用合成地震目錄模擬希臘科林斯灣斷層系的地震活動

Rodolfo Console　Roberto Carluccio　Elefhteria Papadimitriou　Vassilis Karakostas

?

用合成地震目錄模擬希臘科林斯灣斷層系的地震活動

Rodolfo ConsoleRoberto CarluccioElefhteria PapadimitriouVassilis Karakostas

摘要特征地震假設(shè)是模擬大斷層上隨時間變化的地震復(fù)發(fā)過程的基礎(chǔ)。但是，特征地震假設(shè)并沒有有力的觀測證據(jù)。鮮有斷層段具有單個已破裂事件的悠長歷史記錄或古地震記錄，加上資料與參數(shù)的不確定性，很難獲取復(fù)發(fā)的分布特征。例如，科林斯灣斷層系(CGFS)的強(qiáng)震記載超過2 000年，雖然最近300年M≥6.0地震的目錄是完整的，但其中記錄的獨立斷層段上發(fā)生的特征地震則鳳毛麟角。采用基于物理的地震模擬算法可以產(chǎn)出長達(dá)10萬年且包含超過50萬個4級以上事件的地震目錄。此模擬算法的主要特征是：(1)對斷層系中每個斷層段都采用平均的地震滑動速率；(2)采用探索式程序?qū)崿F(xiàn)破裂生長和停止，從而得到自組織的震級分布；(3)地震震源間具有相互作用；(4)應(yīng)力再分布過程中微小地震的影響。用此算法模擬科林斯灣斷層系可以給出較為真實的地震時空強(qiáng)特征。這些特征包括強(qiáng)震的長期周期性、強(qiáng)震與小震事件的短期叢集性以及在較高震級區(qū)間偏離古登堡—里克特分布的較真實的震級分布。

關(guān)鍵點采用原創(chuàng)的地震模擬算法合成目錄包含10萬年時長中的50萬個地震模擬器可再現(xiàn)真實的地震活動

0引言

特征地震假設(shè)是30多年前提出的，(Shimazaki and Nakata,1980;Schwartz and Coppersmith,1984)并被廣泛應(yīng)用至今。特征地震假設(shè)是指有關(guān)聯(lián)的地震具有沿同一斷層段重復(fù)發(fā)生的總趨勢，這個假設(shè)是在Reid(1910)的彈性回跳理論之后發(fā)展起來的。一次特征地震使整個斷層段破裂并降低了該段內(nèi)的構(gòu)造應(yīng)力。假設(shè)斷層上的應(yīng)力加載速率和強(qiáng)度均恒定，這個模型就變成了一個相鄰特征地震間時間間隔的離散系數(shù)相對較小的新模型。一般情況下，新模型預(yù)測出的地震危險性在大震后較小，在該同一斷層段上，地震危險性隨著離上一次地震的時間延長而增大。斷層分段與特征地震假設(shè)被普遍應(yīng)用，如美國加利福尼亞地震概率工作組(WGCEP)1988年和1990年發(fā)表的研究(Field,2007)。Field(2007)在對加利福尼亞地震概率工作組先前報告的回顧中指出，分段假設(shè)是先驗的，隨后的資料解釋也以此為基礎(chǔ)。

特征地震假設(shè)忽略了小震級地震活動對斷層所釋放應(yīng)力的貢獻(xiàn)。在這方面，至少就單個斷層段的地震震級而言，它不符合古登堡—里克特的震級分布(Gutenberg and Richter,1944)。簡單特征地震假設(shè)的一個變體包括兩個或更多斷層段同時破裂從而產(chǎn)生大地震的可能性[即加利福尼亞地震概率工作組發(fā)表于1995年和2002年的報告中所稱的級聯(lián)事件(Field,2007)]。

盡管特征地震假設(shè)和斷層分段模型已被廣泛地應(yīng)用，但它們并未被觀測證據(jù)所完全證實。比如，Mosca等(2012)分析了一個含有19個有詳細(xì)報告的古地震和歷史地震的地震序列，每個序列中有5～14個地震發(fā)生在同一斷層段上，發(fā)現(xiàn)雖然新的模型中地震風(fēng)險與時間具有相關(guān)性、對同一斷層段的下一次地震具有一定的預(yù)測能力，但這個模型僅在19個序列中的4個序列上顯示出明顯優(yōu)于不含時間的泊松模型。同樣地，在沿科斯林灣(希臘)南部海岸線的幾乎連續(xù)的斷層區(qū)域中的8個斷層段上，Console等(2013)的研究表明基于特征地震假設(shè)的新模型并不比不含時間的泊松模型更好。

最近的一些研究(Weldonetal,2005；Field and Page, 2011；Parsons,2012,等)則采用無分段假設(shè)，即斷層系中含有多個不考慮初始分段特征的斷層段，在這些斷層段上可能發(fā)生任意震級的地震?？紤]到地震可能發(fā)生在斷層段的邊界上，加利福尼亞地震概率工作組最近的一份報告(2008)也對最了解的斷層(類型A)采用了不分段(古登堡—里克特分布中b值取為0.0)假設(shè)。但是相比于以前報告中的分段斷層模型，這一假設(shè)僅被賦予10%的權(quán)重。

目前無法對關(guān)于長期地震活動的不同假設(shè)進(jìn)行測試和驗證。事實上，在對最大地震的研究中，我們的觀測記錄過短且不完全，不足以對種模型進(jìn)行統(tǒng)計評價。為克服這些困難，很多地震學(xué)家認(rèn)為地震模擬器是有用的，它能給出的時間段會遠(yuǎn)長于我們的觀測時段。

為對比特征地震假設(shè)與簡單不含時間的假設(shè)的優(yōu)劣，Parson和Geist(2009)將一個基于模擬器的簡單模型應(yīng)用于在賴特伍德所收集到的關(guān)于圣安德烈斯斷層和沃薩奇斷層段上的古地震記錄。這項模擬以滑動速率值為約束并基于古登堡—里克特震級分布。研究表明，古登堡—里克特分布可作為獨立斷層內(nèi)不同尺度斷塊上的發(fā)震模型用于地震概率預(yù)測。Parsons等(2013)將此模擬器用于研究南?！獤|南海—東海俯沖帶區(qū)域，發(fā)現(xiàn)盡管在這兩種預(yù)報方法中采用的速率有所不同，但用板塊匯聚速率作為主要約束可以從空間上再現(xiàn)南海、東南海和東海俯沖帶區(qū)域中大部分已經(jīng)觀測到的破裂。

使用由斷層的滑動與流變屬性所造成的已知應(yīng)力轉(zhuǎn)移物理過程的多種近似，近來已開發(fā)了相當(dāng)強(qiáng)大的算法來模擬地震發(fā)生和滑動的長期歷史。這些算法已成功應(yīng)用于包含加利福尼亞州地區(qū)完整斷層集的斷層模型(Tullis,2012)。這些基于物理的地震模擬器可再現(xiàn)地理上準(zhǔn)確復(fù)雜的相互作用斷層系統(tǒng)的動態(tài)破裂。

