云南2020年巧家MS5.0地震序列發震構造及其與2014年魯甸MS6.5地震的關系

宋倩， 梁姍姍， 于湘偉*， 章文波， 李春來

1 中國科學院大學地球與行星科學學院， 北京 100049 2 中國地震臺網中心， 北京 100045 3 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

在印度板塊向歐亞板塊碰撞擠壓的動力學背景下，青藏高原縮短和隆升導致物質向東運移，在受到華南塊體阻擋后轉而向南，呈現出順時針運動的形式，造成川滇塊體東部邊緣與華南塊體西部邊緣的過渡地區構造活動復雜，發育有眾多以左旋走滑和逆沖性質為主的斷裂(鄧起東等，2002，2014；徐錫偉等，2014；伍吉倉等，2018；李姜一等，2020)(圖1).其中從SN向轉到NNW向再轉到近SN向的安寧河—則木河—小江斷裂與其東側近SN向的大涼山斷裂構成了青藏高原東緣最新構造變形帶.在北部，由于大涼山斷裂分解了部分青藏高原東緣近SN向的左旋走滑分量，使得安寧河—則木河斷裂的左旋走滑運動速率小于南側與其交匯的小江斷裂(徐錫偉等，2014).這些斷裂切割了大涼山斷裂東南側NE向以逆沖性質為主的蓮峰和昭通斷裂，而這兩斷裂作為華南塊體西北側與川滇塊體之間的邊界構造帶，相關研究表明其存在不同程度的閉鎖和應變積累，具有較高的中長期地震危險性(聞學澤等，2013；李大虎等，2019).2020年云南巧家MS5.0地震和2014年云南魯甸MS6.5地震即發生在蓮峰和昭通斷裂之間(圖1b).

由于青藏高原東緣周邊發育有眾多上述活動斷裂，其地震活動性一直較為強烈，近十年來MS≥5.0的地震發生了8次(圖1a)，主要發生在邊界構造帶的北側，其中震級最大的一次為2014年8月3日的云南魯甸MS6.5地震(簡稱2014年魯甸地震).已有的研究結果表明2014年魯甸地震為一次高傾角的左旋走滑型地震事件，其余震重定位后在震中呈現不對稱的共軛分布形態，結合地震烈度的優勢方向以及破裂過程反演結果，推斷其發震斷層為NW-SE向的包谷垴—小河斷裂(圖1b)(房立華等，2014；金明培等，2014；徐錫偉等，2014；張廣偉等，2014；張勇等，2014).北京時間2020年5月18日21時48分，云南省巧家縣發生MS5.0地震(簡稱2020年巧家地震)，震中位置27.20°N，103.16°E，震源深度8 km(圖1).該地震發生在小江斷裂北段的東北部，位于蓮峰斷裂和昭通斷裂之間，毗鄰包谷垴—小河斷裂，由于未造成明顯的地表破裂，因此未能判定該地震與周圍斷裂之間的關系.此次2020年巧家地震的震中距2014年魯甸地震的震中僅18.53 km(據中國地震臺網中心正式地震目錄)，兩個地震的發生是同一動力學背景下的兩次觸發地震，還是魯甸地震的發生對巧家地震的發生有觸發作用？這些問題的深入研究和探討均依賴于精確的震源位置，因此本文著重于利用2020年巧家地震序列的地震精定位結果對上述問題進行深入分析.

圖1 巧家MS5.0地震震中位置、鄰區活動斷裂分布及近十年該地區MS≥5.0的地震事件分布圖(b)為(a)中藍色虛線框區域的放大圖，近十年地震事件震源參數來自中國地震臺網中心正式地震目錄(http:∥data.earthquake.cn/gcywfl/index.html)，圖中斷裂數據來自鄧起東等(2002).

目前，利用早期余震序列和野外實地調查對2020年巧家地震的發震構造已有部分研究結果.根據中國地震臺網中心記錄到的巧家主震發震后24 h內的余震序列結果，結合地震烈度分析認為巧家余震序列呈近SN向分布，推測其發震斷層為距離最近的包谷垴—小河斷裂的南側近SN向分支(李文濤等，2020)，通過目視解譯震前震后的衛星影像和實地考察巧家地震造成的滑坡分布結果支持了這一結論(He et al.，2021).但是，Fu等(2021)認為中國地震臺網中心的固定臺站分布較為稀疏并且距震源區的震中距離較大，可能并不能更好地反映余震序列的分布情況，因此Fu等(2021)利用距離震源區較近的區域巧家臺陣和昭通臺陣記錄到的主震發震后72 h內的余震序列進行重定位分析，結果表明巧家余震序列呈現近EW向優勢分布，而非之前認為的近SN向分布，這就無法將巧家地震的發震斷層歸因于包谷垴—小河斷裂的分支.此外，在利用青藏高原東部螺髻山溫泉氣泡中氫氣濃度來研究地震前兆異常結果中，認為2020年巧家地震是由于水庫蓄水造成一次人為誘發地震(Zhou et al., 2021).這些均表明2020年巧家地震的發震機制還存在較大爭議，因此需要更深入的研究和分析.

本文將利用中國地震臺網中心在2020年巧家MS5.0地震震區記錄到的主震震后一個月(2020年5月18日—6月19日)的震相觀測報告數據(以下簡稱震相數據)及地震事件波形數據，并聯合中國地震局地球物理研究所在巧家地區布設的局部密集巧家臺陣所記錄到的震相數據，采用絕對定位和相對定位結合的方法，對主震及其余震序列進行重定位，以此來探討巧家地震序列的分布特征及孕震背景，并進一步分析其與2014年魯甸地震之間的聯系，對研究該地區未來地震危險性有著重要意義.

