2008—2013年青藏高原东南缘的龙门山断裂带接连发生了汶川M_S8.0和芦山M_S7.0两次大地震.汶川地震后，Shen等(2009)利用GPS和InSAR数据构建断层几何模型、反演断层滑动分布，发现汶川发震断层的破裂由西南段逆冲兼具走滑转变为东北段右旋走滑.Wang等(2011)认为汶川地震发震断层由YX-Fault、QC-Fault和PG-Fault 3部分组成，其中YX-Fault底部存在滑脱层是青藏高原东边界抬升的证据.学者们普遍认为汶川破裂断层中段、南段上部的倾角较大，下部存在倾角较小的滑脱层，具有逆冲性质(Wang et al., 2009; Zheng et al., 2009).断层北段的倾角变大，底部滑脱层消失，具有一定的右旋性质.芦山地震后，国内外许多专家与机构利用地震波快速反演芦山地震震源机制与破裂过程.陈运泰和杨智娴等(2013)对这两次地震的分析认为芦山地震的发生并未显著缓解龙门山断裂带西南段的地震危险，芦山地震稍带少量右旋分量，滑动角为95°.杜方等(2013)比较两次地震的震源错动、破裂过程、地表破裂、余震活动，认为同在龙门山断裂带上的两者存在构造联系，且是两次独立地震事件，得出芦山地震的滑动角为88.8°.王卫民等(2013)等使用远场体波资料和有限断层模型快速反演芦山震源参数，此次地震无明显的破裂方向性，滑动角为100°.杨宜海等(2013)利用地震近场33个固定台站波形数据反演得到芦山主震滑动角98°.USGS、GFZ、中国地震局地震预测研究所等权威机构发布的震源机制解的滑动角依次是71°、83°和90°.不同研究机构利用地震波形资料反演芦山地震为逆冲型地震的观点一致，但在断层走滑方向上存在一定争议.与上述结论相比，采用大地测量数据反演的芦山地震断层走滑方向基本一致.Jiang等(2014)利用同震GPS数据构建最优断层几何、反演芦山地震发震断层的破裂滑动分布，对存在的左旋分量进行解释.谭凯等(2015)构建了铲状断层模型，也进行了断层破裂滑动分布的反演，发现滑动量在上下两个子断层面上各有一个峰值区.许才军(2017)反演芦山断层破裂滑动分布时，用精定位的余震地震目录资料为约束，将断层分成上、中、下三层，构建曲面断层并反演断层破裂滑动分布，存在左旋趋势.上述学者之所以对芦山发震断层几何参数的设定存在不同，主要原因是芦山地震发生在龙门山前山隐伏断裂上且无明显地表破裂痕迹.不同学者给出的断层几何和断层破裂滑动分布模型均能一定程度地解释地表同震位移.Zhang和Zhou(2016)、贾科和周仕勇(2018)通过静态库伦应力变化探讨认为汶川地震对芦山地震有触发作用，同时强调在芦山地震东北的破裂空区应该注意地震危险性上升.上述研究人员反演结果的差异反映对芦山地震走滑方向存在不同的认识.究竟两次地震走滑方向是一致还是相反?若两次地震走滑方向相反，应如何解释？

本文在Jiang等(2014)的文献基础上将芦山地震断层分成3×3断层片，利用PSO(Particle Swarm Optimization)算法反演断层的倾角，并用3×3断层片拟合曲面断层模型.然后采用芦山地震的GPS同震位移反演芦山曲面断层的破裂滑动分布，计算芦山地震静态库伦应力变化，验证其对后续余震触发作用.最后通过多阶函数拟合1998—2014年中国大陆形变场得到龙门山断裂带上形变速率.研究结果表明芦山地震与汶川地震走滑性质的差异是由断层结构和青藏高原东缘旋转挤压共同原因所致.

龙门山断裂带是一个规模宏大的地震带，该区域一方面存在着青藏高原东缘到四川盆地海拔极巨的变化，另一方面青藏高原块体的运动速率也在此处遭遇了断崖式下降，青藏高原相对于欧亚板块南缘的运动速率为20 mm·a^-1，东缘的运动速率为2~3 mm·a^-1(张培震等，2013)，这些都说明了龙门山断裂带的特殊性.周仕勇(2008)对川西地区主要构造带地震活动的数值模拟结果显示，龙门山断裂带7.5级超强震复现周期在3000年左右.汉旺地质探槽揭示了汶川地区至少存在2~3次古地震事件，汶川地震距前一次强震时间接近6000年(周仕勇，2008；江娃利等，2009).