本文將上述方法用于希臘科林斯灣斷層系地震活動的模擬。模擬中采用了上述文章中的一些準(zhǔn)則，但作者獨立開發(fā)了模擬算法，用以說明用較少的簡單合理假設(shè)不僅可復(fù)制觀測地震活動的空間特征，而且可復(fù)制其時間行為和定標(biāo)。我們研究所采用的震源參數(shù)間的關(guān)系具有合理的物理解釋且與參考文獻(xiàn)(附錄A)中的經(jīng)驗關(guān)系一致。

1模擬器代碼的算法

本研究采用的算法基于對加利福尼亞州地震模擬器提出的概念而開發(fā)，例如以斷層段長期滑動速率為約束和基于破裂擴(kuò)展的物理模型，未采用斷層的含時間流變參數(shù)。由于其精細(xì)程度有限，該算法適合產(chǎn)出相對簡單斷層系長期地震活動的合成地震目錄，即使使用相當(dāng)普通的計算資源，也可產(chǎn)出數(shù)十萬個中等地震。

圖1的流程圖為該算法基于的基本概念。附錄B給出計算機(jī)代碼的詳細(xì)提綱。這里僅回顧該算法的主要特征。在當(dāng)前版本的代碼中，發(fā)震震源近似為由一系列沿走向與傾向指定尺寸的單元所組成的矩形。矩形斷層隨后被分為任意小段，對破裂擴(kuò)展不構(gòu)成任何障礙。它們的唯一作用是可以為每一段指定與構(gòu)造加載相關(guān)的不同滑動速率。在今后改進(jìn)代碼時，對考慮非矩形斷層和邊緣逐漸變細(xì)的光滑滑動速率分布均沒有任何限制。為每個單元隨機(jī)指定一個初始應(yīng)力聚集量，該值處于任意平均值附近的給定區(qū)間內(nèi)。這樣做是為了迎合我們對斷層每點上初始應(yīng)力狀態(tài)和強(qiáng)度未知的情況。單元的應(yīng)力聚集量以三種方式逐步變化。

1. 應(yīng)力聚集量根據(jù)主要受大地測量約束的長期滑動速率(構(gòu)造加載)以方程(A14)隨每一時間步長(如1天)增加。

2. 應(yīng)力聚集量在每次破裂發(fā)生時以一給定值(如3.3MPa)減小，同一單元在同一地震中可破裂多次。

3.應(yīng)力聚集量以一次地震破裂中其他單元中心為點源的庫侖應(yīng)力變化來增加；由于假定所有單元以近似相同的機(jī)制和斷層平面破裂，這一應(yīng)力變化通常為正(詳見附錄B)；算法的進(jìn)一步改進(jìn)可包含非平面斷層和更為普適的庫侖應(yīng)力變化計算。

地震事件僅在應(yīng)力聚集量最大的單元、其值超過給定應(yīng)力閾值時依次開始發(fā)生。為簡化起見，假定在整個震源區(qū)域空間上恒定，但當(dāng)空間強(qiáng)度分布的必要信息已知時，使其改變也很容易。特定事件的第二個破裂單元是起始單元外圍8個單元中應(yīng)力聚集量最大的那個，再下一個破裂單元依此類推，直到達(dá)到停止條件，即當(dāng)同一事件中包括先前已破裂的及其周圍的單元，沒有任何一個的應(yīng)力聚集量超過閾值。

我們特別關(guān)注了模擬器代碼中對已開始破裂的停止條件進(jìn)行調(diào)優(yōu)的部分。通過如下方法我們得到了合理結(jié)果，即引入一對探索式的規(guī)則來調(diào)整要被超越的應(yīng)力閾值，從而使正進(jìn)行的地震事件擴(kuò)展到新單元或在已破裂單元上重復(fù)滑動。這些規(guī)則如下，它們對合成地震目錄的震級分布有影響。

1.起始單元初始破裂后，地震事件起始所采用的應(yīng)力閾值以與已破裂單元數(shù)量的平方根成比例的量減小，乘以一個叫“強(qiáng)度減小系數(shù)”的自由參數(shù)；這個特征模擬了破裂擴(kuò)展邊緣強(qiáng)度的急劇減小。

2.已破裂單元的平方根受制于斷層系寬度，除以單元尺寸，乘以一個叫作“斷層縱橫比”的自由參數(shù)。

盡管第一個經(jīng)驗規(guī)則增強(qiáng)了已起始事件向更大破裂擴(kuò)展的能力，但第二個規(guī)則則控制這一增強(qiáng)，使其不能超過斷層系寬度數(shù)倍的大小。這已被大量實驗證實，將在下一部分說明，強(qiáng)度減小系數(shù)(大約為百分之幾的量級)影響由小震與大震釋放的地震矩比例：這一參數(shù)越小，小震事件越多。相反，對于斷層縱橫比，它不影響背景地震活動的震級分布，但影響大震級范圍的震級分布形態(tài)。當(dāng)選擇了合適的初始值時，該簡單算法能確保一個穩(wěn)定過程，應(yīng)力聚集量小于起始閾值且不為零。地震發(fā)生率要根據(jù)每一斷層段的滑動速率調(diào)整。

在每一時間步僅可產(chǎn)生一個地震。考慮到震間時間間隔與時間步的數(shù)量級不同，當(dāng)指定后者為一足夠小的值時，這一假設(shè)是合理的。模擬器產(chǎn)出的最小震級相當(dāng)于單個單元破裂；但是，計算代碼允許用戶隨機(jī)選擇合成地震目錄中報告的最小震級(該震級不能小于破裂面積僅為一個單元的地震事件震級)。此外，為了使合成地震目錄正式開始前達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)，計算代碼有一個可對期望年數(shù)運行預(yù)熱模式的選項。很多實驗證明，如果預(yù)熱時間選擇足夠長(例如，1 000年)，對任一單元隨機(jī)指定初始應(yīng)力預(yù)值將不影響合成地震目錄的統(tǒng)計屬性。

圖1　本研究采用的地震模擬計算機(jī)代碼流程圖(原圖為彩色圖——譯注)

圖2　科林斯灣地區(qū)所有已知活斷層的地震構(gòu)造背景。藍(lán)色為勾畫出南部海岸線的斷層段。繪出了最近幾十年發(fā)生的M≥5.0地震的下半球等面積投影斷層節(jié)面解(原圖為彩色圖——譯注)

模擬算法的簡單性在于其使新破裂優(yōu)先起始于斷層上應(yīng)力聚集量較高處，也就是，距上次地震事件時間較長的地方。一旦起始，破裂沿應(yīng)力聚集量仍然較高的方向擴(kuò)展，從而模擬出充填預(yù)存裂隙和震中遷移優(yōu)先性。此外，由于模型包括應(yīng)力轉(zhuǎn)移，地震更可能發(fā)生于先前大震的破裂邊界附近，模擬與產(chǎn)生余震相似的特征。

