2014年云南魯?shù)镸S6.5地震震源運動學(xué)特征

趙 旭劉 杰馮 蔚

1）中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

2）中國地震臺網(wǎng)中心，北京 100045

2014年云南魯?shù)镸S6.5地震震源運動學(xué)特征

趙 旭1，2）劉 杰2）馮 蔚2）

1）中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

2）中國地震臺網(wǎng)中心，北京 100045

使用中國數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄的區(qū)域?qū)掝l帶波形，通過頻率域和時間域多步反演，研究了2014年云南魯?shù)镸S6.5地震震源運動學(xué)特征?；邳c源的震源機制解揭示：地震發(fā)震斷層面參數(shù)分別為走向342°／傾角83°／滑動角-34°，表現(xiàn)為一次左旋走滑型為主兼有少量正斷傾滑分量的事件。質(zhì)心在水平方向位于震中（103.354°E，27.109°N）東南約5.4km，最佳波形擬合的質(zhì)心深度約4.4km，平均總標(biāo)量地震矩M0為2.1×1018N·m，矩震級MW約6.1。破裂過程圖像顯示：此地震為一次不對稱雙側(cè)破裂事件，破裂半徑約10km，整個破裂面積為227.6km2，平均滑動量約0.16m。破裂在6s內(nèi)釋放了大多數(shù)能量，震后0～2s，破裂以孕震點為中心向NW和SE兩側(cè)同時擴展，2s后，破裂表現(xiàn)出明顯的方向性，主要向SE（沿走向342°相反方向）擴展，故導(dǎo)致SE向多數(shù)臺站視破裂持續(xù)時間總體偏小，最小值為2s。約6s后破裂基本趨于停止。推斷魯?shù)榈卣鹌屏言谏系貧\層集中釋放了大多數(shù)能量是導(dǎo)致災(zāi)害嚴(yán)重的主要原因之一。

云南魯?shù)榈卣?Eikonal震源模型 震源機制解 破裂過程

0 引言

據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心測定，2014年8月3日16時30分（北京時間）在云南省魯?shù)榭h發(fā)生MS6.5中等強度地震（簡稱魯?shù)榈卣穑?，震中位置?7.1°N，103.3°E，震源深度12km。盡管此次地震震級不大，但其釋放出大量能量引起劇烈的地面震動，極震區(qū)烈度高達(dá)Ⅸ度，造成了大量人員傷亡和房屋倒塌。依據(jù)抗震救災(zāi)指揮部8月7日統(tǒng)計，此地震已造成615人死亡、114人失蹤、3 143人受傷。截至8月11日08時共記錄到余震1 335次，其中ML4.0～4.9共4次，最大余震是8月4日魯?shù)榭hML4.2地震。

魯?shù)榈卣鸢l(fā)生后，國內(nèi)外不同的科研工作組測定了地震震源機制或矩張量（表1）。其中，中國地震臺網(wǎng)中心趙旭等人在震后約17m in內(nèi)人工測定出基于點源模型的震源機制解，初步結(jié)果表明：此地震為一次走滑型為主的事件，最佳波形擬合的質(zhì)心深度約4km。此結(jié)果通過短信、郵件及網(wǎng)站等途徑及時發(fā)布，為震后真實發(fā)震斷層判定、震源破裂過程反演、災(zāi)害快速評估等工作提供了第一手震源參數(shù)信息。

魯?shù)榈卣鹫鹬形挥贜E向昭通斷裂帶中段和NW向小河斷裂南端的交會部位（聞學(xué)澤等，2013），該斷裂地處中國大陸南北地震帶的中段，屬青藏高原東南部川滇菱形塊體和華南地塊之間I級地塊邊界構(gòu)造帶（Xu et al.，2003；Zhang et al.，2003）。魯?shù)榈卣鸢l(fā)生后，真實發(fā)震斷層面幾何形態(tài)如何？地震往哪個方向破裂？斷層面上主要滑動分布特征怎樣？是否能夠充分使用現(xiàn)有區(qū)域?qū)掝l帶波形記錄在第一時間內(nèi)（例如1h甚至更短的時間）解決上述廣大地震工作者們所關(guān)注的問題等？對這些問題的研究，不僅可深入理解魯?shù)榈卣鸬倪\動學(xué)特征，而且可為未來地震災(zāi)害快速評估提供可借鑒的寶貴實例。

表1 本文和其他研究機構(gòu)測定的震源機制解Table 1 Focalmechanism solutions determ ined by this paper and other institutions

在已有工作基礎(chǔ)上，采用中國數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄的寬頻帶波形資料，使用近年來國外較流行的一種頻率域和時間域多步波形反演法（Cesca et al.，2010），首先獲得魯?shù)榈卣鸹邳c源模型的斷層面解和質(zhì)心深度，然后求解出魯?shù)榈卣鸬挠邢迶鄬幽Ｐ秃推屏褍?yōu)勢方向，據(jù)此進(jìn)一步分析討論魯?shù)榈卣鹫鹪催\動學(xué)特征，并初步探討地震造成嚴(yán)重災(zāi)害的原因。