1 最優一維P波速度模型反演

地震定位的精度受到諸多因素的影響，如地震臺網分布、震相數量、震相到時的拾取精度以及用于定位的地殼速度模型等.在已有的地震數據條件下，地殼速度模型對地震定位結果有著重要作用，特別是對于地震的絕對定位，不同的速度模型會得到不同的地震分布形態(宋倩等，2020)，因此在數據量有限的情況下，選擇最適合研究區域的速度模型在地震重定位研究中至關重要.

為選取巧家地震震源區的最優速度模型，在進行重定位前本文先利用Kissling等(1994)提出的方法，反演適合該地區的走時均方根(Root Mean Square，縮寫為RMS)殘差最小所對應的最優一維P波速度模型.為保證反演的準確性和合理性，本文選取巧家震區2020年5月18日—6月30日ML≥1.0的地震事件，并補充增加震區附近固定臺站覆蓋范圍內2018年1月1日—2019年10月31日ML≥2.0的地震事件，要求每個地震事件至少有6條清晰的Pg震相記錄(本次反演只采用38個固定臺站的Pg震相記錄，流動臺站的震相記錄未參與反演).最終篩選出721個地震事件用于最優一維P波速度模型的反演，射線數共為7998條，分布如圖2所示.

圖2 用于一維速度模型反演的地震臺、地震震中及平面射線分布圖

反演最優一維速度模型是對震源到臺站的射線路徑進行追蹤，再對穿過某一層厚的所有射線路徑上的速度值進行平均，由于是對各層速度值之間相互權衡的過程，所反映的是反演區域地下速度結構的一個平均效應，因此在重定位過程中會比僅使用單個測點或單條測線上的速度結構更具合理性.鑒于在反演中無法對速度模型的層厚進行調整，因此在反演速度模型的第一階段，本文首先參考以往的研究結果，選取多個不同層厚的P波速度模型，并在試驗中引入附加層作為反演的初始速度模型：“模型一”采用王未來等(2014)在2014年云南魯甸地震序列雙差定位中所使用的一維速度模型，該模型為經過攀枝花的東西方向人工地震測深剖面結果(熊紹柏等, 1993)與震區鄰近固定臺站昭通臺下方的地殼厚度的結合(Wang et al., 2014)；“模型二”采用Wang等(2007)在川滇地區竹巴龍—資中剖面進行人工地震測深獲得的川西高原部分的地殼速度模型；“模型三”為房立華等(2014)用于2014年云南魯甸MS6.5地震余震重定位的P波速度模型，該模型參考了熊紹柏等(1993)的殼內速度模型和徐濤等(2014)的淺部地殼速度結構；“模型四”為魏強等(2017)根據王椿鏞等(2002)在中國西南地區地殼和上地幔建立的三維速度結構所提取的魯甸地區的水平分層速度結構；“模型五”采用趙小艷和孫楠(2014)結合在云南實施的人工地震測深研究結果所選定的用于魯甸地區速度結構成像研究的初始一維速度模型；“模型六”選用麗江—攀枝花—者海剖面(熊紹柏等，1993)的者海測點的速度模型結果(徐甫坤等，2014)；“模型七”選擇何驍慧等(2015)在云南魯甸MS6.5地震破裂方向性研究中所采用的利用CRUST2.0得到的云南魯甸地區速度結構模型；“模型八”為本文結合麗江—攀枝花—清鎮(徐濤等，2014)和麗江—攀枝花—者海(熊紹柏等，1993)兩條人工地震測深剖面的研究結果得到的；“模型九”為本文結合“模型一”和“模型三”的結果，在去掉模型中的低速層后插值得到的(圖3a).在反演計算中，選取震源參數、速度參數及臺站校正的阻尼參數分別為0.01，1.00及0.10，反演迭代過程中走時RMS殘差隨迭代次數的增加而減小，當臺站校正值、速度模型以及RMS變化均小于截斷閾值時即停止迭代(王小娜等，2015)(圖3b)，最終所有的模型均收斂到初始模型分布條帶區域內的一個窄帶范圍內(圖3c).

為了避免一維速度模型陷于局部的走時RMS殘差最小，本文利用反演第一階段中走時RMS殘差較小的兩個模型(模型四和模型九)，在距離初始速度模型±1.00 km·s-1的速度范圍內，以±0.05 km·s-1的擾動步長，對兩個速度模型進行滑動擾動(圖3d)，共獲得80個速度擾動模型，以此來盡量涵蓋整個模型空間，再利用與第一階段相同的反演規則進行第二階段的速度模型反演.在反演中所有模型的走時RMS殘差值均隨著迭代次數的增加而減小(圖3e)，并且反演得到的速度模型收斂范圍進一步縮小，尤其在0～25 km深度范圍內，收斂到比第一階段反演更窄的范圍內(圖3f)，最終選取在停止迭代后所有模型中走時RMS殘差最小的模型為反演得到的該地區最優一維P波速度模型(圖3f，表1).本文反演得到的最優一維P波速度模型在各層之間的速度值階躍較小，更接近于連續變化的一維速度模型，減小了在重定位過程中由于各層之間的速度階躍而導致的震源深度的不確定性.

