李 樂，陳棋福，鈕鳳林，何家斌，付 虹

1 中國地震局地震預測研究所（地震預測重點實驗室），北京 100036

2 中國科學院地球深部研究重點實驗室，中國科學院地質與地球物理研究所，北京 100029

3 中國石油大學（北京）油氣資源與探測國家重點實驗室，北京 102249

4 Department of Earth Science，Rice University，Houston，TX 77005，USA

5 云南省地震局，昆明 650224

1 引 言

小江斷裂帶是我國大陸地震活動最為強烈的地區(qū)之一.從1500年至今，該斷裂帶曾發(fā)生6.0～6.9級地震11次，7.0～7.9級地震3次，8級地震1次，見圖1.古地震和歷史地震資料表明該斷裂帶是具有復發(fā)大震的危險地段［1］.綜合斷裂活動背景和地震活動性分析表明，位于川滇塊體東邊界的小江斷裂帶存在地震空區(qū)與潛在的強震危險［1－2］.巴顏喀拉地塊東邊界發(fā)生2008年汶川8.0級巨震不到兩年，其南邊界的甘孜—玉樹斷裂帶在2010年發(fā)生玉樹7.1級大地震，使與該地塊相連的小江斷裂帶的強震危險性更受關注（見圖1）.斷層滑動速率是評估未來地震危險性的重要依據，但獲取孕震深處的滑動速率具有相當大的難度.地質考察和GPS等淺表觀測［3－6］雖給出了小江斷裂帶的滑動速率，然而這些觀測結果對于分析斷裂不同深度尤其是深部孕震區(qū)的構造應變累積活動的信息是不夠的.

利用數字地震學的方法與資料，識別出在同一斷層位置重復發(fā)生破裂并具有高度相似波形記錄的微震（簡稱重復微震），為直接獲取斷層在地表以下不同深度的滑動速率提供了新的途徑.國外研究者陸續(xù)在美國的 San Andreas斷層［7－12］、日本東北的海溝 俯 沖 帶［13－14］、土 耳 其 的 North Anatolian 斷層［15］以及我國臺灣的?。懪鲎矌С厣蠑鄬樱?6－18］等板緣活動斷裂帶相繼發(fā)現了重復微震.目前已將重復微震解釋為斷層面上蠕滑區(qū)域所包圍的小凹凸體在構造作用下所發(fā)生的重復破裂.當斷層面上可積累應變的小凹凸體被周圍易于蠕滑的介質所圍繞時，這些凹凸體較容易以穩(wěn)定的大小重復破裂形成重復微震.故可由重復微震的同震應變釋放來推算斷裂帶深部凹凸體周圍應變累積過程及應力場的狀態(tài).因此，重復微震的大小和發(fā)震時間間隔可用以推估斷裂深部的滑移行為以及構造活動在時空上的變化特征.Nadeau和McEvilly［9］利用發(fā)生在美國加州Parkfield區(qū)域內的San Andreas斷層上的重復微震，率先估算了地下不同深度的斷層滑動速率，展示了滑動速率深淺差異的分布圖像.

美國和日本等地區(qū)的成功實例為開展我國板內重復微震研究提供了可借鑒的思路.然而，相比板緣地震，板內地震發(fā)生地點較零散、頻度較低，復發(fā)周期較長，而我國現有數字地震臺網的監(jiān)測能力和臺站布局不容樂觀，從而加大了我國板內微震復發(fā)行為研究的難度.Schaff和Richards［19］利用中國數字地震臺網（CDSN）和全球地震臺網（GSN）的臺站資料，通過遠震波形資料分析，指出中國境內發(fā)生的地震約有10%是“重復地震”（遠震波形相關意義上的“重復地震”），并在2011年的最新研究［20］中提出得益于我國臺網監(jiān)測能力的提高，“重復地震”在中國境內有增多的趨勢.曾有研究者［21］利用遼寧區(qū)域數字地震臺網記錄的波形資料進一步檢驗了上述“重復地震”，指出利用區(qū)域臺網資料識別“重復地震”的信度更高.Li等［22］利用我國最為密集的首都圈數字地震臺網的地震波形資料，識別出了破裂面積幾乎重疊的嚴格意義上的板內重復微震，并初步發(fā)展了一種利用板內重復微震來推估斷層深部滑動速率的方法，給出了唐山斷裂帶地下深處約15km處的斷層滑動速率.近兩年來，Li等［23］利用汶川地震前四川地震臺網和紫萍鋪水庫臺網的數字波形記錄，辨識出了汶川震源區(qū)破裂面積相互重疊的12組重復微震，并估算出龍門山斷裂帶不同深度的滑動速率.由重復微震獲取的龍門山斷裂帶深部滑動速率明顯高于淺表觀測的結果，揭示出汶川巨震前孕震閉鎖區(qū)構造活動的深淺差異，這種差異變化有助于了解汶川巨震的發(fā)生機理，同時也展示了利用重復微震探測深部構造活動進而分析強震危險性的重要性.

本文利用云南數字地震臺網的波形資料來辨識小江斷裂帶存在的重復微震，并基于重復微震估算小江斷裂帶的深部滑動速率，為該斷裂的地震活動性提供難得的直接信息.

