2015, Vol. 58
2. 中国地质大学(武汉), 地球物理与空间信息学院, 行星科学研究所, 武汉 430074;
3. 中国地质大学(武汉), 信息工程学院, 武汉 430074
, WANG Qi2
, DING Kai-Hua3, LI Heng1, ZOU Rong2, NIE Zhao-Sheng1, WANG Di-Jin1, YANG Shao-Min1, QIAO Xue-Jun1
2. Institute of Geophysics & Geomatics, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
3. Faculty of Information Engineering, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
We combined near field coseismic offsets acquired by continuously-operating and campaign GPS stations as well as seismic strong motion stations. We processed GPS data with GIPSY software, and integrate twice acceleration waveforms with zero correction method to obtain static offsets caused by the earthquake. We use these data to constrain the rupture geometry and slip distribution based on the half-space elastic dislocation model. Firstly, we used the simulated annealing algorithm to determine model parameters and corresponding confidence intervals assuming that coseismic slip is distributed on multiple rectangle planes. Then, we divide the optimal model planes further into numerous sub-fault patches, and use the nonnegative least squares to estimate slip values on these patches to outline collectively feature of the distribution of coseismic slip on this optimal rupture plane. In both inversions, we minimize misfits to surface displacements while maintaining smoothness of slip across the neighboring patches by the cross validation sum of squares.
The updated data set of static offsets includes additional 30 stations, and are double in number the early one. All stations are located largely in a region in dimension of 80~100 km between Qionglai and Tianquan. The maximum offset of 67 mm is found at one GPS station 16 km away from the epicenter. The surface displacements are all directed to the epicenter, in consistent with thrusting mechanism. The uncertainty for the continuously-operating GPS stations is less than 3 mm, and less than 5 mm for the campaign stations whereas the uncertainty of horizontal components of a strong-motion station is estimated to be about 10 mm by comparing with the GPS data. Our modeling indicates that the strike of the rupture is about 212° parallel to the topographic front of the Longmen Shan. Our preferred model plane is approximated by a listric fault with a steeply-dipping ramp shallower than 16 km, which soles into agently-dipping detachment at 16~25 km. The dip angle is greater than 40° for the ramp and is reduced to less than 30° for the detachment fault. Our slip model consists of two main patches with local pick slip exceeding 0.5 m. One are located at the ramp with dip angles of 43°~50°. The maximum slip of 1.5 m is found at 13 km depth. Another is on the detachment faults that dips 27°. The slip on the detachment fault is extended downwards to the depths of 25~26 km where aftershocks ceased. The relocated aftershocks surround largely the main slip patches. The majority of the aftershocks were restricted to the areas that experienced an enhanced Coulomb stress due to the main shock. The geodetic moment is estimated to 1.14×1019N·m corresponding to the moment magnitude Mw6.6 in accordance with the GCMT solution. The seismic imaging of deep structures beneath the Longmen Shan reveals the P-wave velocities change abruptly at the depths of 13~17 km, coincident with the location of the décollement inferred from our model. The magnetotelluric observation shows that the Longmen Shan fault corresponds to as a gently-dipping conductor that extend downward to the depth of about 20 km, coincident with the location of the décollement.
The deep slip caused by the 2013 Lushan earthquake is found along the southern section of the Longmen Shan, and is much consistent with that of central and northern Longmen Shan caused by the 2008 Wenchuan earthquake. The observation provides evidence for the existence of a ramp-décollement preferred by a thin-skined tectonics for the Longmen Shan. The opposite viewpoint is a thick-skinned tectonics that requires a steeper basal fault to uplift the Longmen Shan. Our modelling precludes such a deep fault extending into the mid- and lower crust. The ramp-décollement under the Longmen Shan highlights the crustal shortening across the eastern margin of the Tibetan Plateau to uplift the Longmen Shan. The rigid Sichuan Basin basement underthrusts under the Longmen Shan along the detachment layer. The ramp-décollement adjusts the compressional deformation on the eastern margin of the Tibetan Plateau, resulting in the uplift of the Longmen Shan.
