震源断层方法在活断层探测中的应用*

杨雅琼，冯向东，刁桂苓，徐锡伟

(1.河北省地震局，河北 石家庄 050021；2.中国地震局地壳应力研究所，北京 100085)

傅承义先生[1]指出地震成因性的构造活动常起源于地壳深处，要阐明孕震过程，不能仅靠地质观测，还需要地震学的方法来研究深部构造运动。用深地震测深和地震波的方法可以探明地壳深部的构造和介质环境，分析地震图的初动方向和其他震相的振幅可以推算地震断裂的运动方向，而现今的数字地震仪可以划出地下微弱震动的震中汇集带——这可能就是地壳深部地震成因断裂在地面上的痕迹。地震学方法可以弥补地质方法之不足，对了解地震的构造环境大有帮助。

地震的震源错动或破裂与活动断裂作用是有区别的，但许多地震沿地表可见活动断层产生一定类型的地表破裂带，表明深浅构造之间确实存在着某种内在的力学联系或地壳介质变形的深浅转换[2-4]。震源断层、构造断层、地震断层是既互相联系又有一定区别的概念[5]。确定震源断层的几何学、运动学和动力学特征，分析震源断层与构造断层、地震断层之间的关系，是地震研究的一个重要领域，还有很多未解决的问题。地震活动与地质构造的关系是地震地质学研究的基本内容，也是本学科应用于地震预测的主要依据。地震与地质构造之间的主要矛盾之一是两者在空间上的差异，即地壳深部的震源构造与浅层地质构造的差异[6-10]。地震定位确定的震源位置是地震初始破裂点，震级低则震源体积也小，作为一级近似，可用初始破裂点表示中小地震的震源体。当震源位置在地表的投影——震中分布密集成带时，表明这些破裂点相当集中。虽然大量小震震源体未必相互衔接，但是它们共存于一个条带上，应当具有成因上的联系。强震发生时，震源错动必然使断层面及其两侧岩体处的介质相对破碎，在构造应力场的作用下震源区易于发生小震，我们可以将其作为研究对象，寻找深部断层活动的证据[11-14]。

活断层探测项目属于科学工程，具有一定的探索性。严格说来现在的地震活动断层的定义比较适合于我国西部[15]，东部的情况比较复杂，存在深浅构造不一致的问题，而地震往往和深部构造活动有关。因此在《中国地震活动断层探测技术系统技术规程》[16]的总则中明确指出：应依据本技术规范的要求，结合本地区的实际情况，确定具体的目标与技术途径。鼓励开拓和引进先进有效的新技术、新方法。邓起东[17-18]在讨论“城市活动断裂探测和地震危险性评价问题”时用“有没有、活不活、深不深，震不震，错不错，好对策”这6句话来涵盖其核心内容，这6个方面相辅相成、缺一不可。由于活动断层探测的目标区一般位于盆地或平原区，被不同厚度的第四纪松散沉积物所覆盖，探测的目标断层绝大多数为隐伏断层，仅仅依靠地表地质地貌工作已不可能对断层定位和活动性进行全面研究。因此，地球物理、地球化学等方面的探测就成为城市活动断层探测中必不可少的重要手段。已有的工作实践证明，在城市活动断层探测和断层活动性评价中，地质地貌、地球物理、地球化学和钻探工程等有机结合起来是正确解决断层定位和活动性的根本保证[19-24]。

