鲜水河断裂带南段深部变形的重复地震研究
2015-06-06李乐陈棋福钮凤林苏金蓉
李乐, 陈棋福， 钮凤林， 苏金蓉
1 中国地震局地震预测研究所(地震预测重点实验室)， 北京 100036 2 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院地球与行星物理重点实验室， 北京 100029 3 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室， 北京 102249 4 Department of Earth Science, Rice University, Houston, TX 77005, USA 5 四川省地震局， 成都 610041
鲜水河断裂带南段深部变形的重复地震研究
李乐1, 陈棋福2， 钮凤林3,4， 苏金蓉5
1 中国地震局地震预测研究所(地震预测重点实验室)， 北京 100036 2 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院地球与行星物理重点实验室， 北京 100029 3 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室， 北京 102249 4 Department of Earth Science, Rice University, Houston, TX 77005, USA 5 四川省地震局， 成都 610041
利用2000—2013年四川数字地震台网和水库台网的波形资料以及川西流动台阵的事件波形,通过辨识发生在同一断层位置上的重复地震来定量研究鲜水河断裂带南段的深部变形.针对研究区台站分布稀疏的客观情况，应用了子采样条件下基于S-P相对到时差来约束震源位置一致性的方法，在鲜水河断裂带识别出11组重复地震，并利用连续波形资料进行了重复地震完整性的初步测试，同时运用结合波形互相关资料的双差法来完成研究区背景地震和重复地震位置的精确定位.重新定位后的地震图像展示研究区中上地壳存在明显缺震层，其与壳内的低速低阻层相吻合.利用重复地震的地震矩和重复间隔，估算出鲜水河断裂带南段孕震深部的滑动速率为3.0～10.2 mm·a-1，显示研究区不同地震构造区的深部滑动速率存在明显差异.
鲜水河断裂南段；重复地震；深部滑动速率；地震定位
1 引言
鲜水河断裂位于青藏高原侧向滑移构造系统的东边界，是现今构造变形集中带和强震活动带.鲜水河断裂北段结构比较单一，而其南段由多条次级断裂组成，其几何形态和内部结构较为复杂.鲜水河断裂带南段与龙门山断裂带相交汇，是华南地块、巴彦喀拉地块、川滇菱形地块的交叉口.位于南段康定到石棉之间的贡嘎山地区正处于川滇地块北部边界(鲜水河断裂)和东部边界(安宁河断裂带和大凉山断裂带)的转折带，也是川滇块体内横向构造带(丽江—小金河断裂)和边界构造带(鲜水河断裂带和龙门山断裂带)的交汇区.2008年汶川8.0级地震和2013年芦山7.0级地震之后，鲜水河断裂南段的危险性备受关注.在行文期间，2014年11月22日四川康定6.3级地震的发生也进一步证实了研究鲜水河断裂带南段强震危险的必要性.
断层滑动速率是断裂带深部变形的定量描述，也是评估断层活动危险性的重要参量.发生在同一断层位置上0.5～4.0级重复地震(或称重复微震)的发现和应用为断裂带深部变形的研究开启了新的途径，也是数字地震学探索地震预测的前缘领域之一.Nadeau 和McEvilly(1999)利用发生在美国加州Parkfield地区San Andreas断层的重复地震率先估算出地下不同深度的断层滑动速率，展示了深浅变形差异分布，浅部与大地测量和蠕变仪观测的变形速率相当，而深部变形增大，2004年Parkfield 6.0级地震就发生在重复地震所指示的深浅差异变化的闭锁区.Li等(2011)利用汶川地震前四川台网和紫萍铺水库台网的数字地震波形资料，最终识别出了位于龙门山断裂中北段汶川8.0级地震震源区的10组重复地震和位于南段的2组重复地震，由重复地震获取的龙门山断裂带在汶川地震前不同深度的滑动速率展示了深浅差异的分布图像，在一定程度上可以解释汶川地震的突然发生.上述研究实例展示了利用重复地震探测深部构造变形的时空分布分析潜在强震危险性的可能，也验证了由重复地震获取断层孕震深处滑动速率的方法具有地表观测资料所无法取代的“原位”观测的优势.
本文利用四川数字地震台网、瀑布沟水库台网以及川西流动台阵的数字波形资料来辨识鲜水河断裂带南段存在的重复地震，并基于重复地震估算鲜水河断裂带南段的深部滑动速率，为研究区断裂带的深部活动提供定量的依据.
