2017年8月8日的四川九寨沟M_S7.0地震(或M_W6.5，USGS¹⁾)发生在青藏高原东缘巴颜喀拉块体东北边界、东昆仑断裂带东端的塔藏与虎牙等断裂的交汇部位，已认为是巴颜喀拉块体向东滑移过程中发生的一次强地震, 但震后调查时在震中区没有发现明显的构造型地表破裂(徐锡伟等，2017).震中区西侧的近S-N向岷江断裂带是控制岷山隆起西界的一条大型区域性断裂，为左旋斜滑逆断性质，晚更新世以来有强烈活动(邓起东等, 1994, 2010；李峰等，2018)；震中区东侧的NWW向塔藏断裂是以左旋走滑为主兼逆冲分量的全新世活动断裂(张军龙等，2012；胡朝忠等，2017)；震中区南侧的NNW向虎牙断裂为左旋斜滑性质，并以雪山梁子断裂为界分为南段和北段(徐锡伟等，2017；任俊杰等，2017).岷江、塔藏和虎牙断裂等一起构成了东昆仑断裂带东端向东散开的马尾状活动构造系统(徐锡伟等，2017)(图 1).

1) https://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/us2000a5x1/executive

图 1

Fig. 1

图 1 研究区测震台站、活动断裂和九寨沟7.0级地震震中分布图.断层数据徐锡伟等(2016) Fig. 1 Map showing seismic stations, active faults in and surrounding the struck area of the 2017 Jiuzhaigou MS7.0 earthquake. Data of active faults are from Xu et al. (2016)

不同研究机构及团队已分别获得九寨沟M_S7.0地震的震源机制解，结合余震与地表宏观破坏分布的分析, 认为该地震是在NWW-SEE向近水平主压应力作用下沿NNW走向的节面/断裂发生左旋走滑作用的结果(谢祖军等, 2017；易桂喜等，2017；杨宜海等，2017；房立华等，2018).然而，由于震区山高谷深、森林茂密、交通不便，已有的地震地质研究程度较低，这给准确判定九寨沟地震的发震构造带来了困难.现有的、基于余震震中与地表宏观破坏分布、震后现场地震地质调查、InSAR形变场以及重新定位余震的3D分布的研究，认为此次地震发震构造可能是位于岷江断裂和塔藏断裂之间的树正断裂(易桂喜等，2017)，也可能属于虎牙断裂北段(徐锡伟等，2017；房立华等，2018)，或是虎牙断裂北段的某一分支(单新建等，2017；任俊杰等，2017)，亦或推测为塔藏断裂的南分支(付国超等，2017；Li et al., 2018).此外，上述不同机构及团队分别获得的主震震源机制解的NNW向节面，大多朝SWW倾，但也有朝NEE倾的结果(如谢祖军等，2017);同时, 上述研究对震源区断裂带的基本结构揭示不足, 而且对九寨沟主震震源深度的测定结果也不一致，如有小于10 km的(易桂喜等，2017)与20~22 km的(谢祖军等，2017；房立华等，2018；梁珊珊等，2018)，差别相当大.

针对以上2017年九寨沟地震发震断层研究中存在的争议，本文研究拟充分发挥初至P震相和近台(含流动台)对震源深度测定的有效约束，重新测定九寨沟地震序列中主震与M_L≥3.0事件的震源位置，并对发震断裂带的结构进行分段解释，在此基础上结合细化的地表活动断裂格局、重新定位余震的空间分布、震源机制解以及前人的研究成果等进行再分析，力争能获得一些新的认识，特别期待能在一定程度上揭示出该地震发震断裂带的基本结构.

初至P震相较其他震相(比如S震相)在人工拾取时更加准确.因此，采用可靠适用的速度模型，给定事件的初始震源位置(震中经纬度和震源深度)，就可以利用直达波Pg和首波Pn的走时参数方程计算理论走时，与观测走时比较得到走时残差，然后变换震源位置再次计算走时残差；如此反复运算直至找到走时残差的最小值，即可确定出最佳震源位置.这种方法是曾宪伟等(2017b)首先提出和使用的，可称为“初至震相定位法”.本文采用这一方法进行地震重新定位的具体做法如下：首先以事件的初始震中位置为中心将震源区划分为经度、纬度和深度方向上的三维网格(0.01°×0.01°×0.5 km)，经度、纬度的最大范围均设为0.16°；然后计算初至P震相(Pg和Pn)在各格点上的走时残差，搜索走时残差最小值对应的格点位置，确定为地震事件的震源位置.研究表明利用初至P震相可以测定比较可靠的震源位置，且Pn震相参与定位可以很好地约束震源深度的测定结果(曾宪伟等，2017b).本研究利用以上方法确定九寨沟地震序列中M_L≥3.0事件的震源位置.