龙门山推覆构造带是中国大陆南北地震构造带中段的重要组成部分，继2008年汶川MS8.0特大地震后，紧接着2013年龙门山西南段爆发芦山MS7.0级地震，野外地质考察没有观测到明显的地表破裂(徐锡伟等，2013)．USGS公布的震源机制解显示震源深度约12.3 km，倾角33°．赵博等(2013)利用GSN/IRIS台网和国家台网及四川省区域台网的波形数据对主震及部分余震进行了震源机制解反演，表明主震为逆冲地震，震源机制解断层倾角为45°．王卫民等(2013)反演的破裂过程给出的倾角为38.5°，最大滑动量位于10～12 km深度，以逆冲为主向上扩展．Jiang等(2014)用GPS连续站数据反演了震中位置、破裂产状和滑动分布，破裂倾角为43°，最大滑动位于深度13 km 处．这些结果最大的差别在于破裂断层的倾角差异较大，主要原因可能是，远场地震波的空间分辨率较低，而近场形变约束数据较少，所以一般都假设单倾角的矩形平面破裂，无法对破裂深部的几何形状进行精细约束，不能判断芦山地震是否具有类似汶川地震的深部滑脱层破裂特征．
本文利用芦山地震震区各类GPS大地控制网复测资料以及强震台网记录获取近场50多个站点同震变形资料，并基于弹性半空间位错模式反演地表位移，对龙门山西南段发震断层几何、运动学特征进行更为准确的约束．我们的研究结果证实龙门山构造带西南段同样具有断坡-滑脱构造．
2 构造背景与芦山地震形变资料龙门山构造带南起泸定、天全，向北东延伸经宝兴、都江堰、江油、广元进入陕西勉县一带，全长约500 km，宽40～50 km，由走向N45°E、倾向NW、倾角50°～75°的4条逆断裂叠瓦状组合而成，自北西往南东分别为龙门山后山断裂、中央断裂、前山断裂和山前隐伏断裂(邓起东等，1994；陈国光等，2007)．跨龙门山区的GPS观测表明其现今地壳缩短速率在3 mm·a-1以内，右旋走滑兼逆冲运动性质(张培震等，2008)．
龙门山断裂带具有长期活动性．2008年前，龙门山断裂带中、小地震(震级M<7的地震)活动频繁，但未有发生过7级以上大地震的历史记载(张勇等，2008)．但是探槽开挖揭示龙门山地区存在多次古地震事件(冉勇康等，2008；陈立春等，2009；史翔，2009；张岳桥和李海龙，2010；王焕，2011)．在过去的6000年里，龙门山地区曾发生过三次古地震事件(包括汶川地震)，平均复发间隔不超过3000年(Ran et al.，2013)，汶川5.12地震之前的事件(倒数第二个)与汶川MS8.0地震地表变形规模相当(冉勇康等，2008)，测年数据表明该事件发生在2300～3300 aBP(Ran et al.，2010)，倒数第三个事件的发生时间晚于5920～5730 aBP(Ran et al.，2013)．另有学者指出，在接近6000 aBP的一次古地震事件中，中央断裂带和前山断裂带曾同时活动(江娃利等，2009)．
2008至2013年不到5年间，龙门山断裂中北段和南段相续爆发汶川MS8.0级和芦山MS7.0级地震，在周边引起可观的地表变形，为研究龙门山构造带结构、变形特征和地震活动性提供了丰富的地壳形变信息．
2008年5月12日，四川汶川MS8.0级地震在地表错开了龙门山中央断裂和前山断裂．地质野外考察表明，灌县—江油断裂的地表破裂带长约72 km，纯逆冲性质．映秀—北川断裂的地表破裂带长约240 km，基本呈直线展布，从映秀的逆冲逐渐过渡到青川的走滑运动(徐锡伟等，2008)．GPS、三角测量等多源数据获得的近场密集同震形变显示，从映秀到马尔康，同震形变由最大5.3 m 减低到0.2 m，地表破裂带160 km 以远变形依然醒目(杨少敏等，2012)．谭凯等(2013)以同震形变为约束，用格网搜索法结合最小二乘法论证了破裂上部倾角较高，而下部倾角较为平缓的特征，表明龙门山中北段深部滑脱层的存在是青藏高原挤压隆升的证据．
