以形變觀測為約束的蘆山MS7.0地震孕震機理數(shù)值模擬研究

祝愛玉， 張東寧，2*， 郭穎星

1 中國地震局地球物理研究所， 北京　100081 2 中國地震局地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京　100081

以形變觀測為約束的蘆山MS7.0地震孕震機理數(shù)值模擬研究

祝愛玉1， 張東寧1，2*， 郭穎星1

1 中國地震局地球物理研究所， 北京100081 2 中國地震局地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京100081

摘要本文以2013年4月20日蘆山MS7.0地震前后在震中附近開展的形變觀測研究結(jié)果為約束，利用震區(qū)天然地震成像、大地電磁測深、人工地震探測剖面、余震精確定位、震源破裂過程、地質(zhì)考察、GPS觀測、構(gòu)造應力場等結(jié)果，建立了蘆山地震震中及鄰近地區(qū)的深淺部構(gòu)造二維有限元數(shù)值模型，探討了青藏高原向東擠出運動、區(qū)域地形特征、地殼內(nèi)低速帶和滑脫面、震區(qū)主要斷裂帶活動等可能因素對蘆山地震孕育和破裂的控制作用.模擬結(jié)果顯示，汶川地震后的青藏高原東部物質(zhì)相對四川盆地運動速率增大是引發(fā)或加快蘆山地震發(fā)生的主要動力學控制因素，龍門山斷裂帶西側(cè)上中地殼內(nèi)部低速帶和滑脫面的存在是控制蘆山地震震源位置的重要條件，其他因素則是控制龍門山斷裂帶長時間尺度區(qū)域構(gòu)造活動的動力學因素；同時本文給出了主震破裂為復雜“y”型雙破裂面的同震位移，模擬計算的地表垂直位移與觀測結(jié)果一致，進一步支持了余震精確定位提出的主震為“y”型破裂面的推測.

關鍵詞蘆山地震； “y”型破裂； 發(fā)震構(gòu)造； 動力學控制因素； 有限元數(shù)值模擬

1引言

據(jù)中國地震臺網(wǎng)測定，2013年4月20日上午8時02分46秒在四川省雅安市蘆山縣龍門鄉(xiāng)(103.0°E，30.3°N)發(fā)生了MS7.0級地震.此次地震發(fā)生在2008年5月12日汶川MS8.0級地震時沒有發(fā)生破裂的龍門山斷裂帶西南段，以逆沖破裂為主.陳運泰等(2013)給出了此次地震的標量地震矩和最佳雙力偶解的兩個節(jié)面，并認為傾向北西的節(jié)面是蘆山地震的發(fā)震斷層面.由于蘆山地震和汶川地震發(fā)生在龍門山斷裂帶上不同的段落，震中位置很近(87 km，房立華等，2013)，時間間隔僅5年，因此研究這兩次地震之間的關系引起廣泛關注(陳運泰等，2013；單斌等，2013；Liu et al.，2014，Li et al., 2014).同時，大量研究工作對蘆山地震震源區(qū)(或龍門山斷裂帶)復雜的斷層構(gòu)造環(huán)境進行了分析探討，如對震源區(qū)附近出露地表的斷裂和隱伏斷裂帶活動特征及其對蘆山地震發(fā)震破裂的控制作用的研究(徐錫偉等，2013；張岳橋等，2013；李傳友等，2013；周榮軍等，2013；李渝生等，2013；Chen et al.，2014；《蘆山地震科學考察》編委會，2015)；青藏高原物質(zhì)向東運動速率變化對加速蘆山地震孕震過程的影響(趙靜等，2013；劉峽等，2014；孟憲綱等，2014)；龍門山斷裂帶西部中上地殼低速層和滑脫面的存在有利于龍門山斷裂帶由北西向南東的推覆作用和逆沖作用，及其對蘆山地震震源位置的控制作用(朱介壽，2008；Burchfiel et al.，2008；王椿鏞等，2008；劉啟元等，2009；李勇等，2013；詹艷等，2013； 滕吉文等，2014).上述研究多為在野外調(diào)查、地球物理探測和形變觀測基礎上的定性推測，對震源深淺部構(gòu)造環(huán)境、青藏高原物質(zhì)向東運動速率變化、低速層和滑脫面對蘆山地震孕震過程影響的定量化數(shù)值模擬分析，將有助于進一步推進相關研究的分析深度，定量分析各類主要動力學因素所起作用的主次和影響程度.因此本文在上述研究基礎上，建立數(shù)值模型對上述主要構(gòu)造條件與蘆山地震孕震過程影響進行數(shù)值模擬實驗研究.

蘆山地震的破裂面沒有擴展到地表(徐錫偉等，2013；陳運泰等，2013).房立華等(2013)給出的主震和余震定位結(jié)果顯示，蘆山地震的主震震源深度為17.6 km，余震震源深度的優(yōu)勢分布范圍為5～20 km，其發(fā)震斷裂很可能是大川—雙石斷裂向東到大邑斷裂之間存在的多條隱伏斷裂.在橫跨龍門山斷裂帶的剖面上蘆山地震余震的分布呈“y”型(房立華等，2013；Fang et al.，2015；趙榮濤等，2015).Fang等(2015)和趙榮濤等(2015)依據(jù)余震分布圖像推測蘆山地震的主震破裂較為復雜，包括了兩條傾向相對的破裂面，空間分布與余震分布范圍基本一致.蘆山地震后，中國地震局第二監(jiān)測中心于2013年6—9月對穿過震區(qū)的測線進行了等精密水準復測(郝明等，2014)，并根據(jù)2010—2013年穿過震區(qū)的水準觀測數(shù)據(jù)進行計算處理，得到了蘆山地震同震垂向位移.本文試圖以蘆山地震同震位移的形變觀測資料為約束，通過正演方法判斷余震精確定位顯示的“y”形分布是否可以確定蘆山地震主要破裂面為“y”型雙破裂面.

2黏彈性有限元模型

2.1模型的建立

本文采用數(shù)值模擬的方法，以多種方法給出的孕震環(huán)境地震波速度結(jié)構(gòu)和電磁結(jié)構(gòu)的研究結(jié)果確定模型的彈性參數(shù)和流變參數(shù)；以余震精確定位、震源機制和震源破裂過程研究結(jié)果確定地震破裂面的幾何形態(tài)和位置；以同震形變觀測結(jié)果為約束檢驗模型中發(fā)震破裂面幾何模型的合理性，對蘆山地震的孕育條件及發(fā)震機理進行了模擬研究.數(shù)值模擬實驗重點分析在區(qū)域高海拔地勢引發(fā)的重力勢能差異影響(祝愛玉等，2015)、上中地殼間低速層和滑脫面、震源區(qū)主要斷層和汶川地震后青藏高原物質(zhì)向東運動速率變化等因素對蘆山地震震源位置和孕震機理的影響.同時也對蘆山地震破裂面具有“y”型復雜破裂特征的可能性進行了驗證.具體模型(圖1)的建立依據(jù)如下：

(1) 主要斷層根據(jù)已有研究結(jié)果，本文重點討論大川—雙石斷裂和大邑斷裂對蘆山地震孕震環(huán)境和孕震過程的控制作用，在數(shù)值模型中采用相對周圍材料較低楊氏模量和黏滯系數(shù)的軟弱夾層方式表示大雙—雙石斷裂和大邑斷裂.并設定大川—雙石斷裂和隱伏的大邑斷裂具有上陡下緩傾角特征，大川—雙石斷裂的傾角在30°～65°范圍內(nèi)(周榮軍等，2006)，大邑斷裂在近地表的傾角在40°～70°范圍內(nèi)(董紹鵬等，2008)，且斷裂帶底部連接近水平向的滑脫面；斷層寬度為5 km.