汶川地震震后野外地质考察表明，映秀—北川断裂和灌县—江油断裂在龙门山断裂的南段呈叠瓦状构造，灌县—江油断裂地表破裂带长约72 km为纯逆冲性质.映秀—北川断裂从南到北地表破裂带长约240 km，由逆冲性质转变为走滑性质(徐锡伟等，2008；Diao et al., 2010).

2013年4月20日8时02分四川省雅安市芦山县(30.3°N，103.0°E)发生了M_S7.0地震，中国地震局现场应急科学考察发现在横跨双石—大川断裂带附近公路地面发生挤压破裂，局部地壳缩短6~8 cm，呈现背斜式隆起区.地表无明显破裂痕迹，由此推测芦山地震是典型盲逆冲地震.

本文收集的同震形变数据来自芦山地震前后4天，震中周围布设的33个GPS连续观测站观测的数据(图 1a)，距离震中范围不超过200 km，采用GAMIT/GLOBK软件处理，水平误差不超过3 mm(Wang et al., 2009; Jiang et al., 2014).同震形变数据大体上表现出明显的逆冲断层特征，位于断层下盘的观测点，它们的运动方向基本一致且垂直于断层走向.而位于断层上盘的观测点，其运动方向发生顺时针旋转，且同震形变最大的点处于断层上盘距震中南15 km，水平形变量为68 mm，垂直形变量为84 mm.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域 (a)芦山地震同震位移; (b)汶川—芦山地理关系.PG-Fault为彭灌断层，YX-Fault为映秀断层，QC-Fault为青川断层，LS-Fault为芦山断层(Wang等，2011). Fig. 1 Study area (a) Co-seismic displacement of the Lushan earthquake; (b) Wenchuan-Lushan Geographical relationship PG-Fault is Penguan fault, YX-Fault is Yingxiu fault, QC-Fault is Qingchuan fault, and LS-Fault is Lushan fault(Wang et al., 2011).

通常情况下，反演断层破裂滑动分布使用的震源模型为半空间弹性位错模型，位错模型的输入参数分为断层几何参数(断层中心坐标、走向、倾角、长度、宽度、深度)和滑动参数(走滑、倾滑、张裂).假设断层面为一平面且滑动量分布均匀，可将断层面当作一个整体，反演的滑动参数是整片断层面上的平均滑动量.如果断层面不是单一平面或者滑动量分布不均匀时，需要将断层面划分成许多子断层片，各子断层片的滑动参数组合在一起就构成了断层破裂滑动分布，其反演模型表达如式(1)：

(1)

在式(1)中，G为格林函数，s为滑动量，d为地表位移观测值，W为观测值d的权重，β为平滑因子，L为拉普拉斯算子.格林函数G表示为各观测点对各子断层片的单位滑动量引起地表形变的响应.假设观测值d不存在误差时，若G为定值，则s与d成正比.而实际上G与断层几何参数关系密切，而且是非线性的关系.式(1)可分为两部分，Misfit部分为模型计算值与观测值的残差，Roughness部分为拉普拉斯平滑项，其作用就是防止模型“过拟合”，提高了模型的泛化性能.

断层几何形态参数包括中心坐标、走向、倾角、长度、宽度或延伸深度等，其中中心坐标、走向、长度可以通过野外地质调查确定.而断层在地下的延伸状况(倾角、宽度或延伸深度)从地表上是无法直接测量的，需基于(1)式，通过与地表观测值的拟合与断层面破裂滑动分布一起进行联合反演.

在反演断层模型的初始构建时，通常设置断层长度和宽度比实际破裂面大，因为拉普拉斯算子L无法顾及到断层最外围的断层片，所以一般最外围的断层片的滑动量设置为零.

以往研究结果表明，俯冲带或大陆走滑事件的余震大多数位于高滑带区域之外(Das and Henry, 2003; Lay et al., 2005; Ozawa et al., 2011)，发震断层通常在地震发生时累积了米级的滑动.而芦山地震余震(与汶川地震类似)集中在发震断层的高滑带，且震前无明显的地面位移现象，这样的差异可能反映的是地震构造背景的差异，由此判断龙门山断裂带的断层面可能不连续或者粗糙.芦山地震主震表现为逆冲性质，在主震附近有个别的震源机制解具有少量的走滑性质.

