2014年8月3日16时30分(北京时间)，云南省昭通市鲁甸县境内发生了M_S6.5地震(以下简称鲁甸地震).根据中国地震局2014年8月7日发布的烈度调查结果，此次地震的极震区烈度高达IX度.较高的烈度造成了惨重的人员伤亡和财产损失，截至2014年8月10日，此次地震共造成600余人遇难，数千人受伤.我们知道，地震的高烈度区主要位于发震断层附近，极震区灾害特点与地震破裂特征有着密切的联系，因此破裂过程反演是估计大地震致灾特征的有效方法之一.在鲁甸地震发生后2.4小时，即北京时间2014年8月3日18时53分，作者所在的陈运泰研究小组发布了此次地震的破裂过程快速反演结果.由于此次地震以走滑错动为主，远震距离上的一些台站的资料信噪比不高，导致快速反演中不能很好地确认真实的发震断层及其参数.为此，快速反演之后，我们采用了新的反演技术和更多的波形资料，针对两个可能的发震断层面，更新了破裂过程模型，并结合烈度与余震分布，确定了发震断层. 最后基于修订的破裂模型，讨论了此次地震较高的面波震级与震源致灾机理.

本文将详细回顾鲁甸地震的破裂过程快速反演工作及其后续的修订工作，分析和总结在此次地震快速反演中发现的问题和得到的启示，为以后的中等大小地震(5≤M_W<7)的震后应急工作提供有价值的意见和参考.

震后约1小时，获取了全球范围内震中距介于10°~90°范围内的宽频带垂直向P波波形资料(P波到时前10 s和后30 s).为保证资料在水平向和垂直向均具有相当的空间分辨能力，我们按照方位角和离源角间隔均为10°筛选台站，得到了用于反演的28个台站的垂直向P波波形数据(图 1a).基于AK135大陆速度结构模型(Kennett et al., 1995)，采用Wang(1999)的方法计算得到格林函数.在反演中，我们对数据和格林函数同时进行了0.02~0.4 Hz的带通滤波.采用的反演方法在作者之前的工作中已做了详细介绍(Chen and Xu， 2000; Xu et al., 2002; Zhang et al., 2012)，在此不再重复.

图 1

Fig. 1

图 1 鲁甸地震快速反演结果(a)震中和P波台站位置；(b)震后2.4小时反演得到的滑动分布；(c)基于北东向断层面的滑动分布结果；(d)基于南东向断层面的滑动分布结果.Fig. 1(a)The epicenter and used P waveform stations;(b)Fault slip of fast inversion determined 2.4 hours after the earthquake occurrence;(c)Fault slip obtained based on NE striking fault;(d)Fault slip obtained based on SE striking fault.

破裂过程反演一般在固定走向和倾角的有限断层上进行，需要事先知道断层面的几何参数.通过地震矩张量反演可以得到与最佳双力偶对应的两个可能的断层面(节面)，但很难从这两个节面中确认出哪一个是真实的发震断层.在破裂过程快速反演中，一般可通过震中附近区域的地质构造、余震分布和地震的破裂多普勒效应等手段，识别真实的发震断层.对于大地震，其发震断层面通常容易判断，原因有三：① 大地震一般发生在大断裂带上，而大断裂带的走向等参数一般是清楚的.② 大地震的余震分布往往呈现出明显的条带状特征，有利于判断破裂延伸方向和断层面走向.③ 大地震的破裂长度和延伸范围较大，其破裂方向性效应在地震资料中的表现非常显著，往往可以通过地震多普勒效应判定地震破裂的方向，进而推测可能的发震断层的走向和倾角等参数.最简单的方法之一是，通过逐一尝试两个双力偶节面进行反演，根据反演得到的波形残差即有可能确认真实的发震断层.相比之下，中等大小地震完全可能发生在次级断裂上，容易受控于局部的地质构造，在震中附近区域的构造背景不是十分清楚的情况下，不易准确判断其发震断层的机制.其次，由于余震定位的误差，中等大小地震余震的初步定位结果比较散乱，容易模糊破裂扩展方向等信息.再次，限于地震规模较小等因素，中等大小地震在远震距离上的地震记录信噪比较低，采用质量不高且以低频成分为主的远震资料来分辨震源尺度较小的中等大小地震的破裂方向，准确性很难保证.

