龙门山断裂带的分段性特征——来自密集震源机制解的约束

杨宜海, 张雪梅, 花茜, 苏利娜, 丰成君, 邱玉荣,梁春涛, 苏金蓉, 古云鹤, 金昭娣, 张媛媛, 关昕

1 陕西省地震局, 西安 710068 2 陕西西安地球深部构造野外科学观测研究站, 西安 710068 3 中国地震台网中心， 北京 100045 4 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081 5 地球勘探与信息技术教育部重点实验室(成都理工大学), 成都 610059 6 四川省地震局, 成都 610041

0 引言

龙门山断裂带地处青藏高原东缘与四川盆地的交汇地带，大致呈NE-SW向展布，长约500 km，宽约30～50 km，其北东端和南西端分别与秦岭断裂带和鲜水河断裂带斜交，主要由后山断裂、中央断裂、前山断裂和山前隐伏断裂等4条主干断裂及其控制的逆冲推覆体所组成(图1).4条主干断裂均具有第四纪活动性，且活动性向山前依次增强：其中后山断裂以中段茂汶—汶川段活动最强，中央断裂以中段北川—太平场段活动最强，前山断裂以南段大川—天全段活动最强(李传友等，2004；王振南等，2019).龙门山断裂带沿倾向和走向具有明显的分带性和分段性特征，目前沿倾向的分带性研究已取得基本共识，通常以4条主干断裂为界将龙门山断裂带自西向东分为5条构造带(如刘树根等，1995；金文正等，2007；李智武等，2008)，但是对沿走向的分段性特征研究仍存在明显差异(如陈国光等，2007；李智武等，2008；孟文等，2013).

地震震源机制解提供了断层几何形态及区域构造应力场的重要信息，此前许多学者根据震源机制解的空间分布对龙门山断裂带的分段性特征进行了研究.王勤彩等(2009)根据矩张量反演的汶川地震序列88个震源机制解的空间分布特征，将主破裂带自西南至东北划分为6段.易桂喜等(2012)根据CAP波形反演的312个4级以上汶川余震震源机制解，划分出理县NW向分支，同时以绵竹和平武为界，将余震密集区沿龙门山断裂带划分为南、中、北3段，揭示了余震震源机制的时空分布特征.Li等(2019)反演了2009—2016年龙门山断裂带391个M≥3.5地震震源机制解，并根据断层几何形态、构造应力场和地形证据，以北川为界将汶川余震区划分为西南段和东北段.Luo等(2019)反演了汶川余震序列中404个震源机制解，并将余震区分为7段探讨了地震类型和地震深度剖面的分段特征.

从目前的研究来看，不同学者对龙门山断裂带的分段结果仍存在明显差异，这主要是由于此前研究对龙门山断裂带的分段基本为定性分析而非定量划分.此外，目前利用震源机制解对龙门山断裂带的分段性研究中，大多数仅对汶川震源区或芦山震源区进行专门研究，而未能将二者进行综合分析.

汶川地震后近10年时间发生的大量地震很好地覆盖了龙门山断裂带绝大部分地区，仅留下南、北两端及汶川—芦山地震空区(Yang et al., 2017; 梁春涛等，2018; Liu et al., 2018; Wang et al., 2018a；刘小梅等，2019)三个未破裂段，为利用密集地震震源机制解研究龙门山断裂带的分段性特征提供了丰富资料(图1).本文搜集了四川区域地震台网记录的波形数据，采用全波形反演获取了龙门山断裂带密集的震源机制解.然后通过“滑动窗”扫描方法提取不同地震类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化曲线，据此对龙门山断裂带进行分段.根据反演的震源机制解，进一步采用阻尼线性反演技术求取龙门山断裂带高分辨率的构造应力场信息，并从地震类型、断面结构和构造应力场等角度探讨龙门山断裂带的分段性特征.

1 龙门山及邻区地质构造背景

龙门山主要由前寒武纪变质岩(700～800 Ma)和少量新元古代火成岩及志留纪-三叠纪海相沉积岩组成(Xu et al., 2008)，其东西两侧分别为四川盆地和松潘—甘孜褶皱系(图1).龙门山自北向南出露了一系列杂岩体(757～805 Ma)，包括南坝杂岩、彭灌杂岩、宝兴杂岩和康定杂岩(图1；Xu et al., 2008).龙门山东侧的四川盆地由前寒武纪基底和上覆的古生代-新生代完整地层组成(王二七等，2001；Xu et al., 2008)，其西侧的松潘—甘孜褶皱系被称为“地质百慕大”，主要由一套巨厚的三叠纪复理石沉积组成，分布在古特提斯海的东缘(许志琴，1992；王二七等，2001).

龙门山断裂带的形成与发展主要经历了印支期华南地块与华北地块拼合，以及喜马拉雅期印度板块与欧亚大陆板块碰撞两大地质事件.在印支期，华南地块自晚古生代向北漂移，最终于三叠纪与华北地块拼合，龙门山的薄皮推覆构造被认为可能是由华南地块顺时针旋转运动派生的挤压应力造成的，而其左旋走滑可能与松潘—甘孜褶皱带的NE-SW向缩短有关(王二七等，2001).此外，三叠纪华南地块与华北地块拼合导致了地块边缘地壳大规模N-S向缩短，由此造成了秦岭的抬升.王二七等(2001)根据碧口断块的岩性特征及其边界断层性质，推断碧口断块为秦岭蜂腰挤出的刚性构造外来体；而碧口断块向西逃逸，受到西侧若尔盖地块的阻挡，两者相向对挤形成了岷山隆起(张国伟等，2004).此前的测量资料显示，岷山隆起的隆升速率达21 mm·a-1，表明该隆起带仍处于快速隆升阶段(邓起东等，1994).

图1 龙门山断裂带及邻区的地质背景、活动断裂及地震分布图中白线和黑线分别表示龙门山断裂带和其他活动断裂. LRBF, 龙日坝断裂; MEKF, 马尔康断裂; MYLF, 米亚罗断裂; MJF, 岷江断裂; HYF, 虎牙断裂; EKLF, 东昆仑断裂. 圆点大小和颜色分别表示地震震级和地震发生时段(请参考图2). 地质背景据Sun等(2019)修改. 插图: 本文震源机制反演使用的地震台站分布图；不同颜色的台站采用杨宜海等(2015)建立的不同区域速度模型计算格林函数.Fig.1 Geological map with active faults and earthquake epicenters in the Longmenshan fault and its adjacent regionThe white and black lines indicate the Longmenshan fault and the other active faults, respectively. LRBF, Longriba fault; MEKF, Ma′erkang fault; MYLF, Miyaluo fault; MJF, Minjiang fault; HYF, Huya fault; EKLF, East Kunlun fault. The size and color of dot indicates the earthquake magnitude and the time range in which earthquake occurred (please refer to Fig. 2). The geological background is modified from Sun et al., 2019. Inset: seismic stations used in the moment tensor inversions in this study; seismic stations with different colors are corresponding to different regional velocity models that established by Yang et al., 2015.

