2014年8月3日16点30分(北京时间)在云南省昭通市鲁甸县发生了M_S6.5地震, 导致600余人死亡。地震发生后, 中国地震局应急科考队对地震地质和地震灾害进行了现场考察, 但没有发现明显的地表破裂, 难以确定发震断层的位置(徐锡伟等, 2014)。于是, 主震位置、 震源机制和云南昭通防震减灾局局域地震台网记录到的早期余震活动成为确定发震断层的关键信息。据此推断, 与余震分布方向大体一致的包谷垴-小河断裂为这次地震的发震断层(徐锡伟等, 2014)。不过, 同一研究组后来称在震中东南方向发现相隔数km的2小段(分别约1km和约4km长)地表破裂, 其分布方向与包谷垴-小河断裂展布方向一致(Xu et al., 2015)。

然而, 随后的考察研究并不完全支持这种观点。常祖峰等(2014)调查发现, 鲁甸M6.5地震震区同时分布着NE和NW向的地裂缝和地形反坎等地表变形。李西等(2014)调查发现, 在宏观震中周围地质滑坡和地表裂缝都具有NE向优势方向, 在距宏观震中较远的地方既有NE向裂缝也有NW向裂缝。Xu等(2015)同样在距震中较远的东南端发现NE向裂缝和NW向裂缝。张广伟等(2014)采用双差定位方法确定了2014年8月3— 7日期间的471次地震的相对位置, 结果显示余震序列呈现出近EW向和NW向2支不对称共轭状分布, 近EW向长约17km, NW向长约22km。赵小艳等(2014)利用震源位置和速度结构联合反演的方法得到了鲁甸6.5级地震序列截至2014年8月12日651次地震的震源位置及震源区速度结构, 结果表明鲁甸M_S6.5地震序列呈共轭分布, 余震主要分布在NNW向包谷垴-小河断裂上, 另一小部分分布在近EW向的共轭未知断裂上。徐甫坤等(2014)利用川滇三维速度结构对鲁甸M_S6.5主震进行了绝对定位, 并利用双差定位方法确定了2014年8月3— 13日期间882次余震的相对位置, 结果表明余震分NNW向和NEE向2个分支, NNW向分支为主要的余震分布区域, 与包谷垴-小河断裂相近, 其东南端很有可能跨过昭通-鲁甸断裂, 展布长度约15km。王未来等(2014)采用双差定位方法对鲁甸M_S6.5地震震后16d的地震进行相对定位, 结果表明地震序列呈 “ L” 形分布, 分为SSE向和近EW向2支。刘丽芳等(2014)运用双差定位方法对2014年8月3日至9月3日之间的余震进行重新定位, 得到565次小震的相对位置, 并根据小震丛集性原则, 求解发震断层参数, 结果表明鲁甸M_S6.5地震断层有2支, 近SN向分支的走向、 倾角分别为160.8° 和89.1° , 近EW向分支的走向和倾角分别为85.6° 和87.2° 。时隔2个月后, 房立华等(2014)再次整合震中周边的云南省地震台网、 昭通市地震台网、 巧家台阵的部分台站以及应急流动台站的震相数据, 对地震序列进行重新定位。这是迄今为止数据源最丰富、 时间跨度最大的一项研究。结果如图1a所示, 更清晰地显示余震具有SE和SW 2个优势分布方向, 且2个余震条带的展布长度相当, 约为16km, 夹角约100° , 余震分布显示这2个发震断层皆为高倾角的断层。

图1

Fig. 1

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	图1 已有定位结果 a 双差定位结果(来自房立华等, 2014), b 绝对定位结果(来自云南省地震局); 断裂数据源于闻学泽等, 2013Fig. 1 The existing earthquake location results.

