利用区域宽频地震数据反演2021年5月云南漾濞MS6.4地震震源破裂过程

朱音杰，罗艳，赵里，田建慧

1 河北红山巨厚沉积与地震灾害国家野外科学观测研究站，河北邢台 054000 2 中国地震局地震预测研究所，地震预测重点实验室，北京 100036 3 北京大学地球与空间科学学院，北京 100871 4 河北省地震局，石家庄 050021

0 引言

理解地震震源物理需要对震源过程有较好的认识，而震源过程通常由有限的断层面上断层两侧相对错动的时空分布来描述.利用地震记录反演大地震有限震源错动分布的技术已经发展了几十年(如Kikuchi and Kanamori,1982；Ji et al.，2002;Minson et al.，2013).断层错动的时空分布反映了震源运动学和破裂传播的特征，是利用地面运动预测方程(GMPE)以及基于物理波场模拟进行地震危险性评估的重要手段.因此，可靠的中强地震的断层错动分布模型对科学研究和地震减灾均有很重要的意义.地震波形包含丰富的震源信息，利用近震或远震波形反演来获取中强地震震源破裂的时空分布，国内已有大量的相关研究工作.张勇等利用近震加远震及远震加GPS联合反演的方法分别对2014年云南鲁甸地震(张勇等,2015a)及2015年尼泊尔地震(张勇等,2015b)的破裂过程进行了反演，很好的解释了鲁甸地震共轭断裂破裂特征以及形成震后异常余震分布的主要原因；用GPS观测很好的弥补了尼泊尔地震倾角小、走向方向延伸大导致的错动量反演绝对大小不确定的问题.郑绪君等(2017)利用强震数据反演了2017年九寨沟地震的破裂过程，发现强震数据的台站效应比较复杂，高频信号放大及基线的漂移都会降低数据的质量，需要有可靠的参数输入，才能保证破裂过程反演的稳定性，对震后快速应急起到关键作用.

北京时间2021年5月21日21时48分在云南省漾濞县发生了MS6.4地震，震中位于25.67°N，99.87°E，震源深度7 km(图1).余震活动十分强烈，截至5月31日，共发生5级以上余震3次，4级以上15次，3级以上72次.此次地震造成了28人死伤，数亿财产损失.研究该地震震源破裂特性，特别是准确的震源破裂过程有助于我们精确估计强地面震动，重建地震发生时断层的位错滑动，也有助于从地震的运动学特征来探讨地震的发生机理(王卫民等，2008；张勇等，2010).漾濞地区在2017年也发生过MS5.1、MS4.8地震，学者们通过地震学及构造地质学方法分别利用震源机制解反演、地震重定位、古地震研究(Chang et al.，2018；潘睿等，2019；李姣等，2020)以及大理漾濞地区第四纪活动断裂分布等手段对该区域发震构造进行了研究，结果显示维西—乔后断裂是主要的发震断层，而且从整个大区域来看，川滇块体的东北和东侧边界受甘孜—玉树、鲜水河、安宁河、则木河、小江等断裂带控制，受块体强烈的南南东向移动的影响，具有较高的移动速率(常祖峰等，2016).通甸—巍山断裂中段是以右旋走滑运动为主,兼有张性正断的全新世活动断裂,全新世晚期以来垂直运动趋于增强(任俊杰等，2007)，自晚更新世以来发生过多次破裂至地表的强震事件(安晓文等，2018).

