用接收函數建立區域模型的震源機制反演及其在蘆山地震序列研究中的應用

楊宜海, 梁春濤*, 蘇金蓉

1 成都理工大學地質災害防治與地質環境保護國家重點實驗室, 成都 610059 2 成都理工大學地球探測與信息技術教育部重點實驗室, 成都 610059 3 四川省地震局, 成都 610041

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用接收函數建立區域模型的震源機制反演及其在蘆山地震序列研究中的應用

楊宜海1,2, 梁春濤1,2*, 蘇金蓉3

1 成都理工大學地質災害防治與地質環境保護國家重點實驗室, 成都 610059 2 成都理工大學地球探測與信息技術教育部重點實驗室, 成都 610059 3 四川省地震局, 成都 610041

本文提出并試驗了一種基于接收函數建立區域模型進行震源機制反演的方法.選取四川地震臺網記錄的M≥3且信噪比高的近震波形資料,反演得到了蘆山地震序列中74個地震的震源機制.通過對震源深度和震源機制的綜合分析,探討了蘆山地震的發震構造和區域應力場狀態.采用接收函數方法反演獲取了26個臺站下方的S波速度結構,對不同區域的臺站反演結果進行疊加平均,以此區域平均S波速度作為本文震源機制反演使用的區域模型的S波速度;區域模型的P波速度由經驗公式給出.反演穩定性測試表明,使用不同模型或對原始波形記錄加入隨機噪聲的反演結果與原始反演相比,震源深度最大誤差為1 km,斷層面各參數誤差水平也很低,且顯示的發震類型是一致的,其中隨機噪聲帶來的誤差小于模型帶來的誤差.主震反演得到的震源機制解為:震源深度17 km，矩震級6.47;節面Ⅰ走向213°,傾角51°,滑動角98°;節面Ⅱ走向20°,傾角40°,滑動角80°;顯示蘆山主震可視為純逆沖型地震,發震構造可能是某個具有較大傾角的逆沖斷層,而不是低緩的推覆構造的基底滑脫面.同時本文反演獲取的73個M≥3余震的震源機制絕大多數也顯示了類似的發震類型,逆沖型地震為67個,占92%,具有絕對優勢;走滑型地震為5個,正斷型地震為1個.其中5個走滑型地震中的4個均分布在震源區的東北端.整個蘆山地震序列深度集中在12～20 km,且沿震源區短軸的余震深度剖面有自西向東呈逐步變淺的趨勢,呈現清晰的鏟形斷面結構,結合本地地質構造,可以推斷蘆山地震序列主要發生在龍門山前山斷裂以東的逆沖推覆體內的一個隱伏斷裂上.P軸方位角優勢方位與區域應力場及汶川震源區南段的相一致,表明蘆山序列地震活動主要受區域應力場控制,且汶川震后該區應該不存在應力場變化.P軸仰角隨深度分布則顯示了孕震層在淺部為脆性上地殼,而深部已經進入了中地殼低速層.斷層面的幾何形態簡單,傾角均值在不同深度保持穩定在55°左右,與主震傾角接近,這與汶川震源區南段的研究結果明顯不同,揭示了龍門山斷裂帶南段與此次蘆山發震斷裂在斷層面幾何形態上的明顯差異.

蘆山地震; 震源機制; 接收函數; 震源深度; 全波形反演; 發震構造

1 引言

2013年4月20日在龍門山斷裂帶南段的雅安蘆山縣發生了MS7.0大地震，地震持續時間近30 s，據中國地震局(CEA)網站信息，此次地震共造成196人死亡，21人失蹤及1萬余人受傷.地震現場應急科學考察表明(徐錫偉等,2013b)，地震未造成明顯的地表破裂帶.蘆山主震后激發了大量余震，據中國地震臺網中心(CENC)地震目錄(為方便表述，以下均簡稱為地震目錄)，截至2013年5月31日，共記錄到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，最大余震震級為5.4級.余震區呈近似北東-南西向展布，如圖1所示，余震區長軸為北北東走向，長約40 km；短軸為北西西走向，長約20 km.豐富的余震主要分布在主震的西南方向，少量向北東向擴展.值得注意的是，蘆山震源區與2008年汶川MS8.0地震震源區之間存在一個明顯的地震空區(圖1).