九寨沟地震震中100 km、200 km和300 km范围内分别有5个、22个和32个固定测震台站，主震后陆续架设了6个流动测震台(8月9日18时31分第一个流动台正式运行)，其中4个台的震中距小于20 km(图 1).从理论上讲，震级越大，记录台站数越多，记录波形信噪比也越高.为了保证震相数据的丰富和高质量，同时使得有足够多的Pn震相和近台数据参与计算、以更好约束震源深度的测定，本研究选取九寨沟地震序列中M_L≥3.0事件为重新定位的对象.

相应的震相数据来自全国地震编目系统中的正式观测报告，时间范围为2017年8月8日至2018年2月28日.此时段内共记录到九寨沟地震序列中M_L≥3.0事件98次，其中M_L5.0~5.9地震3次，M_L4.0~4.9地震13次，M_L3.0~3.9地震81次.考虑到有些震相到时的拾取结果难免有误，本研究通过Pg波时距曲线将偏离拟合线较大的数据予以剔除，确保所使用震相数据的可靠性.

Xu等(2018)对比了11种九寨沟震区及其附近地区已有的地壳速度模型，认为房立华等(2018)论文中使用的地壳速度模型更合理，原因是该速度模型的建立采用了震区附近的爆炸地震剖面(Wang et al., 2007)的波速资料.考虑到本研究使用了Pn震相，部分台站的震中距较远(有的达到甚至超过了300 km)，射线路径较长，地震波传播速度在地壳内的横向不均匀性不容忽视，因此，拟新建的速度模型不宜分层太多.基于房立华等(2018)和crust1.0(Laske et al., 2013)的结果，本研究将速度模型简化为上、中、下三层地壳P波速度模型(表 1)，通过拟合小地震的时距曲线得到九寨沟震区上地壳Pg波的速度为6.0 km·s^-1(图 2).由于震区的中小地震多发生于上地壳的中上部(＜15 km)，在不考虑低速层的情况下，将上地壳(＜22 km)的Pg波速度值微调为6.1 km·s^-1.

表 1 (Table 1)

表 1 本研究采用的3层地壳P波速度模型 Table 1 A 3-layer crustal velocity model of P wave for the study area 每层顶部深度(km) VP/(km·s-1) 地壳 0 6.1 22 6.3 42 7.0 上地幔 51 8.0

表 1 本研究采用的3层地壳P波速度模型 Table 1 A 3-layer crustal velocity model of P wave for the study area

图 2

Fig. 2

图 2 九寨沟地震序列Pg震相的时距曲线 Fig. 2 The time-distance curve for Pg wave of small events of the Jiuzhaigou sequence

图 3是采用第1节介绍的方法、数据和速度模型，利用初至P震相对2017年九寨沟地震序列98次M_L≥3.0事件的重新定位结果，并与重新定位前的震中分布进行对比.就整体来看，重新定位后的地震沿NNW向虎牙断裂的北延部分成长带状分布，与地震宏观烈度长轴方向基本一致，显示了比较明确的地震破裂方向——N25°~30°W.主震震源(主破裂起始点)位于余震带的中部偏南，表明主震的破裂朝NNW方向的扩展要比朝SSE方向的长.重新定位前的余震带展布长度约30 km；重新定位后的为35 km左右，并且余震带北段的宽度较重新定位前的略变宽.重新定位后的主震震中也发生了变动，重新定位前位于Ⅷ度区，重新定位后位于极震区(Ⅸ度)内.

图 3

Fig. 3

图 3 重新定位前(绿色圈)、后(黑色圈)的震中分布图 烈度分布是2017年8月12日中国地震局正式发布结果；活断层迹线由本研究重新编绘(详见3.3节). Fig. 3 Epicenter distribution before (green circle) and after (black circle) the relocation The map of seismic intensity contours was published on August 12, 2017, by the CEA. The active fault traces are compiled in this study (see the text of subsection 3.3 for details).

图 4为重新定位前、后九寨沟序列的震源深度柱状图.对比分析可发现余震的深度分布范围在重新定位前为2~24 km(图 4a)，重新定位后为3~19 km(图 4b)，且4~8 km深度的余震比例增加；反映重新定位后序列的震源深度分布更加集中，整体变浅.另外，重新定位后主震的震源深度为16 km，也较重新定位前的20 km偏浅.

