2008年汶川地震中破裂的近平行倾斜断层

E.Fukuyama Ken Xiansheng Hao

引言

据研究发现，2008年汶川地震的破裂产生了两条平行地表破裂的迹线，是由震后不久野外调查区西南部重叠分支的倾斜断层系引起的（例如，Xu et al，2008；图1）。也有报道说在双倾斜断层带西南部有一个连接两个倾斜断层的垂直左旋断层，叫做小鱼洞断层（图1中的断层2）。根据震后迅即开展的野外调查，这些断层被鉴别为新断层，可能是在这次地震中形成的（如见，Lin et al，2009，2010；Liu－Zeng et al，2009）。为了理解近平行倾斜断层系的破裂动力学，研究这些同震位移是如何沿这种复杂的断层几何形态产生的将是有趣的目标。为此，我们进行了运动学滑动的正演模拟来解释近断层的强震记录。

由诸如断层分支、断层交汇和平行断层等复杂断层系的动力学破裂模拟来看，如果考虑断层之间的强相互作用，很可能不会有两个破裂同时以相同方向平行扩展（Harris and Day，1993；Aochi et al，2000；Poliakov et al，2002）。然而应注意的是，有关这一课题的大多数模拟都是在无界介质内或在垂直走滑产状下完成的，这样就不会有自由面效应。Oglesby等（2003）研究了两个隐埋逆断层间的相互作用并讨论了动态应力波对转化为分支断层破裂的影响。Tamura和Ide（2011）讨论了二维模式下分支断层系双材料结构和自由面对破裂的影响。

此文中，我们详细分析了在SFBJ和MZQP台站观测的近断层的强震波形。MZQP台站位于两个平行地表断层迹线之间（北川断层下盘和彭灌断层上盘），SFBJ台站位于两个平行断层下盘的正外侧。众所周知，如果所有观测点都分布在断层系之外，由于运动模拟的分辨问题，我们就不能分辨平行断层上的滑动（Cho and Nakanishi，2000）。然而，如果在断层之间有台站，因为辐射和走时非常不同，我们就可以区分两个断层上的滑动。因此，通过使用这两种波形，我们就可以约束这种复杂断层系的运动学破裂扩展。应注意的是，在这些近断层的地震图中，台站附近的局部滑动分布信息占主导，但不能约束整个破裂过程。因此，此文中我们的重点在于汶川地震期间这两个近平行的断层如何破裂。

1 断层模型

通过参考地表破裂迹线（如见，Xu et al，2008）和根据干涉合成孔径雷达（In－SAR）数据反演得到的断层模型（Hao et al，2009），我们构建了由三个断层段组成的断层模型，分别是：（1）北川断层的西南段（断层1）；（2）小鱼洞断层（断层2）；（3）彭灌—安县断层西北段（断层3）。断层参数如表1所示。应注意的是，由于我们的重点是探讨沿两个近平行倾斜断层上的破裂扩展，所以并未对断层的东北段精确模拟。为了相对于两个近断层台站尽可能精确地模拟断层位置，我们修改了Hao等（2009）构建的模型。如图1所示，断层1和断层3是两个在21km深处相交的近平行的倾斜断层。断层1（50°）比断层3（37°）更倾斜。断层2是左旋走滑破裂，连接了断层1和断层3。

我们假定破裂起始于中国数字地震台网（CDSN）确 定 的 震 源 处 （31.061° N，103.333°E，17.3km）。因为对该断层系的破裂演化感兴趣，我们假设为由干涉合成孔径雷达分析估计的静态滑动分布，尝试通过试错法探索破裂扩展模式。滑动模型方面，我们借鉴了Hao等（2009）估计的模型。因为该断层模型与当前模型略有不同，在Hao等（2009）模型最近的单元中我们指定了滑动矢量（滑动量及其方向）。在我们的断层模型中，每个断层段都划分为2.5×2.5km2的单元，并且在每个单元的中心我们指定一个点源滑动。

2 观测波形

我们使用由国家强震观测台网系统（NSMONS）观测的数字加速度图（中国地震局震害防御司编辑，2008）。在本文中，我们使用在SFBJ和MZQP台站观测的三分量加速度图，其采样频率为200Hz。

在图2中，我们给出了去掉初至时间前的基线偏移值之后对原始加速度图进行二重数值积分得到的MZQP台站（位于两个断层分支之间，即在断层1的下盘和断层3的上盘）的位移地震图。通过查看这些波形，人们就可以知道地面形变的时间过程非常简单。因为该台站离两个断层非常近，位移的主因应该是紧邻台站的断层滑动。从垂直地面运动我们看到，MZQP台站先沉降了1m，然后又抬升了0.5m。考虑到这些结构的几何位置（图1），如果我们认为是断层1和断层3的滑动引起了这些垂直运动，那么开始的沉降应是由断层1滑动引起的，而随后的抬升应是由断层3的运动引起的。