2013年芦山地震后，“中国大陆构造环境监测网络”(简称陆态网络)(李强等，2012)、“四川GPS连续观测网络”(廖华等，2013)以及在芦山周边加密布设的GPS连续站(Jiang et al.，2014)，为同震形变计算提供了可靠的数据(图 1)，GPS数据用GIPSY 软件处理，数据处理方法见杨少敏等(2012)文献，水平位移中误差在3 mm 以内．为增强同震位移资料约束，我们对芦山震区的“陆态网络”区域站和国家GPS大地控制网C级点约20多点进行复测，复测工作于震后一年内完成，每站总计观测12～36 h．在综合考虑震间和震后形变的基础上，获得流动观测站同震位移场，其水平位移中误差在5 mm以内．另外，采用类似的零线校正方法(Iwan et al.，1985)，对近场8台强震仪记录的加速度波形曲线进行二次积分获得同震静态形变．与附近的GPS位移比较，两者的大小和方向基本一致，估计强震仪水平位移中误差约10 mm 左右．后续反演中，GPS连续站和流动站数据用实际中误差定其权重，强震仪水平位移按2倍中误差降权处理．强震仪位移垂直精度较差，舍弃不用．总共新增约30个近场站点的同震静态水平位移观测值．
同震形变主要集中在邛崃与天全间方圆80～100 km的范围内，最大形变值67 mm位于距离震中16 km 的芦山站，距离震中约29 km 的天全站向南西位移21 mm．位移场运动方向显示破裂以龙门山前山隐伏断裂为分界，通过震中的断裂纵剖面上的位移方向呈现垂直断裂的对冲方式，上盘测站向南东运动指向震中，而下盘测站向北西运动，显示明显的破裂逆冲方式．沿断裂走向从震中往两侧，下盘测站位移基本都垂直断裂向北西运动，但是上盘测站位移方向很快离开垂直断裂方向而向外侧的南西或北东偏移，有可能这几个站点已经超出破裂断层范围，或者破裂方式发生了变化．(图 1)
 | 图 1 芦山地震构造背景与同震形变场 蓝箭头：陆态网络和四川GPS连续站形变；红箭头：加密观测站形变；黑箭头：Jiang等(2014)测站形变；绿箭头：强震仪测站形变；F01：大邑隐伏断裂；F02：隐伏断裂；F11:龙门山前山断裂的大川—双石断裂；F12：灌县—江油断裂； F21：龙门山中央断裂的盐井—五龙断裂；F22:映秀—北川断裂；F31：龙门山后山断裂的耿达—陇东断裂；F32：汶川—茂汶断裂；灰曲线：断层.Fig. 1 The tectonic setting and coseismic deformationof the Lushan earthquake Blue arrow: deformations of Crustal Movement Observation Network of China and Sichuan GPS continusly operating reference stations;red arrow: deformations of repeated measure stations;black arrow:deformations of Jiang′s stations (2014); green arrow:deformations of seismic strong motion stations; F01:Dayi fault; F02:a blind fault; F11:Dachuan-Shuangshi fault; F12:Guanxian-Jiangyou fault; F21:Yanjing-Wulong fault; F22:Yingxiu-Beichuan fault; F31:Gengda-Longdong fault; F32:Wenchuan-Maowen fault;gray curve:fault. |
一般假设地震区为弹性空间，则矩形断层位错引起的地表变形可用弹性半空间(Okada，1985)或地壳分层(Wang et al.，2003)的弹性位错公式计算，主要与断层几何特征7参数(长、宽、深、走向、倾向、水平投影坐标)和滑动参数(走滑量、倾滑量、张性分量)有关，以形变观测值为约束可以反演断层破裂参数．如果假设破裂由少数几个面积比较大的断裂组成，则反演的目的主要是求得破裂的大体几何形状和平均意义的滑动量．如果将破裂细分为更多的子断层，则反演的目的是为了获得精细的破裂滑动分布．两种反演方法都应该满足观测数据拟合度和滑动分布粗糙度最小(minimum)，即
地表位移是断层几何形状参数和滑动参数的非线性函数，可通过非线性优化方法求解．如果假定断层几何形状参数已知，则地表位移是滑动参数的线性函数，可用线性反演方法求解滑动参数，滑动分布反演结果主要取决于破裂面先验几何特征．芦山地震破裂尚未出露地表，断裂位置、走向、长度、倾角、宽度等具有较大的不确定性．本文先用非线性反演的模拟退火算法，确定断层几何形状参数及其置信区间，即将断裂用数个断裂段表示，用模拟退火算法确定破裂面的几何形状，获得合理的、最优的几何形状参数，如断裂倾角等，并估算其置信区间；然后，在最佳几何形状模型的基础上，将破裂面离散化为更多的子断层，用线性反演方法，如非负最小二乘法确定最终的破裂滑动分布模型．
