利用断裂带首波获得2010年MW6.9玉树地震断裂带的速度差异

Wei Yang　Zhigang Peng　Baoshan Wang Zefeng Li　Songyong Yuan



利用断裂带首波获得2010年MW6.9玉树地震断裂带的速度差异

Wei YangZhigang PengBaoshan Wang Zefeng LiSongyong Yuan

摘要断裂带首波(FZHW)沿着存在岩性差异的断裂面传播，为断裂带特征研究提供了高精度的信息。本文利用2010年4月13日(世界时)MW6.9玉树地震的余震资料对甘孜—玉树断裂带(GYF)进行了定量分析。与直达P波波形相比，断裂带首波具有振幅低、周期长和初至极性相反等特征。结隆盆地是一个拉张性盆地且被隆宝湖填充，在盆地边缘两侧断裂带附近的4个台站观测到了断裂带首波。直达P波和断裂带首波之间的走时差随着沿断裂面的距离呈线性增加，相应的速度差异为5%～8%，但我们没有观测到走时差随震源深度的变化，结果显示拉张盆地形成了一个地表浅层几千米的低速区。主震震中往东南方向的速度差异很小(1%～3%)，与野外现场调查和地震成像的结果较一致。

关键词岩性差异界面甘孜—玉树断裂带断裂带首波速度差异低速区

0引言

沿着断裂带的岩性差异通常会产生两侧存在岩性差异较大的断层界面，这可能会导致地震波辐射和传播的显著差异。作为一个例子，地震波可在地震波速度较快的一侧产生折射(初至极性)，进而从断层界面传播到速度较慢的一侧。超过临界距离，折射波会比直接波更先到达，也被称为断裂带首波，出现波形的初至极性与直达波的相反(Ben-Zion and Malin，1991)。因为断裂带首波主要沿着断层界面传播，它们为震源深度以上的速度差异提供了额外的重要信息。

目前，断裂带首波已经在几个板块边界的断层附近被观测到。这些断层包括在帕克菲尔德的圣安德烈斯断层(SAF)(Ben-Zion and Malin，1991；Zhaoetal，2010)和霍利斯特断层的南部(McGuire and Ben-Zion，2005；Lewisetal，2007)、卡拉韦拉斯断层(Zhao and Peng，2008)和在海湾地区的海沃德断层(Allametal，2014)，以及土耳其西北部的北安纳托利亚断层(NAF)(Bulutetal，2012；Najdahmadietal，2014)。断裂带首波也可在板块内存在速度差异的界面产生(Houghetal，1994)。本文

讨论的就是这样一个例子，我们在2010年MW6.9玉树地震断裂带(图1)上进行了系统的分析。

选择该区域主要原因是主震发生后，布设了密集的流动地震观测台站，记录了丰富的余震数据(第1节)。另外，最近的成像研究也表明，该区域在约10km以下存在明显的速度差异(Wangetal，2013)。本文首先介绍了研究区域的构造背景和地震台站分布，接着对分析过程进行了详细说明，给出了该区域存在断裂带首波的证据，并估算了速度差异。最后，我们对观测到的速度差异和与地震破裂特性之间的可能性关系进行了讨论。

1研究区域与地震数据

甘孜—玉树断裂带是一个左旋兼走滑的断层，在青藏高原东部将东北侧的巴颜喀拉块体(NE)和西南侧的羌塘地块(SW)分隔(图1)。甘孜—玉树断裂带的玉树段在全新世的左旋走滑速率估计是7.3～12mm/a(Zhou and Ma，1996；Wenetal，2003)。甘孜—玉树断裂带的西部由结隆盆地周围的两个断层分支组成(图1)，结隆盆地是由甘孜—玉树断裂带的拉张作用产生的一个盆地，部分被隆宝湖所填充(Wangetal，2008)。

从20世纪开始，在巴颜喀拉块体周围发生了超过10次MS≥7.0的强震(Chenetal，2010)，包括2008年在四川盆地边界附近发生的汶川MW7.9(MS8.0)地震。另一个主要的事件是2010年4月发生在甘孜—玉树断裂带，其中玉树段破裂到地表，震中在中国青海省玉树县结古镇往西约40km处。主震和最大余震(MW6.0)导致沿着走向310°～320°破裂了约70km长(Chenetal，2010；Lietal，2012；Xuetal，2013)。地表破裂可以分为两段(图1)：一段是主震震中往西北方向在结隆段破裂长约15km，另一段是震中往东南方向在结古段破裂约30km长，中间是拉张的结隆盆地。