2科林斯灣斷層系的地震活動

2.1地震構(gòu)造特征

科林斯灣將希臘大陸與伯羅奔尼撒半島分開(McKenzie,1978)，長久以來，被認(rèn)為是愛琴?；顒訕?gòu)造最顯著的地區(qū)之一?？傮w上，它由一個隆起的南部下盤和具有小對偶斷層作用的下沉彎曲上盤形成一個近東西方向的不對稱半地塹。地震活動較活躍的斷層主要是限制海灣向南的北傾斷層(圖2)。地震活動與海灣西部、中部的普撒羅皮道斯、艾伊翁、艾利奇、艾克拉卡近海和塞盧卡斯托斷層段以及海灣東部的佩拉喬拉近海、斯奇諾斯和亞歷波霍瑞斷層段相關(guān)。大部分確定好的震源機(jī)制解顯示西部斷層段在N-S向伸展，具有N90～105°E的平均走向，一個節(jié)平面在近地面約向北傾斜50°，在孕震層底部為10°～25°，一個節(jié)平面急劇南傾 (Jackson,1987；Taymazetal,1991；Hatzfeldetal,1996；Bernardetal,1997；Bakeretal,1997)。小震機(jī)制解亦如此(Hatzfeldetal,1990,2000；Rigoetal,1996)。在海灣東端，主活動正斷層段走向更偏東北(N70～90°E)且斜穿構(gòu)造和地形。對地質(zhì)和地貌觀測結(jié)果進(jìn)行模擬，得出主要裂谷邊界斷層最近35萬年來的滑動速率為11+3 mm/a，這比愛琴海其余地區(qū)及全球其他地區(qū)高10倍多(Armijoetal,1996)。大地測量數(shù)據(jù)特別是全球定位系統(tǒng)測量與舊的三角測量對比，給出海灣西部約15mm/a和海灣東部約10mm/a的N-S向伸展(Billirisetal,1991；Clarkeetal,1997；Daviesetal,1997；Brioleetal,2000)。多次短周期全球定位系統(tǒng)測量對比給出的伸展值稍高，但海灣西端與東端間的差異相同。

我們的目標(biāo)區(qū)域是沿南部海岸分布的8條斷層段構(gòu)成的斷層區(qū)域。Jackson和Mc-Kenzie(1988) 的觀點支持單一斷層區(qū)，他們認(rèn)為長度上遠(yuǎn)大于單個斷層的斷層區(qū)的變形最好用連續(xù)體來描述。通常，沿正斷層走向的尺寸不超過20～25km(Jackson and White,1989)，這意味著可發(fā)生于單個斷層段的地震震級的上限。然而，使不同斷層段相分離的非連續(xù)體到底是穩(wěn)定且將永不破裂，還是會偶爾破裂且破裂從一段跳躍至另一段，從而導(dǎo)致一個更大的地震尚不清楚(Jackson and White,1989；Hatzfeldetal,2000)。

我們的研究區(qū)域已重復(fù)發(fā)生多次強(qiáng)震(M≥6)，從先于紀(jì)元前25世紀(jì)起的歷史記錄中得知，這些地震導(dǎo)致了嚴(yán)重的城市損失(Papazachos and Papazachou,2003；Ambraseys,2009)。最突出的為公元前373年的海利奇地震，它導(dǎo)致這個重要城市的沉沒。在德爾菲奧拉克爾和古科林斯也同樣存的毀滅性地震的證據(jù)。復(fù)發(fā)間隔在1～3個世紀(jì)(Consoleetal,2013及其內(nèi)的參考文獻(xiàn))。該區(qū)的已知最大地震幾乎為7.0，如前所述，它可能反映出缺乏連續(xù)性的斷層。儀器記錄的地震活動顯示多次6.0≤M≤6.7地震的強(qiáng)烈活動變形，大部分這些地震嚴(yán)重?fù)p害了城區(qū)和該地區(qū)的重要城市(如被1995年M6.4主震襲擊的艾伊翁城)。為綜合探討地震活動特征，使用了如圖3所示的3個完整數(shù)據(jù)樣本。M≥6.0地震(表1，圖3中星號所示)構(gòu)成1700年以來的完整數(shù)據(jù)樣本(Consoleetal,2013)，而且西部地區(qū)比東部地區(qū)明顯更為集中，可看出整個科林斯裂谷地質(zhì)構(gòu)造的不對稱。中等地震(1900年以來5.9≥M≥5.0的地震，圖3紅色實心圓所示)和小地震(1964年以來M≥4.5的地震，圖3小空心圓所示)遵從相同的模式，大多數(shù)集中于普撒羅皮道斯和艾伊翁斷層附近。最大量的地震活動位于6～10km的深度，其中98%集中在小于13～14km的深度(Rigoetal,1996)。

基于上述考慮，我們?yōu)榭屏炙篂衬喜亢０哆吔绲臄鄬酉捣侄渭俣ㄈ绫?所列的參數(shù)。根據(jù)公式(A1)，由該斷層系釋放的總地震矩率等于23.6×1016Nm/a。

2.2多段破裂問題

如前所述，基于地質(zhì)學(xué)證據(jù)及為一些重要地震事件補(bǔ)充的歷史數(shù)據(jù)來識別和定義，多個斷層段可組成復(fù)雜的斷層系。然而，有證據(jù)表明單個斷層段連接起來可產(chǎn)生更大的地震。對于如研究區(qū)域的多段斷層系地震危險性目的而言，特別是其鄰近城區(qū)(印象最深的是公元前373年繁榮古城艾利奇的逐漸消失)的區(qū)域，這一評估是不可或缺的。因此，我們正從涉及不止一條斷層段的大地震(M≈6.7～6.8)的詳細(xì)研究和歷史描述中尋找相關(guān)信息。

最近3個世紀(jì)的歷史記錄無該地區(qū)真正的淺源大震(MS>7.0)證據(jù)，且該地區(qū)未發(fā)現(xiàn)引起巨大生命損失或即使是小的社會危機(jī)的地震事件(Ambraseys and Jackson,1997)。

表1　公元1714年以來希臘科林斯灣斷層系南部的特征地震

圖3　研究區(qū)域沿斷層跡線的震中分布。不同的符號表示不同的震級或發(fā)生時間。星號代表1700年以來(空心五角星)或1900年以來(黃色五角星)的M≥6.2的地震；深紅色大實心圓表示1900年以來6.2>M≥5.6的地震；小紅色實心圓表示1900年以來5.6>M≥5.0的地震；空心圓表示1964年以來5.0>M≥4.5的地震。幾乎所有的M≥5.6地震與主斷層相連接(原圖為彩色圖——譯注)

斷層號斷層段名稱長度/km寬度/km滑動速率/mm·a-11普撒羅皮道斯151262艾伊翁161263艾利奇221264艾克拉塔近海8855塞盧卡斯托201256佩拉喬拉近海181247斯奇諾斯191238亞歷波霍瑞13123

目前比較近的幾個地震事件(最近的分別為1981年2月24日M6.7和2月25日M6.4的地震，時間差僅為6小時)同樣包括地震危險性研究的顯著特征。Mouyaris等(1992)特別查閱了關(guān)于1402年地震的威尼斯記述，指出了一些異常特征，即地震破壞了從艾伊翁到塞盧卡斯托的一系列城堡，其激發(fā)的海浪侵襲了海灣的北部和南部海岸，然而他們也解釋了沿海岸斷層的線索。這些作者也提到了公元前373年地震的類似的影響(Bousquet and Pechoux,1978)。盡管亞里士多德提及了該地震，但第一個翔實記述出自3個世紀(jì)后的斯特雷波，他認(rèn)為艾利奇被海浪沖到海里，布拉消失在一個裂縫中。就像公元1402年的地震，公元前373年的地震使不止一條斷層段再次活動。Bernard等(2006)研究了連接艾伊翁與普撒羅皮道斯斷層的雁行卡嘛瑞正斷層，認(rèn)為它極可能參與附近大斷層段的破裂，增大潛在震級。因此，此斷層向東與艾伊翁斷層或近海斷層同時滑動，或向西與普撒羅皮道斯斷層同時滑動，使得潛在地震震級達(dá)到6.2～6.7級，很可能像1748年或1817年那樣與艾伊翁斷層一起破裂。我們的模擬必須考慮時間臨近的破裂或多條斷層段的破裂。