已有研究中能够支持鲁甸M_S6.5地震发震断层为包谷垴-小河断裂观点的直接证据莫过于4条: 1)震中位置距包谷垴-小河断裂最近; 2)震源机制有1个节面展布与包谷垴-小河断裂展布的方向一致; 3)早期云南昭通防震减灾局局域地震台网确定的余震分布优势方向与包谷垴-小河断裂的展布方向近乎一致; 4)在余震分布区发现的相隔数千米的2小段地表破裂。相反, 鲁甸M_S6.5地震发震断层分2支的观点却有不少证据。这些证据不但来自众多的余震序列定位(张广伟等, 2014; 赵小艳等, 2014; 徐甫坤等, 2014; 王未来等, 2014; 刘丽芳等, 2014; 房立华等, 2014), 还来自对主震震源过程的分析和反演(许力生等, 2014; 张勇等, 2015)、 野外调查(常祖峰等, 2014; 李西等, 2014)以及强地面运动特征(陈鲲等, 2015; Hu et al., 2016)。

地表破裂和余震分布的空间特征通常是判断发震断层的直接证据, 然而, 鲁甸M_S6.5地震的地表破裂证据并不明显(徐锡伟等, 2014; 常祖峰等, 2014; 李西等, 2014; Xu et al., 2015), 因此余震的空间分布便成为判断发震断层的唯一直接证据。事实上, 已经有不少余震空间分布的研究结果(张广伟等, 2014; 赵小艳等, 2014; 徐甫坤等, 2014; 王未来等, 2014; 刘丽芳等, 2014; 房立华等, 2014), 且这些结果比较一致地揭示了余震分布的基本特征: 余震分布分为2支, 一支NNW-SSE展布, 另一支近EW向展布, 且垂直剖面近乎直立。然而, 这些研究还有不尽如人意之处: 1)除赵小艳等(2014)之外, 其余定位研究都是基于常规定位结果的相对定位。尽管这些定位结果能够比较一致地反映发震断层的 “ 双支交叉” 特征, 但毕竟所用资料都是如图1b所示的带有极大不确定性的常规定位结果。2)各研究使用资料的时间段不同, 例如, 张广伟等(2014)使用了震后约4d的数据, 而房立华等(2014)使用了约60d的数据。3)只有少量研究估算了发震断层参数, 例如, 据刘丽芳和徐甫坤(2014)估算, 近SN向分支的走向、 倾角分别为160.8° 和89.1° , 近EW向分支的走向和倾角分别为85.6° 和87.2° , 据房立华等(2014)估算, 余震具有NE和NW 2个优势分布方向, 夹角约100° , 且2个余震条带长度相当, 约16km。4)双差定位时使用的速度模型不同于常规定位时使用的模型, 不同的研究使用的速度模型也不相同。最后, 定位时使用的台站也不尽相同。

本研究收集如图2a所示的震中区云南省地震台网、 昭通防震减灾局局域网、 巧家台阵所有台站以及应急流动台站震后约210d的原始记录, 利用为当地挑选的最佳速度模型(许力生等, 2013b), 首先借助于1种非线性反演技术— — 逆时成像技术(许力生等, 2013a, b)确定地震事件的绝对位置; 然后基于相同的速度模型借助于双差定位技术确定这些地震的相对位置; 最后利用线性拟合的方法确定发震断层的走向和倾角等参数, 并为发震断层的形成提供可能的解释。

图2

Fig. 2

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	图2 定位时使用的台站和速度模型 a 台站分布, 其中红色三角为巧家台阵; b 速度模型Fig. 2 The station distribution and the velocity model used in the location.

