云南2020年巧家MS5.0地震序列发震构造及其与2014年鲁甸MS6.5地震的关系

宋倩， 梁姗姗， 于湘伟*， 章文波， 李春来

1 中国科学院大学地球与行星科学学院， 北京 100049 2 中国地震台网中心， 北京 100045 3 中国地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

在印度板块向欧亚板块碰撞挤压的动力学背景下，青藏高原缩短和隆升导致物质向东运移，在受到华南块体阻挡后转而向南，呈现出顺时针运动的形式，造成川滇块体东部边缘与华南块体西部边缘的过渡地区构造活动复杂，发育有众多以左旋走滑和逆冲性质为主的断裂(邓起东等，2002，2014；徐锡伟等，2014；伍吉仓等，2018；李姜一等，2020)(图1).其中从SN向转到NNW向再转到近SN向的安宁河—则木河—小江断裂与其东侧近SN向的大凉山断裂构成了青藏高原东缘最新构造变形带.在北部，由于大凉山断裂分解了部分青藏高原东缘近SN向的左旋走滑分量，使得安宁河—则木河断裂的左旋走滑运动速率小于南侧与其交汇的小江断裂(徐锡伟等，2014).这些断裂切割了大凉山断裂东南侧NE向以逆冲性质为主的莲峰和昭通断裂，而这两断裂作为华南块体西北侧与川滇块体之间的边界构造带，相关研究表明其存在不同程度的闭锁和应变积累，具有较高的中长期地震危险性(闻学泽等，2013；李大虎等，2019).2020年云南巧家MS5.0地震和2014年云南鲁甸MS6.5地震即发生在莲峰和昭通断裂之间(图1b).

由于青藏高原东缘周边发育有众多上述活动断裂，其地震活动性一直较为强烈，近十年来MS≥5.0的地震发生了8次(图1a)，主要发生在边界构造带的北侧，其中震级最大的一次为2014年8月3日的云南鲁甸MS6.5地震(简称2014年鲁甸地震).已有的研究结果表明2014年鲁甸地震为一次高倾角的左旋走滑型地震事件，其余震重定位后在震中呈现不对称的共轭分布形态，结合地震烈度的优势方向以及破裂过程反演结果，推断其发震断层为NW-SE向的包谷垴—小河断裂(图1b)(房立华等，2014；金明培等，2014；徐锡伟等，2014；张广伟等，2014；张勇等，2014).北京时间2020年5月18日21时48分，云南省巧家县发生MS5.0地震(简称2020年巧家地震)，震中位置27.20°N，103.16°E，震源深度8 km(图1).该地震发生在小江断裂北段的东北部，位于莲峰断裂和昭通断裂之间，毗邻包谷垴—小河断裂，由于未造成明显的地表破裂，因此未能判定该地震与周围断裂之间的关系.此次2020年巧家地震的震中距2014年鲁甸地震的震中仅18.53 km(据中国地震台网中心正式地震目录)，两个地震的发生是同一动力学背景下的两次触发地震，还是鲁甸地震的发生对巧家地震的发生有触发作用？这些问题的深入研究和探讨均依赖于精确的震源位置，因此本文着重于利用2020年巧家地震序列的地震精定位结果对上述问题进行深入分析.

图1 巧家MS5.0地震震中位置、邻区活动断裂分布及近十年该地区MS≥5.0的地震事件分布图(b)为(a)中蓝色虚线框区域的放大图，近十年地震事件震源参数来自中国地震台网中心正式地震目录(http:∥data.earthquake.cn/gcywfl/index.html)，图中断裂数据来自邓起东等(2002).

目前，利用早期余震序列和野外实地调查对2020年巧家地震的发震构造已有部分研究结果.根据中国地震台网中心记录到的巧家主震发震后24 h内的余震序列结果，结合地震烈度分析认为巧家余震序列呈近SN向分布，推测其发震断层为距离最近的包谷垴—小河断裂的南侧近SN向分支(李文涛等，2020)，通过目视解译震前震后的卫星影像和实地考察巧家地震造成的滑坡分布结果支持了这一结论(He et al.，2021).但是，Fu等(2021)认为中国地震台网中心的固定台站分布较为稀疏并且距震源区的震中距离较大，可能并不能更好地反映余震序列的分布情况，因此Fu等(2021)利用距离震源区较近的区域巧家台阵和昭通台阵记录到的主震发震后72 h内的余震序列进行重定位分析，结果表明巧家余震序列呈现近EW向优势分布，而非之前认为的近SN向分布，这就无法将巧家地震的发震断层归因于包谷垴—小河断裂的分支.此外，在利用青藏高原东部螺髻山温泉气泡中氢气浓度来研究地震前兆异常结果中，认为2020年巧家地震是由于水库蓄水造成一次人为诱发地震(Zhou et al., 2021).这些均表明2020年巧家地震的发震机制还存在较大争议，因此需要更深入的研究和分析.

本文将利用中国地震台网中心在2020年巧家MS5.0地震震区记录到的主震震后一个月(2020年5月18日—6月19日)的震相观测报告数据(以下简称震相数据)及地震事件波形数据，并联合中国地震局地球物理研究所在巧家地区布设的局部密集巧家台阵所记录到的震相数据，采用绝对定位和相对定位结合的方法，对主震及其余震序列进行重定位，以此来探讨巧家地震序列的分布特征及孕震背景，并进一步分析其与2014年鲁甸地震之间的联系，对研究该地区未来地震危险性有着重要意义.