2.3震級分布

我們對科林斯灣地震的頻度—震級分布開展了簡單分析，目的在于能識別表明特征地震行為的特征。補(bǔ)充材料的表S1含有研究區(qū)域的地震數(shù)據(jù)，它從已知最古老的公元前480年的歷史地震開始。圖4為4個不同的完整數(shù)據(jù)集的地震累積頻度—震級分布。20世紀(jì)的數(shù)據(jù)清晰顯示出3種不同震級區(qū)間的不同趨勢，其中在5.6≤M≤6.2區(qū)間的地震缺乏。如表3所示，M≤5.5地震的b值在1.0～1.1之間變化。對于M≥6.2地震，所有曲線表現(xiàn)為較高的斜率，其中兩條曲線(分別為自1800年和1900年以來)的斜率值為1.9。

由圖4和表3所示數(shù)據(jù)，我們注意到“標(biāo)度不變性”無連續(xù)性，缺乏能形成中等地震(5.6≤M≤6.2)的斷層。由此，在科林斯灣斷層系特征地震假設(shè)的支持下，我們可推斷，M≥6.2的地震事件不屬于M≤5.5的“背景”地震活動的 “族”?；趦H發(fā)生于斷層系的地震目錄的進(jìn)一步分析(見補(bǔ)充材料的圖S2b)證實了相同特征。

3模擬器的應(yīng)用

在模擬器的應(yīng)用中，代表科林斯灣斷層系的矩形震源區(qū)域被離散為0.5km×0.5km的單元。我們選擇4.0為合成地震目錄的最小震級，它大約相當(dāng)于6個單元破裂所產(chǎn)生的地震。所有合成地震目錄的持續(xù)時間為10萬年。為探討兩個自由參數(shù)(分別為強(qiáng)度減小系數(shù)和斷層縱橫比)的影響，我們開展了8次模擬，每次采用這些參數(shù)的不同組合。圖5通過各個合成地震目錄中地震的震級—頻度密度分布說明了這一影響。圖5a和5b說明第一個自由參數(shù)(強(qiáng)度減小系數(shù))對合成地震目錄中的地震總數(shù)有影響。對整個斷層系釋放的地震矩率保持相同的約束時，差異明顯來自于對高震級區(qū)間地震矩的顯著貢獻(xiàn)。圖5c中的3條曲線是斷層縱橫比的3個不同值，在震級6.0以下未顯示出明顯的分布差異，但大于6.0時具有明顯的形態(tài)差異。

圖4　科林斯灣地區(qū)觀測的4個不同完整數(shù)據(jù)集的震級及其地震累積頻度間的關(guān)系(原圖為彩色圖——譯注)

震級區(qū)間時間間隔與震級閾值1964～20131900～20131800～20131700～2013MC≥4.5MC≥5.0MC≥6.2MC≥6.24.5≤M≤5.51.155.0≤M<5.51.005.6≤M<6.20.280.226.2≤M1.641.901.911.30

圖5中的所有曲線表明，模擬算法得到的震級分布明顯偏離了簡單線性古登堡—里克特分布，該特征與2.3節(jié)中由實際觀測得到的累積分布一致。有時，震級分布在可定義為“特征”地震的震級附近表現(xiàn)出尖銳的“隆起”。

圖5的3幅圖也展示了科林斯灣斷層系1911年以來記錄的實際地震目錄的震級密度分布。由于地震總數(shù)在不同規(guī)模間的巨大差異，通過直觀對比便可識別出真實與模擬地震目錄之間匹配最佳的一組自由參數(shù)是(0.10，1.0)。這一參數(shù)組合使得在5.5

圖5　正文中2個自由參數(shù)不同組合的模擬算法得到的合成地震目錄的頻度―震級分布。(a～c)中的標(biāo)記(1)和(2)分別指強(qiáng)度減小系數(shù)和斷層縱橫比的參數(shù)值。所有合成地震目錄中地震事件釋放的總地震矩相同。底部數(shù)據(jù)是自1911年開始研究區(qū)內(nèi)觀測到的地震(原圖為彩色圖——譯注)

圖6　科林斯灣斷層系10萬年地震活動模擬釋放的總滑動量圖。色標(biāo)給出了以米為單位的滑動量(原圖為彩色圖——譯注)

圖7　科林斯灣斷層系10萬年地震活動模擬后獲得的應(yīng)力聚集量圖。色標(biāo)給出了以MPa為單位的應(yīng)力(原圖為彩色圖——譯注)

下面將展示當(dāng)強(qiáng)度減小系數(shù)和斷層縱橫比這2個自由參數(shù)分別選為0.1和1.0時，運行我們的模擬算法得到的10萬年的模擬結(jié)果。

圖6為用彩色色標(biāo)表示的10萬年模擬時長的科林斯灣斷層系單元釋放的總滑動量圖。顏色清晰勾畫出4個不同地區(qū)斷層段上的不同滑動速率。圖7為模擬過程結(jié)束時可得到的剩余應(yīng)力聚集量，如所預(yù)期，應(yīng)力預(yù)值在3MPa量級的區(qū)間范圍。大片藍(lán)色區(qū)域即為最近的大震震源區(qū)。紅色區(qū)域為極易發(fā)生大震的空區(qū)。小的紅點為準(zhǔn)備起始為新事件的凹凸體。

4合成地震目錄的時間特征

為檢驗?zāi)M算法在強(qiáng)震預(yù)測方面的潛在應(yīng)用，將合成地震目錄與實際目錄做一對比是可取的。但這不是一個簡單的工作，因為這兩種地震目錄在概念上不同。表1中列出的最近300年震級大于等于6.0的17個地震(除第16次地震事件震級為5.7)，假設(shè)每個事件均發(fā)生于單個斷層段。然而，同一斷層段上的地震震級并不統(tǒng)一。這意味著一個地震可能是單個斷層段僅部分破裂的小震級事件，或者是多條斷層段同時破裂的大震級事件，這與我們的模擬算法中的假設(shè)一致。

為再現(xiàn)類似于實際地震目錄特征的地震目錄，本分析基于帶有任意性的一些判據(jù)將一個特定地震歸于一個或多個斷層段。為此采用的規(guī)則如下：(1)該地震的最小震級須為6.0；(2)該地震首先分配于破裂單元數(shù)最大的斷層段上；(3)如果該事件引起的破裂單元數(shù)大于600或至少超過特定斷層段單元總數(shù)的80%時，這一地震也可分配于其他斷層段上。

