龙门山断裂带位于青藏高原东缘、南北地震带中段，主要由近于平行的茂汶-汶川断裂（后山断裂）、映秀-北川断裂（中央断裂）、灌县-彭县断裂（前山断裂）等多条主干断裂组成^[1-11]，宽约30～40km，长约500km，总体走向NE（N40°-50°E），倾向北西，倾角不定^[4-11].2008 年5 月12 日汶川M_S8.0地震就发生在龙门山断裂带的中-北段，地震破裂沿龙门山断裂带中央断裂呈NE 向单侧扩展，同震破裂还局部扩展到龙门山断裂带前山断裂中段，形成总长约235km 的地表破裂带^[12]，而余震密集分布带则长达近330km，强余震空间分布表现出显着的空间差异^[13].汶川M_S8.0 地震被认为是巴颜喀拉块体朝东南东方向的挤出运动受到华南地块阻挡、沿巴颜喀拉块体与四川盆地之间的龙门山断裂带长期积累应力应变并突然释放的结果^[14-19].

震源机制解可以直观反映地震破裂的几何特征与运动学特征^[20].地震序列震源机制与震源深度分布对了解震源区应力状态、勾画断层形态、厘清主余震与发震构造的关系，理解主余震孕震机理等具有重要意义^[20-21].汶川地震后，不同学者通过地震资料^[22-28]、GPS 与InSAR 资料^[29-30]反演主震破裂过程与主震震源机制，获得主震发震断层为龙门山断裂带中央断裂-映秀-北川断裂的共识.与此同时，关于汶川余震震源机制及震源区应力场的相关研究也陆续展开^[31-35]，但研究主要集中于序列早期，所得结果仅能反映余震区早期的构造活动与应力场特征.

截止到2011年6月，由四川区域台网记录的汶川余震近8.8 万次，其中M4 级以上余震超过400次.丰富的余震为深入研究汶川8.0级地震后余震区断层行为与震源区应力场分布特征提供了资料保障.本文采用Zhao 等^[36]提出、并经Zhu等^[37]发展的CAP（CutandPaste）波形反演方法，利用2008年5月至2011年6 月四川台网记录的宽频带地震波形资料，同时求取汶川地震序列中M≥4.0 余震的震源机制解与震源深度，试图根据余震震源机制的时空分布，探讨余震区断层行为与应力场的时空变化特征，并基于余震震源机制与震源深度结果，对龙门山断裂带中北段断层面展布特征进行初步分析.

地震波形资料来源于四川区域地震台网.为了保证研究结果的可靠性，本文依据下列原则选取波形资料：（1）余震震级M≥4.0；（2）记录台站震中距小于250km、波形连续且信噪比较高.经过筛选，汶川地震序列中，满足上述条件的余震共312 个.图 1给出了所用地震的震中（圆点）与台站（三角形）分布，其中，黑色三角形代表波形反演所用台站，蓝边灰色三角形为求取P波初动解所用补充台站.为便于后续对比分析，在该图中还同时标示出了由中国地震台网测定的汶川主震震中位置、震源机制^[22]及地表破裂分布^[12].

图 1

Fig. 1

图 1 区域主要活动断裂、所用余震震中与台站分布、汶川主震震中与震源机制及地表破裂展布 Fig. 1 Tectonic units, distribution of epicenters of aftershocks and stations used, epicenter and focal mechanism as well as surface rupture of Wenchuan mainshock

本文利用CAP 波形反演方法求取余震震源机制及震源深度，具体方法参见相关文献^{[20-21， 36-40]}.该方法将宽频带数字地震波形记录分为体波Pnl与面波两部分，分别对Pnl波、面波进行带通滤波，并计算其理论地震波形与观测波形之间的误差函数，通过网格搜索，获取给定参数空间中误差函数达到最小的最佳解.

与其他求解震源机制解的方法相比，CAP 方法具有所需台站少、反演结果对地壳横向变化不敏感、对速度模型依赖性相对较小等优点^{[20-21， 38-40]}，从而保证了结果的稳定性，该方法尤其适用于横向速度变化较大的龙门山构造带.

本文计算时，体波Pnl与面波截取波形窗长分别设置为30s与60s，其带通滤波频带宽度分别为0.05～0.2Hz、0.05～0.1 Hz.计算理论地震图时所使用的速度模型为郑勇等^[20]的龙门山地区分层地壳速度结构（见图 2中模型1）.