2 資 料

為了加強云南省的地震活動監(jiān)測能力，中國地震局于20世紀90年代末完成了云南地震臺網的寬頻帶數字化改造.臺網自1999年開始正常運行以來，累積了可供分析研究的大量地震波形數據.“十五”數字化改造后，數字地震臺站由最初的23個發(fā)展到46個（臺站分布見圖1）.其中，黑龍?zhí)叮℉LT）、馬龍臺（MaL）、彌勒臺（MiL）、東川臺（DoC）、通海臺（ToH）和祿勸臺（LuQ）皆位于小江斷裂帶周緣，并在90年代末就開始有數字波形記錄.

本研究中收集了1999年至2011年云南數字地震臺網（YSN）的地震波形資料和觀測報告，其中收錄的發(fā)生在小江斷裂帶及其周緣（102°24′—103°48′N，23°00′—28°00′E）的地震有9488次，其震級分布范圍為0.1～5.2.在這9488次地震中，云南地震臺網記錄數字波形資料有7557次地震的可用.

圖1 云南及其鄰近地區(qū)地質構造和地震活動及數字化臺站分布圖紅色三角代表云南臺網數字地震臺站，灰色空心圓代表1999～2011年云南臺網記錄到的地震，黑星號代表小江斷裂帶歷史上發(fā)生的7級以上的地震，褐色線段代表斷裂.斷裂名稱：F1，小江斷裂帶；F2，普渡河斷裂；F3，曲江斷裂；F4，元謀斷裂帶.左下插圖給出了川滇地塊相對于穩(wěn)定西伯利亞地盾的GPS運動速率，沙灘球示意給出了2008年汶川8.0級地震和2010年玉樹7.1級地震的震中及其震源機制.Fig.1 Geographic map showing major faults（brown solid lines），seismicity（grey open circles）in the period of 1999～2011，and seismic stations（solid triangles）in Yunnan and it surrounding areasThe YSN（Yunnan Seismic Network）stations are shown by red triangles.The black open stars indicate historical earthquakes along Xiaojiang fault zone with M≥7.F1，Xiaojiang fault zone；F2，Puduhe fault；F3Qujiang fault；F4，Yuanmou fault.Bottom left inset shows the motion of the Sichuan－Yunnan block with respect to the stable Siberian craton.The beach balls indicate the focal mechanism of the 2008 M8.0Wenchuan earthquake and the 2010 M7.1Yushu earthquake.

3 重復微震識別

3.1 相似地震篩選

為了最大可能保證資料的完整和質量，在將波形轉換為SAC格式的過程中，將觀測報告的震相到時標識到相應的事件波形中，并通過人機結合的方式，人工修正了漏分析和錯標的波形震相.對波形統一進行1～10Hz的帶通濾波.采用在頻域補零的方法進行時域內插，來獲取高采樣率的波形.內插后采樣間隔為0.3125ms，即可認為相對到時的估算誤差.

依據相似地震的定義［23－24］，考慮到震中距和震級大小，選取時間窗為P波之前1s至S波后5s的全波段波形，通過互相關計算（cc），把至少有一個臺站記錄波形具有0.8以上相關系數的地震序列挑選出來.經過互相關分析，確定了7413對波形相關系數大于0.8的地震對，從中識別出690組相似地震.圖2示意給出了祿勸臺（LuQ）記錄的一組相似地震的波形.這些相似地震包括393組由兩個地震構成相似地震對和297組由兩個以上地震構成的多重相似對，總共有3321次地震，約占分析地震總數的35%，震級分布范圍為0.5～4.3.相似地震的重復間隔跨度很大，有數分鐘和數百天之差，其中重復間隔為數分鐘或數小時的地震序列很可能屬于震群活動或余震.

3.2 重復微震辨識

圖2 相似地震在祿勸寬頻地震臺（LuQ）的歸一化波形示例發(fā)震時間標在波形的右上方，最下行給出了相似地震波形的疊加結果.Fig.2 An example of seismograms from one similar event sequence recorded at the broadband station LuQ Each trace was normalized by its maximum amplitude.Origin times are showed in the top right.The last row shows the overlap of all the seismograms.

重復微震在時間上的周期性和空間上的一致性突出表現在波形上的高度相似性，然而，互相關分析篩選的cc＞0.8的相似地震可能同時包括重復微震和相似余震或震群活動的一部分［25－26］.就發(fā)生機理而言，重復地震和波形相似的余震或震群活動的本質區(qū)別在于發(fā)震的空間位置.重復微震因源于同一位置破裂因而其破裂面積是相互重疊的，而余震或震群活動雖因震源位置相近而在波形上展示較高的相似性，但其破裂面積卻是彼此分開的.因此，從相似地震中進一步甄別重復地震，通常是需要對每組地震中地震進行精確定位［22－23，25］.一般而言，精定位［25－26］對每組地震中的地震記錄有嚴格的要求，至少有3個以上臺站的波形具有很高的相似性（相關系數cc＞0.9），以保證提取高精度的S－P相對到時差.Arrowsmith和 Eisner［27］基于三維速度結構模擬檢波器密集采樣的波形相關分析，表明cc＞0.9可識別出97%給定震源位置相隔10m重復地震對.