5月21日漾濞MS6.4地震发生后，有大量的学者开展了对此次地震的研究工作，中国科学技术大学张捷团队与中国地震局地震预测研究所监测系统快速产出了此次地震序列MS2.5以上地震震级、位置、发震时刻，及M≥3以上地震的震源机制解(EarthX智能地动系统，https:∥mp.weixin.qq.com/s/-_hqmZNhgbIXYBJTtJn9KA)；中国地震局地球物理研究所房立华团队使用人工智能地震监测产出了此次地震序列较完备的地震目录和重定位结果；姜金钟等(2021)对此次地震序列开展了重定位及发震构造探讨；对于此次地震断层错动模型也有一些研究结果，漾濞地震是在区域构造应力作用下，最大有效剪应力集中于维西—乔后断裂南端西南侧的隐伏断裂(叶涛等，2021)；中国地震局地质研究所使用InSAR/GNSS观测获取了漾濞地震的同震地表形变特征，并以此为约束得到了同震滑动模型，结果表明漾濞地震为右旋走滑型地震，主要破裂集中在地下2～8 km,破裂面长约20 km，最大滑动量约0.8 m(https:∥www.eq-igl.ac.cn/kydt/info/2021/33859.html)，断层面最大错动量为0.33 m，位于深度6 km；而国家自然灾害防治研究院使用SAR数据反演的结果显示最大错动量超过了0.7 m,深度位于5 km；张克亮等(2021)利用GNSS观测的三维同震位移场数据反演得到最大滑动量位于主震震源以南区域；张旭等(2021)利用远场体波数据得到此次地震的震源破裂过程，最大错动量约0.5 m左右，位于深度12 km.不同的研究结果在错动量分布还存在较大差别，无论是错动方向还是断层面最大错动量分布等都有较大不同.InSAR数据反演结果可能受主震前后几次5级左右中等强度地震的影响较大，而使用远震波形数据反演震源破裂过程，地震信号传播距离越远，受传播路径上横向不均匀性等各种因素的影响就越多.因此，如何有效的利用区域台站记录的波形数据对于震源研究非常重要，但强震震源区范围内的区域台站往往存在着数据记录限幅的问题.不同学者分别从恢复地震数据及利用指标快速识别限幅数据并进行剔除等方法(Zhang et al.，2016;Wang et al.,2020;张小艳等，2020)以减小限幅波形对结果造成的影响.本研究选取信噪比高、震中距在300 km范围内的区域宽频带地震波形数据(图1)，尽可能多地保留地震波关于震源过程的信息，并利用Ji等(2002)有限断层模型非线性方法，反演漾濞地震震源破裂过程，进一步认识此次地震震源物理过程，为开展地震强地面震动研究和地震灾害评估提供参考数据.

图1 震中位置与台站分布图红色五角星为震中位置;沙滩球为2017年漾濞MS5.1、MS4.8及2021年漾濞MS6.4地震反演结果.黑色三角形为台站分布;白底为采用台站，黄底为删除台站.棕色线为断裂带；F1:红河断裂；F2:丽江—小金河断裂;F3:维西—乔后—巍山断裂.蓝色线为地块边界(张培震等，2003).左侧图例为海拔高度.Fig.1 The distribution of the mainshock epicenter and regional stationsRed star is epicenter;the beach balls are results of the earthquakes MS5.1,MS4.8 in 2017 and MS6.4 in 2021.The black triangles represent the station distribution；The used stations are white,the deleted stations are yellow.The brown lines are the faults;F1:Honghe fault;F2:Lijiang-Xiaojinhe fault;F3:Weixi-Qiaohou-Weishan fault.The blue line is the tectonic-block boundary (Zhang et al.,2003).The legend on the left is elevation.

1 数据与方法

传统的有限断层反演方案大多基于线性化反演方法，目标函数由波形的L2范数误差定义.对于中强地震(M>6.5)，在位移记录中主要为相对低频的信号(低于0.1 Hz).当低频信号与振幅较小的高频信号发生冲突时，反演主要拟合长周期信号，而影响对高频信号的拟合(Hsieh et al.，2016).低频信息约束震源的整体特征，但对详细的破裂特征(如破裂上升时间或破裂速度的变化)敏感性较差.而错动幅度或破裂速度的突然变化会辐射出强烈的较高频地震信号(Aki and Richards,1980).因此，通过有限断层反演的方法对地震波宽频信息中的高频信号进行分析以有效地提高空间和时间分辨率，对深入认识震源破裂过程是十分重要的．

考虑研究区域内台网数据质量和方位分布，采用了20个区域地震台站地震波形记录，台站分布如图1所示.选择信噪比高、震中距小于300 km的波形数据，将观测波形扣除仪器响应并对其做去均值、去趋势处理.采用频段为0.01～0.2 Hz带通滤波器进行滤波处理.另外，采用频率波数法(F-K)计算近场格林函数(Zhu and Rivera,2002)，采样间隔为0.1 s.

