用接收函数建立区域模型的震源机制反演及其在芦山地震序列研究中的应用

杨宜海, 梁春涛*, 苏金蓉

1 成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室, 成都 610059 2 成都理工大学地球探测与信息技术教育部重点实验室, 成都 610059 3 四川省地震局, 成都 610041



用接收函数建立区域模型的震源机制反演及其在芦山地震序列研究中的应用

杨宜海1,2, 梁春涛1,2*, 苏金蓉3

1 成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室, 成都 610059 2 成都理工大学地球探测与信息技术教育部重点实验室, 成都 610059 3 四川省地震局, 成都 610041

本文提出并试验了一种基于接收函数建立区域模型进行震源机制反演的方法.选取四川地震台网记录的M≥3且信噪比高的近震波形资料,反演得到了芦山地震序列中74个地震的震源机制.通过对震源深度和震源机制的综合分析,探讨了芦山地震的发震构造和区域应力场状态.采用接收函数方法反演获取了26个台站下方的S波速度结构,对不同区域的台站反演结果进行叠加平均,以此区域平均S波速度作为本文震源机制反演使用的区域模型的S波速度;区域模型的P波速度由经验公式给出.反演稳定性测试表明,使用不同模型或对原始波形记录加入随机噪声的反演结果与原始反演相比,震源深度最大误差为1 km,断层面各参数误差水平也很低,且显示的发震类型是一致的,其中随机噪声带来的误差小于模型带来的误差.主震反演得到的震源机制解为:震源深度17 km，矩震级6.47;节面Ⅰ走向213°,倾角51°,滑动角98°;节面Ⅱ走向20°,倾角40°,滑动角80°;显示芦山主震可视为纯逆冲型地震,发震构造可能是某个具有较大倾角的逆冲断层,而不是低缓的推覆构造的基底滑脱面.同时本文反演获取的73个M≥3余震的震源机制绝大多数也显示了类似的发震类型,逆冲型地震为67个,占92%,具有绝对优势;走滑型地震为5个,正断型地震为1个.其中5个走滑型地震中的4个均分布在震源区的东北端.整个芦山地震序列深度集中在12～20 km,且沿震源区短轴的余震深度剖面有自西向东呈逐步变浅的趋势,呈现清晰的铲形断面结构,结合本地地质构造,可以推断芦山地震序列主要发生在龙门山前山断裂以东的逆冲推覆体内的一个隐伏断裂上.P轴方位角优势方位与区域应力场及汶川震源区南段的相一致,表明芦山序列地震活动主要受区域应力场控制,且汶川震后该区应该不存在应力场变化.P轴仰角随深度分布则显示了孕震层在浅部为脆性上地壳,而深部已经进入了中地壳低速层.断层面的几何形态简单,倾角均值在不同深度保持稳定在55°左右,与主震倾角接近,这与汶川震源区南段的研究结果明显不同,揭示了龙门山断裂带南段与此次芦山发震断裂在断层面几何形态上的明显差异.

芦山地震; 震源机制; 接收函数; 震源深度; 全波形反演; 发震构造

1 引言

2013年4月20日在龙门山断裂带南段的雅安芦山县发生了MS7.0大地震，地震持续时间近30 s，据中国地震局(CEA)网站信息，此次地震共造成196人死亡，21人失踪及1万余人受伤.地震现场应急科学考察表明(徐锡伟等,2013b)，地震未造成明显的地表破裂带.芦山主震后激发了大量余震，据中国地震台网中心(CENC)地震目录(为方便表述，以下均简称为地震目录)，截至2013年5月31日，共记录到M≥3.0余震122次，其中M3～3.9余震86次，M4～4.9余震32次，M5～5.9余震4次，最大余震震级为5.4级.余震区呈近似北东-南西向展布，如图1所示，余震区长轴为北北东走向，长约40 km；短轴为北西西走向，长约20 km.丰富的余震主要分布在主震的西南方向，少量向北东向扩展.值得注意的是，芦山震源区与2008年汶川MS8.0地震震源区之间存在一个明显的地震空区(图1).

震源机制解反映了地震震源的力学和动力学机制.震源机制解的断层面参数反映了发震断层的几何形态，P轴和T轴方位角反映了区域应力场主轴的主体方向，震源深度分布对厘清余震与发震构造的关系及理解主余震孕震机理具有重要意义(郑勇等,2009;罗艳等,2010).芦山地震后，多家机构研究了芦山主震破裂过程(王卫民等,2013;张勇等,2013;刘成利等,2013；徐彦和邵文丽,2013;赵旭等,2014;Hao et al.,2013)和发震构造(李传友等,2013;Zhang et al.,2013;苏金蓉等,2013;陈晨和胥颐,2013;高原等,2013;周荣军等,2013;张广伟和雷建设,2013;李勇等,2013;徐锡伟等,2013a；Chen et al.,2014;Han et al.,2014)；吕坚等(2013)和林向东等(2013)使用CAP(Cut and Paste)方法研究了ML4.0级以上地震震源机制解.但这仅仅是芦山地震序列当中的一部分，由于地震数量较少而无法建立可靠的统计规律，因而这些结果并不能完全反映整个芦山地震序列的情况；目前大量4级以下地震尚未有人做过详细研究，而这对于认识整个芦山发震构造、震源区的应力状态变化等又是非常重要的.

图1 芦山地震序列分布图Fig.1 The distribution of the Lushan earthquake sequence,f1 is Xinkaidian fault,f2 is the Longmenshan piedmont fault

本文使用四川地震台网记录的2013年4月至5月的宽频带近震波形资料，采用全波形反演(Herrmann et al.,2011)，提出并试验了一种基于接收函数反演得到区域模型的震源机制反演方法，并对芦山地震序列中M≥3.0地震震源机制及震源深度进行研究，反演得到芦山主震及73个余震震源机制解，并分析探讨了芦山地震的发震构造和区域应力场状态.