Wang和Mori(2012)分析了在结古镇附近的YUS固定台站和远震台站记录的波形，表明主震破裂往东南方向的部分破裂是超剪切破裂(即破裂速度比局部剪切波速度快)。这可以部分解释在破裂方向的结古镇的严重损害。Yokota等(2012)基于远震和InSAR数据联合反演，也发现了类似的超剪切破裂的证据。另外，Zhang等(2013)也进行了类似的联合反演，却发现没有证据支持是超剪切破裂。

主震发生20天后，中国地震局(CEA)的科研人员在主震破裂带周围布设了26个流动地震观测台站，以监测后续的余震事件。特别是其中的10个台站分布在甘孜—玉树断裂带的两侧(9个流动地震台站和1个YUS固定台站)，位置分布图见图1。每个流动地震台站的设备有一个RefTek-130B数据采集器和Guralp-3ESPC三分量宽频带地震仪，地震仪的平坦频率响应是0.016(60s)～50Hz。YUS固定地震台站架设的是三分量的KS2000型宽频带地震计，平坦频率响应是0.008 3(120s)～50Hz。流动和固定地震台站的采样率均为100sps。在观测期间(2010年5月至11月)，一共记录约2 000次余震事件(Wangetal，2013，2014)，为在该区域开展断层带精细结构研究提供了丰富的数据基础。

2分析步骤

分析步骤通常按照以前断裂带首波的研究(Zhaoetal，2010；Allametal，2014)。首先在甘孜—玉树断裂带两侧选择了10个地震台站(图1，表S1)。接着挑选具有较高信噪比(SNR)的波形事件，然后手动拾取直达P波的到时。为了避免断裂带首波受到数字滤波潜在的影响，对数据只去除均值，不进行滤波(Allametal，2014)。断裂带首波比直达体波的高频成分要少(Ben-Zion，1990)，因此识别为低振幅的初至波，信号频率较低，与直达P波极性相反。我们还对相近事件的震相拾取进行了检查，以确保手动拾取的一致性。

图1　玉树MW6.9地震周围研究区域分布图。红色和绿色五角星的位置分别代表2010年玉树MW6.9地震主震和最大余震(MW6.0)的震中。震源机制解源于全球质心矩张量地震目录(http：//www.globalcmt.org)。黑实线表示该区域的断裂带，红实线表示沿断裂带的地表破裂(Guo et al，2012)，灰色区域表示结隆盆地(Wang et al，2008)，蓝绿色实线表示研究过程中简化的断层面(走向294.95°)。三角形表示地震观测台站，其中蓝色的三角表示记录到断裂带首波的地震台站。圆点表示观测到断裂带首波的地震事件，黄色是重新精定位的事件，灰色是使用中国地震台网中心(CENC)定位的事件。插图显示的是青藏高原更大的图(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

为了进一步验证所识别的断裂带首波震相，我们将断裂带首波和直达P波在水平分量上进行偏振极化分析(Bulutetal，2012)。在理论上，直达P波的偏振方向是沿着震源距方向，而断裂带首波从断层界面折射到速度较慢一侧的台站，因此，当断裂带首波到达台站时偏振方向是倾斜于断层面的。利用在水平方向上的极化特征差异来区分断裂带首波和直达P波的震相到达。

震相识别后获得了断裂带首波和直达P波之间的走时差(Δt)或时差，然后可对一个给定的台站进行平均速度差异的估算。Ben-Zion和Malin(1991)给出了走时差(Δt)与沿断层面的距离(r)之间的关系：

(1)

式中Δα和α分别表示首波与直达P波之间的速度差和平均P波速度。如果我们把研究区域的平均速度(α)设定为常数，就可以根据公式(1)利用走时差数据通过线性回归分析拟合来估算沿断层面的平均速度差异(Δα/α)。

3结果

在被选择进行分析的10个台站中，L6303台站位于甘孜—玉树断裂带的西南侧，YS01，ys03，YUS和YS07位于东北侧。其余的5个台站(ys02，L6304，YS04，YS05和YS06)在地表破裂带上或者非常接近地表破裂带(图1)，因此被视为在断裂带(FZ)上的台站。记录到的1 682个余震事件共产生了49 020个波形，其中1 248个事件的位置从采用双差定位的地震目录中获得(Wangetal，2014)，剩余的434个事件的位置使用中国地震台网中心(CENC)的地震目录获得(图1)。