2 重复地震识别
2.1 地震资料
四川数字地震台网自2000年运行以来，在“十五”和汶川地震“灾后重建”期间经历了台站的改建和扩建，总体上台站密度增大，监测能力提高.图1中研究区内白色三角代表了“九五”期间的数字地震台，红色三角代表“十五”期间新增的数字化台.由图1可见，研究区内台站分布相对稀疏，其中位于鲜水河南段附近的GDS台和XJP台虽然自数字化以来(2000年)就有波形记录，但在2008年撤台.GZA台和SMI台是“十五”新增的台站，在2008年以后才有波形数据.位于研究区的瀑布沟水库遥测数字台网经过分期工程，13个子台于2008年8月正式运行，见图1橙色三角，库区及其附近地震监测能力约为ML0.5.
图1 研究区地质构造和地震活动及数字化台站分布图
本研究中收集了2000年至2013年四川数字地震台网(SSN)的地震波形资料和观测报告，其中收录的发生在鲜水河断裂带南段及其周缘(见图1中矩形框所示)的地震有9645次，其震级分布范围为-0.3～5.0.在这9645次地震中，四川地震台网记录数字波形资料有7490次地震的可用.
本研究同时收集到自2006年10月开始陆续在中国川西地区(100°E—105°E,26°N—32°N)布设的297个宽频带地震台组成的密集流动地震观测台阵(简称川西台阵)的地震事件波形资料.川西台阵(刘启元等，2008)资料的时间跨度为2006年10月到2009年7月，台站的平均间距20～30 km，波形的采样率为40 Hz.
2.2 相似地震
本研究同样应用多次采用并得到验证(Li et al.,2007, 2011)的分析方法，对地震事件波形进行预处理：对波形统一进行1～10 Hz的带通滤波.采用在频域补零的方法进行时域内插，来获取高采样率的波形.内插后采样间隔为0.3125 ms，即可认为相对到时的估算误差.将预处理后的波形，采用全波段互相关方法，挑选出波形相似的地震(即相似地震)，为下一步的重复地震的识别提供候选.依据相似地震的定义，即至少有一个台站记录波形具有0.8以上相关系数的一组地震，通过互相关分析，获取14817对波形相关系数大于0.8的地震对，并分成了635组相似地震，包括357组由两个地震构成相似地震对和278组由两个以上地震构成的多重相似对，总共有3704次地震，约占分析地震总数的38%，震级分布范围为0.2～4.5.图2示意给出了郭达山台(GDS)记录的一组相似地震的波形.
2.3 重复地震辨识
一般而言，重复地震的识别方法，是依据研究区实际台站分布情况而定的.针对鲜水河断裂带南段台站分布稀疏的客观情况，这里采用子采样条件下基于S-P相对到时差(ΔtS-P)来约束地震相对位置(Δx)而确保震源位置的一致性的方法(Li et al.,2011).我们曾经在研究龙门山断裂带北川附近的重复地震(Li et al.,2011)中初次提出该方法来解决稀疏台站条件下的重复地震的识别，并在小江断裂带的重复地震识别中再次成功运用(李乐等，2013)，这里我们将继续应用这一方法，来完成鲜水河断裂带南段的重复微震的识别.
图2 相似地震在郭达山宽频地震台(GDS)的归一化波形示例
依据地震相对距离Δx与S -P的相对到时差ΔtS -P定量关系(Li et al.,2011)：
(1)
这里γ是P波和S波的波速比.如果取vP=6.0 km·s-1和γ=1.7,则有：
Δx≥8.6ΔtS -P.
(2)
如图3所示，当地震相对距离小于破裂尺度(即Δx
图3 矢量R、R′和Δx三角法则关系示意图Fig.3 A schematic diagram illustrating the triangular relationship among the three vectors, R,R′ and Δx
采用上述方法，本研究识别出了研究区的11组重复微震(见表1)，震级分布ML0.7～2.8，共计72次地震.
2.4 重复地震完整性测试
“十五”期间加大了区域数字化台网的密度，四川数字地震台站由原先的23个增至52个(见图1).鉴于我国区域地震台网分布有限，以及观测仪器故障和地震分析过程有可能出现地震漏记或漏分析的现象，我们尽可能对重复地震序列的完整性进行测试.具体做法是：将识别出重复地震作为参考波形模板，采用滑动窗互相关方法与台站的连续波形做互相关分析，找出连续波形中与参考地震波形高相关系数的波形段，来补充可能遗漏的重复地震.根据收集到的“十五”以来四川台网(不包括水库台网)的连续波形记录情况，我们的测试目标集中在起始于2008年的5组重复地震序列(S01，S02，S03，S04，S07).将只有3个地震组成且持续时间不到1年的重复地震序列S01作为重点检测对象，分别对距离该重复地震最近的3个台站SMI台(17 km)、JLO台(85 km)和MDS台(126 km)进行连续波形的互相关扫描分析，扫描结果显示该序列并未遗漏重复地震成员.得益于瀑布沟水库台站的事件波形分析，我们发现了震级在四川台网监测能力之下的2组地震，即最大震级分别为1.1和1.6的重复地震序列S02和S03，因目前只收集到瀑布沟水库台网的部分连续波形，有关S02和S03的完整性检测只能先搁置，而位于龙门山断裂带南段的S04和S07序列的相关检测结果将在有关龙门山断裂带的研究中详细分析.