就震源机制反演方法而言，目前主要包括P波初动法、振幅比法和全波形方法.全波形反演一般需要一个或多个较精确的区域速度模型.这些模型可能从人工地震剖面获得，但这些模型往往只包含地壳以内的详细结构而没有上地幔的详细信息，且一般只能反映沿着某一条剖面的平均结构，并不能完全代替整个区域的平均结构.也可能通过地震层析成像(朱介寿等,2002;Wang et al.,2007;Liang and Langston,2009)得到一个区域的3D结构，再进而得到一个平均的区域速度模型；但这些模型由于受到射线分布等因素的影响，其纵向分辨率并不足以反映一个区域的层状介质结构.而在很多地区，人工地震剖面和层析成像的反演结果并不存在.基于此，本文提出一种基于接收函数建立区域速度模型的方法.该方法的优点是其基本不受区域地震分布的影响，而可以得到地震台站下方的一维S波速度结构(刘启元等，1996).基于简单的地质分区，对同一分区内的台站下方的速度结构进行平均得到该分区的速度结构.该方法的明显缺点是其一般只能得到S波速度结构，而P波速度结构一般通过经验公式得到.同时该方法也受到台站分布的限制.我们的测试表明，P波速度结构对震源机制反演的影响较小.

2 数据与方法

2.1 数据

考虑到台站的方位角分布、震中距范围及波形记录质量等因素，本文主要使用了其中33个台站数据，台站位置如图2a所示.数据处理过程包括截取波形、仪器校正、旋转坐标系、手动挑选波形及重采样.由于本文使用的33个台站震中距均在300 km内，为提高数据处理速度，我们对原始的连续波形截取发震时刻前30 s到后300 s的数据.经过仪器校正和坐标系旋转后，对每个地震的所有台站分量进行手动挑选波形，主要目的是删除信噪比很低的波形(Xu et al.,2010).对实际波形与理论波形统一滤波，由于不同震级的能量集中的频段有所不同，所以我们根据震级选择滤波的频带(Herrmann et al.,2011)：芦山主震滤波频带为0.01～0.05 Hz;M≥4为0.02～0.08 Hz;M3～4为0.02～0.1 Hz.为提高反演速度，对所有实际波形重采样到与格林函数相同的采样间隔(0.25 s)，并截取实际波形与理论波形P波初至前10 s至P波初至后120 s的数据用于反演.

图2 震源机制反演(a)和接收函数反演(b)的台站位置分布图不同颜色三角形分别代表了四川地震台网的四川盆地(蓝色)、青藏高原东缘(黄色)、青藏高原东南缘(红色)台站和麻省理工学院流动台站(白色),白色同心圆表示芦山主震位置.Fig.2 Distribution of seismic stations used for the inversion of focal mechanism (a) and receiver function (b)Blue, yellow, red and whitest and forstations of Sichuan basin, eastern and southeastern margin of Tibetan plateau and portable stations of Massachusetts Institute of Technology, respectively.White concentric circle marks the location of the mainshock.

2.2 区域模型建立

如前文所述，并考虑到很多地区一般很难同时有可靠的P波和S波速度模型，在本文中，我们尝试一种全新的方式建立速度模型.本文计算理论地震波形使用的区域模型中，S波速度是基于接收函数反演得到.接收函数实质上是台站下方介质对入射P波的脉冲响应，消除了震源及传播路径的影响，特别对S波速度的垂向变化最为敏感(Langston,1979).本文采用频率域水准量反褶积技术提取接收函数，并通过时间域最小二乘法线性反演，对各台站提取得到的接收函数进行迭代反演，获取了台站下方一维S波速度结构.接收函数反演数据来源为四川地震台网及美国麻省理工学院在川滇地区部署的流动地震台站记录的远震波形资料(台站分布见图2b)，选取震中距在30～90°范围内的地震事件，时间分别为2012年10月至2013年10月与2003年9月至2004年9月.

本文震源机制反演使用的台站分布在四川盆地、青藏高原东缘及东南缘内，据已有研究资料(朱介寿,2008;Zhu et al.,2012;Liang et al.,2004)，三个区域深部结构存在明显差异，因此我们认为仅使用一个区域模型计算理论波形是不合理的；并且这三个区域跨度较大，无法在每个区域内找到一个台站下方的S波速度结构来代表整个区域.最终我们对各区域内反演情况较好(接收函数波形质量好、理论与实际波形拟合程度高)的台站下方S波速度结构进行叠加平均，在此基础上由经验公式VP=1.732×VS给出P波速度，得到区域平均模型，即本文震源机制反演的区域模型.四川盆地、青藏高原东缘和青藏高原东南缘用于接收函数反演的台站分布见图2b.

需要说明的是，部分用于反演的波形记录质量好的台站其相应用于接收函数计算的满足方位角和震中距等条件的波形质量不高，特别是盆地内部的台站，因而这些台站在重建区域平均模型中被舍弃.另外，为了得到一个较有代表性的模型，接收函数选取的台站范围超过用于震源机制反演的台站范围，从而造成图2a所示台站不全在图2b中.三个区域内各台站下方S波速度结构和区域模型的S波速度如图3所示，由于地幔部分是一个半无限空间模型，因此区域模型中地幔速度取的是各区域内所有台站下方的平均速度结构在100 km深处的速度值.三个区域模型中比较明显的差异是青藏高原东缘非常突出的中地壳低速层，四川盆地高速的S波速度在岩石圈上地幔表现得并不特别明显，这可能是由于四川盆地的结果是由盆地内部及边缘台站的反演结果平均得到的.

3 结果与讨论

反演采用网格搜索法，深度搜索范围为5～29 km，间隔1 km，在每个深度下对走向、倾角和滑动角的所有变化范围进行搜索，搜索间隔为10°.由于可能存在仪器记录干扰等因素，初次反演后根据各分量理论与实际波形拟合度，删除拟合度低于35%的分量后再次进行反演.

图3 不同区域内各台站下方S波速度结构(细线)和区域模型S波速度(粗线)从左至右依次为四川盆地、青藏高原东缘、青藏高原东南缘.Fig.3 S-wave velocity beneath stations and S-wave velocity for inversions in different regionsFrom left to right, the model represents Sichuan basin, eastern margin and southeastern margin of the Tibetan plateau, respectively.

