湖北省地震局（中国地震局地震研究所）主办
初步分析结果显示：震中距600km范围内观测台站分钟值数据都记录到了同震响应。图2是部分台站的典型同震响应曲线。知识点梳理
是反映在长期的历史进程和积淀中形成的民族意识、民族文化、民族习俗、民族性格、民族信仰、民族宗教，民族价值观念和价值追求等共同特质，是指民族传统文化中维系、协调、指导、推动民族生存和发展的精粹思想，是一个民族生命力、创造力和凝聚力的集中体现，是一个民族赖以生存、共同生活、共同发展的核心和灵魂。民族精神的核心是爱国主义。以爱国主义为核心的民族精神，是中华民族在几千年历史中形成的民族意志和民族传统，是对中华民族优秀传统的承继和发扬，是中具有长期稳定性和广泛凝聚力的价值立场、价值原则和价值追求。
整理教师:&&
举一反三（巩固练习，成绩显著提升，去）
根据问他()知识点分析，
试题“日16时3，云南省昭通市鲁甸发生6．5级地震...”，相似的试题还有：
日，四川雅安发生7级地震。地震发生后，党中央、国务院高度重视。习近平总书记、李克强总理分别作出重要指示，要求把抢救生命作为首要任务，妥善做好受灾群众安置工作，维护灾区社会稳定。(1)对于灾区人民而言，地震是他们遭遇的一种挫折，导致这一挫折的因素是什么？(2分)“中国，挺住！”一个总理在几个小时内就飞赴灾区的国家，一个能够出动十多万救援人员的国家，一个企业和私人捐款达到上百亿的国家，一个因争相献血、自愿抢救伤员而造成交通堵塞的国家，永远都不会被打垮。“地震震毁了我们的家园，却震不垮我们的脊梁!”(2)这里的“脊梁”指什么？挺直我们的脊梁有什么重要意义？(5分)
日16时30分，云南省昭通市鲁甸发生6.5级地震。地震发后，党中央、国务院高度重视。习近平总书记，李克强总理分别作出重要指示，要求把抢救生命作为首要任务，妥善做好受灾群众安置工作，维护灾区社会稳定。(1)对于灾区人民而言，地震是他们遭遇的一种挫折，导致这一挫折的因素是什么？(2分)(2)“中国，挺住！”一个总理在几个小时内就飞赴灾区的国家，一个能够出动十多万救援人员的国家，一个企业和私人捐款达到上百亿的国家，一个因争相献血、自愿抢救伤员而造成交通堵塞的国家，永远都不会被打垮。“地震震毁了我们的家园，却震不垮我们的脊梁!”这里的“脊梁”指什么？(2分) (写出内涵)⑶我们青少年该如何“挺直我们的脊梁”？(4分)
日，四川雅安发生7．0级地震。地震发生后，党中央、国务院高度重视。习近平总书记，李克强总理分别作出重要指示，要求把抢救生命作为首要任务，妥善做好受灾群众安置工作，维护灾区社会稳定。(1)对于灾区人民而言，地震是他们遭遇的一种挫折，导致这一挫折的因素是什么？(2)“中国，挺住！”一个总理在几个小时内就飞赴灾区的国家，一个能够出动十多万救援人员的国家，一个企业和私人捐款达到上百亿的国家，一个因争相献血、自愿抢救伤员而造成交通堵塞的国家，永远都不会被打垮。“地震震毁了我们的家园，却震不垮我们的脊梁!”这里的“脊梁”指什么？挺直我们的脊梁有什么重要意义？日云南鲁甸M6.5地震破裂方向性研究
&&&&2015, Vol. 45 Issue (3): 253-263
何骁慧, 倪四道, 刘杰. 年8月3日云南鲁甸M6.5地震破裂方向性研究. 中国科学：地球科学, 45(3): 253-263&&
日云南鲁甸M6.5地震破裂方向性研究
何骁慧①, 倪四道②* , 刘杰③&&&&
① 中国科学技术大学蒙城地球物理野外科学观测研究站, 合肥 230026;② 中国科学院测量与地球物理研究所大地测量与地球动力学国家重点实验室, 武汉 430077;③ 中国地震台网中心, 北京 100045
基金项目：国家自然科学基金项目(批准号: )、国家重点基础研究发展计划项目(编号: )和中国地震局云南鲁甸6.5级地震专题研究项目资助
通讯作者：倪四道,E-mail:
摘要：日云南鲁甸发生了M6.5地震, 造成了严重的人员伤亡与经济损失. 基于近震波形CAP方法反演得到的震源机制解表明此次地震主要为走滑型地震, 两个断层节面的走向分别为70°及160°左右. 由于震源区构造复杂, 分布着不同尺度及走向的断层, 仅根据地震断层面解难以确认发生破裂的实际断层. 利用主震和参考地震之间的P波到时差及CAP反演过程中得到的时移信息, 测量得到了鲁甸地震质心位置与破裂起始位置的差异, 确定了地震断层面解中走向为160°的节面为真实破裂面. 本文得到的鲁甸地震破裂方向性可为进一步研究该震发震成因提供参考.
