四川芦山Ms7.0级强烈地震震源运动学特征

2014-12-12赵旭黄志斌房立华李强赵博苗春兰

地球物理学报 2014年2期

关键词：芦山台站震源

赵旭，黄志斌，房立华，李强，赵博，苗春兰

1 中国地震台网中心，北京 100045

2 中国地震局地球物理研究所，北京 100081

3 地壳运动监测网络工程研究中心，北京 100037

1 引言

据中国地震台网中心测定，2013年4月20日08时02分左右在四川龙门山断层带南段发生了一次Ms7.0级强烈地震（简称芦山地震）.地震释放出大量能量引起剧烈的地面震动，造成了大量房屋倒塌和人员伤亡.依据四川省民政厅4月23日统计，此地震已造成193人死亡、25人失踪、12211人受伤.截至5月21日16时共记录到余震9552次，其中M5.0～5.9级4次，M4.0～4.9级22次.最大余震是4月21日芦山县、成都市邛崃市交界M5.4级.余震主要分布在老乡场至太平镇的大邑断裂附近，形成了约35km长的余震条带.芦山地震发生后，国内多家研究机构和学者对震源机制解和破裂过程进行了研究（曾祥方等，2013；张勇等，2013；王卫民等，2013；刘成利等，2013；吕坚等，2013；赵博等，2013），其中曾祥方等（2013）采用P波初动方法和近远场时域波形联合反演方法，获得此次地震的发震断层面参数为212°／倾角47°／滑动角93°，矩心深度约12km.张勇等（2013）采用全球地震台网记录的远场波形约3小时建立的有限断层模型显示：此地震由两次破裂子事件组成，主要滑动在第一次子事件期间（0～10.5s）在震源附近形成.

芦山地震发生在四川龙门山逆冲推覆断裂带上，该断裂地处中国大陆南北地震带的中段，为青藏高原和华南地块的构造边界，具有十分复杂的地质构造和演化历史.晚第四纪以来，在青藏高原向东的推挤和四川盆地（华南地块）的阻挡作用下，应变能在此地区长期得以积累（许志琴等，1992，2007），而此次地震正是该地区继2008年5·12汶川8.0级地震后应变能再次释放的结果.

本文采用中国数字地震台网记录的宽频带波形资料，使用近年来国外较流行的一种频率域和时间域多步波形反演方法（Cesca et al.，2010），获得芦山地震基于点源的震源机制解和有限断层模型，据此分析讨论芦山地震震源运动学特征.

2 数据和方法

本文使用中国数字地震台网宽频带地震仪记录的三分向速度型波形资料，分为两组：第一组只选取震中距190～560km区域台站记录的波形（简称区域波形），剔除了个别台站分向限幅和信噪比低的记录；第二组为震中距560～2000km远场波形记录（简称远震波形）.考虑了台站均匀覆盖情况和波形记录信噪比大小，最后，第一组和第二组分别选取了19个和17个台站（图1）.波形数据预处理中采用四川台网正式观测报告给出的芦山地震基本参数：发震时刻（2013／04／20 08∶02∶46.46），震中位置（30.303°N／102.988°E），震源深度17km.

图1 区域和远场台站分布黄色五角星表示震中，红色三角形表示区域台站，蓝色三角形表示远场台站.Fig.1 Regional and far－field station distribution The red star shows the epicenter.Red triangles indicate regional stations used.Blue triangles mean far－field stations.

本文采用一种频率域和时间域多步波形反演方法，该方法已成功应用于国外多个地区浅源中强地震（Mw5～7）震源运动学特征研究（Cesca et al.，2010；Vavryˇcuk and Kühn，2012；Custódio et al.，2012；Domingues et al.，2013），其基本思路是：基于Eikonal震源模型（Heimann，2011），获取矩心时间、矩心经度和纬度、走向、倾角、滑动角、标量地震矩、深度、破裂面半径、破裂速度与剪切波速比值、错动上升时间以及孕震点沿走向和倾向相对矩心位置（ns，nd）（图2）.Eikonal模型假设地震发生在一个由走向、倾角以及滑动角三个参数共同控制的矩形断层面上.矩心经纬度和深度表征地震能量释放的几何位置，加上矩心时间和标量地震矩这8个参量则比较完整地描述基于点源模型的震源信息.考虑到强震或大震的破裂尺度，此时震源以基于有限断层模型假设，破裂从孕震点开始，以可变的破裂速度沿走向、倾向在断层面上同时往四周扩展，破裂面的大小通过其半径来表示，破裂面的顶部和底部分别由研究区内自由地表和莫霍面深度约束.为减少反演未知参数的数目，破裂速度定义为随深度不断增加，且正比于震源区剪切波速.则破裂速度值在自由地表附近较小，但在中下地壳随剪切波速增大而线性增加.相比于限定破裂速度为常数值，以上述方式定义破裂速度则更合理.由于该方法使用Eikonal模型，则可较好克服有限断层模型反演结果由于未知参数过多而导致多解的难题（Mai et al.，2007；Hartzell et al.，2007），并结合模拟近震源更高频（已达～0.5Hz）波形资料，将能够建立芦山地震可靠的破裂过程图像.