圖3 (a)(d)反演初始一維速度模型，(b)(e)不同速度模型隨著迭代次數增加對應的地震走時RMS殘差的變化，(c)(f)反演得到的一維速度模型

表1 最優一維P波速度模型

2 巧家地震序列重定位方法與數據處理

地震定位一直是地震學中的經典問題，至今已發展了多種地震定位方法，不同的地震定位方法各有其優勢和局限性，因此利用不同的定位方法得到的地震定位結果往往也會存在差異.目前普遍采用的眾多地震定位方法總體可分為絕對定位和相對定位兩大類.絕對定位方法主要是在給定速度模型的基礎上，不斷調整震源的位置使得理論震相走時與臺站觀測震相走時之間差異最小，從而得到修正后地震的絕對位置，但是這種方法對速度模型的依賴性較高，同時地震數據的各種隨機誤差對定位結果影響也較大；而相對定位是利用地震對之間的走時差對兩個地震之間的位置進行調整，從而改善地震之間的相對位置，對地震對的走時作差，一方面消掉了兩個地震事件到同一臺站的相同射線路徑上速度模型不確定性的影響，減小了速度模型不確定性對定位結果的影響，另一方面也極大地減小了兩個地震事件的震相數據共同的人工誤差和系統誤差，提高了地震定位的精度，但由于該方法是在地震絕對位置上進行微調，所以對地震的絕對位置有著較強的依賴性.為了同時得到高精度的地震絕對定位和相對定位結果，本文采用絕對定位與相對定位結合的方法對巧家MS5.0地震序列進行重定位研究：首先利用HYPOINVERSE(Klein, 2002)對該震區地震事件進行絕對定位，再利用雙差定位法(Waldhauser and Ellsworth, 2000)對這一震群中的地震事件之間的相對位置進行調整，最終獲得巧家MS5.0地震序列的重定位結果.重定位中所使用的速度模型為上文中反演的最優一維P波速度模型，波速比采用Wang等(2014)利用接收函數H-κ掃描方法獲得的昭通地震臺下方的波速比1.73.

基于中國地震臺網中心提供的震源參數和震相數據，以及巧家臺陣記錄到的震相數據，本文首先將這兩個數據源記錄到的相同地震的震相數據進行合并，然后選取巧家地震震區(27.10°N—27.30°N，103.05°E—103.25°E)在2020年5月18日—6月19日發生的ML≥0.5的地震事件(圖4b)作為重定位研究的初始數據.為了保證數據質量的可靠性,在剔除異常走時震相數據后，要求每個地震至少有4條震相記錄，且震中距在250 km范圍內，最終挑選出103個地震臺站(圖4a)記錄的783個地震事件的10143條Pg震相記錄和10056條Sg震相記錄(圖4c).初始震源深度分布范圍為0～25 km，優勢分布在5～11 km范圍內(圖4d).

圖4 (a)重定位所使用的臺站分布圖，(b) 2020年5月18日云南巧家MS5.0地震主震及其余震初始位置分布，(c) Pg和Sg震相觀測走時-震中距圖，(d)初始震源深度分布直方圖

在以往與本文研究區域相關的地震重定位研究中，大多只采用震相數據用于重定位計算，但是震相報告中拾取的震相到時數據伴隨的讀數誤差較大，這些誤差最終會影響地震定位的精度.而基于“兩個相距較近的發震機理相同的地震事件到同一臺站的地震波形具有相似性”的原理，通過對兩個相似波形進行波形互相關分析，可以得到精確度為采樣點間隔的波形互相關走時差數據，其精度通常會比震相報告中的走時差數據高一個數量級.當在相對定位中聯合震相數據和波形互相關數據時，可以有效地減小震相數據所帶來的讀數誤差，從而提高地震定位的精度.因此，本文對于巧家地震序列的重定位研究，在使用震相數據進行絕對定位和相對定位的基礎上，增加地震事件波形互相關數據進行相對定位.在對2020年5月18日—6月19日該研究區固定臺站記錄的連續波形進行時區校正、去均值、去線性趨勢等波形預處理工作后，在連續地震波形上截取絕對定位后得到的所有ML≥1.0的地震事件.選取事件波形的Z分量濾波后標記P波初動到時，考慮到P、S波在地震儀不同分量上具有不同的能量優勢，為了得到更純粹的SH波初動到時，本文將事件波形的N-S和E-W分量沿著大圓弧路徑旋轉到R、T分量上，在T分量上濾波后標記SH波初動到時.在互相關分析過程中為了減小過長波形上噪聲的影響，對Z、T分量進行時間窗截取，對P波到達前0.3 s和到達后1.0 s的Z分量波形進行截取，對SH波到達前0.5 s和到達后1.5 s的T分量波形進行截取，分別對Z分量和T分量進行互相關分析，最終得到兩個地震到同一個臺站的P、SH波的走時差以及互相關系數.從圖5中可以看出，同一個地震臺站記錄到的兩個相距較近的地震事件的波形具有相似性(圖5a，5d)，將這兩個地震事件到同一個臺站的走時差消除后，兩個地震事件的波形應具有較高的相關性.但在消除根據震相數據得到的兩地震事件的走時差后，兩個波形之間的相關性并未達到最高(圖5b，5e).與之形成鮮明對比的是，在消除利用波形互相關分析得到的走時差后，兩個波形之間的相關性則達到了最高(圖5c，5f)，因此波形互相關分析有效地減小了震相數據所帶來的誤差，提高了走時差數據的精度.為保證波形互相關數據的精度，本文僅選取互相關系數CC≥0.7的波形互相關走時差數據加入相對定位中，最終挑選出P波互相關走時差20598對，SH波互相關走時差3747對.