破裂方向性&&&&
震源机制解&&&&
鲁甸地震&&&&
据中国地震台网中心(CENC，http://www.cenc. ac.cn/)测定，北京时间日16时在云南省鲁甸县发生了Ms6.5地震(以下简称鲁甸地震). 地震引发的强烈地面运动以及其导致的滑坡、堰塞湖等次生灾害，造成了600多人死亡，112人失踪，千余人受伤，经济损失超过4.6亿元人民币(截至8月8日15时). 确定鲁甸地震的发震断层，是研究其孕震过程、成灾机理的基础，也可为灾后恢复重建以及长期社会经济规划提供关键资料. 鲁甸地震发生于地质构造复杂的南北地震带中南段，该区分布着不同尺度及走向的活动断裂，大型断裂主要有在其北侧的近南北向大凉山断裂，其东侧的北东向鲁甸-昭通断裂，以及其西南侧几十千米处的北西向小江断裂(). 根据GlobalCMT(http://www.globalcmt.org/)给出的震源机制解，此次地震主要为走滑型，两个地震断层面解走向分别为70°(近东西向)和160°(近南北向)左右，其中后者与小江断裂系统的走向较为一致. 但是震中位置与这几组断裂均有一定距离，似乎与其无直接关系，因此主震有可能发生在断层系统的次级断裂上. 由于质心矩张量解是基于点源近似的震源描述方式，未能包括震源破裂的空间尺度信息，无法直接确定两个节面中哪个为真实的破裂面，需要结合其他资料才能确定地震的发震断层.
确定发震断层主要有现场活动构造地质探查、大地测量学观测与反演以及基于地震学资料的破裂方向性分析三大类方法. 根据出现地表破裂带的统计，6.5级以上的大陆强震往往会沿发震活动断层形成数千米至百千米量级长的地表破裂带()，活动构造地质学家在震区考察、识别地震破裂带、测定断层位置及走向是判定断层面直接有效的方法. 例如，对于2001年昆仑山口8级地震开展的现场考察，得到了地表破裂带的详细空间分布，发现西起库水浣湖、东至青藏公路东的地表破裂带，整体长度约为430 km，而且同震位移呈多峰状分布，大体可分为西部剪切走滑破裂段、中部张剪切走滑破裂段以及东部剪切走滑破裂段()，为发震过程及孕震机理研究提供了重要数据. 对汶川地震的现场考察则发现了多条地表破裂带()，以丰富的资料又一次表明大地震发震过程的复杂性. 对玉树Ms7.1地震的现场考察表明，沿玉树断裂形成了走向NW-NNW向的约51 km地表破裂带，由3段主破裂左阶组成，破裂整体为左行走滑，兼有挤压逆冲分量().
但是对于部分强震及6.5级以下的中强震，可能由于震源较深或者震级不够大，地表观测不到明显的破裂，例如1994年的美国M6.7北岭地震、1998年的M6.2张北地震、2001年的印度古吉拉特M7地震以及2013年的M7.0芦山地震(; ; ). 在此情况下，可采用合成孔径雷达干涉测量技术(InSAR)测定地表形变，进而测定破裂方向性. 例如对张北地震，地表没有观测到破裂，利用欧洲空间局ERS卫星032与304轨道数据进行反演，发现地震断层为西倾NE走向(~200°)的盲逆冲断层，与余震的分布相一致. 利用InSAR观测研究发震断层特别适用于人烟稀少、灾害轻微或者难于到达现场进行实地探查的偏远地区，例如，利用InSAR及地震波数据研究了2004年M6.2西藏仲巴地震的破裂过程，发现发震断层为向西倾的近NS向断层，与震中区存在的NS向正断层一致. 但该方法也有一定的缺陷. 对于短波长的InSAR卫星(例如ERS)，该方法只有在地表裸露、植被不茂密的地区较为有效; 且卫星重复轨道数据往往无法快速获取，不能用来快速(例如当天或者几个小时内)测定破裂断层. 而且除了一些极浅震(震源深度1 km左右)特例外(; )，对于多数较小的地震(例如2009年的洛杉矶M4.7地震()等5级以下但是强烈有感的地震)，由于地表形变很小，也无法利用InSAR观测到显著的地面位移测定破裂断层.