因此，对于鲁甸地震，在震后1~2小时，很难单用地震学手段确定真实的发震断层面.根据当时可资利用的美国地质调查局(USGS)的体波震源机制解中的两个双力偶节面(节面I: 走向72°/倾角84°/滑动角176°，节面II: 走向162°/倾角86°/滑动角6°)，发现节面I与已知的昭通—鲁甸断裂的走向大致一致(Deng et al., 2003；闻学泽等，2013)，因此选用此节面作为发震断层面进行了破裂过程反演.根据这一快速反演结果，鲁甸地震的矩震级约为M_W6.1，破裂主要集中分布在震源附近，最大滑动量约0.3 m(图 1b).除此之外，断层沿走向方向上的两侧都有一些滑动零星分布，但规模均不大.

由于对发震断层面的判断并无太大把握，因此此模型存在进一步更新和修订的必要.

在以上快速反演中，和国内外大多数同类工作一样，我们采用了一条格林函数近似原则：断层面上各处到台站的格林函数具有相同的波形特征，仅存在到时上的差别(张勇，2008).这一格林函数近似带来的便利是，在台站震中距远大于震源尺度时，可将格林函数计算量从“子断层数×台站数”减少到“台站数”，提高计算效率约两个数量级.但是，这种做法在一定程度上削弱了反演的分辨能力.在此近似下，波形数据和格林函数随深度变化的波形特征被忽视，导致反演对深度方向上的分辨能力只能依赖于台网的离源角覆盖(张勇，2008)，损失了一定的空间分辨能力.

为克服这一弱点，我们采用Wang(1999)的方法，通过事先准备格林函数数据库的方式，将格林函数从低效率的计算转变成高效率的直接读取，由此可节省大量的格林函数准备时间，在取消上述格林函数近似原则、需要获取“子断层数×台站数”条格林函数的情况下，仍然可以保证破裂过程快速反演的效率.

另外，鉴于波形数据质量(信噪比)不高，我们转而采用位移记录进行反演，以期获得关于此次地震更稳定的宏观破裂图像.理论上，采用速度记录和位移记录进行反演的主要区别在于不同频段的波形信息在反演中的相对权重大小.采用速度记录进行反演时，高频波形信息占优势，对破裂细节更为敏感，适合应用于数据质量较好的大地震破裂过程反演，以侧重对若干个破裂凹凸体的时空信息进行成像；采用位移记录进行反演时，低频波形信息占优势，更 有利于获取地震破裂的宏观信息，如地震矩与破裂长度等.

由于不能肯定地确认出真实的发震断层面，在第一版快速反演结果发布之后，作者分别采用了两个双力偶节面再次进行反演.反演结果如图 1c—1d所示，两个节面的结果都显示鲁甸地震的矩震级约M_W6.2，最大滑动量接近0.5 m.滑动分布模型相对于快速反演模型，最大滑动量增加，滑动分布在空间上更加集中.在数据和所采用的地球模型都完全一致的情况下，这些结果是反演分辨能力提高的反映.其中，北东向节面(节面I)的滑动分布显示破裂存在朝走向方向扩展的迹象；而根据南东方向节面(节面II)得到的主要滑动分布，破裂没有明显的方向性，只是走向方向(南东向)上的破裂相对更加零散一些.

在作者以往的快速反演工作中，考虑到S波之 前存在一定程度的噪声水平，我们一般只采用P波 资料进行反演.对于鲁甸地震，P波资料的信噪比较低，相对于S波资料的信噪比优势不再明显.由于S 波传播速度更慢，对地震破裂扩展的多普勒效应更敏感(张勇，2008)，使用S波资料更有助于分辨可能存在的破裂方向性，提高反演的空间分辨能力.因 此，我们增加了32个台站的水平偏振S波(SH)资 料(图 2)，对结果进行进一步修订.