在喜马拉雅期，青藏高原块体发生强烈的褶皱隆升，青藏高原范围内的特提斯洋彻底关闭，在高原块体的周缘发生了一系列褶皱推覆和走滑现象.青藏高原的隆升被认为是新生代以来全球最为壮观的地球动力学事件(滕吉文等，2019)，显著提升了龙门山的抬升速率(Xu et al., 2008).龙门山浅部成分遭受新的强烈挤压，早期初具规模的龙门山断裂带产生大幅度向东逆冲推覆，使推覆作用达到高峰(黄学猛和谢富仁，2009).晚第四纪以来，由于华南地块对高原内部向东运移物质的强烈阻挡作用，导致了龙门山断裂带NW侧约200km的龙日坝断裂带的形成，被认为显著分解了巴颜喀拉块体SE向运动(徐锡伟等，2008a).因此，现今青藏高原向SE方向侧向生长可能仅剩一小部分转化为龙门山断裂带的断层运动和垂直抬升作用.

2 震源机制解

2.1 数据处理与方法

根据国家地震科学数据共享中心(http:∥data.earthquake.cn)提供的地震目录，汶川地震发生后近10年时间(2008年5月至2018年12月)，龙门山断裂带共发生了2123个M≥3地震，图2给出了这些地震的M-t图.根据震级和频度特征，本文将汶川地震当天至芦山地震前的时间划分成4段，分别为T1a(2008-05-12—2008-08-31)、T1b(2008-09-01—2009-12-31)、T1c(2010-01-01—2011-12-31)和T1d(2012-01-01—2013-04-19)；将芦山地震以后划分成2个时段，分别为T2a(2013-04-20—2014-12-31)和T2b(2015-01-01—2018-12-31).

本文使用的波形数据来自四川区域地震台网，考虑到台站方位角分布和震中距范围(≤300 km)等因素，挑选了其中33个宽频带固定台站的波形记录(图1插图).数据处理时，对原始波形记录去均值、去趋势和去仪器响应，根据反方位角由ZNE坐标系旋转到ZRT坐标系，并对全部波形手动进行挑选，保留连续且信噪比较高的波形.

本文采用近震全波形反演震源机制解(Herrmann, 2013).当震源尺度远小于地震波长时，台站记录的地震图可表示为

(1)

其中G为格林函数，表示震源传播到接收点的弹性及滞弹性响应；m为矩张量：

(2)

其中m0为标量地震矩，由观测与理论波形振幅的最大值确定；φ、δ和λ分别表示断层的走向、倾角和滑动角.由于使用的台站地处青藏高原东缘及四川盆地，深部壳幔结构横向变化显著，因此本文将台站覆盖范围分为3个区域，不同区域的台站采用此前利用接收函数建立的不同区域速度模型计算格林函数(杨宜海等，2015).

反演时，对不同深度下走向、倾角和滑动角的所有变化范围进行网格搜索，通过求取基于上述公式合成的理论波形与实际观测波形的最佳拟合确定震源机制解.反演过程还包括以下处理：(1)根据不同震级对理论和观测波形采用不同频带滤波，其中，3≤M<4为0.02～0.1 Hz，4≤M<7为0.02～0.08 Hz，M≥7为0.01～0.05 Hz；(2)以0.25 s的采样间隔对理论和观测波形进行降采样，并截取P波初动前10 s至后120 s波形进行反演；(3)反演中对理论与观测波形进行时移以对齐波形，从而求取最大互相关系数；(4)每个地震均反演2次，初次反演后根据各分量理论与观测波形的拟合度，删除拟合度低于35%的分量后再次进行反演.图3给出了汶川地震两次早期余震(M3.5和M4.6)的理论与观测波形拟合图.

图2 本文使用地震的震级—时间图本文根据地震震级和频度特征，将汶川地震当天至芦山地震前的时间划分为T1a—T1d共4个时段，将芦山地震以后划分为T2a—T2b共2个时段.Fig.2 The M-t diagram of the earthquakes in this studyAccording to the characteristics of earthquake magnitudes and frequency of earthquake occurrence, the time range that spans from 2008-05-12, on which the Wenchuan earthquake occurred, to 2013-04-19, which is the day before Lushan earthquake occurred, is divided in to 4 time periods; and the time range that spans from 2013-04-20 to 2018-12-31 is divided into 2 time periods.

图3 2008年6月16日18时07分14秒M3.5地震(上图)和2008年5月12日17时03分10秒M4.6地震(下图)的波形拟合、参与反演的台站分布和震源机制深度拟合图图(a)和(d)中红线和黑线分别表示观测波形和理论波形，波形上方数字为两者的相关系数; 图(b)和(e)中五角星和三角形分别表示地震震中和台站; 图(c)和(f)所示的震源机制为不同深度下通过网格搜索获取的最佳解.Fig.3 Comparisons between observed and predicted waveforms, distributions of seismic stations used in the inversions and variations of focal mechanisms and waveform fittings with focal depths of the earthquakes occurred at 18∶07∶14 on 2008-06-16 (upper) and at 17∶03∶10 on 2008-05-12 (lower), respectivelyThe red and black lines in Figs. (a) and (d) indicate the observed and predicted waveforms, respectively. The numbers on the right above waveforms indicate cross-correlation coefficients. The stars and triangles in Figs. (b) and (e) indicate the epicenters and seismic stations, respectively. Focal mechanisms in Figs.(c) and (f) indicate the optimal solutions at different focal depths obtained from grid search method.

本文对反演的结果采用以下标准进行筛选：(1)理论与观测波形拟合良好；(2)拟合度随深度变化曲线仅有1个极大值；(3)震源机制类型随深度变化稳定，尤其是在最佳矩心深度附近的一定深度区间内；(4)参与反演的台站数不低于5个.

