李乐（Le Li） 陈棋福（Qi－fu Chen）钮凤林（Fenglin Niu） 苏金蓉（Jinrong Su）

由重复微震估算的龙门山断裂带深部滑动速率

李乐（Le Li） 陈棋福（Qi－fu Chen）钮凤林（Fenglin Niu） 苏金蓉（Jinrong Su）

使用断层附近两个数字地震台网记录的重复地震数据研究了发生2008年汶川M7.9灾难性地震的龙门山断裂带的深部滑动速率。通过波形互相关分析，识别出波形高度相似的231组相似地震对和224组多重相似对。大部分相似地震活动表现为非周期性，复发间隔从数分钟到数百天不等。针对每一组多重相似对，我们首先依据在同一地震台站记录的波形来塑造参考地震的波形，用以量取每个地震相对于参考地震的S与P波的相对到时差，并确定每个地震与多重相似对质心的相对距离，从而挑选出每组地震中的重复事件。我们识别出了位于M7.9汶川地震震源区的12组重复微震，大部分重复微震分布在2008汶川地震同震大破裂闭锁区的边缘，揭示了微震活动与未来破坏性大震在空间位置上的密切关系。由重复微震直接获取的滑动速率随深度增加而增大，在4～18km深度范围滑动速率为3.5～9.6mm/a，约为GPS和地质等浅表观测的滑动速率值的2倍。研究结果对于理解断层活动性和地震危险性分析具有重要意义。

引言

2008年5月12日汶川7.9级地震是中国近30年来破坏性最强、最大的一次地震，地震破裂带位于青藏高原陡峭东边界和四川盆地西缘形成的龙门山前缘叠瓦状逆冲断裂系（图1）。印度板块和欧亚板块的碰撞作用，致使青藏高原成为活动变形块体。属于青藏块体次级块体之一的巴彦喀拉地块，GPS观测结果表明正向北东运动，速率约为 21mm/a（图 1）（Zhang，et al，2003，2004）。然而，这些浅表观测能否反映震前地下深部的活动速率还有待确证（Densmoreet al，2007）。

重复地震是指几乎在同一位置定常发生的一组特殊地震。这些地震通常震级相近，且发震间隔几乎相同。它们常被解释为独立的凹凸体在周围无震蠕滑介质作用下应力聚集所发生的重复破裂（Vidaleet al，1994；Nadeauet al，1995；Beeleret al，2001）。该凹凸体在孕震期间一般处于闭锁状态，这些被无震蠕滑介质环绕的小孤立凹凸体较易发生破裂而形成重复地震。依此假设，可由重复地震的同震滑动来估算深部的滑动速率（如，Nadeau and McEvilly，1999；Igarashiet al，2003；Rauet al，2007），提供一种直接探测孕震深处断层变形的途径。

研究者相继在不同构造条件下发现了重复地震，比如美国圣安德烈斯断层带（如，Nadeauet al，1995，1999；Schaffet al，1998，2002；Bürgmannet al，2000；Penget al，2005）、日本东北部俯冲带（如，Igarashiet al，2003；Uchidaet al，2003）、北安纳托利亚断层带（Peng and Ben－Zion，2006）和台湾的弧—陆碰撞带（如，Rauet al，2007；Chenet al，2008）。这些重复地震大都发生在板块边界带，地震多发的板缘断裂带除少数孕育强震的凹凸体外，其余大部分区域产生的软弱层易于发生蠕滑。但在板块内部的断裂带上是否也普遍存在重复地震还有待研究。

图1 （a）龙门山断裂带示意剖面图。五角星代表M7.9汶川地震震源位置。（b）青藏高原东缘和四川盆地西部。白色矩形框表示由3条主要断层（棕色线段表示，具体见正文）组成的龙门山断裂带。白色的五角星和沙滩球分别代表2008年M7.9汶川地震震中及其震源机制。红色和橙色三角（原图为彩色图——译注）分别代表四川地震台网（SSN）和紫萍铺水库台网（ZRSN）的数字地震台站，黄色空心方块代表四川地震台网的模拟地震台站。3个黑色五角星代表在2008年汶川地震前发生的3个6级以上的历史地震。（c）印度板块和青藏高原及其次级块体相对于稳定的西伯利亚地盾的地表运动