2.5 震源位置精确确定
在收集和整理四川台网地震观测报告的基础上，人工分析了川西台阵事件波形高信噪比的P波和S波初至到时，增补到震相资料中，共整理出有初始震源参数的9645次地震，其中1858次地震未给出震源深度.参考王椿镛等人(2003)沿30°N的深地震测深剖面确定的二维地壳速度结构模型，首先选用线性单事件定位的Hypoinverse方法，对有3个台站以上记录的地震事件进行定位，定位后获取7198次地震的震源参数，其中6990次地震的均方根残差小于1 s，并利用以上定位结果来修正观测报告中地震的初始位置.
考虑到初始震源参数对定位结果存在一定程度的影响，同时为了合理的设定地震观测报告中未确定的初始震源深度，首先对已给出震源深度的7787次地震实施双差定位，定位后获得的6117次地震的均方根残差都小于1 s，震源深度统计(图4a中灰色填充柱状图)得到重新定位后地震深度的优势分布为8～10 km左右，约占地震总数的27%，据此将地震报告中没有给出深度的地震初始深度取为9 km进行重新定位，图4b的灰色填充柱状图给出了重新定位后的地震深度分布结果.
在双差定位法(Waldhauser and Ellsworth, 2000)进行重新定位时，采用经互相关计算得到的P波段的到时差，波形互相关计算窗口取1.1 s(初至P 波前0.1 s 至其后1.0 s).整合修正后的观测报告中的9645次地震，其中单台记录的地震1568次，至少有3个台站记录的地震仅有7868次.在观测报告给出的133306个P、S波到时差基础上，联合使用经互相关计算得出cc>0.7的2192232对P波的相对到时，采用最小二乘共轭梯度法(LSQR), 进行双差地震定位，结果得到6306次地震的震源位置，见图5中的底图.
图4 双差法重新定位后的震源深度统计图
图5 由重复地震估算的鲜水河断裂带南段的滑动速率分布图
图6 由重复地震估算所得不同深度的滑动速率分布和重新定位后的震源深度剖面图
对于11组重复微震，在上述定位结果的基础上，进一步使用高精度的互相关波形相对到时资料，采用双差定位法中的奇异值分解法(SVD)分别对每一组重复微震进行高精度的定位，最终获取了11组重复微震的震源位置，具体定位结果见表1.绝大部分地震定位相对误差为数十米到数百米，个别地震定位相对误差1～2 km.
3 断层深部滑动速率估算
作者曾在对唐山断裂带和龙门山断裂带的重复地震研究(Li et al.,2007, 2011)中，提出并应用了利用重复地震的地震矩和重复间隔简单估算滑动速率的方法.我们首先采用谱比法(Vidale et al.,1994)检验观测报告中地震震级(近震震级ML),然后采用地震矩-震级的经验关系(Abercrombie,1996)获取地震矩,并基于圆盘破裂断层模型，在地震应力降Δσ设定为常量的条件下，通过地震矩来估算地震的破裂半径r(Kanamori and Anderson,1975)，并根据地震矩的定义来计算滑动量，最后通过重复地震的累积滑动量的线性拟合来最终获取孕震深处的断层活动速率.在断层深部滑动速率估算过程中，需要对各种关系式中的换算系数和常量(如应力降)进行设定.
合理选择地震矩-震级的经验关系是首要的.赵翠萍等(2011)对中国大陆地震震源参数进行研究，获取的中小地震的地震矩M0和震级ML的经验关系与其他地震学家获取的全球其他地区的基本一致，换算系数都在1左右，由此再次证实在龙门山断裂带和小江断裂带深部滑动速率估算中引用的Abercrombie(1996)提出的经验关系式是适用于本研究的.
根据研究区情况来选用应力降也是必要的.刘丽芳等(2010)计算了四川地区的震级M3.0～5.1的2121次地震的应力降，给出的年平均值在5.11～8.72 MPa之间.鉴于11组重复微震的震级分布范围是0.7～2.8，故本研究中采用5 MPa应力降(Δσ)由地震矩M0来计算破裂半径r，最终获取每个重复地震的滑动量.