手动删除限幅及低信噪比波形后，共有19个台站数据参与主震反演，再次反演保留了16个台站，波形拟合情况如图4a所示，图4b给出了反演的深度拟合图，该图显示出本文反演程序对深度有较好的敏感度，图4c为芦山主震震源机制.主震反演结果各参数为：最佳拟合深度17 km，矩震级6.47；节面Ⅰ走向213°，倾角51°，滑动角98°；节面Ⅱ走向20°，倾角40°，滑动角80°，显示芦山主震是一个可视为纯逆冲型地震，发震构造应该是某个具有较大倾角的逆冲断层，而不是低缓的推覆构造的基底滑脱面.

表1对比了本文与其他机构给出的主震震源机制解.使用远震资料与近震资料反演的结果对比显示了，前者反演得到的矩震级(6.5～6.7)普遍较大，后者除了中国地震局地震预测研究所和吕坚等(2013)给出的为6.64和6.6级外，其余均分布在6.37～6.47级之间；而滑动角的结果正好显示了相反的规律，近震资料反演的主震滑动分量较远震资料的偏大；此外本文反演得到的倾角为51°，而所有结果的中值为45°.这一统计结果显示了芦山主震的高角度逆冲性质.

图4 主震反演波形拟合图(a)、深度拟合图(b)和震源机制(c)(a) 中黑线为理论波形, 灰色虚线为观测波形, 波形上方数字为两者的拟合度，波形下方数字为理论波形相对观测波形的移动时间(s)，正值表示理论波形相对观测波形快.Fig.4 Waveform fitting(a),depth sensitivity(b) and best-fitting mechanism (c) form ainshock inversionThe observed and predicated traces are shown in gray dashed line and black line, respectively, the fitness in percentage is shown on the right above the trace, the time shift of the predicted trace in order to get a best fit is shown on the right below the trace(second)with a positive time shift indicating the prediction is too fast and should be delayed to match the observed trace.

表1 芦山主震震源机制解对比Table 1 Comparison of focal mechanism of the Lushan mainshock determined by different authors

注：1) http:∥www.seis.ac./cn-manage/html/8a9080a125b29b1b0125b2a3093a0002/_content/13_04/27/1367035859616.html; 2) http: ∥www.globalcmt.org/CMTsearch.html; 3) http: ∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqarchives/fm/neic_b000gcdd_wmt.php; 4) http: ∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqarchives/fm/neic_b000gcdd_fmt.php.

采用全波形反演方法获取了芦山地震序列中74个M≥3.0地震震源机制解，按照表2所示的方法，我们根据震源机制的P轴及T轴仰角将这些地震划分不同的发震类型.表3给出了本文研究的74个地震发震时刻和震中信息，表4为各地震震源机制研究结果，根据表4我们可以得到震源机制分布图(图5).研究结果表明，74个地震中逆冲型地震为68个，占92%，具有绝对优势，走滑型地震为5个，正断型地震为1个.图5显示的各地震节面走向与龙门山前山断裂带走向有很好的一致性，5个走滑型地震中的4个均分布在震源区的东北端.

表2 根据P轴和T轴仰角的发震类型分类方法(徐纪人和赵志新,2006)Table 2 Seismogenic type based on plunge of P-axis and T-axis (Xu and Zhao, 2006)

震源深度分布对厘清余震与发震构造的关系及理解主余震孕震机理具有重要意义，是一个理解区域构造及震源过程的重要参数.图6给出了地震目录与本文矩张量反演得到的震源深度对比图，地震目录提供的震源深度非常发散，分布在8～27 km，本文结果与此形成鲜明对比，震源深度集中在12～20 km内.此外，相对于震级较大地震，震级小于4级的地震目录与矩张量反演得到的震源深度差别更大.当今地震震源深度定位尚存在一定误差(5～10 km)(滕吉文等,2014)，通过走时的震源深度精确测定依赖区域模型，且需要至少4个台站，同时只有当至少1个台站震中距小于震源深度时，其深度定位才被认为是非常可靠的.图4b显示了全波形反演程序对深度有较好的敏感度，一定程度地证明了矩张量反演得到的震源深度具有较高的可靠性，因此我们认为当震级较小时(如小于4级)，地震目录给出的震源深度误差较大.

根据地震目录提供的震源深度及本文反演结果，图7给出了地震在剖面上的分布，剖面A-A′和B-B′分别显示的是图1中A点至A′点和B点至B′点剖面.从图7a和7b中可以看出，地震目录提供的余震深度均匀地分布在主震深浅两侧；而本文反演结果(图7c和7d)清晰地显示了余震分布在深度上非常收敛，图7d中从B点到B′点方向上，余震的深度显示出从西向东逐步变浅的趋势，勾勒出清晰的铲形断面结构，由于B-B′剖面分布与龙门山断裂带近似垂直(图1)，考虑到芦山地震序列的震中分布及已有的龙门山地区深部研究结果(朱介寿,2008;刘启元等,2009;Liu et al.,2014;胥颐等,2009)，我们认为整个芦山地震序列主要发生在龙门山前山断裂以东的逆冲推覆体内的一个隐伏断裂上.

表3 本文研究的74个地震发震时刻和震中信息Table 3 Origin time and epicenter location of 74 earthquake in this study

表4 本文研究的74个地震震源机制结果Table 4 Focal mechanisms of 74 earthquakes of this study

续表4

图8给出了地震目录震级与反演得到矩震级的对比，从图中可以看出，当震级大于3.6级时，地震目录给出的震级相对矩震级普遍偏大；而当震级小于3.6级时，二者之间的关系则正好相反.考虑到地震目录对低于4级的地震给出的是近震震级，高于4级的地震给出的是面波震级，因此可以认为，面波震级相对矩震级偏大，而当震级超过一定值时，近震震级相对矩震级普遍偏小.通过曲线拟合，我们分别得到近震震级ML和面波震级MS与矩震级MW之间的线性转换关系：

ML=1.2222×MW-0.8464,

MS=1.2186×MW-0.9065.