震源機制解反映了地震震源的力學和動力學機制.震源機制解的斷層面參數反映了發震斷層的幾何形態，P軸和T軸方位角反映了區域應力場主軸的主體方向，震源深度分布對厘清余震與發震構造的關系及理解主余震孕震機理具有重要意義(鄭勇等,2009;羅艷等,2010).蘆山地震后，多家機構研究了蘆山主震破裂過程(王衛民等,2013;張勇等,2013;劉成利等,2013；徐彥和邵文麗,2013;趙旭等,2014;Hao et al.,2013)和發震構造(李傳友等,2013;Zhang et al.,2013;蘇金蓉等,2013;陳晨和胥頤,2013;高原等,2013;周榮軍等,2013;張廣偉和雷建設,2013;李勇等,2013;徐錫偉等,2013a；Chen et al.,2014;Han et al.,2014)；呂堅等(2013)和林向東等(2013)使用CAP(Cut and Paste)方法研究了ML4.0級以上地震震源機制解.但這僅僅是蘆山地震序列當中的一部分，由于地震數量較少而無法建立可靠的統計規律，因而這些結果并不能完全反映整個蘆山地震序列的情況；目前大量4級以下地震尚未有人做過詳細研究，而這對于認識整個蘆山發震構造、震源區的應力狀態變化等又是非常重要的.

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

本文使用四川地震臺網記錄的2013年4月至5月的寬頻帶近震波形資料，采用全波形反演(Herrmann et al.,2011)，提出并試驗了一種基于接收函數反演得到區域模型的震源機制反演方法，并對蘆山地震序列中M≥3.0地震震源機制及震源深度進行研究，反演得到蘆山主震及73個余震震源機制解，并分析探討了蘆山地震的發震構造和區域應力場狀態.

就震源機制反演方法而言，目前主要包括P波初動法、振幅比法和全波形方法.全波形反演一般需要一個或多個較精確的區域速度模型.這些模型可能從人工地震剖面獲得，但這些模型往往只包含地殼以內的詳細結構而沒有上地幔的詳細信息，且一般只能反映沿著某一條剖面的平均結構，并不能完全代替整個區域的平均結構.也可能通過地震層析成像(朱介壽等,2002;Wang et al.,2007;Liang and Langston,2009)得到一個區域的3D結構，再進而得到一個平均的區域速度模型；但這些模型由于受到射線分布等因素的影響，其縱向分辨率并不足以反映一個區域的層狀介質結構.而在很多地區，人工地震剖面和層析成像的反演結果并不存在.基于此，本文提出一種基于接收函數建立區域速度模型的方法.該方法的優點是其基本不受區域地震分布的影響，而可以得到地震臺站下方的一維S波速度結構(劉啟元等，1996).基于簡單的地質分區，對同一分區內的臺站下方的速度結構進行平均得到該分區的速度結構.該方法的明顯缺點是其一般只能得到S波速度結構，而P波速度結構一般通過經驗公式得到.同時該方法也受到臺站分布的限制.我們的測試表明，P波速度結構對震源機制反演的影響較小.

2 數據與方法

2.1 數據

考慮到臺站的方位角分布、震中距范圍及波形記錄質量等因素，本文主要使用了其中33個臺站數據，臺站位置如圖2a所示.數據處理過程包括截取波形、儀器校正、旋轉坐標系、手動挑選波形及重采樣.由于本文使用的33個臺站震中距均在300 km內，為提高數據處理速度，我們對原始的連續波形截取發震時刻前30 s到后300 s的數據.經過儀器校正和坐標系旋轉后，對每個地震的所有臺站分量進行手動挑選波形，主要目的是刪除信噪比很低的波形(Xu et al.,2010).對實際波形與理論波形統一濾波，由于不同震級的能量集中的頻段有所不同，所以我們根據震級選擇濾波的頻帶(Herrmann et al.,2011)：蘆山主震濾波頻帶為0.01～0.05 Hz;M≥4為0.02～0.08 Hz;M3～4為0.02～0.1 Hz.為提高反演速度，對所有實際波形重采樣到與格林函數相同的采樣間隔(0.25 s)，并截取實際波形與理論波形P波初至前10 s至P波初至后120 s的數據用于反演.