图 2

Fig. 2

图 2 震中与增用SH波资料的台站位置Fig. 2 The epicenter and stations used additional SH waveform data

分别采用两个节面反演P波与SH波得到的结 果如图 3—图 6所示.相对于上述P波单独反演结 果，P波与SH波联合反演模型呈现出更稳定和更 具一致性的破裂特征.地震的矩震级都约为M_W6.1，地震破裂持续时间都约10 s左右(图 3a，图 5a).两个节面的反演结果都显示破裂从震源处开始、向浅部地表处扩展的特征(图 3b，图 5b).最终形成的滑动区域主要集中在深度3~15 km的上地壳内.相比之下，这种一致性在P波单独反演所得的结果中(图 1b—1d)表现得不明显.从滑动量分布的时空变化来看，最主要破裂区域在破裂开始后5 s内就已经形成(图 3c，图 5c)；5 s之后，破裂的集中程度和地震矩释放的规模都较弱，表明5 s后已经开始破裂愈合过程.此外，无论是北东向走向的节面I还是南东向的节面II，反演结果都显示沿走向方向上的滑动分布更占优势，意味着鲁甸地震存在优势破裂方向，并非典型中小地震所具备的以震源为中心的圆盘型破裂模式.

图 3

Fig. 3

图 3 基于北东向断层的P波与SH波反演结果(a)震源时间函数；(b)断层面上静态滑动量分布；(c)断层面上滑动量分布随时间的变化.Fig. 3 Inversion results of P and SH waves based on the NE striking fault(a)Source time function;(b)Static fault slip distribution;(c)Temporal variation of fault slip distributions.

图 4

Fig. 4

图 4 基于北东向断层反演得到的观测波形与合成波形的比较在每个子图中，黑线表示观测波形，红线表示合成波形.子图左方从上到下依次为: 台站名、震相名与分量名、以及观测波形与合成波形之间的相关系数.Fig. 4 Comparison between observed and synthetic waveforms for inversion based on NE striking faultIn each sub-graph，black line is the observed waveform and red line is the synthetic waveform. In each sub-graph，on the left from top to bottom are stations code，phase and component names， and the correlation coefficient of observed and synthetic waves，respectively.

图 5

Fig. 5

图 5 基于南东向断层的P波与SH波反演结果(其他说明参见图 3)Fig. 5 Inversion results of P and SH waves based on the SE striking fault(Refer to Fig. 1 for other details)

图 6

Fig. 6

图 6 基于南东向断层反演得到的观测波形与合成波形的比较(其他说明参见图 4)Fig. 6 Comparisons between observed and synthetic waveforms for inversion based on SE striking fault(Refer to Fig. 6 for other details)

采用两个节面进行反演得到的波形拟合程度基本相当(图 4，图 6)，仍然不足以用于分辨真实的发震断层面.但是，两个节面模型都显示了比较一致的破裂特征：破裂主要朝走向方向(分别为北东向和南东向)和地表扩展(但未抵达地表).其中，朝地表扩展的破裂形成了比震源(破裂起始点)更接近地表的滑动分布，加上与破裂扩展相联系的地震多普勒效应，可能是造成严重地震灾害的原因之一.

以上回顾了鲁甸地震破裂过程的快速反演工作.由于此次地震规模不大，属于中等大小的地震(5≤M_W<7)，且以走滑为主，波形资料的信噪比较低，在很大程度上影响了对发震断层面的判断和快速反演结果的可靠性.因此，在后续修订工作中，我们增添了SH波，并尝试对北东向和南东向两个可能的断层面进行反演.反演结果具有较好的一致性，都显示对应于主要滑动区的地震矩在破裂开始后的0~5 s内基本上释放完，且破裂存在朝地表延伸的趋势，但均未抵达地表.

根据反演修订工作得到的波形拟合仍然无法完全确认真实的发震断层面.但是，结合反演结果与现有的余震分布资料，可以进行简单的推断和判定.截 至目前，鲁甸地震的余震在两个节面方向上都有分 布，其中沿北东向节面的余震分布主要集中在震中西南，沿南东向节面的余震则主要分布在震中东南(王未来等，2014).本文反演结果则显示，采用北东向节面和南东向节面得到的滑动都主要沿走向方向(分别为北东向和南东向)分布.如果认为余震是迟滞主震破裂的障碍体的后续破裂所致，则南东向节面应该是真实的发震断层.这一推断既与鲁甸地震的烈度分布特征相符，也与区域宽频带和强震地震资料的初步分析结果一致(郝金来等，2014)，即，鲁甸地震主要发生在昭通—鲁甸断裂带的次级断裂(包谷垴—小河断裂)上(徐锡伟，2014)，真实的发震断层面应为南东向走向的断层面(节面II：162°/倾角86°/滑动角6°).