(2) 發(fā)震斷層在討論余震“y”型分布特征是否為蘆山地震的主震破裂面時，以軟弱夾層方式表示“y”型地震破裂面，材料參數(shù)的選定以陳運泰等(2013)和郝明等(2014)給出的發(fā)震斷裂和地表同震位錯結(jié)果為約束，通過試錯法確定.“y”型地震破裂面的空間分布形態(tài)主要參考Fang等(2015)給出的和本文二維剖面空間位置一致的跨蘆山震源位置剖面余震精定位分布圖像，破裂面深度為5～20 km.蘆山地震發(fā)震破裂面的厚度主要依據(jù)Fang等(2015)給出的余震分布范圍，水平寬度為5 km.

(3) 滑脫面和低速層在川西高原的松洛甘孜褶皺帶內(nèi)，在20 km深處的中地殼之上存在厚約3～5 km的低速高導層，可能代表了一個深部滑脫層(鄧起東等，1994).大邑斷裂為龍門山前緣擴展變形帶的前緣斷裂，斷層面傾向北西，向下呈鏟狀，并匯交于滑脫面.該滑脫面很可能就是蘆山地震的震源層(李勇等，2013).所以本文在深度20 km處設置了一條接近水平向的滑脫面，該滑脫面和大雙—雙石斷裂，大邑斷裂底部相連接.地震波速度結(jié)構(gòu)層析成像(王椿鏞等，2003)及大地電磁測深探測(孫潔等，2003)結(jié)果發(fā)現(xiàn)川西高原的上地殼存在低速層.本文按照層析成像的研究結(jié)果(王椿鏞等，2003)在滑脫面以上15～20 km建立了一層低速帶，并采用低的黏滯系數(shù)和低的彈性模量來表示該低速層.在本文開展模擬實驗時，將滑脫面和低速層對研究區(qū)域應力分布的影響一并進行討論.

(4) 分層結(jié)構(gòu)模型分層結(jié)構(gòu)模型主要包括青藏高原東部和四川盆地，其深度方向分為上地殼、中地殼、下地殼及上地幔，模型深度為100 km.其中模型表面能反映地形，且高原地區(qū)的地形高度約為4 km，四川盆地的地形高度約為400 m.上中地殼底部參考了層析成像(王椿鏞等，2003)的研究結(jié)果.Moho面深度參照跨龍門山斷裂帶的爆破地震剖面觀測結(jié)果(朱介壽，2008).

圖1　二維數(shù)值模型示意圖模型為蘆山地震震中位置(102.983°E，30.291°N)垂直剖面，模型總長為200 km，深度為100 km，并以高原和盆地的分界線為界限，將模型分為兩大塊，即青藏高原東緣和四川盆地.模型表面自由；底部垂向和水平向都固定；模型的東南部邊界水平向固定，垂向自由；模型的西北部受東南向的擠壓作用，上地殼加載速度為4 mm·a-1，模型下部分加載速率為2 mm·a-1；整個模型處于重力作用下.Fig.1　The two-dimensional numerical modelThe model is the vertical profile of the epicenter of Lushan earthquake (102.983°E，30.291°N). The width of the model is 200 km, and the depth is 100 km. The dividing line between the plateau and the basin divides the model into two parts, i.e, the eastern margin of the Qinghai Tibet Plateau and the Sichuan basin. The surface of the model is free; As for the bottom of model, both of the vertical and horizontal directions are fixed; As for the southeast boundary, the horizontal direction is fixed, and vertical direction is free; As for northwest boundary, the loading rate of the upper crust is 4 mm·a-1 and the rest part of northwest boundary is 2 mm·a-1.

2.2材料參數(shù)

模型中密度根據(jù)最新的蘆山地震科考金川—洪雅剖面(其穿過主震區(qū)，北西向測線，長約240 km)，得到模型上地殼密度為2.7 g·cm-3，中地殼密度為2.85 g·cm-3，下地殼密度為2.93 g·cm-3，上地幔密度為3.35 g·cm-3.王椿鏞等(2003)給出了研究區(qū)域的P波速度，青藏高原東緣的上、中、下地殼及上地幔P波速度分別為6、6.25、6.8 km·s-1、7.8 km·s-1；由于四川盆地地塊比較堅硬，其上、中、下地殼及上地幔P波速度分別為6、6.35、6.8 km·s-1、8.0 km·s-1；低速層的P波速度為5.8 km·s-1.根據(jù)王椿鏞等(2008)的研究結(jié)果，青藏高原東緣的上、中、下地殼及上地幔S波速度分別為3.5、3.8、4 km·s-1、4.2 km·s-1；四川盆地的上、中、下地殼及上地幔S波速度分別為3.5、3.8、4 km·s-1、4.3 km·s-1；低速層S波速度為3.5 km·s-1.根據(jù)P波速度、S波速度及密度，采用公式(1)和(2)計算，分別得到泊松比和楊氏模量(見表1).

(1)

(2)

其中，vP為P波速度，vS為S波速度，ρ為密度.

根據(jù)該區(qū)域相對偏高的平均大地熱流值，可推測川滇菱形地塊的下地殼介質(zhì)強度較低、相對較軟，而巴顏喀拉地塊的東南邊的四川盆地的地殼介質(zhì)則相對較硬(石耀霖和曹建玲，2008).有限元模型介質(zhì)的黏滯系數(shù)列于表1.其中確定低速層的具體黏滯系數(shù)還缺少足夠的探測和實驗依據(jù)(Clark and Royden，2000).趙國澤等(2008)通過對青藏高原東邊緣及其附近地區(qū)石棉—樂山剖面大地電磁資料的研究，對青藏高原東邊緣中地殼的低阻層黏滯系數(shù)做了估計，認為其黏滯系數(shù)在1018～1021Pa·s 之間.根據(jù)趙國澤等得到的中地殼低阻層深度判斷，其層位對應了王椿鏞等給出的上地殼和中地殼之間的地震波速度低速層.有限元模型介質(zhì)的黏滯系數(shù)見表1.

表1　模型材料參數(shù)表

模型中考慮大川—雙石斷裂和大邑斷裂的活動狀態(tài)時，其材料參數(shù)見表1；假設斷裂帶處于不活動狀態(tài)，材料參數(shù)與青藏高原東部上地殼材料參數(shù)相同.