需要指出的是，斷層系中最小斷層段(4號，艾克拉塔近海斷層)的單元總數(shù)為384(相當(dāng)于一個5.9級地震)，而最大斷層段(3號，艾利奇斷層)的單元總數(shù)是1 056(相當(dāng)于一個6.4級地震)。圖8中用藍(lán)條表示了采用上述準(zhǔn)則后得到的合成地震目錄在最初2 500年的時空圖。為了對比，該圖還顯示了表1中公元1700年以來發(fā)生的17次地震(紅色正方形)。

圖8　合成地震目錄中最初2 500年M≥6.0地震的時空特征(藍(lán)條)。紅色正方形表示表1中觀測地震的發(fā)生時間和位置(原圖為彩色圖——譯注)

對圖8的直觀分析未發(fā)現(xiàn)合成目錄與實際地震目錄間可作為實質(zhì)性差異的系統(tǒng)行為。注意到圖8展示了以獨立事件形式構(gòu)成單個地震的所有破裂。這證明與實際地震目錄中的地震個數(shù)相比，在合成地震目錄中的地震個數(shù)看起來較多是合理的(每個地震分配于單個斷層段，與其大小無關(guān))。我們觀察到一個非周期的時間分布，在同一斷層段上震間時間間隔從幾年到幾百年不等。我們也看到不同斷層段同時破裂的單個地震事件或發(fā)生時間間隔極短的多個地震事件。這一特征與歷史觀測并不矛盾。實際上，表1也報道了成對事件，如9～10號(1887～1888年)和14～15號(1981年)。此外，2號和4號(1742年和1753年)這兩次塞盧卡斯托地震僅相隔11年。

為評估合成地震目錄中同一斷層段上的地震發(fā)生時間是否遵從泊松過程，我們對整個10萬年模擬過程的震間時間間隔開展了統(tǒng)計分析。圖9為模擬的震間時間間隔分布。表4為平均震間時間間隔、標(biāo)準(zhǔn)偏差以及每一段的離散系數(shù)。由單個地震通常由兩個或多個斷層段同時破裂的情況可證明模擬中較短的平均震間間隔時間是合理的。連同上述時間參數(shù)，表4還列出了由布朗通道時間新模型與泊松不含時間模型計算的對數(shù)似然值(dlogL)間的差異結(jié)果。對于似然估算，我們采用表4中列出的每一斷層段的Tr和Cv值。

如所預(yù)料，圖9和表4均表明，大部分活動斷層段具有大尺度和高滑動速率的特征(如普撒羅皮道斯、艾伊翁、艾利奇和塞盧卡斯托)。模擬還表明，尤其對于不太活動的斷層段(佩拉喬拉近海、斯奇諾斯和亞歷波霍瑞)，震間時間間隔也可能是數(shù)百年。離散系數(shù)Cv通常接近于0.6，它可能與地震活動的中等水平時間可預(yù)測性有關(guān)。對數(shù)似然值的差異預(yù)示新模型顯著優(yōu)于不含時間的假設(shè)。4號斷層段是偽周期行為的例外，其離散系數(shù)略大于1，對數(shù)似然值的差異為中等。

圖9　科林斯灣斷層系10萬年地震活動模擬的震間時間間隔分布(原圖為彩色圖——譯注)

斷層號/名稱Tr/aσ/aCvdlogL1.普撒羅皮道斯82.747.10.57596.92.艾伊翁78.745.20.57640.43.艾利奇66.123.10.351025.94.艾克拉卡近海276.4298.01.0858.95.塞盧卡斯托82.334.00.41675.36.佩拉喬拉近海146.989.20.61259.07.斯奇諾斯155.490.50.58269.68.亞歷波霍瑞209.4141.40.67165.2

我們通過短期地震叢集現(xiàn)象總結(jié)了合成地震目錄的時間特征分析。圖10為合成地震目錄中所有的地震震級與每個大于等于6.0級地震后的消逝時間。時間跨度為最初的0.1年(36天)。如在實際情況中所預(yù)期的那樣，主震后最初幾天的地震叢集是明顯的。

圖11為合成地震目錄中的地震數(shù)量與歷次M≥6.0地震后時間的關(guān)系圖，它證實了在圖10中可見的地震叢集效應(yīng)，且為主震后最初幾天內(nèi)余震序列的大森定律提供了證據(jù)。第1天比第2天的地震少是由于在合成地震目錄中以0.001年為步長的時間尺度離散化的人為結(jié)果。

5討論與結(jié)論

此模擬算法的一個主要因素是給所研究的斷層系中每一個斷層段施加一個平均地震滑動速率。該滑動速率來自地質(zhì)與大地測量觀測的結(jié)合，特別是全球定位系統(tǒng)測量手段與舊的三角測量的對比，如2.1節(jié)中所述。盡管對一個地震事件期間不同斷層段間的破裂擴(kuò)展無約束，但地震活動模擬中的長期滑動結(jié)果與施加的滑動速率十分匹配(圖6)。模型對采用連續(xù)滑動速率分布替代由斷層系分段帶來的非連續(xù)性，這對模型并無本質(zhì)限制，合成地震目錄中的頻度—震級分布與實際觀測中得到的一致，由于缺少5.6≤M≤6.2區(qū)間的中等地震，它表現(xiàn)出一種非線性趨勢。

圖10　合成地震目錄中的地震震級與每個大于等于6.0級地震后的消逝時間

圖11　合成地震目錄中的地震數(shù)量與每個M≥6地震后的消逝時間

在2.1節(jié)中，我們考察了其破裂擴(kuò)展到研究區(qū)內(nèi)多個斷層段的地震的歷史證據(jù)，認(rèn)為我們的模型必須考慮多個斷層段的破裂。它可能對區(qū)域地震危險性評價有重要影響。這里我們想介紹我們通過模擬對多斷層段破裂的深入分析。此分析結(jié)果見表4和表5，我們用第4節(jié)的規(guī)則將一次地震指定到一個或多個具體的斷層段。這些規(guī)則僅在此分析中的分類是必須的，但它們不會對地震破裂的位置和大小構(gòu)成限制。

表5為模擬地震的數(shù)量隨每次地震事件同時破裂的斷層段數(shù)量的分布。我們可看到大致一半的地震由一個以上斷層段破裂產(chǎn)生?？紤]到表1所列的最近300年觀測的地震活動的震級及一個M=6.5～6.7的地震的破裂可擴(kuò)展至多個獨立斷層段的情況，我們的模擬結(jié)果看來與觀察結(jié)果吻合良好。

表6為對模擬結(jié)果的另一種統(tǒng)計，對于科林斯灣斷層系中的每一斷層段，將單斷層段破裂的事件數(shù)量與同一地震事件該段破裂與至少一個以上其他斷層段關(guān)聯(lián)破裂時的地震數(shù)量做了比較。表6表明，對于具有最大滑動速率的第1，2，3斷層段，單段破裂的事件數(shù)量小于多段破裂。這一情形對于第4斷層段也特別明顯，它是斷層系中規(guī)模最小的一個。如所預(yù)料，模擬結(jié)果表明此斷層段不可能由其自身破裂產(chǎn)生一個M≥6.0的特征地震，但它常與鄰近斷層段關(guān)聯(lián)破裂。第5，6，7，8斷層段則不同，它們的單段破裂數(shù)量大于多段破裂數(shù)量，第6斷層段尤為明顯。