根据本文反演得到的74个震源机制解，我们给出了这74个走向、倾角、滑动角及P轴方位角、仰角统计图，如图9所示.节面优势方向在0～30°范围内，与震源区以西的前山断裂带基本平行(见图5)；断层面倾角主要分布在50～60°范围，与主震倾角相当，反映了相对简单的断层面空间形态；有一部分的滑动角在50～60°之间，显示具有较大的走滑分量.P轴方位角优势方向呈SEE或NWW向，与徐纪人等(徐纪人和赵志新,2006;徐纪人等,2008)对南北地震带南段东部、易桂喜等(2012)对汶川震源区南段的区域应力场研究结果相一致，表明芦山序列地震活动主要受区域应力场控制，而且不存在大规模的应力调整过程；P轴仰角变化集中在0～30°，表明近似水平的挤压应力控制了该区.图9中各参数统计清晰简单的变化说明此次芦山地震发震构造简单，不存在大规模震源区应力调整过程.

图5 芦山主震及73个余震震源机制分布Fig.5 Focal mechanisms of Lushan mainshock and 73 aftershocks

图6 震源深度对比图,横轴为本文反演深度,纵轴为地震目录的震源深度Fig.6 Comparison of catalog(vertical axis) and moment tensor determined (horizontal axis) depths for the events studied

震源机制主应力倾角的深度变化，在一定程度上与岩石圈流变性质的深度变化有关(Bokelmann and Beroza,2000)，因此提供了研究岩石层流变结构的一种手段.图10a给出了P轴仰角在深度上的变化.P轴仰角在较浅的深度内(小于1-4莫霍面深度)变化很小，且接近于水平，这与理论分析的地表为自由面时的影响结果是一致的，也表明了资料精度对于定性分析岩石圈流变性质是可用的(石耀霖和朱守彪,2003).P轴仰角在孕震层的浅部(12～14 km)和深部(18～20 km)，变化范围较收敛，主要分布在0～20°范围内，应力主轴接近水平，可能表明了孕震层深部的18～20 km为柔性软弱层；但在15～17 km的孕震层中部，P轴仰角未显示出这种规律，变化较浅部和深部明显更多样化，显示出可能为脆性的孕震层中部.我们还对P轴仰角在剖面BB′上的分布进行了研究(图10b)，P轴仰角沿剖面BB′自西向东未显示出明显的变化特征.综上，P轴仰角在不同深度上的分布可能表明了震源区在18～20 km的深度已经进入了中地壳低速层.此外我们还研究了断层面倾角在不同深度上的变化(图11)，并作出倾角均值随深度的变化趋势(图中灰色影区)：从12～20 km的深度内，倾角均值近乎不变，稳定在55°左右，显示出相对简单的断层面几何形态，这与易桂喜等(2012)对汶川震源区南段的断层面倾角分布明显不同，揭示了龙门山断裂带南段与山前断裂在断层面几何形态上的明显差异.

图7 芦山地震序列深度剖面(a)和(b)中震源深度由地震目录提供; (c)和(d)中震源深度由本文反演得到.Fig.7 The depth profile of the Lushan earthquake sequenceThe depth in figure (a) and (b) are from catalog, and the depth in figure (c) and (d) are determined from the inversion

图8 震级对比图横轴为矩震级,纵轴为地震目录震级,短虚线和长虚线分别代表近震震级和面波震级与矩震级之间的线性转换关系Fig.8 Comparison of catalog (vertical axis) and moment magnitudes (horizontal axis) for the events studied, short and long dash line reflect the conversion relations between ML and MS with MW

4 稳定性测试

本研究试图探讨利用接收函数计算区域速度模型的可行性.但接收函数只能得到S波速度，P波速度结构一般通过VP/VS比进行转换.反演中，区域模型中P波速度是由经验公式(VP/VS=1.732)给出的，为了测试P波速度对矩张量反演的影响，我们建立了三组测试模型Model 1、Model 2和Model 3，每组模型同样由四川盆地、青藏高原东缘和青藏高原东南缘三个区域的模型组成.Model 1和Model 2保留了区域模型(Model)中的S波速度，通过计算获取全球模型IASP91中对应深度范围的VP/VS值，再由区域模型的S波速度计算得到Model 1中的P波速度；Model 2分别对区域模型中的地壳和上地幔P波速度增大10%和5%.Model 3保留了区域模型中的P波速度，对区域模型中的地壳和上地幔S波速度均减小5%.三组测试模型考虑了实际地下P波和S波速度的可能范围，我们认为这样的处理是比较合理的.图12给出了区域模型和Model 1、Model 2的P波速度结构，图13给出了区域模型和Model 3的S波速度结构.

图9 震源参数统计图：上排从左至右:走向、倾角、滑动角; 下排从左至右：P轴方位角、仰角Fig.9 Statistical analysis of strike, rake, dip in the first row; azimuth and plunge of P-axis in the second row, respectively

图10 震源区P轴仰角在深度(a)和剖面BB′上(b)的分布Fig.10 Distribution of P-axis plunge in depth and profile BB′

图11 震源区断层面倾角随深度分布(灰色影区为倾角均值变化趋势)Fig.11 Distribution of the dip and its average of fault plane with depth, grey shadow area marks the tendency of mean dip

此外为了测试噪声对矩张量反演的影响，我们还对所有原始波形加入10%的随机噪声，使用原始波形和三组测试模型，以及添加随机噪声的波形和区域模型反演本文研究的74个地震，四组测试分别命名为测试1、测试2、测试3和测试4，并对反演得到的矩震级、震源深度和断层面参数与原始反演结果作误差统计，如图14所示.需要说明的是，四组测试结果中有4个地震的节面参数存在差异，但显示的发震类型是相同的，为了便于不同测试间的对比，我们只对其余的70个地震反演结果进行统计.

从误差统计可以看出：

1) 对每个统计参数，最鲜明的特征就是误差水平非常低，绝大多数事件的误差值为0，仅有非常少的事件存在误差，所以可以认为，本文区域模型和噪声对震源机制反演的影响非常小,这既表明本文通过接收函数反演获取区域平均S波模型，而用经验公式给出区域P波模型的方法是可靠的，同时也反映了本文反演对一定的噪声水平具有很高的稳定性.

2) 反演模型的P波、S波速度及10%噪声对矩张量反演的最佳拟合深度影响最大只有±1 km.加入随机噪声与原始反演结果相比(图14灰色点和线)只有两个地震事件存在误差，而S波速度扰动仅对12个事件的深度定位有影响，但都仅等于1 km；特别是Model 2中对P波速度加入足够大的扰动情况下(图12)，仅有19个地震事件的震源深度与原始反演结果相差1 km，表明本文震源机制反演程序对深度的定位具有相当高的稳定性.