为了精细化断层几何结构，根据震源机制解性质差异，假设芦山地震断层具有一定的分段、分层特征.本节在Jiang等(2014)给出的平面断层几何模型(见表 1)的基础上划分为3×3个必要的断层片，每个断层片长度为15.333 km、宽度为12.666 km、走向、倾角均与表 1一致.其中主震震源位于中心的子断层面内，这样在其周围的其他子断层面的倾角均可变化且相互独立.由于断层倾角与地表形变量为非线性关系，本文反演断层倾角时采用了PSO算法迭代反演断层片的滑动量和断层倾角.基于式(1)中开展参数迭代寻优，在迭代寻优中将每一个断层片倾角初值均设为45°反演同震滑动分布，之后的第n+1次迭代时，将第n次迭代反演得到的断层滑动量作为已知值再反演断层倾角；如此循环反复执行上述过程，直至目标式(1)定义的目标函数小于给定的阈值.反演断层倾角时，倾角取值范围为0°~90°，经过多次PSO算法迭代获得3×3断层片的倾角结果如表 2.

表 1 (Table 1)

表 1 芦山断层参数 Table 1 Parameters of Lushan fault Longitude/° Latitude/° Depth/km Strike/° Dip angle/° Length/km Width/km 102.938 30.295 13 208 43 46 38 注：经度和纬度是断层中心坐标，深度是从断层中心到地面的距离.

表 1 芦山断层参数 Table 1 Parameters of Lushan fault

表 2 (Table 2)

表 2 3×3芦山断层片倾角 Table 2 Dip angle of 3×3 Lushan fault Row and Column No. Column 1 Column 2 Column 3 Row 1 90° 53° 55° Row 2 61° 44° 46° Row 3 52° 35° 37° 注：列数沿断层长度从南向北增加，行数沿断层宽度从顶部向底部增加.

表 2 3×3芦山断层片倾角 Table 2 Dip angle of 3×3 Lushan fault

表 2中行1—列1的断层片倾角明显偏向极值，原因是随着迭代次数的增加迭代反演行1—列1断层滑动量接近0，导致Misfit目标函数无法约束倾角的取值.观测每一列的倾角发现每一行之间的角度相差近似为9°，本文强制设定行1—列1断层片倾角为70°.

3×3芦山断层模型大体上反映断层几何结构，在顾及断层面光滑性前提下利用matlab拟合函数构建曲面断层并重新划分成23×19个断层片，每个断层片的大小为2 km×2 km，计算23×19个断层片的倾角.以芦山断层南端地面点为起算点，根据计算得到的断层倾角求解出每一个断层片的四个角点的坐标(经度、纬度、深度)，从而获得芦山断层几何结构如图 2所示.

图 2

Fig. 2

图 2 芦山断层几何 Fig. 2 Lushan fault geometry

图 2中网格颜色代表断层片倾角的大小，由蓝色过渡到黄色表示倾角逐渐增大.断层倾角随深度增加而减小，断层南段地面处的倾角最大，北端地下20 km左右的倾角最小.从形态上，可以将断层分为南段、中段、北段.南段断层倾角较大，接近陡立；北段断层倾角随深度增大倾角变小，底部倾角35°，呈铲状结构；中段作为南段与北段的连接部分，随深度的增加倾角变小；整体上芦山断层呈现为上陡下缓，南陡北缓的形态.上陡下缓被认为是高倾角断层能发生逆冲型地震的原因，但这样的结构不能解释芦山地震兼少量左旋性质，断层上盘南端地表位移方向近似平行断层走向(见图 1)，与汶川地震断层的地表位移方向相反.

为了得到更为精细的断层运动信息，我们将2.1节中的曲面结果作为断层的几何结构，借助Okada(1985)矩形位错模型构建格林函数G，从而反演断层破裂滑动分布.为了方便计算，在图 2基础上将子断层片近似为矩形，设定子断层片走向208°，其他断层几何参数按照近似为矩形的法则计算给出.在断层几何参数确定的情况下，忽略公式(1)中Roughness部分，地表形变量与滑动量成正比.通常情况下，内陆地震不存在位错模型的张裂分量，因此在本文断层破裂滑动分布反演时，只考虑走滑和倾滑分量，并且将最外围子断层片的走滑和倾滑设置为0.反演的最优断层滑动模型应该同时满足Misfit和Roughness达到最小，若Misfit过大，则观测数据的拟合程度低，无法反映实际的地表形变.若Roughness过大，则破裂滑动分布的连续程度低，与自然界能量衰减现象不符.