考慮到研究區(qū)有限的觀測臺站分布，將采用提高波形相似度及限定震相拾取精度和平均復發(fā)間隔來層層篩選地震序列.首先，按照精確定位的必需條件，要求相關系數cc達到0.9以上；其次，就互相關延時估計而言，子采樣條件下相對到時拾取誤差是用來衡量精度的一個指標，故要求相對到時拾取誤差＜0.5ms［26］；最后，考慮到限定重復間隔的閾值有助于剔除可能包含的余震和震群活動中的事件，將設定適合研究區(qū)的平均重復間隔.一般而言，重復微震的平均復發(fā)周期基本上與研究區(qū)區(qū)域加載速率和斷裂帶上蠕滑狀態(tài)有關，而小江斷裂帶位于以整體運動和變形為特征的川滇活動地塊東邊界，以GPS觀測資料給出的川滇地塊9～13mm·a－1的平均加載速率［28］（參見圖1），估算出川滇地塊發(fā)生ML0.5地震的重復間隔下限至少為30～42天.由此選取出平均重復間隔在30天以上的146組多重相似對作為備選.

針對臺站分布稀疏的客觀情況，對常規(guī)精定位方法難以確認的重復微震，作者曾在研究龍門山斷裂帶北川段的重復微震時，嘗試性地提出了基于SP相對到時差（ΔtS－P）來約束地震相對位置而確保震源位置的一致性的方法［23］.在本研究繼續(xù)應用這一方法，實現小江斷裂帶重復微震的識別.

如圖3所示，若一組相似地震中，事件i和事件j到臺站的距離分別是R和R′，事件i和事件j間的相對距離Δx為

圖3 矢量R、R′和Δx三角法則關系示意圖Fig.3 A schematic diagram illustrating the triangular relationship among the three vectors，R，R′andΔx

因為相似地震中事件間的位置很接近，即Δx?R，因此事件i和事件j在P波段和S波段的相對到時差可表示為

式中θ是矢量R和Δx之間的夾角.故S－P的相對到時差可近似表示為

假定VP＝6.0km／s和γ＝1.7，則有：

當地震相對距離小于破裂尺度（即Δx＜r＋r′），則認為該地震屬于重復微震，而當Δx＞r＋r′或ΔtS－P＞（r＋r′）／8.6，則該地震偏離了重復微震序列.這里r和r′分別為地震i和地震j的破裂半徑，有關地震破裂半徑的計算見節(jié)4.1.

采用上述方法，本研究識別出了研究區(qū)的29組重復微震（見表1），震級分布ML1.0～2.4，共計170次地震，占地震總數的2.4%.

3.3 重復微震震源位置精確確定

為了方便分析小江斷裂帶重復微震的空間分布以及不同段落、不同深度的滑動速率，重新確定重復微震的位置是必要的.在整合云南臺網觀測報告和速報地震報告的基礎上，人工確認和核對了高信噪比的初至到時，增補到震相資料中，共整理出有初始震源參數的6875次地震.考慮到云南臺網常規(guī)定位采用簡單的三層中國平均地殼模型，這里選用楊智嫻等［29］參考測深結果給出的水平分層模型，且進一步參考地震測深結果［30］進行修正的速度模型用于地震重新定位.為了盡可能減小初始震源參數對定位結果的影響，首先選用線性單事件定位的Hypoinverse方法，選用修正后的多層水平分層模型，對滿足定位條件的地震進行定位，將獲取1758次地震的震源參數，用以替代觀測報告中的震源位置作為后續(xù)重新定位的初始位置.

在雙差定位法［31］進行重新定位時，采用經互相關計算得到的P波段的到時差，波形互相關計算窗口取1.1s（初至P波前0.1s至其后1.0s）.整合修正后的觀測報告中的6875次地震，其中單臺記錄的地震2560次，至少有3個臺站記錄的地震僅有4042次.在觀測報告給出的371687個P、S波到時差基礎上，聯合使用經互相關計算得出cc＞0.7的

這里γ是P波和S波的波速比，因此：113702對P波的相對到時，采用最小二乘共軛梯度法（LSQR），進行雙差地震定位，結果得到4549次地震的震源位置.重新定位后的地震圖像可參見圖6和圖7中的底圖.如圖所示，重新定位后的地震剖面（見圖7）展示了華寧以北和蒙姑以南區(qū)域下方可能存在陡傾角的直立面，正好位于小江斷裂帶分段的邊界［4］附近，進一步基于地震學資料從深部印證了斷裂分段邊界標志的存在.

對于29組重復微震，在上述定位結果的基礎上，進一步使用高精度的互相關波形相對到時資料，采用雙差定位法中的奇異值分解法（SVD）分別對每一組重復微震進行高精度的定位，最終獲取了16組重復微震（S01、S02、S06、S07、S09、S10、S11、S12、S13、S14、S15、S16、S18、S19、S27、S28）的震源位置，具體定位結果見表1.絕大部分定位相對誤差為數十米到數百米，個別地震定位相對誤差1～2km.表1中其他13組重復微震震源位置源自整個研究區(qū)共軛梯度法（LSQR）雙差定位的結果.