4 断裂带深部结构(深部构造关系)
重新定位后的地震图像(图6)显示：地震震源深度从北到南有逐渐加深的趋势，在多条大型断裂(如鲜水河断裂，安宁河断裂，大凉山断裂)交汇区地震越向深部发展.为排除13～20 km缺震现象是由初始震源深度设定所致，对无初始深度的地震人为给定13、14、15、16、17、18、19和20 km初始深度进行重新定位，所得出的图像(见图4)确证了研究时段内约13～20 km明显缺震现象的存在.如图4和图6所示，大部分地震分布在13 km以上的上地壳，约占定位后地震总数的80%，表明地震主要发生在脆性变形的上地壳，与缺震层(滑脱面)以上的浅部断层活动相关.在鲜水河断裂带南段明显存在13～20 km缺震层，尤其是在石棉下方15～25 km存在明显的缺震(见图6)，在研究区布设的康定—渡口南北向地震测深剖面结果(卢德源等，1989)表明，该研究区在上地壳的底部或地壳中部广泛分布5～14 km厚的低速层，在石棉西昌一带厚10～14 km.又见图4和图6，约14% 的地震分布在25～50 km的下地壳，说明下地壳也可能存在脆性变形层，同时也展示了深部断裂的活动.震源深度较大的地震多分布在边界构造带交汇区：如鲜水河断裂带与龙门山断裂带交汇区且多发生于龙门山断裂一侧(图6c)，以及鲜水河断裂、安宁河断裂和大凉山断裂交叉区且多集中在安宁河断裂(图6b).有关川西地区小震精定位结果同样也展示了川西高原在15～20 km普遍存在缺震层，震源深度的优势分布在0～15 km的上地壳，同时在20～50 km的下地壳也有少量地震发生，说明川西高原地震主要发生在脆性变形的上地壳，中下地壳存在脆性变形层，而在15～20 km为塑性变形层，在此层位内地震较少发生(朱艾斓等，2005).这一结论与本研究中图4 和图6 所展示的研究结果是一致的.由此，研究区震源深度剖面图所展示的中上地壳缺震和超壳边界断裂在下地壳发震，也支持了地壳中存在低速层，上、下地壳在壳内低速层顶部边界滑脱解耦的新认识(刘启元等，2009).
剖面CD(见图6b)穿过石棉，地处鲜水河断裂和安宁河断裂的复合部位.安宁河断裂主干断裂总体走向近南北，断面陡立，CD剖面展示了结构相对单一的走滑断层上宽下陡的花状结构特征.
剖面EF(见图6c)沿30°N线的一段，从沿30°N的深地震测深(王椿镛等，2003)和大地电磁测深(孙洁等，2003)得到在川西高原中上地壳几乎相同深度存在低速层和高导层(低阻层)，推测地表的龙门山山前逆冲断裂带，以及龙门山西北分布的一组逆冲断裂带向下延伸，归并到上地壳的低速低阻层.逆冲断裂带的作用使龙门山叠置于四川盆地上.如图6c所示，重新定位后的震源深度分布也佐证了上述推测，并展示了在下地壳可能存在向东倾斜的断裂的证据，见图6c中黑色虚线，这为根据二维速度结构(王椿镛等，2003)结果支持的“鳄鱼结构”式碰撞的动力学模型找到了下地壳可能存在向东倾斜断裂的证据，这也与MT探测(孙洁等，2003)结果展示的龙门山断裂带深部向下直立并逐渐向东南展布是一条超壳断裂结果也较为吻合.
5 深部变形结果分析与讨论
鲜水河断裂带南段在空间展布上由一系列大致平行斜列的断层组成，分别为雅拉河断层、色拉哈—康定断层、折多塘断层及磨西断层等，并在石棉附近与安宁河断裂带和大凉山断裂带两条分支断裂带相接.其最显著的地质特征是沿断裂带发育晚新生代花岗岩岩体.研究表明，北西西走向的鲜水河断裂错断一系列山脊水系和地质体，控制着数次7级以上历史地震的发生，其以左旋走滑为特征，早期的地质资料推测其长期的滑动速率约为5～15 mm·a-1(闻学泽等，1989；Allen et al.,1991)，近年来GPS观测反映现今的活动速率约6～11 mm·a-1(徐锡伟等，2003；Shen et al.,2005；张培震，2008).在鲜水河断裂带南段康定一带，侵入了平行于断裂的贡嘎山—折多山花岗岩体，通过测年分析推算所得长期平均滑动速率为6.7～10.0 mm·a-1(Allen et al.,1991).断错地貌和年代学推测结果(闻学泽等，1989；周荣军等，2001)给出了南段各分支断裂的长期的滑动速率为：雅拉河断裂2 mm·a-1，色哈拉—康定断裂5.5 mm·a-1；折多塘断裂3.6 mm·a-1；磨西断裂9.9 mm·a-1.GPS给出鲜水河断裂带南段的走滑速率为8～10 mm·a-1(方颖等，2010).