1 最优一维P波速度模型反演

地震定位的精度受到诸多因素的影响，如地震台网分布、震相数量、震相到时的拾取精度以及用于定位的地壳速度模型等.在已有的地震数据条件下，地壳速度模型对地震定位结果有着重要作用，特别是对于地震的绝对定位，不同的速度模型会得到不同的地震分布形态(宋倩等，2020)，因此在数据量有限的情况下，选择最适合研究区域的速度模型在地震重定位研究中至关重要.

为选取巧家地震震源区的最优速度模型，在进行重定位前本文先利用Kissling等(1994)提出的方法，反演适合该地区的走时均方根(Root Mean Square，缩写为RMS)残差最小所对应的最优一维P波速度模型.为保证反演的准确性和合理性，本文选取巧家震区2020年5月18日—6月30日ML≥1.0的地震事件，并补充增加震区附近固定台站覆盖范围内2018年1月1日—2019年10月31日ML≥2.0的地震事件，要求每个地震事件至少有6条清晰的Pg震相记录(本次反演只采用38个固定台站的Pg震相记录，流动台站的震相记录未参与反演).最终筛选出721个地震事件用于最优一维P波速度模型的反演，射线数共为7998条，分布如图2所示.

图2 用于一维速度模型反演的地震台、地震震中及平面射线分布图

反演最优一维速度模型是对震源到台站的射线路径进行追踪，再对穿过某一层厚的所有射线路径上的速度值进行平均，由于是对各层速度值之间相互权衡的过程，所反映的是反演区域地下速度结构的一个平均效应，因此在重定位过程中会比仅使用单个测点或单条测线上的速度结构更具合理性.鉴于在反演中无法对速度模型的层厚进行调整，因此在反演速度模型的第一阶段，本文首先参考以往的研究结果，选取多个不同层厚的P波速度模型，并在试验中引入附加层作为反演的初始速度模型：“模型一”采用王未来等(2014)在2014年云南鲁甸地震序列双差定位中所使用的一维速度模型，该模型为经过攀枝花的东西方向人工地震测深剖面结果(熊绍柏等, 1993)与震区邻近固定台站昭通台下方的地壳厚度的结合(Wang et al., 2014)；“模型二”采用Wang等(2007)在川滇地区竹巴龙—资中剖面进行人工地震测深获得的川西高原部分的地壳速度模型；“模型三”为房立华等(2014)用于2014年云南鲁甸MS6.5地震余震重定位的P波速度模型，该模型参考了熊绍柏等(1993)的壳内速度模型和徐涛等(2014)的浅部地壳速度结构；“模型四”为魏强等(2017)根据王椿镛等(2002)在中国西南地区地壳和上地幔建立的三维速度结构所提取的鲁甸地区的水平分层速度结构；“模型五”采用赵小艳和孙楠(2014)结合在云南实施的人工地震测深研究结果所选定的用于鲁甸地区速度结构成像研究的初始一维速度模型；“模型六”选用丽江—攀枝花—者海剖面(熊绍柏等，1993)的者海测点的速度模型结果(徐甫坤等，2014)；“模型七”选择何骁慧等(2015)在云南鲁甸MS6.5地震破裂方向性研究中所采用的利用CRUST2.0得到的云南鲁甸地区速度结构模型；“模型八”为本文结合丽江—攀枝花—清镇(徐涛等，2014)和丽江—攀枝花—者海(熊绍柏等，1993)两条人工地震测深剖面的研究结果得到的；“模型九”为本文结合“模型一”和“模型三”的结果，在去掉模型中的低速层后插值得到的(图3a).在反演计算中，选取震源参数、速度参数及台站校正的阻尼参数分别为0.01，1.00及0.10，反演迭代过程中走时RMS残差随迭代次数的增加而减小，当台站校正值、速度模型以及RMS变化均小于截断阈值时即停止迭代(王小娜等，2015)(图3b)，最终所有的模型均收敛到初始模型分布条带区域内的一个窄带范围内(图3c).

为了避免一维速度模型陷于局部的走时RMS残差最小，本文利用反演第一阶段中走时RMS残差较小的两个模型(模型四和模型九)，在距离初始速度模型±1.00 km·s-1的速度范围内，以±0.05 km·s-1的扰动步长，对两个速度模型进行滑动扰动(图3d)，共获得80个速度扰动模型，以此来尽量涵盖整个模型空间，再利用与第一阶段相同的反演规则进行第二阶段的速度模型反演.在反演中所有模型的走时RMS残差值均随着迭代次数的增加而减小(图3e)，并且反演得到的速度模型收敛范围进一步缩小，尤其在0～25 km深度范围内，收敛到比第一阶段反演更窄的范围内(图3f)，最终选取在停止迭代后所有模型中走时RMS残差最小的模型为反演得到的该地区最优一维P波速度模型(图3f，表1).本文反演得到的最优一维P波速度模型在各层之间的速度值阶跃较小，更接近于连续变化的一维速度模型，减小了在重定位过程中由于各层之间的速度阶跃而导致的震源深度的不确定性.