3) 除矩震级外，测试1与测试4在其余四个参数的误差分布非常接近，而测试2和测试3的误差水平较这两组测试更高，同时考虑图12给出的模型，在地壳内，Model 1与区域模型较为接近，而在上地幔，Model 1、Model 2与区域模型均存在明显差异，因此测试结果也反映了，模型内地壳速度的影响超过地幔速度的影响，而随机噪声的影响小于模型的影响.对矩震级的统计显示，加入10%随机噪声的矩震级可偏大0.19～0.21，而-5%的S波模型扰动造成矩震级偏小，绝大部分减小约0.03，最大也只有-0.05，其他两组测试误差均未超过0.03，这表明随机噪声是影响矩震级测定的一个重要参数.

4)需要特别说明的是，虽然四组测试与原始反演之间存在不同程度的误差，但是它们反演的所有地震与原始反演结果反映的发震类型是一致的，即对震源的力学性质没有实质性的影响.

5 结论

本文提出并试验了一种基于接收函数反演S波速度结构而用经验公式求取P波速度的区域模型建立方法，同时选取四川地震台网记录的M≥3且信噪比高的近震波形资料，反演得到了芦山地震序列中74个地震震源机制，通过对震源深度和震源机制的综合分析，探讨了芦山地震的发震机制、发震构造和区域应力场状态.通过本研究可以得到下述主要结论：

1) 芦山主震可视为纯逆冲型地震，其发震构造可能为某个具有较大倾角的隐伏断层，而不是低缓的推覆构造的基底滑脱面.绝大多数余震显示出与主震相同的发震机制，在余震区的东北端分布有少数走滑型地震.主余震深度收敛在12～20 km范围内，与地震目录的对比显示出当震级较小时地震目录给出的震源深度误差更大.整个芦山序列的节面走向与龙门山断裂带的北东走向存在一定夹角，且与龙门山断裂带走向相垂直的余震剖面的深度分布有自西向东逐渐变浅的趋势，显示出明显的铲形断面结构，综合震中分布及区域已有深部结构研究，可以得出芦山序列并不在龙门山断裂系的三条主要断裂上发生，而是发生在龙门山前山断裂以东的逆冲推覆体内的一个隐伏断裂上.

2)P轴方位角优势方位与区域应力场及汶川震源区南段的相一致，表明芦山序列地震活动主要受区域应力场控制.P轴仰角在不同深度上的分布可能表明了在18～20 km的孕震层深部已经进入了中地壳低速层，而在15～17 km深度内P轴仰角变化呈现多样化，显示出脆性的上地壳.

3) 震源区断层面的几何形态简单，断层面倾角在不同深度的变化范围也不一样，但不同深度的平均倾角为55°左右，这与汶川震源区南段的研究结果明显不同，揭示了龙门山断裂带南段与前山断裂带以东推覆构造体内的隐伏断层面的几何形态上的明显差异.

4) 通过接收函数反演和经验公式给出区域模型的P波和S波速度是可行的.区域模型的P波速度和噪声对本文震源机制反演的影响非常小，并且反演的发震类型没有变化.噪声带来的影响要小于模型带来的影响，但是加入10%的随机噪声反演得到的矩震级会增大0.19～0.21.

芦山余震延续了汶川余震区南段的机制类型，且二者都主要受区域应力场控制；但是它们在发震构造上又存在显著差异，此外芦山震源区与汶川震源区南段之间存在一个明显的破裂空区，P轴优势方向在这两个区域的变化都比较简单清晰，不存在显著的应力调整过程，该区域是否存在尚未探明的隐伏断裂以及发生大地震的潜在危险性，值得进一步深入研究.

图12 本文区域模型Model和测试模型Model 1、Model 2的P波速度结构(a)、(b)、(c)分别为四川盆地、青藏高原东缘、青藏高原东南缘模型.Fig.12 P-wave velocity structure of regional model and Model 1, Model 2 for test(a)、(b) and (c) are the model for Sichuan basin, eastern margin and southeastern margin of Tibetan plateau, respectively.

图13 本文区域模型Model和测试模型Model3的S波速度结构(a)、(b)、(c)分别为四川盆地、青藏高原东缘、青藏高原东南缘模型.Fig.13 S-wave velocity structure of regional model and Model 3 for test(a)、(b) and (c) are the model for Sichuan basin, eastern margin and southeastern margin of Tibetan plateau, respectively.

图14 四组测试结果误差统计横轴表示各参数的误差大小，纵轴为对应的事件个数.蓝色、绿色、红色和灰色分别表示测试1、测试2、测试3和测试4.Fig.14 Error statistics of three groups of tests Horizontal axis represents errors of each parameter and vertical axis represents the number of events corresponding to each error. The blue, green, red and grey symbols and lines are corresponding to test 1, test 2, test 3 and test4,respectively.

致谢 四川省地震局为本研究提供了近震波形资料，本文反演程序来自于美国圣路易斯大学Robert Herrmann的CPS软件包，所有图件均采用GMT绘制，审稿人对本文提出了宝贵的意见和建议，在此一并致谢.

Bokelmann G H R, Beroza G C. 2000. Depth-dependent earthquake focal mechanism orientation: Evidence for a weak zone in the lower crust.J.Geophys.Res., 105(B9): 21683-21695.

Chen C, Xu Y. 2013. Relocation of the LushanMS7.0 earthquake sequence and its tectonic implication.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(12): 4028-4036, doi: 10.6038/cjg20131208.

Chen L C, Wang H, Ran Y K, et al. 2014. The 2013 LushanMS7.0 earthquake: Varied seismogenic structure from the 2008 Wenchuan earthquake.Seismol.Res.Lett., 85(1): 34-39.

Du F, Long F, Ruan X, et al. 2013. TheM7.0 Lushan earthquake and the relationship with theM8.0 Wenchuan earthquake in Sichuan, China.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(5): 1772-1783, doi: 10.6038/cjg20130535.