赵祎喆等(2008)使用时间尺度为30年的小震地震目录，分析表明龙门山断裂带的深部形变与其近邻的鲜水河、安宁河、则木河、小江等断裂相比并不低.而地质学资料和大地测量观测给出的上述断裂带活动速率比龙门山断裂带的滑动速率大3倍之多(徐锡伟等，2003).地质和GPS等浅表观测资料虽给出了断层的滑动速率，但不同深度的滑动速率分析还有赖于重复地震的估算结果.如图6和表1所示，由鲜水河断裂带南段的11组重复微震估算所得3.6～18.7 km孕震深度处的滑动速率分布范围为3.0～10.2 mm·a-1，平均值为6.7 mm·a-1，中值为6.4 mm·a-1.滑动速率估算的误差为0.4～4.3 mm·a-1(见表1).而有关其他断裂带的重复地震研究结果表明：小江断裂带在地下3～12 km的深度范围的滑动速率为3.0～10.2 mm·a-1(李乐等，2013)，龙门山断裂带在2008年汶川巨震前约4～18 km孕震深度的滑动速率为3.5～9.6 mm·a-1，约为GPS和地质资料结果的2～3倍(Li et al.，2011).由重复地震估算的断裂带不同深度的滑动速率结果表明龙门山断裂带、小江断裂带和鲜水河断裂带南段的深部变形的定量化结果是比较一致的.
结合沿断裂带强震破裂的时空信息和特殊构造段落，可有效划分7级以上历史地震的强震构造区.强震沿断裂展现出显著不均匀的分布，强震的地表破裂带相互重叠或错列，与构造分布密切相关，鲜水河断裂带南段的主要分支断层的几何组合方式以并行排列式和三叉式为主题构造格局，自北向南相应地划分为康定—折多塘强震构造区和石棉强震构造区(张世民和谢富仁，2001).1725年康定地震、1786年磨西地震、1955年折多塘地震都发生在康定—折多塘构造区(见图5)，鲜水河断裂的两条次级断裂(色拉哈—康定断裂和折多塘断裂)和一系列北东东走向的派生断层并行排列于该强震构造区.最北边的重复地震S10和S11显示了该强震构造区在地下约7 km 处呈现出8.3～9.7 mm·a-1较高的滑动速率值，而该构造区的背景地震活动相对较弱(见图5和图6灰色圆圈所示康定附近的背景地震)，在本研究时段(2000—2013年底)内并未发生过4.0级以上的地震，2014年11月 22日发生的康定6.3级地震解释了这种“不协调”的局面.石棉强震构造区是鲜水河断裂与安宁河断裂斜交地带，并与大凉山断裂的西北段组成了锐夹角向南开口的三叉构造.1786年泸定得绥7级地震震中在三叉点西北侧15 km处鲜水河断裂的东端.在石棉周缘发现的2组重复微震(S01和S02)展示了鲜水河断裂带最南端在地下5.0～14.3 km的深度存在3.0～9.2 mm·a-1的滑动速率，其中在地下约14 km处呈现了 9.2 mm·a-1的高滑动速率，且石棉强震构造区小震活动较为密集，出现较高的滑动速率可能是“三叉构造”共同活动的综合影响.
表1 鲜水河断裂带南段识别出的重复地震序列Table 1 Repeating earthquake sequences identified along the southern segment of Xianshuihe fault zone
由位于鲜水河断裂带南段与龙门山断裂带的交汇区密集分布的4组重复地震(S05, S07,S08,S09)，估算出地下3.6～18.7 km的深度的滑动速率为5.8～10.2 mm·a-1.重复地震S03和S04位于四川盆地的平原区，其一定程度上反映了盆地下方隐伏断裂的活动，在深度8.0～14.8 km范围内其滑动速率为3.4～6.3 mm·a-1.
由此分析初步可得,鲜水河断裂带南段的强震构造区在不同孕震深度的滑动速率存在差异变化.有关龙门山断裂带南段深部滑动速率分布特征的详细分析将另文探讨.