表5　造成不同數(shù)量斷層段破裂的模擬地震數(shù)

表6　單段破裂或與該破裂段一起破裂的多段破裂的模擬地震數(shù)

基于產(chǎn)生地震的不分段模型，我們的模擬算法在科林斯灣斷層系的應(yīng)用無論在地震活動的震級還是時空行為方面，均顯示出相當(dāng)滿意的結(jié)果。這些方面的主要結(jié)論可總結(jié)如下：

1.模擬地震活動的震級分布與觀測一致，這支持特征地震的假設(shè)。

2.計算的每一斷層段強(qiáng)震的重復(fù)時間顯得與由歷史地震目錄推斷的一致。

3.長時期的模擬可獲得重復(fù)時間的統(tǒng)計分布――它是任何地震危險性分析不可或缺的組成部分，由于實際觀測的時間很短，它不能從真實觀測中得到。單斷層段M≥6.0地震的統(tǒng)計分布展示出相當(dāng)明顯的偽周期行為，其離散系數(shù)Cv為0.6量級。

4.我們發(fā)現(xiàn)了較強(qiáng)事件的叢集(多重線)——是可從有限時期的實際觀測中推斷出的特征。

5.模擬得到的合成地震目錄清晰顯示出較強(qiáng)事件附近較小事件叢集的效應(yīng)(余震)。這一叢集效應(yīng)出現(xiàn)的時間非常短—―研究區(qū)的這一特點在實際的余震序列演化中也觀測到了。

6.上述結(jié)論均不需要分段破裂模型，但它們與完全非分段孕震斷層模型一致。

7.模擬算法獲得的地震活動統(tǒng)計特征，可從長間隔時間序列中輕易計算得到，它可采用未來給定時期內(nèi)大于給定震級的地震發(fā)生概率，為科林斯灣地區(qū)的地震危險性評估提供有用信息。

附錄A：模擬模型中采用的震源參數(shù)

間的關(guān)系

本部分給出本研究中模擬算法采用的理論框架。由于該算法產(chǎn)生的合成地震目錄中的地震震級來自古登堡—里克特分布，并且單位時間內(nèi)的地震數(shù)必須符合模型中任一斷層段上所施加的滑動速率約束，因此有必要采用震級與每一事件的破裂面積和平均滑動的關(guān)系。

A1.物理框架

地震的標(biāo)量地震矩定義為：

(A1)

由彈性理論可知，破裂以彈性波釋放的能量為：

(A2)

式中，Δσ為地震靜態(tài)應(yīng)力降。

由式(A1)與(A2)，我們可得：

(A3)

兩個用震級將地震矩和地震能量聯(lián)系起來的廣泛應(yīng)用的公式為：

(A4)

(Gutenberg and Richter,1956)

logM0(N·m)=9.1+1.5M

(A5)

(Hanks and Kanamori,1979)

將式(A4)，(A5)代入式(A3)，我們得到：

(A6)

對于地殼中的巖石，采用μ=33×1010Pa，有：

Δσ=3.3×106Pa

(A7)

類比于Keilis-Borok(1959)的圓形斷層理論公式，對于矩形破裂， Console和Catalli(2006)提出下面的關(guān)系式：

(A8)

(A9)

(A10)

式中，x和y為斷層平面的坐標(biāo)，從矩形震源中心開始計數(shù)，D(x,y)為該點x和y坐標(biāo)的位移，Dmax是斷層中心的位移。由地震矩定義式(A1)，得：

(A11)

合并式(A1)，(A5)，(A10)和(A11)，我們有：

(A12)

和

(A13)

將方程(A10)除以平均震間時間間隔，我們得到應(yīng)力速率與滑動速率的關(guān)系式：

(A14)

A2. 與經(jīng)驗關(guān)系的對比

基于全球或區(qū)域尺度地震的觀測集，很多作者找到了斷層參數(shù)間的經(jīng)驗關(guān)系。大多數(shù)情況下，他們的研究以不同的斷層作用類型區(qū)分，如走滑和傾滑(正斷層或逆斷層)機(jī)制。Dowrick和Rhoades(2004)指出，不同區(qū)域的回歸具有統(tǒng)計上的顯著差異，同樣單區(qū)域與多區(qū)域數(shù)據(jù)之間亦如此，說明破裂類型隨地質(zhì)區(qū)域的不同而不同。這里我們參考了Well和Coppersmith(1994)的著名研究以及Papazachos等(2004)的最近研究[除非明確說明，本文采用國際單位制(SI) 。以往文獻(xiàn)中采用的厘米-克-秒(CGS)單位制表達(dá)的關(guān)系式已轉(zhuǎn)換成國際單位制]。

對于包含所有斷層作用類型的整個數(shù)據(jù)集，Well和Coppersmith(1994) 發(fā)現(xiàn)：

logL(km)=-2.44+0.59·M

(σ=0.16)

logW(km)=-1.01+0.32·M

(σ=0.15)

logS(km2)=-3.49+0.91·M

(σ=0.24)

(σ=0.36)

對于僅含正斷震源機(jī)制的數(shù)據(jù)集，Well和Coppersmith(1994)發(fā)現(xiàn)：

logL(km)=-1.88+0.50·M

(σ=0.17)

logW(km)=-1.14+0.35·M

(σ=0.12)

logS(km2)=-2.87+0.82·M

(σ=0.22)

(σ=0.33)

Well和Coppersmith(1994)指出，破裂面積對震級的全滑動類型回歸對大多數(shù)應(yīng)用是適當(dāng)?shù)?。相反，作為滑動類型函?shù)的位移關(guān)系回歸則表現(xiàn)出較大的不同。

對于大陸地區(qū)的傾滑機(jī)制(正斷與逆沖)，Papazachos等(2004)發(fā)現(xiàn)：

logL(km)=-1.86+0.50·M

(σ=0.13)

logW(km)=-0.70+0.28·M

logS(km2)=-2.56+0.78·M

(σ=0.21)

注意在Papazachos等(2004)中，W和M間的公式僅是假設(shè)斷層為矩形時L和S關(guān)系的算術(shù)結(jié)果。

將Well與Coppersmith(1994)和Papazachos等(2004)經(jīng)驗獲得的上述關(guān)系與上一節(jié)提到的僅基于物理考慮的關(guān)系作一比較是很有意思的。如果我們?nèi)ˇ?3.3×1010Pa，Δσ=3.3×106Pa，由式(A12)和(A13)分別得到：

logS(km)=-3.98+M

表A1　7.0級地震的經(jīng)驗與理論震源參數(shù)

LogS(km2)LogDWell和Coppersmith(1994)(所有震源)2.880.03Well和Coppersmith(1994)(正斷震源)3.22-0.04Papazachos等(2004)(大陸傾滑震源)2.900.22本研究采用的物理模型3.020.01