图3 (a)(d)反演初始一维速度模型，(b)(e)不同速度模型随着迭代次数增加对应的地震走时RMS残差的变化，(c)(f)反演得到的一维速度模型

表1 最优一维P波速度模型

2 巧家地震序列重定位方法与数据处理

地震定位一直是地震学中的经典问题，至今已发展了多种地震定位方法，不同的地震定位方法各有其优势和局限性，因此利用不同的定位方法得到的地震定位结果往往也会存在差异.目前普遍采用的众多地震定位方法总体可分为绝对定位和相对定位两大类.绝对定位方法主要是在给定速度模型的基础上，不断调整震源的位置使得理论震相走时与台站观测震相走时之间差异最小，从而得到修正后地震的绝对位置，但是这种方法对速度模型的依赖性较高，同时地震数据的各种随机误差对定位结果影响也较大；而相对定位是利用地震对之间的走时差对两个地震之间的位置进行调整，从而改善地震之间的相对位置，对地震对的走时作差，一方面消掉了两个地震事件到同一台站的相同射线路径上速度模型不确定性的影响，减小了速度模型不确定性对定位结果的影响，另一方面也极大地减小了两个地震事件的震相数据共同的人工误差和系统误差，提高了地震定位的精度，但由于该方法是在地震绝对位置上进行微调，所以对地震的绝对位置有着较强的依赖性.为了同时得到高精度的地震绝对定位和相对定位结果，本文采用绝对定位与相对定位结合的方法对巧家MS5.0地震序列进行重定位研究：首先利用HYPOINVERSE(Klein, 2002)对该震区地震事件进行绝对定位，再利用双差定位法(Waldhauser and Ellsworth, 2000)对这一震群中的地震事件之间的相对位置进行调整，最终获得巧家MS5.0地震序列的重定位结果.重定位中所使用的速度模型为上文中反演的最优一维P波速度模型，波速比采用Wang等(2014)利用接收函数H-κ扫描方法获得的昭通地震台下方的波速比1.73.

基于中国地震台网中心提供的震源参数和震相数据，以及巧家台阵记录到的震相数据，本文首先将这两个数据源记录到的相同地震的震相数据进行合并，然后选取巧家地震震区(27.10°N—27.30°N，103.05°E—103.25°E)在2020年5月18日—6月19日发生的ML≥0.5的地震事件(图4b)作为重定位研究的初始数据.为了保证数据质量的可靠性,在剔除异常走时震相数据后，要求每个地震至少有4条震相记录，且震中距在250 km范围内，最终挑选出103个地震台站(图4a)记录的783个地震事件的10143条Pg震相记录和10056条Sg震相记录(图4c).初始震源深度分布范围为0～25 km，优势分布在5～11 km范围内(图4d).

图4 (a)重定位所使用的台站分布图，(b) 2020年5月18日云南巧家MS5.0地震主震及其余震初始位置分布，(c) Pg和Sg震相观测走时-震中距图，(d)初始震源深度分布直方图

在以往与本文研究区域相关的地震重定位研究中，大多只采用震相数据用于重定位计算，但是震相报告中拾取的震相到时数据伴随的读数误差较大，这些误差最终会影响地震定位的精度.而基于“两个相距较近的发震机理相同的地震事件到同一台站的地震波形具有相似性”的原理，通过对两个相似波形进行波形互相关分析，可以得到精确度为采样点间隔的波形互相关走时差数据，其精度通常会比震相报告中的走时差数据高一个数量级.当在相对定位中联合震相数据和波形互相关数据时，可以有效地减小震相数据所带来的读数误差，从而提高地震定位的精度.因此，本文对于巧家地震序列的重定位研究，在使用震相数据进行绝对定位和相对定位的基础上，增加地震事件波形互相关数据进行相对定位.在对2020年5月18日—6月19日该研究区固定台站记录的连续波形进行时区校正、去均值、去线性趋势等波形预处理工作后，在连续地震波形上截取绝对定位后得到的所有ML≥1.0的地震事件.选取事件波形的Z分量滤波后标记P波初动到时，考虑到P、S波在地震仪不同分量上具有不同的能量优势，为了得到更纯粹的SH波初动到时，本文将事件波形的N-S和E-W分量沿着大圆弧路径旋转到R、T分量上，在T分量上滤波后标记SH波初动到时.在互相关分析过程中为了减小过长波形上噪声的影响，对Z、T分量进行时间窗截取，对P波到达前0.3 s和到达后1.0 s的Z分量波形进行截取，对SH波到达前0.5 s和到达后1.5 s的T分量波形进行截取，分别对Z分量和T分量进行互相关分析，最终得到两个地震到同一个台站的P、SH波的走时差以及互相关系数.从图5中可以看出，同一个地震台站记录到的两个相距较近的地震事件的波形具有相似性(图5a，5d)，将这两个地震事件到同一个台站的走时差消除后，两个地震事件的波形应具有较高的相关性.但在消除根据震相数据得到的两地震事件的走时差后，两个波形之间的相关性并未达到最高(图5b，5e).与之形成鲜明对比的是，在消除利用波形互相关分析得到的走时差后，两个波形之间的相关性则达到了最高(图5c，5f)，因此波形互相关分析有效地减小了震相数据所带来的误差，提高了走时差数据的精度.为保证波形互相关数据的精度，本文仅选取互相关系数CC≥0.7的波形互相关走时差数据加入相对定位中，最终挑选出P波互相关走时差20598对，SH波互相关走时差3747对.