有限断层反演方法作为常用的有效手段，在震源破裂过程研究中得到广泛应用(Ji et al.，2002；Shao et al.，2011；Wei et al．,2013；刘成利等，2013；Hsieh et al.，2016).其原理是将已知走向与倾角的平面断层划分成等面积的矩形小块，也称为子断层，通过设定的参考破裂速度和方向来计算每个子断层的位移参数以求得整个断层面的平均破裂大小.因此，所有子断层的格林函数分别包含方向性的效应.每个子断层作为点源在任意台站的位移响应可以表示成该子断层的错动大小、方向、上升时间和破裂速度的函数.因此，通过叠加所有子断层响应得到的理论地震图可以表示成以下形式：

2 模型参数

为保证数据与结果的一致性，我们使用同样的区域台站波形记录来反演漾濞地震的震源机制和震源破裂过程.先通过gCAP方法(Zhu and Ben-Zion,2013)反演震源机制解，为减小地壳速度模型所带来的误差，采用震中距较近的台站，并在格林函数计算中使用当地的一维速度模型(图2a).该模型是用川滇地区1.0版本公共速度模型(姚华建，2020)做横向平均得到的，相比于基于远震数据采用的全球一维模型或crust1.0,利用公共模型计算的结果更加精确.经过迭代反演最终保留18个台站，搜索得到的震源深度为7 km(图2b)，地震震源机制的节面I和节面II的走向、倾角和滑动角分别为45°、73°、-7°和137°、83°、-163°.为了进一步确定发震断层面，结合震源机制解计算结果，我们建立一个平面断层面来反演漾濞MS6.4地震的错动分布，设置两个节面参数来分别反演震源破裂模型.对于节面I，断层走向和倾角分别为45°和73°，断层面设置成网格为21×9，面积为2.0 km×2.0 km的子断层，即沿着走向和倾向分别为42 km和18 km；设置每个子断层的错动量范围为0.1～2.0 m，步长0.01 m；子断层错动角的范围以震源机制解节面Ⅰ的错动角(-7°)为参考，设置为-7°±30°，间隔为2°；破裂速度的搜索范围为1.0～3.0 km·s-1，间隔为0.1 km·s-1；每个子断层的上升与下降时间为0.2～3.2 s，间隔为0.2 s.对于节面II，断层走向和倾角分别为139°和85°，子断层错动角的范围以震源机制解节面Ⅱ的错动角(-165°)为参考，设置为-165°±30°，间隔为2°，其余参数设置均与节面I一样.震源破裂过程中需采用定位深度进行反演，基于漾濞地震余震精定位结果，反演中设置震源深度为10.2 km.

3 反演结果

震源的破裂过程反演需要已知震源的基本信息，包括震源深度、震中位置、断层面参数等.本研究中我们使用双差定位方法得到的漾濞地震精定位的结果，即震中位置25.686°N，99.879°E，震源深度10.2 km以及基于gCAP得到的节面Ⅰ和节面Ⅱ的走向、倾角和滑动角.通过gCAP等方法得到的点源震源机制解的两个节面是等效的，无法判定实际的发震断层是哪个节面，需综合分析其他资料以判定真正的发震构造，如余震分布等.图3显示的漾濞地震余震精定位结果显示，余震主要沿着节面Ⅱ的北西-南东方向展布，主要位于维西—乔后断裂南端，而维西—乔后断裂向东南方向延伸，就是大型走滑剪切带——红河断裂(图3a)，此次地震是否与红河断裂相关还需进一步研究.对比2017年漾濞地区相同位置发生的MS5.1和MS4.7两次地震的震源机制解(图1)，结合地质构造图，可以推断三个地震的发震断层是一致的.以往的研究表明，早期余震的分布主要集中在主震破裂面附近.根据余震分布图显示(图3)，我们也基本确定主震发震断层的走向为SE向(约137°)，从地理位置上看属于维西—乔后断裂中南段，即节面Ⅱ，右旋走滑特征明显，沿线山脊和河流表现为同步右旋位错(常祖峰等，2016)，从地质结构分析也支持节面Ⅱ是发震断层的结论.

图4—5和图6—7分别显示了以节面I和节面II为断层面，利用区域宽频带数据基于川滇地区1.0版本公共速度模型反演得到的此次漾濞MS6.4地震震源破裂过程，其中，图4与图6显示两个节面反演得到的破裂的空间与时间分布，图5与图7分别显示与反演结果对应的波形拟合.对比图5与图7可见，节面II的波形拟合误差远小于节面I，特别注意的是沿两个节面方位上的台站，如CUX、YIM、HEQ和LIJ四个台，当采用SE走向(节面Ⅱ)的断层进行反演时，波形拟合度很高，相关系数达95%以上；而采用NE走向的断层(节面Ⅰ)时，这几个台的拟合程度较差.发震断层走向的差异应该是造成这种情况的主要原因.在震源破裂过程反演中，采用近场台站，利用相对高频进行滤波时，破裂方向对波形的影响就会显现(刘成利等，2014)，利用地震的破裂细节会对波形造成影响这一因素，可以在很大程度上指明主震的破裂方向，这也为判断发震断层方向提供了定性的依据.