常规定位时通常采用标准定位方法(Standard location method)(Rowlett et al., 1984; Ito, 1985, 1990), 而标准定位方法的核心为盖戈方法(Geiger-method)(Flinn, 1965; Buland, 1976; Jordan et al., 1981), 是1种线性反演方法。地震的定位问题是1个非线性问题, 用线性方法解决非线性问题的后果是精度或准确性的丢失。逆时成像技术是总结前人的研究成果并针对面临的具体问题提出的1种非线性反演技术(许力生等, 2013a, b)。这种技术由于直接采用直达波信号构建包络信号, 进而采用互相关技术测量观测到时, 因此观测到时的准确性和客观性得到了提升; 由于采用波形聚束方法直接建立观测到时和震源位置的非线性关系, 因此绕开了盖戈类方法的线性化过程, 从而杜绝了非线性问题线性化过程造成的精度丢失; 由于采用波形聚束方法而不是经典的最小二乘法求解, 因此克服了最小二乘解对于少数或者个别 “ 出格数据(outlier)” 敏感的缺点; 由于采用非均匀网格搜索的方法确定非线性系统的解, 因此可以利用解集的特征半径描述解的分辨率, 进而利用观测到时的标准差和分辨率来描述解的不确定性, 避免了以观测误差为正态分布的假设为前提的统计方法, 克服了这类方法常常给出脱离实际意义的结果的不足。关于逆时成像技术的原理、 数值试验和实例检验已经做过详细的介绍(许力生等, 2013a, b), 这里不再赘述。

要想得到准确的震源位置和发震时刻, 除方法本身外, 速度模型也至关重要。关于这一地区的速度结构已经有不少研究结果, 从现有文献中查阅到其中5种(朱碚定等, 1986; 熊绍柏等, 1986, 1993; 王椿镛等, 2002; Wang et al., 2003; 白志明等, 2004), 另外, 还有IASPEI91模型和CRUST2.0模型。这些模型之间存在着明显的差别, 这可能与使用的资料和方法有关。朱碚定等(1986)利用川南、 滇北的短周期地震仪的深源远震波形作为观测资料, 通过合成地震图技术为当地地壳中下部速度结构得到2种模型, 一种包含了低速夹层, 另一种没有低速夹层(朱碚定等, 1986); 熊绍柏等1986年利用1984年攀西地区南部爆炸地震折射剖面资料为这一地区构建了速度模型(熊绍柏等, 1986), 1993年再次利用同样的资料, 但重新拾取震相, 结合合成地震图技术为当地重构了速度模型(熊绍柏等, 1993)。王椿镛等利用174个地震台记录到的4, 625次地方和区域地震的P波和S波到时为中国西南地区地壳和上地幔建立了三维速度结构, 并由此提取了这一地区的水平分层速度模型(王椿镛等, 2002; Wang et al., 2003); 白志明等(2004)通过有限差分和射线反演方法, 利用地震走时、 振幅比和重力布格异常数据对云南地区遮放-宾川和孟连-马龙宽角地震剖面的地壳上地幔结构进行层析成像研究, 得到了当地的速度模型。为了从中挑选出最佳模型, 收集了10次人工地震的观测资料, 5次气枪和5次化学爆破。气枪记录台网的孔径20km左右, 而化学爆破记录台网的孔径200km左右。利用上述模型分别确定这10次人工地震的位置, 然后通过反演位置和实际位置的比较确定最佳模型。认为, 使震源位置差别最小的模型即是最佳模型(许力生等, 2013b)。经筛选, 确定王椿镛等给出的如图2b所示的模型为最佳模型(王椿镛等, 2002; Wang et al., 2003)。

除定位方法和速度模型外, 为了得到准确的发震时刻和震源位置, 台站分布非常重要。如图2a所示, 从云南省地震局收集了距震中150km范围内的所有台站的原始记录, 这些台站不仅包括云南省地震台网的常规台站, 还包括昭通防震减灾局局域台网台站、 震后应急流动台站和巧家台阵所有台站。曾进行过这样的测试, 如果仅用常规台站定位, NW-SE方向的不确定性较大; 如果仅用巧家台阵的台站, NE-SW方向的不确定性较大; 如果联合使用常规台站和巧家台阵台站, 不确定性明显减小(许力生等, 2014)。