图2　(a)和(b)分别是ys02和L6304台站记录到的沿断裂带距离与断裂带首波和直达P波的走时差图。其中红色竖直的虚线标记直达P波的初至，红色和蓝色的圆点分别表示沿断裂带西北和东南方向的断裂带首波初至；(c)和(d)分别是(a)和(b)相对应的断裂带首波与直达P波走时差与沿断层面距离的关系。黑色的实线表示最小线性拟合的斜率，可靠度优于95%(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

通过系统的分析后，在6个台站(ys02，L6304，ys03，YS04，YS05和YS06)的记录上识别到了断裂带首波，然后对10个台站进行波形和相应的震相拾取检查以确保手动拾取的一致性(图S1)，并与直达P波在水平方向上的极化特征进行对比分析以进一步确认观测到了断裂带首波(图S2，S3)。最后，拾取到485个断裂带首波震相到时以及相应的直达P波震相。其中，ys02和L6304台站分别记录到234和97个事件，记录的断裂带首波和直达P波的波形和到达时间见图2。将直达P波的震相调整对齐后，在这两个台站记录的断裂带首波到时与沿断层面的传播距离具有一定的线性关系。

为进一步估算平均速度差异，我们首先根据公式(1)将数据进行最小二乘线性拟合。正如前人所做的工作(Zhao and Peng，2008；Zhaoetal，2010；Allametal，2014)，我们利用发生在台站西北方向或东南方向的地震事件信息来拟合从台站往两个方向各自的速度差异，该研究区域的平均速度取为5.5km/s(Liuetal，2012；Wangetal，2013)，估算ys02台站往西北和东南方向的平均速度差异分别约为7.65%和5.13%。相比之下，在L6304台站往两个方向的平均速度差异分别约为7.9%和6.72%，比ys02台站的略大一些。其他观测到断裂带首波和没有断裂带首波的例子请见网上补充材料(图S4，S5)。

为进一步确认我们手动拾取的断裂带首波震相的可靠性，我们也采用了最近开发的自动拾取断裂带首波的程序(Li and Peng，2015，已投稿)来分析ys02和L6304台站记录的波形，在断裂带首波的震相拾取和数量上有所不同，但总体上的形态和估算的速度差异是相似的，如图S6所示。

图3给出了6个台站记录的断裂带首波和直达P波之间获得的走时差的空间分布。产生断裂带首波的地震事件主要集中在两个地方：一个是在ys02台站沿断层走向往西北方向-40km～-25km的范围，另一个是在L6304台站的下方和东南方向-5km～15km的范围，震源深度主要集中在12km以上。总的来说，断裂带首波与直达P波之间的走时差随沿断层面距离的增加而增加，说明存在一个连续的岩性差异界面。然而，我们也观测到明显的空间变化。例如，在-32km处的群体事件在ys02台站记录产生高达0.5s的时间延迟，而在ys03台站记录仅约为0.3s，尽管ys03台站沿断层走向的距离几乎是ys02台站的两倍。

图4a给出了该研究区域10个台站的平均速度差异特征。总体来说，在主震震中往东南方向的速度差异为1%～3%，震中附近和往西北方向的速度差异(5%～8%)更大。在主震震中附近，ys02和L6304台站观测到的速度差异比ys03和YS04的大。另外，在拉张性结隆盆地的两侧台站(西南侧的ys02和YS04台站，东北侧的L6304和ys03台站)都有观测到了断裂带首波的证据。然而，较远的台站(YS01，YS07，YUS和L6303)没有任何观测到断裂带首波的明显证据(图S5)。同震滑移主要发生在主震震中的东南方向，最大滑动位移量高达约1.5m(图4b)。然而，最大的速度差异(约8%)是在主震震中附近的L6304台站观测到，在最大同震滑移带附近的YS05和YS06台站观测到的速度差异较小(小于3%)，表明观测到的速度差异与主震滑移之间没有明显的相关性。

最后还研究了震源深度与走时差Δt(直达P波和断裂带首波)之间的关系。为了消除沿走向变化的影响，我们只选择了到台站的震中距小于5km的事件。如图5所示，没有观测到走时差Δt随震源深度的增加而变化。