2.3邊界條件和初始條件

青藏高原物質(zhì)擠出運動被堅硬的四川盆地所阻擋，在龍門山地區(qū)形成了一系列的推覆構(gòu)造，導致蘆山地震以逆沖為主的特點.根據(jù)江在森等(2009)的結(jié)果，龍門山斷裂帶西側(cè)(青藏高原內(nèi)部)500 km的跨度上(沿著本文二維模型走向)地殼縮短量為3～5 mm·a-1.根據(jù)Shen等(2005)相對華南地塊的GPS形變觀測結(jié)果顯示，青藏高原東緣的平均速率為5 mm·a-1，并隨著與四川盆地距離的減小而逐漸減小.本模型邊界距離龍門山斷裂帶約80 km，因此采用邊界位移速率條件時，設定在四川盆地內(nèi)部的模型南東端部邊界水平向固定，在青藏高原內(nèi)部的北西端施加水平向位移邊界條件.上地殼位移速率邊界條件選定為4 mm·a-1，中下地殼和上地幔選定為2 mm·a-1.為了體現(xiàn)底部地幔物質(zhì)的拖曳力，同時減少邊界效應對計算結(jié)果的影響，本文將模型深度設置為100 km，并設定模型底部水平向和垂向為剛性固定.

根據(jù)模型應變和應力變化趨勢探討各種動力學因素對蘆山地震孕育過程的影響，初始條件在模擬計算過程中不能被忽視.在模擬初始應力時，模型考慮了重力作用，以表示高海拔的地形對區(qū)域構(gòu)造應力的影響，以及由于長時間的巖石圈的流變作用形成的 “靜巖壓力”.形成“靜巖壓力”狀態(tài)的計算總時間為40萬年.同時本文采用最新的初始位移消除算法(ADINA R & D，Inc.，2010)將長時間的重力作用所造成的網(wǎng)格嚴重變形恢復到模型的初始網(wǎng)格狀態(tài)，同時保證地應力幾乎不變(Zhu et al.，2016).

3水平與垂直形變模擬計算結(jié)果和觀測結(jié)果的比較

眾多研究結(jié)果均將青藏高原高海拔地勢蓄積的重力位能作為影響高原物質(zhì)向東水平運動的重要動力學因素之一(張健和石耀霖，2002；熊熊和滕吉文，2002；Zhu et al.，2016)，為體現(xiàn)重力作用造成的不同地塊重力勢能差別和重力作用在形成現(xiàn)今構(gòu)造應力場過程中的重要作用，本模型加入重力作用，并且將東南邊界和西北邊界設置為水平向固定，垂直向自由.本模型的計算采用ADINA有限元軟件，經(jīng)過40萬年的計算，模型幾乎趨于靜巖壓力狀態(tài)(尹祥礎，1985)，然后采用位移消除算法將網(wǎng)格復原到初始網(wǎng)格并保持應力幾乎不變，以此應力作為模型初始應力場(Zhu et al.，2016).然后施加上述2.3節(jié)中的位移邊界條件，采用時間步長為500年，計算了100個時間步，得到5萬年加載后的研究區(qū)穩(wěn)定地殼構(gòu)造應變場和應力場.本文對該區(qū)域的垂向沉降速率及水平向形變等計算結(jié)果的可靠性進行檢驗(見圖2，模擬結(jié)果考慮了低速帶和滑脫面、大川—雙石斷裂、大邑斷裂帶的存在).

圖2　研究區(qū)域的主要形變約束(a) 水平向形變速率； (b) 垂向形變速率.Fig.2　The main constrains of the model(a) The rate of the horizontal deformation; (b) The rate of the vertical deformation.

模擬計算結(jié)果如圖2a顯示，模型西北部邊界到四川盆地，其水平向速率逐漸減小.水平向速率的計算結(jié)果和GPS形變觀測結(jié)果幾乎一致；同時本文也考慮了地表隆升速率測量結(jié)果對模型地表隆升速率模擬結(jié)果的約束(圖2b).根據(jù)區(qū)域精密水準測量得到青藏高原東緣平均隆升速率達6 mm·a-1，而四川盆地平均下降速率為2 mm·a-1(孟憲綱等，2014).由于控制地表隆升速率的因素非常復雜(李祖寧等，2002)，考慮本模型在地殼分層、地幔對流對地殼影響、剝蝕作用(Kirby et al., 2002)、重力均衡狀態(tài)等方面(李勇等，2005)均做了一定程度的簡化，因此本文以模擬結(jié)果在量級上和自西向東逐漸減小等指標上定性滿足測量條件為約束.

4蘆山地震孕震機理的模擬實驗

4.1低速層和滑脫面對蘆山地震孕震環(huán)境控制作用

本文在建立模型部分介紹了龍門山斷裂帶西側(cè)青藏高原可能存在低黏滯度的低阻層，及其對龍門山斷裂帶推覆構(gòu)造形成影響的研究結(jié)果.本文試圖通過比較存在低速層和滑脫面與否的兩個模型最大剪切應力計算結(jié)果，初步討論低速層和滑脫面對龍門山斷裂帶逆沖推覆構(gòu)造運動和蘆山地震震源區(qū)斷裂帶發(fā)生地震剪切破裂滑動力學條件的影響作用(見圖3).由于龍門山斷裂帶發(fā)育有大量斷裂，并具有不同傾向，在這部分的模擬實驗中，本文沒有采用針對特定斷層面投影的庫倫破裂應力分布圖像.分析圖3a和圖3b中最大剪切應力分布特征的差異可以看出，青藏高原物質(zhì)相對四川盆地向東擠壓運動時，無論是否存在低速層和滑脫面，均在龍門山中央斷裂帶及其西側(cè)的上地殼形成了高剪切應力區(qū)，有利于形成龍門山逆沖推覆構(gòu)造帶；同時也在蘆山地震震源位置形成了高剪切應力環(huán)境，有利于斷裂帶的地震剪切破裂滑動.

圖4給出了低速層和滑脫面存在與否時，模型地殼的垂直運動速率模擬結(jié)果，比較圖4a和圖4b可以看出，存在低速層和滑脫面時，龍門山地區(qū)的地表抬升速率模擬結(jié)果較沒有低速層和滑脫面的模擬結(jié)果更接近現(xiàn)今地形特征，也就是說，低速層和滑脫面的存在更有利于形成龍門山現(xiàn)今地形.

4.2主要斷裂對蘆山地震長時間尺度孕震過程控制作用

2013年4月20日蘆山MS7.0級地震發(fā)生在龍門山斷裂帶西南段，主震震源和余震活動范圍基本限于大川—雙石斷裂到大邑斷裂之間(Fang et al.，2015)，這兩條斷裂帶與蘆山地震的關系引起廣泛關注和討論.本文在考慮長期穩(wěn)定邊界位移的條件下，通過分別模擬計算兩條斷裂帶處于無震滑動狀態(tài)和不活動狀態(tài)的長期穩(wěn)定構(gòu)造條件下蘆山地震震源區(qū)的庫倫破裂應力狀態(tài)年變化率，討論了這兩條斷裂帶對蘆山地震孕震過程的長期控制作用(圖5).在模擬各種斷裂帶活動方式時均考慮了滑脫面和低速層的存在.庫倫破裂應力計算所需要的斷層面幾何參數(shù)以陳運泰等(2013)給出的蘆山地震主震破裂面幾何參數(shù)為依據(jù).計算時斷層面摩擦系數(shù)為0.6(Byerlee，1978).