6 结论
基于2000—2013年鲜水河断裂带南段及其周缘的小震重新定位及其波形分析研究得出如下结论：
(1) 通过波形互相关分析，识别出635组相似地震.在稀疏台网条件下，应用基于S -P相对到时差(ΔtS -P)来约束地震相对位置而确保震源位置的一致性的方法，辨识出鲜水河断裂带南段周缘11组重复地震，其重复间隔存在明显变化.
(2) 基于重复地震的震级和重复间隔，估算出不同深度处(3.6～18.7 km)鲜水河断裂带南段滑动速率为3.0～10.2 mm·a-1.不同强震构造区在孕震深度处的滑动速率分布存在明显差异，2014年11月 22日康定6.3级地震的发生“协调”了康定—折多塘强震构造区在强震发生前深部滑动速率高而地震活动性弱的局面.
(3) 联合采用四川台网、瀑布沟水库台网和川西流动台阵的震相到时以及波形互相关延时资料，经双差法重新定位后的地震分布图显示在研究区上地壳底部或壳内中部存在明显的缺震现象，与地壳内的低速低阻层相对应，发生在边界构造带交汇区的震源深度较大的地震分布图像，展示了在研究区下地壳可能存在向东倾的断裂，进一步基于地震学资料印证了研究区上、下地壳沿壳内低速层顶部边界滑脱解耦的新观点.
致谢 感谢评审专家对完善本文提出的具有建设性的意见和建议.四川数字地震台网提供了四川台网和瀑布沟水库台网波形资料及地震观测报告和目录；中国地震局地球物理研究所“地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供川西台阵地震波形数据；本文图件基本采用GMT绘制(Wessel and Smith，1989),在此一并表示感谢.
Abercrombie R E. 1996. The magnitude-frequency distribution of earthquakes recorded with deep seismometers at Cajon Pass, southern California.Tectonophysics, 261(1-3): 1-7, doi: 10.1016/0040-1951(96)00052-2.
Allen C R, Luo Z L, Qian H, et al. 1991. Field study of a highly active fault zone: The Xianshuihe fault of southwestern China.Geol.Soc.Am.Bull., 103(9): 1178-1199.
Fang Y, Jiang Z S, Yang Y L, et al. 2010. Deformation characteristics of southern segment of Xianshuihe fault before and after WenchuanMS8.0 earthquake.JournalofGeodesyandGeodynamics(in Chinese), 30(3): 22-26.
Kanamori H, Anderson D L. 1975. Theoretical basis of some empirical relations in seismology.Bull.Seismol.Soc.Am., 65(5): 1073-1095.
Li L, Chen Q F, Cheng X, et al. 2007. Spatial clustering and repeating of seismic events observed along the 1976 Tangshan fault, north China.Geophys.Res.Lett., 34(23): L23309, doi: 10.1029/2007GL031594.
Li L, Chen Q F, Niu F L, et al. 2011. Deep slip rates along the Longmen Shan fault zone estimated from repeating microearthquakes.J.Geophys.Res., 116(B9): B09310, doi: 10.1029/2011JB008406.
Li L, Chen Q F, Niu F L, et al. 2013. Estimates of deep slip rate along the Xiaojiang fault with repeating microearthquake data.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(10): 3373-3384, doi: 10.6038/cjg20131013.
Liu L F, Su Y J, Liu J, et al. 2010. Study on temporal and spatial features of stress drop for low-to-moderate earthquakes in Sichuan and Yunnan region.J.Seismol.Res. (in Chinese), 33(3): 314-319.
Liu Q Y, Chen J H, Li S C, et al. 2008. TheMS8.0 Wenchuan earthquake: Preliminary results from the western Sichuan mobile seismic array observations.SeismologyandGeology(in Chinese), 30(3): 584-596.
Liu Q Y, Li Y, Chen J H, et al. 2009. WenchuanMS8.0 earthquake: preliminary study of the S-wave velocity structure of the crust and upper mantle.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(2): 309-319.
Lu D Y, Cui Z Z, Chen J P， et al. 1989. Application of explosion seismic sounding in the study of the crustal structure of the Kangdingdukou meridional structural belt.GeologicalReview(in Chinese), 35(1): 41-51.
Nadeau R M, McEvilly T V. 1999. Fault slip rates at depth from recurrence intervals of repeating microearthquakes.Science, 285(5428): 718-721.
Shen Z K, Lü J N, Wang M, et al. 2005. Contemporary crustal deformation around the Southeast borderland of the Tibetan plateau.J.Geophys.Res., 110(B11): B11409, doi: 10.1029/2004JB003421.