第三类方法为地震学的方法，根据余震的空间分布、地面震动强度信息(烈度分布)或者多个地震台上记录到的波形信息推断地震破裂的方向性，从而确定发震断层. 研究表明，余震往往集中分布在主震的断层附近，从而可以利用余震的空间分布刻画主震断层的几何形态. 例如高精度定位的余震较好地描绘出了芦山地震发震断层形态(; Han等，2014; Li等，2013). 截至日8时，中国地震台网共记录到鲁甸地震的余震总数为1335个，其中，4.0~4.9级地震4个，3.0~3.9级地震8个，地震目录中的余震(8月3日至8月10日)空间分布并非呈现简单的一个条带状，而似乎显示出近东西向和近南北性两个条带(图 1(a)，地震位置取自国家地震科学数据共享中心地震目录). 虽然重新定位后的余震呈现出了更为集中的地震分布，但也更清晰地揭示了近东西向及近南北向的两个条带余震分布()，给判断主震的发震断层走向带来了困难.
图 1 主震及震后一周内(至8月10日)余震分布(a)和本文所使用的地震台站分布图(b)
(a) 五星为主震起始位置, 红色圆圈为8月10日前3个4级以上余震(本文相对定位位置), 蓝色圆圈为8月10日至10月27日期间发生的3个4级以上余震(本文相对定位位置), 黑线为断层. (b) 五星为主震, 蓝色虚线为机制解中两个节面的走向, 灰色区域为与主震的震源机制解走向夹角30°以内的区域
一般说来，极震区分布呈条带状，与发震断层具有较好的空间对应性. 由于沿着破裂方向上的地面震动强度高、垂直于破裂方向上的强度低，而且离发震断层近的区域烈度高，可以利用烈度的空间分布(或者Shakemap)判断发震断层的走向及位置(). 但是对于6级左右的中强震，场地效应、盆地效应有可能比较明显地改造烈度的空间分布，只有对这些效应有一定了解后才能利用烈度分布比较准确地判断断层形态. 而且，地震烈度调查一般需要较长时间，不能满足快速判定发震断层的需求.
宽频带三分量的地震波形数据中包含了震源破裂时间空间过程的主要信息，因此可以利用方位角分布较好的多个台站的地震波形测定破裂方向性. 测定过程一般分为两个阶段，首先测定点源矩张量机制解，然后测量震源持续时间、有限尺度张量解(Finite Moment Tensor，FMT)、有限断层反演(finite fault inversion)或者质心位置与破裂起始位置的差异，从而测定破裂方向性并判断发震断层. 对于汶川、玉树等大地震，可以利用远震体波、大地测量学等数据进行有限断层反演，获得地震破裂的详细过程(; ). 而对于中小地震，利用密集台站数据，以较小的参考事件波形为经验格林函数，分别采用反褶积和正演模拟两种方法对波形进行方位角拟合，反演得到相对震源时间函数的上升时间(rise time)和破裂时间(duration)，再进行破裂面走向、长度和破裂速度的测定，从而确定发震断层面. 该方法需要比较密集的地震观测台网从而形成良好的方位角覆盖，适用于美国南加州等地区，可以测量低达4.7级的中小地震破裂方向性(). 提出了计算三维介质中的格林函数及其空间梯度的FMT基本理论框架，对台湾地区应用了这个方法，得到了该地区一系列地震的发震断层面. 由于需要比较准确的格林函数及其空间导数，通过FMT测定发震断层的方法一般要求研究区有较好的三维结构模型.
对于台网不足够密集而且没有较为精确三维地壳速度结构模型的地区，提出了一种基于相对质心震中的测定地震破裂方向性的方法. 该方法选择主震附近足够小的地震(一般为4~5级地震)作为参考事件，通过主事件法测定主震与参考地震的起始震中的差异(relative hypocenter)，再由波形得到时移并测定质心震中的相对位置(relative centroid location)，最终获得主震质心位置与起始位置之间的差异，从而推断地震破裂方向性. 由于该方法测定的位置差异基于主震与参考事件之间的相对到时，可以有效降低三维结构的影响，并已成功应用于2008年M6.0盈江地震发震断层的研究()，得到其破裂面为南北向断层，与重定位的余震序列分布一致. 这个方法对于单侧破裂的地震可以得到比较准确的破裂长度，而对于非单侧破裂地震，只要起始震中与质心震中位置上有一定差异，那么仍可以测定破裂方向性，但测定所得的长度不能准确反映真实的破裂长度. 鲁甸地震所处地区没有密集的地震台网，尚无精确的三维速度模型，因此本文采用该方法对鲁甸地震的破裂方向性进行分析，希望能为识别其发震断层研究提供基础信息.