1 數(shù)據(jù)和方法

使用中國數(shù)字地震臺網(wǎng)寬頻帶地震儀記錄的三分向速度型波形資料，選取震中距130～450km區(qū)域臺站記錄的波形，剔除了個別臺站分向限幅和信噪比低的記錄，并考慮臺站均勻覆蓋情況，最后選取25個臺站記錄的71道高質(zhì)量波形（圖1）。波形數(shù)據(jù)預(yù)處理中采用王未來等（2014）給出的魯?shù)榈卣鹬囟ㄎ唤Y(jié)果：發(fā)震時刻（2014／08／03 16：30：10.68），震中位置（27.109°N／103.354°E）。數(shù)據(jù)處理主要步驟：1）舍去限幅、斷點等“壞”波形以控制波形質(zhì)量；2）剔除平均值和線性傾斜值；3）扣除儀器響應(yīng)函數(shù)，使用SAC2000軟件中transfer命令將原始的速度地震圖轉(zhuǎn)化為位移記錄；4）進(jìn)行帶通濾波；5）選用窗口時選擇未旋轉(zhuǎn)的三分向的位移記錄作為輸入，以便于靈活充分地使用已有臺站記錄的每道波形。

圖1 臺站（紅色三角）和主震震中（黃色五角星）分布Fig.1 Distribution of stations（red star）and epicenters（yellow pentastar）in this study.

使用近年來國外較流行的一種頻率域和時間域多步波形反演方法（Cesca et al.，2010），獲得魯?shù)榈卣鸹邳c源模型的震源機制解和有限斷層模型。該方法已成功應(yīng)用于國內(nèi)外多個地區(qū)淺源中強地震震源運動學(xué)特征研究（Custódio et al.，2012；Vavryˇcuk et al.，2012；Dom ingues et al.，2013；趙旭等，2014a）。本文采用Eikonal震源模型（Heimann，2011），其中有關(guān)孕震點、質(zhì)心位置以及破裂半徑等物理參數(shù)定義詳見文獻(xiàn)（趙旭等，2014a）。Eikonal震源模型盡可能克服常規(guī)有限斷層模型反演結(jié)果由于未知參數(shù)過多而導(dǎo)致多解的難題（Hartzell et al.，2007；Mai et al.，2007），結(jié)合模擬近震更高頻（已達(dá)0.5Hz）波形資料，能夠快速建立此次地震不夠精細(xì)但穩(wěn)定的破裂過程圖像。

主要計算步驟為（表2）：1）對波形低頻濾波，在振幅譜域中反演走向、傾角、滑動角、標(biāo)量地震矩及深度；2）利用體波中相位、震相到時等信息，結(jié)合互相關(guān)技術(shù)實現(xiàn)波形自動偏移，通過時間域波形擬合反演質(zhì)心位置、質(zhì)心時間及區(qū)分壓縮和膨脹象限；3）采用高頻波形信號，通過振幅譜反演，計算最優(yōu)的破裂面半徑及確定孕震點的相對位置（用于判定破裂方向）、甄別真實發(fā)震斷層面。

表2 不同步驟反演方法和參數(shù)Table 2 Methods and parameters in the multistep inversion

考慮到研究區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性對反演結(jié)果的影響，作者在大量文獻(xiàn)中查找到此區(qū)域較廣泛使用的4種不同1維速度模型（表3），即參考巖石層平均速度模型等（朱介壽等，2005）和徐濤等（2014）的人工地震測深結(jié)果得到的速度模型，簡稱M1；用于云南地區(qū)地震震源機制解常規(guī)測定所采用的速度模型，簡稱M 2；熊紹柏等（1993）人工地震測試結(jié)果給出的速度模型，簡稱M 3。由于M 3僅給出分層的P波速度，因此根據(jù)附近臺站的接收函數(shù)H-k掃描結(jié)果，S波速度通過vP／vS=1.73計算得到（王未來等，2014），密度值參考Crust 2.0速度模型；依據(jù)王椿鏞等（2002）研究成果給出的速度模型，簡稱模型M 4。對上述區(qū)域速度模型，采用QSEIS算法（Wang，1999）分別計算區(qū)域水平向600km×深度向70km的格林函數(shù)庫，其水平向和深度向網(wǎng)格點間隔都設(shè)為1km。

2 點源模型結(jié)果與可靠性分析

基于時間域或頻率域波形擬合方法測定點源模型或有限斷層模型，其結(jié)果的可靠性依賴于使用的波形類型、臺站分布、濾波頻段、初始速度模型及基于簡化的初始斷層面幾何形狀等。本文重點關(guān)注不同類型波形資料和研究區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)的不均勻性對反演結(jié)果的影響，采用以下策略開展了6次測試（表4）：1）使用全波形和體波分別測定震源機制；2）利用不同的區(qū)域速度模型和全球PREM模型；3）基于波形擬合誤差大小評價結(jié)果可靠性。

表3 研究區(qū)1維速度結(jié)構(gòu)模型Table 3 One-dimensional crustal velocity model of the study area