此外，为了直观、定量地显示地震类型，本文采用三角形图解法，根据震源机制解中的P轴、B轴和T轴倾伏角，利用方位球心投影，将球面几何坐标变换为三角形坐标(Frohlich, 1992; Palano et al., 2013)：

(3)

其中ψ=tan-1(sinδT/sinδP)-45°.在该方法中，一次地震的P轴、T轴和B轴的倾伏角大小，分别反映了该地震中正断分量、逆冲分量和走滑分量的大小.因而三角形的三个顶点分别对应纯走滑型、纯正断型和纯逆冲型，反之投影到三个顶点对边上的地震其走滑、正断和逆冲分量分别为0.

2.2 震源机制解的分段性特征

2.2.1 分段方法

利用全波形反演方法，本文共获取龙门山断裂带1495个M≥3地震震源机制解，如图4所示.附录A1给出了本文与此前易桂喜等(2012，2016)采用CAP方法反演的震源机制解的误差统计.参考Zoback(1992)世界应力图的分类方法，根据震源机制解的P轴、B轴和T轴倾伏角对获取的震源机制进行分类，结果显示：正断型地震136个，正走滑型79个，走滑型388个，逆冲型549个，逆走滑型124个和不确定型219个；逆冲型(37%)和走滑型(26%)地震占大多数.

为了利用密集震源机制解对龙门山断裂带进行分段，本文首先采用“滑动窗扫描”方法提取不同地震类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化曲线：利用一个固定宽度的窗口沿龙门山断裂带走向从震源区南端由南向北移动，通过对窗口内各地震类型的数量进行统计，提取不同地震类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化趋势(图4插图).测试表明，(1)滑动窗口内的数量变化主要反映窗口右端点的变化趋势；(2)当滑动窗的宽度≤模型分段长度时，扫描的变化曲线拐点与模型分段边界相吻合(附录A2).因此滑动窗的宽度既不能设置过大以致无法准确识别分段边界，也不能设置过小而造成样本数量不足无法体现统计规律.考虑这两方面因素，最终设定的滑动窗宽度为30 km，移动步长为1 km.由于反演的逆冲型和走滑型地震占大多数，因此主要根据这2种地震类型的变化趋势，将龙门山断裂带的震源区划分为9段，由南向北依次命名为S1—S9(图4).

2.2.2 理县断裂的震源机制

汶川地震发生后，位于龙门山断裂带中段的理县附近出现了一支呈NW-SE向分布的余震活动，其地震展布与米亚罗断裂走向接近，而明显偏离龙门山断裂带走向，地震类型为具有高倾角的左旋走滑型，被称为理县分支(易桂喜等，2012).在龙门山断裂带另一侧的相似位置，同样在汶川地震发生后，前山断裂与中央断裂之间新出现了一条小鱼洞断裂，野外地质调查表明该断裂的走向近NW向，垂直于龙门山NE向的主干断裂而平行于逆冲体的逆冲运动方向，是一条具有高角度断面、以左旋走滑作用为主的捩断层(李勇等，2009).理县分支的发震构造与小鱼洞断裂具有极其相似的特征，目前许多研究均认为理县分支的地震活动已延伸到小鱼洞断裂(如邓起东等，2011；Chang et al.，2012；李振月等，2019；Li et al.，2019)，因而揭示了一条新的活动断裂，本文将其称为理县断裂.

从米亚罗断裂至小鱼洞断裂所在的S3共挑选出188个节面走向近NW向的震源机制解，这些地震在平面呈条带状分布，长轴近NW-SE向，如图5所示.对节面参数的统计显示，断层倾角基本大于60°，显示出高倾角特征；滑动角基本分布在-30°～30°范围，表明具有较大的左旋走滑分量(图5a).地震类型三角形图解显示，地震类型以走滑型为主，且4次MW≥5地震均为走滑型(图5b).

以上分析表明，本文挑选的188个地震的发震断层性质与龙门山断裂带存在明显差异，而与理县断裂右端的小鱼洞断裂基本一致.这一方面为理县断裂的存在提供了依据，另一方面也表明理县断裂与小鱼洞断裂具有相似的断裂特征.因此，本文将这些地震认定为理县断裂的地震，并根据这些地震的平面展布特征，以及捩断层平行于块体逆冲方向的性质，推测了理县断裂的具体位置，如图5白色虚线所示.

2.2.3 地震类型的分段性特征

为了研究龙门山断裂带地震类型的分段性特征，将理县断裂的地震剔除后，分析了S1—S9的地震类型三角形图解，如图6所示.

图4 本文反演的1495个震源机制分布与龙门山断裂带分段边界不同颜色沙滩球表示参考Zoback(1992)根据P轴、B轴和T轴倾伏角分类的不同震源机制类型：NF，正断型；NS，正走滑型；TF，逆冲型；TS，逆走滑型；SS，走滑型；U，不确定型. 黑色虚线表示分段边界. 插图： 利用“滑动窗”扫描的不同震源机制类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化曲线；线条颜色表示震源机制类型，黑色虚线表示分段边界.Fig.4 1495 focal mechanisms inverted in this study and the segment boundaries of Longmenshan faultThe beach balls with different colors are corresponding to different faulting types based on the plunges of P-, B- and T-axes following Zoback (1992): NF, normal faulting; NS, normal with strike-slip faulting; TF, thrust faulting; TS, thrust with strike-slip faulting; SS, strike-slip faulting; U, undefined. The dashed black lines indicate segment boundaries. Inset: variation curves of the counts of different faulting types along the Longmenshan fault; the colors of lines indicate faulting types; the dashed black lines indicate segment boundaries.

图5 理县断裂的震源机制分布以及节面参数统计(a)和地震类型三角形图解(b)图(a)中白色虚线为推测的理县断裂位置. 图(b)中虚线将三角形划分为不同地震类型，圆点大小和颜色分别表示地震震级和地震发生的时段(请参考图6).Fig.5 Focal mechanisms, rose diagrams of fault planes (a) and ternary plots of focal mechanisms in the Lixian fault (b).The dashed white line in Fig.(a) is the inferred Lixian fault from this study. The dashed lines in Fig.(b) divide the earthquakes into different faulting types, and the sizes and colors of dots indicate the earthquake magnitude and the time range in which the earthquake occurred, respectively (please refer to Fig.6).

图6 龙门山断裂带9个分段的地震类型三角形图解Fig.6 Ternary plots of focal mechanisms in the 9 sections of Longmenshan fault

图7 龙门山断裂带9个分段及理县断裂的地震类型分时段统计不同颜色数字表示不同地震类型在某个时段的百分比.Fig.7 Statistics of faulting types of the 9 sections of Longmenshan fault and the Lixian fault in different time periodsThe numbers in different colors indicate the percentage of different faulting types in the certain time period.

