利用广义辐射系数$ { （ {F}^{{\rm{gP}}} ） }^{2} $进行震源机制修正得到经震源机制修正的能量震级，并与爆炸源的测定结果和GCMT的矩震级进行对比，经深入讨论分析后得出以下结论：

1） 震源机制对地震辐射能量的估计有明显的影响，不同类型的震源机制对地震能量影响差异较大：走滑型的影响最大，对能量震级的影响因子平均为0.34；正断型的影响次之，对能量震级的影响平均0.08；逆断型的影响最小，对能量震级的影响因子平均为0.05，且近垂直走滑断层的影响程度最大。

2） 不同震源机制的地震差震级ΔM也不同，走滑型地震为 0.31，正断型地震为 0.21，逆断型地震为0.08，表明走滑型地震辐射能量的效率较高，正断型次之， 逆断型最低。

3） 2014年8月3日鲁甸地震的震源机制为走滑型，断层面近垂直，地震的辐射能量为2.07×10¹⁴ J，能量震级M_e1为6.6，能矩比为9.74×10⁻⁵，慢度参数为−4.01，均远高于全球平均水平，因此虽然该地震的震级并不高，却造成了非常严重的破坏。

4） 能量震级M_e和矩震级M_W反映了震源的不同性质，一般而言， M_e比M_W大的地震有更大的破坏潜力。因此，联合测能量震级M_e和矩震级M_W对地震灾害评估、地震应急具有重要意义。