图 2

Fig. 2

图 2 反演所用速度模型（模型1）及测试模型（模型2） Fig. 2 Velocity model 1 for inversion and model 2 for test

图 3给出了2011 年6 月5 日茂县M4.3 地震波形拟合实例.不同台站的理论地震波形与实际地震波形拟合（图 3a）结果显示：观测波形与理论地震图的相位和振幅均拟合较好.图 3b 则给出了不同震源深度搜索的机制解所对应的拟合误差，当震源深度为15km 时，拟合误差达到最小，即为最佳解，此处的震源机制解显示发震断层为逆冲型，断层走向θ 、倾角δ 与滑动角λ 分别为348°、59°、102°.

图 3

Fig. 3

图 3 2011年6月5日茂县4.3级地震波形拟合与震源机制 (a)理论地震图与观测地震图拟合.红线表示理论地震图，黑线表示观测地震图，波形下方的两行数字分别表示理论地震图相对观测地震图的移动时间及二者的相关系数（用百分比表示）；b)反演误差随深度的变化.给出不同震源深度下搜索的震源机制解所对应的误差. 当深度为15 km时，误差最小，即为最佳解. Fig. 3 Waveform fitting and focal mechanism for Maoxian 4. 3 earthquake on Jun. 5,2011 (a) Comparison of synthetic waveforms with observations. Red and black lines are synthetics and observations， respectively. Numbers below the traces are the time shifts of the synthetics relative to the observations and the corresponding cross-correlation coefficients (n percentage) ; (b) Fitting error as a function of focal depth. Itshows the fitting error of focal mechanism ateach searched depth. The error i s the m i n i mum and the focal mechan i sm result i s the best at 15 km depth.

罗艳等^[21]的研究表明，速度结构差异10%所引起的深度误差小于15%，而10km 左右的水平定位误差对震源深度结果的影响则可以忽略.汶川余震区位于台网监测能力较强的区域，4 级以上余震水平定位误差均小于5km，因此，水平定位误差对震源深度的影响可以忽略.本文利用不同速度模型（见图 2）进行反演结果的稳定性测试，结果显示不同模型间深度差异小于2km，与郑勇等^[20]的研究结果一致.

为了确定震源机制解结果的可靠性，本文以2008年8月1日青川6.1级、2009年10月20日北川4.9级、2010年5月25日汶川5.0级、2010年11月15日青川4.5级与2011年6月5日茂县4.3级地震为例，分别给出了利用CAP 波形反演和P 波初动解求取的震源机制解，结果列于表 1中，可以看出，2 种方法获得的结果尽管在具体数字上存在少许差异，但获得的震源力学性质是一致的.

表 1(Table 1)

表 1 不同方法获得的5个余震震源机制解 Table 1 Focal mechanisms derived from different methods for five aftershocks

表 1 不同方法获得的5个余震震源机制解 Table 1 Focal mechanisms derived from different methods for five aftershocks

同时，我们将利用CAP方法获得的震源机制解与能够收集到的35次由远震波形得到的汶川M5.0以上地震的HarvardCMT 结果进行对比，显示两组结果给出的所有地震震源力学性质一致.表 1列出了其中2 个地震的Harvard CMT 结果（节面解）.由表 1及图 4不难发现，利用不同资料与不同方法获得的结果极为接近，表明本文结果是可信的.

图 4

Fig. 4

图 4 表 1中所列5次余震不同方法获得的震源机制解对比 Fig. 4 Comparison of focal mechanisms derived from different methods for five aftershocks listed in Table 1

利用CAP 波形反演获得的312个余震沿龙门山断裂带走向的震源深度分布见图 5a.图像显示，余震分布在1～19km 深度区间，最大深度与利用深度震相获得的定位结果一致^[41]，深度范围小于双差定位结果^[42-45]，但深度优势分布区间4～17km，与已有研究结果^[41-45]相近.

图 5

Fig. 5

图 5 余震震源深度分布 (a)全部地震；（b)剔除南段理县NW向分支与北端NNE向分支后的地震. Fig. 5 Distribution of focal depths of aftershocks (a) All aftershocks; (b) Aftershocks excepting those on NW-striking Lixian branch of southern segment and NNE-striking branch at the northern end of the aftershock area.