主要计算步骤分三步（见表1）：

第一步，经低频波形振幅谱反演，测定走向、倾角、滑动角、标量地震矩以及深度；

第二步，利用体波的相位和震相到时等信息，结合互相关技术实现波形自动偏移，通过时间域波形拟合反演矩心经纬度，发震时刻以及区分压缩和膨胀象限；

第三步，采用高频波形信号，通过振幅谱反演，甄别真实发震断层面、计算最优的破裂面半径以及确定孕震点的相对位置.

其中，第一步由于缺少波形信号的极性信息，基于振幅谱反演测定断层面节面共四组，第二步通过时间域波形反演能区分压缩象限和膨胀象限，则共两组节面.相比于传统方法，此方法可根据作者研究目的，灵活地采用不同步骤，充分使用不同频段范围不同数据（体波或全波形），在频率或时间域内计算震源参数.

图2 震源模型参数化示意（Heimann，2011）Eikonal模型13个物理参数定义：矩心相对初始假定参数的发震时刻t，水平位置（x，y）和深度（z），标量地震矩M0，破裂面几何形状（走向φ、倾角δ），滑动角λ，破裂半径R，孕震点沿走向和倾向相对矩心位置（ns，nd），破裂速度相对剪切波速比值vr／vs，错动上升时间τ.引入的约束条件：剪切波速vs（x，y，z）和孕震区（地表、底部）几何形状.Fig.2 Source model parameterization（Heimann，2011）The Eikonal source model is defined by 13parameters：time，location，and depth（t，x，y，z）of center point（relative to a fixed origin），scalar moment M0，orientation of the fault plane（strikeφ，dipδ），slip direction（slip－rakeλ），border radius R，relative location of the nucleation center（ns，nd），relative rupture velocity vr／vs，and rise－timeτ.Constraints introduced are：shear wave velocities vs（x，y，z）and geometry of the seismogenic zone（surface，lower bound）.

表1 不同步骤反演方法和参数Table 1 Methods and parameters in the multistep inversion

考虑到龙门山断裂带两侧速度结构的差异性对反演结果的影响，本文在大量文献中查找到本地区较广泛使用的7种不同速度模型（见表2）：赵珠等人（1997）使用速度模型根据人工地震测深数据和天然地震联合反演得到，此模型被国内多名学者广泛使用（曾祥方等，2013；吕坚等，2013），简称模型SCH；王椿镛等（2003）给出的龙门山东西两侧模型M1d和模型M1x来源于人工地震测深结果；黄媛等（2008）参考邓起东等及赵珠等给出的关于西部高原和东部盆地不同的速度模型，结合速度模型与震源位置的联合反演试验结果，确定了龙门山东西两侧不同的速度模型 M2d和模型 M2x；黄玉婷等（2012）在汶川8.0级地震前后震源的重新定位研究中也给出了龙门山断裂带东西两侧的速度模型，分别用模型M3d和模型M3x表示.对上述区域速度模型，采用QSEIS算法（Wang，1999）分别计算区域水平向600km×深度向70km的格林函数库，其水平向和深度向网格点间隔都设为1km.此外，采用全球一维速度模型PREM，通过国际上普遍流行GEMINI软件（Friederich and Dalkolmo，1995），建立了远场水平向2200km×深度向70km格林函数库，其网格点间隔设置同上.

3 点源模型结果与可靠性分析

基于时间或频率域波形拟合方法，测定点源模型或有限断层模型，其结果可靠性依赖于使用资料（波形类型、质量高低、信噪比大小、台站分布以及随震级大小而采用不同滤波频段等）、用于计算理论波形的格林函数和基于简化的初始断层面几何形状等.本文主要关注使用不同类型波形资料和龙门山断裂带两侧速度结构的差异性对反演结果的影响，采用以下策略开展11次测试（表3）：（1）使用独立的区域波形和远震波形分别反演；（2）全波形和体波；（3）利用7种不同的区域速度模型和全球一维PREM模型；（4）基于波形拟合误差大小，评价结果可靠性.