图 4

Fig. 4

图 4 重新定位前(a)、后(b)震源深度分布柱状图 Fig. 4 Histograms of hypocentral depths before (a) and after (b) the relocation in this study

我们假定一理论震源位置(33.20°N，103.82°E，16 km)，基于本研究给出的地壳P波速度模型计算出九寨沟M_S7.0地震周边400 km范围内台站记录的初至P震相理论到时，并作为观测震相数据.为了分析本研究重新定位结果的可靠性，我们首先以理论震中经纬度为初始值，分别在经度和纬度方向增加随机扰动，扰动幅度在[-0.03°，0.03°]区间内；同时，考虑到速度模型存在一定的不确定性，以本研究给出的地壳P波速度为初始值，分别对每层P波传播速度(包括上地幔顶部的速度)增加随机扰动，扰动幅度在[-0.1 km·s^-1，0.1 km·s^-1]区间内.最后以增加了随机扰动的震中经纬度和地壳速度模型作为初始值，利用1.1节介绍的定位方法搜索最佳震源位置，看看是否能很好检测到理论震源的位置.

为了消除随机扰动造成定位结果的偶发性，本研究进行了200次随机扰动及重新定位.图 5为上述理论震源位置、增加随机扰动后的震中和重新定位后的震中分布图，可见到：(1)震中经纬度增加200次随机扰动后的震中位置比较分散，消除了重新定位结果的偶发性；(2)200次重新定位后的震中位置非常集中，与初始经纬度的扰动几乎无关，也与初始速度模型的不确定性(约1.5%的变动)几乎无关；(3)200次重新定位后的震中位置均与理论震中非常接近，绝对误差几乎全部小于500 m.这些说明本研究采用的初至震相及定位算法可以很好检测到理论震中的位置，因此可在现有台站分布(参见图 1)的情况下获得2017年九寨沟地震序列的高精度重新定位结果.

图 5

Fig. 5

图 5 理论震中(五星)、增加随机扰动的震中(圆圈)以及重新定位震中(黑点)分布图 Fig. 5 Epicentral distributions for a theoretical hypocenter (star), hypocenters with added random disturbances (circles) and those relocated (dots)

图 6为针对前述理论震源位置和速度模型增加200次随机扰动后重新定位得到的震源深度和走时残差曲线，可从中发现：(1)200次重新定位的走时残差为0.092±0.039 s(图 6a)，反映重新定位结果的走时残差较小.(2)重新定位后的震源深度呈正态分布(图 6b′)，均值为16.27 km，标准差为1.88 km(图 6b)，与理论震源深度(16 km)十分接近.这些说明本研究采用的定位方法和速度模型可以很好地测定九寨沟地震序列的震源深度.

图 6

Fig. 6

图 6 增加200次随机扰动后重新定位得到的走时残差曲线(a)和直方图(a′)以及震源深度曲线(b)和直方图(b′) 虚线为均值线，灰色实线为正态分布拟合曲线. Fig. 6 Curves and distribution histograms of travel-time residuals (a, a′) and hypocentral depths (b, b′) of the relocated events after adding 200 random disturbances Dashed line represents mean value. The gray solid line represents Normal distribution curve.

将震源区在经、纬度和深度方向进行三维网格化，搜索并绘制网格节点上最小走时残差的三维图像，可清楚展示定位结果的可靠性.图 7给出了九寨沟序列的主震(M_S7.0)和3次较大余震(M_L5.0~ 5.3)的震源区走时残差三维切片，以及沿经度、纬度和深度方向的切片平面图.结果显示：(1)4次事件的较小走时残差分布区域(图 7中暗红色区域)在三个方向上均呈椭球状或近似椭球状，最小走时残差位于椭球的中心位置，对应的震源深度分别为16 km、15.5 km、12 km和16 km；(2)走时残差由震源区向外由小逐渐变大，呈现稳定的连续变化过程.以上分析结果均说明本研究采用的定位方法及定位结果的可靠性和稳定性.