图8 龙门山断裂带9个分段的节面走向、倾角和滑动角统计Fig.8 Statistics of the strikes, dips, rakes of fault planes in the 9 sections of Longmenshan fault

从图6可以看出，S1的地震类型简单清晰，以逆冲型(82%)占主导，大部分地震具有显著的逆冲分量，且3次MW≥5地震均接近纯逆冲性质.S2以逆冲型(37%)和走滑型地震(25%)为主，1次MW≥5地震为逆冲兼少量走滑型.由此可见，位于汶川—芦山地震空区两侧的S1和S2，在地震类型特征上存在明显差异.

S3的逆冲型地震比例(28%)略高于走滑型地震(23%)，但是明显低于南北两侧S2(37%)和S4(47%)的逆冲型地震比例，且走滑型地震比例(23%)远低于理县断裂(62%)，表明S3的地震类型与南北两侧及理县断裂均存在明显差异.此外，本文在S3共获取了154个震源机制解，略少于理县断裂，且S3无MW≥5地震，而理县断裂有4次，表明S3的地震活动强度远低于理县断裂.

S4—S7的地震优势类型为逆冲型，该类型在各段所占比例均接近50%，在9个分段中仅低于S1；然而走滑型地震比例均低于20%，在9个分段中仅高于S1.值得注意的是，S5是唯独没有MW≥5地震的一段.这可能是由于虎牙断裂向南延伸到该地区，导致该地区产生了复杂的构造变形，从而弱化了局部的构造应力场.这与地壳各向异性研究结果相一致：盆山边界或发育不同走向的活动断裂地区，存在地壳各向异性强度偏小的现象(杨妍等，2018；高见等，2020).

S8的走滑型地震比例最高(42%)，逆冲型地震次之(22%)，正断型地震仅占4%，且2次MW≥5地震均为走滑型；S9的走滑型地震比例(33%)有所下降，正断型地震比例(27%)大幅升高，逆冲型地震仅1次，5次MW≥5地震中3次为走滑型，正断型和不确定型各1次.同时注意到，S9的走滑型地震具有的走滑分量相对S8普遍较低(图6).由此可见，S8以走滑型地震为主，且走滑型地震比例在9个分段中最高；而S9以走滑型和正断型地震为主，走滑型地震比例及走滑型地震的走滑分量均低于S8.此外，虽然S9的地震数量在9个分段中最少，但MW≥5的强余震比例却是最高的.

本文还分析了各分段地震类型随时间的变化特征：(1)S3—S5和S7—S9的逆冲型地震比例从T1a到T1c分别呈升高和降低趋势(图7)，且S8—S9在T2b以来的地震基本为纯走滑型，与T2b之前的地震走滑分量有明显差异(图6)，这些可能反映了汶川地震后龙门山断裂带不同区域的差异性断层调整运动；(2)除S5外，S2—S9的汶川晚期余震中(T1c)走滑型地震比例均有所增大(图7)，这可能与沿断裂带走向普遍的应力补充和协调密切相关；(3)S2在芦山地震后(T2a-T2b)发生的4次地震均具有较大走滑分量，明显高于该段的总体走滑分量水平(图6)，可能表明芦山地震对S2造成了应力扰动，这与前人发现的芦山地震加速了汶川震源区地震波速度恢复的结论相吻合(Pei et al., 2019).

大规模的岩体逆冲过程可能还会导致岩体受重力作用发生正断调整运动(易桂喜等，2012).值得注意的是，汶川主震附近S2—S4和余震区远端S8—S9的正断型地震活动从T1a持续到T1c，而余震区中部S5—S7的正断型地震均发生在T1a—T1b(图7)，这表明汶川主震附近及余震区远端所经历的震后调整过程可能比余震区中部更长.此外，在同时段内S9的正断型地震比例普遍为其余各段正断型地震比例的2倍以上，并且考虑到S9发生的5级以上强余震比例高于其余各段，这说明余震区远端的S9可能具有更复杂、强度更高的震后调整过程.

2.2.4 断面结构的分段性特征

震源机制解提供了发震断裂的几何参数，因而对大量地震的节面参数进行统计，可以对断面结构进行约束.根据本文反演的震源机制解，剔除理县断裂的地震后，对节面参数作分段统计，如图8所示.

统计结果显示，S1—S4节面走向的优势方位基本呈近NE-SW向，与龙门山断裂带走向基本一致.S5的节面走向具有NE-SW和NNW-SSE两个优势方位，而S6的节面走向主要呈NNW-SSE向，表明S5—S6存在明显不同于龙门山断裂带的节面走向.S7节面走向的优势方位与龙门山断裂带走向基本一致.S8—S9的节面走向比较发散，地震重定位结果显示，汶川余震区北端的地震活动已穿过青川—平武断裂且分叉为沿龙门山断裂带走向和向西偏离龙门山断裂带走向的两支地震活动，且后者具有更强的地震活动性(邓起东等，2011；Zhao et al., 2011)，因此S8—S9的节面走向变化表明汶川地震后该地区存在不同走向的隐伏断裂活动.

滑动角分布显示，由南向北从S1到S3逆冲分量逐渐减小而走滑分量逐渐增大，与地震优势类型的变化趋势一致(图6)，S4—S7具有明显的逆冲分量，而S8—S9具有较大的走滑分量，且S9存在明显的正断分量，与地震类型特征相吻合(图6).断面倾角统计显示，具有明显逆冲分量的分段，如S1和S4，断面倾角主要分布在50°～70°；而具有明显走滑分量的分段，如S8和S9，断面倾角基本在60°以上，反映了高倾角断层更有利于走滑运动.汶川余震带在S8—S9一带宽度收缩变窄(邓起东等，2011)，与断面倾角增大相吻合.

此外本文还注意到，S5和S6均具有NNW-SSE的节面优势方向，断面倾角基本分布在30°～70°，且这些地区的地震以逆冲型为主以及具有较大逆冲分量(图6和图8).NNW向展布的虎牙断裂构成了岷山隆起的东边界，其北段倾角为40°～80°，向北可能隐伏延伸与东昆仑断裂相接，而南段倾角为30°～70°(任俊杰等，2017；季灵运等，2017; Han et al., 2018).历史地震震源机制解显示，虎牙断裂由北向南左旋走滑分量减小而逆冲分量增大(Jones et al., 1984; 杨宜海等，2017；易桂喜等，2017；梁姗姗等，2018).因此结合节面参数统计本文推测，汶川地震引发了虎牙断裂南端的地震活动，S5—S6的逆冲型地震主要发生在虎牙断裂南端.