3.1 破裂面几何形状参数及置信区间本节用几个必要的矩形断裂表征破裂面的几何形状，用模拟退火算法求解其几何形状参数和平均滑动量，因而用弹性半空间矩形位错模型(Okada，1985)计算形变格林函数即可满足精度要求．目标函数采用(1)式的观测数据拟合度和滑动分布粗糙度之和，其中用平滑因子β来平衡两者的权重．根据交叉验证的残差平方和(CVSS)选取平滑因子(Matthews and Segall，1993)，其原理是：平滑因子在某个范围内依次取值；对于每个选取好的平滑因子，将每个测站依次从n个数据里排除，用剩下的n-1个测站反演最佳模型，并用该模型计算被漏掉的那个数据的模拟残差，循环所有测站获得全部数据的残差平方和CVSS；CVSS最小值对应的平滑因子就是合理的平滑因子．
首先尝试假设芦山地震破裂面是单个矩形断层．由于地质调查没有发现破裂出露地表，所以需要在较大的范围内寻找破裂走向的最优解．根据平滑因子与CVSS曲线选取β=3，反演获得破裂最优模型的走向约为212°，与地质调查的龙门山南段走向接近．破裂长度约16.8 km，宽度约24.7 km，以逆冲为主，兼有少量走滑．观测值残差均值为5.0 mm．
然后假设破裂面由上下相接的2个矩形断裂段组成，选取β=3，最优断层模型走向为211°，上层倾角大于40°，下层断裂倾角小于30°，以逆冲为主，残差均值为 4.7 mm，比单断裂模型提高0.3 mm．
误差影响的观测值反演获得的结果都有可能是破裂模型的最优解，以此可以估算模型参数的置信区间．令某个观测值的中误差为mi，将所有观测数据加上(-2mi，+2mi)之间的一个随机数，作为观测值误差干扰，分别重复反演单断裂模型、双断裂模型1000次．然后将各参数结果按大小排列，去掉最小的2.5%和最大的2.5%，得到每个参数的95%置信区间(表 1，表 2)．图 2是将单断裂模型的10个参数配对绘制的参数分布，图 3是将双断裂模型的10个主要参数(第一断裂段的长、宽、深、倾角、走向、走滑量、第二断裂段的宽、深、倾角、走滑量)配对绘制的参数分布．
 | 表 1 单断裂模型参数的搜索上下界、最优模型和95%置信区间 Table 1 Searching ranges, optimum models and confidence intervals of one-fault-modelparameters |
| | 表 2 双断裂模型参数的搜索上下界、最优模型和95%置信区间 Table 2 Searching ranges, optimum models and confidence intervals of two-fault-modelparameters |
 | 图 2 单断裂模型参数分布 length:长；width：宽； depth：深；dip：倾角；strike：走向；east：X坐标；north：Y坐标；strike slip：走滑量；dip slip：倾滑量；open slip：张性分量.Fig. 2 One-fault-modelparameters distribution |
从参数分布图可以到断裂走向、位置的变化．在图 2的单断裂模型参数分布图中，走向在207°～215°左右，倾角约39°～42°，下边界深度约20～24 km，走滑量很小．虽然断裂滑动量变动较大，但基本呈现逆冲的特征，逆冲量与破裂长度成反相关．长度取15 km，则逆冲量有1 m；长度取20 km，则逆冲量只有0.8 m．
双断裂模型(图 3)与单断裂模型具有相似的特征，断裂走向和位置与单断裂模型差异不大，走向约205°～214°．总深度与单断层模型的基本一致，但分辨出两个倾角，上层倾角大于43°，而下层倾角小于30°．长度主要与上层逆冲量成反比相关，似乎主要由上层逆冲量控制，而与下层逆冲量的相关性不是很明显．上层破裂平均滑动量大于0.5 m，破裂长度为14~20 km，与单断裂模型一致．可以分辨出下层具有大于0.3 m 的逆冲量．
 | 图 3 双断裂模型参数分布 1：双断裂上层；2：下层.Fig. 3 Two-fault-modelparameters distribution |
