Are there links between the localized deformation in the northeastern section of Wenchuan earthquake source zone and the May 25，2008 Qingchuan strong aftershock?
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摘要: 2008年汶川地震之后，通过InSAR观测到青川县木鱼镇附近存在一个长约为15 km、宽约为10 km、地表位移数十厘米的局部形变区。前人分析认为，该形变区是由MS6.4的青川强余震造成的，但拟合地表形变数据所采用的震源深度和震源机制解与地震学反演的结果具有较大差异。本文利用远震体波和瑞雷波振幅谱进一步测定了青川强余震的震源深度和震源机制解，计算了此次事件造成的地表位移场，认为青川强余震并非造成木鱼镇地区局部形变的直接原因，并讨论该局部形变区可能的成因。Abstract: A localized deformation zone near Muyu town of Qingchuan county was observed on the InSAR interferograms of the great 2008 Wenchuan earthquake. The Muyu deformation zone was about 15 km long and 10 km wide, with line of sight displacement up to dozens of centimeters. Some researchers proposed that the deformation zone is caused by a strong aftershock （MW6.1） in Qingchuan county on May 25, 2008, and they adopted seismic source parameters very different from seismic inversions. To verify reliability of the seismic source inversions, we use teleseismic body wave and local Rayleigh wave spectra to constrain focal depth and fault plane of the strong aftershock. Thereafter, we compute ground displacement and proposed that the aftershock was not the direct cause of the localized deformation zone. Then we discuss some candidate mechanisms which might explain the localized deformation.
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Keywords:
- focal depth /
- source mechanism /
- ground deformation /
- InSAR
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引言
2008年5月12日汶川MS8.0地震及其大量余震具有高度的复杂性，是研究板内地震灾害的重要震例。大量的地震学、大地测量学和地质学研究表明：汶川主震破裂起始于映秀附近，沿多条断层向北东方向传播，破裂长度约为300 km，至青川附近终止；地表破裂长约为240 km，在震源区最东北端几十千米内未发现地表破裂；震源机制也从逆冲为主转变为走滑为主（王卫民等，2008；张培震等，2008）。汶川地震的余震具有数量多、强度大、类型复杂的特点。郑勇等（2009）研究了MW≥5.6余震的震源机制解，发现多数余震为逆冲型和走滑型，少数具有正断分量。如表1中的美国全球矩张量项目数据中心（The Global Centroid-Moment-Tensor Project，简写为GCMT）结果所示（GCMT，2008），汶川地震序列中有两次MW＞6.1的强余震，其中一次发生于主震当日，位于震源区南端；另一次发生于5月25日，位于震源区东北端的青川县（以下简称此次地震为青川强余震）。通过InSAR观测得到的地表位移场为解释汶川地震序列的复杂过程提供了关键的信息（孙建宝等，2008；Hao et al， 2009 ；Shen et al，2009 ；Tong et al，2010 ），而地表位移场是主震和余震共同作用的结果，区分InSAR位移场中的主震和余震贡献是准确反演震源参数的基础，近年来引起了许多学者的关注。