图4 以节面Ⅰ为断层面反演得到的错动分布(a)及地震矩释放率函数(b)图(a)中颜色表示错动大小，黑色箭头表示破裂错动方向，黑色等值线为破裂开始时间(s)，蓝色五角星为震源位置.Fig.4 (a)Fault slip distribution obtained by using nodal I as the fault plane and (b)corresponding moment-rate functionIn (a),the color indicates the slip amplitude,the black arrow of each patch indicates the slip direction,and the black contours display the rupture initiation time in second,and the blue star is the epicenter location.

图5 以节面Ⅰ为断层面反演的波形拟合情况黑色表示观测波形，红色表示理论波形.左侧大写字母分别表示台站名、东西、南北、垂直三分量以及振幅能量比(实际与理论波形接近时，比值≈1；实际值大，则比值>1；理论值大，则比值<1).波形上方数字为最大振幅.Fig.5 Waveform fitness when using nodal plane Ⅰ as the fault planeBlack and red lines are observed and synthetic waveforms,respectively.Capital letters on the left stand for station names,east-west,north-south and vertical components and amplitude ratio (when the observed waveform is close to the synthetic,the ratio is about one;if the observed waveform is larger,the ratio is bigger than one;otherwise,the ratio is less than one).The number above each trace indicates the maximum amplitude of the data.

图6 以节面Ⅱ为断层面反演得到的错动分布(a)及地震矩释放率函数(b)图(a)中不同颜色、黑色箭头、黑色等值线、蓝色五角星的意义同图4a.Fig.6 (a)Fault slip distribution obtained by using nodal Ⅱ as the fault plane and (b)corresponding moment-rate functionThe meanings of different colors,black arrows,black contour lines and blue star in Fig.(a)are the same as those in Fig.4a.

图7 以节面Ⅱ为断层面反演的波形拟合情况黑色表示观测波形，红色表示理论波形.波形拟合对比图中的字母及数字的意义同图5.Fig.7 Waveform fitness when using nodal plane Ⅱ as the fault planeBlack and red lines are observed and synthetic waveforms,respectively.The meaning of letters and numbers on the waveform fitting diagram are the same as those in Fig.5.

从两个节面的反演结果可以看出，此次地震的发震断层是震源机制解中的节面Ⅱ.反演得到的震源错动的空间和时间分布分别如图6a和6b所示，断层破裂主要集中在震源右侧一个椭圆范围内，椭圆的长轴长度约为10 km，与张克亮等(2021)基于GNSS数据反演结果基本一致.其中最大错动量约为0.55 m，位于深度约9 km处，发生明显破裂的深度约为13 km.此次地震释放的标量地震矩为1.48×1018N·m，对应矩震级MW6.05.地震破裂主要持续在前20 s左右，特别是在前10 s，能量基本被释放(图6b).从地震破裂方向来看，破裂主要向西北方向传播.图8显示断层面上的错动分布在地表的投影，由于发震断层面的倾角为85°，接近于垂直，所以错动分布的地表投影也主要集中在震中右侧附近且较为集中.虽然图6a并没有显示明显的地表破裂，但由于破裂主要集中在浅部，因此也会对地表造成很强的震动，从云南省地震局发布的仪器烈度分布图上来看，局部烈度也达到8级，造成了严重的经济损失(http:∥yndzj.gov.cn/yndzj/_300559/_300651/629959/index.html).

图8 滑移分布在地表的投影不同颜色代表不同的滑移量.Fig.8 Surface projection of fault slip distributionDifferent colors represent different amounts of slip.

4 结论与讨论

维西—乔后断裂位于川滇块体西部边缘，北起雪龙山东麓白济汛一带，经维西、通甸、乔后，止于点苍山西南，走向北北西，长约280 km，它南与红河断裂相连，北与金沙江断裂相接，是连接川滇块体西缘南、北两条活动断裂的枢纽(常祖峰等，2016).而云南漾濞地震发生在川滇块体滇西地区，距离最近的断层是维西—乔后断裂，较大的红河断裂带也存在于此处，这一构造背景容易发生地震，而此区域所在块体基本向南运动，震中区域GNSS水平速度场运动方向(Wang et al.,2020)也对块体运动有了很好的印证.