图3a展示了利用逆时成像技术和选择的速度模型确定的地震序列的空间分布。从2014年8月3日主震发生到2015年3月1日0点, 在如图3所示的范围(26.9° ~27.3° N/ 103.1° ~103.6° E)内, 能够确定震源位置的事件2, 193次。平均地讲, 这些事件发震时刻的不确定性约为0.20s, 震中位置的经度不确定性约为0.01° , 纬度不确定性约为0.01° , 震源深度的不确定性约为3.76km。无从得到常规定位结果的不确定性, 但可以从图1b和图3a直接看到二者的差别。从图3a可以清楚地看到, 地震活动除A区和B区呈现的 “ 双支交叉” 特征外, 在距此较远的西侧还有2个较小的区域C和D。4个区域的地震活动期依次为2014年8月3日至2015年2月28日、 2014年8月3日至2015年2月28日、 2014年8月9日至2015年2月26日和2014年8月4日至2015年1月30日, 区域C的地震活动似乎开始于主震5d后。还统计了这些事件的震源深度分布情况, 如图4a所示, 地震最集中的深度是具有速度界面的10km左右, 其次是地表附近。

图3

Fig. 3

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	图3 定位结果的比较, A, B, C和D为余震相对集中的4个子区 a 逆时成像结果; b基于逆时成像结果的双差定位结果Fig. 3 Comparison of the location results, where A, B, C and D indicate 4 clusters of the aftershocks.

图4

Fig. 4

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	图4 震源深度的分布 a 来自逆时成像结果; b 来自双差结果Fig. 4 Distribution of the focal depths.

在绝对定位的基础上, 还利用双差定位技术(Waldhauser et al., 2000)重新确定这个地震序列的相对位置。需要特别说明的是, 不同于已有的相对定位(张广伟等, 2014; 徐甫坤等, 2014; 王未来等, 2014; 刘丽芳等, 2014; 房立华等, 2014), 这里相对定位时使用的速度模型与绝对定位时完全相同, 而且分别对4个区域的事件进行相对定位。这样做不但避免了模型不同给相对位置造成的影响, 而且避免了地震序列的整体移动对不同区域事件相对位置的影响。除此之外, 相对定位时选择的具体参数如下: 台站距簇中心的最大距离为120km, 相邻事件的最大距离为3km, 每个事件最多拥有10个邻居, 每个邻居至少有4个观测值, 每对事件至少有8个观测值。

图5

Fig. 5

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	图5 基于逆时成像结果的地震活动分区 蓝色点代表余震, 红色五角星为主震; 不同颜色的虚线框代表不同的地震活动区, 其中带有字母的实线显示走向方向和倾向方向的剖面位置Fig. 5 The subareas defined with the seismicity from the TRIT location.

相对定位结果如图3b所示, 更加凸现了4个相对集中的区域或条带。不难看出, 如果没有双差定位结果, 很难从如图1b所示的常规定位结果辨识出发震断层的 “ 双支交叉” 特征, 但这种特征从本研究得到的绝对定位结果中已看得足够清楚; 另外, 如果绝对定位结果足够理想, 相对定位除去除相对离散的事件外, 并没有明显改善定位结果。除此之外, 相对定位还去除了那些较浅的事件。根据如图4所示双差定位前后事件的震源深度信息的统计, 双差定位后震源深度浅于2km的地震事件似乎不复存在。表1给出了双差定位前后事件数目的变化, 可以看到, 在每个区域都有去除的事件。4个区域原来共有1, 633次事件, 双差定位后剩余1, 287次。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 相对定位前后各区域事件的数目 Table1 The number of the events in various subareas after and before the DD relocation 区域A 区域B 区域C 区域D 4个区域(总) 定位前 1 074 970 68 35 1 633 定位后 832 775 59 33 1 287

表1 相对定位前后各区域事件的数目 Table1 The number of the events in various subareas after and before the DD relocation