Schaff和Richards（2004）通过对远震波形资料分析，指出中国境内发生的地震约有10%是重复地震。李乐等（Liet al，2007）通过区域数字地震台网的波形分析，得出唐山断裂带周缘的地震有多达～53%的相似地震，并根据识别出的几个准周期重复地震序列来约束断层的变形速率。这些观测使她们指出发生1976年华北灾难性地震的唐山断裂带，虽是一条板内断裂带，但现已发展成熟为足以引发重复地震的软弱带。李乐等（Liet al，2009）获得了近10年来多次发生强震的丽江—宁蒗断裂带约23km深处5mm/a的滑动速率，所估算的滑动速率与所在处的GPS和地质结果较为相符。本研究通过分析四川区域地震台网和紫萍铺水库台网的数字波形资料来辨识龙门山断裂带可能存在的重复微震，并研究跨断层的震间变形。

1 龙门山断裂带

龙门山断裂带是明显的构造单元和地形地貌的边界带。地处青藏高原边界的龙门山，是世界上大陆地形陡变最显著的地方：在由东向西的40～60km范围内，从四川盆地海拔500～700m迅速上升到6 000m以上（Burchfielet al，2008）。青藏高原的东向冲挤运移，受到四川盆地高强度块体的阻挡，导致了龙门山断裂带走向多样且结构复杂，发育形成了一系列逆冲断裂带：茂县—汶川后山断裂、映秀—北川中央断裂和安县—灌县前山断裂（图1）。不同断裂表现出差异性的断层活动，组成叠瓦状逆冲断裂带的高倾角断裂，可能在地下深处收敛并归并到一起，调节龙门山山前地带的地壳缩短（图1a），其深部滑动与沉积盆地的滑脱差异已被野外地貌地质调查和人工地震反射剖面的构造解析所展示（如，Jiaet al，2003；Burchfielet al，2008；Hubbardet al，2008；Xuet al，2008；Liuet al，2009；Xuet al，2009）。

龙门山断裂带位于中国大陆南北地震带的中段。龙门山断裂带北起青川，经北川、茂县、汶川、都江堰、宝兴和天全，终止于南端的泸定（图1），全长约400km，宽约70km。汶川地震前GPS观测显示龙门山断裂带的滑动速率很低，只有数毫米/年的量级（Zhanget al，2004；Shenet al，2005；

Meade，2007；Roydenet al，2008），滑动量甚至小到几乎观测不到（Zhanget al，2008），这与龙门山地区的地震活动水平在某种程度上较为相符。汶川地震前龙门山断裂带地震活动都是M＜5的小震活动。汶川巨震发生前的数百年时间里，龙门山断裂带一直地震活动平静，据史料记载没有发生过7级以上的地震，仅记录有3次6级以上的强震，分别为1657年汶川M6.5地震、1958年北川M6.2地震和1970年大邑M6.2地 震 （China Earthquake Administration，1999；见图1）。汶川地震前，龙门山断裂带地震活动平静，而且构造活动速率很低，以至于一直以来低估了该地区的地震危险性。