图5 地震事件对在SCSMK台站(左列)Z分量和YNQIJ台站(右列)T分量的波形互相关示意图

3 巧家地震序列重定位结果

3.1 地震序列分布特征

在利用上述方法和数据进行重新定位计算的过程中，每一步均进行充分的数据质量控制，并通过反复试算甄选计算参数，最终获得了654个地震事件的重定位结果.为方便对比重定位前后震源位置分布情况，图6给出了得到重定位结果的654个地震事件的初始震源位置与重定位后的震源位置.重定位后地震震源位置无论从震中分布(图6a)还是深度分布上(图6b，6c)均比初始位置更加聚集.对于巧家地震序列MS5.0主震来说，重定位后的主震位于27.19°N，103.17°E，震源深度为11.9 km，相比于初始震源位置，主震在震中上向SE方向偏移约1.5 km，震源深度由初始的8 km变为约11.9 km.对于余震序列来说，在震中分布上(图6a)，重定位后的余震序列相对于初始余震序列更集中在东南侧，且呈现为长轴方向为近EW向、短轴方向为近SN向的扁椭球状，其中，EW方向展布约5 km，SN方向展布约3 km.在余震震源深度分布上(图6b，6c)，重定位后的余震深度分布改变了初始余震分布的棋盘格状形态，呈现更加有规律的分布形态，但在不同方向上的投影形态却不相同，在沿纬度方向的投影上(图6c，红色圆圈)整个震群呈现月牙状分布形态，而在沿经度方向的投影上(图6b，红色圆圈)呈现为较为垂直的集群.重定位后余震震源深度均在15 km深度范围内，优势分布范围为5～10 km，与初始震源深度分布相比，6～9 km深度范围内的震源数量明显增多(图6d).初始的巧家地震序列主震在震中上位于余震序列的东北侧，在重定位后这一特点依然存在，但是重定位后的主震在深度上分布较深，并且未与余震震群紧密靠拢分布，而是位于距离余震震群约1 km左右的更深处，这一现象在2017年九寨沟MS7.0地震序列中也存在(房立华等，2018；梁姗姗等，2018).有研究表明，巧家主震释放的能量占地震序列总能量的99.64%，属于主余型地震序列(卢显等，2020).因此造成余震震群与主震位置有一定距离的原因可能是主震的发生对主震周围的应力释放较为彻底，所以在紧邻主震周围的区域余震发生较少，而是在距主震有一定距离的区域余震发生的频率较高，由此呈现出余震成群分布的特点.

图6 巧家地震序列重定位前后震中分布(a)、震源沿经度方向(b)和纬度方向(c)的投影及震源深度对比图(d)

根据余震序列在水平面上呈现明显的近EW向分布的情况，利用最小二乘法拟合余震序列的优势分布方向，得到余震序列的优势分布方向约为方位角85°和265°(以正北方向为0°，以顺时针方向为正)，因此分别作平行于余震序列优势分布方向的AA′剖面和垂直于余震序列优势分布方向的BB′剖面(图7).早期余震发生的频率较高，主震发生后72 h内发生的余震数量约占震后一个月余震数量的51%，而主震发生后12 h内发生的余震数量又约占72 h内发生余震数量的56%，因此本文将分时间段来分析余震的分布情况(图7)，为了对比某一时间段与之前发生的地震事件的关系，将此时间段之前发生的所有地震事件以灰色圆的形式呈现在新的时间段中.

图7 不同时间段内余震在震中以及AA′和BB′剖面上的分布情况

在主震发生后的0～12 h内，余震在震中上更偏向于BB′剖面的东侧分布(图7a1)，并且震级较大的余震发生在主震周围，余震在AA′和BB′纵剖面上的延展分布宽度基本相同(图7a2，7a3)，在5～10 km深度范围内的分布较为平均，此时在BB′纵剖面上可以大致地识别到余震分布呈现两个分支(图7a3，黑色虚线圈)，北侧浅部分支的地震数量明显少于南侧深部分支.在震后12～72 h内，余震在震中上的分布由靠近BB′剖面的东侧逐渐向西侧偏移(图7b1)，但是震级较大的余震依然发生在主震周围，余震在AA′纵剖面的延展分布宽度开始出现比BB′纵剖面宽的特点(图7b2，7b3)，并且在BB′纵剖面上余震分布呈现的两个分支逐渐明显且相互独立(图7b3，黑色虚线圈)，南侧深部分支比北侧浅部分支更为垂直，余震更集中分布在7～10 km范围内.相比而言，较浅部的余震震级比较深部的余震震级小，且随着时间的增加，两个分支的余震均向深部偏移.在主震发生后的3～15 d内，余震在震中上的分布开始更集中于BB′剖面的西侧，较大震级的余震也均靠近BB′剖面的西侧分布(图7c1)，余震在AA′纵剖面的分布宽度相较于BB′纵剖面进一步变宽(图7c2，7c3)，在BB′纵剖面上余震的分布依然呈现明显的两支，在这一时间段内余震在6～10 km深度范围内分布较为平均.震后15～32 d内的余震数量明显减少，且多集中在BB′剖面的西侧深部(图7d1—7d3)，浅部余震分布已非常稀疏.此时段BB′纵剖面上北侧浅部分支基本无余震发生，表明此段破裂在震后15 d内基本停止，而南侧深部分支则仍有余震发生，且主要集中在10 km深度范围内(图7d3，黑色虚线圈).综合上述分析可以得出，余震在震中分布上，随着时间推移，由东向西余震数量逐渐增多(图7a1—7d1)，因此也使得在AA′纵剖面上余震的延展宽度由东向西逐步变宽(图7a2—7d2).与之相反，BB′纵剖面上余震在南北向的延展宽度则逐步变窄，并且从南北两侧深浅不同的两支分布逐渐变为只有南侧深部的一支分布(图7a3—7d3)，表明南侧深部分支余震发生的持续时间比北侧浅部分支更长.整体上较大震级的余震多分布在8～10 km深度范围内，而5～6 km分布的则均为1级左右的微震.重定位获得的所有地震事件均在15 km深度范围内，并且在近地表处无余震分布，表明此次地震没有造成地表破裂，这与野外实地调查结果相吻合，因此巧家地震序列为一次发生在上地壳内的地震活动.