图 7

Fig. 7

图 7 主震及3次ML5.0~5.3余震震源区走时残差三维切片(a)、纬度方向切片(b)、经度方向切片(c)和深度方向切片(d)，数字代表发震时刻和震级 Fig. 7 3D slice pictures of travel-time residuals for focuses of the mainshock and three ML5.0~5.3 aftershocks (a) of the Jiuzhaigou sequence. Slice pictures in respective directions of latitude (b), longitude (c) and depth (d). Numbers on the tops of pictures indicate time and magnitudes of these events

为了进一步验证定位结果的可靠性，本文根据已有研究成果，基于九寨沟地区更加精细的一维地壳速度模型(易桂喜等，2017；表 2)，利用初至震相定位方法对九寨沟序列的主震(M_S7.0)和3次较大余震(M_L5.0~5.3)进行重新定位.图 8给出了4次地震随震源深度变化的初至P震相最小走时残差曲线.结果显示：(1)基于3层速度模型(表 1)的最小走时残差变化稳定，而基于7层速度模型(表 2)的最小走时残差在深度4.5 km和10 km时存在阶跃，这与地壳结构界面在这两个深度存在速度间断面有关，但最小走时残差总体变化趋势稳定；(2)基于两种速度模型的深度定位结果存在1~2 km的差别，但基本是一致的.

表 2 (Table 2)

表 2 九寨沟地区7层地壳P波速度模型(易桂喜等，2017) Table 2 A 7-layer crustal velocity model of P wave for the Jiuzhaigou region (Yi et al., 2017) 每层顶部深度/km VP/(km·s-1) 地壳 0 5.41 4.5 5.83 10 6.03 18 6.11 28 6.38 34 6.70 43 7.57 上地幔 61 7.87

表 2 九寨沟地区7层地壳P波速度模型(易桂喜等，2017) Table 2 A 7-layer crustal velocity model of P wave for the Jiuzhaigou region (Yi et al., 2017)

图 8

Fig. 8

图 8 两种速度模型的主震及3次ML5.0~5.3余震的初至P震相走时残差-震源深度曲线 Fig. 8 Travel time residuals of initial P phase-focal depth curves for the mainshock and three ML5.0~5.3 aftershocks, using two velocity models

本研究的重新定位给出九寨沟主震的震源深度为16 km，位于上地壳内，与梁建宏等(2018)和Xu等(2018)的研究结果(分别为16 km和15.8 km)相一致，但明显有别于九寨沟主震发生在上地壳浅部(深度小于10 km)(易桂喜等，2017)以及20~22 km的结果(谢祖军等，2017；房立华等，2018；梁珊珊等，2018).根据最靠近震中的一个强震台S-P到时差估算的主震初始破裂点的深度不浅于14.3 km(房立华等，2018)，以及地震后现场未发现明显的构造型地表破裂(徐锡伟等，2017)，可认为九寨沟主震震源深度位于≤10 km的浅部或者≥20 km的深部的可能性均较小.另外，强震易发生于壳内高、低速区的过渡带或高速体的边侧(Lees and Malin, 1990；王椿镛等，2002；曾宪伟等, 2014, 2017a)，李敏娟等(2018)基于密集台阵反演了青藏高原东北缘的地壳精细结构，发现九寨沟震源区位于15 km±深度高速体的下侧以及20 km深度低速体的上侧；因为壳内高速体(坚固层)的存在是高应力集中的重要条件，其下方的相对低速层指示了从壳内脆-延转换带至延性层的深度范围，后者通过震间的流变/蠕动来为上方高速层内的断层孕震提供动力(Scholz，1990).以上这些分析以及前人对孕震动力学环境研究的认识，能印证本研究测定的2017年九寨沟主震的震源深度为16 km是合理的.

本文重新定位的九寨沟主震和M_L≥3.0余震的密集区呈NNW向(N25°~30°W)展布，长度为35 km，可能指示了主震破裂的长度.余震带西北段宽约10 km，东南段较窄，宽仅~6 km(图 9a)；余震主要发生在主震后头2天，2天之后的余震少(图 9b、c和d)，但持续时间较长并有序衰减(易桂喜等，2017).

图 9

Fig. 9

图 9 重新定位的震中分布与地表活断层的关系(a)以及沿A′—B′剖面和A—B剖面不同时段的余震分布:主震后2天内(b，e)、2天以后至2018年2月28日(c, f)、全时段(d, g) 图(d)中的同震位错等值线据张旭等(2017).图(e)、(f)和(g)中的倾斜虚线是拟合的“断层面”，用于本文第4节讨论1的比较分析. Fig. 9 The relocated earthquake distribution and its relation with the surface active faults (a). Aftershock distributions along profiles A′—B′ and A—B, respectively, within various stages of the first 2 days following the mainshock (b and e), the time from the third day after the mainshock to Feb. 28, 2018 (c and f), and the whole study period (d and g) The contours of coseismic slip of the mainshock in figure (d) are from Zhang et al. (2017). The dashed lines in figures (e), (f) and (g) represent mathematically fitted "fault planes" that are used to a comparison analysis in discussion point 1 of Section 4.