圖3　模型左側(cè)邊界上地殼水平位移速率4 mm·a-1時，考慮低速帶和滑脫面存在(a)和不考慮低速帶和滑脫面存在(b)的最大剪切應力模擬結(jié)果(為突出本文探討的蘆山地震震源部分，本圖僅給出模型中間部位地表至50 km深、100 km寬范圍的應力狀態(tài))Fig.3　The simulated maximum shear stress of considering (a) and without considering (b) the low velocity zone and detachment surface, when the loading rate of the upper crust of the northwest boundary is 4 mm·a-1 (In order to highlight the source of Lushan earthquake, this paper presents the stress state of the surface to 50 km depth and a wide range of 100 km in the middle part of the model)

圖4　模型左側(cè)邊界上地殼水平位移速率4 mm·a-1時，考慮低速帶和滑脫面存在(a)和不考慮低速帶和滑脫面存在(b)的模型垂直位移速率模擬結(jié)果Fig.4　The simulated rate of vertical deformation considering (a) and without considering (b) the low velocity zone and detachment surface, when the loading rate of the upper crust of the northwest boundary is 4 mm·a-1

比較依據(jù)蘆山地震主震破裂面傾向和傾角計算得到的庫倫破裂應力變化圖5a和圖5b可以看出，在考慮青藏高原物質(zhì)東流形成長期穩(wěn)定擠壓作用的邊界條件控制下，受青藏高原高海拔地形蓄積的重力位能影響、上地殼底部滑脫面和低速層的存在影響，無論大川—雙石斷裂和大邑斷裂是否處于活動狀態(tài)，蘆山地震震源區(qū)均為模型中庫倫破裂應力增加幅度最大的部位.同時也注意到，滑脫面端部與大邑斷裂交匯部位是另一個庫倫破裂應力增加幅度高值區(qū).兩個斷裂帶的活動對斷裂帶臨近區(qū)域的庫倫破裂應力變化有一定的吸收和隔離作用，但對整個龍門山斷裂帶庫倫破裂應力變化的影響并不明顯.比較圖5b和圖5c可以看出，蘆山地震震源東南側(cè)的大邑斷裂活動與否，對龍門山斷裂帶東部和四川盆地山前地帶上地殼傾向北西的低角度逆沖斷裂帶庫倫破裂應力變化圖像格局有一定影響；比較圖5b和圖5d可以看出，蘆山地震震源西北側(cè)的大川—雙石斷裂活動與否，對蘆山地震震源區(qū)上部的庫倫破裂應力變化圖像格局有一定影響.

圖5　模型左側(cè)邊界上地殼水平位移速率4 mm·a-1時，考慮大川—雙石斷裂和大邑斷裂活動與否的庫倫破裂應力年變化率分布圖(各情況均考慮了滑脫面和低速層的存在)(a) 大川—雙石斷裂和大邑斷裂都活動； (b) 大川—雙石斷裂和大邑斷裂都不活動； (c) 大邑斷裂活動而大川—雙石斷裂不活動； (d) 大川—雙石斷裂活動而大邑斷裂不活動.Fig.5　The annual change rate of the Coulomb failure stress, when the loading rate of the upper crust of the northwest boundary is 4 mm·a-1(a) Both of Dachuan-Shuangshi fault and Dayi fault are active; (b) Neither of Dachuan-Shuangshi fault and Dayi fault is active; (c) Dayi fault is active and Dachuan-Shuangshi fault isn′t active; (d) Dachuan-Shuangshi fault is active and Dayi fault isn′t active.

圖6　考慮模型左側(cè)邊界上地殼水平位移速率由4 mm·a-1增至8 mm·a-1的蘆山地震主破裂面庫倫破裂應力年尺度變化率模擬結(jié)果(a) 大川—雙石斷裂和大邑斷裂處于活動狀態(tài)； (b) 大川—雙石斷裂和大邑斷裂處于不活動狀態(tài)(圖中五角星為房立華等(2013))給出的蘆山地震主震震源位置.Fig.6　The annual change rate of the Coulomb failure stress in the main rupture surface of the Lushan earthquake, when the loading rate of the upper crust of the northwest boundary is changed from 4 mm·a-1 to 8 mm·a-1(a) Both of Dachuan-Shuangshi fault and Dayi fault are active; (b) Neither of Dachuan-Shuangshi fault and Dayi fault is active.

4.3龍門山斷裂帶北中段震后蠕滑對蘆山地震的影響

汶川地震后，由于龍門山斷裂帶中北段由閉鎖狀態(tài)轉(zhuǎn)為震后蠕滑狀態(tài)，龍門山斷裂帶西側(cè)青藏高原地塊相對華南地塊垂直于龍門山斷裂帶走向的水平運動速率由汶川地震前的4 mm·a-1增加至8 mm·a-1(趙靜等，2013).這種橫跨龍門山斷裂帶兩側(cè)的地殼縮短速率增加，勢必造成龍門山斷裂帶南段壓縮速率變大.為分析這種橫跨龍門山斷裂帶的壓縮速率突然變化與蘆山地震孕震環(huán)境的關系，本文分別考慮了大川—雙石斷裂和大邑斷裂處于活動狀態(tài)和不活動狀態(tài)的情況，模擬計算了蘆山地震主破裂斷層面(陳運泰等，2013)投影的庫倫破裂應力1年尺度變化率圖像(圖6).模擬計算考慮了低速層和滑脫面的存在，模型左側(cè)邊界上地殼邊界的水平位移速率由4 mm·a-1增加至8 mm·a-1.計算時斷層面摩擦系數(shù)為0.6.

從圖6可以看出，作為龍門山斷裂帶兩側(cè)地塊相對擠壓速率增加的響應，模擬結(jié)果圖6a和6b的蘆山地震主破裂面投影庫倫破裂應力變化率最高值的部位均處于模型中滑脫面與大邑斷裂交匯位置.Fang等(2015)給出的蘆山地震震源也落在這個庫倫破裂應力變化率最大區(qū)域范圍內(nèi).而Fang等(2015)給出的蘆山地震余震則主要分布在這個高值區(qū)上部上地殼的庫倫破裂應力增加率較大區(qū)域.

比較圖6a和6b可以看出，蘆山地震震源東南側(cè)的大邑斷裂活動與否，對龍門山斷裂帶東部和四川盆地山前地帶上地殼傾向北西的低角度逆沖斷裂帶庫倫破裂應力變化圖像格局有一定影響；大川—雙石斷裂活動與否，對蘆山地震震源區(qū)上部的庫倫破裂應力變化圖像格局有一定影響.這和上一節(jié)中長期尺度庫倫破裂應力變化的趨勢是一致的.

4.4余震的“y”型分布與同震破裂空間分布關系

以蘆山地震后幾個月內(nèi)基于水準數(shù)據(jù)得到的蘆山7.0級地震震間和同震位移場特征為地表同震位移約束(郝明等，2014)，以陳運泰等(2013)給出的蘆山地震標量地震矩和震源破裂過程反演結(jié)果作為地震主震破裂面平均滑動量的約束，模擬了不同形態(tài)主震破裂面條件下的模型垂直位移分布特征(圖7)，對余震精確定位結(jié)果給出的余震分布“y”型分布特征是否可以作為推測主震具有“y” 型復雜破裂特征的依據(jù)進行了初步探討.