基于双断裂模型上陡下缓特征、以及能量最小原理考虑，破裂面倾角也可能从地表的高倾角连续变化到近水平倾角状态，但是这种复杂模型未知参数多，需要更多的先验假设，降低了形变观测数据的分辨力，使反演难以收敛于稳定解．由于双断裂模型几何参数可以被形变观测数据稳健分辨，反演结果稳定，并且与地质调查和震源机制解比较吻合，我们认为双断裂模型反映了破裂基本特征，可以做为后续研究的基础 ．
3.2 破裂滑动分布本节假设前面的破裂几何形状参数为已知，将断层分割为更多数目的子断层，以获得更精细的滑动分布．以双断裂最优模型为基础，固定断裂的走向和倾角，考虑破裂可能超出双断裂模型范围，新建模型的破裂面有意向两侧和深处延长并超过余震分布范围(长54 km，宽56 km)，下层断裂长度、走向与上层断裂一致．最后新建破裂面都被离散化为约1.3×1.1 km的2142个矩形子断层．
如此则地表位移是子断层滑动参数的线性函数，遵循(1)式观测数据拟合度和滑移分布粗糙度最小的原则，采用非负最小二乘法解算所有子断层的走滑量和倾滑量．经试算证实：相同的平滑因子约束下，半空间的弹性位错模型与地壳分层的弹性位错模型反演的滑动分布基本一致；如果平滑因子取值在7～14内，弹性半空间模型与地壳分层模型都可以明显分辨出浅部和深部各有一个滑动峰值区，其中最大破裂都位于12～14 km深处．为简单起见，采用弹性半空间位错模型计算地壳形变格林函数． 用交叉验证的残差平方和CVSS选取平滑因子β=12(图 4)，在此光滑约束条件下反演得到的滑动分布如图 5所示，以逆冲为主，集中在由下至上的狭长的范围内，主要包含分布在下层大于0.5 m、上层大于1 m的两个破裂峰值区，最大滑动峰值高达1.5 m，位于13 km深处．模型拟合的GPS位移的平均残差是4.0 mm．假定剪切模量为30 GPa，依据该模型计算的标量地震矩Mog=1.14×1019N·m，则矩震级MW=6.6，与GCMT震级一致．
 | 图 4 滑动分布模型平滑因子与CVSS曲线Fig. 4 Smooth factor VS. CVSS of slip distribution models |
 | 图 5 同震滑动分布模型Fig. 5 Coseismic slip distribution model |
Du等(1992)以分辨率矩阵R来评估模型的可靠性，其对角线元素rj(j =1，2，…，2n，n是子断层数)反映子断层滑动分量估算强度．如果该分量能够完全分辨，其值为1；完全不能分辨，其值为0；通常对角元素 0＜rj＜1．如将子断层对角元素平方和的均方根Ri(i=1，2，…，n)的倒数ρ，作为其模型分辨率的代用指标，具体定义为
以往基于远震地震波或大地测量资料反演芦山地震破裂模型，揭示了破裂的基本特征．这些模型显示在震源附近二十多公里范围内，破裂以逆冲为主，尚未出露地表(表 3)．
| | 表 3 芦山地震破裂参数 Table 3 Ruptureparameters of the Lushan earthquake |
表 3所列以地震波资料约束的破裂模型假设震源机制的破裂几何参数和震源位置为已知．由于各家采用的震源机制来源不同，预设的破裂走向、倾角、震源位置差异较大．这些破裂模型显示了破裂滑动的量级，以及逆冲为主、滑动区域较小等基本特征，滑动分布的空间位置不具备可比性．张勇等(2013)假设USGS最早发布的破裂断层走向219°、倾角33°、震中位置和深度为已知，反演结果显示震级约MW6.8，两次破裂子事件都发生在破裂起始点附近，集中在一个长宽皆约为25 km的滑动区域，最大滑动量约1.3m，破裂没有大规模出露地表．赵翠萍等(2013)参考中国地震局地球物理研究所刘超等的矩张量反演结果(http://www.cea-gp.ac.cn/tpxw/266824.shtml)，假设断层走向220°、倾角35°、震中位置和深度为已知，结果显示震级MW6.8，破裂滑动集中在起始破裂点之上40 km×30 km 的区域，最大滑动量达1.8 m．而王卫民等(2013)综合震源机制解以及发震断层地质构造背景，假设走向205°、倾角38.5°为已知，结果显示震级MW6.7，最大滑动量1.6 m．
