2013年4月20日四川芦山MS7．0地震：一个高角度逆冲地震

曾祥方，罗 艳，韩立波，石耀霖＊

1 中国科学院计算地球动力学重点实验室，中国科学院大学，北京 100049

2 中国地震局地震预测研究所，北京 100036

3 中国地震局地球物理研究所，北京 100081

1 引 言

据中国地震台网测定，北京时间2013 年4 月20日8时02分46秒四川省雅安市芦山县（30．3°N，103．0°E）发生MS7．0 地震（图1，以下简称芦山地震）．震源机制解研究是认识地震发震断层的重要手段，也是理解深部构造应力和地震发震机理的重要依据．地震发生后国内外研究机构，通过各种地震学方法，初步研究了震源机制解、破裂过程等震源参数［1－2］，结果表明芦山地震是发生在龙门山断裂带南段上的一次逆冲地震，但是不同机构所给出的地震断层面倾角存在一定差异．在震源参数研究中，远震数据对逆冲地震的倾角具有较好的约束，而近震可以较好地确定断层走向．本文利用近远震数字波形记录，分别利用P 波初动和波形联合反演方法，探讨本次地震的震源机制解，通过分析不同参数对断层面倾角的影响，并结合短期余震机制解，确认了芦山地震是一个高角度逆冲地震．

2 近远震P波初动联合反演

利用P波初动反演震源机制解的基本原理是通过对比不同机制解预测的各台站P 波初动符号与实际观测结果的差异，求得矛盾符号最小的一个或一组解作为地震机制解结果［4］．该方法较为简单，但是结果可靠性较为依赖所用台站分布和离源矢量误差．台站分布则决定了离源矢量在震源球上的采样，不同震中距的采样空间不同，远震台站的离源矢量主要集中在震源球中心区域，近震台站除了少数震中距较小的台站可以采样中心区域外，大部分近震台站集中在外围区域．芦山地震的初步研究结果表明其为一高角度逆冲地震，近震台站初动符号对断层的倾角和滑动角的约束不够理想．而远震台站可以密集采样震源球中心位置，对近震台站数据形成了有效补充．我们从IRIS（Incorporated Research Institutions for Seismology）数据中心下载了芦山地震在全球地震台网（Global Seismographic Network，GSN）的宽频带数字波形记录，选取震中距在35°～85°，清晰直达P波信号的36个台站的记录（图1b）读取远震P波初动符号，而近震初动符号则在国家数字测震台网数据备份中心［5］提供的波形数据中，选取了200km 以内初动最清楚的18 个台站，进行P波初动拾取．

图1 （a）近震台站分布图；（b）远震台站分布图红色五角星代表芦山地震震中，蓝色三角代表台站，黑色实线代表活动断层［3］．Fig．1 （a）Regional station distribution map；（b）Teleseismic station distribution mapStar denotes epicenter while triangles indicate stations．black lines denotes fault．

离源矢量计算中的误差主要来自震源深度误差和地震波速度模型误差．本文采用中国地震台网快报目录给出的芦山地震震中位置，深度为13km，将深度误差设为1km．近震离源角计算中所用速度模型为前人汶川地震余震研究中所用速度模型［6］基础上修改得到（表1，WC），而远震离源角计算采用IASP91模型．Hardebeck 和Shearer提出速度模型和震源深度的误差可以根据离源角、方位角、深度误差，进行随机扰动，生成新的离源矢量，然后进行网格搜索并得到最可信解［7］．由于地壳中地震波传播较为复杂，将近震出射角的误差设为5°，而远震地震波出射角误差一般较小，设为2°，方位角误差均为1°．震源深度的误差为1km，进行50次尝试后，得到断层面参数为212°/44°/92°（图2），该解给出的理论初动符号与实际观测结果相符，其走向与龙门山断裂带走向接近．

图2 P波初动反演结果＋表示初动为正，○表示初动为负，红色区域为压缩区域，理论初动为正，白色区域为拉张区域，理论初动为负．Fig．2 P wave first－motion focal mechanismPlus denotes positive first motion，while circle means negative one．

表1 芦山地震震源区地壳地震波速度模型Table 1 Seismic velocity model of epicenter regionof the Lushan earthquake