图 5a表明，余震震源深度分布存在显着的空间分段差异：位于余震区中段的龙门山断裂带绵竹至平武段，4级以上余震主要分布在7～19km 深度，鲜有深度小于7km 的4 级余震活动；而绵竹以西与平武以东的段落，余震深度分布范围较大，尤其是青川以东段落，具有深度小于5km 的超浅源6 级余震活动^[21].图 5b为剔除了图 1中余震区南段与北端明显偏离龙门山断裂带走向的余震后的震源深度分布.对比图 5a与图 5b，不难发现，深度小于5km的5级以上浅源地震主要分布在余震区南段理县NW 向分支以及余震区北端与平武-青川断裂斜交的NNE 向分支（图 1），这些偏离龙门山断裂带且明显呈带状分布的超浅源地震揭示了不同走向分支断层的存在.而中段大部分区域6 级余震空缺^[13]，可能代表了最大位移附近的应力释放较彻底，后期应力调整幅度相对较小，因而余震强度（震级）低于两侧.

本文利用滑动角判别余震震源机制类型（即发震断层的错动性质），判别标准如下：45°～135° 为逆冲型；-135°～-45°为正断型；其余为走滑型.统计结果显示，汶川余震以逆冲型与走滑型为主，312次地震中，逆冲型、走滑型、正断型地震分别为143、149和20次，各占总数的45.8%、47.8%、6.4%.

为了更好地分析余震震源机制类型时空分布特征，根据余震空间分布特征，划分出南段明显偏离龙门山断裂带走向的理县NW 向分支（图 6中黑色椭圆圈定区域），并分别以绵竹、平武为界，将近330km长的余震密集区沿龙门山断裂带划分为南、中、北3段（见图 6，黑色虚线标示分段界限）.同时，根据6级以上强余震集中发生在2008年5-8月的时间活动特征，以2008年8月31日为界，将统计时间分成早期与晚期2个统计时段.表 2列出了不同时段各段落不同机制类型余震的数量与比例，统计结果表明，机制类型比例存在显着的时空差异.

图 6

Fig. 6

图 6 312个余震的震源机制分布（黑色虚线与椭圆标示分段边界） Fig. 6 Focal mechanisms of 312 aftershocks

表 2(Table 2)

表 2 不同区域、不同时段余震类型统计 Table 2 Types of aftershocks on different for two different periods

表 2 不同区域、不同时段余震类型统计 Table 2 Types of aftershocks on different for two different periods

（1）理县NW 向分支该区域系余震区南段理县附近明显偏离龙门山断裂带的NW 向余震分支（见图 1与图 6）.参与计算的余震32次（表 2），其中，早期余震28次，逆冲、走滑、正断型地震分别为3、23 和2 次；晚期余震4次，走滑型3 次，正断型1 次，无逆冲型地震活动.可见，无论在余震活动早期还是晚期，该区域震源机制类型均以走滑型占绝对优势，与已有研究一致^{[20， 31-32]}.

余震节面走向统计显示，节面主要集中在NNE与NWW 两个优势方向（图 7a）.根据余震的空间分布，可判断NWW 走向的节面应为其发震断层面；而滑动角与倾角则显示发震断层以高角度的左旋走滑运动为主，兼具一定的正断分量.至于该发震断层是先存的NW 向米亚罗断裂^[20]因汶川主震所引起的应力调整分配的表现还是同震过程所产生的新生断层，尚需进一步研究.

图 7

Fig. 7

图 7 理县NW向分支节面走向、滑动角、倾角（a)与P轴方位角、仰角统计(b) Fig. 7 Strikes, rakes and dips of fault planes (a) , azimuths and plunges of P axes (b) for the Lixian NW-striking branch

与沿龙门山断裂带展布的3 个段落相比，该NW 向分支的P轴仰角略大，均值近30°（图 7b）.P轴方位集中在NE-NEE 向，明显有别于NW-NWW 向的区域应力场方向^[46-51]和汶川主震最佳双力偶解P轴方向^[22]，但与NE 向主震破裂传播方向^[23-25]接近.大地震可能引起震源区主应力方向发生变化^[52-54].由此推测，该区域的余震应是汶川主震牵动了高角度理县NW 向分支断裂活动的结果.同时，考虑断裂节面（约290°～300°）与P轴方位（40°～80°）斜交，该断裂的运动性质应为左旋走滑，这与根据滑动角和倾角特征表现出发震断层为高角度的左旋走滑断裂的推论一致.