在2010年玉树MW6.9地震的研究中，Li等（2011）综合利用InSAR和地震远震体波数据分析了地表变形和震源破裂过程，认为断层西北端的破裂区应该为主震约1小时后的一次MW6.1强余震造成的。若不考虑余震破裂区的影响，InSAR观测到的破裂区则长达80 km，远大于MW7.0地震所对应的30—35 km的破裂长度，去除此次余震影响后，由InSAR反演得到的主震地震矩与地震学的对应结果更为接近。Elliot等（2010）研究了2008年1月9日改则MW6.4地震的InSAR地表位移场，指出该地震中的一次MW5.9强余震造成的影响不可忽视，结合正演和反演结果，得出了主震和强余震的断层位置和几何形态参数，较好地拟合了观测到的复杂地表运动特征。王家庆等（2016）研究也表明，改则地震MW5.9强余震的影响必须给予考虑。在汶川地震的InSAR地表位移场研究中，Hashimoto等（2009）发现汶川地震破裂区东北端存在一个局部变形区，如图1所示，该区域呈北东走向，长约15 km，宽约10 km，InSAR观测的视线位移超过0.4 m。将该局部变形区显示在地图上，中心位于青川县木鱼镇附近，本文简称其为木鱼镇InSAR变形区。该区的位移形变场观测是通过2008年2月29日和2008年5月31日这两次InSAR数据处理得到的，反映了这个时间段内的位移场变化。通过对比正演位移场与InSAR观测位移场，Hashimoto等（2009）提出，木鱼镇InSAR变形区并非由汶川MS8.0主震破裂造成，而是由2008年5月25日的MW6.1青川强余震造成的。在该正演模拟中，假定震源机制为逆冲型，长度和宽度均为8 km，断层顶部距地表为2 km，滑移量为1 m且均匀分布。其所假定的震源模型与GCMT （2008）给出的结果有很大差异，后者的深度约为27 km、震源机制解接近纯走滑。但GCMT （2008）结果的质心位置及吕坚等 （2008）基于双差重定位的起始位置如图1所示，均显示青川强余震位于木鱼镇局部变形附近，推测二者可能存在关联。
为了拟合木鱼镇InSAR变形区地表位移场数据，Hashimoto等（2009）考虑青川强余震是一个浅源逆冲型地震。由于GCMT测定使用了很长周期的地震波反演震源参数，其得到的震源深度（质心深度）可能存在较大误差，且通常指定震源深度至少为12 km，有可能导致浅源地震（0—10 km）的震源深度未能得到准确测定，故对GCMT测定的深度和机制解提出质疑。但GCMT所给出的震源断层面角度（走向、倾角和滑动角）往往比较可靠，误差一般在15°以内（Frohlich，Davies，1999；钱韵衣，倪四道，2016），误将逆冲型机制反演成走滑机制的可能性较低。当震源深度偏差很大时，假设青川强余震为浅源地震（0—10 km），则不能排除其震源机制解存在较大误差的可能。
为了判断木鱼镇InSAR变形区与青川强余震的关系，需重新测定此次余震的深度及震源机制解。本文拟采用对深度敏感的远震体波数据和近震瑞雷波振幅谱数据反演青川强余震的深度，重新反演震源机制解，并计算其造成的地表位移场，与木鱼镇InSAR形变区观测数据对比，探讨该局部形变的可能成因。
1. 青川MW6.1强余震的震源深度及震源机制解
青川强余震发生于北京时间2008年5月25日16时21分(表1），震中位于汶川主震区东北端的青川县木鱼镇一带，为四川、陕西、甘肃3省交界地区。此次余震测定震级为MW6.1 （MS6.4），是5月13日后矩震级最大的余震。汶川主震在青川县已经造成严重损失，木鱼镇是极重灾区，整个镇已基本夷为平地，仅部分房屋未倒塌。此次强余震进一步加重了灾害，造成多人死亡、近千人受伤，原部分幸存房屋倒塌，广元、西安、成都、重庆等地有强烈震感。地震的灾害分布表明青川强余震震中位于木鱼镇附近，而且极震区面积较大，王德才等（2013）推测此次地震震源偏深。
GCMT （2008），郑勇等（2009）和郭祥云等（2010）等数据结果指出此次强余震震源较深，且基本为走滑机制，但是他们给出的断层面角度差异达20°、深度差异超过10 km，具体详见表2。由于远震体波中包含直达体波、地表反射体波（pP，sP，sS等），对于震源深度判定敏感，且远震格林函数受三维结构影响较小，故被广泛应用于震源深度测定和震源机制解反演（Stein，Wiens，1986；吴忠良，臧绍先，1991；张勇等，2008；韦生吉，2009）。为判断数据的可靠性，本文采用远震体波数据约束震源深度及震源机制解，并利用近震瑞雷波振幅谱进一步验证震源深度的准确性。
我们从地震学联合研究会（Incorporated Research Institutions for Seismology，简写为IRIS ）下载了GSN台网中信噪比较高的远震台站（震中距30°—90°）波形数据（IRIS，2008），台站分布如图2a所示，对其波形数据进行去倾斜、去仪器响应等预处理后，基于理论到时，截取P波的垂向分量和SH波的切向分量，进行带通滤波（带宽0.01—0.07 Hz）处理。测试结果表明：更高频（＞0.07 Hz）的远震体波信号复杂，其受到了地球内部中小尺度异常结构的影响，使用基于简单一维模型合成的理论波形图难以很好地进行解释（Chen et al，2015 ）。对于MW6.0左右的地震，震源持续时间约为3 s，远低于滤波0.07 Hz所对应的约为14 s的周期，故此点源近似条件基本成立。本文采用远震CAPtel算法进行震源参数反演。该方法借鉴了Zhao和Helmberger （1994）的近震CAP算法，使用Kichuchi和Kanamori （1991）的体波程序计算格林函数，通过格点搜索最优震源深度和断层解（Zhan et al，2012 ）；采用了Qian等（2017）研究2008年汶川地震时的速度结构模型来计算格林函数。本文CAPtel搜索过程中，设置深度间隔为1 km，断层面角度间隔为1°。