为了反演792个子断层片的滑动分量，本文使用由斯坦福大学Michael C.Grant博士和Stephen P.Boyd教授编写基于matlab的凸优化软件(CVX)作为优化算法(http://cvxr.com/cvx/).设置式(1)中s取值范围为0~2 m，W为单位权阵I，β为0.1，最终获得反演结果如图 3所示.

图 3

Fig. 3

图 3 断层滑动分布 (a)断层滑动分布; (b)走滑滑动分布; (c)倾滑滑动分布. Fig. 3 Fault slip distribution (a) Fault slip distribution; (b) Strike-slip distribution; (c) Dip-slip distribution.

断层破裂滑动分布图 3表明芦山地震破裂只存在一个破裂峰值区，将破裂走滑滑动分布图与倾滑滑动分布图比较，两图破裂形态十分相似这说明了芦山地震是逆冲为主的地震，图 3a、图 3b、图 3c破裂峰值区均在地下13 km左右，这与Long等(2015)利用三种方法重定位小震主要集中在地表下6~19 km的结果一致，该深度上地震活跃、断层滑动量大，同时也对地表形变影响较大.而图 3b走滑量为什么也会在地下13 km处出现峰值？这与地震发生机制有关，在主滑脱面的带动下的上盘次级滑脱面可能发生走滑型地震(罗艳等，2015).图 3b与图 3a、图 3c的破裂形态有较大的差别，主要的破裂峰值区呈现出斜放的椭圆形，上陡下缓和南陡北缓的断层几何结构验证了斜放的椭圆形；次要的峰值区出现在断层南端靠近地表处，正好能够解释断层上盘南端会出现与断层走向近似平行的大形变.

本文反演得到的破裂滑动参数与Jiang等(2014)和谭凯等(2015)、许才军等(2017)的结果相比基本一致，最大滑动量均在地表下13 km附近，最大滑动量为0.82 m比Jiang和许才军的结果略大，地震矩和震级量级与前人研究相同.为了验证反演的断层破裂滑动分布的正确性，通过反演得到的破裂滑动分布模型计算了观测点地表形变(见图 4).在图 4中蓝色箭头为GPS观测值，红色箭头为模型计算值.图 4表明破裂滑动分布模型计算值在芦山地震的近场GPS位移有较好的拟合，并且在断层的上盘的LS05点正演值与观测值几乎一致.LS05点方向近似平行断层走向，LS10点虽然超出断层投影范围，但是方向与断层走向垂直，形变量也明显小于LS05，从侧面说明芦山地震逆冲为主兼少量左旋走滑.逆冲为主保证了在断层的远场观测点仍然具有逆冲特征.接近断层南端地表的左旋走滑分量改变LS05、LS06、SCTQ等点的形变方向.

图 4

Fig. 4

图 4 GPS观测值与模型正演结果 Fig. 4 GPS observations and results by model

在与前人反演结果基本一致的情况下，我们分析了与前人研究工作的区别，一方面在于断层几何模型上，前人采用的断层几何模型是平面或者线性倾角曲面，而本文采用的断层几何模型是3×3芦山断层片拟合后的不规则曲面，具有芦山地震余震震源机制分布一致的特点.另外一方面在于断层滑动分布的特征上，本文反演的同震走滑分布表现出双峰值特征.在图 4中观测点LS05比其他点位的位移大2.5倍，而走滑分布的次级滑动峰值区位于LS05的下方，这一点既可以解释LS05极大位移点存在的原因，同时也可验证本文构造断层几何模型的正确性.此外与张勇等(2013)和王卫民等(2013)的结果相比较，在最大滑动量上存在较大差异，这可能的原因是数据源不同，由大地形变测量资料反演滑动分布，数据空间分辨率的不足，结果在空间中存在一定的平滑.