1 方法原理
构造地震的破裂一般从一个点(破裂起始点，起始震中，hypocenter)开始，然后沿着断层面向外扩展直至终止. 地震破裂经过时，断层面两侧岩石发生错动; 根据位错量进行加权平均，可以得到地震的质心震中(centroid location). 当质心震中与起始震中不重合时，两点的连线应该与地震断层面解(focal plane solution)两个节面中的一个节面相一致. 起始震中的位置可由方位角分布较好的多个台站记录到的P波初动到时(onset)获得，而质心震中的位置可由地震波形分析处理得到. 对于大地震，质心震中与起始震中可能有显著区别; 当对于小地震，可认为其起始震中与质心震中非常接近. 例如，4级地震的破裂尺度一般在1 km左右，质心震中与起始震中的距离应该在0.5 km以内.
的方法正是利用了小地震的质心震中与起始震中非常接近的特点，提出可以利用以下关系测定震源破裂方向性: 在选取了足够小的地震作为参考地震后，主震的质心震中与起始震中差异=主震的质心震中与参考地震的质心震中的差异=主震的起始震中与参考地震的质心震中(可近似为参考地震的起始震中)的差异. 其中两个地震之间的起始震中相对位置可以通过相对定位法(即利用两次事件的P波或者S波到时差)测定，质心震中的相对位置可以通过测量整体波形的时间差(类似于群到时)测定. 在目前被广泛采用的震源参数反演程序CAP(Cut and Paste)算法中，三分量地震波形被分解为P波、瑞利波(R或Rayleigh)和勒夫波(L或者Love)三个波形窗口，通过波形互相关方法测量得到最佳波形匹配时三个震相的时移(time shift)(). 震相的时移包含了因三维结构所引起的实际波形与一维合成地震波形之间的时间差异，通过测定主震与参考事件的波形时移之差可以削弱三维结构的影响，从而比较准确测定两个事件的质心相对位置，在利用P波测定了两次事件的相对起始位置 后，就能测定得到主震的质心震中与起始震中的相对位置.
具体的流程分为三个阶段:(1)首先利用主震和参考地震在不同方位角的台站记录到的P波到时差，测定两次事件起始震中的相对位置及相对起始时刻; 以主震为主事件，改正得到参考地震的起始位置及发震时刻;(2)采用合适的一维速度结构模型，分别对主震和参考地震计算格林函数，并使用CAP算法反演得到震源机制解、震源深度; 这个阶段不仅得到了两个地震的点源震源参数，也获得了P，R和L三个震相的时移;(3)计算两个地震的震相时移之差，并分析其随方位角的变化，通过下述理论公式拟合，判断得到发震断层走向及破裂长度.
当假定单侧破裂是沿着震源机制解给出的两个节面之一时，有如下公式:
dt=(Tobs-Tsyn)A–(Tobs-Tsyn)B=t0-(L/2V)·cos(az-stk), &&&&&&&&(1)
式中，dt为时移之差; Tobs-Tsyn为观测数据与一维合成地震图之间的时移，由CAP程序直接输出; A为主震，B为参考事件; V为P或R或L震相的地震波传播速度; az为台站的方位角(在参考事件与主震接近时，台站方位角对于两次事件而言基本一致); stk为主震机制解中断层面的走向角(strike); 待求解量t0为主震和参考地震的震源持续时间之差; 待求解量L为破裂长度，其正负号表征破裂方向沿着走向还是逆着走向(along or against strike)，对于非单侧破裂地震，求解得到的L/2是起始震中与质心震中的距离，并不能直接用来计算破裂长度. 用式(1)对实际观测数据随方位角的分布进行最小二乘拟合，选取残差较小的节面作为实际发震断层，并得到破裂长度的估计.