3.2 重定位结果误差分析

重定位后得到的所有地震的震相对数据的走时RMS残差由初始的0.18 s降低到0.10 s，而波形对数据的走时RMS残差则由初始的0.15 s降低到0.03 s，重定位精度得到了较大提升.由于双差定位法在计算中使用的共轭梯度法可能会低估定位结果的不确定性，为避免上述情况，需要利用其他方法测试定位结果的鲁棒性(robustness)(Waldhauser and Ellsworth, 2000；Hardebeck, 2013).因此，本文采用自助法(bootstrap)(Hardebeck, 2013；姜金钟等，2016)评估巧家MS5.0地震序列重定位结果的不确定度.将最终获得的重定位地震事件作为“理论地震”，将每个“理论地震”的走时记录作为该事件的理论走时数据，根据绝对定位后P、S震相走时残差的分布情况，在P、S震相理论走时数据中分别添加±0.15 s、±0.24 s以内的随机误差，然后选取相同的定位参数进行相对定位.如此重复400次，每个地震事件可得到400个不等的重定位结果.计算这些重定位结果与“理论地震”位置之间的N-S、E-W和U-D三个方向的偏差，每个地震在这三个方向上的偏差都近乎正态分布(图8a—8c).根据采样点在水平和竖直方向上的误差分布(图8d—8f)，得到包含95%采样点的误差椭圆.可以看出，误差椭圆的长半轴基本不大于2.5 km，震源深度方向的误差(图8e，8f)大于水平方向的误差(图8d)，但这两者的差距相对于发生在云南其他震源区(房立华等，2014；李姣等，2020)得到的水平和深度方向的误差差距结果较小.研究表明震中距在1.4倍震源深度范围内有台站，且有准确的S波到时记录，将对震源深度有较好的约束(Gomberg et al., 1990；房立华等，2018).在本文所使用的用于重定位的台站中，距离主震最近的巧家台阵中的台站震中距约为7.8 km，在主震发生后布设的流动台站中，距离主震最近的流动台站震中距约为4.1 km，并且这些台站都有着较好的P波和S波到时记录，巧家台阵对主震及早期余震均有着较好的约束，而之后布设的流动台站有着较好的方位覆盖，又增加了对中后期余震的约束，因此本文所使用的台站记录对整个地震序列的震源深度均有较好的约束，使得震源深度方向的误差与水平方向的误差差距较小.水平方向上的误差椭圆长轴方向为NEE-SWW向，其主要原因是由于该方向的台站分布相对稀疏(图4a).选取三个方向误差分布统计的2倍标准差(95%置信区间)作为整个震群的定位误差(图8a—8c)，重定位后巧家地震序列在N-S、E-W和U-D三个方向上的定位误差分别为：0.64 km、1.06 km和1.94 km.

图8 利用bootstrap方法得到的定位误差(654个地震×400次采样)

4 讨论

4.1 震源机制解与余震分布的关系

为更好地分析2020年巧家地震序列的孕震构造，本文利用ISOLA近震全波形矩张量反演法(Sokos and Zahradník, 2013)反演了巧家地震序列MS5.0主震的震源机制解，该方法在求解中小地震震源机制中有着较好的应用(梁姗姗等，2019a).反演过程中使用的台站分布如图9a所示，根据固定震中位置在垂直深度方向搜索巧家地震序列MS5.0主震震源机制解对应的波形拟合图(图9b)，可以发现参与反演的15个台站的45个波形分量中，波形拟合方差减少量达0.50以上的有38个，表明台站理论波形与实际观测波形的拟合度较高(梁姗姗等，2019b).主震震源机制解展示出节面Ⅰ的走向/倾角/滑动角为176°/70°/-13°，节面Ⅱ的走向/倾角/滑动角为270°/78°/-160°，两个节面的倾角都在70°以上，表明主震为倾角较高的以走滑性质为主的地震事件.将本文得到的震源机制解与其他研究机构或文章中得到的震源机制解进行对比(图9c，表2)，尽管使用的数据和方法不同，除了美国地质调查局(USGS)的结果之外，其他研究机构或文章与本文得到的主震震源机制解均较为相似，两个节面走向都呈现为近EW向和近SN向，且均表现为高倾角的走滑型兼有正断分量的地震事件.结合余震重定位结果，本文得到的主震震源机制解的节面Ⅱ与余震优势分布方向较为一致，因此此次巧家地震序列的发震断层应是近EW向展布的断层，即此次巧家地震序列造成的破裂为近EW向.根据上文中分时间段对重定位结果的分析，余震的发生随着时间的推移，自东向西逐渐增多(图7a1—7d1)，这也与主震震源机制解节面Ⅱ的270°走向相吻合.因此，结合主震震源机制解和地震重定位结果，本文认为巧家地震序列造成的破裂面应是自东向西延伸的，这也是首次在巧家地震的研究中得出此结论.