圖5 地震事件對在SCSMK臺站(左列)Z分量和YNQIJ臺站(右列)T分量的波形互相關示意圖

3 巧家地震序列重定位結果

3.1 地震序列分布特征

在利用上述方法和數據進行重新定位計算的過程中，每一步均進行充分的數據質量控制，并通過反復試算甄選計算參數，最終獲得了654個地震事件的重定位結果.為方便對比重定位前后震源位置分布情況，圖6給出了得到重定位結果的654個地震事件的初始震源位置與重定位后的震源位置.重定位后地震震源位置無論從震中分布(圖6a)還是深度分布上(圖6b，6c)均比初始位置更加聚集.對于巧家地震序列MS5.0主震來說，重定位后的主震位于27.19°N，103.17°E，震源深度為11.9 km，相比于初始震源位置，主震在震中上向SE方向偏移約1.5 km，震源深度由初始的8 km變為約11.9 km.對于余震序列來說，在震中分布上(圖6a)，重定位后的余震序列相對于初始余震序列更集中在東南側，且呈現為長軸方向為近EW向、短軸方向為近SN向的扁橢球狀，其中，EW方向展布約5 km，SN方向展布約3 km.在余震震源深度分布上(圖6b，6c)，重定位后的余震深度分布改變了初始余震分布的棋盤格狀形態，呈現更加有規律的分布形態，但在不同方向上的投影形態卻不相同，在沿緯度方向的投影上(圖6c，紅色圓圈)整個震群呈現月牙狀分布形態，而在沿經度方向的投影上(圖6b，紅色圓圈)呈現為較為垂直的集群.重定位后余震震源深度均在15 km深度范圍內，優勢分布范圍為5～10 km，與初始震源深度分布相比，6～9 km深度范圍內的震源數量明顯增多(圖6d).初始的巧家地震序列主震在震中上位于余震序列的東北側，在重定位后這一特點依然存在，但是重定位后的主震在深度上分布較深，并且未與余震震群緊密靠攏分布，而是位于距離余震震群約1 km左右的更深處，這一現象在2017年九寨溝MS7.0地震序列中也存在(房立華等，2018；梁姍姍等，2018).有研究表明，巧家主震釋放的能量占地震序列總能量的99.64%，屬于主余型地震序列(盧顯等，2020).因此造成余震震群與主震位置有一定距離的原因可能是主震的發生對主震周圍的應力釋放較為徹底，所以在緊鄰主震周圍的區域余震發生較少，而是在距主震有一定距離的區域余震發生的頻率較高，由此呈現出余震成群分布的特點.

圖6 巧家地震序列重定位前后震中分布(a)、震源沿經度方向(b)和緯度方向(c)的投影及震源深度對比圖(d)

根據余震序列在水平面上呈現明顯的近EW向分布的情況，利用最小二乘法擬合余震序列的優勢分布方向，得到余震序列的優勢分布方向約為方位角85°和265°(以正北方向為0°，以順時針方向為正)，因此分別作平行于余震序列優勢分布方向的AA′剖面和垂直于余震序列優勢分布方向的BB′剖面(圖7).早期余震發生的頻率較高，主震發生后72 h內發生的余震數量約占震后一個月余震數量的51%，而主震發生后12 h內發生的余震數量又約占72 h內發生余震數量的56%，因此本文將分時間段來分析余震的分布情況(圖7)，為了對比某一時間段與之前發生的地震事件的關系，將此時間段之前發生的所有地震事件以灰色圓的形式呈現在新的時間段中.

圖7 不同時間段內余震在震中以及AA′和BB′剖面上的分布情況

在主震發生后的0～12 h內，余震在震中上更偏向于BB′剖面的東側分布(圖7a1)，并且震級較大的余震發生在主震周圍，余震在AA′和BB′縱剖面上的延展分布寬度基本相同(圖7a2，7a3)，在5～10 km深度范圍內的分布較為平均，此時在BB′縱剖面上可以大致地識別到余震分布呈現兩個分支(圖7a3，黑色虛線圈)，北側淺部分支的地震數量明顯少于南側深部分支.在震后12～72 h內，余震在震中上的分布由靠近BB′剖面的東側逐漸向西側偏移(圖7b1)，但是震級較大的余震依然發生在主震周圍，余震在AA′縱剖面的延展分布寬度開始出現比BB′縱剖面寬的特點(圖7b2，7b3)，并且在BB′縱剖面上余震分布呈現的兩個分支逐漸明顯且相互獨立(圖7b3，黑色虛線圈)，南側深部分支比北側淺部分支更為垂直，余震更集中分布在7～10 km范圍內.相比而言，較淺部的余震震級比較深部的余震震級小，且隨著時間的增加，兩個分支的余震均向深部偏移.在主震發生后的3～15 d內，余震在震中上的分布開始更集中于BB′剖面的西側，較大震級的余震也均靠近BB′剖面的西側分布(圖7c1)，余震在AA′縱剖面的分布寬度相較于BB′縱剖面進一步變寬(圖7c2，7c3)，在BB′縱剖面上余震的分布依然呈現明顯的兩支，在這一時間段內余震在6～10 km深度范圍內分布較為平均.震后15～32 d內的余震數量明顯減少，且多集中在BB′剖面的西側深部(圖7d1—7d3)，淺部余震分布已非常稀疏.此時段BB′縱剖面上北側淺部分支基本無余震發生，表明此段破裂在震后15 d內基本停止，而南側深部分支則仍有余震發生，且主要集中在10 km深度范圍內(圖7d3，黑色虛線圈).綜合上述分析可以得出，余震在震中分布上，隨著時間推移，由東向西余震數量逐漸增多(圖7a1—7d1)，因此也使得在AA′縱剖面上余震的延展寬度由東向西逐步變寬(圖7a2—7d2).與之相反，BB′縱剖面上余震在南北向的延展寬度則逐步變窄，并且從南北兩側深淺不同的兩支分布逐漸變為只有南側深部的一支分布(圖7a3—7d3)，表明南側深部分支余震發生的持續時間比北側淺部分支更長.整體上較大震級的余震多分布在8～10 km深度范圍內，而5～6 km分布的則均為1級左右的微震.重定位獲得的所有地震事件均在15 km深度范圍內，并且在近地表處無余震分布，表明此次地震沒有造成地表破裂，這與野外實地調查結果相吻合，因此巧家地震序列為一次發生在上地殼內的地震活動.