附錄 B：模擬程序概述

目的：建立孕震區(qū)域的合成地震目錄，該孕震區(qū)以一個具有不同滑動速率分段的矩形斷層描述。

斷層幾何形狀由斷層系沿走向的總長度L和每一段的長度和構(gòu)造滑動速率、均一的傾滑寬度W及單元長度(a)和單元寬度(b)來描述。

假定應(yīng)力降為Δσ=3.3×106Pa，可計算出單個單元的滑動量、地震矩及地震震級(見附錄A)。算法用到以下參數(shù)：(1)斷層上的平均初始應(yīng)力聚集量；(2)每一單元的初始應(yīng)力聚集量變異性(例如，5%)；(3)事件起始所必需的應(yīng)力閾值(Stress_thresh)；(4)強(qiáng)度減小系數(shù)值(strength_red_coeff)(例如，0.05)；0表示無強(qiáng)度減小；(5)用于阻止沿走向方向破裂擴(kuò)展的乘數(shù)因子(aspect_ratio)(例如，2.5)，無窮大表示根本無限制；(6)模擬的時間步；(7)合成地震目錄的總持續(xù)時間；(8)地震目錄開始前的預(yù)熱時間。

為每個單元隨機(jī)分配初始應(yīng)力聚集量。

當(dāng)單元上分配的初始應(yīng)力聚集量最大且超過事件起始所需的最小應(yīng)力聚集量時，選擇該單元為第一個起始點。否則，程序繼續(xù)以一個時間步運行，每一時間步所有單元的構(gòu)造應(yīng)力速率增加，并重新開始搜索起始點。如果找到起始單元，起始單元上的應(yīng)力聚集量將以Δσ=3.3×106Pa的應(yīng)力降減小。

其他單元的應(yīng)力聚集量以計算的每一單元的應(yīng)力轉(zhuǎn)移而增加：dcff=105(M0_cell/(1.26·1015))(1/dist3)

式中：

是單個單元破裂釋放的地震矩(見Console and Catalli，2006)，且dist為兩個單元中心以千米為單位的距離。

破裂向相鄰單元擴(kuò)展的程序開始：

1.將地震事件的破裂單元數(shù)(Ncell_ev)設(shè)為1。

2.找到Ncell_ev和[(W/b)2·aspect_ratio]的最小值，將它命名為Ncell_min。

4.從1到Ncell_ev，找到在地震事件中所有已破裂單元中應(yīng)力聚集量最大的單元，以及已破裂單元的所有邊界。

5.最大應(yīng)力聚集量是否超過以Strength_red減小的閾值stress_thresh？如果沒有，回到(10)，如果超過，繼續(xù)。

6.已破裂單元的應(yīng)力聚集量以Δσ值減小。

7.其他單元的應(yīng)力聚集量以dcff增加，如同上述計算起始破裂一樣。

8. Ncell_ev以1增加。

9.回到(2)。

10.保存地震事件參數(shù)。將時間、地震序列號以及其他參數(shù)寫入輸出文件。

同一地震事件中一個單元可破裂多次。程序以每一個時間步運行，每一時間步所有單元的構(gòu)造滑動速率增加，且重新開始搜索新的起始點。當(dāng)超過指定的輸出目錄時間時，程序停止。

參考文獻(xiàn)

Ambraseys，N.，(2009)，EarthquakesintheMediterraneanandMiddleEast：AMultidisciplinaryStudyofSeismicityupto1900，Cambridge Univ.Press，947 pp.，ISBN 9780521872 928.

Ambraseys，N.N.，and J.A.Jackson(1997)，Seismicity and associated strain in the Gulf of Co-rinth(Greece)，J.EarthquakeEng.，1(3)，433-474.

Armijo，R.，B.Meyer，G.C.P.King，A.Rigo，and D.Papanastassiou(1996)，Quaternary evolution of the Corinth Rift and its implications for the Late Cenozoic evolution of the Aegean，Geophys.J.Int.，126，11-53.

Baker，C.，D.Hatzfeld，H.Lyon-Caen，E.Papadi-mitriou，and A.Rigo(1997)，Earthquake mechanisms of the Adriatic Sea and western Greece：Implications for the oceanic subduction-continental collision transition，Geophys.J.Intern.，131，559-594.

Bernard，P.，et al.(1997)，TheMS=6.2，June 15，1995 Aigion earthquake(Greece)：Evidence for low angle normal faulting in the Corinth rift，J.Seismol.，1，131-150.

Bernard，P.，et al.(2006)，Seismicity，deformation and seismic hazard in the western rift of Co-rinth：New insights from the Corinth Rift Laboratory(CRL)，Tectonophysics，426，7-30.

Billiris，H.，et al.(1991)，Geodetic determination of tectonic deformation in central Greece from 1900 to 1988，Nature，350，124-129.

Bousquet，B.，and P.Y.Pechoux(1978)，Recherches bibliographiques sue la seismicite historique，Rep.Lab.Geol.Dyn.Univ.Paris-Sud.

Briole，P.，A.Rigo，H.Lyon-Caen，J.C.Ruegg，K.Papazissi，C.Mitsakaki，A.Balodimou，G.Veis，D.Hatzfeld，and A.Deschamps(2000)，Active deformation of the Corinth rift，Greece：Results from repeated Global Positioning surveys between 1990 and 1995，J.Geophys.Res.，105，25，605-25，625，doi：10.1029/2000JB900148.

Clarke，P.J.，D.Paradisis，O.Briole，P.C.England，B.E.Parsons，H.Billiris，G.Veis，and J.-.C.Ruegg(1997)，Geodetic estimate of seismic ha-zard in the Gulf of Korinthos，Geophys.Res.Lett.，24，1303-1306，doi：10.1029/97GL 01042.

Console，R.，and F.Catalli(2006)，A rate-state mo-del for aftershocks triggered by dislocation on a rectangular fault：A review and new insights，Ann.Geophys.，49(6)，1187-1201.

Console，R.，G.Falcone，V.Karakostas，M.Murru，E.Papadimitriou，and D.Rhoades(2013)，Renewal models and coseismic stress transfer in the Corinth Gulf，Greece，fault system，J.Geophys.Res.SolidEarth，118，3655-3673，doi：10.1002/jgrb.50277.

Davies，R.，P.England，B.Parsons，H.Billiris，D.Paradisis，and G.Veis(1997)，Geodetic strain of Greece in the interval 1892-1992，J.Geophys.Res.，102，24，571-24，588，doi：10.1029/97JB01644.

Dowrick，D.J.，and D.A.Rhoades(2004)，Relations between earthquake magnitude and fault rupture dimensions：How regionally variable are they?，Bull.Seismol.Soc.Am.，94，776-788.

Field，E.H.(2007)，A summary of previous working groups on California earthquake probabilities，Bull.Seismol.Soc.Am.，97，1033-1053.

Field，E.H.，and M.T.Page(2011)，Estimating earthquake-rupture rates on a fault or fault system，Bull.Seismol.Soc.Am.，101(1)，79-92.

Gutenberg，R.，and C.F.Richter(1944)，F(xiàn)requency of earthquakes in California，Bull.Seismol.Soc.Am.，34，185-188.

Gutenberg，R.，and C.F.Richter(1956)，Magnitude and energy of earthquakes，Ann.Geofis.，9，1-15.

Hanks，T.C.，and H.Kanamori(1979)，A moment magnitude scale，J.Geophys.Res.，84，2348-2350，doi：10.1029/JB084iB05p02348.