（2）余震区南段绵竹以西沿龙门山断裂带走向的余震区南段长约100km，参与统计的地震共116 次，其中，逆冲型、走滑型、正断型分别为59、48、9 次（表 2），显示南段余震以逆冲与走滑型为主.但在余震活动的不同时段，不同机制类型地震比例具有显着变化：早期91次余震中，逆冲型地震所占比例为51.6%，走滑型地震38.5%，逆冲型地震比例明显高于走滑型，与已有研究结果相吻合^{[20， 31-32]}.晚期25次地震中，逆冲型地震比例为48%，走滑型52%，且无正断型地震活动.与早期相比，晚期走滑型地震比例升幅达13.5%.这种走滑型地震比例大幅上升、并超过逆冲型地震比例的特征，显示出该段落断层运动特性的调整变化.汶川主震后的较短时期内，余震特征沿袭了主震的特征，表现为逆冲作用为主^[55].而在后期震后调整过程中，走滑型地震比例增大，以此来补充和协调断裂带沿走向方向上的应力变化.此外，南段早期接近整个余震区一半数量的正断型地震，可能是在大规模岩体逆冲运动过程中，由重力作用引起的岩体正断滑移调整运动所致^[56].

南段节面优势方向较单一（图 8a），余震早期节面优势方向呈NEE-NE 向，与龙门山断裂带走向大体一致；在余震活动晚期，节面优势方向除NE 向外，可看出近NS 向的节面明显增多.绝大部分近90°的滑动角表明断层性质以逆冲为主，断层面倾角在30°～90°范围，反映了断层面空间形态的复杂性.

图 8

Fig. 8

图 8 南段节面走向、滑动角、倾角（a)与P轴方位角、仰角统计(b) Fig. 8 Strikes, rakes and dips of fault planes (a) , azimuths and plunges of P axes (b) on the southern segment

图 8b显示，该段P轴仰角主要集中在30°以内，小于理县NW 向分支，尤其是在余震晚期，P轴仰角更接近水平，与震前区域主压应力近水平的特征一致^[46-48].2个时段的结果均显示该段P轴方位角优势方向单一，为NWW 向，与区域应力场方向^[46-51]一致，也与汶川主震P轴方位^[22]以及张勇等^[24]通过波形反演获得的主震最大子事件P轴方位基本吻合，表明南段的余震断层活动主要受区域应力场控制.

（3）余震区中段

位于绵竹与平武之间的余震区中段长约120km，参与计算的地震共68次（表 2、图 9）.其中，早期余震44 次，逆冲型、走滑型、正断型所占比例分别为61.4%、29.5%、9.1%；晚期余震24 次，逆冲型、走滑型、正断型比例各为66.6%、29.2%、4.2%，晚期逆冲型地震比例小幅上升，而正断型地震比例有所下降；可见，中段余震震源机制类型以逆冲型占绝对优势（图 9），机制类型比例随时间变化特征不如南段显着.

图 9

Fig. 9

图 9 余震区中段不同时期的余震震源机制分布 Fig. 9 Focal mechanisms of aftershocks on the central segment of the aftershock area during different stages

该段节面走向优势方向在不同时段存在明显差异（图 10a）.早期节面走向以NE-NNE 和NNW-NW 为主，其中NNW-NW 略占优势（图 10a）；而晚期节面走向明显以垂直于龙门山断裂带走向的NNW 向占优势，表明晚期以NNW 向逆冲断层活动为主（图 9b、图 10a）.与南段（图 8a）相比，倾角变化范围相对较小，主要分布在40°～70°之间（图 10a）.滑动角分布则显示断层运动方式以逆冲为主，但相对于南段而言，其走滑分量有所增大（图 10a）.

图 10

Fig. 10

图 10 中段节面走向、滑动角、倾角（a)与P轴方位角、仰角统计(b) Fig. 10 Strikes, rakes and dips of fault planes (a) , azimuths and plunges of P axes (b) on the central

中段P轴仰角均值小于15°，较南段更接近水平.同时，与南段相比，中段早期P轴方位分布相对分散（图 10b），NE、NEE 向相对占优势，晚期则以NEE 向为主，表明中段P轴优势方向也明显有别于主震P轴方向^[22]与区域应力场方向^[46-51]，而与主震破裂传播方向^[23-25]接近.根据节面走向与P轴分布，可以推测，中段的余震一部分来源于主震后龙门山断裂带的调整性运动，另一部分则是因汶川主震引发余震区应力场的改变，并在应力场调整过程中，触发不同走向的先存或新生次级断裂、尤其是与龙门山断裂带走向近乎垂直的NNW 向断裂活动的结果.除此之外，近SN 向的岷江断裂带和虎牙断裂带在余震区中段与龙门山断裂带相交，也可能是上述余震的发震断裂之一.