2.2.5P、T轴的分段性特征

震源机制解还提供了地球内部构造应力场的重要信息，其P轴和T轴反映了地震前后震源区应力状态的变化，是实际应力减去流体静压力后得到的偏应力，分别与最大/最小主压应力轴成一定角度.如果对一个地区许多地震的P轴和T轴方向作统计平均，则有可能获得该地区的构造应力方向(陈运泰和顾浩鼎，2012).

图9给出了各分段P轴和T轴的下半球赤平投影图.总体上各分段P轴和T轴分别呈低倾角和高倾角特征，但应力方向呈现复杂变化.S1的P轴和T轴分布简单清晰，优势方位分别垂直和平行于山前隐伏断裂的走向，反映了典型的逆断层应力特征.S2—S4的P轴和T轴总体上与S1的特征相似，但分布相对离散.S5的P轴方位非常离散，S6的P轴和T轴优势方位分别近平行和垂直于龙门山断裂带走向，而S7的P轴总体近垂直于龙门山断裂带走向.S8—S9的P轴优势方位均与龙门山断裂带走向呈小角度斜交，而T轴分布比较离散.理县断裂的P轴和T轴均具有低倾角特征，其中P轴与断裂走向呈小角度斜交，反映了左旋走滑断层的应力特征.

3 构造应力场

3.1 方法

利用震源机制反演应力张量可分为力轴张量法和滑动方向拟合法，前者通过把地震释放的矩张量叠加求取应力张量(如盛书中等，2013)，而后者通过拟合最大剪应力方向与断层滑动方向以求取应力张量(如Gephart and Forsyth, 1984; Wan et al., 2016；李振月等，2020; Sheng and Meng, 2020).

Hardebeck和Michael(2006)提出了一种基于阻尼线性反演的滑动方向拟合方法，近年来已经被广泛应用到区域构造应力场的研究中(如Lin et al., 2017; Yang et al., 2017; 杨佳佳等，2018；Li et al., 2019; Luo et al., 2019).该方法假定每个网格内的应力是均匀的，相邻网格之间的应力不存在显著变化，且断层的滑动方向与断层面上的剪切应力方向一致.具体处理时，首先将研究区域划分为相同大小的多个网格，然后把所有震源机制解分配到最近的网格内.该方法采用阻尼最小二乘求解区域尺度的应力模型，反演问题由下式给出：

(4)

其中G为断层法向量导出的矩阵；D为多个单位矩阵构成的阻尼矩阵，用以最小化相邻网格应力张量的差异；m为应力张量矩阵；d为滑动矢量各分量构成的矩阵；e为标量阻尼系数，在最小化过程中控制数据残差与模型长度的相对权重.反演的不确定性通过对全部数据的bootstrap方法估算(Michael, 1987).

图9 龙门山断裂带9个分段及理县断裂P轴和T轴的赤平投影图图中红色和蓝色圆点分别表示P轴和T轴投影.Fig.9 Stereomaps of P and T axes in the 9 sections of Longmenshan fault and the Lixian faultThe red and blue dots indicate the projections of P and T axes, respectively.

利用震源机制解反演的应力张量矩阵，可以计算三个主应力的方向和相对大小，基于此可以求得反映相对应力大小的应力形因子(R值，Gephart and Forsyth, 1984)：

(5)

其中S1，S2和S3分别为最大(σ1)、中间(σ2)和最小(σ3)主压应力值.R值的范围为0～1：当R=0时，σ3明确，σ2与σ1状态一致，处于双轴压缩状态，且σ2和σ1在与σ3垂直的平面内自由旋转；当R=0.5时，σ1和σ3明确；当R=1时，σ1明确，σ2与σ3状态一致，处于双轴拉张状态，且σ2和σ3在与σ1垂直的平面内自由旋转.通常的构造应力场研究往往对应力方向比较关注，实际上断层面破裂的可能情况不仅与应力主轴的空间方位有关，而且与三个主轴间的相对大小有关，因此R值在构造应力场分析中也具有非常重要的作用(万永革等，2011；万永革，2015).

在本研究中，设置的网格大小为0.1°×0.1°，网格内震源机制解的最小个数为5个，bootstrap抽样次数为2000次，置信度为95%.图10给出了划分的各网格震源机制解的个数，其中近一半网格包含10个以上的震源机制解.图11展示了反演过程中根据给定的离散阻尼系数计算数据拟合误差和模型长度间相关性来选取最优阻尼参数的过程，如图所示本研究反演选取的最佳阻尼系数为1.1.

图10 本文反演的震源机制解按0.1°×0.1°划分的网格分布图中网格颜色表示网格内的震源机制解个数.Fig.10 The grid distributions of 0.1°×0.1° spacing divided by determined focal mechanism solutionsThe color in each grid indicates the number of focal mechanisms assigned to the grid.

图11 阻尼线性反演中数据拟合误差和模型长度的折中曲线图中圆圈表示不同阻尼系数下计算的结果. 十字表示最佳阻尼系数，上方数字为最佳阻尼值.Fig.11 The trade-off curve between data misfit and model lengthThe circle indicates the result corresponding to each damping parameter. The number indicates the optimal value of damping parameter marked by the cross.

大震后震源区的应力场既可能受控于统一的应力场作用(Polat et al., 2002)，也可能变的不均匀(Hardebeck et al., 1998).盛书中和万永革(2012)利用汶川地震的余震震源机制解反演得到的应力场计算出主震理论震源机制解与实际主震震源机制解一致，说明震后应力场与震前应力场是相似的.此外，Yang等(2018)通过对2008年9月前后(汶川地震序列中6级以上强余震全部发生2008年9月之前)龙门山断裂带的构造应力场对比发现，最大主压应力只在极个别网格发生了变化，不影响区域尺度的应力场分析.因此，本文在研究构造应力场时忽略了主震的影响，采用全部震源机制解反演了龙门山断裂带的构造应力场.

3.2 构造应力场的分段性特征

3.2.1 反演结果

图12给出了利用各分段的震源机制解反演的构造应力场.从图中可以看出，由南向北从S1到S3，σ1方向呈连续逆时针旋转；而σ1方向从S5和S8向南北两侧均分别呈现顺时针和逆时针旋转.S1、S5—S7的R值约为0.5左右，表明三个主应力轴方向明确，应力环境简单清晰；S2—S4的R值均大于0.8，表明σ1方向明确而σ2和σ3在垂直σ1的平面内旋转，这些地区以NWW-SEE或E-W向的近水平挤压作用为主导；而S9的R值仅为0.22，表明σ3方向较明确而σ1和σ2在垂直σ3的平面内旋转，该地区以近N-S向的近水平拉张作用为主导；S8的R值为0.72，与两侧的S7和S9均存在较大差异，反映了S7—S9一带复杂的应力状态变化.值得注意的是，理县断裂的构造应力场与S3存在较大差异.综上所述，龙门山断裂带的构造应力场存在明显的分段性特征，总体上S2—S4以NWW-SEE向的近水平挤压作用为主导，其南北两侧S1和S5—S7的三个主应力轴基本处于稳定状态，S8和S9则分别受NWW-SEE向的近水平挤压和N-S向的近似水平拉张作用控制.