CAPtel反演结果如图2b所示，震源深度在19 km时，波形拟合残差最小。如图3所示，当深度为19 km时，多数台站的P波和SH波得到了较好的拟合。此深度对应震级为MW6.04，震源机制解接近纯走滑型，节面走向为64°，倾角为80°，滑动角为174°，或者走向为155°，倾角为84°，滑动角为10°，与GCMT （2008）的结果较为接近。但是，本文得到的质心深度比GCMT的深度浅了8 km，与郑勇等（2009）利用近震CAP反演得到的质心深度比较接近。中国地震台网中心（2008）或吕坚等（2009）给出的起始深度分别为14和19 km，也比GCMT给出的质心深度浅很多。即使考虑到起始深度和质心深度的物理含义不同，但是MW6.0地震破裂尺度约为10 km，质心深度和起始深度的差异也应小于5 km。
为了更直观地展示远震体波对于深度的敏感性，利用中亚的ABKT台，该台具有噪声低、数据质量高、方位角远离P波节面的优势，我们对比了该台不同深度的理论P波波形和观测波形，如图4所示。该台的P和sP波清晰可见，两者之间的到时差与深度有密切关系，在深度为20 km时，理论和观测波形符合程度高。理论地震图中的pP波幅度均较弱，是由于ABKT台的P波震源球中pP投影点（P波投影点的反方向）比较接近两个节面的交叉点（图3），故其辐射强度低。而在实际数据的波形上，pP波也比较弱，表明本文的震源机制解是合理的。
为了进一步确认震源深度，我们还分析了青川强余震的瑞雷波振幅谱。Tsai和Aki （1970）的研究表明，瑞雷波振幅谱对于震源深度敏感。在此基础上，Jia等（2017）通过计算不同深度的理论瑞雷波振幅谱，并与观测到的振幅谱进行对比，更准确地反演了震源深度。在使用该方法时，首先需要确认波形记录中的瑞雷波震相。由于恩施宽频地震台站的方位与青川强余震的节面走向有一定夹角，有利于瑞雷波的激发，因此本文选取该台波形质量好的数据来测量瑞雷波振幅谱。为确认恩施台记录到的清晰瑞雷波，我们将径向分量与90°相移后的垂向分量（通过希尔伯特变换实现）进行对比，如图5所示，二者重合度很好，与瑞雷波的椭圆偏振特征相符。而后，我们利用CPS软件包中的do_mft程序测定了瑞雷波振幅谱，从图6可以看出瑞雷波在约为28 s时振幅很小，而两侧的能量较大，符合频谱极小点特征。基于反演得到的震源机制解，我们使用CPS软件包中的sprep96，sdisp96和sregn96等程序，计算得到了震源深度与振幅极小点周期的关系，如图7所示，随着深度的增加，极小点的周期随之变长，与Langston （1980）给出的震源深度与极小值的关系（波长基本正比于深度）的结论基本一致。根据观测到的28 s频谱极小点周期，估计震源深度约为17 km，与前面得到的19 km深度接近。考虑到频谱极小点周期的测量可能有1—2 s的误差（图6），对应的深度误差为2 km左右，因此瑞雷波振幅谱方法与体波方法所测得的深度是比较一致的。
综合远震体波反演得到的震源深度为19 km，瑞雷波振幅谱得出的为17 km，存在2 km的误差，我们认为此次地震震源深度为（18±2） km。而GCMT的质心深度为27 km，可能太深，Hashimoto等（2009）的2 km深度太浅。地震学反演得到的震源机制解均主要为走滑型（郑勇等，2009；郭祥云等，2010），而非Hashimoto 等（2009）所假定的逆冲型。
2. 青川强余震的地表位移场正演
在得到了震源机制解和震源深度的估计值后，可以正演计算理论的InSAR地表位移场，并与观测值进行对比。使用Wang （2009）的程序，计算三分量静态位移场，然后按照孙建宝等（2008）的式（1）将其投影到卫星观测视线矢量上。与Okada （1985）算法只能处理半空间速度模型不同，Wang （2009）的算法可以计算水平分层速度结构模型，从而获得更为准确的结果。在计算过程中，采用的震源断层面的走向、倾角和滑动角分别为59°，84°和178°，速度结构模型与反演震源参数时的模型一致（表3）。采用长为8 km、宽为8 km、滑移量为1 m的均匀位错模型，且假定断层走向北东，与Hashimoto 等（2009）一致。为测试震源深度对地表位移场的影响，我们在10—25 km的深度范围内每5 km进行1次计算（图8）。可以看出，随着深度逐渐变大，地表位移场显著变弱，从深度为10 km的最大幅度约为6 cm减弱到深度为25 km时的幅度约为1 cm，与理论预期静态位移的随深度平方反比下降基本一致（Aki，Richards，2002）。因此，对应于地震学反演得到的震源深度为19 km，青川强余震地表位移最大幅度也就略大于1 cm，远小于观测到木鱼镇形变区几十厘米的幅度。计算过程中假定了断层面为GCMT （2008）中走向为59°的节面，而同时采用另一个走向为149°的节面计算得到的结果类似。在未来的研究中，可以利用近年来发展的地震破裂方向性测定方法（秦刘冰等，2014；He et al，2015 ；He，Ni，2017），判定青川强余震的发震断层，从而更准确地计算地表形变。