Sun J, Jin G W, Bai D H, et al. 2003. Sounding of electrical structure of the crust and upper mantle along the eastern border of Qinghai-Tibet Plateau and its tectonic significance.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 46(2): 243-253.
Vidale J E, Ellsworth W L, Cole A, et al. 1994. Variations in rupture process with recurrence interval in a repeated small earthquake.Nature, 368(6472): 624-626.
Waldhauser F, Ellsworth W L. 2000. A double-difference earthquake location algorithm: Method and application to the Northern Hayward Fault, California.Bull.Seismol.Soc.Am., 90(6): 1353-1368.
Wang C Y, Wu J P, Lou H, et al. 2003. P-wave crustal velocity structure in western Sichuan and eastern Tibetan region.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 46(S2): 254-265.
Wen X Z, Allen C R， Luo Z L, et al. 1989. Segmentation, geometric features, and their seismotectonic implications for the Holo-Cene Xianshuihe fault zone.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 11(4): 362-371.
Wessel P, Smith W H F. 1998. New, improved version of Generic Mapping Tools released.EOSTrans.Amer.Geophys.U., 79(47): 579.
Xu X W, Wen X Z, Zheng R Z, et al. 2003. Pattern of latest tectonic motion and its dynamics for active blocks in Sichuan-Yunnan region, China.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 33(2S): 210-226.
Zhang P Z. 2008. The tectonic deformation, strain distribution and deep dynamic processes in the eastern margin of the Qinghai-Tibetan plateau.ScienceinChina(SeriesD) (in Chinese), 38(9): 1041-1056.
Zhang S M, Xie F R. 2001. Seismotectonic divisions of strong earthquakes (MS≥7.0) and their tectonic geomorphology along Xianshuihe Xiaojiang fault zone.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 23(1): 36-44.
Zhao C P, Chen Z L, Hua W, et al. 2011. Study on source parameters of small to moderate earthquakes in the main seismic active regions, China mainland.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 54(6): 1478-1489, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.06.007.
Zhao Y Z, Wu Z L, Jiang C S, et al. 2008. Present deep deformation along the Longmenshan fault by seismic data and implications for the tectonic context of the Wenchuan earthquake.ActaGeologicaSinica(in Chinese), 82(12): 1778-1787.
Zhou R J, He Y L, Huang Z Z, et al. 2001. The slip rate and strong earthquake recurrence interval on the Qianning-Kangding segment of the Xianshuihe fault zone.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 23(3): 250-261.
Zhu A L, Xu X W, Zhou Y S, et al. 2005. Relocation of small earthquakes in western Sichuan, China and its implications for active tectonics.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 48(3): 629-636.
附中文参考文献
方颖, 江在森, 杨永林等. 2010. 汶川MS8.0地震前后鲜水河断裂南段的变形特征. 大地测量与地球动力学, 30(3): 22-26.
李乐, 陈棋福, 钮凤林等. 2013. 基于重复微震的小江断裂带深部滑动速率研究. 地球物理学报, 56(10): 3373-3384, doi: 10.6038/cjg20131013.
刘丽芳, 苏有锦, 刘杰等. 2010. 云南和四川中小地震应力降时空特征研究. 地震研究, 33(3): 314-319.
刘启元, 陈九辉, 李顺成等. 2008. 汶川MS8.0地震: 川西流动地震台阵观测数据的初步分析. 地震地质, 30(3): 584-596.
刘启元, 李昱, 陈九辉等. 2009. 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, 52(2): 309-319.
卢德源, 崔作舟, 陈纪平等. 1989. 康定—渡口南北向构造带爆破地震测深的研究. 地质评论, 35(1): 41-51.
孙洁, 晋光文, 白登海等. 2003. 青藏高原东缘地壳、上地幔电性结构探测及其构造意义. 中国科学(D 辑), 33(增刊): 173-180.
王椿镛, 吴建平, 楼海等. 2003. 川西藏东地区的地壳P波速度结构. 中国科学(D辑), 33(增刊): 181-189.
闻学泽, Allen C R, 罗灼礼等. 1989. 鲜水河全新世断裂带的分段性、几何特征及其地震构造意义. 地震学报, 11(4): 362-371.
徐锡伟, 闻学泽, 郑荣章等. 2003. 川滇地区活动块体最新构造变动样式及其动力来源. 中国科学(D辑), 33(增刊): 151-162.
张培震. 2008. 青藏高原东缘川西地区的现今构造变形、应变分配与深部动力过程. 中国科学(D辑), 38(9): 1041-1056.
张世民, 谢富仁. 2001. 鲜水河—小江断裂带7级以上强震构造区的划分及其构造地貌特征. 地震学报, 23(1): 36-44.