众所周知，强震静态库仑应力变化对后续余震具有触发效果，我们利用本文的断层滑动分布模型计算芦山地震静态库伦应力分布(Toda et al., 2005).Fang等(2015)采用双差定位法对芦山地区2013年4月20日至2014年4月20日间的1993个余震重定位，重定位之后的震相走时误差为±0.067 s，震源位置在南北方向、东西方向、垂直方向上的定位误差分别为±0.06 km，±0.06 km，±0.075 km.我们选取震源深度为8~12 km，震级为M_L1~4.1，共计731个地震如图 5所示.图 5中黑色空心圆点为余震震源在地面上的投影位置，红色矩形框为断层几何模型，红色与蓝色分别为Coulomb stress的增加与减小.由图 5可知余震中大部分落在库伦应力增加的(红色)区域.

图 5

Fig. 5

图 5 芦山地震的库仑应力分布 Fig. 5 Coulomb stress distribution of Lushan earthquake

表 3 (Table 3)

表 3 芦山地震破裂参数 Table 3 Rupture parameters of the Lushan earthquake 来源 走向/° 倾角/° 最大滑动量 地震矩/(1019Nm) 矩震级/MW 断层片/片 滑动量/m 深度/km 本文 地表为208，沿深度方向断层北段为208，南段稍小 沿断层走向倾角54到68，沿深度方向54到37, 68到51 0.82 13.67 1.40 6.7 437 Jiang等(2014) 208 43 0.6 13 0.95 6.6 437 谭凯等(2015) 211.2 46.8(上)26.5(下) 1.5 13.2 1.14 6.6 2142 许才军等(2017) 208 由地表 59.4到下22.9 km为4.3渐变 0.7 12.64 0.88 6.6 437 张勇等(2013) 219 33 1.3 - 1.69 6.8 - 王卫民等(2013) 205 38.5 1.6 - 1.54 6.7 - Global CMT 210 38 - - 106 6.6 -

表 3 芦山地震破裂参数 Table 3 Rupture parameters of the Lushan earthquake

青藏高原东缘顺时针转动并抬升已成为地学工作者的共识(Wang et al., 2001；Zhang et al., 2004)，目前解释青藏高原现今构造的理论和假说主要有“地壳缩短增厚”、“大陆逃逸”和下地壳流动模型(Appleton et al., 1988; England and Houseman, 1989; England and Molnar, 1990; Houseman and England, 1993)，而龙门山断裂带的推覆构造被认为是青藏高原东边界抬升增厚的原因之一.本文认为导致汶川地震和芦山地震走滑破裂方向差异的原因是断层几何结构以及青藏高原东边界顺时针转动时在沿龙门山断裂带走向上产生的速率分量在破裂空区两侧不同.我们选取E97°—E107°, N29°—N35°为研究区域，采用1998—2014年中国地壳形变数据(Zhao et al., 2015).数据可分为2009之前与之后两个阶段，2009年之前数据由陆态网(CMONOC)和56个永久基准站、少量IGS站组成，2009之后只使用陆态网数据，站点共计135个，数据使用GAMIT/GLOBK软件处理，残差为1~5 mm/2.5 a.

由图 6可知位于龙门山断裂带西北方向上区域的形变速率大于位于其东南方向上四川盆地的形变速率，青藏高原地壳运动矢量表现出顺时针转动或有顺时针转动的趋势，而在四川盆地运动矢量方向基本保持一致.汶川地震与芦山地震间有约30 km的破裂空区B，本文认为B区是地壳运动矢量沿顺时针转动的分界区，图 6中在红色虚线的上方以及B区东北方向上的区域地壳运动矢量有顺时针转动的趋势，但运动矢量方向变化不明显，而且在B区东北方向上远处的区域运动矢量方向几乎没有变化.而在红色虚线下方和B区西南方向上的区域地壳运动矢量呈现出明显的顺时针转动特征.

图 6

Fig. 6

图 6 青藏高原东缘的变形速率场 Fig. 6 Deformation rate field of the eastern margin of the Tibetan Plateau