图9 (a)巧家地震序列MS5.0主震震源机制解及反演震源机制解所使用的台站，(b)巧家MS5.0主震全矩张量反演

表2 不同研究机构或文章给出的巧家MS5.0主震震源机制解

根据上述分析认为巧家地震序列造成的破裂为东西走向，结合主震震源机制解结果(图9a)，巧家地震序列造成的破裂应向北倾斜，余震重定位后深度方向上余震的分布也显示了相同的特征(图6b).在分时间段对余震序列的分析中发现，余震分布在BB′纵剖面上呈现明显的两支(图7)，而将重定位后的余震震中的分布图(图6a，红色圆圈)进一步放大(图10a)，发现余震在震中上呈现两个东西向的集群，北侧的集群(图10a，红色虚线圈)余震数量较少，东西向延伸长度较短，而南侧的集群(图10a，蓝色虚线圈)余震数量较多，东西向延伸长度较长.在平行于倾向方向的BB′纵剖面上(图10b)，两个集群也有着明显的差别，北侧的集群(图10b，红色虚线圈)分布深度较浅，在深度方向的延伸长度也较短，约在4.5～7 km范围内，而南侧的集群(图10b，蓝色虚线圈)分布深度较深，在深度方向上的延伸深度也更深，约在6～10 km范围内.利用最小二乘法分别拟合两个集群的倾角，北侧集群(图10b，红色虚线圈)的倾角约为79°，南侧集群(图10b，蓝色虚线圈)的倾角约为82°，两个集群的倾角有着细微的差别.Fu等(2021)反演了有着较好记录的70个ML≥1.0的余震震源机制解，将这些震源机制解结果进行统计，其中除2个余震为正断型地震外，其余68个均为走滑型地震.根据滑动角进行统计分类，在68个走滑型地震中，有4个为纯走滑型地震，26个为以走滑型为主兼有正断分量的地震，38个为以走滑型为主兼有逆冲分量的地震.将这些震源机制解与本文获得的余震重定位结果相结合，可以发现，主震周围多分布着与主震震源机制解相类似的，以走滑型为主兼有正断分量的地震(图10c).在平行于倾向方向的BB′纵剖面上(图10d)，北侧的集群多分布着有走滑兼有正断分量的地震，并且2个正断型地震也分布在北侧的集群中，南侧的集群多分布着走滑兼有逆冲分量的地震.因此根据余震重定位分布，结合余震震源机制解，本文认为2020年巧家MS5.0地震序列存在两段破裂，两段破裂均以走滑型为主，但是北侧浅部破裂主要兼有正断分量，而南侧深部破裂则主要兼有逆冲分量，这也是首次通过精细的地震重定位结果识别到2020年巧家地震序列存在两段破裂的特征，表明巧家地震序列造成的破裂较为复杂.

图10 重定位后余震震源分布情况及余震震源机制解分类

通过实地调查和对比震前震后的卫星图像目视解译，巧家地震有167处同震山体滑坡点，这些滑坡点分布在约1410 km2范围内，总的滑坡面积约为1.81×105m2，并且此次地震造成的同震滑坡相比于其他同震级的地震更具破坏性(He et al., 2021).这些滑坡点呈NW-SE向分布，这与云南省地震局得到的云南巧家MS5.0地震烈度长轴方向呈NNW向的特征(http:∥www.yndzj.gov.cn/yndzj/_300559/_300651/598913/index.html)大致吻合.大部分滑坡点分布于主震的东北侧，且多集中于包谷垴—小河断裂两侧(He et al., 2021)，而西南侧的滑坡点却较少，这与该地区的地形有着一定的关系.巧家地震发生的区域地形显示(图1b)，主震东北侧存在山谷，地形起伏较大，相较于主震西南侧更易发生滑坡.而2014年鲁甸地震烈度长轴呈NNW向(https:∥www.cea.gov.cn/cea/dzpd/dzzt/370016/370017/3577648/index.html)，对位于其烈度区内的巧家地震东北侧区域造成了沉积层不稳定的影响，结合本文震源机制解与余震分布的研究结果，伴随有正断分量的主震和较大余震均分布在震群的北侧，且震群北侧的破裂分支深度较浅，造成的破裂向北倾斜，破裂北侧作为上盘有一定的陷落作用，再加之由鲁甸地震造成的不稳定性以及北侧地形的优势条件，加剧了主震东北侧的同震滑坡，这可能也是此次巧家地震相比于其他同震级地震破坏性大的原因之一.

4.2 巧家地震发震机制以及与2014年鲁甸地震的关系

2020年巧家地震的发震位置位于以逆冲性质为主的莲峰断裂与昭通断裂之间(图11)，两条断裂形成的动力源均来自于川滇块体SSE向运动(张培震，2008；闻学泽等，2013)，因此莲峰和昭通断裂均沿着NE向展布，这与本文得到的巧家主震震源机制解和余震分布情况相差甚远，因此莲峰和昭通断裂不是2020年巧家地震序列的发震断层.在莲峰和昭通断裂之间存在一条形成时代较晚的新生断层——包谷垴—小河断裂，该条断裂主体呈NW向分布，以左旋走滑性质为主(徐锡伟等，2014)，空间位置上距离2020年巧家地震序列位置更接近，但仍与地震序列存在一定距离，也与主震震源机制解结果不符，因此可以认为2020年巧家地震并非发生在包谷垴—小河断裂的主体断裂上(图11).有研究者(李文涛等，2020；卢显等，2020；He et al., 2021)根据巧家地震早期余震序列、地震烈度图以及地震引起的山体滑坡分布，认为2020年巧家地震序列发震于包谷垴—小河断裂南侧近SN向的次级隐伏断裂上，而在利用记录到更多余震的局部区域地震台阵数据，对震后72 h的余震序列进行重定位结果显示，余震序列优势分布方向为近EW向(Fu et al., 2021)，此结果便与上述结果相悖.本文利用震后一个月的余震序列，结合中国地震台网提供的固定台站和流动台站震相数据和局部区域巧家台阵数据，得到的余震序列优势分布方向也为近EW向，因此，本文的研究结果不支持2020年巧家地震序列的发震断层为包谷垴—小河断裂南侧的次级断裂这一结论，但其发震机制与包谷垴—小河断裂之间仍然存在密切联系.