2 重复地震识别

2.1 地震数据

我们收集研究了2000年5月至汶川地震前四川地震台网（SSN）和紫萍铺水库台网（ZRSN）的观测报告，发现其中发生在龙门山断裂带周缘的地震（见图1矩形框）有11 171次，其震级范围为0.1～4.2。在这11 171次地震中，2000年5月至2008年4月的四川地震台网和2004年8月至2008年4月的紫萍铺水库台网记录只有5 246次地震的数字波形资料可用。这两个地震台网各种地震仪的采样率是50Hz或100Hz。四川地震台网由2000年5月的14个数字地震台逐渐增至2007年的29个（见图1b红色三角所示）。这29个台大部分分布在四川盆地一侧，只有个别的台站位于青藏高原，其中仲家沟台（ZJG）和油榨坪台（YZP）位于龙门山断裂带上并早在2000年就开始运行。除了这29个数字化台站，截止到2008年四川地震台网还有53个模拟台站（见图1中黄色三角所示），共同为四川地震台网的编目提供资料。紫萍铺水库台网自2004年8月开始运行，由7个密集分布的台站组成，用于监测紫萍铺水库附近的地震活动。

2.2 挑选相似地震

我们对原始波形资料做如下预处理：对波形先进行1～10Hz的带通滤波；为了进行走时差估算，对每秒50点或100点采样率的滤波后资料进行内插来获取高采样率的波形。我们采用在频域补零的方法进行内插。内插后的采样间隔为0.312 5ms，即为相对到时差的估计精度，估计精度主要由波形的信噪比（SNR）所确定（Cheng et al，2007）。

我们首先通过波形互相关（cc）分析来挑选波形相似的地震。我们把至少有一个台站记录到的波形互相关系数cc＞0.8的一组地震定义为相似地震，波形互相关（cc）计算选取P波之前1s至S波后5s的时间窗。经对所有事件波形的互相关分析，我们确定了6 427对cc＞0.8的地震对，并进一步识别出了455组相似地震（图2）。图3示意给出了仲家沟台（ZJG）记录的一组相似地震的波形。这些相似地震包括231组由两个地震构成的相似地震对和224组由两个以上地震构成的多重相似对。455组相似地震总共有2 419次地震，震级范围ML0.1～3.9（图4a）。

为了描述地震的变化性，我们计算了每组相似地震的复发间隔并探究其与观测报告中给出地震震级间的关系。我们计算了每一组相似地震的震级和复发间隔的变异系数（COV）。COV定义为每一组数据的标准差与平均数的比值。一般来说，COV＜1代表数据起伏变化不大，而COV＞1说明数据波动很大。由COV可以看出每组地震序列的震级变化不大（图4b），而其复发周期却有明显的起伏变化（图4d）。

就时间间隔的规律性而言，低的COV代表准周期性的达到时间分布（Wu et al，1995），COV＝0代表完备的周期性；COV＝1表示泊松随机分布，是不可预测的；COV＞1代表时间丛集。图4c中的复发间隔跨度从数分钟到数百天不等，图4d所示的多重相似对的复发间隔的COV分布说明相似地震的非周期特征。大部分序列的持续时间仅有数天（见图4e），说明这些地震可能为震群或余震活动。与短持续时间的地震序列相比，较长持续时间的地震序列的复发间隔的起伏变化相对小，具有准周期的特征（图4f）。

2.3 重复地震辨识

除了重复地震，震群和紧接发生的余震的波形也具有高度相似性（如，Waldhauser et al，1999；Li et al，2007）。重复地震和相似余震的本质区别在于它们发生的空间位置上。相似地震很可能同时包括重复地震和非重复发生的相似余震或震群，从而导致每组相似地震中的复发间隔的明显变化。因此，为了在相似地震序列中进一步识别重复地震，精确定位每一序列中地震的相对位置是十分必要的（Rubin et al，1999；Cheng et al，2007；Li et al，2007）。

一般而言，微震的破裂尺度约为数十米，因此相似序列中的每个地震位置的重新定位需要达到很高的精度，这就要求具备合理的台站布局和高精度的P、S波的相对到时拾取（达到毫秒量级）。本研究区中，大部分四川地震台网的数字台站位于龙门山断裂带东侧，导致了台站相对于所研究地震的单侧分布局面。因此，我们仅选用高信噪比并且波形高度相似的多重相似对来参与下一步的相对定位。