考慮主震破裂為復雜“y”型雙破裂面模型的垂直位移模擬結(jié)果顯示(圖7a和7b)，在破裂面平均滑動量與陳運泰等(2013)給出的蘆山地震主震破裂面平均滑動量基本一致條件下，地表最大位移約為0.2 m，地表以下位移上升區(qū)域主要集中在“y”型區(qū)域的上岔口，并延續(xù)到了大川—雙石斷裂，模擬得到的地表垂直位移圖像在數(shù)值和形態(tài)上和同震地表垂直位移的形變觀測結(jié)果(郝明等，2014)較為一致；圖7c和圖7d給出了主震破裂為傾向北西的簡單“/”型破裂面模型垂直位移模擬結(jié)果：與“y”型破裂面模擬結(jié)果比較，地表最大位移模擬結(jié)果約為0.13 m，且影響范圍明顯減??；圖7e和7f給出了主震破裂為傾向南東的簡單“”型破裂面模型垂直位移模擬結(jié)果：地表垂直位移最大值約為0.08 m，最大位移集中在大川—雙石斷裂的中部，垂直位移的幅度和形態(tài)相對“y”型和“”型破裂面模型的模擬結(jié)果顯著偏離同震形變觀測結(jié)果.圖7g和7h給出了假定破裂面出露地表時的“y”型雙破裂面模型垂直位移模擬結(jié)果：地表最大位移約為0.3 m，相對破裂面未出露地表的模型(圖7a和7b)，其地表最大位移加大了50%，并且影響范圍明顯增加，偏離同震形變觀測結(jié)果.

圖7　假定蘆山地震破裂形態(tài)的不同空間分布條件下，模型及地表垂向位移分布特征的模擬結(jié)果(a) “y”型破裂且破裂未達到地表條件下垂直位移模擬結(jié)果； (b) 同(a)相同條件下地表垂直位移的模擬結(jié)果和觀測結(jié)果比較； (c) “/”型破裂且破裂未達到地表條件下垂直位移模擬結(jié)果； (d) 同(c)相同條件下地表垂直位移的模擬結(jié)果和觀測結(jié)果比較； (e) “”型破裂且破裂未達到地表條件下垂直位移模擬結(jié)果； (f) 同(e)相同條件下地表垂直位移的模擬結(jié)果和觀測結(jié)果比較； (g) “y”型破裂且破裂達到地表條件下垂直位移模擬結(jié)果；(h)同(g)相同條件下地表垂直位移的模擬結(jié)果和觀測結(jié)果比較.Fig.7　The vertical displacement and surface displacement at different spatial distributions of Lushan earthquake rupture(a) The simulated vertical displacement of the “y” type rupture and the rupture didn′t reach at the surface; (b) The surface vertical displacement of the same condition of (a); (c) The simulated vertical displacement of the“/”type rupture and the rupture didn′t reach at the surface; (d) The surface vertical displacement of the same condition of (c); (e) The simulated vertical displacement of the “”type rupture and the rupture didn′t reach at the surface; (f) The surface vertical displacement of the same condition of (e); (g) The simulated vertical displacement of the “y” type rupture and the rupture reached at the surface; (h) The surface vertical displacement of the same condition of (g).

5討論

(1) 主要斷裂活動與否對蘆山地震孕震過程控制作用

對中上地殼內(nèi)已經(jīng)存在的斷裂帶，可以采用Byerlee摩擦定律作為判斷其進入地震破裂狀態(tài)的初步近似準則(Byerlee, 1978).在模擬實驗中，選擇了依據(jù)蘆山地震主震破裂面傾向和傾角計算得到的庫倫破裂應力變化圖像作為討論的參考依據(jù)(圖5).本文在討論相鄰斷層對蘆山地震孕震條件的長期演化過程影響時，所建立的模型僅考慮了大川—雙石斷裂和大邑斷裂，實際上該區(qū)域構(gòu)造活動非常復雜，存在多條斷裂帶(李勇等，2013)，這些斷裂帶的存在均會影響蘆山地震震源區(qū)的應力演化，更全面考慮這些斷裂帶影響還需要進一步研究.

(2) 青藏高原相對四川盆地位移速率變化與蘆山地震的關系

本文在分析青藏高原相對四川盆地位移速率變化與蘆山地震關系時，位移速率變化參考了趙靜等(2013)的研究結(jié)果，設定邊界位移速率由4 mm·a-1增加至8 mm·a-1.討論主要依據(jù)模型邊界位移速率變化引起的庫倫破裂應力變化是否有利于蘆山地震發(fā)震斷層的破裂，計算時考慮的受影響破裂面依據(jù)陳運泰等(2013)給出的傾向北西的蘆山地震主震破裂面和滑動方向.圖6a和6b顯示大川—雙石斷裂和大邑斷裂之間的上地殼和中地殼過渡深度(15～25 km范圍)是投影在蘆山地震主破裂面的庫倫破裂應力增加值最大部位，這實際上也是蘆山地震的發(fā)震位置(Fang et al., 2015).模擬結(jié)果顯示，汶川地震后龍門山斷裂帶中北段由閉鎖狀態(tài)轉(zhuǎn)為震后蠕滑狀態(tài)，導致青藏高原物質(zhì)相對四川盆地擠壓速率的增加，確實形成了有利于蘆山地震發(fā)生的構(gòu)造應力變化條件.從庫倫破裂應力年變化速率高值區(qū)的分布看，低速層和滑脫面的存在是控制庫倫破裂應力顯著增加區(qū)正好處于蘆山地震震源區(qū)的主要控制因素，比較圖6a和6b可以看出，大川—雙石斷裂和大邑斷裂的活動與否，并沒有影響蘆山地震震源區(qū)的庫倫破裂應力增加.

本文分析模擬結(jié)果時也注意到，邊界條件突然變化條件下計算得到的庫倫破裂應力年變化量最大值達到2 MPa的量級.這個數(shù)值已經(jīng)接近地震過程中應力降的量級，遠遠大于已有多數(shù)研究結(jié)果給出的判斷應力觸發(fā)的地震庫倫破裂應力計算值(平均為0.01 MPa，萬永革等，2002)，也遠遠大于單斌等(2013)計算得到的汶川地震破裂導致的蘆山地震發(fā)震斷層面上的庫倫應力變化值.分析造成模擬結(jié)果偏高的原因，可能是：本文模擬實驗直接在西側(cè)邊界采用GPS觀測給出的青藏高原物質(zhì)相對四川盆地運動速率由4 mm·a-1增加至8 mm·a-1的結(jié)果作為邊界速率變化條件，建立模型時根據(jù)保證計算易于收斂和計算量的需求忽略了大川—雙石斷裂以西的龍門山斷裂帶其他多條斷裂帶和褶皺帶對壓縮應變的吸收作用，這可能造成蘆山地震震源區(qū)域壓縮應變偏大，進而導致庫倫破裂應力變化值偏大的計算結(jié)果.

(3) 同震形變和余震定位結(jié)果與主震破裂過程的關系

本文以震后數(shù)個月內(nèi)開展的水準觀測給出的地表同震垂直位移觀測結(jié)果為約束，探討了“y”型余震分布是否反映出蘆山地震的主震破裂面為兩條傾向相對的破裂面.從觀測資料的可靠性分析，本文依據(jù)的水準觀測資料是地震后數(shù)個月后獲取的，郝明等(2015)在分析了不同影響因素對同震形變的影響量級后認為，雖然無法嚴格地將震后滑移和同震位移區(qū)分開來，但是利用震后數(shù)個月內(nèi)觀測資料進行同震變形計算研究，可暫不考慮震后變形的影響.