赵翠萍, 陈章立, 华卫等. 2011. 中国大陆主要地震活动区中小地震震源参数研究. 地球物理学报, 54(6): 1478-1489, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.06.007.
赵祎喆, 吴忠良, 蒋长胜等. 2008. 用地震资料估计的龙门山断裂深部形变及其对于汶川地震成因的意义. 地质学报, 82(12): 1778-1787.
周荣军, 何玉林, 黄祖智等. 2001. 鲜水河断裂带乾宁—康定段的滑动速率与强震复发间隔. 地震学报, 23(3): 250-261.
朱艾斓, 徐锡伟, 周永胜等. 2005. 川西地区小震重新定位及其活动构造意义. 地球物理学报, 48(3): 629-636.
(本文编辑 何燕)
Quantitative study of the deep deformation along the southern segment of the Xianshuihe fault zone using repeating microearthquakes
LI Le1, CHEN Qi-Fu2, NIU Feng-Lin3,4, SU Jin-Rong5
1KeyLaboratoryofEarthquakePrediction,InstituteofEarthquakeScience,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100036,China2KeyLaboratoryofEarthandPlanetaryPhysics,InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China3StateKeyLaboratoryofPetroleumResourcesandProspecting,ChinaUniversityofPetroleum,Beijing102249,China4DepartmentofEarthScience,RiceUniversity,Houston,TX77005,USA5EarthquakeAdministrationofSichuanProvince,Chengdu610041,China
Repeating earthquakes are a series of shocks regularly occurring at the same patch of a fault. They are commonly interpreted as repeated ruptures of a single asperity owing to the concentration stress due to aseismic slips in the surrounding areas. Deep slip rates along a fault can be estimated from coseismic slips of the repeating earthquakes, resulting in direct measurements of fault deformation at seismogenic depths.
In this study, we used the waveform data recorded by the Sichuan digital Seismic Network (SSN) between 2000 and 2013，the Reservoir Seismic Networks(RSN) from 2008 to 2013, and West Sichuan Seismic Array(WSSN) from October 2006 to July 2009 to search for clusters of repeating earthquakes along the southern segment of the Xianshuihe fault zone. We then used them to investigate deep deformation of the fault zone.
Using waveform cross-correlation analysis, we identified a total of 635 similar earthquake clusters including 357 doublets and 278 multiplets that consist of 3704 earthquakes in total. Most of sequences are aperiodic with recurrence intervals varying from a few minutes to hundreds of days. Due to the sparsity of the network in the study area, we used an empirical method to constrain the relative distance between event pairs based on S-P differential times measured at subsample accuracy. We used this method to identify a total of 11 sequences of repeating earthquakes along the southern segment of the Xianshuihe fault zone. We also utilized a temple matching technique to scan the continuous records to search for all the members of the repeating earthquake families and relocated all the background seismicity and repeating earthquakes using the double difference method with differential data measured with the cross correlation technique.
The relocated seismicity suggests the existence of an aseismic layer in the upper crust or the middle crust, which is also featured by low seismic velocity and low electric resistivity. High seismicity is found in two depth ranges of ～0～13 km in the brittle upper crust and of ～25～50 km in the lower crust, respectively. The relocated seismicity shows possible existence of an eastward-inclining deep fault in the lower crust. Our results also suggest that the upper crust decouples with the lower crust at the top boundary of the lower-velocity zone (the aseismic layer), which leads to a listric thrust in the upper crust. The fault slip rate computed from the size and recurrence intervals of the repeating earthquake sequences varies from 3.0 to 10.2 mm·a-1at depths 3.6～18.7 km, and shows substantial differences among seismotectonic divisions.
Southern segment of the Xianshuihe fault； Repeating earthquakes； Deep slip rates； Earthquake relocation
10.6038/cjg20151121.
中国地震局地震预测研究所基本科研业务专项(2015IES010203，2015IES0407)，国家自然科学基金(41104031，41474031)资助.
李乐，女，博士，副研究员，主要从事重复地震与活动构造、小震精定位方面的研究.E-mai:lile@cea-ies.ac.cn,passion-2008@163.com
10.6038/cjg20151121
P315
2015-03-31，2015-10-28收修定稿
李乐, 陈棋福， 钮凤林等. 2015. 鲜水河断裂带南段深部变形的重复地震研究.地球物理学报，58(11):4138-4148,
Li L, Chen Q F, Niu F L, et al. 2015. Quantitative study of the deep deformation along the southern segment of the Xianshuihe fault zone using repeating microearthquakes.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):4138-4148,doi:10.6038/cjg20151121.