我们采用如下原则来进一步挑选多重相似对：（1）相关系数cc＞0.9；（2）相对到时拾取误差 ＜0.5ms（Cheng et al，2007）；（3）平均复发间隔＞100天（图4f）。延时估计中相对到时拾取误差可以作为精度衡量的一个指标。持续时间短的相似地震通常都是震源位置相近而破裂面积彼此分开的余震。限定复发间隔有助于减小将相似地震误选为重复地震的风险。如图4f所示，复发间隔在100天以上的绝大部分多重相似对的变异系数都很小，因此我们采用复发间隔100天以上作为从相似地震中筛选重复地震的条件。我们共筛选出18组多重相似对满足上述条件。

为了确定多重相似对中地震的相对位置，我们首先为每一个台站塑造一个参考地震波形。简单地将同一个台站记录的所有相似地震波形进行线性叠加然后取平均则得到参考地震的波形，作为发生在这一相似地震对质心位置的地震波形。然后求取相似地震序列中的所有台站每一记录相对于参考地震波形的S—P相对到时差，采用多事件精确相对定位方法（Got et al，1994）来确定每个地震相对于序列质心的位置。在筛选出的18组相似地震对中，有13组地震由于记录台站分布较为合理最终完成了地震定位。我们基于圆盘破裂模型由地震震级进而计算了每个地震的破裂半径，具体计算过程将在下一节进行介绍。假设所有地震都发生在断层面上，比较地震间相对距离和破裂半径。我们最终发现有4组地震破裂区彼此分开，其他9组地震（表1中的S01、S02、S03、S04、S05、S06、S07、S08和S09）的大部分破裂区几乎重叠。图5给出了S01和S04两组地震重新定位后在断层面上的相对位置分布，图中每个圆圈的大小代表相应地震的破裂区，破裂区的计算将在下一节中叙述。S01序列中的所有地震破裂区都是几乎重叠的（见图5a），而S04序列中的地震1、3、4、6、8和9的破裂区与参考地震的破裂区极少重叠（见图5b）。这里选用每个序列中所有地震的平均震级来计算其参考地震的破裂半径。S—P的延时估计误差约0.3ms，相当于10m左右的相对定位误差。我们在确定每个序列中的地震与参考地震破裂区是否重叠时，考虑了这一相对定位误差的影响。

因为断裂带东北段的台站分布稀少，北川地区的5组地震序列可用的观测记录较少，因台站布局不大合理导致无法得到足够精确的地震位置。对于这些地震序列，我们提出了基于S—P相对到时差ΔtS－P来约束地震对相对距离的方法，并利用这种方式确定了上述序列中的（重复）地震数。

如图6所示，若一组地震序列质心到台站的距离是R，这组序列中任一地震到质心的距离Δ→x为：

因序列中地震的位置很接近，即Δx≪R，因此相应于参考地震波形的P波段和S波段的相对到时差可表示为：

这里γ是P波和S波的波速比。进而有：

假定VP＝6.0km/s和γ＝1.7，我们可以得出：

当地震到质心的相对距离小于破裂尺度（即Δx＜r＋r′）时，我们认为该地震可能是重复地震（图6）。另一方面，如果Δx＞r＋r′或ΔtS－P＞（r＋r′）/8.6，则将该地震从序列中剔除。我们利用量测的ΔtS－P，识别出了北川地区的3组重复地震（见表1中的S10、S11和S12）。

如式（5）所示，我们在确定重复地震的过程中需要估算地震的破裂尺度，破裂尺度原则上可以通过地震震级来获取。四川地震台网地震目录中所采用里克特震级的确定，通常以伍德—安德森地震仪为标准仪器响应对数字波形记录进行卷积，再进行衰减结构的校正而得。作为衡量地震大小的辅助手段，我们采用谱比法（Vidaleet al，1994）来检验观测报告中确定的地震震级。对每个台站记录的地震波形资料，选取从P波开始包括S波在内的20s时间窗来计算振幅谱，然后通过叠加和归一化得到每个台站的地震归一化谱，即谱比。相对地震矩最后通过计算频带1～10Hz谱比的平均值来确定。我们计算的12组重复地震的相对地震矩如图7所示，计算的相对地震矩和近震震级ML呈现很好的线性关系，说明观测报告中确定的震级是合适的。