3.2 重定位結果誤差分析

重定位后得到的所有地震的震相對數據的走時RMS殘差由初始的0.18 s降低到0.10 s，而波形對數據的走時RMS殘差則由初始的0.15 s降低到0.03 s，重定位精度得到了較大提升.由于雙差定位法在計算中使用的共軛梯度法可能會低估定位結果的不確定性，為避免上述情況，需要利用其他方法測試定位結果的魯棒性(robustness)(Waldhauser and Ellsworth, 2000；Hardebeck, 2013).因此，本文采用自助法(bootstrap)(Hardebeck, 2013；姜金鐘等，2016)評估巧家MS5.0地震序列重定位結果的不確定度.將最終獲得的重定位地震事件作為“理論地震”，將每個“理論地震”的走時記錄作為該事件的理論走時數據，根據絕對定位后P、S震相走時殘差的分布情況，在P、S震相理論走時數據中分別添加±0.15 s、±0.24 s以內的隨機誤差，然后選取相同的定位參數進行相對定位.如此重復400次，每個地震事件可得到400個不等的重定位結果.計算這些重定位結果與“理論地震”位置之間的N-S、E-W和U-D三個方向的偏差，每個地震在這三個方向上的偏差都近乎正態分布(圖8a—8c).根據采樣點在水平和豎直方向上的誤差分布(圖8d—8f)，得到包含95%采樣點的誤差橢圓.可以看出，誤差橢圓的長半軸基本不大于2.5 km，震源深度方向的誤差(圖8e，8f)大于水平方向的誤差(圖8d)，但這兩者的差距相對于發生在云南其他震源區(房立華等，2014；李姣等，2020)得到的水平和深度方向的誤差差距結果較小.研究表明震中距在1.4倍震源深度范圍內有臺站，且有準確的S波到時記錄，將對震源深度有較好的約束(Gomberg et al., 1990；房立華等，2018).在本文所使用的用于重定位的臺站中，距離主震最近的巧家臺陣中的臺站震中距約為7.8 km，在主震發生后布設的流動臺站中，距離主震最近的流動臺站震中距約為4.1 km，并且這些臺站都有著較好的P波和S波到時記錄，巧家臺陣對主震及早期余震均有著較好的約束，而之后布設的流動臺站有著較好的方位覆蓋，又增加了對中后期余震的約束，因此本文所使用的臺站記錄對整個地震序列的震源深度均有較好的約束，使得震源深度方向的誤差與水平方向的誤差差距較小.水平方向上的誤差橢圓長軸方向為NEE-SWW向，其主要原因是由于該方向的臺站分布相對稀疏(圖4a).選取三個方向誤差分布統計的2倍標準差(95%置信區間)作為整個震群的定位誤差(圖8a—8c)，重定位后巧家地震序列在N-S、E-W和U-D三個方向上的定位誤差分別為：0.64 km、1.06 km和1.94 km.

圖8 利用bootstrap方法得到的定位誤差(654個地震×400次采樣)

4 討論

4.1 震源機制解與余震分布的關系

為更好地分析2020年巧家地震序列的孕震構造，本文利用ISOLA近震全波形矩張量反演法(Sokos and Zahradník, 2013)反演了巧家地震序列MS5.0主震的震源機制解，該方法在求解中小地震震源機制中有著較好的應用(梁姍姍等，2019a).反演過程中使用的臺站分布如圖9a所示，根據固定震中位置在垂直深度方向搜索巧家地震序列MS5.0主震震源機制解對應的波形擬合圖(圖9b)，可以發現參與反演的15個臺站的45個波形分量中，波形擬合方差減少量達0.50以上的有38個，表明臺站理論波形與實際觀測波形的擬合度較高(梁姍姍等，2019b).主震震源機制解展示出節面Ⅰ的走向/傾角/滑動角為176°/70°/-13°，節面Ⅱ的走向/傾角/滑動角為270°/78°/-160°，兩個節面的傾角都在70°以上，表明主震為傾角較高的以走滑性質為主的地震事件.將本文得到的震源機制解與其他研究機構或文章中得到的震源機制解進行對比(圖9c，表2)，盡管使用的數據和方法不同，除了美國地質調查局(USGS)的結果之外，其他研究機構或文章與本文得到的主震震源機制解均較為相似，兩個節面走向都呈現為近EW向和近SN向，且均表現為高傾角的走滑型兼有正斷分量的地震事件.結合余震重定位結果，本文得到的主震震源機制解的節面Ⅱ與余震優勢分布方向較為一致，因此此次巧家地震序列的發震斷層應是近EW向展布的斷層，即此次巧家地震序列造成的破裂為近EW向.根據上文中分時間段對重定位結果的分析，余震的發生隨著時間的推移，自東向西逐漸增多(圖7a1—7d1)，這也與主震震源機制解節面Ⅱ的270°走向相吻合.因此，結合主震震源機制解和地震重定位結果，本文認為巧家地震序列造成的破裂面應是自東向西延伸的，這也是首次在巧家地震的研究中得出此結論.