3.4 重復微震時空變化

如圖4所示，識別出的重復微震的復發(fā)間隔變化明顯.變異系數COV是衡量數值平穩(wěn)性及重現性的重要指標，定義為每一組數據的標準差與平均數的比值.對于時間序列而言，COV＝0代表具有周期性，COV＝1代表泊松隨機分布，COV＞1代表時間叢集.如表1所示，計算所得29組重復微震的重復間隔的COV數值在0.07～1.07間變化，只有1組重復微震（S02）的COV接近0，對于COV＜0.2的S02和S29，統計發(fā)現在1999～2011年期間，在S02和S29周緣并未發(fā)生過4級以上的地震.S02和S29兩組地震在空間位置上相對獨立，基本不受相鄰重復微震和背景地震活動的影響，呈現出準周期的復發(fā)行為.在29組重復微震中，有10組重復微震COV＜0.5，基本都發(fā)生在地殼的淺部3.0～6.8km范圍；COV＞0.5的重復微震有19組，其中6組COV在0.5～0.6，而5組COV 在1左右.這些COV相對較高的重復微震序列幾乎都是發(fā)生在背景地震活動頻繁，重復微震密集分布的區(qū)域.位置相近的重復微震（相鄰重復微震），在空間上相對不太獨立，彼此之間很容易也很可能相互干擾，易而導致其復發(fā)行為在時間上的變化.最新的有關美國Parkfield地區(qū)的重復微震時空變化研究［32］指出，位置相近的重復微震序列也可能存在相互影響，背景地震活躍并非是影響重復微震周期性的唯一因素.如嵩明以南和昆明周緣的8組重復微震（S16、S17、S18、S19、S20、S21、S22、S23），其中6組 COV在0.5之上.在2002年5月13日嵩明附近發(fā)生了ML4.6地震（見圖4）后，重復微震S17、S19、S20的重復間隔明顯縮短.

圖4 29組重復微震序列的持續(xù)時間圖（圓圈大小與地震震級成正比）Fig.4 Recurrence times of earthquakes from the 29sequences（Symbol size is proportional to event magnitude）

另一方面，小江斷裂帶部分重復微震在時間上呈現的不規(guī)律性或許反映了斷層滑動行為的復雜性，而小江斷裂帶本身內部結構也是十分復雜，同時也有可能存在重復微震識別的完整性問題.研究區(qū)地震臺站分布相對稀疏，臺站間距過大，對于1、2級的微震的監(jiān)測能力有限，可能導致重復微震的遺漏.“十五”期間區(qū)域數字化臺網的加密，云南地震臺由27個增至46個，主要城市的監(jiān)測能力達到2.0級，局部地區(qū)可達1.5級.這將有助于進一步分析獲取完整的重復微震，深入探討重復微震與背景地震活動以及相鄰重復微震之間的相互作用.

4 斷層深部滑動速率估算及其分布

4.1 斷層滑動速率估算

Li等［22－23］曾在對唐山斷裂帶和龍門山斷裂帶的重復微震研究中，提出并應用了基于重復微震的地震矩和重復間隔簡單估算滑動速率的方法，方法流程簡述如下：

在采用譜比法［7］驗證觀測報告中確定的地震震級（近震震級ML）的可靠性的基礎上，采用地震矩－震級的經驗關系［33］獲取地震矩：

基于圓盤破裂斷層模型，在地震應力降Δσ設定為常量的條件下，通過地震矩來估算地震的破裂半徑r［34］；

根據地震矩的定義來計算滑動量；

最后通過重復微震的累積滑動量的線性擬合來最終獲取孕震深處的斷層滑動速率，見圖5.線性擬合線的斜率反應了重復微震序列從第一個地震發(fā)震時間開始到最后一個地震期間地震附近的斷層滑動快慢程度，即斷層在孕震深度處的平均滑動速率.實際滑動量的累積是指第一個地震發(fā)生后的應變積累（見表1中給出的總滑動量）.我們假定從第一個地震和第二個地震的時間間隔內積累的應變在第二個地震中完全釋放，即可以通過估算第二個地震的同震滑動量來求得，以此類推.滑動量擬合線的截距是第一個地震的滑動量.

圖5 重復微震S01累積滑動量分布圖黑色圓圈代表重復微震S01中的6個地震.灰色的線段代表累積滑動量線性擬合的結果.時間軸原點時間為第一個地震發(fā)生的時間.Fig 5. Cumulative slips estimated from the sequence S01 consisting of 6events are shown in black open circlesThe grey line shows the linear fitting of cumulative slip.Event 1occurred at time zero.

在斷層深部滑動速率估算過程中，需要對各種關系式中的換算系數和常量（如應力降）進行設定.劉麗芳等［35］計算了云南地區(qū)的震級ML2.0～5.3的2121次地震的應力降，給出的年平均值在2.30～5.05MPa之間.鑒于29組重復微震的震級分布范圍是1.0～2.4，有88%的地震震級在2.0以下，據此采用3MPa應力降（Δσ）由地震矩M0來計算破裂半徑.由29組重復微震估算所得3.0～12.3km孕震深度處的滑動速率分布范圍為1.6～10.1mm·a－1，平均值為4.6mm·a－1，中值為4.6mm·a－1（見表1和圖6）.滑動速率估算的誤差為0.1～1.4mm·a－1（見表1）.