应注意的是，这些强震记录并无时间信息。因此，我们选取了每个震动图的初动时间，并假定这一时间与后面给出的合成地震图预测的初至时间一致。如果能很好模拟出震源与台站间的速度结构并假定震源位置是正确的，那么上述假设就成立。

3 正演波形模拟

对于合成波的计算，我们使用的是基于Kennett和 Kerry（1979）以 及 Bouchon（1981）的离散波数模拟程序AXITRA（Coutant，1990）。通过参考 Wang等（2007）的深部测深结果，我们应用了半空间速度模型，其P波和S波速度分别为6.0km／s和3.46km／s。我们假定密度为 2700kg／m3，QP值和QS值分别等于1 500和800。对于所有断层单元，我们指定恒定上升时间为2秒，这是为获得观测与理论地震图之间达到最佳拟合而经过数次试验计算确定的。

我们假设破裂起始于断层1上的震源（31.06°N，103.333°E，17.3m），破裂以恒定的速度（Vr）呈圆形逐渐向周围扩展。当破裂到达三个断层交汇的点时，便转移到断层2和断层3。在断层2和断层3上，破裂均以相同的速度Vr扩展但有时间延迟（τ）。因此，我们将这种破裂方式称为模型1。图3a详解了断层模型的震源参数。在正演模拟中，我们在参数域对Vr和τ两个参数进行了搜寻，其中Vr在2.0～3.0km／s间变化，步长为0.1km／s；而τ在0～10s间变化，步长为0.1s。

表1 断层模型的几何参数

图1 2008年汶川地震中的断层模型（矩形单元）、强震观测台站（实心圆）和活断层迹线（粗曲线）。插图表示沿A－B线断层模型的横切面。五角星表示中国数字地震台网（CDSN）确定的震源位置。此图的彩色版只适用于电子版本

在对观测的和理论的速度地震记录图比较之前，我们先用0.3Hz的巴特沃思三极低通滤波器对其进行了滤波处理。作为费用函数，在两个台站三分量的合成与观测的地震图之间，我们使用了L2范数。

虽然这是一个只用两个参数模拟破裂扩展的非常简单的模型，但是我们确认，基于Hao等（2009）的假设，这两个参数对合成波形最敏感。由于我们仅有两个台站的近场波形用于拟合观测资料，我们不得不使用尽可能少的参数去得到可靠信息。

隐匿阴茎的分型有很多种，具有临床价值的分型可以指导临床治疗。目前，我中心依据隐藏程度进行分型[5]，分为轻、中、重3型。①轻度：阴茎部分隐匿于皮下，静息状态下阴茎下垂。背腹侧包皮无缺损或包皮过长者，简单评估为隐匿1/3阴茎体。②中度：阴茎大部分隐匿于皮下，牵拉阴茎头，阴茎体大部分能外露，但放开后很快回缩者，简单评估为隐匿2/3阴茎体。③重度：腹壁平面仅能扪及包皮者，简单评估为隐匿3/3阴茎体。

图2 由观测加速度数值积分得到的MZQP台站位移波形。垂直竖线表示对应于断层破裂的预期地震动的大致位置。此图的彩色版只适用于电子版本

图3 正演模拟中假定的（a）模型1和（b）模型2的示意说明图。在模型1中，自由参数是Vr和τ；在模型2中是Vr、τ和τd。此图的彩色版只适用于电子版本

图4 模型1的正演模拟例子。说明的是（a）MZQP台站和（b）SFBJ台站的N123°E（断层垂直）速度分量，其中保持τ＝0s不变，而Vr值有改变。MZQP台站和SFBJ台站的时间轴起点设为地震图的初至时间，分别为14.8s和11.3s。（c）MZQP台站和（d）SFBJ台站的N123°E（断层垂直）速度分量保持Vr＝2.2km／s不变而τ值有改变的例子。此图的彩色版只适用于电子版本

图4 显示了正演模拟步骤的一些例子。我们改变了破裂速度Vr，延迟时间保持为τ＝0s（图4a，b）。从该图可以看出，Vr＝2.2km是最佳参数。在该速度上，主脉冲的出现时间与观测的地震图一致。然后，如图4c，d所示，保持Vr＝2.2km／s不变，我们又改变了τ。人们可看到，τ可控制观测波形中续至震相出现的时间，因此，我们获知这些续至震相来自断层2和断层3。我们选择τ＝6s为观测的最佳拟合。

在这个模拟过程中，我们可以拟合MZQP台站的主震相和SFBJ台站的续至震相。然而，我们不能模拟观测图中的某些相位，比如在MZQP台站主相位到达之前非常小的振幅。另外，SFBJ台站的主相位到达过早。

为改善这种情况，我们决定增加一个参数。我们在断层1紧挨三个断层的交汇处引入一个破裂延迟区（图3b）。该延迟区的尺度为57.5km×35km，其下西南角位于三个断层的交汇处。我们在该区引入破裂扩展延迟时间τd。我们将这个模型组构称为模型2。延迟区的引入使得我们能够控制利用模型1不能拟合的相位的到达时间。我们以0.1s为间隔在0～10s之间变换τd，发现τd＝6s对观测波形最佳拟合。