1　方法

近年来随着数字地震观测技术的提高和数字地震台的广泛布设，使得震相拾取越来越精确，地震定位精度大幅提高[25-29]。基于小震空间分布对地质构造及地球物理相关问题的研究引起地球科学家的关注，特别是近年来中国地震局广泛开展的城市活断层探测项目，除了用地震测深方法得出地下结构的信息外，还可以利用大量小震位置独立地给出活断层的几何形态，并采用局部应力场参数得到断层的滑动性质，提供另外一种约束。前人研究采用小震精确定位的丛集性描述断层几何形态大多数为定性描述，迫切需要一种方法来对深部断层的几何结构进行更为精确的定量化描述。根据成丛小震发生在大震断层面及其附近的原则，万永革等[30]将模拟退火算法和高斯——牛顿算法结合，提出利用小震密集程度求解主震断层面走向、倾角、位置及其误差的稳健估计方法，并在考虑区域构造应力参数的基础上，给出了估计已求得的断层面的滑动角的方法。该方法不仅能在全局搜索最优解，而且可以估计参数的误差，并且在求得大震断层面后还可以根据区域构造应力场参数得到断层面上滑动角的估计。如果在地震之后快速确定小震的震源位置，则可以独立于体波、面波和大地测量数据之外给出地震断层面参数的另外一种约束。近年来随着相对定位方法和波形互相关技术的应用，小震定位精度越来越高，使得采用小震的丛集性确定深部活断层几何形态成为可能。通过地质方法仅能观测活断层的地表破裂形迹，深部断层与浅部破裂构造形态可能存在较大差异，该方法在确定地质活断层震源深度的几何形态具有重要意义。此外，本方法还可用于小震活跃地区活断层走向、倾角和滑动角的确定。

万永革等[30]的方法通过小震密集程度求解发震断层参数的数学模型，即寻求一个平面，使所有小震震源位置到这个平面距离的平方和最小。由于确定断层参数的小震已分别确定，采用90% 的小震所在区域为断层面的位置似乎是合理的，这样只有10% 的小震落在断层面外的区域。因此，将最上面的2.5%小震的底边界作为该断层面的上边界，将最深部发生的2.5%的小震的上边界作为该大震断层面的下边界，将地震丛集最左端的2.5% 小震的右边界作为大震断层面的左边界，将地震丛集右端的2.5% 小震的左边界作为大震断层面的右边界，由此可以确定大震断层面的4个顶点位置。基于合理假定—地震断层错动方向与局部应力场在该断层面上作用的剪切应力方向一致，计算得到滑动角，滑动角对于讨论地震断层相互作用是至关重要的。

2　震源断层的实例

2.1　1976年唐山7.8级地震

通常我们讨论一条断裂的活动性，最直接的证据就是依据该断裂所切割的最新地层或地貌面，而断裂上断点(断裂所断错的最高层位)的年龄代表了断裂的最新活动时代。因此，断裂的上断点对于判定断裂活动性是至关重要的。以往凡是涉及到断裂活动性的研究，其主要地质证据无一例外地都是一条断裂被某套地层所覆盖，表明该断裂活动在此地层堆积之前。但是，由于第四系松散堆积对断裂活动可能具有吸收和隐藏作用，使得许多研究者注意到这样一个问题，发育在第四系较厚覆盖区的隐伏断裂的上断点不一定就代表了断裂的最新活动时代[31]。有些断裂虽未破裂到地表(全新统覆盖)，但有可能是全新世活动断裂。对于这些断裂如何确定其活动时代？埋在地表以下较深部位的断裂能否发生较大地震？1976年的唐山7.8级地震的地表破裂带长仅约8～l0 km。震区第四系覆盖层厚度有几百米，可能存在未破裂到地表的隐伏活动断裂。对于该地区的断裂活动性如何评价，是一个亟待解决的问题[32-33]。