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图13给出了反演的0.1°×0.1°构造应力场，为了更直观展示R值分布，对反演的各网格R值采用张力样条函数进行插值成像，张力因子设为0，取最小曲率解.从图中可以看出，σ1在绝大部分地区的倾伏角较低(<30°)，在S9和四川盆地的部分网格倾伏角在30°以上，体现了以近水平的挤压作用为主.与σ1倾伏角特征截然相反，σ3倾伏角在绝大部分地区大于60°，在S9和四川盆地的部分网格网格倾伏角较低，总体上呈高角度的拉张作用.由此可见，σ1和σ3的倾伏角分布反映了龙门山断裂带以逆冲为主的断层运动特征.

从应力方向而言，σ1和σ3方向呈现明显的横向变化，且与震源机制划分的分段边界吻合较好.其中σ1和σ3在S1呈NWW-SEE和NNE-SSW向，分别垂直和平行于山前隐伏断裂的走向，符合逆断层的应力特征.S2的σ1和σ3出现小幅逆时针旋转，两者分别与龙门山断裂带走向呈高角度和小角度斜交，反映了逆冲兼少量右旋走滑的断层运动.S3的σ1为NEE-SWW至近E-W向，σ3为NWW-SEE至近N-S向，与龙门山断裂带和理县断裂均以一定角度斜交，反映两者分别具有右旋和左旋走滑的断层运动.

S4—S6各段σ1分别呈NWW-SEE、近E-W和NEE-SWW向，在S5的部分地区还呈NEE-SWW向.由此可见，σ1从S5向南北两侧分别具有顺时针和逆时针旋转特征.此外，虎牙断裂南端两侧的σ1和σ3与虎牙断裂走向分别为近似垂直和小角度斜交关系，符合逆断层的应力特征.因此，构造应力场结果支持汶川地震引起了虎牙断裂南端逆冲型地震活动的推测(2.2.4节).

图12 本文分段反演的龙门山断裂带的构造应力场图中红色、绿色和蓝色圆点分别表示95%置信度下σ1、σ2和σ3的不确定范围，白色加号表示主应力轴的最优解.Fig.12 Tectonic stress filed of Longmenshan fault inverted by segmentsThe red, green and blue dots indicate the confidence ranges of σ1,σ2 and σ3 with confidence level of 95%, and the white crosses indicate the optimal solutions for principal stress axes.

图13 本文0.1°×0.1°网格反演的龙门山断裂带的构造应力场和汶川地震地表破裂带(据Xu et al., 2009)图中黑色和白色短棒分别表示最大和最小主压应力. 短棒的方向和长度分别表示应力的方向和倾伏角. 网格颜色表示R值. 红色线条表示汶川地震地表破裂带.Fig.13 Distribution of the inverted tectonic stress filed of Longmenshan fault with grid spacing of 0.1°×0.1° and the surface ruptures caused by the 2008 Wenchuan earthquake (after Xu et al., 2009)The black and white short bars indicate the maximum and minimum compressive stresses, respectively. The direction and length of short bar indicate the direction and plunge of the stress, respectively. The grid colors show the stress shape ratio. The red lines indicate the surface ruptures.

图14 龙门山断裂带及邻区的最大主应变率、最大主压应力与16 km深度的S波速度分布图中最大主应变率由GPS数据(Zhang et al., 2004)利用SSPX程序(Cardozo and Allmendinger, 2009)计算得到，龙门山断裂带邻区的构造应力场来自Yang等(2018)，S波速度来自Wang等(2015).Fig.14 The maximum principal strain rate, maximum compressive stresses and S-wave velocities in the 16 km depth in the Longmenshan fault and its adjacent regionThe maximum principal strain rate is calculated from SSPX program (Cardozo and Allmendinger, 2009) using GPS observation data (Zhang et al., 2004). Tectonic stress field in the adjacent region of Longmenshan fault is after Yang et al., 2018, and S-wave velocity is after Wang et al., 2015.

图15 龙门山断裂带及邻区的二维及三维现代构造应力场模型Fig.15 The two- and three- dimensional models of present-day tectonic stress field in the Longmenshan fault and its adjacent region

S7—S9各段σ1分别呈NNW-SSE、NWW-SEE和近E-W向，其中S8—S9的σ1与龙门山断裂带走向呈小角度斜交，与该地区以走滑型地震为主相吻合(图6)；而S9的σ1具有较高的应力倾角，因此S9的走滑分量明显小于S8(图6).考虑到S8和S9分别还具有数量可观的逆冲型(22%)和正断型地震(27%)，而这些地区σ1与龙门山断裂带走向均为小角度斜交，由此推测S8—S9存在走向近N-S向、明显偏离龙门山断裂带走向的隐伏断裂，这与前文对断面结构的分析结果一致(2.2.4节).此外，与S5类似，σ1从S8向南北两侧分别具有顺时针和逆时针旋转特征.

从R值成像结果来看，各分段R值的总体特征与分段反演结果基本一致(图12)，但在部分分段，如S5—S7，R值沿断裂带倾向发生明显变化，且大致以中央断裂为界，表明龙门山断裂带的应力状态还存在局部的分带性特征.

3.2.2 构造应力场与同震地表破裂的关系

结合本文构造应力场结果可以发现：在以逆冲推覆/挤压破裂为主的地区，σ1与断裂带走向垂直或高角度斜交，而σ3与断裂带走向近似平行，符合逆断层的应力特征；而在以走滑破裂为主的地区，σ1和σ3与断裂带走向均呈一定角度斜交，符合走滑断层的应力特征(图13).由此可见，本文获取的构造应力场所反映的断层应力特征与地震地表破裂的力学性质具有很好的一致性，汶川地震地表破裂主要受区域构造应力场的控制.