根据余震震源机制解获得了巧家余震序列所受的应力方向(图11a)，其主压应力轴指向124°和304°方位角，其主张应力轴指向32°和212°方位角(Fu et al., 2021)，因此，余震序列受到了NW-SE向压应力和NE-SW向张应力，这与巧家主震所指示的应力场方向相一致(Fu et al., 2021)，也与该地区所受到的区域背景应力方向相一致(Luo et al., 2016)，这说明巧家主震对该区域的局部应力场影响较小.而2014年鲁甸地震也是在相同区域应力背景下发生，根据前人研究得到的鲁甸地震序列主震震源机制解以及所受到的应力方向(张广伟等，2014；张勇等，2015)(图11a)，其与2020年巧家地震所受到的应力方向仅相差约3°，因此2014年鲁甸地震和2020年巧家地震所受到的应力场是一致的.根据已有的研究成果，2014年鲁甸地震为一次高倾角的左旋走滑型地震事件，其余震重定位分布存在两个优势方向，分别为近EW向和SSE向，根据主震震源机制、地震烈度的优势方向以及破裂过程反演结果，均认为2014年鲁甸地震的发震断层为NW-SE向的包谷垴—小河断裂(房立华等，2014；金明培等，2014；徐锡伟等，2014；张广伟等，2014；张勇等，2014；何骁慧等，2015；王光明等，2018)，主震引起的断层破裂呈现不对称的共轭破裂形式(图11b)，很可能是在现今构造应力作用下与里德尔(Riedel)剪切构造有关的复杂断裂过程(Luo et al., 2020).在实地调查中仅发现了NW-SE向破裂分支的地表破裂(李西等，2018；Luo et al., 2020)，该方向的破裂早于近EW向破裂，且在破裂过程中释放了大量的地震矩(张勇等，2015).2014年鲁甸地震发生在包谷垴—小河断裂SE向的延长线上，并且余震分布已经切割昭通断裂，但对于鲁甸地震是否将包谷垴—小河断裂与昭通断裂连通还存在争议(徐甫坤等，2014；李西等，2018).因此，魏强等(2017)认为2014年鲁甸地震并非发震于包谷垴—小河断裂，而是鲁甸地震的发生激活了包谷垴—小河断裂及其共轭断裂，这一观点用于解释2020年巧家地震序列的发震机制时也较为合适.

图11 (a) 2020年巧家MS5.0地震和2014年鲁甸MS6.5地震的震源机制、所受应力方向以及余震分布，(b) 2020年巧家MS5.0地震形成机制示意图

据该地区GPS监测资料显示，包谷垴—小河断裂东西两侧GPS测点运动矢量存在明显差异，西侧为量值约10 mm·a-1左右的SSE向运动，而东侧为量值约6 mm·a-1左右的SE向运动(徐锡伟等，2014)(图11a).由于包谷垴—小河断裂东西两侧块体运动速率出现差异，导致运动速率较慢的东侧块体相对于运动速率较快的西侧块体存在反向的相对运动，从而促使包谷垴—小河断裂的形成，使其呈现左旋走滑特征(图11b).这种断裂被称为“捩断裂”，其形成是为了调节具有不同缩短量的挤压逆冲构造带.在汶川地震3条地表破裂中，其中NW向的小鱼洞破裂带便是调节NE向破裂带中缩短量不同的破裂段之间的捩断裂(邓起东等，2011).在青藏高原物质向东运移的过程中，川滇块体受到华南块体的阻挡，在块体运动前缘持续向华南块体挤压，形成了以逆冲为主的NE向莲峰和昭通断裂，但由于东西两侧同向运动速率存在差异，导致块体沿着运动方向撕裂，形成以左旋走滑为主的NW向包谷垴—小河断裂.由于块体运动仍在持续，应力在昭通断裂西侧逐步积累，当应力积累超过极限，导致了以左旋走滑性质为主的2014年鲁甸地震的发生(陈石等，2014；邵崇建等，2015；王腾文等，2015).对比2014年鲁甸地震共轭破裂的近EW向分支与本文得到的2020年巧家地震序列可以发现，两者分布方向高度相似(图11a)，均与包谷垴—小河断裂成锐角.已有的研究表明沿着主撕裂断裂亦可形成雁列式排列的次级撕裂断层(孟庆芬等，2008)，因此本文认为，2020年巧家地震造成的破裂，应是在包谷垴—小河断裂两侧块体运动速率差异下，形成的与包谷垴—小河断裂成雁列式的次级撕裂断层(图11b).基于2014年鲁甸地震的近EW向破裂分支与2020年巧家地震序列分布形态的高度相似性，也应为上述情况.这种次级撕裂有时比较破碎，可能并不是单一的破裂，这也是本文重定位结果为何识别到巧家地震序列呈现两段破裂的原因.不同的是，2014年鲁甸地震发生在包谷垴—小河断裂两侧块体交汇处还未破裂的块体挤压前缘，应力累积量较大，在破裂时形成了共轭断裂，并释放了较大的能量，而2020年巧家地震发生在包谷垴—小河断裂西侧块体，应力累计量较小，在破裂时仅沿着近EW向形成了与包谷垴—小河断裂成锐角的次级破裂，两次地震均是对垂直于昭通断裂差异逆冲运动的调整.

此外，对该区域壳内重力异常研究(陈石等，2014；谈洪波等，2017)、三维大地电磁成像结果(Cai et al., 2017)以及航磁数据研究(李大虎等，2019)表明，包谷垴—小河断裂处于一条NW向的低阻率、低重力条带，且处于航磁异常突变带附近，表明该区域物质变化较为剧烈，所处的异常边界周围更容易发生中等强度以上的地震.结合三维视密度和地壳P波速度反演结果(赵小艳和孙楠，2014；李大虎等，2019；王长在等，2021)，在莲峰和昭通断裂中、下地壳范围内存在着较大范围的低密度、低速异常，表明该区域中、下地壳物质相对软弱，有利于应力在脆性的上地壳内积累和集中.并且，周边地区的地震活动变化率早已恢复到高于2014年鲁甸地震发震之前的峰值水平(刘月等，2016)，因此，这种强地震活动背景为处于包谷垴—小河断裂南侧的2020年巧家地震的发震创造了条件.