不过, 无论是基于常规定位结果的双差定位结果(张广伟等, 2014; 徐甫坤等, 2014; 王未来等, 2014; 刘丽芳等, 2014; 房立华等, 2014), 还是赵小艳等(2014)的联合反演结果, 还是这里的绝对定位结果及其双差定位结果, 都呈现出了地震序列在空间上的 “ 双支交叉” 特征。除此之外, 早期的研究没有关注C区和D区的地震活动。这里的定位结果表明, 除主要的 “ 双支交叉” 地震活动区域外, 在相对较远的地方还有2簇地震活动, 可能对应着另外2个断层。

图6

Fig. 6

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	图6 利用基于逆时成像定位的震中位置确定断层走向 4个子图分别对应于图5中的4个子区Fig. 6 Illustration of determination of the strikes using the epicenter data from the TRIT location.

根据上面的定位结果, 地震活动从空间上可以分为4个区域。假设每个区域的地震活动都对应着1个发震断层, 且断层都可近似为平面, 那么总可以找到1个平面使地震的震源位置距这个平面最近。而这个平面的走向和倾角可被认为是发震断层的走向和倾角。

为了方便起见, 分2步确定断层的走向和倾角。首先将震源位置投影到地表, 在地表平面内寻找1条直线, 使震源位置在地表的投影即震中距这条直线最近, 那么这条直线的走向即为断层的走向。然后, 将震源位置投影到以走向为垂线的平面内, 在这个平面内寻找1条直线, 使震源位置在这个平面内的投影距这条直线最近, 那么这条直线与地表的夹角即为断层的倾角。

图6和图7分别展示了利用绝对定位结果拟合的各断层的走向和倾角。区域A、 B、 C和D的地震事件对应的断层(A、 B、 C和D)的走向依次为162° 、 271° 、 78° 和285° , 而倾角依次为90° 、 90° 、 87° 和87° 。

图7

Fig. 7

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	图7 利用基于逆时成像定位的震源位置确定断层倾角 4个子图分别对应于图5中4个子区Fig. 7 Illustration of the determination of the dips using the hypocenter data from the TRIT location.

为了给断层的走向和倾角提供1个可参考的不确定范围, 还利用相对定位结果拟合了断层的走向和倾角。如图9和10所示, 基于相对定位结果确定的各断层走向分别为157° 、 272° 、 88° 和280° , 而倾角分别为89° 、 87° 、 88° 和86° 。

图8

Fig. 8

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	图8 基于双差结果的地震活动分区(参看图6)Fig. 8 The subareas defined with the seismicity from the DD location.(See Fig. 6).

如果把2个测量值的平均值作为这个参数的最终结果, 而把测量值与平均值的差作为这个参数的不确定范围, 那么这4个断层的走向分别为159.5° 、 271.5° 、 83° 和282.5° , 相应的不确定范围分别为2.5° 、 0.5° 、 5° 和2.5° ; 而倾角分别为89.5° 、 88.5° 、 87.5° 和86.5° , 相应的不确定范围分别为0.5° 、 1.5° 、 0.5° 和0.5° 。

图9

Fig. 9

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	图9 利用基于双差定位的震中位置确定断层走向 4个子图分别对应于图8中的4个子区Fig. 9 Illustration of the determination of the strikes using the epicenter data from the DD location.