圖2 震源機制反演(a)和接收函數反演(b)的臺站位置分布圖不同顏色三角形分別代表了四川地震臺網的四川盆地(藍色)、青藏高原東緣(黃色)、青藏高原東南緣(紅色)臺站和麻省理工學院流動臺站(白色),白色同心圓表示蘆山主震位置.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 區域模型建立

如前文所述，并考慮到很多地區一般很難同時有可靠的P波和S波速度模型，在本文中，我們嘗試一種全新的方式建立速度模型.本文計算理論地震波形使用的區域模型中，S波速度是基于接收函數反演得到.接收函數實質上是臺站下方介質對入射P波的脈沖響應，消除了震源及傳播路徑的影響，特別對S波速度的垂向變化最為敏感(Langston,1979).本文采用頻率域水準量反褶積技術提取接收函數，并通過時間域最小二乘法線性反演，對各臺站提取得到的接收函數進行迭代反演，獲取了臺站下方一維S波速度結構.接收函數反演數據來源為四川地震臺網及美國麻省理工學院在川滇地區部署的流動地震臺站記錄的遠震波形資料(臺站分布見圖2b)，選取震中距在30～90°范圍內的地震事件，時間分別為2012年10月至2013年10月與2003年9月至2004年9月.

本文震源機制反演使用的臺站分布在四川盆地、青藏高原東緣及東南緣內，據已有研究資料(朱介壽,2008;Zhu et al.,2012;Liang et al.,2004)，三個區域深部結構存在明顯差異，因此我們認為僅使用一個區域模型計算理論波形是不合理的；并且這三個區域跨度較大，無法在每個區域內找到一個臺站下方的S波速度結構來代表整個區域.最終我們對各區域內反演情況較好(接收函數波形質量好、理論與實際波形擬合程度高)的臺站下方S波速度結構進行疊加平均，在此基礎上由經驗公式VP=1.732×VS給出P波速度，得到區域平均模型，即本文震源機制反演的區域模型.四川盆地、青藏高原東緣和青藏高原東南緣用于接收函數反演的臺站分布見圖2b.

需要說明的是，部分用于反演的波形記錄質量好的臺站其相應用于接收函數計算的滿足方位角和震中距等條件的波形質量不高，特別是盆地內部的臺站，因而這些臺站在重建區域平均模型中被舍棄.另外，為了得到一個較有代表性的模型，接收函數選取的臺站范圍超過用于震源機制反演的臺站范圍，從而造成圖2a所示臺站不全在圖2b中.三個區域內各臺站下方S波速度結構和區域模型的S波速度如圖3所示，由于地幔部分是一個半無限空間模型，因此區域模型中地幔速度取的是各區域內所有臺站下方的平均速度結構在100 km深處的速度值.三個區域模型中比較明顯的差異是青藏高原東緣非常突出的中地殼低速層，四川盆地高速的S波速度在巖石圈上地幔表現得并不特別明顯，這可能是由于四川盆地的結果是由盆地內部及邊緣臺站的反演結果平均得到的.

3 結果與討論

反演采用網格搜索法，深度搜索范圍為5～29 km，間隔1 km，在每個深度下對走向、傾角和滑動角的所有變化范圍進行搜索，搜索間隔為10°.由于可能存在儀器記錄干擾等因素，初次反演后根據各分量理論與實際波形擬合度，刪除擬合度低于35%的分量后再次進行反演.

圖3 不同區域內各臺站下方S波速度結構(細線)和區域模型S波速度(粗線)從左至右依次為四川盆地、青藏高原東緣、青藏高原東南緣.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.

手動刪除限幅及低信噪比波形后，共有19個臺站數據參與主震反演，再次反演保留了16個臺站，波形擬合情況如圖4a所示，圖4b給出了反演的深度擬合圖，該圖顯示出本文反演程序對深度有較好的敏感度，圖4c為蘆山主震震源機制.主震反演結果各參數為：最佳擬合深度17 km，矩震級6.47；節面Ⅰ走向213°，傾角51°，滑動角98°；節面Ⅱ走向20°，傾角40°，滑動角80°，顯示蘆山主震是一個可視為純逆沖型地震，發震構造應該是某個具有較大傾角的逆沖斷層，而不是低緩的推覆構造的基底滑脫面.