全时段(2017-08-08—2018-02-28)的震源深度剖面(图 9d)显示绝大部分余震的深度浅于主震深度(16 km)，且主震的震源(破裂起始点)位于余震带的中部偏东南，反映主震的破裂是不对称的双侧扩展，与强震易于在孕震层偏深的部位成核并向上传播的理论(如Scholz，1990)相一致.另外，余震优势分布深度为4~17 km，地壳浅部余震震级较小(图 9d)，与已有研究给出的九寨沟主震破裂的集中深度基本一致(单新建等，2017；季灵运等，2017；Li et al., 2018).

图 9b、c和d中绘出张旭等(2017)基于地震学和InSAR资料联合反演获得的主震同震位错等值线，显示出在余震带南东段的10~18 km深度存在第1处同震位错亏损区(同震位错＜0.24 m)，对应了余震的相对密集区之一，那里的余震震级相对于余震带中段和西北段的整体偏大，尤其是序列中3次M_L5.0~5.3余震均发生于此，可能反映了主震破裂带南东段的残余应力水平一直较西北段偏高，并可能与那里在主震破裂时应变释放不够彻底有关.然而，我们并不认同余震带南东段在主震前可能存在较大尺度断层凹凸体的推断(梁建宏等，2018)，因为凹凸体应是发震断裂带震前高应力应变集聚并在地震时同震位错量大/较大的部位(Scholz，1990；Ruff，1992)，而九寨沟地震余震带或破裂的东南段不具有这样的特征(图 9b、c和d).本研究注意到余震带中段10 km之下的深度存在面积~6×9 km²的余震相对稀疏部位(图 9d中的灰影区)，并且与同震位错高值区的位置相吻合，反映那里应属于发震断裂带上主凹凸体的部位，也是主震时破裂与应变释放较充分的部位.类似的例子如美国加州1966年Parkfield M6.0地震和1989年Loma Prieta M7.1地震的断层面上同震位错的高值区或凹凸体部位，对应了余震的稀疏部位(Beroza，1991；Das and Henry, 2003).

余震带西北段在5~10 km之下几乎完全缺乏余震，同时也是该带内的第2处同震位错的亏损区(图 9b、c和d)；这种情形与那里位于虎牙、岷江以及塔藏断裂的交汇区或合并部位(图 9a)、断面上可能存在较高强度的障碍体有关；因为Aki(1979)的研究表明位于主震破裂带内或端部既没有同震位错又缺少余震的断层部位，可能属于较高强度的障碍体.另外，余震带中和北西段3~5 km深度的浅层也缺少余震，对应了该带内的第3处同震位错亏损区(图 9b、c和d)，同时也与主震后地表未发现明显构造型破裂的野外调查结果(徐锡伟等，2017)相符.

以上分析表明：经本文重新定位的九寨沟序列主、余震震源沿余震带走向和深度的分布，与由地震和InSAR资料联合反演的主震同震位错分布(张旭等，2017)之间存在明显的关联(图 9b、c和d)，从而印证了本文定位结果的合理性.

2.2.1小节的分析表明本文重新定位的震源位置误差较小(理论上小于500 m).利用这种较高精度的定位结果分析2017年九寨沟地震发震构造时，我们首先收集和分析针对震区及其邻近地区的地震地质野外调查结果(胡朝忠等，2017；李峰等，2018；任俊杰等，2017；徐锡伟等，2017；张军龙等，2012)，结合较高分辨率的Google Earth影像以及DEM图像的判释，编绘出震区及其邻近地区的活断层图(图 10a).其中，虎牙断裂带北段(F1-1)是已有研究中关注程度很高的疑是发震断裂(徐锡伟等，2017；任俊杰等，2017；单新建等，2017；房立华等，2018).我们将全长~35 km的余震带划分为南东、中和北西三个段落，分别绘制震源深度横剖面，各剖面的断层解释结果如图 10b，c和d所示.本文解释各剖面断层的方法是：基于构造地质学基本原理去集成重新定位的震源排列、震源机制解(平、剖面投影)、地表已知断层位置以及相邻剖面的断层解释结果等信息进行综合分析和解释(闻学泽等, 2011, 2013；闻学泽；2014)，同时，解释中努力使得各种信息保持良好的协调性和互补性，是获得可靠解释结果的重要环节，即使是在震源排列并不够密集的条件下(如图 10b、c、d).