表4 每步反演初始參數(shù)設(shè)置Table 4 Inversion parameters used in each step

第2步計算完成后，反演得到魯?shù)榈卣鸹陔p力偶點源的最佳震源機制解。在6次測試結(jié)果中（表5），發(fā)現(xiàn)反演獲得的此地震斷層面節(jié)面Ⅰ的走向（341°～343°）、傾角（80°～84°）以及滑動角（-34°～-19°）是比較穩(wěn)定的。通過比較第1步中不同的測試結(jié)果，其中測試2波形擬合誤差最小為0.318。依據(jù)波形擬合誤差來評價結(jié)果好壞，可判定此結(jié)果是最優(yōu)解（圖3，4）。測試2中所反演的參數(shù)具體值為：斷層節(jié)面Ⅰ走向342°／傾角83°／滑動角-34°；斷層節(jié)面Ⅱ走向76°／傾角57°／滑動角-172°。據(jù)此可推斷魯?shù)榈卣馂橐淮巫呋蜑橹鞯氖录?，但此時并不能判定哪個節(jié)面為真實的發(fā)震斷層面（將在第3步完成后判定）。平均的總標(biāo)量地震矩M0=2.1×1018N·m，計算的矩震級約為6.1。由圖2b相對擬合誤差隨深度變化可知，當(dāng)質(zhì)心深度為4.4km時，相對擬合誤差最小。為了檢驗反演時初始輸入深度可能對反演質(zhì)心深度的影響，通過采用初始深度2～16km（間隔2km）進(jìn)行一系列測試結(jié)果表明（表6），質(zhì)心深度值都能穩(wěn)定收斂至最佳解（4～5km）。因此，質(zhì)心深度4.4km是比較可信的。質(zhì)心時間相對于王未來等（2014）給定的發(fā)震時刻晚約6s，質(zhì)心經(jīng)緯度相對于初始震中位置分別向東和向南偏移5km和2km。質(zhì)心的水平位置在一定程度可表征此地震釋放能量集中區(qū)中心的水平位置，其位于初始震中東南約5.4km。質(zhì)心深度4.4km可推測地震破裂時大多數(shù)能量在震源區(qū)上地殼淺層釋放。

3 基于Eikonal模型的有限斷層模型

基于點源模型反演得到震源機制解包含2組斷層節(jié)面，而第3步基于有限斷層模型反演，將能夠確定哪組斷層節(jié)面為真實的發(fā)震斷層面。采用測試2中25個臺站記錄的近震波形（濾波頻段0.01～0.5Hz），通過振幅譜反演，將計算最優(yōu)的破裂面半徑、孕震點相對質(zhì)心的位置（ns，nd）等參量。進(jìn)而估算整個破裂的面積、確定孕震點相對質(zhì)心的位置（用于判定破裂方向）、判斷出真實的發(fā)震斷層面。圖4表示實際觀測（紅色陰影）和基于有限斷層模型得到的理論振幅譜（黑線）的擬合情況，多數(shù)臺站波形相關(guān)系數(shù)較高。觀測與理論振幅譜的總擬合誤差較小，約為0.47。值得注意的是，第3步后，根據(jù)振幅譜反演獲得的基于Eikonal模型的有限斷層模型，在時域中計算的理論波形也能很好地擬合多數(shù)臺站的觀測波形（圖5），說明本文計算的有限斷層模型是可信的。

表5 點源模型反演結(jié)果Table 5 Results of point-source inversions

基于Eikonal模型的有限斷層模型結(jié)果表明：通過Bootstrap方法，100次重采樣數(shù)據(jù)集計算得到所有模型中，相對擬合誤差最小的破裂半徑約10km，破裂直徑約20km，整個破裂面面積達(dá)227.6km2，平均滑動量約0.16m。反演得到的孕震點沿走向342°相對質(zhì)心距離ns= 4.50km，孕震點沿傾向83°相對質(zhì)心距離nd=2.27km。孕震點在斷層面上位于質(zhì)心西北約5.04km處。可判定真實發(fā)震斷層為一條NNW-SSE向的斷層（斷層節(jié)面Ⅰ走向342°／傾角83°／滑動角-34°，圖4a），推斷云南魯?shù)榈卣馂橐淮巫笮呋蜑橹骷嬗猩倭空龜鄡A滑分量的事件。假設(shè)錯動上升時間為1.0s，破裂速度與剪切波速比值為0.7，則破裂總持續(xù)時間比較短，約6s。圖4b顯示，此次地震主要表現(xiàn)為一次不對稱雙側(cè)破裂事件。地震發(fā)生后0～2s，破裂以孕震點為中心向NW和SE兩側(cè)同時擴展，2s后，破裂主要向SE（沿走向342°相反方向）擴展，同時朝斷層的頂部和底部方向進(jìn)一步延伸，約6s后破裂基本趨于停止。

4 破裂方向性

圖2 測試2獲得的魯?shù)榈卣瘘c源模型結(jié)果和振幅譜擬合情況Fig.2 Point-source solution and amplitude spectra fits of the Ludian earthquake through the test 2.a第1步計算的震源機制解，注意第1步不能區(qū)分壓縮象限和膨脹象限；b相對擬合誤差隨深度變化，相對誤差RM=（MBM）／BM，其中M為每次解的擬合誤差，BM為最優(yōu)解的擬合誤差，定義當(dāng)RM=0為最優(yōu)解，以黑點表示；c相對擬合誤差隨走向、傾角和滑動角的變化；d第1步計算后，觀測（紅色陰影）和理論（黑粗線）振幅譜擬合情況，左4列依次表示序號、臺站代碼、震中距（km）和方位角（deg），右3列分別為垂直向、NS向和WE向，所有的振幅譜已歸一化