表1 龙门山断裂带识别出的重复地震序列

我们采用Abercrombie（1996）给出的地震矩—震级关系：

进行近震震级ML和地震矩M0之间的换算。基于圆盘破裂断层模型，采用Kanamori和Anderson（1975）提出的关系式来估算地震的破裂半径r：

刘丽芳等（2010）计算了龙门山地区的震级ML3.0～5.1的323次地震的应力降，给出的平均值约为5MPa。因此我们采用5MPa应力降（Δσ）由地震矩M0来计算破裂半径。

采用上述两种方法，我们从18组多重相似序列中总共辨识出了12组重复地震，共计77次地震，占地震总数（5 246次）的1.5%。另外，我们识别出的231组相似地震对和224组多重相似对总计2 419次地震，说明约有一半的地震可能发生在常见的相近断层位置上。

我们注意到识别出的重复地震的复发周期变化明显，震级同样也存在较大的变化（图8）。这种不规律性或许反映了断层滑动行为的复杂性。正如前面所述，四川地震台网数字台站由初始的14个陆续增至后来的29个，因此这种不规律性也可能是没能识别出所有重复地震而造成的，这个问题来自二方面：一是部分相似地震被误认为重复地震，二是可能有一些重复地震因难以精确定位和测定大小而被遗漏。后者会造成对实际滑动速率的过低估计，而地震复发间隔急剧变短则导致对大震后的滑动速率出现过高估计（如，Schaff et al，1998；Taira et al，1998）。然而，本研究所估算出的高滑动速率不大可能属于这样的大震震后影响，因为我们没有用到任何余震资料。汶川7.9级地震发生后这12组重复地震的特性如何变化是一个有意思的研究问题，有待今后进一步加以探讨。

2.4 地震精确定位

四川地震台网观测报告给出的震源位置是依据常规的P波和S波到时确定的。采用的定位方法是hypo71或hypo2000程序和双层地壳组成的一维速度模型，其定位误差达数千米甚至数十千米，因此有必要重新定位重复地震以便进一步分析。为了提高地震定位的精度，我们首先参考深部地震测深（DSS）结果（Zhaoet al，1997）构建了一维的水平6层速度模型，并用hypo2000来重新确定初始地震位置。然后再采用双差定位方法（Waldhauser and Ellsworth，2000）来获取精确的地震相对位置。双差定位法以地震对到同一台站的观测和计算走时差的残差最小，即通过地震间走时差的最佳拟合，尤其是波形互相关计算获得的高精度走时差，来确定多个地震的相对位置，而不是分别确定单个地震的位置。

表2 本研究所使用的分区速度模型

取1.1s波形时间窗（初至P波前0.1s至其后1.0s）进行互相关计算获取走时差。为了正确地选取时间窗，我们人工拾取了高信噪比波形的P波初至到时并以更精确的结果校核和替代观测报告中的P波和S波的到时资料。在整合改进后的数字和模拟地震观测报告的基础上，联合使用经互相关计算出cc＞0.7的相对走时，进行双差地震定位。

地震重定位选用合适的速度模型是必不可少的。如前面所述，龙门山断裂带是青藏高原和四川盆地的陡峭边界带。东西两侧不同的构造单元在地质和地震构造上明显不同。许多研究表明，龙门山断裂带东西两侧的地壳厚度和速度结构差异显著，如青藏高原的地壳厚度比四川盆地厚约20km。如果仅采用单一的一维模型进行走时计算，必然会带来很大的定位误差。因此，我们在重定位过程中，基于改进后的双差地震定位法采用了两个不同的一维速度模型（Huanget al，2008）。我们采用表2中给出的两个一维速度模型，来分别计算断层两侧的台站的走时。