3.2.3 龙门山断裂带的现代动力学特征

利用GPS观测资料计算的最大主应变率发现，川西高原的最大主应变率由南向北逐渐减小，且方向由NWW-SEE向逆时针旋转为近E-W向，表明川西高原朝SE方向变形速率逐渐减小，因此在川西高原内部形成了一系列左旋走滑断裂，如马尔康断裂和米亚罗断裂(图14).根据川西高原的σ1分布，结合前人研究结果(王晓山等, 2015; Han et al., 2019)发现，川西高原的σ1方向由南向北亦呈逆时针旋转分布，由NWW-SEE向旋转为近E-W向(图14).由此可以看出，川西高原σ1方向与最大主应变方向具有很好的一致性，表明地表和上地壳为耦合变形，主要受到印度板块对欧亚大陆板块的挤压碰撞作用.川西高原逆时针旋转导致龙门山断裂带的构造应力场产生了复杂响应，图15给出了龙门山断裂带及邻区的二维及三维现代构造应力场模型，主要有以下四点特征：

(1)σ1以垂直和高角度斜交方向分别对S1和S2的断裂带进行挤压，必然导致位于两者之间的汶川—芦山地震空区受到沿断层的拉张分量作用.地震层析成像及接收函数成像均发现汶川—芦山地震空区呈明显的低速异常(图14；Pei et al., 2014; Wang et al., 2015; Liu et al., 2018)，因此可以推测横向拉张作用造成了地震空区的地壳撕裂和地幔物质上涌(图15)，形变以塑性变形为主而难以积累形成大地震(梁春涛等，2018).

(2)米亚罗断裂南北两侧分别以NWW-SEE向和近E-W向对龙门山断裂带进行挤压，导致龙门山断裂带的相应位置具有不同的逆冲分量(缩短量)，且南侧大于北侧(李振月等，2019)，因此在S3形成了具有左旋走滑性质的理县断裂，其本质是挤压逆冲构造带中调节两侧具有不同缩短量的捩断裂(邓起东等，2011).

(3)近E-W向挤压作用受到岷山隆起阻挡后，σ1方向在虎牙断裂北段旋转为NWW-SEE向，而在虎牙断裂南端旋转为与断裂走向近垂直的NEE-SWW向，因此造成虎牙断裂南端大量的逆冲型地震，同时该方向的σ1也会分别对龙门山断裂带和碧口地块施加近NE-SW向挤压作用和右旋走滑作用(图15).

(4)S8主要受到来自虎牙断裂北段NWW-SEE向挤压控制，该挤压作用同时造成σ1在S8两侧的S7和S9分别出现顺时针和逆时针旋转.由于碧口地块和S8—S9的σ1存在显著差异，导致S8—S9产生了NNE-SSW向展布的隐伏活动断裂(图15).尽管该断裂与理县断裂类似，并未出露到地表，但是从汶川余震序列的重定位结果来看(邓起东等, 2011；Zhao et al., 2011)，该断裂已成为S8—S9一带的主要活动断裂.

此外还需指出：(1)汶川余震序列重定位及龙门山最新地震活动特征研究均显示，位于理县断裂、虎牙断裂南端和S8—S9的隐伏活动断裂附近的地震活动普遍具有更浅的震源深度(黄媛等，2008；Zhao et al.，2011；刘小梅等，2019)，为这三条断裂的存在及参与龙门山的地震活动提供了一定依据.(2)现代构造应力场研究普遍发现，龙门山断裂带的局部地区存在上地壳与中下地壳的应力解耦(如Yang et al., 2017; 丰成君等，2018；Luo et al., 2019; Feng et al., 2020)，为上地壳发生撕裂导致龙门山杂岩体出露地表的推测提供了动力来源.然而据Zhou等(2002)报道，多种分析研究表明，龙门山杂岩体出露地表的时间可能介于210～110 Ma；此外黄学猛和谢富仁(2009)认为，喜马拉雅期龙门山断裂带的大面积抬升和大规模推覆作用，导致推覆体上隆而受到剥蚀，从而使得基底杂岩得以暴露于地表.因此，仅仅根据现代构造应力场信息难以确定龙门山基底杂岩出露地表的机制.

3.2.4 构造应力场与龙门山的隆升机制

国内外学者对于青藏高原隆升扩展机制的探讨提出了许多模型，包括侧向逃逸(如Tapponnier et al., 1982)和下地壳流(如Clark and Royden, 2000)两个端元模型.前者认为形变主要集中在块体边界的活动断裂上；而后者认为形变广泛发生在块体内部，粘性物质在中下地壳聚集增厚，导致上地壳发生明显抬升.龙门山位于青藏高原隆升扩展的前沿地带，准确理解其隆升机制有助于提升对青藏高原隆升扩展机制的认识.

根据本文结果，σ1方向在整个龙门山断裂带存在广泛的横向变化，且σ1倾伏角基本在30°以内，表明龙门山断裂带的上地壳主要受近水平的挤压应力控制(图13).在下地壳流模型中，上地壳在中下地壳粘性物质的作用下发生大幅的垂向抬升而非横向移动(Hubbard and Shaw, 2009)，据此可知，上地壳构造应力场不会发生明显的横向变化.此外，如果下地壳流在龙门山下方聚集增厚而导致上地壳明显的垂直抬升，从而造成龙门山整体抬升，那么上地壳应该受到高倾角的挤压应力作用.然而本文结果与以上两点推测相矛盾，因此从构造应力场的角度而言，本文结果不支持下地壳流模型.

根据GPS和GRACE数据获取的地壳垂直形变场发现，龙门山南段现今的垂直抬升速率是北段的数倍(Pan et al., 2018).从地形地貌而言，龙门山南段具有青藏高原周边最陡峭的地形梯度，向北龙门山与四川盆地的分界逐渐模糊.这些明显差异与σ1的方向变化相吻合：龙门山南段σ1与断裂带走向垂直或高角度斜交，而龙门山北段σ1与断裂带走向基本为小角度斜交.由此我们推测龙门山的隆升与上地壳构造应力场密切相关，或者说，主要受上地壳构造应力场的控制：龙门山断裂带S1—S4的NWW-SEE向挤压作用导致上地壳缩短增厚，从而造成该地区现今仍在以较快速率抬升；从S5向北由于构造应力场逐渐转变为NEE-SWW、近E-W向挤压作用或近N-S向拉张作用，因此这些地区的地表抬升速率明显减弱.