4.2 斷層滑動速率分布

小江斷裂帶是一條內部結構十分復雜的斷裂帶，據野外實地觀察［4］，小江斷裂帶按其結構特征可大致分為三段：北段，北起巧家以北，向南經過蒙姑，止于蒙姑東南；中段分東西兩支，由蒙姑以南經東川、尋甸，延伸至宜良向南，至華寧以北；南段從華寧以北向南繼續(xù)延伸，呈帚狀，終止于紅河斷裂.小江斷裂帶以強烈的左旋走滑為主，錯斷了一系列地質體和山脊水系，有些段落同時存在明顯的垂直差異運動［4］.地質地貌資料［3－4］推算結果給出了小江斷裂帶長期左旋滑動速率約為8～10mm·a－1，西支和東支斷裂分別約為7mm·a－1和4.8mm·a－1，垂直滑動速率為1～2mm·a－1，近500年來的歷史強震和大地震同震位錯資料顯示了約9.6mm·a－1的滑動速率［36］；更多的研究者采用不同觀測時段的GPS地表觀測資料，基于一定的模型假設來反演或推斷小江斷裂帶現今的活動信息，結果展示了不同的滑動速率如～10mm·a－1［37］，～7mm·a－1［6］，4～10mm·a－1［5］，但模型設定的不確定性及地表觀測資料的局限性，限制了其反演推斷如小江斷裂帶這樣復雜構造的深部變形信息的精度［38］，利用重復微震估算滑動速率在一定程度上可彌補這一不足.

圖6和圖7展示了基于重復微震估算所得的小江斷裂帶的滑動速率的分布.在斷裂帶南段，在深度5～10km的范圍內滑動速率為2.9～6.2mm·a－1，平均值為4.9mm·a－1，中值為5.1mm·a－1.相比較而言，在斷裂帶中段3.0～12.3km深度范圍內滑動速率變化顯著，為1.6～10.1mm·a－1，平均值為4.5mm·a－1，中值為4.7mm·a－1.斷裂帶中段東支的地震活動性較弱，地震分布零星，由唯一一組重復微震估算出的滑動速率為1.7mm·a－1.斷裂帶中段西支的小震活動較為密集，位于小江斷裂帶西側的近南北向的普渡河斷裂和元謀斷裂都具有強烈的地質和地震活動（如斷層谷和斷層崖地貌多出可見，沿斷裂帶有中強震發(fā)生，如1995年武定6.3級地震發(fā)生在普渡河斷裂帶，1955年9月23日在渡口東南63／4地震發(fā)生在元謀斷裂附近）［4］，對小江斷裂帶的斷層活動也存在不可忽視的影響.小江斷裂帶中段發(fā)育了一系列盆地，中段西支的陽宗海盆地為全新世復活性的盆地，其內部斷層表現為活動時代很新的新生破裂帶［4］，陽宗海盆地附近的一組重復微震給出的8.9mm·a－1的高滑動速率證實了該區(qū)域的活躍性.在斷裂帶中段西支東川附近辨識出一組持續(xù)時間較短且震級均在2.0以上的準周期重復微震S29（COV＝0.17），考慮到東川附近臺站分布較為稀疏，有可能遺漏部分小地震而導致重復微震的不完整，進而影響滑動速率的估計.小江斷裂帶北段在“九五”期間地震臺站匱乏，雖在“十五”期間增設了巧家臺（QiJ）（圖1），尚未辨識出可用于估算滑動速率的重復微震.對于北段的重復微震的識別及其滑動速率估算，有待今后更多數字臺站記錄波形數據的積累.

圖6 由重復微震估算的小江斷裂帶的滑動速率分布圖每一組重復微震用十字表示，十字的大小與滑動速率值成正比，十字中心代表每一組重復微震震源位置的中值.灰色圓圈代表雙差法重新定位后的地震的位置.黑色實心五角星代表2002年5月13日發(fā)生在嵩明M4.6地震.黑色空心五角星代表1500年以來小江斷裂帶不同破裂分段上的具有代表性的強震事件.F1，小江斷裂帶；F2，普渡河斷裂；F3，曲江斷裂.Fig.6 Map view of the slip rate estimated from the 29sequences（crosses）The size of the crosses is proportional to slip rate.The centre of each cross shows the median location of each sequence.Grey solid circles show the location of earthquakes relocated by the HypoDD method.Major historical earthquakes and the M4.6 Songming earthquake occurring on May 13，2002are indicated by open and solid stars，respectively.F1，Xiaojiang fault zone；F2，Puduhe fault；F3，Qujiang fault.