表1對比了本文與其他機構給出的主震震源機制解.使用遠震資料與近震資料反演的結果對比顯示了，前者反演得到的矩震級(6.5～6.7)普遍較大，后者除了中國地震局地震預測研究所和呂堅等(2013)給出的為6.64和6.6級外，其余均分布在6.37～6.47級之間；而滑動角的結果正好顯示了相反的規律，近震資料反演的主震滑動分量較遠震資料的偏大；此外本文反演得到的傾角為51°，而所有結果的中值為45°.這一統計結果顯示了蘆山主震的高角度逆沖性質.

圖4 主震反演波形擬合圖(a)、深度擬合圖(b)和震源機制(c)(a) 中黑線為理論波形, 灰色虛線為觀測波形, 波形上方數字為兩者的擬合度，波形下方數字為理論波形相對觀測波形的移動時間(s)，正值表示理論波形相對觀測波形快.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 蘆山主震震源機制解對比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獲取了蘆山地震序列中74個M≥3.0地震震源機制解，按照表2所示的方法，我們根據震源機制的P軸及T軸仰角將這些地震劃分不同的發震類型.表3給出了本文研究的74個地震發震時刻和震中信息，表4為各地震震源機制研究結果，根據表4我們可以得到震源機制分布圖(圖5).研究結果表明，74個地震中逆沖型地震為68個，占92%，具有絕對優勢，走滑型地震為5個，正斷型地震為1個.圖5顯示的各地震節面走向與龍門山前山斷裂帶走向有很好的一致性，5個走滑型地震中的4個均分布在震源區的東北端.

表2 根據P軸和T軸仰角的發震類型分類方法(徐紀人和趙志新,2006)Table 2 Seismogenic type based on plunge of P-axis and T-axis (Xu and Zhao, 2006)

震源深度分布對厘清余震與發震構造的關系及理解主余震孕震機理具有重要意義，是一個理解區域構造及震源過程的重要參數.圖6給出了地震目錄與本文矩張量反演得到的震源深度對比圖，地震目錄提供的震源深度非常發散，分布在8～27 km，本文結果與此形成鮮明對比，震源深度集中在12～20 km內.此外，相對于震級較大地震，震級小于4級的地震目錄與矩張量反演得到的震源深度差別更大.當今地震震源深度定位尚存在一定誤差(5～10 km)(滕吉文等,2014)，通過走時的震源深度精確測定依賴區域模型，且需要至少4個臺站，同時只有當至少1個臺站震中距小于震源深度時，其深度定位才被認為是非常可靠的.圖4b顯示了全波形反演程序對深度有較好的敏感度，一定程度地證明了矩張量反演得到的震源深度具有較高的可靠性，因此我們認為當震級較小時(如小于4級)，地震目錄給出的震源深度誤差較大.

根據地震目錄提供的震源深度及本文反演結果，圖7給出了地震在剖面上的分布，剖面A-A′和B-B′分別顯示的是圖1中A點至A′點和B點至B′點剖面.從圖7a和7b中可以看出，地震目錄提供的余震深度均勻地分布在主震深淺兩側；而本文反演結果(圖7c和7d)清晰地顯示了余震分布在深度上非常收斂，圖7d中從B點到B′點方向上，余震的深度顯示出從西向東逐步變淺的趨勢，勾勒出清晰的鏟形斷面結構，由于B-B′剖面分布與龍門山斷裂帶近似垂直(圖1)，考慮到蘆山地震序列的震中分布及已有的龍門山地區深部研究結果(朱介壽,2008;劉啟元等,2009;Liu et al.,2014;胥頤等,2009)，我們認為整個蘆山地震序列主要發生在龍門山前山斷裂以東的逆沖推覆體內的一個隱伏斷裂上.