Gao Y, Wang Q, Zhao B, et al. 2014. A rupture blank zone in middle south part of Longmenshan Faults: Effect after LushanMS7.0 earthquake of 20 April 2013 in Sichuan, China.ScienceChina:EarthSciences, 57(9): 2036-2044.

Han L B, Zeng X F, Jiang C S, et al. 2014. Focal Mechanisms of the 2013MW6.6 Lushan, China Earthquake and high-resolution aftershock relocations.Seismol.Res.Lett., 85(1): 8-14.

Hao J L, Ji C, Wang W M, et al. 2013. Rupture history of the 2013MW6.6 Lushan earthquake constrained with local strong motion and teleseismic body and surface waves.Geophys.Res.Lett., 40(20): 5371-5376.

Herrmann R B, Malagnini L, Munafò I. 2011. Regional moment tensors of the 2009 L′Aquila earthquake sequence.Bull.Seismol.Soc.Am., 101(3): 975-993.

Langston C A. 1979. Structure under Mount Rainier, Washington, inferred from teleseismic body waves.J.Geophy.Res., 84(B9): 4749-4762.Li C Y, Xu X W, Gan W J, et al. 2013. Seismogenic structures associated with the 20 April 2013MS7.0 Lushan earthquake, Sichuan Province.SeismologyandGeology(in Chinese), 35(3): 671-683.

Li Y, Zhou R J, Zhao G H, et al. 2013. Thrusting and detachment folding of Lushan earthquake in front of Longmenshan Mountains.JournalofChengduUniversityofTechnology(Science&TechnologyEdition) (in Chinese), 40(4): 353-363.Liang C T, Langston C A. 2009. Three-dimensional crustal structure of eastern North America extracted from ambient noise.J.Geophys.Res., 114(B3): B03310.

Liang C T, Song X D, Huang J L. 2004. Tomographic inversion ofPntravel times in China.J.Geophys.Res., 109(B11): B11304. Lin X D, Ge H K, Xu P, et al. 2013. Near field full waveform inversion: Lushan magnitude 7.0 earthquake and its aftershock moment tensor.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(12): 4037-4047, doi: 10.6038/cjg20131209. Liu C L, Zheng Y, Ge C, et al. 2013. Rupture process of theMS7.0 Lushan Earthquake, 2013.ScienceChinaEarthSciences, 56(7): 1187-1192.

Liu J, Yi G X, Zhang Z W, et al. 2013. Introduction to the Lushan, SichuanM7.0 earthquake on 20 April 2013.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(4): 1404-1407, doi: 10.6038/cjg20130434.

Liu Q Y, Kind R, Li S C. 1996. Maximal likelihood estimation and nonlinear inversion of the complex receiver function spectrum ratio.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 39(4): 500-511. Liu Q Y, Li Y, Chen J H, et al. 2009. WenchuanMS8.0 earthquake: preliminary study of the S-wave velocity structure of the crust and upper mantle.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(2): 309-319.

Liu Q Y, Van der Hilst R D, Li Y, et al. 2014. Eastward expansion of the Tibetan Plateau by crustal flow and strain partitioning across faults.Nat.Geosci., 7: 361-365.

Luo Y, Ni S D, Zeng X F, et al. 2010. A shallow aftershock sequence in the north-eastern end of the Wenchuan earthquake aftershock zone.ScienceChinaEarthSciences, 53(11): 1655-1664.

Lü J, Wang X S, Su J R, et al. 2013. Hypocentral location and source mechanism of theMS7.0 Lushan earthquake sequence.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(5): 1753-1763, doi: 10.6038/cjg20130533.

Shi Y L, Zhu S B. 2003. Contrast of rheology in the crust and mantle near Moho revealed by depth variation of earthquake mechanism in continental China.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 46(3): 359-365.Su J R, Zheng Y, Yang J S, et al. 2013. Accurate locating of the Lushan, SichuanM7.0 earthquake on 20 April 2013 and its aftershocks and analysis of the seismogenic structure.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(8): 2636-2644, doi: 10.6038/cjg20130813.

Teng J W, Pi J R, Yang H, et al. 2014. Wenchuan-YingxiuMS8.0 earthquake seismogenic faults and deep dynamic response.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(2): 392-403, doi: 10.6038/cjg20140206.

Wang C Y, Han W B, Wu J P, et al. 2007. Crustal structure beneath the eastern margin of the Tibetan Plateau and its tectonic implications.J.Geophys.Res., 112(B7): B07307.

Wang W M, Hao J L, Yao Z X. 2013. Preliminary result for rupture process of Apr. 20, 2013, Lushan Earthquake, Sichuan, China.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(4): 1412-1417, doi: 10.6038/cjg20130436.Xie Z J, Jin B K, Zheng Y, et al. 2013. Source parameters inversion of the 2013 Lushan earthquake by combining teleseismic waveforms and local seismograms.ScienceChinaEarthSciences, 56(7): 1177-1186.Xu J R, Zhao Z X. 2006. Regional characteristics of the lithospheric stress field and tectonic motions in China and its adjacent areas.GeologyinChina(in Chinese), 33(4): 782-792.

Xu J R, Zhao Z X, Ishikawa Y. 2008. Regional characteristics of crustal stress field and tectonic motions in and around Chinese mainland.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 51(3): 770-781, doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2008.03.018.

Xu X W, Chen G H, Yu G H, et al. 2013. Seismogenic structure of Lushan earthquake and its relationship with Wenchuan earthquake.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 20(3): 11-20.Xu X W, Wen X Z, Han Z J, et al. 2013. LushanMS7.0 earthquake: A blind reserve-fault event.Chin.Sci.Bull., 58(28-29): 3437-3443. Xu Y, Herrmann R B, Koper D K. 2010. Source parameters of regional small-to-moderate earthquakes in the Yunnan-Sichuan Region of China.Bull.Seismol.Soc.Am., 100(5B): 2518-2531.

Xu Y, Shao W L. 2013. Rupture details of the 20 April 2013 LushanM7.0 earthquake.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(10): 3396-3403, doi: 10.6038/cjg20131015.

Xu Y, Huang R Q, Li Z W, et al. 2009. S-wave velocity structure of the Longmen Shan and Wenchuan earthquake area.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(2): 329-338.