2017年漾濞发生了MS5.1和MS4.7两次地震(图1)，当时就有学者提出此区域频繁发生的中强地震是否意味着该断裂及附近区域处于高应力集中状态，是否存在断裂深浅部不同的变形程度，以及将来在该区域是否还会发生同等甚至更大震级的地震等问题，此次漾濞MS6.4地震的发生，是否是应力变化、能量集中释放的集中体现，还需要进一步的研究.

本文利用区域宽频带数据反演了漾濞MS6.4地震的震源破裂过程，相比于现有该地震破裂过程的结果都是基于远震数据，使用的数据周期相对更短；另外本文采用的川滇地区1.0版本公共速度模型，较全球一维模型及crust1.0，反演结果更加精确.基于上述原因，对MW6.0左右的地震分辨率更高.

本文研究中，首先采用gCAP方法对发震断层及震源深度进行反演，得到此次地震的震源机制解和矩心深度，基于震源机制解提供的两个共轭断层面，建立两种不同的有限断层模型，采用近场宽频带地震波形分别进行反演计算.对比两个模型的波形拟合情况，以及地震余震的分布，确定主震发震断层的走向为SE向(约137°)，从地质构造及地理位置上看发震断层属于维西—乔后断裂中南段，而这一段右旋走滑特征明显，沿线山脊和河流表现为同步右旋位错(常祖峰等，2016)，从地质结构上分析更支持了节面Ⅱ是发震断层的结论.

基于节面Ⅱ，发震断层破裂主要集中在震源东南方长轴长度约10 km的一个椭圆范围内，其中最大滑动量约为0.55 m，位于深度约9 km处，此次地震释放的标量地震矩为1.48×1018N·m，相当于矩震级MW6.05.地震破裂时间持续在前20 s左右，特别是前10 s，能量基本被释放(图6b).从地震破裂方向及破裂速度来看，破裂主要向西北方向传播，在震源深度为6～8 km处，破裂速度有加快趋势，从地表的错动分布图来看(图8)，由于发震断层面的倾角为85°，接近于垂直，所以错动分布也主要集中在震中右侧附近，且较为集中.

从结果来看，总结此次漾濞MS6.4地震的两个特征：(1)地震破裂范围较为集中，大部分破裂集中在13 km深度以上，最大位移位于深度约9 km；(2)在最大错动点上方，破裂传播速度变快，可能会导致地表的震动加剧，虽然并没有较为明显的地表破裂，但由于房屋建筑质量、地质结构客观因素的影响，也会造成此次地震出现人员伤亡及经济财产的损失.

结合漾濞地震科考结果(https:∥www.eq-igl.ac.cn/kydt/info/2021/33884.html)及《云南漾濞6.4级地震烈度图》来看，最大烈度为Ⅷ度，主要位于震中区域，等震线长轴呈北北西走向，与发震断层走向一致.从震中现场来看，除地震震动造成的次生灾害外，未发现明显的地表破裂，基本上与本文研究结果一致，但也不排除地表破裂被滑坡或沉积层覆盖的情况.另外，科考报告中提出此次地震的发震断层为维西—乔后断裂西侧的一条北西向次生断裂，而次级断层本身仍属于主断层的分支，破裂未至地表，但在地表形成了系统的NW走向右旋剪切裂隙带，形成原因除了构造地质因素外是否还涉及其他原因影响还需进一步现场考察.

在研究过程中，需要注意的是在中强地震发生后，震中距较近的台站获取的数据可能存在多种震相混杂的情况，需要选择更合适的滤波频段，但可能滤掉有效数据，对获取的震源参数造成影响.另外，由于沿维西—乔后断裂分布有一系列晚新生代盆地(常祖峰等，2016)，而直下断层的破裂速度对盆地地震动的影响显著(韩天成等，2020)，所以此次地震破裂过程是否受盆地区域影响还需要进一步讨论.最后，采用地震波资料快速反演得到的破裂模型在滑动量方面可能存在一定的低估(张勇等，2015b)，此时联合反演是行之有效的方法，例如地震资料与GPS、InSAR等数据的联合反演，设置可靠的权重系数，产出较为准确的震源破裂模型.所以，采用高效的算法和更可靠的格林函数数据库进行滑移分布反演是震后地震动预测的必要和重要手段.此外，基于物理的地面运动预测和模拟需要依赖于一个确定的震源模型.因此，合适的方法及方案对震后反演为减灾和风险目标的达成有着更加重要的作用.

致谢特别感谢法国图卢兹第三大学甘礼有博士为本研究提供的重要的帮助与建议.感谢审稿专家对本文提出宝贵的修改意见.论文图件均由GMT(Generic Mapping Tools)绘制.