為了進(jìn)一步研究魯?shù)槠屏逊较颍卸ㄕ鎸嵃l(fā)震斷層，另外采用Cesca等（2011）提出的一種獲取臺站視破裂持續(xù)時間（apparent duration）方法，通過臺站視破裂持續(xù)時間隨方位變化來判定魯?shù)榈卣鹌屏褍?yōu)勢方向，該方法成功應(yīng)用于四川蘆山MS7.0地震破裂方向性研究（趙旭等，2014a）。主要思路為：基于本文第1步已獲得的雙力偶源，僅假定破裂持續(xù)時間為惟一未知參量，通過網(wǎng)格搜索技術(shù)，比較每臺站實際觀測P波振幅譜和理論合成的擬合度，當(dāng)擬合度最高時則為最佳解，作為該臺站的視破裂持續(xù)時間值?；跍y試2獲得的雙力偶點源模型（斷層節(jié)面Ⅰ走向342°／傾角83°／滑動角-34°；斷層節(jié)面Ⅱ走向76°／傾角57°／滑動角-172°，矩震級MW6.1（圖6）），利用同測試2相同的波形數(shù)據(jù)，選用初至P波理論到時前15s至后45s的時間窗，濾波頻段為0.01～0.5Hz，最后反演得到了25個位于不同方位臺站的視破裂持續(xù)時間（圖6a，c，d）。臺站以圓圈表示。視破裂持續(xù)時間分布表示如色標(biāo)圖6b所示，紅色代表視破裂持續(xù)時間長，藍(lán)色則相反。由圖6a容易看出，處于震中SE向的多數(shù)臺站視破裂持續(xù)時間相對較小，最小值為2.0s。而位于震中NW向的多數(shù)臺站視破裂持續(xù)時間相對較大，最大值至9.0s。所有臺站觀測的視破裂持續(xù)時間平均值為4.96s。根據(jù)所有臺站觀測的視破裂持續(xù)時間平均值，可推斷此地震破裂在5s內(nèi)釋放了大多數(shù)能量。

圖3 測試2獲得的點源模型結(jié)果和時域體波部分?jǐn)M合情況Fig.3 Point-source solution and body-wave fits in the time domain of the Ludian earthquake through the test 2.a第2步計算的震源機制解，紅色區(qū)表示壓縮象限；b質(zhì)心位置相對于初始震中（27.109°N／103.354°E）偏移量，用紅色圓圈表示最優(yōu)解；c質(zhì)心時間相對于初始發(fā)震時刻（2014／08／0316：30：10.68）偏移量；d第2步計算后，觀測（紅線）和理論（黑線）波形擬合情況

圖4 基于Eikonal模型的有限斷層模型和振幅譜擬合情況Fig.4 Finite-source solution based on the Eikonal source model and amplitude spectra fits.a第3步后，震源機制解和真實發(fā)震斷層面（粗黑線）；b破裂擴展過程（等值線表示破裂時間，單位／s）；c相對擬合誤差隨破裂面半徑的變化（白色圓圈代表100次測試的模型，黑點表示最優(yōu)解，即破裂面半徑10km）；d第3步后，實際（紅色陰影）和理論（黑粗線）振幅譜比較，所有的振幅譜已歸一化

表6 初始深度對反演質(zhì)心深度影響的敏感性測試Table 6 Sensitivity tests of the effect of initial depths on inverted centroid depths

由于地震多普勒效應(yīng)，在破裂方向上，此方位臺站視破裂持續(xù)時間應(yīng)相對較小，而在相反方向，則反之。對此地震而言，不同方位臺站獲得的視破裂持續(xù)時間明顯地表現(xiàn)出隨方位角變化而有規(guī)律變化?？傮w來講，臺站位于NW向的視破裂持續(xù)時間相對較大，而SE向則相對較小，據(jù)此，推測此地震破裂優(yōu)勢方向為SE向。也從另一方面印證了第3步有限斷層模型中得出的真實發(fā)震斷層為一條NNW-SSE向的斷層（節(jié)面Ⅰ）的認(rèn)識。

5 討論與結(jié)論

考慮到使用不同波形資料類型和簡化的1維速度模型等因素給反演震源參數(shù)結(jié)果帶來的影響，經(jīng)6次測試比較，結(jié)果表明：使用近震全波形和本區(qū)域簡化1維速度模型M 2，第1步在頻域計算斷層面解、深度和總標(biāo)量地震矩等參量，波形擬合誤差最小，因此選用第2組測試獲得的斷層面參數(shù)（斷層節(jié)面Ⅰ走向342°／傾角83°／滑動角-34°）為最優(yōu)解。同其他5組結(jié)果比較發(fā)現(xiàn)，斷層面參數(shù)是穩(wěn)定的。該結(jié)果同美國地質(zhì)調(diào)查局使用W震相（W-Phase）方法（Kanamori et al.，2008）和中國地震局地震預(yù)測研究所王勤彩博士等（私人交流）獲得的震源機制解也吻合較好（表1），證實本文獲得斷層面參數(shù)可靠。相比于Dziewonski等（1981）和Ekstr?m等（2005）提出的質(zhì)心矩張量（Centroid moment tensor）反演方法，W震相測定矩張量具有計算速度快、結(jié)果可靠性高等優(yōu)勢，因此，W震相方法逐漸被美國地質(zhì)局、日本氣象廳及中國地震臺網(wǎng)中心等機構(gòu)所使用（Hayes et al.，2009；Duputel et al.，2012；趙旭等，2014b）。結(jié)合本文有限斷層模型和破裂方向性結(jié)果判定的發(fā)震斷層面參數(shù)（節(jié)面Ⅰ），可推斷云南魯?shù)榈卣馂橐淮巫笮呋蜑橹骷嬗猩倭空龜鄡A滑分量的事件。魯?shù)榈卣鹫鹪磪^(qū)GPS監(jiān)測資料表明，小河斷裂東西兩側(cè)GPS測點運動矢量存在明顯差異。小河斷裂震前區(qū)域除觀測到約3mm／a左旋應(yīng)變速率外，還帶有1mm／a左右近WE向拉伸應(yīng)變（徐錫偉等，2014），可解釋發(fā)震斷層面滑動量中為什么存在少量正斷傾滑分量。