1976年7月28日发生的唐山7.8级地震，产生的地表破裂带最大右旋位错1.53 m，垂直位错0.70 m。唐山地震区位于4条具有一定规模的第四纪活动断裂所围限的构造复杂的菱形块体内，虽然一直以来人们对于该地震的发震构造条件存在较大分歧，但根据地震地表破裂带的空间分布、几何结构和运动学性质以及地球物理探测结果等显示，唐山断裂带作为该次地震的主要发震断裂已被大多数研究者所接受。特别是近期的浅层人工地震探测结果[34]，进一步证明了该断裂与1976年唐山地震的密切关系。唐山断裂带位于菱形块体钝角对角线中央部位，是一条与褶皱相伴生的复杂断裂构造带。唐山地震以前，在唐山地震极震区附近并未发现大的活动断裂。即使发生地震以后，地表破裂带长也不过10 km，而且仅出露于极震区。虽然浅层人工地震探测显示唐山断裂断错第四系全新统—下更新统4个界面，甚至断到地表，但这些探测剖面也主要集中于唐山地震约l0 km的地表破裂带范围附近。在该地表破裂带以外，唐山断裂在第四系中的位错并不明显。因此，依据浅层人工地震探测得到的唐山断裂上断点，只能推断极震区存在一条长约l0 km的活动断裂，这与作为7.8级这样大震的一条发震断裂是不相符的。于是，有人发出这样的疑问，何以在唐山断裂如此小的构造上酝酿成大震。由于没有确凿的地质证据，研究者们关于唐山断裂的活动性一直以来含糊其辞。那么，唐山断裂是如其上断点所反映的仅仅为一条长约10 km的活动断裂呢，还是一条区域的大型活动断裂？

表1　唐山地震主震震源断层参数

将震源断层拟合方法用于唐山地震序列[30]，采用2002年4月1日至2006年5月31日发生在地震破裂区的双差精定位地震目录，求得了唐山地震的断层面走向、倾角、位置及滑动角参数如表1、图1所示。

由于小地震分布存在不同方向而且相互衔接的2个条带，表明唐山地震至少由2个子事件组成。我们分别拟合了两个子事件的震源断层，累积长度达到66 km，与唐山大地震破裂尺度匹配。唐山地震的震源断层在脆性层的深度(6.4～22.9 km)产生破裂。二条震源断层的倾角较高，作右旋走向滑动，与唐山断裂的实际活动一致。图1中红色线段为唐山断裂带，黄色虚线为震源断层在地表的投影。虽然并不完全重合，但是相当接近。

图1　唐山断裂和震源断层投影

唐山城市活动断层探测布设了跨唐山断裂带的地震深反射剖面，结果如图2所示。反射剖面揭示了唐山断裂带在浅部为典型的花状构造，在深部的上下地壳分界面和壳幔过渡带都显示明显的横向间断和反射波能量的变化，表明唐山断裂带下方存在深断裂切割和扰动了下地壳物质和壳幔过渡带[34]，可以推断唐山大地震是发生在地壳深断裂之上。

图2　唐山深地震反射剖面解释图(据参考文献[34]修改)

图3　反演后的1668年级地震震源断层在地表投影F1昌邑一大店断裂，F2白芬子-浮来山断裂，F3沂水-汤头断裂，F4鄌郚-葛沟断裂

2.2　1668年郯城级地震

周翠英等[35]使用震源区的双差精定位目录采用震源断层拟合方法对郯城地震的震源断层进行了研究，反演结果的主要参数由表2给出，拟合精度较高、误差小。走向NNE，近于直立，错动性质为右旋走滑，兼有少量逆冲。破裂深度从4 km到32 km。

表2　郯城地震震源断层参数

图4　泗水到连云港地壳速度剖面图注：实心圈为本文给出的级震源、绿色线为拟合的震源断层位置示意

图4给出了张碧秀等的速度剖面[38]及大震震源和震源断层的投影，在速度较高的中下地壳震源断层两侧存在显著的差异，并且存在断层西部速度普遍低于东部的情况，这种速度差异处易于积累和释放能量，属于容易发生大震的部位。

2.3　2013年芦山7.0级地震

图5　芦山地震发震构造模型平衡剖面图

图6　芦山地震震源断层分析图注：图6a中黑色封闭线是Ⅹ度和Ⅸ度等震线，蓝色框上震源断层在地表的投影，蓝色线为震源断层延伸到地表的位置，可见它们共同控制了极震区的分布；红色线上浅表断层，震源断层与其无关。图6b是芦山地震的矩张量解，显示逆冲性质，图6c为地震模型。