圖9 (a)巧家地震序列MS5.0主震震源機制解及反演震源機制解所使用的臺站，(b)巧家MS5.0主震全矩張量反演

表2 不同研究機構或文章給出的巧家MS5.0主震震源機制解

根據上述分析認為巧家地震序列造成的破裂為東西走向，結合主震震源機制解結果(圖9a)，巧家地震序列造成的破裂應向北傾斜，余震重定位后深度方向上余震的分布也顯示了相同的特征(圖6b).在分時間段對余震序列的分析中發現，余震分布在BB′縱剖面上呈現明顯的兩支(圖7)，而將重定位后的余震震中的分布圖(圖6a，紅色圓圈)進一步放大(圖10a)，發現余震在震中上呈現兩個東西向的集群，北側的集群(圖10a，紅色虛線圈)余震數量較少，東西向延伸長度較短，而南側的集群(圖10a，藍色虛線圈)余震數量較多，東西向延伸長度較長.在平行于傾向方向的BB′縱剖面上(圖10b)，兩個集群也有著明顯的差別，北側的集群(圖10b，紅色虛線圈)分布深度較淺，在深度方向的延伸長度也較短，約在4.5～7 km范圍內，而南側的集群(圖10b，藍色虛線圈)分布深度較深，在深度方向上的延伸深度也更深，約在6～10 km范圍內.利用最小二乘法分別擬合兩個集群的傾角，北側集群(圖10b，紅色虛線圈)的傾角約為79°，南側集群(圖10b，藍色虛線圈)的傾角約為82°，兩個集群的傾角有著細微的差別.Fu等(2021)反演了有著較好記錄的70個ML≥1.0的余震震源機制解，將這些震源機制解結果進行統計，其中除2個余震為正斷型地震外，其余68個均為走滑型地震.根據滑動角進行統計分類，在68個走滑型地震中，有4個為純走滑型地震，26個為以走滑型為主兼有正斷分量的地震，38個為以走滑型為主兼有逆沖分量的地震.將這些震源機制解與本文獲得的余震重定位結果相結合，可以發現，主震周圍多分布著與主震震源機制解相類似的，以走滑型為主兼有正斷分量的地震(圖10c).在平行于傾向方向的BB′縱剖面上(圖10d)，北側的集群多分布著有走滑兼有正斷分量的地震，并且2個正斷型地震也分布在北側的集群中，南側的集群多分布著走滑兼有逆沖分量的地震.因此根據余震重定位分布，結合余震震源機制解，本文認為2020年巧家MS5.0地震序列存在兩段破裂，兩段破裂均以走滑型為主，但是北側淺部破裂主要兼有正斷分量，而南側深部破裂則主要兼有逆沖分量，這也是首次通過精細的地震重定位結果識別到2020年巧家地震序列存在兩段破裂的特征，表明巧家地震序列造成的破裂較為復雜.

圖10 重定位后余震震源分布情況及余震震源機制解分類

通過實地調查和對比震前震后的衛星圖像目視解譯，巧家地震有167處同震山體滑坡點，這些滑坡點分布在約1410 km2范圍內，總的滑坡面積約為1.81×105m2，并且此次地震造成的同震滑坡相比于其他同震級的地震更具破壞性(He et al., 2021).這些滑坡點呈NW-SE向分布，這與云南省地震局得到的云南巧家MS5.0地震烈度長軸方向呈NNW向的特征(http:∥www.yndzj.gov.cn/yndzj/_300559/_300651/598913/index.html)大致吻合.大部分滑坡點分布于主震的東北側，且多集中于包谷垴—小河斷裂兩側(He et al., 2021)，而西南側的滑坡點卻較少，這與該地區的地形有著一定的關系.巧家地震發生的區域地形顯示(圖1b)，主震東北側存在山谷，地形起伏較大，相較于主震西南側更易發生滑坡.而2014年魯甸地震烈度長軸呈NNW向(https:∥www.cea.gov.cn/cea/dzpd/dzzt/370016/370017/3577648/index.html)，對位于其烈度區內的巧家地震東北側區域造成了沉積層不穩定的影響，結合本文震源機制解與余震分布的研究結果，伴隨有正斷分量的主震和較大余震均分布在震群的北側，且震群北側的破裂分支深度較淺，造成的破裂向北傾斜，破裂北側作為上盤有一定的陷落作用，再加之由魯甸地震造成的不穩定性以及北側地形的優勢條件，加劇了主震東北側的同震滑坡，這可能也是此次巧家地震相比于其他同震級地震破壞性大的原因之一.

4.2 巧家地震發震機制以及與2014年魯甸地震的關系

2020年巧家地震的發震位置位于以逆沖性質為主的蓮峰斷裂與昭通斷裂之間(圖11)，兩條斷裂形成的動力源均來自于川滇塊體SSE向運動(張培震，2008；聞學澤等，2013)，因此蓮峰和昭通斷裂均沿著NE向展布，這與本文得到的巧家主震震源機制解和余震分布情況相差甚遠，因此蓮峰和昭通斷裂不是2020年巧家地震序列的發震斷層.在蓮峰和昭通斷裂之間存在一條形成時代較晚的新生斷層——包谷垴—小河斷裂，該條斷裂主體呈NW向分布，以左旋走滑性質為主(徐錫偉等，2014)，空間位置上距離2020年巧家地震序列位置更接近，但仍與地震序列存在一定距離，也與主震震源機制解結果不符，因此可以認為2020年巧家地震并非發生在包谷垴—小河斷裂的主體斷裂上(圖11).有研究者(李文濤等，2020；盧顯等，2020；He et al., 2021)根據巧家地震早期余震序列、地震烈度圖以及地震引起的山體滑坡分布，認為2020年巧家地震序列發震于包谷垴—小河斷裂南側近SN向的次級隱伏斷裂上，而在利用記錄到更多余震的局部區域地震臺陣數據，對震后72 h的余震序列進行重定位結果顯示，余震序列優勢分布方向為近EW向(Fu et al., 2021)，此結果便與上述結果相悖.本文利用震后一個月的余震序列，結合中國地震臺網提供的固定臺站和流動臺站震相數據和局部區域巧家臺陣數據，得到的余震序列優勢分布方向也為近EW向，因此，本文的研究結果不支持2020年巧家地震序列的發震斷層為包谷垴—小河斷裂南側的次級斷裂這一結論，但其發震機制與包谷垴—小河斷裂之間仍然存在密切聯系.