質(zhì)心經(jīng)緯度相對于初始震中位置分別向東和向南偏移5km和2km。質(zhì)心的水平位置可表征此地震釋放能量集中區(qū)中心，其水平位置在初始震中東南約5.4km，位于中國地震局發(fā)布的烈度分布極震區(qū)中（http：／／www.cea.gov.cn／publish／dizhenj／464／478／20140807085249557322083／index. htm l）。最佳波形擬合的質(zhì)心深度約4.4km，同使用體波走時資料精定位后的初始破裂點深度（13～15km）相比有一定差異（房立華等，2014；王未來等，2014；張廣偉等，2014），但與張廣偉等（2014）利用gCAP（剪切-粘貼）法測定質(zhì)心深度約5km較為一致。一系列測試結(jié)果表明：計算前初始深度對反演質(zhì)心深度并沒有太大的影響，說明反演得到的質(zhì)心深度是可信的。此次地震質(zhì)心深度較淺，推測地震破裂時大多數(shù)能量在震源區(qū)上地殼淺層釋放，可成為合理解釋魯?shù)榈卣鹫鸺壊淮蟮斐蓢?yán)重震害的主要原因之一。

圖5 第3步后，基于最佳的有限斷層模型計算的理論波形（黑線）和觀測波形（紅線）比較，濾波頻段為0.01～0.5HzFig.5 Comparison between observed（red line）and synthetic（black lines）waves based on the best-fitting finite-faultmodel after step 3.The frequency band is between 0.01 and 0.5Hz.

圖6 視破裂持續(xù)時間反演結(jié)果Fig.6 Inverted results of apparent rupture durations.a臺站視破裂持續(xù)時間隨臺站分布，大小用不同顏色圓圈表示，紅色五角星表示初始震中位置（27.109°N，103.354°E）；b表示視破裂持續(xù)時間大小的色標(biāo)；c隨方位角變化的視破裂持續(xù)時間被一假定破裂優(yōu)勢方向為SE向的不對稱雙側(cè)破裂模型較好擬合（黑線）；d擬合所用臺站視破裂持續(xù)時間的均值線（黑線）

基于Eikonal模型的有限斷層模型表明：此地震實際發(fā)生在一條走向為NNW-SSE的斷層上，破裂半徑約10km，破裂直徑20km，略小于余震精定位后沿NW走向展布長度22km（張廣偉等，2014）。整個破裂面積為227.6km2，平均滑動量約0.16m。孕震點在斷層面上位于質(zhì)心NW約5.04km，說明地震破裂主要從NW往SE向擴展。整體來看，此地震表現(xiàn)為一次不對稱雙側(cè)破裂事件。地震發(fā)生后0～2s，破裂以孕震點為中心向NW和SE兩側(cè)同時擴展，2s后，破裂表現(xiàn)出明顯的方向性，主要向SE（沿走向342°相反方向）擴展，故導(dǎo)致SE向多數(shù)臺站視破裂持續(xù)時間總體偏小。在此期間，朝斷層的頂部和底部方向進(jìn)一步延伸，約6s后破裂基本趨于停止。許力生等（2014）認(rèn)為此地震破裂過程中83%的能量集中釋放于前10s。國內(nèi)多位學(xué)者的震源破裂過程反演結(jié)果（郝金來等，2014；劉成利等，2014；張勇等，2014）揭示：主要滑動從破裂初始點往淺部，由NW往SE向擴展，大多數(shù)能量在震后0～6s內(nèi)釋放。這些認(rèn)識同本文觀點基本吻合。本文基于Eikonal震源模型，主要由破裂面半徑、孕震點的相對位置和破裂速度相對于震源區(qū)剪切波速的比值等關(guān)鍵物理參數(shù)表達(dá)，相對于傳統(tǒng)有限斷層模型求解法（Hartzell et al.，1983），減少了反演斷層面上未知物理參數(shù)數(shù)目，結(jié)合近震波形資料，能獲得魯?shù)榈卣鸱€(wěn)定的破裂過程圖像。

中強地震發(fā)生后如何快速判定其發(fā)震斷層，已成為國內(nèi)外地震科學(xué)工作者關(guān)注的問題。特別是魯?shù)榈卣鸢l(fā)生后研究解決上述問題的辦法顯得尤為迫切。通過野外調(diào)查資料、重災(zāi)區(qū)優(yōu)勢分布方位、余震幾何展布以及大地測量學(xué)觀測等可判定真實發(fā)震斷層面，但耗時往往較長。文中通過直接利用攜帶魯?shù)榈卣鹭S富的震源性質(zhì)信息的區(qū)域?qū)掝l帶波形，反演質(zhì)心水平位置、孕震點相對位置及視破裂持續(xù)時間隨方位的變化，皆可有效判定其破裂方向性。本文開展的研究工作可為中國中強震破裂方向性研究、快速甄別地震實際發(fā)震斷層、用于地震災(zāi)害快速評估提供寶貴的參考實例。