图5表示由模型1和模型2的最佳参数组计算的波形与实测图的比较。人们可发现，破裂延迟区的引入可极大地改善两个台站所有三个分量波形的拟合。引入增加的参数τd后，L2范数从2.41降为1.87。

4 讨论

图5 最佳参数 （仅在模型2中的Vr＝2.2km／s、τ＝6s和τd＝6s）三个分量速度波形的对比。时间轴与图4中相同。此图的彩色版只适用于电子版本

正如Aki（1968）所指出，近断层的地震记录图不能约束地震的整个破裂过程，但对台站附近的局部滑动非常敏感。虽然对汶川地震前人已建立了多个滑动模型（如见，Hao et al，2009；Tong et al，2010），但这些模型未显现出这两个近平行的断层如何破裂。近断层的地震图能够约束近断层台站附近的滑动行为。因此，虽然我们不认为表1中提出的断层模型是由此次地震整个破裂过程的数据唯一约束的，但近断层台站附近的滑动情况也应很好地分辨出。如果模型中台站附近的滑动分布、破裂时间和破裂速度都近似，那么这些断层模型就可以解释近断层的数据。考虑到在MZQP和SFBG台站附近的断层位置和滑动矢量方面由Hao等（2009）和Tong等（2010）建立的模型之间并无大的区别，我们认为就台站附近滑动特征的应用来说，我们的正演模拟结果就是稳健可靠的。

有意思的是，三个断层交汇处的破裂延迟了6秒。这意味着为了适配波形，交汇点附近的破裂延迟是需要的。因为我们是以非常简单的方式模拟破裂，所以不能估计这些断层上详细的破裂扩展情况。然而我们可以推测，这种破裂延迟或许迫使断层1的破裂会停止一段时间而使沿断层3的破裂产生分支。在这种情况下，断层2在断层力学中可能发挥重要的作用，但从波形模拟中，我们对断层2特征的约束不能好于断层1和断层3。这是一个没有定论的问题，但有一种可能性就是沿断层2破裂需要一些时间，这样可从几何意义上调整沿断层1和断层3的滑动量。

通过参考Burchfiel等（1995，2008）绘制的该地区地质图，我们认为彭灌杂岩在破裂中可能起到重要作用。彭灌杂岩位于三个断层的交汇处，由前寒武纪结晶基底组成。彭灌杂岩好似一种高强度材料，在破裂中起着障碍体的作用，并且可能对破裂阻止了一段时间。随后破裂也向其他断层段扩展。

Oglesby等（2003）对两个隐埋重叠的分支倾斜断层进行了模拟并指出，如果有障碍体，就会发出动态应力波并在其他断层分支上触发破裂。基于他们的模型我们可推断，彭灌断层的破裂是由小鱼洞断层发生破裂和／或彭灌杂岩由于不规律破裂扩展至此而引起的。

当前的结果说明，两个近平行倾斜的断层几乎是在主震期间同时破裂的。这个破裂过程或多或少都与我们的常识相左，即认为破裂主要是基于走滑环境下的动态破裂模拟（例如，Kame et al，2003；Ando et al，2004；Bhat et al，2007）。然 而，正 如Tamura和Ide（2011）所说明的，由主断层发出的应力波和由自由面反射回来的应力波促使分支断层上发生了破裂。如Oglesby等（2003）指出的，这种应力波改变了剪应力与正应力的应力比，因而也改变了动态库伦应力变化。我们认为，由于自由面的存在，这种平行破裂是可能的。

我们对这种平行逆断层破裂可推测出如下情景。因为断层1的倾角很大，此断层上的滑动不能释放此地区内的全部应变（例如，Sibson and Xie，1998）。随着破裂向东北方向扩展，就会遇到具有更浅倾斜断层的结构。因为浅倾斜断层可以更有效地释放应变，破裂扩展到该地区内的陡峭（断层1）和浅层（断层3）倾斜断层。彭灌杂岩和／或小鱼洞断层的存在也许促进了破裂的分支。

5 结论

根据对2008年汶川地震期间的近断层地震图正演模拟我们确认，主破裂期间的破裂是同时沿两条平行倾斜的断层扩展。在断层交汇处，需要有6秒的破裂延迟来拟合近断层的波形。我们推测，与先前关于断层相互作用的理论研究中的垂直走滑断层相比，这种同步破裂对于倾斜断层可能更加容易发生。

数据与来源

数字加速度波形由中国国家强震观测台网系统提供（中国地震局震害防御司编辑，2008）。为了计算合成地震图在离散波数合成中使用了的程序AXITRA（Coutant，1990；http：／／users.isterre.fr／axtra.tar.gz，最 后 访问时间2013年2月26日）。