關于“y”型構(gòu)造是否反映了主震破裂空間分布，F(xiàn)ang等(2015)給出了蘆山地震后180 h內(nèi)不同時間段余震的跨震源區(qū)北西-南東走向剖面空間分布圖像，可以看出震后3～12 h、12～24 h、24～48 h、48～96 h、96～180 h的余震空間分布圖像均顯示出“y”型的余震分布特征.這種短時間內(nèi)給出的余震分布特征，應該與主震的破裂面形態(tài)分布非常接近.Scholz(2002)也認為目前通常的研究還是利用余震分布確定主震破裂范圍.Fang等(2015)利用蘆山地震后一年的余震觀測資料開展的余震精確定位研究，和趙榮濤等(2015)等利用蘆山地震后一年多的微、小余震開展的精確定位研究，更加清晰地顯示出余震的“y”型分布特征.趙榮濤等(2015)認為，余震的“y”型分布說明蘆山地震可能是兩條余震帶所對應的兩條斷裂同時活動所產(chǎn)生.實際上，正如房立華等(2013)所分析的，在龍門山山前地區(qū)，斷裂帶的逆沖滑動受阻而反向逆沖形成反沖斷層，共同構(gòu)成“y”型構(gòu)造組合的例子并不局限于此次蘆山地震的震源破裂.

6結(jié)論

綜合上述的模擬實驗結(jié)果及討論，本文得到結(jié)論如下.

(1) 在龍門山斷裂帶西側(cè)的青藏高原存在的低速帶和滑脫面，在長期地質(zhì)尺度對龍門山斷裂帶地區(qū)的地表隆升有明顯的控制作用，同時也對在蘆山地震震源區(qū)的較大范圍形成高剪切應力區(qū)有長期尺度的控制作用.

(2) 從長期尺度的應力環(huán)境演化過程看，大邑斷裂處于無震蠕滑狀態(tài)或不活動，對龍門山斷裂帶東部和四川盆地山前地帶上地殼的最大剪切應力分布格局有一定影響；大川—雙石斷裂和大邑斷裂處于無震蠕滑狀態(tài)或不活動狀態(tài)，模擬結(jié)果均顯示蘆山地震震源區(qū)處于高剪切應力環(huán)境，兩個斷裂帶活動與否對蘆山地震震源位置長期的應力積累過程影響不大.

(3) 汶川地震后短期內(nèi)龍門山斷裂帶中北段由閉鎖狀態(tài)轉(zhuǎn)為震后蠕滑狀態(tài)，青藏高原東部物質(zhì)相對四川盆地向東的運動速率增加，同時由于龍門山斷裂帶西側(cè)上中地殼低速層和滑脫面的存在，導致龍門山斷裂帶的蘆山地震震中附近區(qū)域在汶川地震后承受了更大的水平方向應變壓縮作用.在低速層和滑脫面的控制下，這種水平向擠壓應力的增強，促進了蘆山地震的孕育和發(fā)生過程.而大川—雙石斷裂和蘆山斷裂的活動與否，對蘆山地震的孕育和發(fā)生影響并不大.

(4) 在本文開展的數(shù)值模擬實驗中，根據(jù)余震“y”型分布給出兩個傾向相對的破裂面建立模型所得到的地表垂直位移計算結(jié)果與形變觀測結(jié)果符合較好.支持了房立華等(2013)提出的蘆山地震主震可能有兩個破裂面的推測.至于兩個破裂面是同時發(fā)生破裂，或具有一定的先后順序(趙榮濤等，2015)，本模型利用目前的觀測研究結(jié)果所進行的模擬實驗驗證還不能給出確定的結(jié)論.

感謝在本文撰寫過程中得到中國地震局第二監(jiān)測中心王慶良研究員，中國地震局地球物理研究所李永華研究員和房立華博士的指導，在此向提供有益建議的學者和兩位匿名評審專家表示誠摯的感謝.

References

Adina R, Inc D. 2010. Theory and Modeling Guide Volume I: ADINA. Report ARD 10-7.

Burchfiel B C, Royden L H, van der Hilst R D, et al. 2008. A geological and geophysical context for the Wenchuan earthquake of 12 May 2008, Sichuan, People′s Republic of China.GSAToday, 18(7): 4-11. Byerlee J D. 1978. Friction of rocks.PureandAppliedGeophysics, 116(4-5): 615-629. Chen L C, Wang H, Ran Y K, et al. 2014. The 2013 LushanMS7.0 Earthquake: Varied seismogenic structure from the 2008 Wenchuan Earthquake.SeismologicalResearchLetters, 85(1): 34-39.

Chen Y T, Yang Z X, Zhang Y, et al. 2013. From 2008 Wenchuan earthquake to 2013 Lushan earthquake.ScientiaSinicaTerrae(in Chinese), 43(6): 1064-1072.

Clark M K, Royden L H. 2000. Topographic ooze: Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow.Geology, 28(8): 703-706.

Deng Q D, Chen S F, Zhao X L. 1994. Tectonic, seismisity and dynamics of Longmenshan Mountains and its adjacent regions.SeismologyandGeology(in Chinese), 16(4): 389-403.

Dong S P, Han Z J, Yin J H, et al. 2008. A preliminary research on the latest tectonic deformation style and the activity age of the Dayi fault in the piedmont of the Longmen Mountains.SeismologyandGeology(in Chinese), 30(4): 996-1003.

Fang L H, Wu J P, Wang W L, et al. 2013. Relocation of the mainshock and aftershock sequences ofMS7.0 Sichuan Lushan earthquake.Chin.Sci.Bull., 58(28): 3451-3459, doi: 10.1007/s11434-013-6000-2. Fang L H, Wu J P, Wang W L, et al. 2015. Aftershock observation and analysis of the 2013MS7.0 Lushan earthquake.SeismologicalResearchLetters, 86(4): 1135-1142.

Jiang Z S, Fang Y, Wu Y Q, et al.2009. The dynamic process of regional crustal movement and deformation before WenchuanMS8.0 earthquake.ChineseJ.Geophys.(in Chinese),52(2):505-518.

Hao M, Wang Q L, Liu L W, et al. 2014. Interseismic and coseismic displacements of the LushanMS7.0 earthquake inferred from leveling measurements.Chin.Sci.Bull., 59(35): 5129-5135.Kirby E, Reiners P W, Krol M A, et al. 2002. Late Cenozoic evolution of the eastern margin of the Tibetan Plateau: inferences from40Ar/39Ar and (U-Th)/He thermochronology.Tectonics, 21(1): 1-1-1-20.

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, Xu G D, Zhou R J, et al. 2005. Isostatic gravity anomalies in the Longmen Mountains and their constraints on the crustal uplift below the mountains on the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau.GeologicalBulletinofChina(in Chinese), 24(12): 1162-1168.

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.