4 讨论

除引言所介绍的震源机制研究，不少学者还从地质构造、地层发育特征、地应力及各向异性等方面开展了研究.如陈国光等(2007)根据地貌、地质构造、布格重力异常和地震活动等资料对龙门山断裂带第四纪活动分段进行了研究，以虎牙断裂和擂东断裂将龙门山断裂带划分为东北段和西南段；李智武等(2008)从基底、地层发育特征及演化历史等方面以北川—安县和卧龙—怀远将龙门山断裂带分为北段、中段和南段；孟文等(2013)根据地应力资料提出以区段分界的观点，以茂县—北川区段和大邑—映秀区段为界将龙门山断裂带划分为北段、中段和南段，且中段起承接转换的作用；近震S波分裂研究根据快波优势偏振方向特征，以安县和芦山地震为界将龙门山断裂带划分为北端、北东段、西南段、以及芦山地震以南四个区(石玉涛等，2013；高原等,2013,2018).

本文通过分析不同地震类型随走向的变化趋势对龙门山断裂带进行分段，并从地震类型、断面结构和构造应力场等角度探讨龙门山断裂带的分段性特征.根据此前大量地震定位结果及本文震源机制解(如黄媛等，2008；Zhao et al.，2011；刘小梅等，2019)，龙门山断裂带的地震主要分布在10～20 km深度范围，因此本文震源机制解主要反映的是这一深度范围的断面结构和构造应力场等信息.实际上从图14可以看出，在本文划分的大部分边界上，龙门山断裂带的上地壳S波速度均出现明显变化.

但是需要指出，龙门山断裂带的形成与发展经历了印支期和喜马拉雅期两大地质构造运动时期，其构造演化过程非常复杂，且震源机制资料反映的是断面结构和现代构造应力场信息，本文的划分结果必然难以与地形地貌、深部物质组成或动力过程等完全对应.此外，由于本文利用震源机制解研究龙门山断裂带的分段性特征，因此研究范围受限于龙门山断裂带的地震分布.在龙门山断裂带NE端、SW端以及汶川—芦山地震空区等地震活动极弱的地区，由于无法获得足够数量的震源机制解，因此无法从震源机制解的角度判断这些区域与本文划分的9个分段间的关系.

5 结论

利用汶川地震后近10年的地震波形数据反演了龙门山断裂带的密集震源机制解及高分辨率构造应力场.通过分析不同地震类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化趋势，将龙门山断裂带的密集震源区划分为9段，从地震类型、断面结构和构造应力场等角度的分段性特征研究主要取得以下几点认识和结论：

(1)地震类型存在明显的分段性特征.其中S1的逆冲型地震比例最高，S8的走滑型地震比例最高，S9的正断型地震比例最高.汶川地震后龙门山断裂带可能存在差异性断层调整运动，且余震晚期沿断裂带走向普遍存在应力的补充和协调，芦山地震的发生可能还对S2造成了应力扰动.汶川主震附近及余震区远端经历了更长的震后调整过程，且余震区远端S9具有更复杂、强度更高的震后调整过程.

(2)断面结构存在明显的分段性特征.断面结构揭示汶川主震附近和余震区远端的隐伏断裂，以及虎牙断裂南端参与了汶川余震活动.断面倾角与走滑分量具有较好的一致性，在具有明显逆冲分量的分段断面倾角主要分布在50°～70°，而在具有明显走滑分量的分段断面倾角基本在60°以上，且断面倾角增大与汶川余震带宽度收缩变窄相吻合.

(3)龙门山断裂带的应力环境非常复杂.σ1方向的分段性差异导致了汶川—芦山地震空区的地壳撕裂和地幔物质上涌、汶川主震附近和余震区远端的隐伏断裂活动以及虎牙断裂南端的大量逆冲型地震.结合构造应力场与大地测量资料认为，龙门山的隆升主要是受构造应力场作用下的上地壳缩短增厚所致.

致谢中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心(doi: 10.11998/SeisDmc/SN)和四川地震台网为本研究提供了地震波形数据，震源机制反演程序来自CPS程序包(Herrmann, 2013)，应力张量反演程序来自MSATSI程序包(Martínez-Garzón, et al., 2014)，四川省地震局易桂喜研究员提供了汶川和芦山地震序列震源机制解，意大利国家地球物理与火山研究所Mimmo Palano研究员提供了震源机制三角形图解的绘图代码，防灾科技学院万永革教授和东华理工大学盛书中副教授在本文写作过程中给予了多次指导，中国地质科学院地球深部探测中心孙玉军研究员、雅砻江流域水电开发有限公司柳存喜工程师、中国地震局地球物理研究所李佳威博士和成都理工大学王亮博士提供了帮助，文中大部分图件采用GMT绘制(Wessel and Smith, 1995)，两位审稿人对本文提出了宝贵意见，作者在此深表谢意！

附录A1

搜集了易桂喜等(2012，2016)采用CAP方法反演的震源机制解(与本文相同事件321个)，并统计了与本文的震源机制解各参数的误差，如图A1所示.从图中可以看出，走向、倾角和滑动角差异主要分布在20°以内；主压应力轴(P轴)方位角和倾伏角的差异主要在15°和10°以内；主张应力轴(T轴)方位角和倾伏角的差异主要20°以内；矩心深度差异主要分布在-10～2 km范围，其中大多数差异为-4～-1 km；矩震级差异范围为-0.25～0.1，主要差异为-0.1～0.总体而言，两者对相同事件的反演结果基本接近.

图A1 本文与易桂喜等(2012，2016)反演的相同震源机制解误差统计图Fig.A1 Statistical figure of the differences of focal mechanisms determined by Yi et al., (2012,2016) and this study

附录A2

给定一个模型：在30 km的长度上，某类型震源机制的数量呈分段性分布，如图A2a所示.然后假定该模型的分段性未知，采用不同宽度(1～5 km)的滑动窗，使其右端点从0 km处以1 km的滑动步长向距离增大的方向进行滑动扫描.以滑动窗右端点为横轴，以该位置下窗口内震源机制数量为纵轴，作出震源机制数量随距离的变化曲线，如图A2b所示.从图中可以看出，滑动窗的宽度≤模型的分段宽度时，震源机制数量发生明显变化时(即变化曲线向上或向下突然弯曲)滑动窗右端点的位置与模型的分段边界吻合一致.

图A2 假定的模型(a)与采用不同宽度的滑动窗扫描的震源机制数量随距离的变化曲线(b)图中虚线表示模型的分段边界. 图b中从下至上5条曲线分别对应窗口宽度为1～5 km的滑动窗扫描结果.Fig.A2 The given model (a) and the curves of the counts of focal mechanism with distance by the slide windows of different widths (b)The dashed lines indicate the segment boundaries of the given model. The 5 curves from bottom to top in fig.b are corresponding to the results of slide windows with the width of 1～5 km, respectively.