3 深部滑动速率估算

Nadeau和Johnson（1998）估算了美国圣安德烈斯断层帕克菲尔德段的矩释放速率，并发现所估算的滑动速率与大地测量资料给出的断层加载速率甚为符合。龙门山断裂带识别出的12组重复地震提供了直接获取孕震深处的滑动速率的难得机会。有了估算的破裂尺度，可以通过地震矩M0和破裂尺度r来计算同震滑动量：

式中剪切模量μ取3×1010N/m2。我们通过对每组重复地震序列累积滑动量的线性回归来获取年滑动速率。

4 结果与讨论

估算所得的滑动速率为3.5～9.6mm/a，平均值为5.8mm/a，中值为 5.3mm/a（表1和图9）。滑动速率估算的误差为0.2～2.2（图9）。我们发现估算的滑动速率的标准差随持续时间增加而减小，说明持续时间长的重复地震序列比持续时间短的序列估算所得的滑动速率精度更高些。

估算的滑动速率高度依赖于所选用的地震矩—震级经验关系和设定的地震应力降。若采用Hanks和Kanamori（1979）给出的经验关系式（log（M0）＝16.1＋1.5 ML，后面简称为HK式），估算M0.9级和M2.8级地震所得的地震矩M0与（6）式计算的相比，分别低约40%和高400%，相应地导致（7）式所得的破裂半径少约20%和多70%。因我们采用破裂半径来识别重复地震，破裂半径计算值的差异可能导致重复地震序列中的地震数量的变化。如采用HK式的ML－M0关系和应力降Δσ＝3MPa，重复地震序列S04、S05、S07和S09的地震数量都多一个（表1）。作为比较，我们将以 HK式和3MPa应力降条件估算的12组重复地震滑动速率一并列在表1中。所示的两种估算滑动速率在误差范围内较为相符。

4.1 重复地震空间分布

为了确定重复地震与龙门山断裂带上凹凸体的空间关系，如2.4节所述，我们采用改进的双差地震定位法重新确定了研究区的所有地震。表1中列出了重新定位后的12组重复地震的位置。图10中蓝色五角星展示了重复地震的平面分布。图11展示了沿断层走向的重复地震深度分布。从总体上看，断层浅部的滑动速率低于深部的滑动速率，滑动速率最高值出现在断层深部13～18km处。

4.2 重复地震分布与汶川同震滑动的关系

采用远震波形的有限断层滑动反演给出的汶川地震主破裂发生在汶川和平武附近，最大滑动量为6～9m（C.Ji and G.Hayes，Preliminary result of the May 12，2008 MW7.9eastern Sichuan，China earthquake，2008， http：//earthquake.usgs.gov/eqcenter/eqinthenews/2008/us2008ryan/finite＿fault.php，hereinafter Ji and Hayes，onlinedata，2008）（图11b），在北川附近存在规模较小的同震滑动集中区，且破裂限于地表以下20km范围内。我们发现绝大部分重复地震都分布在大的同震滑动区域的边缘（图11）。如在汶川地区下方识别出的6组重复地震位于汶川地震第一子事件破裂区的上下边缘，北川一带发现的3组重复地震也同样显示了上述特征。12组重复地震中的大部分都位于汶川地区，并围绕主破裂区分布。不仅是地震资料，大地测量资料（Shen et al，2009）同样也展示了在汶川地区存在大的同震滑动（图11b）。因此我们认为所展示的同震滑动和重复地震的空间相关性是确切无疑的表征。

被称为凹凸体的大同震滑动区在孕震变形期间处于闭锁状态。另一方面，凹凸体周围属于相对较弱的区域，在大震孕育期间常经受明显的无震蠕滑，重复地震可能属于弱的蠕滑区中一些较小凹凸体的重复破裂（见图11c）。Igarashi等（2003）在日本东北部俯冲带发现了重复地震与孕育强震的大凹凸体的同样空间相关性。由此，重复地震的空间分布可为未来的大震破裂区提供一种约束的方法。