根據余震震源機制解獲得了巧家余震序列所受的應力方向(圖11a)，其主壓應力軸指向124°和304°方位角，其主張應力軸指向32°和212°方位角(Fu et al., 2021)，因此，余震序列受到了NW-SE向壓應力和NE-SW向張應力，這與巧家主震所指示的應力場方向相一致(Fu et al., 2021)，也與該地區所受到的區域背景應力方向相一致(Luo et al., 2016)，這說明巧家主震對該區域的局部應力場影響較小.而2014年魯甸地震也是在相同區域應力背景下發生，根據前人研究得到的魯甸地震序列主震震源機制解以及所受到的應力方向(張廣偉等，2014；張勇等，2015)(圖11a)，其與2020年巧家地震所受到的應力方向僅相差約3°，因此2014年魯甸地震和2020年巧家地震所受到的應力場是一致的.根據已有的研究成果，2014年魯甸地震為一次高傾角的左旋走滑型地震事件，其余震重定位分布存在兩個優勢方向，分別為近EW向和SSE向，根據主震震源機制、地震烈度的優勢方向以及破裂過程反演結果，均認為2014年魯甸地震的發震斷層為NW-SE向的包谷垴—小河斷裂(房立華等，2014；金明培等，2014；徐錫偉等，2014；張廣偉等，2014；張勇等，2014；何驍慧等，2015；王光明等，2018)，主震引起的斷層破裂呈現不對稱的共軛破裂形式(圖11b)，很可能是在現今構造應力作用下與里德爾(Riedel)剪切構造有關的復雜斷裂過程(Luo et al., 2020).在實地調查中僅發現了NW-SE向破裂分支的地表破裂(李西等，2018；Luo et al., 2020)，該方向的破裂早于近EW向破裂，且在破裂過程中釋放了大量的地震矩(張勇等，2015).2014年魯甸地震發生在包谷垴—小河斷裂SE向的延長線上，并且余震分布已經切割昭通斷裂，但對于魯甸地震是否將包谷垴—小河斷裂與昭通斷裂連通還存在爭議(徐甫坤等，2014；李西等，2018).因此，魏強等(2017)認為2014年魯甸地震并非發震于包谷垴—小河斷裂，而是魯甸地震的發生激活了包谷垴—小河斷裂及其共軛斷裂，這一觀點用于解釋2020年巧家地震序列的發震機制時也較為合適.

圖11 (a) 2020年巧家MS5.0地震和2014年魯甸MS6.5地震的震源機制、所受應力方向以及余震分布，(b) 2020年巧家MS5.0地震形成機制示意圖

據該地區GPS監測資料顯示，包谷垴—小河斷裂東西兩側GPS測點運動矢量存在明顯差異，西側為量值約10 mm·a-1左右的SSE向運動，而東側為量值約6 mm·a-1左右的SE向運動(徐錫偉等，2014)(圖11a).由于包谷垴—小河斷裂東西兩側塊體運動速率出現差異，導致運動速率較慢的東側塊體相對于運動速率較快的西側塊體存在反向的相對運動，從而促使包谷垴—小河斷裂的形成，使其呈現左旋走滑特征(圖11b).這種斷裂被稱為“捩斷裂”，其形成是為了調節具有不同縮短量的擠壓逆沖構造帶.在汶川地震3條地表破裂中，其中NW向的小魚洞破裂帶便是調節NE向破裂帶中縮短量不同的破裂段之間的捩斷裂(鄧起東等，2011).在青藏高原物質向東運移的過程中，川滇塊體受到華南塊體的阻擋，在塊體運動前緣持續向華南塊體擠壓，形成了以逆沖為主的NE向蓮峰和昭通斷裂，但由于東西兩側同向運動速率存在差異，導致塊體沿著運動方向撕裂，形成以左旋走滑為主的NW向包谷垴—小河斷裂.由于塊體運動仍在持續，應力在昭通斷裂西側逐步積累，當應力積累超過極限，導致了以左旋走滑性質為主的2014年魯甸地震的發生(陳石等，2014；邵崇建等，2015；王騰文等，2015).對比2014年魯甸地震共軛破裂的近EW向分支與本文得到的2020年巧家地震序列可以發現，兩者分布方向高度相似(圖11a)，均與包谷垴—小河斷裂成銳角.已有的研究表明沿著主撕裂斷裂亦可形成雁列式排列的次級撕裂斷層(孟慶芬等，2008)，因此本文認為，2020年巧家地震造成的破裂，應是在包谷垴—小河斷裂兩側塊體運動速率差異下，形成的與包谷垴—小河斷裂成雁列式的次級撕裂斷層(圖11b).基于2014年魯甸地震的近EW向破裂分支與2020年巧家地震序列分布形態的高度相似性，也應為上述情況.這種次級撕裂有時比較破碎，可能并不是單一的破裂，這也是本文重定位結果為何識別到巧家地震序列呈現兩段破裂的原因.不同的是，2014年魯甸地震發生在包谷垴—小河斷裂兩側塊體交匯處還未破裂的塊體擠壓前緣，應力累積量較大，在破裂時形成了共軛斷裂，并釋放了較大的能量，而2020年巧家地震發生在包谷垴—小河斷裂西側塊體，應力累計量較小，在破裂時僅沿著近EW向形成了與包谷垴—小河斷裂成銳角的次級破裂，兩次地震均是對垂直于昭通斷裂差異逆沖運動的調整.

此外，對該區域殼內重力異常研究(陳石等，2014；談洪波等，2017)、三維大地電磁成像結果(Cai et al., 2017)以及航磁數據研究(李大虎等，2019)表明，包谷垴—小河斷裂處于一條NW向的低阻率、低重力條帶，且處于航磁異常突變帶附近，表明該區域物質變化較為劇烈，所處的異常邊界周圍更容易發生中等強度以上的地震.結合三維視密度和地殼P波速度反演結果(趙小艷和孫楠，2014；李大虎等，2019；王長在等，2021)，在蓮峰和昭通斷裂中、下地殼范圍內存在著較大范圍的低密度、低速異常，表明該區域中、下地殼物質相對軟弱，有利于應力在脆性的上地殼內積累和集中.并且，周邊地區的地震活動變化率早已恢復到高于2014年魯甸地震發震之前的峰值水平(劉月等，2016)，因此，這種強地震活動背景為處于包谷垴—小河斷裂南側的2020年巧家地震的發震創造了條件.