2 数据分析与研究结果
我们从中国地震台网中心收集了鲁甸地震主震与24 h内的3次4级以上余震( 19:07，Ms4.1，记为;
22:28，Ms4.2，记为;
03:30，Ms4.4，记为330)的三分量波形数据，并把三次余震分别作为参考地震测定破裂方向性，以考察该方法的稳定性. 为保证较高的信噪比，选取了云南、四川及贵州三省震中距200 km以内的台站，主震和台站的分布如图 1(b). 利用方位角分布较均匀的5个近台ZAT(44 km)，QIJ(46 km)，PGE(86 km)，DOC(113 km)和LBO(132 km)的直达P波到时测定了主震的位置和三次余震相对主震的位置. 主震在部分台站的波形记录上出现了限幅，虽然不影响P波到时的拾取，但是不能用来做波形反演. 由于中国地震台网给出的地震快报目录仅精确到小数点后1位，为更好确定主震和三次余震位置，使用Hypo2000()对其定位，得到主震经纬度为(103.35°E，27.10°N)，三次事件的位置分别为(103.38°E，27.09°N)()，(103.36°E，27.10°N)()和(103.38°E，27.08°N)(0). 需要指出的是，的研究结果表明，只要主震和余震起始震中的相对位置比较准确，主震绝对位置存在一定误差时(10 km以内)基本不影响震源破裂方向性测定.
对于主震与三次余震，我们采用CRUST2.0给出的云南鲁甸地区速度结构模型1)(表 1)，使用频率-波数法(FK)()计算格林函数，再利用CAP方法进行震源机制解反演. 在计算格林函数时，对每个参考地震均使用了重新定位后的位置. 在对三分量地震波形进行了去均值、去线性趋势及去仪器响应处理后，将其旋转为径向、切向及垂向分量. 在CAP反演中，Pnl部分时间窗长取20 s，滤波频带为0.05~0.25 Hz; 面波部分时间窗长取60 s，滤波频带为0.02~0.1 Hz. 反演结果表明(图 2)，主震矩震级约为6.2，震源深度为12 km，两组双力偶机制解为节面1: 168°/76°/19°; 节面2: 73°/71°/165°. 节面1的结果与美国地质调查局利用体波反演的机制解162°/86°/6°，和GlobalCMT给出的矩张量机制解160°/90°/5°相比，走向相近，但倾角和滑移角存在一定差异(&15°). 这可能是由于鲁甸地区位处四川盆地与青藏高原交界处，三维结构较复杂，并不能很好地由CRUST2.0一维模型来近似. 利用近震数据反演机制解时受速度模型影响较大，而其他机构利用远震数据进行反演，使用的是全球平均模型.
1) Laske G, Masters G, Reif C. 2001. A new global crustal model at 2×2 degrees. Website: http://mahi.ucsd.edu/Gabi/rem.dir/crust/crust2.html
表 1 鲁甸地区速度模型
VP(km s-1)
VS(km s-1)
表 1 鲁甸地区速度模型
图 2 3个4级以上余震的震源机制解CAP方法反演结果
(a) 主震反演结果, (b)~(d)分别为, , 三次余震的反演结果
对余震的反演结果表明，三次事件均为走滑型，其中，事件的机制解(节面1: 173°/ 83°/4°)与主震机制解比较接近，也有东北-西南，西北-东南两组节面. 事件和事件330不仅发震位置非常接近(相距约2 km)，机制解也非常相似，节面1分别为190°/70°/8°和190°/70°/9°，其走向角与主震有明显差别(&20°)，暗示着这两个余震的发震断层可能与主震发震断层有一定差异. 在反演过程中发现震源机制解基本不随震源深度变化，表明机制解的稳定性.
从主震和三次余震的CAP反演结果可看出，P波、Rayleigh波和Love波均有明显时移，而且Love波的波形互相关系数大多高于0.9，远高于P波和Rayleigh波. 地震波激发理论研究表明，对于走滑型地震，SH波激发强，Love波振幅大，而P波和Rayleigh波相对较弱，可以解释CAP反演过程所观察到的Love波拟合程度高的现象. 所研究的2008年盈江地震也是走滑地震，他们也观察到了Love波拟合程度高于P波和Rayleigh波的现象，并发现利用Love波测定时移之差可以得到更好的震源破裂方向性结果. 为此，我们选取主震和参考地震Love波的时移之差，利用式(1)对台站方位角进行拟合，以测定主震破裂方向性. 分别以三次余震作为参考事件的拟合结果如图 3，由图可知，对不同参考事件的拟合结果有明显的一致性，破裂方向取160°时拟合效果较好，误差均小于破裂方向为70°的拟合结果. 选择160°断层面时，多数台站的相对到时能够得到较好拟合，但是攀枝花台(PZH)例外.