本文通過模擬近震臺站（震中距130～450km內(nèi)）記錄的高頻波形資料，獲得破裂面半徑、孕震點相對質(zhì)心位置以及破裂持續(xù)時間等震源參量，建立了此地震破裂過程圖像。但此地震震源更詳細(xì)的破裂時空過程，則需聯(lián)合使用近場強震觀測、GPS靜態(tài)位移以及高頻GPS波形等更豐富的資料，聯(lián)合反演同震位移和震源滑動分布等（Ji et al.，2002；王衛(wèi)民等，2008），以進(jìn)一步詳細(xì)研究此次地震震源運動學(xué)特征。

致謝 感謝Sebastian Heimann等人提供的KIWI計算程序，中國地震臺網(wǎng)中心地震臺網(wǎng)部數(shù)據(jù)管理組提供了高質(zhì)量數(shù)據(jù)波形，數(shù)據(jù)處理主要使用地震信號處理通用軟件SAC2000，圖件制作采用GMT軟件包。中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所郝金來博士，中國地震局地球物理研究所房立華博士和韓立波博士等在討論中給予寶貴建議，在此一并致謝。

房立華，吳建平，王未來，等.2014.云南魯?shù)镸S6.5地震余震重定位及其發(fā)震構(gòu)造［J］.地震地質(zhì)，36（4）：1173—1185.

FANG Li-hua，WU Jian-ping，WANGWei-lai，et al.2014.Relocation of the aftershock sequence of the MS6.5 Ludian earthquake and its seismogenic structure［J］.Seismology and Geology，36（4）：1173—1185（in Chinese）.

郝金來，王衛(wèi)民，姚振興.2014.2014年8月3日云南魯?shù)?.5級地震震源破裂過程反演初步結(jié)果［R］.北京：中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所.

HAO Jin-lai，WANGWei-min，YAO Zhen-xing.2014.Prelim inary result for rupture process of Aug.3，2014，MS6.5 earthquake，Ludian，Yunnan［R］.Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing（in Chinese）.

劉成利，鄭勇，熊熊，等.2014.利用區(qū)域?qū)掝l帶數(shù)據(jù)反演魯?shù)镸S6.5地震震源破裂過程［J］.地球物理學(xué)報，57（9）：3028—3037.

LIU Cheng-li，ZHENG Yong，XIONG Xiong，et al.2014.Rupture process of MS6.5 Ludian earthquake constrained by regional broadband seismograms［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（9）：3028—3037（in Chinese）.

王椿鏞，Mooney W D，王溪莉，等.2002.川滇地區(qū)地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)研究［J］.地震學(xué)報，24（1）：1—16.

WANG Chun-yong，Mooney W D，WANG Xi-li，et al.2002.Study on 3-D velocity structure of crust and uppermantle in Sichuan-Yunnan region，China［J］.Acta Seismologica Sinica，24（1）：1—16（in Chinese）.

王未來，吳建平，房立華，等.2014.2014年云南魯?shù)镸S6.5地震序列的雙差定位［J］.地球物理學(xué)報，57（9）：3042—3051.

WANG Wei-lai，WU Jian-ping，F(xiàn)ANG Li-hua，et al.2014.Double difference location of the Ludian MS6.5 earthquake sequences in Yunnan Province in 2014［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（9）：3042—3051（in Chinese）.

王衛(wèi)民，趙連鋒，李娟，等.2008.四川汶川8.0級地震震源過程［J］.地球物理學(xué)報，51（5）：1403—1410.

WANGWei-min，ZHAO Lian-feng，LI Juan，et al.2008.Rupture process of the MS8.0 Wenchuan earthquake of Sichuan，China［J］.Chinese JGeophys，51（5）：1403—1410（in Chinese）.

聞學(xué)澤，杜方，易桂喜，等.2013.川滇交界東段昭通、蓮峰斷裂帶的地震危險背景［J］.地球物理學(xué)報，56（10）：3361—3372.doi：10.603 8／cjg20131012.

WEN Xue-ze，DU Fang，YIGui-xi，et al.2013.Earthquake potential of the Zhaotong and Lianfeng Fault zones of the eastern Sichuan-Yunnan border region［J］.Chinese JGeophys，56（10）：3361—3372（in Chinese）.

許力生，張旭，嚴(yán)川，等.2014.基于勒夫波的魯?shù)镸S6.5地震震源復(fù)雜性分析［J］.地球物理學(xué)報，57（9）：3006—3017.

XU Li-sheng，ZHANG Xu，YAN Chuan，et al.2014.Analysis of the Love waves for the source complexity of the Ludian MS6.5 earthquake［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（9）：3006—3017（in Chinese）.

徐濤，張明輝，田小波，等.2014.麗江—清鎮(zhèn)剖面上地殼速度結(jié)構(gòu)及其與魯?shù)镸S6.5地震孕震環(huán)境的關(guān)系［J］.地球物理學(xué)報，57（9）：3069—3079.

XU Tao，ZHANG M ing-hui，TIAN Xiao-bo，et al.2014.Upper crustal velocity of Lijiang-Qingzhen profile and its relationship with the seismogenic environment of the MS6.5 Ludian earthquake［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（9）：3069—3079（in Chinese）.