Yi G X, Long F, Zhang Z W. 2012. Spatial and temporal variation of focal mechanisms for aftershocks of the 2008MS8.0 Wenchuan earthquake.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 55(4): 1213-1227, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.04.017. Zeng X F, Luo Y, Han L B, et al. 2013. The LushanMS7.0 earthquake on 20 April 2013: A high-angle thrust event.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(4): 1418-1424, doi: 10.6038/cjg20130437.

Zhang G W, Lei J S. 2013. Relocations of Lushan, Sichuan strong earthquake (MS7.0) and its aftershocks.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(5): 1764-1771, doi: 10.6038/cjg20130534.

Zhang Y, Xu L S, Chen Y T. 2013. Rupture process of the Lushan 4. 20 earthquake and preliminary analysis on the disaster-causing mechanism.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(4): 1408-1411, doi: 10.6038/cjg20130435.

Zhang Y Q, Dong S W, Hou C T, et al. 2013. Seismogenic structure of the April 20, 2013, LushanMS7 earthquake in Sichuan.ActaGeologicaSinica, 87(3): 633-645. Zhao X, Huang Z B, Fang L H, et al. 2014. Kinematic characteristics of the source process of the Lushan, SichuanMS7.0 earthquake on 20 April 2013.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(2): 419-429, doi: 10.6038/ cj920140208.

Zheng Y, Ma H S, Lü J, et al. 2009. Source mechanism of strong aftershocks (MS≥5.6) of the 2008/05/12 Wenchuan earthquake and the implication for seismotectonics.ScienceinChina(SeriesD), 52(6): 739-753.

Zhou R J, Li Y, Su J R, et al. 2013. Seismogenic structure of LushanMW6.6 earthquake, Sichuan, China.JournalofChengduUniversityofTechnology(Science&TechnologyEdition) (in Chinese), 40(4): 364-370.

Zhu J S. 2008. The Wenchuan earthquake occurrence background in deep structure and dynamics of lithosphere.JournalofChengduUniversityofTechnology(Science&TechnologyEdition) (in Chinese), 35(4): 348-356.

Zhu J S, Cao J M, Cai X L, et al. 2002. High resolution surface wave tomography in East Asia and West Pacific marginal seas.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 45(5): 646-666.

Zhu J S, Zhao J M, Jiang X T, et al. 2012. Crustal flow beneath the eastern margin of the Tibetan plateau.Earthq.Sci., 25(5-6): 469-483.

附中文参考文献陈晨, 胥颐. 2013. 芦山MS7.0级地震余震序列重新定位及构造意义. 地球物理学报, 56(12): 4028-4036, doi: 10.6038/cjg20131208.

杜方, 龙锋, 阮祥等. 2013. 四川芦山7.0级地震及其与汶川8.0级地震的关系. 地球物理学报, 56(5): 1772-1783, doi: 10.6038/cjg20130535.

高原, 王琼, 赵博等. 2013. 龙门山断裂带中南段的一个破裂空段——芦山地震的震后效应. 中国科学: 地球科学, 43(6): 1038-1046.

李传友, 徐锡伟, 甘卫军等. 2013. 四川芦山MS7.0地震发震构造分析. 地震地质, 35(3): 671-683.

李勇, 周荣军, 赵国华等. 2013. 龙门山前缘的芦山地震与逆冲-滑脱褶皱作用. 成都理工大学学报(自然科学版), 40(4): 353-363.

林向东, 葛洪魁, 徐平等. 2013. 近场全波形反演: 芦山7.0级地震及余震矩张量解. 地球物理学报, 56(12): 4037-4047, doi: 10.6038/cjg20131209.

刘成利, 郑勇, 葛粲等. 2013. 2013年芦山7.0级地震的动态破裂过程. 中国科学: 地球科学, 43(6): 1020-1026.

刘杰, 易桂喜, 张致伟等. 2013. 2013年4月20日四川芦山M7.0级地震介绍. 地球物理学报, 56(4): 1404-1407, doi: 10.6038/cjg20130434.

刘启元, Kind R, 李顺成. 1996. 接收函数复谱比的最大或然性估计及非线性反演. 地球物理学报, 39(4): 500-511.

刘启元, 李昱, 陈九辉等. 2009. 汶川MS8.0地震: 地壳上地幔S波速度结构的初步研究. 地球物理学报, 52(2): 309-319.

罗艳, 倪四道, 曾祥方等. 2010. 汶川地震余震区东北端一个余震序列的地震学研究. 中国科学: 地球科学, 40(6): 677-687.

吕坚, 王晓山, 苏金蓉等. 2013. 芦山7.0级地震序列的震源位置与震源机制解特征. 地球物理学报, 56(5): 1753-1763, doi: 10.6038/cjg20130533.

石耀霖, 朱守彪. 2003. 中国大陆震源机制深度变化反映的地壳-地幔流变特征. 地球物理学报, 46(3): 359-365.

苏金蓉, 郑钰, 杨建思等. 2013. 2013年4月20日四川芦山M7.0级地震与余震精确定位及发震构造初探. 地球物理学报, 56(8): 2636-2644, doi: 10.6038/cjg20130813.

滕吉文, 皮娇龙, 杨辉等. 2014. 汶川—映秀MS8.0地震的发震断裂带和形成的深层动力学响应. 地球物理学报, 57(2): 392-403, doi: 10.6038/cjg20140206.

王卫民, 郝金来, 姚振兴. 2013. 2013年4月20日四川芦山地震震源破裂过程反演初步结果. 地球物理学报, 56(4): 1412-1417, doi: 10.6038/cjg20130436.

谢祖军, 金笔凯, 郑勇等. 2013. 近远震波形反演2013年芦山地震震源参数. 中国科学: 地球科学, 43(6): 1010-1019.

徐纪人, 赵志新. 2006. 中国岩石圈应力场与构造运动区域特征. 中国地质, 33(4): 782-792.

徐纪人, 赵志新, 石川有三. 2008. 中国大陆地壳应力场与构造运动区域特征研究. 地球物理学报, 51(3): 770-781, doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2008.03.018.

徐锡伟, 陈桂华, 于贵华等. 2013a. 芦山地震发震构造及其与汶川地震关系讨论. 地学前缘, 20(3): 11-20.