（4）余震区北段

平武以东的余震区北段长约110km，共有96次地震参与统计（表 2），其中，早期余震77次，逆冲型、走滑型与正断型所占比例分别为36.4%、59.7%、3.9%，走滑型地震比例远高于逆冲型，这一特征也与已有研究结果一致^{[20， 31-32]}.然而，在19次晚期余震中，逆冲型地震比例达52.6%，比早期上升了16.2%；走滑型地震比例为47.4%，下降了12.3%；无正断型地震活动，由此可见，北段余震震源机制类型比例随时间变化极为显着.刁桂苓等^[50]认为，震源机制类型的转换可以理解为构造应力场的改变.我们认为，在余震活动晚期所出现的南段走滑型地震比例显着上升、而北段逆冲型地震比例显着上升的现象，可能是余震区两端断层调整性运动的表现.图 11为北段早期和晚期余震机制分布，为缩小绘图范围，图 11b中未包含图 6 中远离余震密集区的宁强地震.由该图可见，与南段刚好相反，汶川主震后的较短时期内，余震表现为走滑作用为主（图 11a）；在后期震后调整过程中，逆冲型地震比例大增（图 11b），由此补充和协调断裂带沿垂向方向上的应力变化.

图 11

Fig. 11

图 11 余震区北段不同时期的余震震源机制分布 Fig. 11 Focal mechanisms of aftershocks on the northern segment of the aftershock are aduring different stages

从图 1与图 6可以看出，北段北端余震分布呈现为沿龙门山断裂带走向的NE 向分支与偏离龙门山断裂带走向的NNE 向分支，可能反映了汶川地震破裂带尾端破裂扩展特征^[57].因此，与前3个区域相比，北段节面走向分布更为复杂，早期NE-NNE 向节面略占优势，晚期优势方向不明显（图 12a），反映了该段复杂的发震构造，其节面分布方位的离散性反映出不同走向的先存或新生构造参与了主震后的余震活动.滑动角和断层倾角显示该段早期以较大倾角的断层走滑活动为主，晚期则以中等倾角断层逆冲活动为主（图 12a）.

图 12

Fig. 12

图 12 北段节面走向、滑动角、倾角(a)与p轴方位角、仰角统计(b) Fig. 12 Strikes，rakes and dips of fault planes (a) ，azimuths and plunges of P axes（b）on the northern segment

与南段和中段一样，北段P轴仰角也呈近水平，晚期P轴仰角更小，均值约10°（图 12b）.P轴方位总体分布呈现NWW 和NEE 两个优势方位，分别对应于主震前由原地应力测量获得的该段水平最大主压应力方向（NW-NWW）^[58]与主震破裂传播方向^[23-25]，但P轴方位分布在不同时段仍然存在明显差异：余震早期P轴方位分布相对简单，集中在NWW 和NEE 两个优势方向，余震晚期P轴方位分布则相对混乱，优势方向不突出.大震后震区主压应力方向与区域应力场方向发生较大偏离、且随时间变化的特征，与李方全等^[59-61]通过研究邢台、海城、龙陵、唐山等大震后震区地应力测量结果所获得的认识是一致的.这种变化特征反映了震后震源区应力调整过程.因此，北段P轴方位分布特征反映该区域余震除受区域应力场控制外，还受到汶川主震所引起的局部应力场的控制.

尤其值得关注的是，位于北段余震密集区末端的余震，早期基本为走滑型，自2008年7月24日开始，余震走滑分量明显减小而逆冲分量显着增大，且在空间位置上更偏离平武-青川断裂，北段末端余震错动方式及空间位置的变化，或许代表了汶川地震破裂和应变过程由同震及震后短期内走滑，后期调整为逆冲，这种特征符合走滑断裂位移应变向端部递减，逐渐转变为端部逆冲的规律.

2011年11 月1 日，汶川余震区北段青川与文县间再次发生5.4级强余震，CAP 波形反演结果与P波初动解均显示该地震为纯逆冲型，支持我们所获得的北段晚期余震特征.

探讨根据余震深度及震源机制解所给出的节面参数，可推测发震断层面几何形态.假定龙门山断裂带的几条主干断裂在不同深度上平行展布，选取节面走向与龙门山断裂带走向差异小于20°的地震，统计龙门山断裂带中北段不同段落倾角随深度的分布特征.