圖7 由重復微震估算的小江斷裂帶在不同深度的滑動速率分布圖每一組重復微震用十字表示，十字的大小與滑動速率值成正比，十字中心代表每一組重復微震震源位置的中值.灰色圓圈代表經雙差法重新定位后的地震的位置.黑色五角星代表2002年5月13日發(fā)生在嵩明M4.6地震.虛線代表陡傾角的直立面.Fig.7 Depth section showing the estimated slip rate along the Xiaojiang faultThe crosses show the median location of the repeating－microearthquake sequences，with their crosses proportional to slip rate.The 05／13／2002 M4.6Songming earthquake and the relocated seismicity are shown by the black open star and grey solid dots，respectively.The dotted line shows the steep－inclined structure plane.

表1 小江斷裂帶識別出的重復微震序列Table 1 Repeating earthquake sequences identified along the Xiaojiang fault zone

根據小江斷裂帶強震破裂的空間分布，研究者［5，39］對小江斷裂帶進行了破裂分段.沿斷裂帶從北向南的歷史大地震分析可見，小江斷裂帶中段東支的1733年東川M73／4地震破裂段、中段西支的1833年嵩明M8地震破裂段、中段東支的1500年宜良M≥7地震破裂段、南段的1789年華寧M7地震破裂段和1606年建水M63／4地震破裂段.重復微震分布最北邊的S29顯示了東川破裂段在約5km深度存在10.1mm·a－1的高滑動速率；而位于嵩明附近8組重復微震（S16、S17、S18、S19、S20、S21、S22、S23）展示了小江斷裂帶中北段在地下4～12km的深度存在2.7～8.9mm·a－1的滑動速率，其中在地下約12km處呈現了8.9mm·a－1的高滑動速率.位于小江斷裂帶中段東支的宜良破裂區(qū)，由于地震活動水平低的限制，不利于依據重復微震來估算滑動速率，僅依據序列S15得到淺部3km處1.7mm·a－1的低滑動速率.以華寧、通海破裂區(qū)為主的中南段密集的12組重復微震估算出3～10km深度范圍內的滑動速率為1.6～7.5mm·a－1，其中玉溪附近的二組重復微震S08和S13獲取的滑動速率，可能在一定程度上也反映了與小江斷裂帶相鄰的NW向曲江斷裂的活動信息.以建水為中心的小江斷裂帶南端的重復微震S02顯示了在孕震深度6.5km處存在4.0mm·a－1的較低滑動速率.值得說明的是，在個舊一帶的近南北向的斷裂不屬于小江斷裂帶的組成部分［4］.另外，祿勸附近的5組重復微震（S24、S25、S26、S27、S28）反映出位于小江段裂帶西側的普渡河斷裂在3.9～5.9km深度范圍內的滑動速率為1.9～5.2mm·a－1.由此分析初步可得，小江斷裂帶的破裂段在不同孕震深度的滑動速率存在差異變化.有關小江斷裂帶深部滑動速率分布特征更為清晰展示將有待于今后更多波形數據積累和重復微震完整性進一步討論的結果.

5 結 論

基于1999—2011年小江斷裂帶及其周緣的小震重新定位及其波形分析研究得出如下結果：

（1）聯合采用觀測報告震相到時和波形互相關延時資料，經雙差法重新定位后的地震分布圖顯示出在小江斷裂帶分段分界面附近存在陡傾角的直立面，進一步基于地震學資料從深部印證了分段邊界標志的存在.

（2）通過波形互相關分析，至少有35%的地震波形相似，識別出690組相似地震.在稀疏臺網條件下，從相似地震中，通過提高波形相似度及限定震相拾取精度和平均復發(fā)間隔來進一步挑選多重相似對，并在此基礎上，應用基于S－P相對到時差（ΔtS－P）來約束地震相對位置而確保震源位置的一致性的方法，辨識出小江斷裂帶周緣29組重復微震，其重復間隔存在明顯變化；

（3）基于重復微震的震級和重復間隔，估算出不同深度處（3～12km）小江斷裂帶深部滑動速率為1.6～10.1mm·a－1.不同破裂段在孕震深度處的滑動速率分布存在明顯差異；

（4）初步分析29組重復微震時空變化得出：空間上相對獨立的重復微震因遠離相鄰重復微震和背景地震的干擾而表現出準周期復發(fā)的特征；而重復微震集中分布的地震頻發(fā)區(qū)域，由于位置相近的重復微震相互作用，可能導致復發(fā)周期的變化，尤其周緣震級稍大相鄰的背景地震引起的應力變化會加速重復微震的復發(fā)進程.

小江斷裂帶深部變形的詳細特征雖有待更多波形數據的積累和重復微震的完整性分析，但本研究所識別的小江斷裂帶的重復微震活動提供了前所未有的斷裂帶深部滑動速率的直接約束，盡管小江斷裂帶重復微震與背景地震活動以及相鄰重復微震之間的相互作用還有待今后的深入分析.

致 謝 云南數字地震臺網提供了波形資料及地震觀測報告和速報目錄；本文圖件基本采用GMT繪制［40］，對二位評審人的完善建議，在此一并表示感謝.

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［1］ Wen X Z，Ma S L，Xu X W，et al.Historical pattern and behavior of earthquake ruptures along the eastern boundary of the Sichuan－Yunnan faulted－block，southwestern China.Phys.EarthPlanet.Inter.，2008，168（1－2）：16－36.