3 近远震波形联合反演

P波初动反演可以快速给出地震机制解，但是缺少其他震源参数，而利用波形反演方法，可以充分利用地震记录中各种震相到时、振幅、相位等信息，对震源机制提供有效约束，不仅可以提供断层面参数，还可以提供标量地震矩、矩心深度、破裂持续时间等震源参数［8－9］．传统的地震波形反演方法一般只单独采用近震或远震波形数据，陈伟文等［9］发展了改进 的“剪切—粘贴”方法（Cut－And－Paste joint，CAPjoint），利用近远震波形数据进行联合反演，表明近远震数据可以相互补充，更好地约束地震震源参数，尤其是对于逆冲地震，远震对倾角的约束具有一定优势［9］，因此本文采用该方法进行波形反演．

远震波形数据可包括竖直向P 波和切向SH波，其格林函数计算过程分为震源区地壳、地幔、台站区地壳三步．由于不同区域的地壳地震波速度结构差异，需要选取特定震源区地壳模型，利用传播矩阵方法计算震源区和台站区地壳部分传播效应，地幔部分则采用初步地球参考模型（Primarily Reference Earth Model，PREM），计算几何扩散效应和非弹性衰减效应，最后将三者卷积得到格林函数［10］．近震波形数据包括体波和面波部分，格林函数计算采用频率波数域积分方法（F－K）［11］．反演方法则与“剪切—粘贴”（Cut－And－Paste，CAP）方法［8］相似，搜索不同震源深度的最佳双力偶解，然后对比不同深度反演误差，得到最佳震源深度和双力偶解．远震和近震震源区地壳地震波速度结构模型都采用初动反演所用模型．

前期研究表明，由于芦山地震为逆冲型地震，其远震SH 波部分信噪比较P波部分低［12］，因此未参与反演．远震P 波经去除倾斜，去除仪器响应等预处理后，根据IASP91计算的理论到时进行截取，窗口长度为60s，滤波频段选为0．05～0．1 Hz．四川盆地和青藏高原东缘速度模型差异较大［13－16］，所以近震波形中主要采用青藏高原东缘台站，且利用传播效应较为简单的径向和竖直向长周期S 波和面波记录，为了减少速度模型横向变换的影响，主要选取了震中西部和南部较远距离台站．原始数据经预处理后，根据震中位置，将水平记录旋转径向和切向，并根据S波理论到时进行截取，窗口长度为60 s，滤波至0．05～0．1Hz．远震和近震数据间权重根据陈伟文等［7］提出的方法进行选取．

我们计算了2～20km 间10个深度下的各台站格林函数，破裂时间设为10s，首先在各深度对断层走向、倾角、滑动角以10°间隔进行搜索，得到的最佳矩心深度为12km，最佳双力偶机制解为：节面1：211°/47°/90°；节面2：30°/43°/89°．根据中国地震台网快报目录（data．earthquake．cn）给出的短期余震分布，我们认为节面1为可能的发震断层．在此基础上，将搜索间隔缩小为2．5°，得到解为：节面1：216°/47°/93°；节 面2：31°/43°/86°，矩 震 级 为6．7，其理论波形和实际记录对比见图3．由波形对比图可见波形拟合较好，远震P波部分互相关系数均不小于0．8，近震面波窗口的径向和竖直向波形互相关系数在0．8左右．

图3 芦山地震CAPjoint反演实际波形与理论波形对比红线为理论波形，黑线为实际波形，波形下方数字分别为互相关系数百分比（%）和对应时间偏移（s），台站名上方数字为方位角（°）和震中距（km）．Fig．3 CAPjoint modeling for Lushan earthquakeRed line shows theoretical seismogram while black line shows data．Numbers below waveform are cross－correlation（%）in percent（%）and time shift（s）．Numbers above station name are azimuth（°）and epicenteral distance（km）

4 讨论与结论

本文根据P 波初动和波形反演得到的断层面参数为212°/44°/92°和212°/47°/93°，基本符合震源区构造应力场［17－19］，但是断层面三个参数中，走向和滑动角与其他机构结果相近，但倾角较大．对于逆冲断层而言，倾角越大，上盘向上错动所需能量越大，以发生在同一断裂带的汶川地震为例，GlobalCMT（www．globalcmt．org）给出的断层倾角为35°，而芦山地震倾角明显较大．为了研究断层面倾角的不确定性，需要分离断层面走向、滑动角、深度等模型参数影响．采用波形反演得到断层面的走向（216°）和滑动角（93°），首先计算了12km 深度下不同倾角的波形反演误差，结果见图4a，随着倾角远离最佳解（47°），误差迅速增加，表明这一倾角是可靠的，而固定断层面参数得到的不同深度反演误差也表明这一深度结果较为可靠（图4b）．