3. 讨论与结论
近震、远震的体波和面波均表明青川余震为较深（18±2） km的走滑地震，而非Hashimoto等（2009）认为的浅源逆冲地震。基于文中参数的正演计算，可以发现2008年5月25日的青川MW6.1强余震造成的InSAR视线向位移仅为1 cm 左右，远小于观测到形变量。因此，该事件不能解释形变位移幅度较大的木鱼镇局部形变。中国地震台网中心（2008）和GCMT （2008）均表明，汶川地震之后到2008年5月31日期间，木鱼镇附近的其它余震小得多，全部累加起来也远远不足以造成数十厘米的地表形变。木鱼镇局部形变的成因还有可能是同震形变或者震后缓慢形变。
在汶川地震的震源区东北端，虽然没有发现地表破裂，但是早期余震一直延续到陕西青木川镇附近（黄媛等，2008；吕坚等，2008），推测同震破裂范围也到达了木鱼镇以北。不少研究者也假定InSAR观测到的2008年5月31日之前的形变由汶川主震造成，并反演了地震位错分布（Tong et al，2010 ）。但是木鱼镇附近的拟合残差较大，有可能是由于使用了比较简化的近乎直立的断层导致的。如何从地震波形中确认对应于木鱼镇形变区的地震破裂子事件，是具有挑战的事情。由于汶川主震的早期破裂能量强，其后续地震波有可能掩盖了后期的较弱破裂子事件。也许可以通过密集台阵叠加的方法，确认或者排除是否由同震破裂子事件造成了木鱼镇局部形变。
另外一种可能性是汶川主震或者青川强余震的深处破裂引发浅部岩层的形变，导致了木鱼镇形变区。2016年2月的台湾美浓MW6.4地震提供了类似的案例（Huang et al, 2016 ）。地震波及GPS数据研究表明，美浓主震破裂深度范围为15—20 km，但是InSAR观测远超主震预测的形变，反演结果表明仅存在深度5—10 km范围的浅处形变。结合震源区的层析成像结果，Huang 等（2016）认为深部的主震引发了浅处软弱岩石的非震缓慢形变，可由InSAR观测到，但是地震波没有记录到。这个案例表明震后形变的复杂性，而非以前研究中经常假定的震后形变和主震形变相比很弱的情形。有可能木鱼镇形变区也发生了类似的过程，但是由于缺乏近距离动态GNSS观测，InSAR观测的时间间隔太长，尚难定量研究这种可能性。如果确实如此，那么使用InSAR数据反演汶川主震过程时，则需要非常小心，以厘清同震过程和震后过程的贡献。为此，需要在强震危险区架设并址观测的地震台和GNSS观测站以观测快速的同震形变和缓慢的震后形变，也需进一步缩短InSAR重访周期，以提升时间分辨率。
同时，汶川余震中还有不少MW＞5.6的余震，其中部分浅源余震（罗艳等，2010）也有可能造成显著的地表形变。本文仅对2008年5月25日强余震和木鱼镇局部形变区开展了初步的研究，此后还将对其它较强余震和地表形变关系开展更为系统的研究。
表 1 汶川强余震目录Table 1. Catalog of strong aftershocks of the Wenchuan earthquake序号 发震时刻 （UTC） 震中位置 震源
深度/kmMS MS7 mL mb mB MW 年-月-日 时：分：秒 东经/° 北纬/° 1 2008-05-12 06：43：14 103.82 31.27 14 6.3 5.9 5.7 6.2 6.3 2 2008-05-12 06：54：16 103.59 31.26 13 5.8 5.8 5.3 5.8 6.2 3 2008-05-12 11：11：01 103.67 31.26 14 6.3 6.2 5.8 5.8 6.2 6.1 4 2008-05-13 07：07：08 103.42 30.95 14 6.1 5.9 5.7 5.6 6.0 5 2008-05-17 17：08：24 105.08 32.20 13 6.1 5.9 5.9 5.5 6.1 6 2008-05-25 08：21：47 105.48 32.55 14 6.4 6.2 6.3 5.7 6.1 6.1 7 2008-07-24 07：09：27 105.61 32.76 10 6.0 5.6 5.7 5.7 5.7 8 2008-08-01 08：32：41 104.85 32.02 14 6.2 6.0 5.9 5.6 6.1 9 2008-08-05 09：49：15 105.61 32.72 13 6.5 6.3 6.0 5.8 6.3 6.0 注：表中序号为3，6，9的数据来自GCMT （2008），其余来自中国地震台网中心 （2008）。 