芦山地震区发育着龙门山推覆构造带南段大邑隐伏断裂、双石—大川断裂、盐井—五龙断裂、耿达—陇东断裂等活动断层。芦山地震没有形成明显的地震地表破裂带，仅在陡峻地形边坡附近发育大量张性地裂缝和滑坡体[39]。分析芦山地震及其余震的分布特征发现，平面分布显示余震呈N32°E 密集条带状分布,长约45 km，NW向宽约27 km，明显斜切双石—大川断裂(图5)，说明芦山地震与地表出露的双石—大川断裂关系不大。在横切芦山地震NE向余震密集带的深度剖面上，余震有面状分布特征，说明芦山地震的发震断层为尚未出露地表的盲逆断层。7 km 以上基本上没有余震分布，在构造上对应于盲逆断层上断点以上的断层扩展背斜部位(图5)，对应于芦山县城与雅安城区一带的背斜山地。因此，深度在7～9 km 的余震陡倾角条带(F2)也有可能为断层扩展背斜陡倾翼变形较大的膝折带，推测芦山地震属典型的盲逆断层型地震。

根据芦山地震序列的震源位置，拟合出一个平面，可以近似得到芦山地震的震源断层。我们直接使用四川省地震局根据四川省数字地震台网波形记录编制的地震目录。前10 d的地震目录最早30 min能够记录到3.2级，以此作为震级下限。删除外围(也考虑上盘)的离散地震。拟合得到的震源断层的走向212.2°(标准差2.0°)、倾向292.2°、倾角49.1°(标准差2.8°)。震源断层长29.4 km、宽17.8 km。埋深在12.4～25.4 km之间，没有向浅表延伸。震源断层与龙门山构造带的逆冲性质吻合，和矩张量解一致，震源断层的走向与极震区长轴相同。虽然震源断层的顶端中止在极震区的中轴线附近，但是上盘上冲至顶部，对于延伸方向的浅部仍然造成严重破坏。有理由认为，震源断层控制了极震区。

为了适应震后应急救援的需求，仍然利用四川省地震局编制的目录，分别取主震后1 h、2 h和16 h的序列震源位置，做震源断层拟合，拟合结果精度很高，标准差为1°～8°，时间越长，资料越丰富，误差越小。走向在207°～216°之间，倾角在44°～61°之间，差别较小，且和矩张量解非常接近。可见，震源断层的空间取向比较稳定，序列早期的结果也可以限定极震区的范围。

3　讨论和结论

由于许多城市依水而居，坐落在平原或者盆地，地表多被较厚的土层覆盖，断层全部隐伏于其下。城市活断层探测面对的基本上都是隐伏断层。

通常认为大地震常沿地表活动断裂发生，并往往形成长达几十到上百公里的地表破裂带。近年来的研究表明一些地震并不受地表已知活动断裂的控制，也不形成相应的地表破裂。这种类型的地震常发生在活动褶皱和逆断裂带上。其特征为地震震源深部的断裂位移向上快速衰减，在接近地表处渐趋于零，不引起或只形成很小的地表断裂位移，地震时的地表变形以褶皱隆起为主。虽然这类地震中的个别震例可对应已知的地表活动断裂，而更多的地震却发生在年轻的褶皱构造之下，是由位于褶皱之下深达数公里处的盲断裂(blind thrust)位移而形成的。如1906年新疆玛纳斯8级地震可能是沿北天山主逆冲断裂带发生的一次典型的盲断裂和“褶皱地震”[42]，本文提到的2013年芦山7.0级地震也是。

当然震源断层方法假定大量地震均匀分布在震源断层两侧，相当于震源体的介质比较均匀、各向同性，严格来讲这种条件难以完全满足。只要这种差异没有严重影响到震源定位的精度，本文使用的方法就是可行的。而且该方法可以给出各个参数的误差，供使用时考虑，其中滑动角的误差有赖于区域应力场的可靠性，但是滑动角的意义非同小可，它给出在现今应力场作用下震源断层的错动性质，具有预测含义。如果存在对应的活动断层，可以作出相同的判断，使得断层真正“活动”起来。

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