图 3 利用所有台站数据对两个节面走向进行拟合的结果
(a)~(c)分别为以, , 三个余震为参考事件对160°节面的拟合结果, (d)~(f)分别为对70°节面的拟合结果. 横坐标为台站方位角, 纵坐标为时移之差(式(1)中dt), err为最小二乘拟合误差, 圆圈越大, 波形的互相关系数越高
三次余震的震源机制有一定差异，而利用它们作为参考地震所得到的震源破裂方向结果都一致，表明主震破裂方向测定的稳定性. 当取Love波的群速度为3.0 km s-1时，拟合得到的破裂长度L分别为3.7，3.6和3.9 km，破裂方向为由西北向东南. 利用震源尺度标度律(scaling law)(Somerville等，2011)，Mw6.2走滑型地震的破裂长度应该大于10 km，而本文所测得的破裂长度仅为4 km. 这可能因为本文的方法所测定的只是质心震中与起始震中的距离，当主震破裂不是完全的单侧破裂时，质心震中与起始震中的距离将显著小于半个破裂长度. 结合余震分布推测，这次地震为双侧破裂，破裂方向为西北-东南，但由起始破裂点沿东南方向产生的破裂区长度大于西北方向的破裂长度.
3 讨论与结论
由Love波辐射花样可知, 对走滑型地震Love波在接近节面走向的方位角上振幅最大, 做波形互相关时所测定得到的时移误差较小. 因此, 我们选取方位角在节面走向30°内的台站(图 1(b)灰色区域内台站)来拟合时移, 结果如图 4. 由图 4可知, 对台站进行方位角筛选后, 拟合结果和未经筛选的结果基本一致, 对破裂方向160°的拟合程度优于70°, 得到的破裂长度L分别为4.6, 3.9和4.5 km.
图 4 利用方位角筛选过的台站数据对两个节面走向进行拟合的结果
(a)~(c)分别为以, , 三个余震为参考事件对160°节面的拟合结果, (d)~(f)分别为对70°节面的拟合结果. 其他说明同图 3
考虑到本文的近震机制解与其他机构给出的结果在倾角和滑移角有一定差异, 为考察主震的震源机制解偏差可能对破裂方向性测定造成的影响, 我们分别在以下三种条件下对主震进行CAP反演: (1) 固定倾角为90°, 走向和滑移角自由反演; (2) 固定倾角为85°, 走向和滑移角自由反演; (3) 固定倾角为90°, 滑移角为5°, 走向自由反演. 震源机制解反演结果如表 2所示, 结果表明三种情形下节面1的走向基本不变. 在三种反演条件下, 我们分别使用全部台站和方位角筛选后的台站计算破裂方向性, 结果如表 3和4所示. 拟合结果表明, 当主震机制解有一定差异时(倾角和滑移角均相差约15°), 对三个参考事件, 使用全部台站和使用方位角筛选后台站测定的发震断层都是走向160°的节面, 说明本文所用方法在主震机制解有一定误差的情况下是稳定的. 但机制解的不同对破裂长度的计算有一定影响, 当对台站进行方位角筛选后, 只选用Love波振幅较大的台站进行破裂方向性测定时, 测得的破裂长度结果更加稳定(约4 km).
表 2 不同反演条件下主震的CAP机制解反演结果
滑移角(°)
固定倾角90°
固定倾角85°
固定倾角90° 滑移角5°
表 2 不同反演条件下主震的CAP机制解反演结果
表 3 不同主震机制解下利用全部台站的破裂方向性拟合结果
表 3 不同主震机制解下利用全部台站的破裂方向性拟合结果
从8月10日至10月30日, 鲁甸地区又发生了4级以上余震3次( 12:39, ML4.0, 记为239;
20:16, ML4.0, 记为;
00:02, Ms4.1, 记为)(图 1(a)). 从地震台网中心收集波形数据后, 按照上述处理过程, 先对其进行相对定位, 再将这三个余震分别作为参考地震对主震测定了破裂方向性. 这三次地震作为参考事件所测得的方向性拟合结果如图 5所示, 表明破裂方向沿160°节面的拟合程度优于70°, 与前文结果一致. 而相对定位结果显示, 这三个余震均位于主震的北侧, 而前文所研究的余震事件均位于主震东南侧, 表明参考地震位于破裂起始点不同侧并不影响破裂方向性的测定结果.