相对而言，近场大地测量资料具有更好的空间分辨率．基于GPS和InSAR数据反演的破裂断层几何形状参数(Jiang et al.，2014;刘云华等，2014)具有较好的一致性，破裂断层走向、倾角、甚至破裂位置和深度的差异都较小，走向都在208°～212°间，倾角大于40°，最大破裂滑动的深度约13 km，矩震级MW6.6与GCMT结果一致．本文不但分辨出上部破裂主要倾角46.8°，还分辨出下部16～25 km处破裂倾角低于26.5°，有可能是连接龙门山深部滑脱层的过渡断层，也可能属于滑脱层的一部分．上部16 km可能是弹性闭锁层，释放地震矩0.70×1019 N·m，占总地震矩的61.7%，相当于矩震级MW6.50；下部低角度滑脱层的峰值滑动深22 km，释放地震矩0.44×1019 N·m，占总地震矩38.3%，相当于震级MW6.37. 地震波反演的破裂过程(张勇等，2013；赵翠萍等，2013)也表明芦山地震由2次破裂事件组成．
本文与地震波资料给出的最大滑动量都超过1 m，而Jiang等(2014)和刘云华等(2014)给出的结果都小于1 m．Jiang等(2014)给出的精细滑动分布模型最大滑动量为0.6 m．从物理意义上理解，均匀滑动模型滑动量应该是所有滑动量的大概平均，应在0～0.6 m 间，但其给出的均匀滑动量为0.7 m．观测数据的空间分布、约束条件或平滑条件的影响，都可能影响均匀滑动模型或滑动分布模型的破裂面积大小，从而影响均匀滑动量或者最大滑动量的大小．刘云华等(2014)没有分析平滑因子对滑动分布的影响，但均匀滑动模型滑动量0.94 m 略大于滑动分布模型最大滑动量0.91 m，而且均匀滑动模型矩震级与滑动分布模型矩震级不一致，说明至少有一个结果没有反映约束数据所代表的地震能量．
破裂滑动分布结果可与余震活动分布相互验证．为此，根据本文最优破裂模型计算芦山地震静态库仑应力(Toda et al.，2005)分布，将静态库仑应力、破裂滑动分布、余震分布分别投影到水平面(图 6a)和垂直剖面(图 6b)上，余震分布采用陈晨和胥颐(2013)重定位结果．本文有滑动的最大深度是25～26 km，与余震重定位结果的最大深度一致(图 6b)．大部分余震分布在5～24 km 深度内，与本文模型滑动大于0.2 m 的区域一致，与房立华等(2013)、Jiang等(2014)的结果基本相同．但是，本文结果显示，余震分布基本都落在最大滑动量等值线外部、库仑应力增加的区域，与2008年汶川地震破裂类似，余震主要分布在高滑动区外(Wang et al.，2011)，而与Jiang等(2014)展示的余震分布与高滑动区相对应的结果不同．
 | 图 6 芦山地震滑动分布、库仑应力与余震分布(库仑应力接收断层走向211.2°) (a)库仑应力计算深度15 km；灰色圆点：所有3级以上的余震；虚线曲线：滑动量为0.5 m、1.0 m的等值线；粗实线：断层模型边界；(b)库仑应力垂直于接收断层的剖面；灰色圆点：所有余震；右方曲线：破裂滑动随深度变化曲线；粗实线：断层剖面.Fig. 6 Slip distribution, Coulomb stress and aftershocks distribution of the Lushan earthquake (Coulomb stress receiver fault strike 211.2°) (a) Coulomb stress calculated at depth of 15 km; gray dots:all aftershochs greater than magnitude 3; dashed curve:contour of 0.5 m and 1.0 m;heavy curved line:the fault model border; (b) Coulomb stress section perpendicular to the fault strike; gray dots:all aftershochs;the right curve:the curve of rupture slip vs depth; heavy line:the fault model profile. |
本文解算标量地震矩与GCMT估算的标量地震矩最接近，略大于Jiang等(2014)、刘云华等(2014)用大地测量资料反演得到的结果，比张勇等(2013)、王卫民等(2013)、赵翠萍等(2013)利用远震地震波计算结果都小．先前公布的数个模型，由于受到远场资料空间分辨率的制约，或者近场资料的稀少，都只能分辨出单一倾角断层，以及一个比较集中的滑动峰值区．本文模型分辨出断层由上部高倾角断层下接低倾角断层组成，与汶川地震破裂的铲形几何形状类似．