Li Y Q, Jia D, Wang M M, et al. 2014. Structural geometry of the source region for the 2013MW6.6 Lushan earthquake: Implication for earthquake hazard assessment along the Longmen Shan.EarthPlanet.Sci.Lett., 390: 275-286.Li Y S, Wang Y S, Pei X J, et al. 2013. Research on tectonic fracturing and causative fault of Lushan earthquake in Sichuan, China.JournalofChengduUniversityofTechnology(Science&TechnologyEdition) (in Chinese), 40(3): 242-249.

Li Z N, Fu R S, Huang J H. 2002. Numerical simulation of the Qinghai-Xizang Plateau uplift under the effect of denudation and mantle convection.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 45(4): 516-523.

Liu M, Luo G, Wang H. 2014. The 2013 Lushan earthquake in China tests hazard assessments.SeismologicalResearchLetters, 85(1): 40-43.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 X, Sun D Y, Ma J, et al. 2014. Present-day deformation and stress state of Longmenshan fault from GPS results-comparative research on active faults in Sichuan-Yunnan region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(4): 1091-1100, doi: 10.6038/cjg20140407.

Meng X G, Bo W J, Liu Z G, et al. 2014. Activity in the middle east of Bayan Har Block with LushanMS7.0 earthquake.JournalofJilinUniversity(EarthScienceEdition) (in Chinese), 44(5): 1705-1711.

Scholz C H. 2002. The Mechanics of Earthquakes and Faulting (2nd ed.). Cambridge: Cambridge University Press.

Shan B, Xiong X, Zheng Y, et al. 2013. Stress changes on major faults caused by 2013 Lushan earthquake and its relationship with 2008 Wenchuan earthquake.ScienceChina:EarthSciences, 56(7): 1169-1176.

Shen Z K, Lü J N, Wang M, et al. 2005. Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Plateau.JournalofGeophysicalResearch, 110: B11409.

Shi Y L, Cao J L. 2008. Effective viscosity of China continental lithosphere.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 15(3): 82-95. Sun J, Jin G W, Bai D H, et al. 2003. Crustal and upper mantle electrical structure of eastern Tibetan Plateau and its tectonic significance.ScienceChina:EarthSciences(in Chinese), 33(Suppl.): 173-180.

Teng J W, Pi J L, 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.

Wan Y G, Wu Z L, Zhou G W, et al. 2002. Research on seismic stress triggering.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 24(5): 533-551.

Wang C Y, Wu J P, Lou H, et al. 2003. P-wave crustal velocity structure in western Sichuan and eastern Tibetan region.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 46(2S): 254-265.

Wang C Y, Lou H, Lü Z Y, et al. 2008. S-wave crustal and upper mantle′s velocity structure in the eastern Tibetan Plateau—Deep environment of lower crustal flow.ScienceinChinaSeries:EarthSciences, 51(2): 263-274.

Xiong X, Teng J W. 2002. Study on crustal movement and deep process in eastern Qinghai-Xizang plateau.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 45(4): 507-515.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): 3437-3443, doi: 10.1007/s11434-013-5999-4. Yin X C. 1985. Solid Mechanics (in Chinese). Beijing: Seismological Press. Zhan Y, Zhao G Z, Unsworth M, et al. 2013. Deep structure beneath the southwestern section of the Longmenshan fault zone and seismogenetic context of the 4.20 LushanMS7.0 earthquake.Chin.Sci.Bull., 58(28): 3467-3474, doi: 10.1007/s11434-013-6013-x.Zhang J, Shi Y L. 2002. The role of gravitational potential energy in raising and spreading of Qinghai-Xizang Plateau.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 45(2): 226-232.

Zhang Y Q, Deng S W, Hou C T, et al. 2013. Preliminary study on the seismotectonics of the 2013 LushanMS7.0 earthquake, West Sichuan.ActaGeologicaSinica(in Chinese), 87(6): 747-758.

Zhao G Z, Chen X B, Wang L F, et al. 2008. Evidence of crustal ‘channel flow’ in the eastern margin of Tibetan plateau from MT measurements.Chin.Sci.Bull., 52(12): 1887-1893.

Zhao J, Wu Y Q, Jiang Z S, et al. 2013. Fault locking and dynamic deformation of the Longmenshan fault zone before the 2013 LushanMS7.0 Earthquake.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 35(5): 681-691. Zhao R T, An M J, Feng M, et al. 2015. Analysis on the seismogenic fault of LushanMS7.0 earthquake by using epicenters of its aftershocks.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 37(2): 205-217.Zhou R J, Li Y, Densmore A L, et al. 2006. Active tectonics of the eastern margin of the Tibet Plateau.JournalofMineralogyandPetrology(in Chinese), 26(2): 40-51.

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 A Y, Zhang D N, Jiang C H, et al. 2015. The numerical simulation of the strain energy density changing rate and strong earthquake recurrence interval of the Sichuan-Yunnan block.SeismologyandGeology(in Chinese), 37(3): 906-927.

Zhu A Y, Zhang D N, Jiang C H. 2016. Numerical simulation of the segmentation of the stress state of the Anninghe-Zemuhe-Xiaojiang faults.ScienceChinaEarthSciences, 59(2): 384-396.

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.

附中文參考文獻

陳運泰, 楊智嫻, 張勇等. 2013. 從汶川地震到蘆山地震. 中國科學: 地球科學, 43(6): 1064-1072.

鄧起東, 陳社發(fā), 趙小麟. 1994. 龍門山及其鄰區(qū)的構(gòu)造和地震活動及動力學. 地震地質(zhì), 16(4): 389-403.

董紹鵬, 韓竹軍, 尹金輝等. 2008. 龍門山山前大邑斷裂活動時代與最新構(gòu)造變形樣式初步研究. 地震地質(zhì), 30(4): 996-1003.

房立華, 吳建平, 王未來等. 2013. 四川蘆山MS7.0級地震及其余震序列重定位. 科學通報, 58(20): 1901-1909.

郝明, 王慶良, 劉立煒等. 2014. 基于水準數(shù)據(jù)的蘆山7.0級地震震間期和同震位移場特征. 科學通報, 59(36): 3631-3636.

江在森，方穎，武艷強等. 2009.汶川8.0級地震前區(qū)域地殼運動與變形動態(tài)過程.地球物理學報,52(2):505-518.

李傳友, 徐錫偉, 甘衛(wèi)軍等. 2013. 四川省蘆山MS7.0地震發(fā)震構(gòu)造分析. 地震地質(zhì), 35(3): 671-683.

李勇, 徐公達, 周榮軍等. 2005. 龍門山均衡重力異常及其對青藏高原東緣山脈地殼隆升的約束. 地質(zhì)通報, 24(12): 1162-1168.李勇, 周榮軍, 趙國華等. 2013. 龍門山前緣的蘆山地震與逆沖—滑脫褶皺作用. 成都理工大學學報 (自然科學版), 40(4): 353-363. 李渝生, 王運生, 裴向軍等. 2013. “4.20”蘆山地震的構(gòu)造破裂與發(fā)震斷層. 成都理工大學學報(自然科學版), 40(3): 242-249.

李祖寧, 傅容珊, 黃建華. 2002. 剝蝕及地幔作用下青藏高原隆升過程的數(shù)值模擬. 地球物理學報, 45(4): 516-523.