徐錫偉，江國焰，于貴華，等.2014.魯?shù)?.5級地震發(fā)震斷層判定及其構(gòu)造屬性討論［J］.地球物理學(xué)報，57（9）：3060—3068.

XU Xi-wei，JIANG Guo-yan，YU Gui-hua，et al.2014.Discussion on seismogenic fault of the Ludian MS6.5 earthquake and its tectonic attribution［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（9）：3060—3068（in Chinese）.

熊紹柏，鄭曄，尹周勛，等.1993.麗江-攀枝花-者海地帶二維地殼結(jié)構(gòu)及其構(gòu)造意義［J］.地球物理學(xué)報，36（4）：434—444.

XIONG Shao-bai，ZHENG Ye，YIN Zhou-xun，et al.1993.The 2-D structure and its tectonic implications of the crust in the Lijiang-Panzhihua-Zhehai region［J］.Chinese Journal Geophysics，36（4）：434—444（in Chinese）.

張廣偉，雷建設(shè)，梁姍姍，等.2014.2014年8月3日云南魯?shù)镸S6.5地震序列重定位與震源機制研究［J］.地球物理學(xué)報，57（9）：3018—3027.

ZHANG Guang-wei，LEIJian-she，LIANG Shan-shan，et al.2014.Relocations and focalmechanism solutions of the 3 August 2014 Ludian，Yunnan MS6.5 earthquake sequence［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（9）：3018—3027（in Chinese）.

張勇，許力生，陳運泰，等.2014.2014年8月3日云南魯?shù)镸W6.1（MS6.5）地震破裂過程［J］.地球物理學(xué)報，57（9）：3052—3059.

ZHANG Yong，XU Li-sheng，CHEN Yun-tai，et al.2014.Rupture process of the 3 August 2014 Ludian，Yunnan，MW6.1（MS6.5）earthquake［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（9）：3052—3059（in Chinese）.

趙旭，Duputel Zacharie，黃志斌，等.2014b.基于W震相技術(shù)的全球強震（Mw≥6.5）矩心矩張量自動反演系統(tǒng)評估［J］.地震學(xué)報，36（5）：800—809.

ZHAO Xu，Duputel Zacharie，HUANG Zhi-bin，et al.2014b.Assessment of the automatic centroid moment tensor inversion system for global strong earthquakes（MW≥6.5）based on the W-phase method［J］.Acta Seismologica Sinica，36（5）：800—809（in Chinese）.

趙旭，黃志斌，房立華，等.2014a.四川蘆山MS7.0強烈地震震源運動學(xué)特征［J］.地球物理學(xué)報，57（2）：419—429.

ZHAO Xu，HUANG Zhi-bin，F(xiàn)ANG Li-hua，et al.2014a.Kinematic characteristics of the source process of the Lushan，Sichuan MS7.0 earthquake on 20 April 2013［J］.Chinese Journal of Geophysics，57（2）：419—429（in Chinese）.

朱介壽，蔡學(xué)林，曹家敏，等.2005.中國華南及東海地區(qū)巖石圈三維結(jié)構(gòu)及演化［M］.北京：地質(zhì)出版社.

ZHU Jie-shou，CAIXue-lin，CAO Jia-m in，et al.2005.The Three-Dimensional Structure of Lithosphere and Its Evolution in South China and Ease China Sea［M］.Geological Publishing House，Beijing（in Chinese）.

Cesca S，Heimann S，Stamm ler K，et al.2010.Automated procedure for point and kinematic source inversion at regional distances［J］.JGeophy Res，115（6）：1—24.

Cesca S，Heimann S，Dahm T.2011.Rapid directivity detection by azimuthal amplitude spectra inversion［J］.Journal of Seismology，15（1）：147—164.

Custódio S，Cesca S，Heimann S.2012.Fast kinematic waveform inversion and robustness analysis：Application to the 2007 MW5.9 Horseshoe Abyssal Plain earthquake offshore southwest Iberia［J］.Bull Seism Soc Am，102（1）：361—376.

Domingues A，Custódio S，Cesca S.2013.Waveform inversion of small-to-moderate earthquakes located offshore southwest Iberia［J］.Geophys J Int，192（1）：248—259.

Duputel Z，Rivera L，Kanamori H，et al.2012.W-phase fast source inversion formoderate to large earhquakes（1990-2010）［J］.Geophys J Int，189（2）：1125—1147.

Dziewonski A，Chou T A，Woodhouse JH.1981.Determination of earthquake source parameters from waveform data for studies of global and regional seismicity［J］.JGeophys Res，86（B4）：2825—2852.

Ekstr?m G，Dziewoński A，Maternovskaya N N，et al.2005.Global seismicity of 2003：Centroid-moment-tensor solutions for 1087 earthquakes［J］.Physics of the Earth and Planetary Interiors，148（2／3／4）：327—351.

Hartzell S，Liu P，Mendoza C，et al.2007.Stability and uncertainty of finite-fault slip inversions：Application to the 2004 Parkfield，California，earthquake［J］.Bull Seism Soc Am，97（6）：1911—1934.

Hartzell S H，Heaton T H.1983.Inversion of strong ground motion and teleseismic waveform data for the fault rupture history of the 1979 Imperial Valley，California earthquake［J］.Bull Seism Soc Am，73：1153—1583.

Hayes G P，Rivera L，Kanamori H.2009.Source inversion of theW-phase：Real-time implementation and extension to low magnitudes［J］.Seismol Res Lett，80（5）：817—822.