图 10

Fig. 10

图 10 重新定位的地震分布与发震断裂带的分段结构 (a)横跨余震带的三个剖面范围；(b)、(c)和(d)分别为A-A′、B-B′和C-C′的震源深度及断层解释剖面.断层代号及名称：F1-1—虎牙断裂北段主断裂，F1-1′—虎牙断裂北段分支断裂，F1-1″— F1-1′的次级分支，F1-2—虎牙断裂中段，F2—岷江断裂带，F3—塔藏断裂带. Fig. 10 The distribution of relocated hypocenters and the structure of three segments of the seismogenic fault zone (a) A map showing three sections across the aftershock belt. (b), (c) and (d) show vertical cross-sections of hypocentral depths and interpreted active faults along lines A-A′, B-B′ and C-C′. Numbers and names of faults: F1-1—The northern segment of Huya fault zone; F1-1′—A main branch of F1-1; F1-1″—A secondary branch of F1-1′; F1-2—The middle segment of Huya fault zone; F2—The Minjiang fault zone; F3—The Tazang fault zone.

三个段落的发震构造在剖面上总体表现出以走向N25°~30°W、朝SW陡倾的虎牙断裂带北段主断裂F1-1为主、并与上盘主要分支F1-1′联合构成向上分叉的结构，呈现出走滑断裂带常见的花状构造形式(图 10b、c和d).在余震带的南东段和中段，F1-1和F1-1′两断裂近于平行，在地表相距4.5 km±(最大)，分别向下陡倾至13 km±深度后，倾角略有变缓；F1-1′分支在17~18 km深度交于主断裂F1-1上.在余震带北西段，F1-1和F1-1′两断裂在16 km深度之上也构成向上分叉的结构，并在12 km之上的深度相距0~4 km.在主断面F1-1和分支断面F1-1′之间的地下3~15 km深度，还存在一条次级断层F1-1″，其上有相对密集的M_L3~4余震活动，且向下可能于16 km±深度交汇于分支断面F1-1′上(图 10b和c).

图 10剖面A-A′显示主震和3次M_L5.0~5.3余震中的前2次，起始破裂均发生在虎牙断裂带北段主断面F1-1上.其中，2017年8月8日的M_S7.0主震和8月9日M_L5.3余震起始破裂于F1-1断面的倾角由高陡(≥85°)朝变缓(~60°)过渡的15~16 km深度；8月10日的M_L5.0余震发生在F1-1断面的12 km±深度.这三次事件震源机制解的剖面投影显示各有一个节面(参见表 3)与相应震源点的F1-1断层面产状一致或者很接近.图 10剖面B-B′反映在余震带中段，沿主断面F1-1的余震很少，能解释出F1-1断裂是综合考虑了主震及少量余震震源分布、主震震源机制解、F1-1断裂在地表的已知位置以及相邻两个段落剖面的断裂解释结果.然而，如果结合图 9d进行分析，似乎可将图 10剖面B-B′余震稀少的原因解释为：那里属于整条破裂同震位错量最大的凹凸体部位，也是主震时应变释放充分的部位.图 10剖面C-C′显示在余震带西北段，主断面F1-1仍然倾向SWW，在10 km深度内显示高陡倾角，之下倾角略有变缓.

表 3 (Table 3)

表 3 本文采用的九寨沟主震和ML≥5.0余震的震源机制解 Table 3 The adopted focal mechanism solutions in this study of the Jiuzhaigou mainshock and ML≥5.0 aftershocks 序号 发震时间 年-月-日 震级 重新定位前(后)震源位置 节面Ⅰ 节面Ⅱ 机制解来源 纬度°N 经度°E 深度/km 走向 倾角 滑动角 走向 倾角 滑动角 1 2017-08-08 MS7.0 33.20 (33.1910) 103.82 (103.8403) 10 (16.0) 150° 80° -20° 244° 70° -169° ① 2 2017-08-09 ML5.3 33.10 (33.1160) 103.85 (103.9060) 5 (15.5) 156° 68° -16° 252° 75° -157° ② 3 2017-08-10 ML5.0 33.14 (33.1400) 103.86 (103.8973) 20 (12.0) 160° 74°° 5° 69° 85° 164° ② 4 2017-11-07 ML5.3 33.17 (33.1537) 103.80 (103.8373) 10 (16.0) 30° 58° 94° 202° 32° 84° ② 注：震级和重新定位前的震源位置采用地震系统全国正式地震目录的结果(http://10.5.160.18/console/exit.action)；括号内的震源位置参数是本文重新定位的结果；机制解来源: ①杨宜海等(2017)，②祁玉萍等(2018).节面倾向与走向的关系可由“右手法则”推知，如走向150°，倾向则是150°+90°=240°.