统计结果显示，沿龙门山断裂带走向，不同段落的断层面倾角范围均较大（图 13），且与深度的关系较离散.然而，倾角均值在不同段落、不同深度的变化却存在一定的规律.图 13a显示，余震区南段在10～18km 深度范围内，断层面倾角均值随深度减小而增大，由18km 时的大约40°上升至10km 时的70°；当深度小于10km 时，断层面倾角均值在60°左右，断层倾角均值的深度变化显示出深部缓倾角、浅部高倾角的铲形断面特征^{[10， 18， 26]}，从而验证了Zhu等^[27]的拟合结果.中段余震主要集中在7～19km深度（图 5），断面倾角均值随深度的变化特征与南段和北段存在明显差异，深度大于10km 时的倾角均值相对稳定（图 13b），在50°左右；深度小于10km 时，倾角均值存在随深度减小而增大的趋势.余震区北段不同深度上的断面倾角均值相对稳定（见图 13c），大约50°～65°，表明北段断层几何结构相对简单，断面较陡且均一，有利于走滑型破裂过程，这一结果与Shen 等^[29]的研究相吻合.余震区不同段落断面几何参数的变化，揭示了龙门山断裂带中北段断面几何形态的复杂性.

图 13

Fig. 13

图 13 余震区沿龙门山断裂带不同段落断层面倾角随深度分布 图中水平线段标示特定深度上的倾角标准差．深色影区标示倾角均值随深度的变化趋势． Fig. 13 Distribution of dip of fault plane with focal depth on different segments along Longmen Shan fault zone The horizontal line marks standard error of dips at special depth. The horizontal line marks standard error of dips atspecial depth.Grey shadow area marks the tendency of mean dip with depth.

本文利用CAP波形反演方法，求取了汶川地震序列中312个4级以上余震的震源机制解和震源深度，分析了余震震源深度分布与震源机制时空分布特征，探讨了余震区断层行为与应力场的时空变化，并对龙门山断裂带中北段的断层面几何形态进行了初步探讨.获得的主要结果如下：

（1）余震震源深度分布存在显着的空间差异.绵竹以西的余震区南段与平武以东的余震区北段余震深度范围大于余震区中段，但深度小于5km 的5级以上超浅源地震主要分布在明显偏离龙门山断裂带走向的余震区南段理县NW 向分支与北端NNE向分支.而余震区中段绵竹-平武段4级以上余震主要分布在7～19km 深度，鲜有深度小于7km 的4级余震活动.

（2）余震机制类型比例存在明显的时空差异.余震区南段理县NW 向分支余震以走滑型为主，中段绵竹-平武段逆冲型地震占绝对优势，时间变化不显着.沿龙门山断裂带走向的余震区南段早期逆冲型地震比例高于走滑型、晚期走滑型地震比例显着升高并超过逆冲型，而平武以东的余震区北段早期走滑型地震占绝对优势、晚期逆冲型地震比例大幅上升且超过走滑型，可能是余震区两端断层调整性运动的表现.

（3）节面走向与P轴方位优势方向存在显着的空间分段差异.这种差异反映了余震活动除了受区域应力场控制外，还受到主震引发的局部应力场的控制，而节面走向的多方位分布也反映了不同走向的构造参与了主震后的余震活动.

（4）龙门山断裂带中北段断层面几何形态复杂.余震区南段大于10km 深度时的断面倾角均值随深度减小而增大，深度小于10km 时的断面倾角均值相对稳定，显示出深部缓倾角、浅部高倾角的铲形断面特征；中段深度大于10km 时的倾角均值相对稳定，深度小于10km 时倾角均值存在随深度减小而明显增大的趋势；北段断面倾角均值在不同深度上的变化相对较小，约50°～65°，表明北段断面几何形态相对简单.上述不同段落断面几何参数的变化，揭示了龙门山断裂带中北段断面几何形态的复杂性.

余震区P轴优势方向的时空分段差异及其与区域应力场方向较大的偏离现象，以及大震破裂区两端机制类型比例的显着变化特征，可能反映了大震所引起的震源区应力场调整过程，有必要对该过程开展更进一步的深入研究，为强余震发震机理研究及强余震预测提供依据.

本文CAP 波形反演程序来源于美国圣路易斯大学的朱露培博士；图形绘制采用了GMT^[62]程序；在本文研究过程中，张培震研究员就结果的合理分析进行了悉心指导，受益匪浅；审稿人给出了很好的修改建议.在此一并致以衷心感谢！