在所有的11次测试结果中（表4），我们发现反演获得的此地震发震断层面的走向（209°～220°）、倾角（47°～50°）以及滑动角（92°～103°）是比较稳定的.特别是，其中9次测试结果中倾角都约47°.据此可推断芦山地震为一次高倾角的以逆冲型为主的事件.通过比较第一步中不同的测试结果，其中测试2使用区域波形和研究区域简化一维SCH模型，波形拟合误差最小为0.22.因此，此结果是最优解（图3，图4），具体值为：矩心时间相对于四川台网观测报告给定的发震时刻晚约7s，矩心经纬度相对于初始震中位置分别向西和向南偏移4km和2km.断层节面1走向214°／倾角47°／滑动角96°.平均的总标量地震矩M0＝1.16×1019N·m.换算成矩震级约为6.6.最佳波形拟合的矩心深度约17km.由图3b可见，随着矩心深度远离最佳解（17.5km），相对拟合误差迅速增大.另外，通过采用初始深度13～22km（间隔1km）进行一系列测试表明，矩心深度值都能稳定收敛至最佳解（约17km）附近.因此，我们认为矩心深度17km是比较可信的.

表2 研究区地壳一维速度模型Table 2 One－dimensional crustal velocity model in the study area

表3 每步反演参数Table 3 Inversion parameters used in each step

4 有限断层模型结果

基于点源模型反演得到震源机制解包含两组断层节面，而第三步基于有限断层模型反演，将能够确定哪组断层节面为真实的发震断层面.采用测试2中18个台站记录的区域波形（滤波频段0.01～0.5Hz），通过振幅谱反演，将计算最优的破裂面半径、孕震点相对矩心的位置（ns，nd）等参量.进而判断出真实的发震断层面、计算破裂面半径以及确定孕震点相对矩心的位置（用于判定破裂方向）.图5表示实际观测（红色阴影）和基于有限断层模型得到的理论振幅谱（黑线）的拟合情况.多数台站波形相关系数较高.观测与理论振幅谱的总拟合误差较小，约为0.42.

表4 点源模型反演结果Table 4 Results of point－source model inversion

图3 测试2获得的芦山地震点源模型结果和振幅谱拟合情况（a）第一步计算的震源机制解.注意第一步不能区分压缩象限和膨胀象限.（b）相对拟合误差随深度变化.相对误差RM＝（M－BM）／BM，其中M为每次解的拟合误差，BM为最优解的拟合误差.定义当RM＝0为最优解，以黑点表示.（c）相对拟合误差随走向、倾角和滑动角的变化.（d）第一步计算后，观测（红色阴影）和理论（黑粗线）振幅谱拟合情况.左四列依次表示序号、台站代码、震中距（km）和方位角（°）.右三列分别为垂直向、南北向和东西向.所有的振幅谱已归一化.Fig.3 Point－source solution and amplitude spectra fits of the Lushan earthquake through the test 2（a）Preferred focal mechanism after inversion step 1.Note that the compressive／dilatant quadrants are not determined.（b）Curves of relative misfit obtained by varying depths.The relative misfit，RMis defined as RM＝（M－BM）／BM，where Mis each solution misfit and BMis the best－solution misfit.By definition，RM＝0for the smallest－misfit solution.Black dots indicate the best point－source parameters.（c）Relative misfits vary with strike，dip，rake angles，respectively.（d）Comparison between observed（red shade）and synthetic（black thick line）amplitude spectra after step 1.Labels on the left column：Stat，station names；Dist（km），distance to epicenter；Az（°），azimuth.Up，North and East on the right column denote vertical，north－south and west－east direction respectively.All the spectra are normalized.

有限断层模型结果表明：真实发震断层为一条南南西—北北东向的断层（节面1走向214°／倾角47°／滑动角96°），破裂半径约15km，整个破裂面平均滑动量约0.231m.孕震点沿走向214°相对矩心距离ns＝6.75km，孕震点沿倾向47°相对矩心距离nd＝0km.假设错动上升时间为1.0s，破裂速度与剪切波速比值为0.6，破裂总持续时间约8s.图5b显示，此次地震主要表现为一次不对称双侧破裂事件.地震发生后0～3s内，破裂以孕震点为中心向四周同时扩展，3s后，破裂主要向北北东（沿走向214°相反方向）扩展，同时朝断层的顶部和底部方向进一步延伸.约8s后破裂基本趋于停止.