表3 本文研究的74個地震發震時刻和震中信息Table 3 Origin time and epicenter location of 74 earthquake in this study

表4 本文研究的74個地震震源機制結果Table 4 Focal mechanisms of 74 earthquakes of this study

續表4

圖8給出了地震目錄震級與反演得到矩震級的對比，從圖中可以看出，當震級大于3.6級時，地震目錄給出的震級相對矩震級普遍偏大；而當震級小于3.6級時，二者之間的關系則正好相反.考慮到地震目錄對低于4級的地震給出的是近震震級，高于4級的地震給出的是面波震級，因此可以認為，面波震級相對矩震級偏大，而當震級超過一定值時，近震震級相對矩震級普遍偏小.通過曲線擬合，我們分別得到近震震級ML和面波震級MS與矩震級MW之間的線性轉換關系：

ML=1.2222×MW-0.8464,

MS=1.2186×MW-0.9065.

根據本文反演得到的74個震源機制解，我們給出了這74個走向、傾角、滑動角及P軸方位角、仰角統計圖，如圖9所示.節面優勢方向在0～30°范圍內，與震源區以西的前山斷裂帶基本平行(見圖5)；斷層面傾角主要分布在50～60°范圍，與主震傾角相當，反映了相對簡單的斷層面空間形態；有一部分的滑動角在50～60°之間，顯示具有較大的走滑分量.P軸方位角優勢方向呈SEE或NWW向，與徐紀人等(徐紀人和趙志新,2006;徐紀人等,2008)對南北地震帶南段東部、易桂喜等(2012)對汶川震源區南段的區域應力場研究結果相一致，表明蘆山序列地震活動主要受區域應力場控制，而且不存在大規模的應力調整過程；P軸仰角變化集中在0～30°，表明近似水平的擠壓應力控制了該區.圖9中各參數統計清晰簡單的變化說明此次蘆山地震發震構造簡單，不存在大規模震源區應力調整過程.

圖5 蘆山主震及73個余震震源機制分布Fig.5 Focal mechanisms of Lushan mainshock and 73 aftershocks

圖6 震源深度對比圖,橫軸為本文反演深度,縱軸為地震目錄的震源深度Fig.6 Comparison of catalog(vertical axis) and moment tensor determined (horizontal axis) depths for the events studied

震源機制主應力傾角的深度變化，在一定程度上與巖石圈流變性質的深度變化有關(Bokelmann and Beroza,2000)，因此提供了研究巖石層流變結構的一種手段.圖10a給出了P軸仰角在深度上的變化.P軸仰角在較淺的深度內(小于1-4莫霍面深度)變化很小，且接近于水平，這與理論分析的地表為自由面時的影響結果是一致的，也表明了資料精度對于定性分析巖石圈流變性質是可用的(石耀霖和朱守彪,2003).P軸仰角在孕震層的淺部(12～14 km)和深部(18～20 km)，變化范圍較收斂，主要分布在0～20°范圍內，應力主軸接近水平，可能表明了孕震層深部的18～20 km為柔性軟弱層；但在15～17 km的孕震層中部，P軸仰角未顯示出這種規律，變化較淺部和深部明顯更多樣化，顯示出可能為脆性的孕震層中部.我們還對P軸仰角在剖面BB′上的分布進行了研究(圖10b)，P軸仰角沿剖面BB′自西向東未顯示出明顯的變化特征.綜上，P軸仰角在不同深度上的分布可能表明了震源區在18～20 km的深度已經進入了中地殼低速層.此外我們還研究了斷層面傾角在不同深度上的變化(圖11)，并作出傾角均值隨深度的變化趨勢(圖中灰色影區)：從12～20 km的深度內，傾角均值近乎不變，穩定在55°左右，顯示出相對簡單的斷層面幾何形態，這與易桂喜等(2012)對汶川震源區南段的斷層面傾角分布明顯不同，揭示了龍門山斷裂帶南段與山前斷裂在斷層面幾何形態上的明顯差異.