波形反演过程中地震波速度模型对反演结果也有一定影响，虽然本文未选取四川盆地内部台站，但是为了考察不同模型对断层倾角的影响，选取了三个较为典型的速度模型进行分析，分别是震中处由CrustModel2．0 模型基础上的修改模型（表1 中CM2）［12］、较为极端的盆地模型［19－20］（表1中SC）和低速体模型［21］（表1中LVZ）．在已有机制解的断层走向（200°～230°）和滑动角（80°～110°）附近搜索最佳倾角，结果见图5．三个速度模型下，大部分机制解的倾角较高（＞40°），但是低速层模型由于低速层引起较强反射，增加了波形高频成分，导致误差分布跳跃较大，且震源深度出现了10km 和16km两个局部最优解．

采用同样的模型，利用200km 内台站的体波和300km 内台站面波，利用CAP 方法对芦山地震震后4个小时内的较强余震机制解进行了初步研究，表2给出了双力偶解中沿龙门山断裂带走向的节面参数、震源深度和震级．大部分余震机制解与主震相近，其中3 号地震较为特殊，但另一个节面解（36°/82°/73°）也为高角度逆冲，具体发震断层面仍有待进一步分析．同时这一区域的地质考察也表明当地存在较高倾角断裂［22］．

表2 芦山地震短期较强余震震源机制解Table 2 Focal mechanisms of short term aftershocks of Lushan earthquake

如此高角度的逆断层错动，只有在极大的差应力和长期应变能积累后才能发生［23］．龙门山断裂带位于青藏高原东南缘，由于青藏高原隆升引起的地壳物质东流，在此遇到四川盆地阻挡，因此应变能长期积累，定量计算模拟表明，整个龙门山断裂带上地壳底部都是应力高增长率区［24］．在汶川地震破裂过程中，主要破裂集中在龙门断裂带北段，而南部基本没有发生错动，余震活动也较小，因此其上积累的应变能并没有得到释放．汶川地震对周围断层的影响较大，根据完全弹性和黏弹性情况下计算得到的库仑应力变化，芦山地震震源区的库仑应力增加量约为0．01MPa［25－27］．近期在龙门山断裂带南段进行的原位地应力测量结果也表明这一区域的最大水平主应力已达断层活动应力临界下限值，断裂活动进入临界状态［16］，芦山地震正是发震断层面上剪切应力超过阈值引起的断层错动．

本文综合利用近远震地震数据，通过P 波初动反演和波形反演方法，确定了芦山地震的震源机制解，并结合短期余震的机制解，认为发震断层为一高角度逆冲断层．由于在反演过程中采用的点源近似，分层均匀地震波速度模型等与真实情况存在一定差异．地震机制解虽然有助于探讨发震断层，但具体发震断层，仍需要通过震后地质考察、高精度主震和余震定位等方法得到．如此高角度逆冲地震的力学机制则需要通过多种方法得到震源区构造应力场、介质模型、断层形态和摩擦系数等参数进行定量分析得到．

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地震波形数据，GSN 台网数据由IRIS DMC 提供，本文图件采用Generic Mapping Tools绘制，在此一并表示感谢．

（References）

［1］ 张勇，许力生，陈运泰．芦山4．20地震破裂过程及其致灾特征初步分析．地球物理学报，2013，56（4）：1408－1411，doi：10．6038/cjg20130435．

Zhang Y，Xu L S，Chen Y T．Rupture process of the Lushan 4．20earthquake and preliminary analysis on the disastercausing mechanism．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），2013，56（4）：1408－1411，doi：10．6038/cjg20130435．

［2］ 王卫民，郝金来，姚振兴．2013年4月20日四川芦山地震震源破裂过程反演初步结果．地球物理学报，2013，56（4）：1412－1417，doi：10．6038/cjg20130436．