图4 测试2获得的芦山地震点源模型结果和时域体波拟合情况（a）第二步计算的震源机制解，红色区表示压缩象限.（b）矩心位置相对于初始震中（30.303°N／102.988°E）偏移量，用红色圆圈表示最优解.（c）矩心时间相对于初始发震时刻（2013／04／20 08∶02∶46.46）偏移量.（d）第二步计算后，观测（红实线）和理论（黑虚线）波形拟合情况.Fig.4 Point－source solution and body－wave fits in the time domain of the Lushan earthquake through the test 2（a）The complete focal mechanism obtained after inversion step 2.Red areas denote compressive quadrants.（b）Centroid location with respect to initial assumptions （30.303°N／102.988°E）.Red circles mark the best solution.（c）Origin time with respect to initial assumptions（2013／04／20 08∶02∶46.46）.（d）Comparison between observed（red line）and synthetic（black dotted line）body waves after step 2.

图5 基于Eikonal模型的有限断层模型和振幅谱拟合情况（a）第三步后，震源机制解和发震断层面（粗黑线）.（b）破裂扩展过程（等值线表示破裂时间，单位s）.（c）相对拟合误差随破裂面半径的变化（白色圆圈代表所有已测试的模型，黑点表示最优解，即破裂面半径15km）.（d）第三步后，实际（红色阴影）和理论（黑粗线）振幅谱比较.所有的振幅谱已归一化.Fig.5 Finite－fault solution and amplitude spectra fits（a）Focal mechanism and preferred fault plane orientation（thick black line）after step 3.（b）Plot of rupture propagation（contours show rupture time in seconds）.（c）Plot of relative misfits versus source radius（white circles are used for all tested models；a black circle marks the best model，with a radius of 15km）.（d）Comparison between observed（red shade）and synthetic（black thick lines）amplitude spectra after step 3.All the spectra are normalized.

5 破裂方向性

我们采用Cesca等（2011）提出的一种获取台站视破裂持续时间（apparent duration）方法.此方法主要思路是：基于本文第一步已获得的双力偶源，仅假定破裂持续时间为唯一未知参量，通过网格搜索技术，比较每台站实际观测P波振幅谱和理论合成的拟合度，当拟合度最高时则为最佳解，作为该台站的视破裂持续时间值.基于测试2获得的点源模型，利用同测试2相同的波形数据，选用初至P波理论到时前15s至后45s的时间窗，滤波频段为0.01～0.5Hz，最后反演得到了19个位于不同方位台站的视破裂持续时间.通过观察视破裂持续时间在不同方位角上的变化，来判定此地震破裂方向性.图6（a，c，d）表示计算的不同台站视破裂持续时间随方位角分布，台站以圆圈表示.视破裂持续时间分布表示如色标图6b所示，红色代表视破裂持续时间长，蓝色则相反.由图6a容易看出，处于震中北东向的多数台站视破裂持续时间相对较小，最小值为4.0s.而位于震中南西向的多数台站视破裂持续时间相对较大，最大值至12.5s.所有台站观测的视破裂持续时间平均值为7.87s，标准方差为2.53s.

图6 视破裂持续时间反演结果（a）不同颜色圆圈表示反演的采用台站视破裂持续时间大小.震源球位于初始震中位置（30.303°N／102.988°E），白色箭头代表了破裂方向，箭头长度正比于破裂总长度.（b）视破裂持续时间色标.（c）随方位角变化的视破裂持续时间被一假定破裂优势方向为北东向的不对称双侧破裂模型较好拟合（黑线）.（d）拟合所用台站视破裂持续时间的均值线（黑线）.Fig.6 Inverted results of apparent durations（a）Different colored dots represent the inverted apparent duration at the stations used.The focus mechanisms is showed at the initial epicentral location（30.303°N／102.988°E）.White arrows denote rupture directions（arrow sizes are proportional to rupture lengths）.（b）The color bar of apparent duration.（c）The azimuthal distribution of apparent durations can be well fitted assuming a asymmetric bilateral rupture，which dominantly extends north－east（black lines）.（d）The azimuthal distribution of apparent durations at the used stations is fitted assuming a average line（black lines）.