那么距離2020年巧家地震震中位置不到20 km的2014年魯甸地震對其發震是否有影響呢？盡管由于不同研究者使用的模型、數據及計算方法的不同，使得針對2014年魯甸地震觸發的對周圍區域及周邊斷層上的靜態庫侖應力分布的研究結果存在差異，但是大部分研究結果表明(程佳等，2014；徐錫偉等，2014；付芮等，2015；繆淼和朱守彪，2016)，魯甸地震的發生對位于該區域西側的昭通斷裂南段的東北端、則木河斷裂南段與小江斷裂北端交匯區以及蓮峰斷裂南段的東北端有一定的庫侖應力增強作用，并且魯甸地震震中西北方向的庫侖應力增強，其發震的包谷垴—小河斷裂周邊近70%的區域靜態庫侖應力也明顯增加，因此魯甸地震近EW向破裂面西側的余震主要是由于應力觸發作用形成.然而，位于魯甸地震西北方向的巧家地震所在位置的應力分布卻并不清晰，原因是巧家地震的發震位置剛好處于魯甸地震觸發的同震靜態庫侖應力分布的邊緣區域，因此有些結果中巧家地震處于魯甸地震同震靜態庫侖應力增強區域的邊緣(徐錫偉等，2014；繆淼和朱守彪，2016)，有些結果卻處于應力減弱區域的邊緣(付芮等，2015；Fu et al., 2020)，還有些結果處在應力增強和減弱區域的分界區(程佳等，2016)，但應力變化值幾乎均在±0.01 MPa之內，說明2014年魯甸地震對2020年巧家地震的靜態觸發可能性較小，巧家地震的發震機制還應歸因于該區域塊體運動造成的擠壓應力累積背景下的一次應力釋放過程，從而產生了與包谷垴—小河斷裂成銳角形式的撕裂斷層.

5 結論

本文利用絕對定位和相對定位結合的方法，在反演得到的適合于震源區的最優一維速度模型基礎上，合并中國地震臺網固定臺站與區域巧家臺陣的震相數據，聯合使用中國地震臺網記錄的波形數據，對2020巧家MS5.0地震震后一個月的余震序列進行了重定位研究，并結合巧家MS5.0地震的震源機制解以及與其相距較近的2014年魯甸MS6.5地震序列研究結果，對2020年巧家地震的發震構造進行了深入討論，得到的主要結論如下：

(1)巧家余震序列震中呈現為以近EW向為長軸、近SN向為短軸的扁橢球狀，88%的余震分布在5～10 km深度范圍內，且在近地表無余震分布，整體在深度方向上呈現較為直立的分布形態.整個余震序列又包含南北兩個震群，北側震群分布范圍小且震源深度淺，南側震群分布范圍大且震源深度深.利用最小二乘法分別擬合兩個震群的傾角，北側震群的傾角約為79°，南側震群的傾角約為82°.對整個震群里有著較好記錄的70個ML≥1.0的余震震源機制解結果的統計顯示，整個震群以走滑性質為主，但北側震群在此基礎上多存在正斷分量，南側震群多存在逆沖分量.隨著時間的推移，余震由東向西逐漸增多，但北側震群逐漸消失，僅剩南側震群.綜上推斷，2020年巧家地震造成了兩段破裂，破裂方向由東到西，北側破裂相較于南側破裂傾角略小且深度略淺，并且北側破裂時間短于南側破裂，兩段破裂均未破裂到地表，這也是首次在巧家地震序列的研究中識別到由東向西破裂的南北兩段斷層.

(2)重定位后的主震位于27.19°N，103.17°E，震源深度為11.9 km，震中上位于余震序列的東北側，在深度上位于距離余震震群約1 km左右的更深處，表明主震的發生可能對主震周圍的應力釋放較為徹底，使得余震集中分布在距主震一定距離的位置.主震震源機制解展示出節面Ⅰ的走向/傾角/滑動角為176°/70°/-13°，節面Ⅱ的走向/傾角/滑動角為270°/78°/-160°，結合余震序列的優勢分布方向以及部分余震的震源機制解結果，表明巧家MS5.0地震為與節面Ⅱ參數相近的一次較高角度的以右旋走滑性質為主的淺源地震事件.

(3)2020年巧家地震的發震不應歸因于周圍斷層的活動，應是青藏高原物質東向運移受到華南塊體的阻擋，轉而向南運動的過程中，造成包谷垴—小河斷裂東西兩側塊體同向運動速率存在差異，使得應力在塊體內部積累.當應力積累超過極限，巖石突然破裂導致2020年巧家地震的發生，從而形成了與包谷垴—小河斷裂成銳角的次級撕裂斷層.

(4)距離2020年巧家地震序列空間上最近的2014年魯甸地震造成的共軛破裂的近EW向分支與巧家地震造成的破裂方向相一致，兩個地震所受到的應力方向基本相同.通過對前人魯甸地震造成的靜態庫侖應力研究結果進行總結分析，認為魯甸地震對巧家地震的觸發可能性較小.兩次地震應均為區域塊體運動造成的擠壓應力累積背景下的應力釋放過程，均是對垂直于昭通斷裂的塊體差異逆沖運動的調整.

致謝本研究所用的地震數據資料來源于中國地震臺網中心和中國地震局地球物理研究所.魯甸地震的重定位結果來源于中國地震科學實驗場2019年度數據年報(http:∥www.ief.ac.cn/1068/info/2020/21375.html).云南省地震局姜金鐘副研究員在重定位結果不確定性分析方面給予指導，中國科學院廣州地球化學研究所范安博士在波形處理方面給予建議和討論，三位匿名審稿專家為本文提出了寶貴的建議，文中圖件使用GMT軟件(Wessel et al., 2013)制作，在此一并表示感謝.