4 讨论图 7清晰地展示了汶川地震(谭凯等，2013)、芦山地震破裂模型(本文结果)和地质调查结果．汶川地震和芦山地震均具有类似的铲形破裂结构，深部低角度破裂深度都从16 km延伸到23～25 km，两个模型低角度破裂顶部的水平投影大致平行，说明龙门山断裂南段与中北段具有类似的深部低角度滑脱结构．在汶川地震中，深部破裂幅度最大可达6～7 m，断坡-滑脱断层铲形结构的观测值拟合度比高角度断坡断层的残差平方和至少低16～17%，尤其是对断层西南部观测值的拟合．芦山地震位于龙门山断裂西南段，其深部低角度破裂幅度大于0.5 m，可能在中央断裂的盐井—五龙断裂西北侧(包括后山的耿达—陇东断裂)的深部逐渐归入近水平滑脱层．类似结构在1999年台湾集集MW7.6地震中也有发现，其破裂模型也延伸至深部近水平的滑脱层(Johnson and Segall，2004)，滑脱层上的滑动量最大达2～4 m．
 | 图 7 芦山地震(本文结果)、汶川地震(谭凯等,2013)破裂模型比对 F01：大邑隐伏断裂；F02：隐伏断裂；F11:龙门山前山断裂的大川—双石断裂；F12：灌县—江油断裂；F13：江油—广元断裂；F21：龙门山中央断裂的盐井—五龙断裂；F22:映秀—北川断裂；F23:茶坝—林庵寺断裂；F31：龙门山后山断裂的耿达—陇东断裂；F32：汶川—茂汶断裂；F33:青川—平武断裂；虚线框：汶川和芦山地震破裂模型边界的水平投影；黑曲线：汶川地震地表破裂；灰曲线：断层.Fig. 7 The Lushan earthquake rupture model (in this paper) comparation with the one of the Wenchuan earthquake (Tan et al.,2013) F01:Dayi fault;F02:a blind fault;F11:Dachuan-Shuangshi fault;F12:Guanxian-Jiangyou fault; F13: Jiangyou-Guangyuan fault; F21:Yanjing-Wulong fault;F22:Yingxiu-Beichuan fault;F23:Chaba-Lin′ansi fault;F31:Gengda-Longdong fault;F32:Wenchuan-Maowen fault;F33:Qingchuan-Pingwu fault; dashed line: the fault model border of the Wenchuan and Lushan earthquake;black curve:the Wenchuan earthquake surface rupture;gray curve:fault. |
近年的川滇地区测震研究提供了关于深部物质结构更精细的资料．郑勇等(2013)用2007—2009年区域宽频带测震数据，使用背景噪声层析成像方法和远震接收函数法，获得了汶川震区及周边地区精细的S波速度结构．在浅部约5 km深度，四川盆地一侧为低速区，松潘甘孜地区为高速区；在20 km 以下，四川盆地地区变成高速区，而松潘甘孜地区变为低速区．深度13～17 km正好是波速变化剧烈的地区，其下底边界与本文模型深部滑脱层位置基本一致，破裂向上以高角度出露地表，与地壳厚度和莫霍面深度陡变位置对应．岩石成分变化和部分熔融可能导致波速比的变化，使得松潘甘孜上部具备与下部解偶滑脱的构造条件；13～17 km深度下四川盆地的波速值逐渐高于松潘甘孜地块，导致龙门山断裂带东侧相对于西侧表现的更加坚固和稳定．因此推测，巴颜喀拉块体向东沿滑脱层挤出，遇到坚硬的四川盆地基底的阻挡积累了足够的地震能量，爆发了汶川地震和芦山地震．
跨青藏高原东缘及四川盆地的大地电磁测深剖面研究表明(张乐天等，2012)，松潘—甘孜地块浅部高阻、中下地壳低阻，四川盆地浅部低阻、中下地壳相对高阻．龙门山断裂带在电性结构上表现为倾角较缓、北西倾向的逆冲高导低阻体，向青藏高原内部延伸到20 km深度左右，与我们推测的滑脱层位置一致．其高导电性的成因可能是破碎带内的流体造成的．龙门山断裂带下方中下地壳范围内的高阻体很好地体现了扬子地块所应具有的较为稳定的高阻特征，说明扬子地块基底在深部楔入龙门山下部．
李志伟等(2011)用四川地震台网2000—2008年的地震波数据反演获得的龙门山及邻区地壳P波速度结构与郑勇等(2013)的结果类似，并且沿龙门山断裂带，地壳上部10 km 的芦山段低速异常与映秀—北川段的低速异常被中间的高速异常所分隔，15 km 以下刚好相反，芦山段和映秀—北川段的高速异常被中间的低速异常分开．南北差异的速度分布结构说明了介质性质的横向变化，有利于地震能量分别积累于芦山段和映秀—北川段15 km 深度．