Wang W M，Hao J L，Yao Z X．Preliminary result for rupture process of Apr．20，2013，Lushan Earthquake，Sichuan，China．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），2013，56（4）：1412－1417，doi：10．6038/cjg20130436．

［3］ 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．

Dong Q D，Zhang P Z，Ran Y K，et al．Basic feature of China active structures．Sci．ChinaSer．D－EarthSci．（in Chinese），2002，32（12）：1020－1030．

［4］ 许忠淮，汪素云，黄雨蕊等．由大量地震资料推断的我国大陆构造应力场．地球物理学报，1989，32（6）：636－647．

Xu Z H，Wang S Y，Huang Y R，et al．The tectonic stress field of Chinese continent deduced from a great number of earthquakes．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），1989，32（6）：636－647．

［5］ 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，Ouyyang B，Zhang D N，et al．Technical systerm construction of Data Backup Centre for China Seismograph Network and the data support to researches on the Wenchuan earthquake．ChineseJ．Geophysi．（in Chinese），2009，52（5）：1412－1417．

［6］ 郑勇，马宏生，吕坚等．汶川地震强余震（Ms≥5．6）的震源机制解及其与发震构造的关系．中国科学（D 辑），2009，39（4）：413－426．

Zheng Y，Ma H W，Lu J，et al．Source mechanism of strong aftershock for seismotectonic．Sci．ChinaSer．D－EarthSci．（in Chinese），2009，39（4）：413－426．

［7］ Hardebeck J L，Shearer P M．A new method for determining first－motion focal mechanisms．BulletinoftheSeismological SocietyofAmerica，2002，92（6）：2264－2276．

［8］ Zhu L，Helmberger D V．Advancement in source estimation techniques using broadband regional seismograms．Bulletin oftheSeismologicalSocietyofAmerica，1996，86（5）：1634－1641．

［9］ 陈伟文，倪四道，汪贞杰等．2010年高雄地震震源参数的近远震波形联合反演．地球物理学报，2012，55（7）：2319－2328．

Chen W W，Ni S D，Wang Z J，et al．Joint inversion with both local and teleseismic waveforms for source parameters of the 2010 Kaohsiung earthquake．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），2012，55（7）：2319－2328．

［10］ Kikuchi M，Kanamori H．Inversion of complex body waves．BulletinoftheSeismologicalSocietyofAmerica，1982，72（2）：491－506．

［11］ Zhu L，Rivera L A．A note on the dynamic and static displacements from a point source in multilayered media．GeophysicalJournalInternational，2002，148（3）：619－627．

［12］ 曾祥方，韩立波，石耀霖．四川芦山Ms7．0地震震源机制解初步研究．科技导报．2013，31（14）：5－8．

Zeng X F，Han L B，Shi Y L．Focal mechanism of LushanMs7．0Earthquake，April 20，2013．ScienceandTechnology Servies．2013，31（14）：5－8．

［13］ 刘启元，李昱，陈九辉等．汶川Ms8．0地震：地壳上地幔S波速度结构的初步研究．地球物理学报，2009．52（2），309－319．

Liu Q Y，Li Y，Chen J H，et al． WenchuanMS8．0 earthquake：preliminary study of the S－wave velocity structure of the crust and upper mantle．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），2009，52（2）：309－319．

［14］ 吴建平，黄媛，张天中等．汶川MS8．0级地震余震分布及周边区域P 波三维速度结构研究．地球物理学报，2009，52（2）：320－328．

Wu J P，Huang Y，Zhang T Z，et al．Aftershock distribution of theMs8．0 Wenchuan earthquake and three dimensional Pwave velocity structure in and around source region．Chinese J．Geophys．（in Chinese），2009，52（2）：320－328．

［15］ 雷建设，赵大鹏，苏金蓉等．龙门山断裂带地壳精细结构与汶川地震发震机理．地球物理学报，2009，52（2）：339－345．

Lei J S，Zhao D P，Su J R，et al．Fine seismic structure under the Longmengshan fault zone and the mechanism of large Wenchuan earthquake．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），2009，52（2）：339－345．

［16］ Li Z W，Ni S D，Hao T Y，et al．Uppermost mantle structure of the eastern margin of the Tibetan plateau from interstation Pn traveltime difference tomography．Earthand PlanetaryScienceLetters，2012．335－336：195－205．