［2］ 易桂喜，聞學澤，蘇有錦.川滇活動地塊東邊界強震危險性研究.地球物理學報，2008，51（6）：1719－1725.Yi G X，Wen X Z，Su Y J.Study on the potential strongearthquake risk for the eastern boundary of the Sichuan－Yunnan active faulted－block，China.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2008，51（6）：1719－1725.

［3］ He H L，Yasutaka I，Song F M，et al.Late quaternary slip rate of the Xiaojiang fault and its implication.Seismology andGeology，2002，24（1）：14－26.

［4］ 宋方敏，汪一鵬，俞維賢等.小江活動斷裂帶.北京：地震出版社，1998.Song F M，Wang Y P，Yu W X，et al.The Active Xiaojiang Fault Zone（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，1988.

［5］ 聞學澤，杜方，龍鋒等.小江和曲江－石屏兩斷裂系統的構造動力學與強震序列的關聯性.中國科學：地球科學，2011，4（5）：713－724.Wen X Z，Du F，Long F，et al.Tectonic dynamics and correlation of major earthquake sequences of the Xiaojiang and Qujiang－Shiping fault systems，Yunnan，China.Sci.ChinaEarthSci.，2011，54（10）：1563－1575，doi：10.1007／s11430－011－4231－0.

［6］ Shen Z K，LüJ N，Wang M，et al.Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.，2005，110：B11409，doi：10.1029／2004JB003421.

［7］ Vidale J E，Ellsworth W L，Cole A，et al.Variations in rupture process with recurrence interval in a repeated small earthquake.Nature，1994，368（6472）：624－626.

［8］ Nadeau R M，Foxall W，McEvilly T V.Clustering and periodic recurrence of microearthquakes on the San Andreas fault at Parkfield，California.Science，1995，267（5197）：503－507.

［9］ Nadeau R M，McEvilly T V.Fault slip rates at depth from recurrence intervals of repeating microearthquakes.Science，1999，285（5428）：718－721.

［10］ Schaff D P，Beroza G C，Shaw B E.Postseismic response of repeating aftershocks.Geophys.Res.Lett.，1998，25（24）：4549－4553，doi：10.1029／1998GL900192.

［11］ Schaff D P，Bokelmann G H R，Beroza G C，et al.Highresolution image of Calaveras fault seismicity.J.Geophys.Res.，2002，107（B9）：2186，doi：10.1029／2001JB000633.

［12］ Bürgmann R，Schmidt D，Nadeau R M，et al.Earthquake potential along the northern Hayward fault，California.Science，2000，289（5482）：1178－1182，doi：10.1126／science.289.5482.1178.

［13］ Igarashi T， Matsuzawa T， Hasegawa A. Repeating earthquakes and interplate aseismic slip in the northeastern Japan subduction zone.J.Geophys.Res.，2003，108：2249，doi：10.1029／2002JB001920.

［14］ Uchida N，Matsuzawa T，Hasegawa A，et al.Interplate quasi－static slip off Sanriku，NE Japan，estimated from repeating earthquakes.Geophys.Res.Lett.，2003，30（15）：1801，doi：10.1029／2003GL017452.

［15］ Peng Z，Ben－Zion Y.Temporal changes of shallow seismic velocity around the Karadere－Düzce branch of the north Anatolian fault and strong ground motion.PureAppl.Geophys.，2006，163（2－3）：567－600，doi：10.1007／s00024－005－0034－6.

［16］ Rau R J，Chen K H，Ching K E.Repeating earthquakes and seismic potential along the northern Longitudinal Valley fault of eastern Taiwan.Geophys.Res.Lett.，2007，34：L24301，doi：10.1029／2007GL031622.

［17］ Chen K H，Nadeau R M，Rau R J.Characteristic repeating earthquakes in an arc－continent collision boundary zone：The Chihshang fault of eastern Taiwan.EarthPlanet.Sci.Lett.，2008，276：262－272，doi：10.1016／j.epsl.2008.09.021.

［18］ Chen K H，Rau R J，Hu J C.Variability of repeating earthquake behavior along the Longitudinal Valley fault zone of eastern Taiwan.J.Geophys.Res.，2009，114：B05306，doi：10.1029／2007JB005518.

［19］ Schaff D P，Richards P G.Repeating seismic events in China.Science，2004，303（5661）：1176－1178，doi：10.1126／science.1093422.

［20］ Schaff D P，Richards P G.On finding and using repeating seismic events in and near China.J.Geophys.Res.，2011，116：B03309，doi：10.1029／2010JB007895.

［21］ 李宇彤，吳忠良，蔣長勝等.利用遼寧區(qū)域地震臺網記錄分析“重復地震”.地震學報，2008，30（4）：383－396.Li Y T，Wu Z L，Jiang C S，et al.Analysis on repeating earthquakes recorded by Liaoning regional seismograph network.ActaSeismologicaSinica（in Chinese），2008，30（4）：383－396.

［22］ Li L，Chen Q F，Cheng X，et al.Spatial clustering and repeating of seismic events observed along the 1976Tangshan fault，north China.Geophys.Res.Lett.，2007，34（23）：L23309，doi：10.1029／2007GL031594.