然而，鉴于余震精定位结果显示余震并非简单地沿南东向呈简单的条带状分布(王未来等，2014)，且地震中多条平行或共轭断层同时发生破裂的情况并不鲜见(比如，2012年苏门答腊岛北部以西海域发生的M_W8.6地震就是一次多条共轭的走滑型断层先后破裂的地震事件(Yue et al., 2012))，后续 工作中，还需要搜集更多的地震和大地测量数据，以 更全面和客观地分析鲁甸地震的发震断层和破裂特征.

本文反演得到的矩震级结果显示，鲁甸地震的矩震级为M_W6.1，是一次中等大小的地震事件.然而，其造成的人员伤亡情况却异常严重.除震中附近区域房屋建筑抗震能力较弱的原因外，近断层高频地震波能量也是一个重要的因素.由于矩震级是一个绝对的力学标度，具有不饱和的优点，适用于标度极微震至特大地震.目前国际多数地震研究机构都已经将矩震级作为优先使用的震级标度.但是，地震的矩震级对应的是断层破裂的零频特征，不能反映与地震近断层灾害关系密切的相对高频的地震波能量.实际上，最能反映地震震源灾害特征的震级是能量震级，而非矩震级.其他基于幅度测量的震级(如面波震级)介于二者之间.然而，能量震级迄今仍然难以准确测量，限制了在现代地震学中的系统应用，因此，可以认为基于幅度测量的震级能够在一定程度上较好地反映地震动与地震灾害的强弱程度.在我国，基于幅度测量的震级主要是面波震级，由地震机构如中国地震台网中心(CENC)例行测定与发布；而矩震级主要由多家地震研究集体或个人的研究结果给出.由于更多地考虑了与地震灾害关系更密切的水平向、而非垂直向的面波幅度，CENC的面波震级较USGS/NEIC结果系统偏高0.2左右(刘瑞丰等，2007；Bormann et al., 2009).对于近两年我国发生的一些中等大小的灾害性地震，比如2013年芦山地震(M_W6.6，M_S7.0)，2013年岷县— 漳县地震(M_W6.0，M_S6.6)和此次鲁甸地震(M_W6.1，M_S6.5)，面波震级比矩震级大0.4～0.6，明显高于0.2的系统偏差.这种面波震级的异常偏高可能与地震矩释放过程的集中程度有关.如果地震矩释放过程极其缓慢(比如慢地震)，由于远场地震波幅度正比于地震矩率的时间过程，地震几乎不辐射远场地震波，但释放的地震矩有可能达到相当规模.反之，如果地震矩释放过程集中在一个很短的时间内，远场位移波形幅度会显著增大，导致较大的面波震级，同时也将激发更多的近断层高频地震波，造成严重的地震灾害.对于鲁甸地震，根据南东向走向断层反演结果，破裂持续时间约10 s，但2~5 s 内释放了整个地震约70%的地震矩(图 5a).如此集中的地震矩释放过程可能是其面波震级显著大于矩震级的主要原因，同时也可能是近断层地震灾害的主要震源因素.

鲁甸地震破裂过程的快速反演带给我们的另一启示是，对于特定地震类型的灾害性强震，远震地震资料由于较低的信噪比，可能不足以胜任面向震后地震应急的快速反演工作.此时，快速或实时获取的区域或近断层强震资料就显得尤为重要.近几年来，我国西部尤其是南北地震带的大地震和灾害性地震频发，显示出较强的区域构造运动和较高的地震活动性(Jia et al., 2012；Peng et al., 2012).这些区域人口密集，经济发展水平相对较低，加之地形起伏剧烈，中等大小的地震就有可能造成人员伤亡和建筑损毁，以及滑坡泥石流等山地次生灾害(崔鹏等，2013).在这些区域架设连续观测且实时传输数据的强震观测台网，将有助于解决震源快速反演问题，为震后应急响应工作提供可靠的数据保障.特别地，如果在震中附近区域具有足够数量且分布均匀的强震台站，在该地区的地质构造背景比较清楚的情况下，破裂过程甚至有可能在震后数十秒至数分钟内自动确定(Zhang et al., 2014)，这将大大缩短破裂过程的测定时间，为应急工作提供最及时的震源信息.