［17］ 钟继茂，程万正．由多个地震震源机制解求川滇地区平均应力场方向．地震学报，2006，28（4）：337－346．

Zhong J M，Cheng W Z．Determination of directions of the mean stress field in Sichuan－Yunnan region from a number of focal mechanism solutions．ActaSeismologicaSinica（in Chinese），2006，28（4）：337－346．

［18］ 秦向辉，陈群策，谭成轩等．龙门山断裂带西南段现今地应力状态与地震危险性分析．岩石力学与工程学报，2013，32（增1）：2870－2876．

Qin X H，Chen Q C，Tan C X，et al．Analysis of current geostress state and seismic risk in southwest segment of Longmenshan fracture belt．ChineseJournalofRockMechanics andEngineering（in Chinese），2013，32（S1）：2870－2876．

［19］ 万柯松，倪四道，赵里．龙门山周边地区地震波速度结构的有限频率反演．国际地震动态，2010，6：16－16．

Wan K S，Ni S D，Zhao L．Finite frequency waveform inversion for velocity structure in Longmengshan area．Recent DevelopmentsinWorldSeismology（in Chinese），2010，6：16－16

［20］ 谢军，倪四道，曾祥方．四川盆地中部浅层地壳一维剪切波速度结构初步研究．四川地震，2012，143（2）：20－24．

Xie J，Ni S D，Zeng X F．1Dshear wave velocity structure of the shallow upper crust in central Sichuan Basin．Earthquake ResearchinSichuan（in Chinese），2012，143（2）：20－24．

［21］ 王椿镛，吴建平，楼海等．川西藏东地区的地壳P 波速度结构．中国科学（D 辑），2003，33（增刊）：181－189．

Wang C Y，Wu J P，Lou H，et al．P－wave velocity structure in western Sichuan and eastern Tibetan region．Sci．China Ser．D－EarthSci．，2003，46（Suppl．）：254－265．

［22］ 杨晓平，蒋溥，宋方敏等．龙门山断裂带南段错断晚更新世以来地层的证据．地震地质，1999，21（4）：341－345．

Yang X P，Jiang P，Song F M，et al．The evidence of the south Longmenshan fault zones cutting late Quaternary stratum．SeismologyandGeology（in Chinese），1999，21（4）：341－345．

［23］ 周永胜，何昌荣．汶川地震区的流变结构与发震高角度逆断层滑动的力学条件．地球物理学报，2009，52（2）：474－484．

Zhou Y C，He C R．The rhelogical structure of crust and mechanics of high－angle reverse fault slip for WenchuanMs8．0 earthquake．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），2009，52（2）：474－484．

［24］ 柳畅，朱伯靖，石耀霖．粘弹性数值模拟龙门山断裂带应力积累及大震复发周期．地质学报，2012，86（1）：157－169．

Liu C，Zhu B J，Shi Y L．Stress accumulation of the Longmenshan Fault and recurrence interval of Wenchuan Earthquake based on viscoelasticity simulation．ActaGeologica Sinica（in Chinese），2012，86（1）：157－169．

［25］ 单斌，熊熊，郑勇等．2008年5月12日Mw7．9汶川地震导致的周边断层应力变化．中国科学（D 辑），2009，39（5）：527－545．

Shan B，Xiong X，Zheng Y，et al．Stress changes on major faults caused byMw7．9 Wenchuan earthquake，May 12，2008．，Sci．ChinaSer．D－EarthSci．，2009，52（5）：593－601．

［26］ 邵志刚，周龙泉，蒋长胜等．2008年汶川MS8．0地震对周边断层地震活动的影响．地球物理学报，2010，53（8）：1784－1795．

Shao Z G，Zhou L Q，Jiang C S，et al．The impact of WenchuanMs8．0earthquake on the seismicity of surrounding faults．ChineseJ．Geophysi．（in Chinese），2010，53（8）：1784－1795．

［27］ 石耀霖，曹建玲．库仑应力计算及应用过程中若干问题的讨论—以汶川地震为例．地球物理学报，2010，53（1）：102－110．

Shi Y L，Cao J L．Some aspects in static stress change calculation－case study on Wenchuan earthquake．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），2010，53（1）：102－110．