这些参数表明, 4个区域的地震活动都发生在近乎直立的断层周围, 但这些断层有可能存在些微的倾斜, 断层A向W倾斜、 断层B向N倾斜、 断层C向S倾斜而断层D向N倾斜。当然, 震源深度的不确定性往往较大, 比如, 这项研究中深度方向的不确定性约是水平方向的4倍, 这无疑对倾角的估计带来影响。不过, 断层越陡, 影响越小。

在已有的研究中, 只有刘丽芳等(2014)的研究给出了断层A和B的走向和倾角。他们认为断层A的走向和倾角分别为160.8° 和89.1° , 断层B的走向和倾角分别为85.6° 和87.2° 。可以看出, 断层A的走向和倾角与这里得到的非常一致。而断层B的差别主要表现在倾向上, 他们的结果表明向S倾斜, 而这里的结果表明向N倾斜。不过, 断层近乎直立, 考虑到这一点, 可认为二者相当一致, 尽管他们使用的方法和这里不同。另外, 根据他们的结果, 断层A和B的走向夹角约为106° , 根据房立华等(2014)的结果, 这个夹角约为100° , 而根据我们的结果, 这个夹角约为112° 。虽然这些值有差别, 但能说明1个共同的问题: 断层A和B并不相互垂直。

图10

Fig.10

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	图10 利用基于双差定位的震源位置确定断层倾角 4个子图分别对应于图8中的4个子区Fig.10 Illustration of the determination of the dips using the hypocenter data from the DD location.

关于断层A和B的长度, 张广伟等(2014)认为, 断层A和B的长度分别约为22km 和17km; 徐甫坤等(2014)认为, 断层A的长度约15km, 但没有给出断层B的长度; 而房立华等(2014)认为, 2条断层具有类似的长度, 均约为16km。但根据这里的结果, 断层A和B的长度分别约为17km 和19km。已有的研究没有涉及到断层C和D, 但根据这里的结果, 它们的长度约为5km和2.5km。

图11展示了发震断层在地表的位置。可以看出, 这4条断层和已有断层一起, 共同构成了当地的辐射状断层分布, 似乎是新断层或者隐伏断层。

图11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图11 根据鲁甸MS6.5地震序列地震活动确定的发震断层 黄色实线代表发震断层; 黄色虚线代表已有断层; 红色五角星为主震震中Fig.11 The seismogenic faults determined with the seismicity data of the Ludian MS6.5 earthquake sequence.

鲁甸M_S6.5地震的发震构造已经有一些研究, 但使用的数据相对较少, 大多基于常规定位结果, 使用的速度模型不一致, 且绝对定位和相对定位时使用的速度模型不同(张广伟等, 2014; 赵小艳等, 2014; 徐甫坤等, 2014; 王未来等, 2014; 刘丽芳等, 2014; 房立华等, 2014)。与已有的研究不同, 这项研究收集了震区几乎所有台站自主震发生后210d的原始地震记录, 利用特别挑选的速度模型和定位方法, 重新确定了这个地震序列的震源位置, 并基于绝对定位结果利用与绝对定位时相同的速度模型确定了地震序列的相对位置, 最后通过对震源位置的直线拟合确定了发震断层的走向和倾角, 还为发震断层的成因提供了新的解释。希望这是对已有研究的修正和补充, 也希望能激发更多的讨论。

无论从常规定位的结果或是早期云南昭通防震减灾局局域地震台网确定的结果(徐锡伟等, 2014), 都无法确认出余震分布的 “ 双支交叉” 结构, 更无法确认出本研究当中的另外2个地震活动较小的区域对应的构造。然而, 这里的定位结果表明, 如果选择恰当的速度模型和定位方法, 绝对定位结果即可揭示出地震序列的核心特征, 而无需进一步的相对定位; 相对定位可以大大改善常规定位的结果, 但对足够好的绝对定位结果的作用有限, 或许还会歪曲真实情况, 比如本研究中双差定位去除了震源较浅的地震事件。尤其需要注意的是, 相对定位与绝对定位时使用的不同模型会使结果发生不该有的改变, 尽管相对定位后的结果看上去比原来更 “ 规则” 。