芦山地震和汶川地震破裂模式无疑给出深部滑脱层持续活动的观测证据，进一步支持地壳挤压缩短增厚作为龙门山隆升的主要机制．龙门山推覆构造前缘地带代表了典型的中生代前陆盆地(许志琴等，1992)，中地壳存在一个低角度的基底滑脱面，下部基底不变形．滑脱面在龙门山一侧逐渐陡立，形成断坡，呈现大致平行的叠瓦状冲断带．沉积盖层水平缩短、褶皱、增厚变形，山体抬升(许志琴等，1992)，总体表现为薄皮构造．与此对立的观点是厚皮构造，高角度深大冲断带的差异性垂直运动调节了青藏高原东缘相对四川盆地的抬升，但本文研究显示，龙门山下部存在切割中下地壳高角度断层的可能性不大，下地壳的层流不可能是龙门山隆升的唯一机制．
汶川地震撕裂了龙门山前山的灌县—江油断裂和中央的映秀—北川断裂，说明前山的灌县—江油断裂依然是青藏高原东缘与四川盆地的动力学分界面．从地形一般可以推断，同属前山断裂的大川—双石断裂可能曾经也是高原东缘的动力学分界面．然而，地质调查并没有发现芦山地震在地表有明显破裂，只是在邛崃高何镇、雅安下里镇有地面隆起(徐锡伟等，2013)，与芦山地震破裂模型的地表迹线一致．这暗示龙门山西南段与四川盆地的动力学分界面已经推移到高何—下里的隐伏断裂，芦山地震发震断层与属于前山断裂的大川—双石断裂关系不大．芦山地震模型低角度破裂顶部的水平投影几乎与前山断裂的大川—双石断裂重合，与中央断裂的映秀—北川破裂平行，说明大川—双石断裂深部与映秀—北川断裂深部动力构造更为接近．
地质调查也显示龙门山断裂带中段发育的3条主要活动断裂和西南段发育的3条活动断裂不是完全一一对应(张岳桥和李海龙，2010)，与本文推断较为一致．虽然余震重定位结果都显示余震震中主要沿双石—大川断裂地表出露位置的两侧分布(陈晨和胥颐，2013；房立华等，2013；张广伟和雷建设，2013)，但是根据震源深度剖面推测芦山地震的发震构造可能为大川—双石东侧约10 km的一条盲逆冲断层(陈晨和胥颐，2013；房立华等，2013)，与大川—双石断裂直接相关(张广伟和雷建设，2013)的可能性不大．
因此，汶川地震和芦山地震可能是在相同滑脱结构的挤压造山作用下，在相邻区域引起的不同地震事件．汶川地震的发生对芦山地震有触发作用和解锁作用，但不是主余震的关系．并且反演结果表明汶川地震由映秀往北东方向发展，而芦山地震破裂由深部向浅部偏西南滑动．如果忽略微小的滑动量，两个模型在中央断裂上有约40 km的破裂空区，在前山断裂上有约60 km的破裂空区．破裂空区的形成，有可能是深度10 km以上的高速异常区阻碍了两个地震破裂的传播，其上部也许是个障碍体．破裂空区的形成也有可能与龙门山15 km下低速异常区没有积累足够的地震能量有关，其深部可能是龙门山断裂上比较“软”的部位，使得龙门山芦山段比较容易向高原东缘挤出．这与Pei等(2014)发现彭灌杂岩体与宝兴杂岩体间较“软”的低速异常区相对应．高何—下里隐伏断裂、大川—双石断裂、盐井—五龙断裂、耿达—陇东断裂的走向都与龙门山中北段相对应的山前隐伏断裂、灌县—江油断裂、映秀—北川断裂、汶川—茂汶断裂有微小的偏移，与对应断裂向东错位15～20 km以上，应该是长期东向挤出的结果．
5 结论我们综合利用GPS静态同震位移和强震台加速度积分推算的同震位移约束芦山地震几何与运动学模型．近场同震资料的大地测量反演结果显示，芦山地震破裂发生在上陡下缓的铲式断层上，其向下接入近水平的深部滑脱层．相比高角度(大于45°)深大断裂为主要特征的厚皮构造，以断坡-滑脱断层为特征的薄皮构造作为破裂面拟合地表位移的残差平方和至少低15%．断坡断裂上部(倾角43°～50°)和下部(倾角＜27°)各有一个滑动幅度大于0.5 m 的峰值破裂区．2013年芦山地震揭示的龙门山断裂西南段深部破裂，与2008年汶川地震展示的龙门山中北段深部破裂特征十分吻合，表明刚性的四川盆地基底沿滑脱层被动插入龙门山之下，龙门山冲断带内叠瓦状铲式结构的断坡-滑脱断层调节青藏高原东缘的挤压变形，导致龙门山隆升．
致谢 感谢中国地震局预测研究所的江在森研究员提供部分GPS数据，国家强震动台网中心提供强震动数据．审稿专家的建议对本文质量的提高有很大的帮助，在此一并致谢．
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