圖7 蘆山地震序列深度剖面(a)和(b)中震源深度由地震目錄提供; (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

圖8 震級對比圖橫軸為矩震級,縱軸為地震目錄震級,短虛線和長虛線分別代表近震震級和面波震級與矩震級之間的線性轉換關系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 穩定性測試

本研究試圖探討利用接收函數計算區域速度模型的可行性.但接收函數只能得到S波速度，P波速度結構一般通過VP/VS比進行轉換.反演中，區域模型中P波速度是由經驗公式(VP/VS=1.732)給出的，為了測試P波速度對矩張量反演的影響，我們建立了三組測試模型Model 1、Model 2和Model 3，每組模型同樣由四川盆地、青藏高原東緣和青藏高原東南緣三個區域的模型組成.Model 1和Model 2保留了區域模型(Model)中的S波速度，通過計算獲取全球模型IASP91中對應深度范圍的VP/VS值，再由區域模型的S波速度計算得到Model 1中的P波速度；Model 2分別對區域模型中的地殼和上地幔P波速度增大10%和5%.Model 3保留了區域模型中的P波速度，對區域模型中的地殼和上地幔S波速度均減小5%.三組測試模型考慮了實際地下P波和S波速度的可能范圍，我們認為這樣的處理是比較合理的.圖12給出了區域模型和Model 1、Model 2的P波速度結構，圖13給出了區域模型和Model 3的S波速度結構.

圖9 震源參數統計圖：上排從左至右:走向、傾角、滑動角; 下排從左至右：P軸方位角、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

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

圖11 震源區斷層面傾角隨深度分布(灰色影區為傾角均值變化趨勢)Fig.11 Distribution of the dip and its average of fault plane with depth, grey shadow area marks the tendency of mean dip

此外為了測試噪聲對矩張量反演的影響，我們還對所有原始波形加入10%的隨機噪聲，使用原始波形和三組測試模型，以及添加隨機噪聲的波形和區域模型反演本文研究的74個地震，四組測試分別命名為測試1、測試2、測試3和測試4，并對反演得到的矩震級、震源深度和斷層面參數與原始反演結果作誤差統計，如圖14所示.需要說明的是，四組測試結果中有4個地震的節面參數存在差異，但顯示的發震類型是相同的，為了便于不同測試間的對比，我們只對其余的70個地震反演結果進行統計.

從誤差統計可以看出：

1) 對每個統計參數，最鮮明的特征就是誤差水平非常低，絕大多數事件的誤差值為0，僅有非常少的事件存在誤差，所以可以認為，本文區域模型和噪聲對震源機制反演的影響非常小,這既表明本文通過接收函數反演獲取區域平均S波模型，而用經驗公式給出區域P波模型的方法是可靠的，同時也反映了本文反演對一定的噪聲水平具有很高的穩定性.

2) 反演模型的P波、S波速度及10%噪聲對矩張量反演的最佳擬合深度影響最大只有±1 km.加入隨機噪聲與原始反演結果相比(圖14灰色點和線)只有兩個地震事件存在誤差，而S波速度擾動僅對12個事件的深度定位有影響，但都僅等于1 km；特別是Model 2中對P波速度加入足夠大的擾動情況下(圖12)，僅有19個地震事件的震源深度與原始反演結果相差1 km，表明本文震源機制反演程序對深度的定位具有相當高的穩定性.

3) 除矩震級外，測試1與測試4在其余四個參數的誤差分布非常接近，而測試2和測試3的誤差水平較這兩組測試更高，同時考慮圖12給出的模型，在地殼內，Model 1與區域模型較為接近，而在上地幔，Model 1、Model 2與區域模型均存在明顯差異，因此測試結果也反映了，模型內地殼速度的影響超過地幔速度的影響，而隨機噪聲的影響小于模型的影響.對矩震級的統計顯示，加入10%隨機噪聲的矩震級可偏大0.19～0.21，而-5%的S波模型擾動造成矩震級偏小，絕大部分減小約0.03，最大也只有-0.05，其他兩組測試誤差均未超過0.03，這表明隨機噪聲是影響矩震級測定的一個重要參數.

4)需要特別說明的是，雖然四組測試與原始反演之間存在不同程度的誤差，但是它們反演的所有地震與原始反演結果反映的發震類型是一致的，即對震源的力學性質沒有實質性的影響.