4讨论

我们对2010年MW6.9玉树地震沿破裂带进行了系统的研究，发现沿断裂带走向上的速度差异存在百分之几量级的变化。在主震震中附近的结隆盆地周围的台站观测到5%～8%较大的速度差异。相比之下，在震中往东南方向沿着结古段只有1%～3%的速度差异。观测获得的速度差异值与那些在板块边界的断裂带所观测到的相类似，沿帕克菲尔德的圣安德烈斯断层段的速度差异范围为5%～10%(Ben-Zion and Malin，1991；Zhaoetal，2010)，在卡拉韦拉斯断层带的差异为3%～12%(Zhao and Peng，2008)，在海沃德断层带为3%～8%(Allametal，2014)，在北安纳托利亚断层带的差异约为6%(Bulutetal，2012)。

图3　记录到断裂带首波的6个台站的地震事件分布概括图。每个事件震中的颜色表示断裂带首波和直达P波的走时差幅度。记录到断裂带首波的地震事件主要分布在玉树地震主震的西北端和震中附近，震源深度主要分布在12km之上(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

Wang等(2013)对同一研究区域进行了层析成像反演，发现在破裂带的西北部(结隆段)延伸至约10km深度存在明显的速度差异。他们发现在巴颜喀拉块体的P波速度比在羌塘地块快达8%。然而，他们并没有在破裂区的东南部(结古段)发现有明显的速度差异。这与我们在结古段没有观测到明显的速度差异基本一致。最近的观测(Wangetal，2008)也认为，虽然甘孜—玉树断裂带的东南段是地貌边界，但两侧的岩石非常相似，主要是深绿色的火山岩夹杂着巴塘形变产生的杂砂岩。

图4　(a)沿断裂带记录到断裂带首波的所有台站估算的速度差异图。绿色和黄色箭头分别表示不同台站沿断层面往西北和东南方向的速度差异值，箭头的长短与速度差异的百分数成正比，其他的标记与图1相同；(b)沿断裂带的主震滑移分布(Li et al，2011)。红色的虚线方框表示结隆盆地可能在地下形成的低速区，小的灰色空心圆表示该区域产生断裂带首波的余震事件震中位置，红色五角星表示MW6.9主震的震中位置。黑色和灰色的空心圆表示重新精定位的地震事件(Wang et al，2014)。插图给出了沿断裂带从-26.5km～-38.5km(或投影的中心点是N33.32°，E96.23°，投影的方位角为23°，范围为-6km～6km)的地震事件位置界面图。红色虚线表示由地震事件勾画楔形构造的可能证据(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

也许这项研究最有趣的发现是在主震震中附近的结隆盆地两侧的台站都记录到了明显的断裂带首波。因此，我们的观测结果不能简单地用一个单一的岩性差异断层面来解释。如同前面曾提到的，结隆盆地是一个拉张性盆地，且是由两个断层为界，目前被隆宝湖所填充。在该盆地下方的物质可能包括沉积物或饱和水的破碎介质，导致形成了一个低速区，至少在地壳上层的几千米，这是非常有可能的。Wang等(2014)利用双差定位算法对余震事件进行了重新定位，发现在该研究区域的余震事件呈楔形分布延伸到震源深度(图4b)。此外，在2010年玉树地震之前的详细野外调查研究(Wangetal，2008)表明，在盆地东北侧的断裂段是呈约50°下侵到西南侧，下盘(羌塘块体)新近系红砂岩床层和上盘(巴颜喀拉块体)三叠系深绿色的火山碎屑岩相互在一起。拉张盆地沿断层往西北方向至少延伸有25km，很有可能在巴颜喀拉块体和羌塘块体之间形成了一个楔形的低速区，在盆地边界附近产生了两个岩性差异界面。位于低速区里或附近的台站有望最先记录到沿着波速较快块体一侧折射或从低速区底部衍射过来的波(Yang and Zhu，2010)，其次是直达P波或在低速区里传播的围陷P波(Ellsworth and Malin，2011)。这与最近的数值模拟相一致，在整个地震周期拉张断层内的物质破坏(即降低刚度和速度)到更大的深度(Finzietal，2009)。注意到走时差Δt没有随着震源深度的增加而增加(图5)，这表明低速区可能只存在于浅表层几千米，而没有延伸到震源深度。