［23］ Li L，Chen Q F，Niu F L，et al.Deep slip rates along the Longmen Shan fault zone estimated from repeating microearthquakes.J.Geophys.Res.，2011，116：B09310，doi：10.1029／2011JB008406.

［24］ 李樂，陳棋福，鈕鳳林等.利用“重復地震”估算麗江—寧蒗斷裂帶的深部滑動速率.科學通報，2008，53（23）：2925－2932.Li L，Chen Q F，Niu F L，et al.Slip rate along the Lijiang－Ninglang fault zone estimated from repeating microearthquakes.Chin.Sci.Bull.，2009，54（3）：447－455，doi：10.1007／s11434－008－0406－2.

［25］ Rubin A M，Gillard D，Got J L.Streaks of microearthquakes along creeping faults.Nature，1999，400（6745）：635－641，doi：10.1038／23196.

［26］ Cheng X， Niu F L， Silver P G， et al. Similar microearthquakes observed in western Nagano，Japan，and implications for rupture mechanics.J.Geophys.Res.，2007，112：B04306，doi：10.1029／2006JB004416.

［27］ Arrowsmith S J，Eisner L.A technique for identifying microseismic multiplets and application to the Valhall field，North Sea.Geophysics，2006，71（2）：V31－V40，doi：10.1190／1.2187804.

［28］ 張培震，鄧起東，張國民等.中國大陸的強震活動與活動地塊.中國科學（D 輯），2003，33（增刊）：12－20.Zhang P Z，Deng Q D，Zhang G M，et al.Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China.ScienceinChina（SeriesD），2003，46（S2）：13－24，doi：10：3969／j：issn.1674－7313.2003.z2.002.

［29］ 楊智嫻，于湘?zhèn)?，鄭月軍?中國中西部地區(qū)地震的重新定位和三維地殼速度結構.地震學報，2004，26（1）：19－29.Yang Z X，Yu X W，Zheng Y J，et al.Earthquake relocation and three－dimensional crustal structure of P－wave velocity in central－western China.ActaSeismologicaSinica（in Chinese），2004，26（1）：19－29.

［30］ 熊紹柏，鄭曄，尹周勛等.麗江—攀枝花—者海地帶二維地殼結構及其構造意義.地球物理學報，1993，36（4）：434－444.Xiong S B，Zheng Y，Yin Z X，et al.The 2－D structure and its tectonic implications of the crust in the Lijiang－Panzhiha－Zhehai region.ChineseJ.Geophys.（ActaGeophysicaSinica）（in Chinese），1993，36（4）：434－444.

［31］ Waldhauser F， Ellsworth W L. A double－difference earthquake location algorithm：Method and application to the Northern Hayward Fault，California.Bull.Seismol.Soc.Am.，2000，90（6）：1353－1368.

［32］ Chen K H，Bürgmann R，Nadeau R M.Do earthquakes talk to each other？Triggering and interaction of repeating sequences at Parkfield.J.Geophys.Res.：SolidEarth，2013，118（10）：165－182，doi：10.1029／2012JB009486.

［33］ Abercrombie R E.The magnitude－frequency distribution of earthquakes recorded with deep seismometer at Cajon Pass，southern California.Tectonophysics，1996，261（1－3）：1－7，doi：10.1016／0040－1951（96）00052－2.

［34］ Kanamori H，Anderson D L.Theoretical basis of some empirical relations in seismology.Bull.Seismol.Soc.Am.，1975，65（5）：1073－1095.

［35］ 劉麗芳，蘇有錦，劉杰等.云南和四川中小地震應力降時空特征研究.地震研究，2010，33（3）：314－319.Liu L F，Su Y J，Liu J，et al.Study on temporal and spatial features of stress drop for low－to－moderate earthquakes in Sichuan and Yunnan region.J.Seismol.Res.（in Chinese），2010，33（3），314－319.

［36］ Wen X Z.The uniform－slip method for estimating mean slip rate of strike－slip faults.J.Earthq.Pred.Res.，1998，7：170－182.

［37］ 王閻昭，王恩寧，沈正康等.基于GPS資料約束反演川滇地區(qū)主要斷裂現今活動速率.中國科學（D輯），2008，38（5）：582－597.Wang Y Z，Wang E N，Shen Z K，et al.GPS－constrained inversion of present－day slip rates along major faults of the Sichuan－Yun′nan region，China.ScienceinChina（Series D），2008，51（9）：1267－1283.

［38］ Bos A G，Spakman W.The resolving power of coseismic surface displacement data for fault slip distribution at depth.Geophys.Res.Lett.，2003，30（21）：2010，doi：10.1029／2003GL017946.

［39］ 聞學澤.小江斷裂帶的破裂分段與地震潛勢概率估計.地震學報，1993，15（3）：322－330.Wen X Z.Rupture segmentation and assessment of probabilities of seismic potential on Xiaojiang fault zone.Acta SeismologicaSinica，1993，15（3）：322－330，doi：10.1007／BF02651834.

［40］ Wessel P，Smith W H F.New，improved version of Generic Mapping Tools released.EOS Trans.Amer.Geophys.U.，1998，79（47）：579.