5 結論

本文提出并試驗了一種基于接收函數反演S波速度結構而用經驗公式求取P波速度的區域模型建立方法，同時選取四川地震臺網記錄的M≥3且信噪比高的近震波形資料，反演得到了蘆山地震序列中74個地震震源機制，通過對震源深度和震源機制的綜合分析，探討了蘆山地震的發震機制、發震構造和區域應力場狀態.通過本研究可以得到下述主要結論：

1) 蘆山主震可視為純逆沖型地震，其發震構造可能為某個具有較大傾角的隱伏斷層，而不是低緩的推覆構造的基底滑脫面.絕大多數余震顯示出與主震相同的發震機制，在余震區的東北端分布有少數走滑型地震.主余震深度收斂在12～20 km范圍內，與地震目錄的對比顯示出當震級較小時地震目錄給出的震源深度誤差更大.整個蘆山序列的節面走向與龍門山斷裂帶的北東走向存在一定夾角，且與龍門山斷裂帶走向相垂直的余震剖面的深度分布有自西向東逐漸變淺的趨勢，顯示出明顯的鏟形斷面結構，綜合震中分布及區域已有深部結構研究，可以得出蘆山序列并不在龍門山斷裂系的三條主要斷裂上發生，而是發生在龍門山前山斷裂以東的逆沖推覆體內的一個隱伏斷裂上.

2)P軸方位角優勢方位與區域應力場及汶川震源區南段的相一致，表明蘆山序列地震活動主要受區域應力場控制.P軸仰角在不同深度上的分布可能表明了在18～20 km的孕震層深部已經進入了中地殼低速層，而在15～17 km深度內P軸仰角變化呈現多樣化，顯示出脆性的上地殼.

3) 震源區斷層面的幾何形態簡單，斷層面傾角在不同深度的變化范圍也不一樣，但不同深度的平均傾角為55°左右，這與汶川震源區南段的研究結果明顯不同，揭示了龍門山斷裂帶南段與前山斷裂帶以東推覆構造體內的隱伏斷層面的幾何形態上的明顯差異.

4) 通過接收函數反演和經驗公式給出區域模型的P波和S波速度是可行的.區域模型的P波速度和噪聲對本文震源機制反演的影響非常小，并且反演的發震類型沒有變化.噪聲帶來的影響要小于模型帶來的影響，但是加入10%的隨機噪聲反演得到的矩震級會增大0.19～0.21.

蘆山余震延續了汶川余震區南段的機制類型，且二者都主要受區域應力場控制；但是它們在發震構造上又存在顯著差異，此外蘆山震源區與汶川震源區南段之間存在一個明顯的破裂空區，P軸優勢方向在這兩個區域的變化都比較簡單清晰，不存在顯著的應力調整過程，該區域是否存在尚未探明的隱伏斷裂以及發生大地震的潛在危險性，值得進一步深入研究.

圖12 本文區域模型Model和測試模型Model 1、Model 2的P波速度結構(a)、(b)、(c)分別為四川盆地、青藏高原東緣、青藏高原東南緣模型.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.

圖13 本文區域模型Model和測試模型Model3的S波速度結構(a)、(b)、(c)分別為四川盆地、青藏高原東緣、青藏高原東南緣模型.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.

圖14 四組測試結果誤差統計橫軸表示各參數的誤差大小，縱軸為對應的事件個數.藍色、綠色、紅色和灰色分別表示測試1、測試2、測試3和測試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.

致謝 四川省地震局為本研究提供了近震波形資料，本文反演程序來自于美國圣路易斯大學Robert Herrmann的CPS軟件包，所有圖件均采用GMT繪制，審稿人對本文提出了寶貴的意見和建議，在此一并致謝.

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(本文編輯 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.

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國家自然科學基金(41340009，41374058，U1262206)，成都理工大學地質災害防治與地質環境保護國家重點實驗室自主課題基金，成都理工大學四川盆地及周邊地震活動性研究創新團隊聯合資助.

楊宜海, 男，1988年生,博士研究生,主要研究方向為震源運動學與深部地球結構. E-mail: yangyh529@163.com

*通訊作者 梁春濤. E-mail:liangchuntao12@cdut.cn

10.6038/cjg20151013

P315

2014-09-22，2015-09-16收修定稿

楊宜海, 梁春濤, 蘇金蓉. 2015. 用接收函數建立區域模型的震源機制反演及其在蘆山地震序列研究中的應用.地球物理學報，58(10):3583-3600,