在横向介质的莫霍面或壳内界面也会产生首波(Stein and Wysession，2003)。但是只在断层带里或非常接近断裂带的台站记录到清晰的断裂带首波，在较远的台站(YS01，YUS，YS07和L6303)没有发现任何表明首波的证据。另外，水平极化方向不是斜交于断层面方向(图S2，S3)。此外，在离断层带较远的台站记录的波形简单，说明在断层带的台站记录的复杂波形不是震源效应引起的。因此，最有可能的结构是一个存在岩性差异的垂直界面，而不是一个水平界面。

为进一步探讨浅表层低速区的解释，我们也检查了所有观测到断裂带首波事件的6个台站的水平分量的初始质点运动。如图S7所示，ys02，ys03和YS04等几个台站的初始极化并不是沿着震源距或断层走向方向，但与断层走向存在不同的角度，说明第一个到达的地震波是在低速区外的介质里传播。在L6304台站的图形特征不是很清晰(图S7)。因此，极化结果与低速区的解释部分一致。

存在岩性差异的断层界面将影响地震震源特征的多个方面，包括对于一个非超剪切破裂在波速较慢块体的滑移方向将会产生首选的破裂方向(Ben-Zion，2001；Ampuero and Ben-Zion，2008)。而对于超剪切破裂，传播方向将相反(Weertman，2002；Shi and Ben-Zion，2006)。最近的一些研究表明，MW4.7前震、MW6.9玉树主震和MW6.0余震都是在结隆盆地周围起始(Lüetal，2011)。详细的野外调查也证实结隆盆地南部18km的地表破裂与MW6.0余震相关(Lietal，2012)。因为波速较慢的块体(结隆盆地)的相对运动是往西北方向，MW6.0余震破裂往西北方向的传播与首选的破裂方向一致。另一方面，由于从低速区观测到的速度差异主要在地壳表层几千米，而在该段的大多数滑移都在5km以下(Lietal，2011)，低速区的存在与否对破裂方向的影响不是很清楚。

主震破裂主要是往东南方向传播，这似乎与非超剪切破裂的首选破裂方向一致。然而，主震震中在结隆盆地北边倾斜断层的东北方向，深度在15km～20km(Lüetal，2011)。因此，倾斜断层不可能在震中附近开始破裂。YS05和YS06台站分别位于先前绘图的断层线和玉树主震的地表破裂区上。推断的速度差异是1%～3%，主要与结隆盆地西边的余震事件相关(图3)。另外，在该区域最近的地震层析成像(Wangetal，2013)和地面成图(Wangetal，2008)也表明，沿着主震的起始地表破裂的速度差异非常小。因此，在这两个台站观测到断裂带首波主要是由于主震震中附近台站观测到的断裂带首波的低速区产生的。如果是这样的话，低速区将延伸到更大的深度已影响到射线路径(图3)，这与走时差随震源深度的增加而不变不一致(图5)。总之，玉树主震(和最大余震)的初始和主滑移没有与该研究中的岩性差异界面特征呈明显的关系。

图5　(a)和(b)分别是ys02和L6304台阵记录到离台站5km距离内地震事件的断裂带首波和直达P波走时差与震源深度的关系图。红色实心圆和垂直虚线分别表示断裂带首波和直达P波的初至(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

本文和Hough等(1994)的断裂带首波观测表明，大多数断层，不一定是在板块边界上，可能会产生断裂带首波，只要两侧具有不同的岩性。需要更多的研究来进一步理解存在岩性差异的断层界面是否(或如何)影响地震的破裂特征(Ampuero and Ben-Zion，2008)。

附录A补充材料

与本文相关的补充材料详见：http：//dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2015.01.043。

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译 者 简 介

杨微(1982—)，男。中国地震局地球物理研究所副研究员，主要致力于利用人工主动源探测地下结构及动态变化的过程研究。E-mail：weiyang05@163.com。

Wei Yang，Zhigang Peng，Baoshan Wang，Zefeng Li，Songyong Yuan.2015.Velocity contrast along the rupture zone of the 2010MW6.9 Yushu，China，earthquake from fault zone head waves.Earth.Planet.Sci.Lett.416：91-97.http：//dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2015.01.043

杨微 译.2016.利用断裂带首波获得2010年MW6.9玉树地震断裂带的速度差异.世界地震译丛.47(3)：211-221.doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201603003

中国地震局地球物理研究所杨微译

中国地震局地球物理研究所朱玉萍校