徐锡伟, 闻学泽, 韩竹军等. 2013b. 四川芦山7.0级强震: 一次典型的盲逆断层型地震. 科学通报, 58(20): 1887-1893.

徐彦, 邵文丽. 2013. 2013年4月20日四川芦山7.0级地震震源破裂特征. 地球物理学报, 56(10): 3396-3403, doi: 10.6038/cjg20131015.

胥颐, 黄润秋, 李志伟等. 2009. 龙门山构造带及汶川震源区的S波速度结构. 地球物理学报, 52(2): 329-338.

易桂喜, 龙锋, 张致伟. 2012. 汶川MS8.0地震余震震源机制时空分布特征. 地球物理学报, 55(4): 1213-1227, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.04.017.

曾祥方, 罗艳, 韩立波等. 2013. 2013年4月20日四川芦山MS7.0地震: 一个高角度逆冲地震. 地球物理学报, 56(4): 1418-1424, doi: 10.6038/cjg20130437.

张广伟, 雷建设. 2013. 四川芦山7.0级强震及其余震序列重定位. 地球物理学报, 56(5): 1764-1771, doi: 10.6038/cjg20130534.

张勇, 许力生, 陈运泰. 2013. 芦山4. 20地震破裂过程及其致灾特征初步分析. 地球物理学报, 56(4): 1408-1411, doi: 10.6038/cjg20130435.

赵旭, 黄志斌, 房立华等. 2014. 四川芦山MS7.0级强烈地震震源运动学特征. 地球物理学报, 57(2): 419-429, doi: 10.6038/ cj920140208.

郑勇, 马宏生, 吕坚等. 2009. 汶川地震强余震(MS≥5.6)的震源机制解及其与发震构造的关系. 中国科学: 地球科学, 39(4): 413-426.

周荣军, 李勇, 苏金蓉等. 2013. 四川芦山MW6.6级地震发震构造. 成都理工大学学报(自然科学版), 40(4): 364-370.

朱介寿. 2008. 汶川地震的岩石圈深部结构与动力学背景. 成都理工大学学报(自然科学版), 35(4): 348-356.

朱介寿, 曹家敏, 蔡学林等. 2002. 东亚及西太平洋边缘海高分辨率面波层析成像. 地球物理学报, 45(5): 646-666.

(本文编辑 汪海英)

Focal mechanism inversion based on regional model inverted from receiver function and its application to the Lushan earthquake sequence

YANG Yi-Hai1,2, LIANG Chun-Tao1,2*, SU Jin-Rong3

1StateKeyLab.ofGeohazardPreventionandGeoenviromentProtection,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China2KeyLab.ofEarthExplorationandInformationTechniqueofEducationMinistryofChina,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China3EarthquakeAdministrationofSichuanProvince,Chengdu610041,China

In this paper, we propose and test a focal mechanism inversion algorithm that uses receiver function inversion to obtain S-wave velocity of a regional model. Totally 74 focal mechanisms of the Lushan earthquake sequence have been determined by selecting high signal-to-noise ratio near field waveforms from the Sichuan Seismic Network. We analyze the focal mechanism solutions and depths to discuss the seismogenic structure and stress field. We use receiver function inversion to obtain the S-wave velocity structures of the crust and upper mantle beneath 26 stations, and then stack S velocity models beneath stations in one area to get the average model for corresponding area. The P-wave velocity is derived using the equationVp=1.732Vs, hereVsis the average S-wave velocity model.VpandVsconstitute the regional model used in moment tensor inversion. Comparing the results of different models or the original waveforms added with random noise with the original result, the inversion stability test shows a maximum depth error of 1km. Fault plane parameters are also at low level and reflect the same seismogenic type with the original result. The error from model is less than that from random noise.The focal mechanism solution shows the mainshock to be a nearly pure thrust with depth of 17km, andMWof 6.47; the two nodal planes′ parameters are: strike=213°, dip=51°, rake=98°; and strike=20°, dip=40°, rake=80°, respectively. The seismogenic structure is a thrust fault with a large dip angle, and may not be the basal slip plane of lower nappe structure. In statistics, 67 of 73 aftershocks withM≥3 that account for 92% of the total bear thrust fault types; 5 events are strike-slip, and one is normal faulting. Four of the five strike-slip type events are located in the northeast side of the source area. The depths of the Lushan earthquake sequence are between 12 and 20 kilometers, and the depths of aftershocks are gradually shallower from west to east along the profile of the short axis of the source area, showing a clear listric fault plane structure. We can infer that the Lushan earthquake sequence occurs mainly along a buried fault in the thrust nappe structure in the east of the Longmenshan piedmont fault. The dominant orientations of P-axis are consistent with the regional stress field and the southern segment of the Wenchuan earthquake source area, showing that the Lushan earthquake sequence is mainly controlled by the regional stress field, and the stress field does not change after the Wenchuan earthquake. P-axis plunges with depth distribution reflect a brittle upper crust and a low velocity layer in middle crust. The stable mean dip with depth distribution is about 55°. This is significantly different from the result of the southern segment of the Wenchuan earthquake source area, indicating the variation of the fault plane geometry between the two segments.

Lushan earthquake; Focal mechanism; Receiver function; Source depth; Full waveform inversion; Seismogenic structure

10.6038/cjg20151013.

Yang Y H, Liang C T, Su J R. 2015. Focal mechanism inversion based on regional model inverted from receiver function and its application to the Lushan earthquake sequence.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(10):3583-3600,doi:10.6038/cjg20151013.

国家自然科学基金(41340009，41374058，U1262206)，成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室自主课题基金，成都理工大学四川盆地及周边地震活动性研究创新团队联合资助.

杨宜海, 男，1988年生,博士研究生,主要研究方向为震源运动学与深部地球结构. E-mail: yangyh529@163.com

*通讯作者 梁春涛. E-mail:liangchuntao12@cdut.cn

10.6038/cjg20151013

P315

2014-09-22，2015-09-16收修定稿

杨宜海, 梁春涛, 苏金蓉. 2015. 用接收函数建立区域模型的震源机制反演及其在芦山地震序列研究中的应用.地球物理学报，58(10):3583-3600,