表 3 本文采用的九寨沟主震和ML≥5.0余震的震源机制解 Table 3 The adopted focal mechanism solutions in this study of the Jiuzhaigou mainshock and ML≥5.0 aftershocks

另外，我们针对图 10b、c和d三个剖面的解释中，没有发现发震主断裂在浅部向西南倾、而在深部朝北东倾(房立华等，2018)的反转现象，但在新揭示的发震断裂带总体呈现向上分叉的花状结构中，主要分支断裂F1-1′在10~18 km的深度范围是倾向北东的.另外，从震源机制解的剖面投影得知：主断面F1-1的南西盘(上盘)在主震时，同震运动除了主要朝SSE向的水平运动外，还有相对向下的垂直运动分量，即伴有正断层作用的分量.然而，基于地震学和InSAR资料联合反演的同震位错矢量分布反映主断面F1-1的南西盘相对向下垂直运动的量值极小(张旭等，2017的图 6b)，可忽略.

基于图 10三个剖面的断层解释，我们判断虎牙断裂带北段主断裂F1-1是九寨沟M_S7.0主震时的主要同震破裂面，但沿分支断裂F1-1′和次级断裂F1-1″也可能有部分同震破裂发生.支持我们这一认识的信息还有:图 10a反映虎牙断裂带北段是以F1-1断面为主、上盘(SW盘)发育有多条不同级别分支断层的断裂带；在Google Earth卫星影像和DEM影像上可见到这些断裂晚第四纪活动的地貌特征，例如在漳扎镇SSE方向11~16 km处F1-1断裂斜切了九寨沟，致使主沟谷发生左旋扭折(但断距不详)；在九寨沟主震后由无人机拍摄的影像上可见F1-1′分支断裂的南段(九寨沟的熊猫海附近)发育有“坡中槽”、左旋断错山脊和“断头沟”等活动构造地貌现象(任俊杰等，2017).另外，F1-1断裂的地表位置正好是九寨沟主震InSAR同震形变区的东边界，即InSAR同震形变区位于F1-1断裂地表迹线的西侧，且主震破裂是沿走向NW、倾向SW的断面集中发生在1~15 km的深度范围[参见单新建等(2017)的图 3a和图 6].

以上结果表明九寨沟M_S7.0主震破裂及余震活动不只受控于单一的断裂，而是以虎牙断裂带北段主断裂F1-1为主，包含分支断裂F1-1′和次级断裂F1-1″等多条断裂也参与活动；发震断裂带的尺度约为4.5 km宽(最大)×35 km长，结构上较复杂.研究表明单次强震或大地震的破裂可以沿同一构造带相邻的多个断面同时或准同时发生，各断面具有不同的尺度和产状，主震时分别承担不同量值、性质的同震位移.例如，2016年新西兰Kaikōura M_W7.8走滑型地震是由间隔数千米至20余千米的多条不同尺度和产状的断裂发生级联破裂的结果(Hamling et al., 2017)；2008年斜滑型的四川汶川M_S8.0地震破裂不仅沿龙门山中央断裂发展，也扩展到前山和山前断裂的部分段落，以及小渔洞横向断裂(Xu et al., 2009；Zhang et al，2010)；2013年逆冲型的四川芦山M_S7.0地震时沿主断面的破裂引起上盘若干次级断层也跟随发生破裂(Long et al., 2015；刘琦等，2016).

(1) 本研究揭示出2017年九寨沟M_S7.0地震发震断裂在结构上具有复杂性，主震破裂及余震活动不仅受控于虎牙断裂带北段主断裂，而是包含分支断裂以及次级断裂的一段约4.5 km宽(最大)×35 km长的花状结构断裂带.因此，当利用重新定位的地震分布来解释发震构造时，仅根据震源的密集分布条带将发震断裂解释为线性几何形态(产状不随长度和深度变化)，是很不够的；而那种人为选取部分地震/余震资料、采用数学方法拟合出一个线性几何的“发震断层面”的做法，更不可取，因为拟合结果有可能歪曲了实际，并可能由此引起后续研究偏离实际.作为比较的例子，本文图 9e、f和g三个剖面分别绘出利用不同时段的余震资料，利用数学方法(万永革等，2008)对九寨沟地震“发震断层”进行拟合.该拟合结果与图 10b、c和d三个剖面解释的断裂带结构差别相当大，因为这种数学拟合结果完全忽视了发震断裂可能具有复杂的结构.本文图 10三个剖面的断裂带结构解释是基于构造地质学原理综合震源排列、震源机制解、地表断层已知位置、相邻剖面断层解释结果等信息的分析结果(闻学泽等, 2011, 2013；闻学泽，2014)，而不仅仅依据余震的密集分布进行推断，因此本文结果可能是合理的.