Heimann S.2011.A robustmethod to estimate kinematic earthquake source parameters［D］.Ph D thesis.University of Hamburg，Hamburg，Germany，161 pp.

Ji C，Wald D J，Helmberger D V.2002.Source description of the 1999 Hector Mine，California earthquake，Part I：Wavelet domain inversion theory and resolution analysis［J］.Bull Seism Soc Am，92（4）：1192—1207.

Kanamori H，Rivera L.2008.Source inversion ofW phase：Speeding up seismic tsunamiwarning［J］.Geophys J Int，175（1）：222—238.

Mai P M，Monelli D，F(xiàn)esta G，et al.2007.Earthquake source inversion blindtest：Initial results and further development［J］.Eos Trans，AGU，88（52）：Fall Meet Suppl，Abstract S53C-08.

Vavryˇcuk V，Kühn D.2012.Moment tensor inversion ofwaveforms：A two-step time-frequency approach［J］.Geophys J Int，190：1761—1776.

Wang R J.1999.A simp le orthonormalization method for stable and efficient computation of Green's function［J］.Bull Seism Soc Amer，89（3）：733—741.

Xu X W，Wen X Z，Zheng R Z，et al.2003.Pattern of latest tectonic motion and its dynamics for active blocks in Sichuan-Yunnan region，China［J］.Science in China（Ser D），46（2）：210—226.

Zhang P Z，Deng Q D，Zhang G M，et al.2003.Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China［J］.Science in China（Ser D），46（Suppl 2）：13—24.

THE K INEM ATIC CHARACTERISTICS OF THE MS6.5 LUDIAN YUNNAN EARTHQUAKE IN 2014

ZHAO Xu1，2）LIU Jie2）FENGWei2）
1）Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100029，China
2）China Earthquake Networks Center，Beijing 100045，China

We emp loy multistep inversions in the frequency or time domain to infer the kinematic characteristics of the MS6.5 Ludian，Yunnan earthquake in 2014，mainly using regional broadband waves recorded by the China Digital Seism ic Network.In this paper，we firstly invert the focal mechanism solution and the centroid depth of the Ludian earthquake，and then determine the bestfitting finite-faultmodel and the dominant rupture direction.According to the above results，we further analyze and discuss the kinematic characteristics of the Ludian earthquake，and explore preliminarily the reason for the serious disaster caused by this event.

We take into account some factors which could have effects on the inversion results，e.g.the use of different waves and simplified 1-D velocity models.Several test results indicate that the m isfit between observed waves and synthetics is better，if we use the full waves and the 1-D velocity model（Model M 2）in this study area.According to the point-sourcemodel（focalmechanism solution），this event occurs on a true rupture plane（strike=342°，dip=83°，and rake=-34°），which shows a leftlateral strike-slip faulting with a m inor normal oblique component.The centroid in the horizontal direction is located at nearly 5.4km southeast of the epicenter（27.109°N／103.354°E），and the bestfitting centroid depth is around 4.4km.The total scalar moment，M0，is retrieved with an average value of 2.1×1018N·m（ormomentmagnitude MW6.1）.

The rupture history indicates the event can be considered to have an asymmetric bilateral rupture source with a radius of 10km.The total rupture area is about 227.6km2with an average slip of nearly 0.16m.Most of the energy releaseswithin about 6s.From 0s to 2s，the energetic rupture starts at the nucleation center，then propagates bilaterally along the fault plane.A fter 2s，the rupture mainly extends south-east，showing an obvious rupture directivity.Finally，the rupture ends at nearly 6s.

In order to investigate rupture directivity of the Ludian earthquake，we retrieve the apparent source duration at different stations，using the method developed by Cesca et al.（2011）.Rupture directivity of the Ludian earthquake is detected on the basis of a frequency domain inversion of the apparent duration at each station and the further interpretation of its azimuthal variation.The result indicates that it is obvious that the apparent source durations atmajority of stations located southeast of the epicenter of the Ludian earthquake are relatively shorter，and the shortest one is round 2s. However，the apparent source durations of majority of stations distributed northwest of the epicenter are much longer，and the longest one is up to 9s.The mean value of apparent source durations of allstations is about 4.96s.Based on the princip le of the Dopp ler effect，this result provides a clear indication for the rupture propagating towards southeast，and thus can be used to discriminate the true fault p lane（NW-SE）.

In the end，we speculate that one of the most important reasons why the Ludian earthquake caused the devastating damage is that most of the energy is instantly released within relatively short duration in the shallow layer of the upper crust.

the Ludian Yunnan earthquake，eikonal source model，focal mechanism solution，rupture history

P315.2

A

0253-4967（2014）04-1157-16

趙旭，男，1982年生，2004年畢業(yè)于中國地質(zhì)大學(xué)（武漢），2007年在中國地震局地震研究所獲得防震減災(zāi)與防護(hù)工程工學(xué)碩士學(xué)位，目前為中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所在職博士研究生，副研究員，主要從事數(shù)字地震學(xué)方面的研究工作，電話：010-59959366，E-mail：zhaox＠seis.ac.cn。

10.3969／j.issn.0253-4967.2014.04.018

2014-10-22收稿，2014-11-28改回。

國家海洋局行業(yè)科研專項（201405026）和中國地震局“云南魯?shù)?.5級地震專題研究”項目共同資助。