为分析龙门山断裂带上地壳形变速率场分布情况，采用简化的平面断层模型，将(102.75°E，29.75°N)作为起点，将(106.50°E，33.50°N)为终点代表龙门山断裂带.以经差和纬差均为0.15°进行采样取点共计23个点.采用数学家Hardy在1971年提出的多面函数，以经差和纬差均为0.15°拟合23个点形变速率, 用红色箭头表示见图 7.在图 7a中采用斜轴墨卡托投影使得龙门山断裂带呈现水平状态，断层模型的上方是青藏高原，下方是四川盆地.图 7b是以图 7a中红线为投影轴(红线为龙门山断裂带整体走向)，将拟合速率投影到红线上，从破裂空区到汶川断层模型的方向为正，到芦山断层模型的方向为负.纵轴为形变速率分量的大小，单位是mm·a^-1，横轴为沿龙门山断裂带的距离，单位km.由图 7b可知破裂空区东北方向上的汶川断层的形变速率分量大于芦山断层的分量，在汶川断层的形变速率分量几乎全部为正值，仅在YX-Fault与QC-Fault的交界处存在较小的负值，可能的原因是两个断层走向在此处发生变化，导致本文单一走向无法准确表示其特征.在芦山断层的速率分量存在一个较小正值，在图 7a红轴上由左到右第三个箭头，该点的值明显小于芦山断层上其他点的值，判定为奇异值.由此我们可知处于汶川地震断层上形变分量与发震断层的走向方向相反，与断层走滑方向一致.而处于芦山地震断层上的形变分量与发震断层的走向方向一致，且与断层走滑方向一致.

图 7

Fig. 7

图 7 青藏高原东缘的速率场 Fig. 7 Rate field of the eastern margin of the Tibetan Plateau

汶川M_S8.0地震与芦山M_S7.0地震间的地震空区的形变分量方向不明显，这与周围岩石结构、电性结构、震源机制的类型、重力异常分布等因素有关.该处的岩石圈存在楔状构造已经被深反射地震、地震层析成像、电性结构等资料证实(王绪本等，2013; 郭晓玉等, 2014; Wang et al., 2014a, 2014b).Yang等(2017)利用全波形反演方法确定了2008年1月至2014年7月龙门山断裂带上471个地震的震源机制，发现在两次大地震间的空区北侧的震源机制的类型包含正断层、逆断层和走滑断层，而在地震空区南侧震源机制的类型为单一逆冲断层.Gan等(2007)通过去除GPS观测形变值中的刚性块体的旋转分量研究在高原内部的地壳应变率.发现一个小而显著的压缩应变率分量为10.5±2.8 n/a存在于东边缘相对狭窄的地区，其南北两侧均表现为拉张应变，而压缩应变区恰好与两次大地震间的地震空区对应.Fu和Zhang(2014)利用重力异常、均衡理论分别计算龙门山断裂带的莫霍面深度与均衡地壳厚度，发现在两次大地震间空区的结果差异最大，并预测此处可能发生地震M_S7.0以上的地震.本文利用Gan等(2007)的GPS数据，去除GPS观测形变值中刚性块体的旋转分量，利用最小二乘预估法计算了青藏高原东缘地区的均匀地壳应变率(如图 8).图 8表明在两次大地震间的地震空区(B区)域附近的应变率压缩分量为15.8 n/a，拉张分量为8.4 n/a.该区域周围的均匀应变分布也表明两次大地震间的地震空区在其南北两侧均表现为拉张应变，而压缩应变区基本与两次大地震间的地震空区对应.本文利用Fu和Zhang(2014)的布格重力异常数据，计算莫霍面深度与均衡地壳厚度的差异(如图 9)，图 9中显示观测区域大部分处于均衡状态，而在接近两次大地震间的地震空区显示为非均衡状态，其差异值达2.7 km.另外，远场的剩余重力异常分布也反映出地震空区域外两侧的差异性表明北部岷山区域的重力异常向北东伸展；南部锦屏山—玉龙雪山的重力异常向南西向伸展(李军等，2017).这些观点与计算结果都支撑龙门山断裂带上的形变以空白为界限形成的构造运动向两侧分流.

图 8

Fig. 8

图 8 青藏高原东缘的区域均匀应变分布 黑色粗实线表示主要断裂；计算每个区域的均匀应变率均以蓝色虚线为界，红色矩形分别为汶川地震断层与芦山地震断层在地表的投影. Fig. 8 Uniform strain distribution of the eastern margin of the Tibetan Plateau The thick black solid line in Fig. 8 indicates the main fault; the uniform strain rate of the region is bounded by the blue dotted line, and the red rectangles are the projections of the Wenchuan earthquake fault and the Lushan earthquake fault on the surface.

图 9

Fig. 9

图 9 莫霍面深度与艾里均衡地壳厚度的差异 黑点表示重力观测点，彩色区域代表莫霍面深度与艾里均衡地壳厚度的差异，红色、黄色表示为非均衡状态，绿色为基本均衡状态. Fig. 9 Difference between Moho depth and Airy isostatic crust thickness The black dots represent the gravity observation points in Fig. 9, and the colored regions represent the difference between the Moho depth and the Erie equilibrium crust thickness. Red and yellow are represented as unbalanced states, and green is the basic equilibrium state.