(2) 九寨沟地震序列中的第3次5级余震，即2017年11月7日的M_L5.3地震(表 3)，本文重新定位结果得知它发生在分支断面F1-1′与次级断面F1-1″交汇点之下的16 km±深度，具有NE走向逆断层作用的震源机制解(图 10a和b)，反映其发震构造与NW走向、左旋走滑为主的虎牙断裂带北段的主、次断裂无关.可由余震分布推测该地震震源点及其左下方可能存在一条倾向NW(或走向NE)的次级断面(图 10a和b中的rf).因此，在九寨沟M_S7.0主震后约3个月发生的这次M_L5.3地震，可能是随着发震断裂带的震后调整性(左旋)运动，致使深部次级NE向断层被加载、进而发生逆冲错动的结果；可视为一次触发型余震.

(3) 重新定位的九寨沟地震的余震带，北西段的横向宽度要比南东段和中段的大(图 10a).一些研究也有揭示出类似的现象，并将余震带在北西段变宽的原因解释为由于发震断层在那里发生了走向上的弯折或阶列(房立华等，2018；张旭等，2017).然而，我们的分析认为：由于发生在虎牙断裂带北段(F1-1)的九寨沟M_S7.0主震破裂使得西侧紧邻的近S-N向岷江断裂带(F2)北段的形变和应力状态发生了改变，进而引起F2断裂带东盘的一部分分支断裂的活动，发生了触发型小地震，从而使得九寨沟地震余震带北西段的横向宽度变宽(图 10a和d).能支持我们这一分析和推断的研究结果有：九寨沟M_S7.0主震的同震InSAR形变场已显著影响到岷江断裂带北段(单新建等，2017)，同时引起那里的库仑应力升高了0.09×10⁵ Pa(汪建军和许才军，2017).

(4) 为保证有足够多的Pn震相参与重新定位，以能更好约束震源深度的测定，本文选取了九寨沟序列中M_L≥3.0事件为重新定位的对象.将震级下限提高到M_L3.0可保证定位结果的可靠和具有较高的精度，但也使得用于发震构造分析的余震分布密度减少.尽管本文的发震断层解释采用了基于构造地质原理去分析震源排列、震源机制解、地表断层位置以及相邻剖面解释结果的综合方法，但并不能完全排除解释结果中存在一定的不确定性.下一步拟开展研究区背景小震的重新定位工作，结果将会进一步完善对九寨沟地震发震构造的认识.

综合利用区域台网和震区流动台站的记录，本研究采用初至P震相重新测定了2017年四川九寨沟地震序列M_S7.0主震和M_L≥3.0余震的震源位置，严格的检验显示定位结果的理论误差≤500 m.结合已有研究成果、震源机制解、较详细的震区地表活断层迹线等资料，我们将地震定位结果运用于分析九寨沟地震序列的余震空间分布与地震构造的可能关系，对发震构造的分段结构进行解释，并讨论了相关问题，主要获得以下新认识：

(1) 重新测定的九寨沟M_S7.0主震的震源深度为16 km，起始破裂点(震源)位于余震带中段的南缘，反映主震破裂沿走向是非对称双侧扩展；余震带长~35 km，可能指示主震的震源破裂长度；余震的优势分布深度在4~17 km之间.

(2) 余震带中段10 km之下的深度存在面积~6×9 km²的余震稀疏部位，与前人基于地震和InSAR资料联合反演的同震位错高值区相重合，反映那里属于发震断裂带的主凹凸体部位，也是同震破裂时应变释放较充分的部位.余震带南东段10~18 km深度是同震位错的亏损区之一，对应了余震的相对密集区，序列中三次M_L≥5.0余震都发生于此.余震带西北段在5~10 km之下既是同震位错亏损区，又缺乏余震，可能与那里发震断裂带与岷江和塔藏断裂带的交汇或合并的断裂几何复杂性有关.余震带中段和北西段3~5 km深度的浅层也缺少余震，对应了另一同震位错亏损区，与主震后未发现明显构造型地表破裂的野外调查结果吻合.

(3) 证实了九寨沟M_S7.0地震的发震构造为虎牙断裂带北段，走向N25°~30°W.新揭示出发震断裂带是由主断裂F1-1和分支断裂F1-1′构成的、向上分叉的花状结构，尺度约为4.5 km宽(最大)×35 km长，主断裂朝SW陡倾.主震破裂及余震活动可能不只受控于单一的主断裂，而是以主断裂F1-1为主，分支断裂F1-1′和次级断裂F1-1″也参与活动.