那么距离2020年巧家地震震中位置不到20 km的2014年鲁甸地震对其发震是否有影响呢？尽管由于不同研究者使用的模型、数据及计算方法的不同，使得针对2014年鲁甸地震触发的对周围区域及周边断层上的静态库仑应力分布的研究结果存在差异，但是大部分研究结果表明(程佳等，2014；徐锡伟等，2014；付芮等，2015；缪淼和朱守彪，2016)，鲁甸地震的发生对位于该区域西侧的昭通断裂南段的东北端、则木河断裂南段与小江断裂北端交汇区以及莲峰断裂南段的东北端有一定的库仑应力增强作用，并且鲁甸地震震中西北方向的库仑应力增强，其发震的包谷垴—小河断裂周边近70%的区域静态库仑应力也明显增加，因此鲁甸地震近EW向破裂面西侧的余震主要是由于应力触发作用形成.然而，位于鲁甸地震西北方向的巧家地震所在位置的应力分布却并不清晰，原因是巧家地震的发震位置刚好处于鲁甸地震触发的同震静态库仑应力分布的边缘区域，因此有些结果中巧家地震处于鲁甸地震同震静态库仑应力增强区域的边缘(徐锡伟等，2014；缪淼和朱守彪，2016)，有些结果却处于应力减弱区域的边缘(付芮等，2015；Fu et al., 2020)，还有些结果处在应力增强和减弱区域的分界区(程佳等，2016)，但应力变化值几乎均在±0.01 MPa之内，说明2014年鲁甸地震对2020年巧家地震的静态触发可能性较小，巧家地震的发震机制还应归因于该区域块体运动造成的挤压应力累积背景下的一次应力释放过程，从而产生了与包谷垴—小河断裂成锐角形式的撕裂断层.

5 结论

本文利用绝对定位和相对定位结合的方法，在反演得到的适合于震源区的最优一维速度模型基础上，合并中国地震台网固定台站与区域巧家台阵的震相数据，联合使用中国地震台网记录的波形数据，对2020巧家MS5.0地震震后一个月的余震序列进行了重定位研究，并结合巧家MS5.0地震的震源机制解以及与其相距较近的2014年鲁甸MS6.5地震序列研究结果，对2020年巧家地震的发震构造进行了深入讨论，得到的主要结论如下：

(1)巧家余震序列震中呈现为以近EW向为长轴、近SN向为短轴的扁椭球状，88%的余震分布在5～10 km深度范围内，且在近地表无余震分布，整体在深度方向上呈现较为直立的分布形态.整个余震序列又包含南北两个震群，北侧震群分布范围小且震源深度浅，南侧震群分布范围大且震源深度深.利用最小二乘法分别拟合两个震群的倾角，北侧震群的倾角约为79°，南侧震群的倾角约为82°.对整个震群里有着较好记录的70个ML≥1.0的余震震源机制解结果的统计显示，整个震群以走滑性质为主，但北侧震群在此基础上多存在正断分量，南侧震群多存在逆冲分量.随着时间的推移，余震由东向西逐渐增多，但北侧震群逐渐消失，仅剩南侧震群.综上推断，2020年巧家地震造成了两段破裂，破裂方向由东到西，北侧破裂相较于南侧破裂倾角略小且深度略浅，并且北侧破裂时间短于南侧破裂，两段破裂均未破裂到地表，这也是首次在巧家地震序列的研究中识别到由东向西破裂的南北两段断层.

(2)重定位后的主震位于27.19°N，103.17°E，震源深度为11.9 km，震中上位于余震序列的东北侧，在深度上位于距离余震震群约1 km左右的更深处，表明主震的发生可能对主震周围的应力释放较为彻底，使得余震集中分布在距主震一定距离的位置.主震震源机制解展示出节面Ⅰ的走向/倾角/滑动角为176°/70°/-13°，节面Ⅱ的走向/倾角/滑动角为270°/78°/-160°，结合余震序列的优势分布方向以及部分余震的震源机制解结果，表明巧家MS5.0地震为与节面Ⅱ参数相近的一次较高角度的以右旋走滑性质为主的浅源地震事件.

(3)2020年巧家地震的发震不应归因于周围断层的活动，应是青藏高原物质东向运移受到华南块体的阻挡，转而向南运动的过程中，造成包谷垴—小河断裂东西两侧块体同向运动速率存在差异，使得应力在块体内部积累.当应力积累超过极限，岩石突然破裂导致2020年巧家地震的发生，从而形成了与包谷垴—小河断裂成锐角的次级撕裂断层.

(4)距离2020年巧家地震序列空间上最近的2014年鲁甸地震造成的共轭破裂的近EW向分支与巧家地震造成的破裂方向相一致，两个地震所受到的应力方向基本相同.通过对前人鲁甸地震造成的静态库仑应力研究结果进行总结分析，认为鲁甸地震对巧家地震的触发可能性较小.两次地震应均为区域块体运动造成的挤压应力累积背景下的应力释放过程，均是对垂直于昭通断裂的块体差异逆冲运动的调整.

致谢本研究所用的地震数据资料来源于中国地震台网中心和中国地震局地球物理研究所.鲁甸地震的重定位结果来源于中国地震科学实验场2019年度数据年报(http:∥www.ief.ac.cn/1068/info/2020/21375.html).云南省地震局姜金钟副研究员在重定位结果不确定性分析方面给予指导，中国科学院广州地球化学研究所范安博士在波形处理方面给予建议和讨论，三位匿名审稿专家为本文提出了宝贵的建议，文中图件使用GMT软件(Wessel et al., 2013)制作，在此一并表示感谢.