为了探究不同地壳模型所计算的格林函数对反演结果的影响.我们采用基于约束条件的最小二乘原理及最速下降法反演(Wang et al., 2008)芦山地震断层滑动分布.取芦山地震断层长度为48 km、宽度为40 km，将其格网化为24×20子断层片，分别采用均匀地壳模型和分层地壳模型计算格林函数，其中介质参数见表 4，反演结果如图 10A，10B所示(从左到右依次为倾滑分布、走滑分布、滑动分布)，并将曲面断层结构的走滑分布与GPS观测展示于图 11中.

图 10

Fig. 10

图 10 芦山断层的倾滑、走滑和滑动分布 (A)均匀地壳模型的SDM反演; (B)分层地壳模型的SDM反演; (C)曲面断层结构的反演(均匀地壳模型). Fig. 10 The Lushan fault′s distribution of dip-slip, strick-slip and sliding (A) Inversion by SDM based on the uniform crustal model; (B) Inversion by SDM based on the layered crust model; (C) Inversion by surface fault structure (uniform crust model).

图 11

Fig. 11

图 11 曲面断层结构的走滑分布与GPS观测 Fig. 11 Strike-slip distribution of curved fault structure and GPS observation

在图 10中，水平轴为断层面的长度(沿断层走向的反方向)，纵轴为断层面的宽度(沿断层顶部到断层底部)，按照左到右的顺序分别为断层的倾滑、走滑和滑动分布.图 10C是将本文3.2节的滑动分布按照断层长与宽方向投影到一个平面结果，其存在一定变形.对比图 10(A、B)和(C)发现三种结果具有相同的量级，而在走滑和滑动分布表现出单峰值的情况下，10C的走滑分布明显区别于10(A、B)的走滑分布.双峰值区的特点是走滑分布是由于本文3.2中结合芦山地震震源机制解得出的特殊的3×3构造的精细曲面结构造成，由图 11可知在断层靠近地面南段的次级走滑的峰值区能更好的解释其对应地面上个别较大变形点.

表 4 (Table 4)

表 4 分层介质模型参数 Table 4 Parameters of layered medium model 层数 厚度/km VP /(km·s-1) VS /(km·s-1) 密度/(kg·m-3) 1 3 1.5 0.5 1000 2 11 6.0 3.5 2700 3 9 6.6 3.7 2900 4 11 7.2 4.0 3050

表 4 分层介质模型参数 Table 4 Parameters of layered medium model

本文利用芦山地震的同震GPS位移反演得到芦山曲面断层和破裂滑动分布，并拟合了龙门山断裂带上的形变速率.我们认为造成芦山地震和汶川地震走滑性质的不同原因有两点：(1)龙门山断裂带具有结构一致性的特点，上陡下缓、南陡北缓的芦山地震断层与汶川地震断层以破裂空区为界呈现类似镜像对称构造，这表明芦山地震具有逆冲兼少量左旋走滑的性质.(2)青藏高原东南缘顺时针转动挤压龙门山断裂带，地壳形变受中北段的楔状构造岩石圈阻挡从而分流.在汶川M_S8.0地震与芦山M_S7.0地震间的地震空区的形变方向近似垂直于断层走向，而在地震空区两侧的形变分量方向相反，与各自断层走滑方向相同，表明芦山与汶川地震走滑破裂性质不同.我们认为在龙门山断裂带底部存在滑脱层插入青藏高原东边缘，青藏高原东南缘沿顺时针方向旋转并挤压四川盆地.龙门山断裂带的推覆结构在青藏高原的挤压下形成逆冲型地震已被汶川地震、芦山地震所证实.在汶川M_S8.0地震与芦山M_S7.0地震间的30 km空区内，形变量方向垂直于断裂带走向.在龙门山断裂带上，地震空区以北的形变速率过大，无法维持顺时针转动被“甩出”，使得PG-Fault，YX-Fault，QC-Fault上的剪应变增加.地震空区以南则形变速率小，作“向心”运动(图 7a).上述剪应变的积累在龙门山断裂带的两端QC-Fault和LS-Fault，其结果导致两断层的走滑方向相反.