根据这里的定位结果, 鲁甸M_S6.5地震序列在空间上可以分为4个区域, 前2个区域余震远多于后2个区域, 是主要的发震区域, 而且相互铰接; 后2个区域相对独立, 位于主要区域的西侧。根据对不同区域的地震震源位置的线性拟合结果, 主要发震区域的2个断层的走向分别为159.5° 和271.5° , 倾角分别为89.5° 和88.5° , 二者均为陡倾角断层, 走向相差112° 。另外2个区域的断层走向分别为83° 和282.5° , 倾角分别为87.5° 和86.5° 。这4条大小不同的断层和当地固有断层一起构成以震中为中心的辐射状构造。

已有的研究似乎一致认为, 鲁甸M_S6.5地震的发震断层为包谷垴-小河断裂(徐锡伟等, 2014; 张广伟等, 2014; 赵小艳等, 2014; 徐甫坤等, 2014; 王未来等, 2014; 刘丽芳等, 2014; 房立华等, 2014; 常祖峰等, 2014; 李西等, 2014), 但本研究确定的地震序列的空间特征似乎并不支持这种说法。上文已经提到过, 推断发震断层为包谷垴-小河断裂的直接证据不外乎主震的震中位置、 震源机制、 云南昭通防震减灾局局域地震台网记录到的余震分布以及2小段地表破裂。包谷垴-小河断裂为NW-SE方向展布的断裂带, 而地震序列的空间分布展示的是1组以震中为中心的放射状断层; 况且, 震中位置没有方向性, 震源机制有2个节面, 云南昭通防震减灾局局域地震台网记录到的余震分布与后来以及本研究确定的余震分布明显不同(徐锡伟等, 2014; 张广伟等, 2014; 赵小艳等, 2014; 徐甫坤等, 2014; 王未来等, 2014; 刘丽芳等, 2014; 房立华等, 2014), 2段地表破裂仅占余震NNW向分支的约1/3。 所以, 与其说鲁甸M_S6.5地震发生在包谷垴-小河断裂, 倒不如说鲁甸M_S6.5地震导致了某某断层(群)。

关于这次地震的成因, 主流认识为该区域NE-SW向的相对拉展和NW-SE向的相对挤压作用。也有人认为发生在小江断裂带上的1733年M7强震和发生在则木河断裂带上的1850年M7强震对这次地震的发生有积极影响(程佳等, 2014)。如果发震断层仅为NW-SE向的包谷垴-小河断裂, 那么这种区域应力场特征为此提供解释毋庸置疑。但是, 事实上地震序列的断层呈辐射状。1个辐射状的断层分布似乎无法用简单的NE-SW向的相对拉展和NW-SE向的相对挤压作用所解释。如果在辐射中心添加1个垂直于地表的作用, 或许更容易被接受。很幸运, 在鲁甸M_S6.5地震附近的1组不够完美的重力观测可能为此提供些许证据。石磊等(2014)利用距鲁甸M_S6.5地震较近的6个重力测点在2014年3— 6月期间的重力变化反演了当地地下介质的密度变化, 发现在昭通-鲁甸断裂带两侧存在密度差分别为-4.9 × 10^-5g/cm³和7.0× 10^-5g/cm³的等效源。这种密度的变化必然为该区域提供垂直作用力。另外我们注意到, 地震大多发生在地下15km以上, 且10km上下和地表附近最多(图4), 这种特征似乎暗示着垂直作用的存在。最后, 或许震中区的张性裂缝也是垂直作用的表现(Xu et al., 2015; Li et al., 2015)。因此, 认为这次地震或发震断层的形成除水平应力场的作用之外, 源于当地地下介质密度变化产生的垂直作用是不可忽视的动因。

综上所述, 鲁甸M_S6.5地震震后210d的地震活动表明, 这个序列的空间分布可以分为4个区域, 分别对应于4个走向和大小都不同但倾角近乎90° 的断层。这4个断层与当地固有断层一起构成以震中为中心的辐射状构造, 而辐射中心区域下地壳物质密度的变化可能是这次地震的主要动因。

致谢 地震科学探测台阵项目为巧家台阵提供了6台甚宽带地震仪。