由于地震多普勒效应，在破裂方向上，此方位台站视破裂持续时间应相对较小，而在相反方向，则相对较大.对此地震而言，不同方位台站获得的视破裂持续时间明显地表现出随方位角变化而有规律变化.总体来讲，台站位于北东向的视破裂持续时间相对较小，而南西向则相对较大，据此，推测此地震破裂优势方向为北东向.

另外，我们进一步根据有限断层模型反演结果，设定一破裂优势方向为北东向的不对称双侧破裂模型，其中北东向（走向34°）破裂长度占总破裂长度的3／4，见图6a.由图6c可知，我们采用此不对称双侧破裂模型（Cesca et al.，2011）能较好地拟合绝大多数台站视破裂持续时间.

6 讨论与结论

本文考虑到使用不同波形资料类型和简化的一维速度模型等因素给反演震源参数结果带来的影响，经过大量测试比较，结果表明：使用区域波形和本区域简化一维速度模型SCH，第一步在频域计算断层面解、深度和总标量地震矩等参量，波形拟合误差最小，因此选用第2组测试获得的断层面参数（走向214°／倾角47°／滑动角96°）为最优解.同其他10组结果比较发现：无论采用区域速度模型或全球一维参考速度模型，对文中使用区域或远场全波形数据（40～100s）进行振幅谱拟合，对断层面参数结果影响并不大，说明了断层面参数是稳定的.该结果同曾祥方等（2013）采用P波初动方法和时间域波形联合反演获得发震断层面参数（212°／倾角47°／滑动角93°）基本吻合.表明此地震是一次约47°高倾角逆冲型事件.余震重新精定位后震源在深部展布形态研究表明（Fang et al.，2013）：发震断层在浅部的倾角为63°，在主震震源附近约41°，同我们反演的结果吻合较好.此地震发生在一条高倾角的断裂上，基本符合四川龙门山断层带西南端附近，断裂倾角由深部至地表浅部，逐渐从缓变陡，至地表处高达60°～70°的特征（张培震等，2008，2009）.

矩心经度和纬度相对于初始震中位置（30.303°N／102.988°E）分别向西和向南偏移4km和2km，说明了此地震释放能量集中区中心的水平位置位于初始震中西南约4.5km处.最佳波形拟合矩心深度约17km，同Fang等（2013）利用三维速度模型给出的此地震震源深度17.2km比较变化不大，推断此地震大多数能量主要在震源偏西南约4.5km处释放.同张勇等（2013）给出主要滑动在第一次子事件期间（0～10.5s）在震源附近形成的观点基本吻合.

有限断层模型表明：此地震实际发生在一条走向为南南西―北北东，倾向西北的断层上.破裂半径约15km，破裂直径30km，略小于余震精定位后沿走向方向展布长度约35km（Fang et al.，2013）.整个破裂面积为706.7km2，平均滑动量约0.231m.孕震点沿走向方向相对矩心的距离约6.75km，而沿倾向方向相对矩心的距离并未有较大偏移.

相比于2008年5·12汶川8.0级地震（王卫民等，2008），此地震破裂过程相对简单，主要表现为一次不对称双侧破裂事件.大多数能量在震后8s内释放.震后0～3s内，破裂以孕震点为中心向四周同时扩展，3s后，破裂表现出明显的方向性，主要向北北东（沿走向214°相反方向）扩展，故导致北东向多数台站视破裂持续时间总体偏小.在此期间，破裂朝断层面的顶部和底部方向进一步延伸，在深度6～28km内释放了部分能量，可能未明显破裂至地表.破裂约8s后基本停止.本文通过模拟区域台站（震中距190～560km）记录的高频波形资料，获得破裂面半径、孕震点相对矩心位置以及破裂持续时间等震源参量，建立了此地震破裂过程图像.但此地震震源更详细的破裂时空过程，则需联合使用近场强震观测、GPS静态位移以及高频GPS波形等更丰富的资料，联合反演同震位移和震源滑动分布等（Hartzell and Heaton，1983；Ji et al.，2002，2004）.下阶段，我们将继续收集更多的近远场不同类型观测数据，进一步研究此次地震震源运动学特征.

致谢感谢Sebastian Heimann等人提供的KIWI计算程序.文中数据处理主要使用地震信号处理通用软件SAC2000.图件制作采用GMT软件包.刘杰研究员、崔效锋研究员、金明培高工及韩立波博士等人在讨论中给予宝贵建议，在此一并感谢.

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