图 5 (a), (b)和(c)三个余震的破裂方向性拟合结果
实线为160°节面的拟合结果, 虚线为70°节面的拟合结果, err(160)和err(70)分别为160°节面和70°节面的最小二乘拟合误差. 其他说明同图 3
综上所述，走向为160°的节面可以更好地解释三分量地震波所测定的质心震中与起始震中差异，而且破裂方向由西北向东南(图 6)，破裂长度至少 4 km. 所以我们推测，主震的发震断层主要为一条走向为160°的断裂. 该走向与震区西南侧的小江断裂系统走向较为接近，而与鲁甸-昭通断裂走向有明显差别. 但是考虑到震区与小江断裂距离较远，因此推测鲁甸地震发生在一条次级断裂上. 该结果也与震后野外科学考察所获得的地震烈度长轴方位、极震区地震裂缝分布()和地震序列双差定位结果()相一致，显示发震断层为NW向包谷垴-小河断裂. 本文中所得的4 km破裂长度比地震标度律所推断的破裂长度短，暗示着鲁甸地震沿着160°的断层面具有一定的双侧破裂. 然而，地震破裂有时在多条断层上发生，例如1999年的集集地震(). 因此并不能排除鲁甸地震在走向70°的节面存在一定的同震破裂，但是主震的破裂主要在走向160°的断层面上进行. 尽管破坏性地震一般发生在地表有明显活动构造特征的中大型主断裂上，次级断裂也可以发生破坏性地震，而利用地震学的方法可以快速测定破裂方向性，为进一步确定发震断层提供基础信息.
图 6 鲁甸地震破裂方向性示意(箭头指向)及地震烈度图
震源球为文中CAP反演所得主震的机制解
表 4 不同机制解下利用经方位角筛选台站的破裂方向性拟合结果
表 4 不同机制解下利用经方位角筛选台站的破裂方向性拟合结果
然而，本文所使用的方法具有一定的局限性. 首先该方法只适用于单一断层破裂且要求质心震中和起始震中有显著差异，而对于较复杂的多断层上发生的破裂或者完全对称的双侧破裂，如1999集集地震的“铲状”弯曲断层面()和1999洛杉矶地震的由多条断裂组成的Y字型破裂()，则需要其他方法对地震破裂过程进行研究. 本文的研究中采用了余震作为参考事件，需要在主震后等待较大余震的发生，不能快速测定主震破裂方向性. 如能利用震区附近的历史地震作为参考事件，那么将有助于快速测定破裂方向性，为震后快速救灾提供关键信息. 同时，主震与参考事件的空间位置差异和机制解差异对该方法测定结果的影响也需更多的测试研究. 而且，由于对所有台站均采用了同样的震源时间函数，所以本文所使用的方法原则上是不自洽的、还需改进; 具体地说，在测定主震质心位置时，应该基于不同的破裂速度对不同方位的台站得到与方位角有关的震源时间函数，并以此计算主震的合成地震图，从而得到更准确的结果. 还有，虽然利用参考地震可以减小三维结构对测定结果的影响，但是当存在显著的横向不均匀性时，主震与参考地震受到三维结构影响无法完全相同，从而会导致一定的误差. 例如金沙江在会泽以西突然转折，暗示着此处可能存在断层及明显的横向不均匀性; 而且地球化学、地质学研究表明该区为峨眉山大火成岩省的中带，构造具有复杂性(); 而攀枝花台(PZH)位于鲁甸地震的西南侧，台站与地震的连线(大圆路径)刚好经过此区域，可能是造成该台相对到时测量较大的原因，但具体原因还需进一步探索.
目前该方法只对走滑型地震进行了测试，而对于倾滑型地震，机制解中两个节面的走向基本一致，因此发震断层的走向可以直观地测定; 但是对断层倾向方向上的破裂方向性(例如芦山地震断层面是向青藏高原倾斜，还是向四川盆地倾斜; 以及向上还是向下破裂)，可通过测定起始震中深度与质心震中深度的差异来研究. 同时，也可以充分利用地震波形信息来进行研究，如通过分析深度震相测定了1968年澳大利亚M6.8 Meckering地震前震和余震的震源深度，从而推断出地震是在近地表沿断层向下破裂. 总体而言，倾滑地震的倾向破裂方向性快速测定仍需进一步的研究.
致谢 中国地震台网中心提供了波形数据及地震目录，监测预报司车时研究员给予了指导，在此一并致谢.
何斌, 徐义刚, 肖龙, 等. 2003. 峨眉山大火成岩省的形成机制及空间展布: 来自沉积地层学的新证据.
罗艳, 倪四道, 曾祥方, 等. 2011. 一个发生在沉积盖层里的破坏性地震: 日四川遂宁-重庆潼南地震.