4.3 重复地震与地震活动性参数b值的关系

Gutenberg和 Richter（1944）揭示出加利福尼亚地区的地震大小分布遵循幂律关系。该幂律的斜率即b值通常用作描述大小地震发生的相对比例。实验研究（如，Scholz，1968）发现b值与差应力为反比关系。最近研究 （如，Schorlemmer and Wiemer，2005）从实际观测数据确认了这样的反比关系。我们计算龙门山断裂带周缘的b值分布，来察看b值与重复地震的空间关联性。

b值计算所用资料为四川地震台网1980年1月至2007年12月所记录的1.0级以上的15 855次地震。我们将研究区划分为0.1°×0.1°的网格单元。对于每个网格单元统计20km范围内发生的地震数，对于地震数在100次以上的网格利用最小二乘法进行b值计算。图12a展示了龙门山断裂带的b值扫描图像，在断裂带东北端的平武地区和断裂带中段的绵竹—北川一带清晰地显示了两个低b值区（图中红色区域），其中平武低b值区与图12b中的汶川同震大滑动区位置相符，而位于断裂中段的低b值区在汶川地震时则表现为低滑动状态。可见如此图像并非在其他研究区域（Schorlemmer and Wiemer，2005）所展示的低b值区和高同震滑动区的简单对应关系。

龙门山断裂带西南段与其他段落不同，展示出相对高的b值。这一现象是反映了该区域的地震活动本性，还是受地震台网监测能力的影响，目前我们还不清楚。我们注意到，断裂带西南端的台站分布相对密集（见图10），可检测到相对多的较小地震可能会导致得到高b值。为此，我们只选用了数字化观测以来的地震目录（从2001年到2008年），即我们用于辨识重复地震时的资料。将龙门山断裂带西南段的地震简单地以震源深度10km为界分为两组（＞10km和＜10km），沿断裂带以15km为一统计单元分别进行b值计算（图12b）。为了方便对比，在图12b中我们同样也展示了由Ji和Hayes（网上数据，2008）得到的同震滑动。图中展示的b值与同震滑动量存在负相关关系，与在2004年M6帕克菲尔德地震（Schorlemmer and Wiermer，2005）观测到的现象相同。我们同样注意到12组重复地震都发生在高b值区。高b值区说明该区易于发生小地震，断层强度相对较弱。这一特征印证了重复地震倾向于发生在断裂带上孕育强震的大凹凸体边缘的观测事实。

5 结论

我们利用互相关法分析了区域数字地震台网记录的波形资料，在发生2008年M7.9汶川地震的龙门山断裂带识别出445组相似地震，包含231组相似地震对和224组多重相似对。在重新确定了每组多重相似对的地震相对位置后，我们识别出了12组具有准周期特性的所谓的特征地震序列（即重复地震——译注）。大多数地震序列分布在2008年汶川地震的大同震滑动区的边缘，这些大同震滑动区在震前表现为低b值。我们进一步利用这些重复地震，直接估算了发生重复地震的不同深度处的断层滑动速率。断层深部的滑动速率高于浅部的滑动速率，滑动速率的最高值出现在地下13～18km深度处。估算所得的深部滑动速率是GPS和地质等资料给出的地表滑动速率值的两倍多。深部观测到的高变形速率可以解释未曾预料的汶川巨震发生的可能。我们在龙门山断裂带得到的重复地震对于断层的地震危险性分析以及其潜在地震震级和复发间隔的约束具有重要的意义。

译自：J Geophys Res.2011.116：B09310

原题：Deep slip rates along the Longmen Shan fault zone estimated from repeating microearthquakes

（中国地震局地震预测研究所 李乐、中国科学院地质与地球物理研究所 陈棋福译；吕春来校）