劉啟元, 李昱, 陳九輝等. 2009. 汶川MS8.0地震: 地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)的初步研究. 地球物理學報, 52(2): 309-319.

劉峽, 孫東穎, 馬瑾等. 2014. GPS結(jié)果揭示的龍門山斷裂帶現(xiàn)今形變與受力——與川滇地區(qū)其他斷裂帶的對比研究. 地球物理學報, 57(4): 1091-1100, doi: 10.6038/cjg20140407.

《蘆山地震科學考察》編委會. 2015. 蘆山地震科學考察. 北京: 地震出版社.

孟憲綱, 薄萬舉, 劉志廣等. 2014. 蘆山7.0級地震與巴顏喀拉塊體中東段的活動性. 吉林大學學報 (地球科學版), 44(5): 1705-1711.

單斌, 熊熊, 鄭勇等. 2013. 2013年蘆山地震導致的周邊斷層應力變化及其與2008年汶川地震的關系. 中國科學: 地球科學, 43(6): 1002-1009.

石耀霖, 曹建玲. 2008. 中國大陸巖石圈等效粘滯系數(shù)的計算和討論. 地學前緣, 15(3): 82-95.

孫潔, 晉光文, 白登海等. 2003. 青藏高原東緣地殼-上地幔電性結(jié)構(gòu)探測及其構(gòu)造意義. 中國科學D輯, 33(增刊): 173-180.

滕吉文, 皮嬌龍, 楊輝等. 2014. 汶川—映秀MS8.0地震的發(fā)震斷裂帶和形成的深層動力學響應. 地球物理學報, 57(2): 392-403, doi: 10.6038/cjg20140206.

萬永革, 吳忠良, 周公威等. 2002. 地震應力觸發(fā)研究. 地震學報, 24(5): 533-551.

王椿鏞, 吳建平, 樓海等. 2003. 川西藏東地區(qū)的地殼P波速度結(jié)構(gòu). 中國科學: D輯, 33(增刊): 181-189.

王椿鏞, 樓海, 呂智勇等. 2008. 青藏高原東部地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)——下地殼流的深部環(huán)境. 中國科學D輯: 地球科學, 38(1): 22-32.

熊熊, 滕吉文. 2002. 青藏高原東緣地殼運動與深部過程的研究. 地球物理學報, 45(4): 507-515.

徐錫偉, 聞學澤, 韓竹軍等. 2013. 四川蘆山7.0級強震: 一次典型的盲逆斷層型地震. 科學通報, 58(20): 1887-1893.

尹祥礎. 1985. 固體力學. 北京: 地震出版社.

詹艷, 趙國澤, Unsworth M等. 2013. 龍門山斷裂帶西南段4.20蘆山7.0級地震區(qū)的深部結(jié)構(gòu)和孕震環(huán)境. 科學通報, 58(20): 1917-1924.

張健, 石耀霖. 2002. 青藏高原隆升及伸展變形中的重力位能. 地球物理學報, 45(2): 226-232.

張岳橋, 董樹文, 侯春堂等. 2013. 四川蘆山2013年MS7.0地震發(fā)震構(gòu)造初步研究. 地質(zhì)學報, 87(6): 747-758.

趙國澤, 陳小斌, 王立鳳等. 2008. 青藏高原東邊緣地殼“管流”層的電磁探測證據(jù). 科學通報, 53(3): 345-350.

趙靜, 武艷強, 江在森等. 2013. 蘆山地震前龍門山斷裂帶閉鎖程度與變形動態(tài)特征研究. 地震學報, 35(5): 681-691.

趙榮濤, 安美建, 馮梅等. 2015. 利用余震震中分析蘆山MS7.0地震發(fā)震構(gòu)造. 地震學報, 37(2): 205-217.

周榮軍, 李勇, Densmore A L等. 2006. 青藏高原東緣活動構(gòu)造. 礦物巖石, 26(2): 40-51.

周榮軍, 李勇, 蘇金蓉等. 2013. 四川蘆山MW6.6級地震發(fā)震構(gòu)造. 成都理工大學學報 (自然科學版), 40(4): 364-370.

祝愛玉, 張東寧, 蔣長勝等. 2015. 川滇地區(qū)地殼應變能密度變化率與強震復發(fā)間隔的數(shù)值模擬. 地震地質(zhì), 37(3): 906-927.

朱介壽. 2008. 汶川地震的巖石圈深部結(jié)構(gòu)與動力學背景. 成都理工大學學報(自然科學版), 35(4): 348-356.

(本文編輯胡素芳)

The numerical simulation on the seismogenic mechanism of the LushanMS7.0 earthquake constrained by deformation observation

ZHU Ai-Yu1, ZHANG Dong-Ning1,2*, GUO Ying-Xing1

1InstituteofGeophysics,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China2KeyLaboratoryofSeismicObservationandGeophysicalImaging,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China

AbstractWe established a two-dimensional finite element model of the Lushan earthquake and its adjacent region. The model was based on the natural seismic imaging, magnetotelluric sounding, artificial seismic sounding, precise aftershock location, focal rupture inversion, geological survey, GPS observation and tectonic stress field. Using the results of deformation observation of the Lushan MS7.0 earthquake on April 20, 2013 as constraints, we explored some possible factors, such as eastward extrusion of Qinghai Tibet Plateau, characters of regional topography, lower velocity zone, detachment surface, tectonic faults, and et al, and how these factors impact the rupture character of the Lushan earthquake and its seismogenic process. The numerical results showed that, the movement rate of the material in the eastern part of the Qinghai Tibet Plateau increased after the Wenchuan earthquake, which was the main dynamic factor causing or accelerating the Lushan earthquake; the existence of low velocity zone and detachment surface in the upper middle crust of the Longmen mountain fault zone was an important condition for controlling the location of Lushan epicenter; and the rest of the factors were the dynamic factors controlling the tectonic activity of the Longmen mountain fault zone in the long time scale. Also, this paper gave the simulated result of coseismic displacement caused by the complex “y” type rupture, which further supported the speculation on Lushan mainshock rupture surface as the “y” type.

KeywordsLushan earthquake; “y” type rupture; Seismogenic structure; Dynamic controlling factor; Finite element method

基金項目中國地震局地震行業(yè)科研專項(201408014), 國家自然科學基金(41504079), 地震行業(yè)專項(201308011)聯(lián)合資助.

作者簡介祝愛玉，女，副研究員，主要從事地球動力學數(shù)值模擬及斷裂力學數(shù)值模擬. E-mail: aiyuzhu@cea-igp.ac.cn *通訊作者張東寧，研究員，主要從事地球動力學問題的數(shù)值模擬研究.E-mail: zhangdn@cea-igp.ac.cn

doi:10.6038/cjg20160511 中圖分類號P315,P313

收稿日期2015-11-18，2016-01-12收修定稿

祝愛玉， 張東寧， 郭穎星. 2016. 以形變觀測為約束的蘆山MS7.0地震孕震機理數(shù)值模擬研究.地球物理學報，59(5):1661-1672,doi:10.6038/cjg20160511.

Zhu A Y, Zhang D N, Guo Y X. 2016. The numerical simulation on the seismogenic mechanism of the LushanMS7.0 earthquake constrained by deformation observation.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(5):1661-1672,doi:10.6038/cjg20160511.