秦刘冰, 倪四道, 陈伟文, 等. 2014. 基于相对质心震中的地震破裂方向性测定方法研究: 以2008年云南盈江M6.0地震为例.
苏金蓉, 郑钰, 杨建思, 等. 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.
王未来, 吴建平, 房立华, 等. 年云南鲁甸Ms6.5地震序列的双差定位.
王卫民, 赵连锋, 李娟, 等. 年台湾集集地震震源破裂过程.
王卫民, 赵连锋, 李娟, 等. 2008. 四川汶川8.0级地震震源过程.
徐锡伟, 江国焰, 于贵华, 等. 2014. 鲁甸6.5级地震发震断层判定及其构造属性讨论.
徐锡伟, 闻学泽, 叶建青, 等. 2008. 汶川Ms8.0地震地表破裂带及其发震构造.
徐锡伟, 闻学泽, 郑荣章, 等. 2003. 川滇地区活动块体最新构造变动样式及其动力来源.
徐锡伟, 赵伯明, 马胜利, 等. 2011. 活动断层地震灾害预测方法与应用. 北京: 科学出版社
张军龙, 陈长云, 胡朝忠, 等. 2010. 玉树Ms7.1地震地表破裂带及其同震位移分布.
张勇, 冯万鹏, 许力生, 等. 年汶川大地震的时空破裂过程.
Boatwright J. 2007. The persistence of directivity in small earthquakes.
Bodin P, Horton S. 2004. Source parameters and tectonic implications of aftershocks of the Mw7.6 Bhuj earthquake of 26 January 2001.
Chen P, Jordan T H, Zhao L. 2005. Finite-moment tensor of the 3 September 2002 Yorba Linda earthquake.
Dawson J, Cummins P, Tregoning P, et al. 2008. Shallow intraplate earthquakes in Western Australia observed by interferometric synthetic aperture radar.
Han L B, Zeng X F, Jiang C S, et al. 2014. Focal mechanisms of the 2013 Mw6.6 Lushan, China earthquake and high-resolution aftershock relocations. Seismol Res Lett, 85: 8-14
Hsieh M C, Zhao L, Ma K F. 2014. Efficient waveform inversion for average earthquake rupture in three-dimensional structures.
Ji C, Wald D J, Helmberger D. 2002. Source description of the 1999 Hector Mine, California, earthquake, part I: Wavelet domain inversion theory and resolution analysis.
Klein F W. 2007. User’s Guide to HYPOINVERSE-2000: A fortran program to solve for earthquake locations and magnitudes. US Geological Survey Open-File Report. 36-40
Langston C A. 1987. Depth of faulting during the 1968 Meckering, Australia, earthquake sequence determined from waveform analysis of local seismogram.
Lee J C, Chan Y C. 2007. Structure of the 1999 Chi-Chi earthquake rupture and interaction of thrust faults in the active fold belt of western Taiwan.
Li Z H, Feng W P, Xu Z H, et al. 2008. The 1998 Mw5.7 Zhangbei-Shangyi (China) earthquake revisited: A buried thrust fault revealed with interferometric synthetic aperture radar. Geochem Geophys Geosyst, 9: Q04026
Li Z W, Tian B F, Liu S, et al. 2013. Asperity of the 2013 Lushan earthquake in the eastern margin of Tibetan Plateau from seismic tomography and aftershock relocation.
Luo Y, Tan Y, Wei S J, et al. 2010. Source mechanism and rupture directivity of the 18 May 2009 Mw4.6 Inglewood, California, earthquake. Bull Seismol Soc Amer, 100:
Somerville P, Collins N, Abrahamson N, et al. 2011. Ground motion attenuation relations for the central and eastern United States. Report to the U.S. Geological Survey. Grant No. 99HQGR0098
Tan Y, Helmberger D. 2010. Rupture directivity characteristics of the 2003 Big Bear sequence.
Thio H K, Kanamori H. 1996. Source complexity of the 1994 Northridge earthquake and its relation to aftershock mechanisms.
Wei S J, Ni S D, Zha X J, et al. 2011. Source model of the 11th July 2004 Zhongba earthquake revealed from the joint inversion of InSAR and seismological data.
Yeats R S, Sieh K E, Allen C R, et al. 1997. The Geology of Earthquakes. New York: Oxford University Press
Zhao L S, Helmberger D. 1994. Source estimation from broadband regional seismograms.
Zhu L P, Rivera L A. 2002. A note on the dynamic and static displacements from a point source in multilayered media.}