Hatzfeld，D.，G.Pedotti，P.Hatzidimitriou，and K.Makropoulos(1990)，J.Geophys.Res.，102，9983-9999.The strain pattern in the western Hellenic arc deduced from a microearthquake survey，Geophys.J.Int.，101，181-202.

Hatzfeld，D.，et al.(1996)，The Galaxidi earthquake of 18 November 1992：A possible asperity wi-thin normal fault system of the Gulf of Corinth(Greece)，Bull.Seismol.Soc.Am.，86，1987-1991.

Hatzfeld，D.，V.Karakostas，M.Ziazia，I.Kassaras，E.Papadimitriou，K.Makropoulos，N.Voulga-ris，and C.Papaioannou(2000)，Microseismicity and faulting geometry in the Gulf of Corinth，Geophys.J.Int.，141，438-456.

Jackson，J.A.(1987)，Active continental deformation and regional metamorphism，Phil.Trans.R.Soc.London，A321，47-66.

Jackson，J.A.，and D.P.McKenzie(1988)，The relationship between plate motions and seismic tensors，and the rate of active deformation in the Mediterranean and Middle East，Geophys.J.，93，45-73.

Jackson，J.A.，and N.J.White(1989)，Normal faulting in the upper continental crust：Observations from regions of active extension，J.Struct.Geol.，11，15-36.

Keilis-Borok，V.(1959)，On estimation of the displacement in an earthquake source and of source dimensions，Ann.Geofis.，12(2)，205-214.

McKenzie，D.(1978)，Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt：The Aegean Sea and surroun-ding regions，Geophys.J.R.Astron.Soc.，55，217-254.

Mosca，I.，R.Console，and G.D’Addezio(2012)，Renewal models of seismic recurrence applied to paleoseismological and historical observations，Tectonophysics，560-561，94-104.

Mouyaris，N.，D.Papastamatiou，and C.Vita-Finzi(1992)，The Helice fault?，TerraNova，4，124-129.

Papazachos，B.C.，and C.Papazachou(2003)，TheEarthquakesofGreece，pp.317，Ziti Publ，Thessaloniki，Greece.

Papazachos，B.C.，E.M.Scordilis，D.G.Panagiotopoulos，C.B.Papazachos，and G.F.Karakaisis(2004)，Global relations between seismic fault parameters and moment magnitude of earthquakes，10th Congr.Hellenic Geol.Soc.，Thessaloniki，Greece，14-17 April 2004，539-540.

Parsons，T.(2012)，Paleoseismic interevent times interpreted for an unsegmented earthquake rupture forecast，Geophys.Res.Lett.，99，L13302，doi：10.1029/2012GL052275.

Parsons，T.，and E.L.Geist(2009)，Is there basis for preferring characteristic earthquakes over Gutenberg-Richter distributions on individual faults in probabilistic earthquake forecasting?，Bull.Seismol.Soc.Am.，99，2012-2019.

Parsons，T.，R.Console，G.Falcone，M.Murru，and K.Yamashina(2013)，Comparison of characte-ristic and Gutenberg-Richter models for time-dependentM≥7.9 earthquake probability in the Nankai-Tokai subduction zone，Japan，Geophys.J.Int.，doi：10.1111/j.1365-246X.2012.05595.x.

Reid，H.F.(1910)，The mechanics of the earthquake，the California earthquake of April 18，1906：Report of the State Earthquake Investigation Commission，publication no.87，Carnegie Institution of Washington，Vol.II，192 pp.

Richards-Dinger，K.，and J.H.Dieterich(2012)，RSQSim earthquake simulator，Seismol.Res.Lett.，6，983-990，doi：10.1785/0220120105.

Rigo，A.，H.Lyon-Caen，R.Armijo，A.Deschamps，D.Hatzfeld，K.Makropoulos，P.Papadimitriou，and I.Kassaras(1996)，Microseismicity study in the western part of the Gulf of Corinth(Greece)：Implications for large-scale normal faulting mechanisms，Geophys.J.Int.，126，663-688.

Schwartz，D.P.，and K.J.Coppersmith(1984)，F(xiàn)ault behaviour and characteristic earthquakes：Examples from the Wasatch and San Andreas Fault Zones，J.Geophys.Res.，89，5681-5698，doi：10.1029/JB089iB07p05681.

Shaw，B.E.，and C.H.Scholz(2001)，Slip-length scaling in large earthquakes：Observations and theory and implications for earthquake physics，Geophys.Res.Lett.，28(15)，2991-2994，doi：10.1029/2000GL012762.

Shimazaki，K.，and T.Nakata(1980)，Time-predictable recurrence model for large earthquakes，Geophys.Res.Lett.，7，279-282，doi：10.1029/GL007i004p00279.

Taymaz，T.，J.Jackson，and D.McKenzie(1991)，Active tectonics of the north and central Ae-gean，Geophys.J.Int.，106，433-490.

Tullis，T.E.(2012)，Preface to the focused issue on earthquake simulators，Seismol.Res.Lett.，83(6)，957-958.

Ward，S.N.(2012)，ALLCAL earthquake simulator，Seismol.Res.Lett.，83，964-972.

Weldon，R.J.，T.E.Fumal，G.P.Biasi，and K.M.Scharer(2005)，Past and future earthquakes on the San Andreas fault，Science，308(5724)，966-967，doi：10.1126/science.1111707.

Wells，D.L.，and K.M.Coppersmith(1994)，New empirical relationships among magnitude，rupture length，rupture width，rupture area，and surface displacement，Bull.Seismol.Soc.Am.，84，974-1002.

Wessel，P.，and W.H.F.Smith(1998)，New，improved version of the generic mapping tools released，EosTrans.AGU，79，579，doi：10.1029/98EO00426.

Working Group on California Earthquake Probabilities(2008)，The Uniform California Earthquake Rupture Forecast，Version 2(UCERF 2)，USGS Open File Report 2007-1437，CGS Special Report 203，SCEC Contribution #1138，Version 1.0，104 pp.

譯 者 簡 介

李紅(1981-)，女，北京市地震預(yù)測研究中心工程師，在讀博士研究生，主要從事地震活動性分析及綜合預(yù)測、構(gòu)造應(yīng)力應(yīng)變場演化、地球動力學(xué)及地震活動數(shù)值模擬等研究工作。E-mail：dzjlhong@163.com。

Rodolfo Console, Roberto Carluccio, Elefhteria Papadimitriou, Vassilis Karakostas.2015. Synthetic earthquake Catalogs simulating seismic activity in the Corinth Gulf, Greece, fault system.J.Geophys.Res.SolidEarth. 120: 326-343. doi:10.1002/2014JB011765

李紅 譯. 2016. 用合成地震目錄模擬希臘科林斯灣斷層系的地震活動.世界地震譯叢.47(4):309-328. doi:10.16738/j. cnki.issn.1003-3238.201604004

中國地震局震情跟蹤定向工作任務(wù)(2016010113)和監(jiān)測、預(yù)報、科研三結(jié)合課題(160101)共同資助

北京市地震局李紅譯; 中國地震局地殼應(yīng)力研究所陳連旺校

中國地震臺網(wǎng)中心趙仲和復(fù)校