表 2 2008年5月25日青川MW6.1余震震源参数对比Table 2. The source parameters of the May 25，2008 MW6.1 Qinchuan aftershock from various authors or agencies数据来源 震中位置 深度/km 节面Ⅰ 节面Ⅱ 东经/° 北纬/° 走向/° 倾角/° 滑动角/° 走向/° 倾角/° 滑动角/° GCMT （2008） 105.45 32.57 27 59 84 178 149 88 6 郑勇等 （2009） 105.39 32.62 18 63 64 −171 329 82 −26 郭祥云等 （2010） 251 74 170 344 80 16 吕坚等 （2008） 105.37 32.62 19* 中国地震台网中心 （2008） 105.48 32.55 14* 注：深度为质心深度，标*为破裂起始深度。 表 3 理论地震图及地表形变使用的速度结构模型Table 3. Crustal structure used in this study底部深度/km vP/(km·s−1） vS/（km·s−1） 密度/（103 kg·m−3） 1 2.50 1.00 1.20 2 4.00 2.10 2.40 22 6.10 3.50 2.75 42 6.30 3.60 2.80 46 7.20 4.00 3.10 ∞ 8.00 4.47 3.35 ![]()
图 1 汶川地震震源区东北端InSAR位移场及余震分布(修改自Hashimoto et al，2009 )Figure 1. Deformation observed by InSAR and after-shocks (circles) in the northeastern section of Wenchuan earthquake source zone（modified from Hashimoto et al, 2009 ）![]()
图 2 青川强余震及用于震源参数反演的远震台站分布（a）和波形拟合残差随深度分布（b）Figure 2. Teleseismic stations and the Qingchuan strong aftershocks （a） as well as waveforms misfit versus depth （b）![]()
图 3 青川强余震震源机制解及CAPtel反演后的远震体波观测波形（黑色）与理论波形（红色）对比图台网及台站代号标记在波形左侧上方，台站下方分别为震中距/方位角，波形下方的两行数字分别为波形对齐所需的时移 （上行）和相关系数百分值 （下行）Figure 3. Comparison between observed (black) and synthetic (red) seismograms after the CAPtel inversion of the Qingchuan strong aftershock.Seismic network and stations are labeled to the left of the traces，while epicentral distance and azimuth are displayed below the station code，time shift （above） and percentile of cross correlation coefficient （below） are displayed under the waveforms![]()
图 4 ABKT地震台的远震直达P波及其深度震相观测与理论波形对比P波按照实际到时对齐，理论地震图所使用的深度标记于波形的下方Figure 4. Observed and synthetic P，pP and sP for station ABKTThe waveforms are aligned on onset of P wave，and the focal depth used in synthetics are displayed below each trace![]()
图 5 恩施地震台的三分量波形对比Figure 5. Comparison among radial，tangential and vertical waveform recorded by station ENH![]()
图 6 恩施台的振幅谱 （a），频散曲线测量图 （b） 以及时间域地震波形图 （c）Figure 6. Spectral amplitude versus period （a），group velocity versus period （b） and seismograms （c） at station ENH![]()
图 7 恩施台的瑞雷波频谱极小点周期与震源深度的关系Figure 7. The dependence of period at spectral null and focal depth![]()
图 8 不同质心深度时的InSAR位移场断层位错上端点深度分别为 6.02 km （a）， 11.02 km （b）， 16.02 km （c）及21.02 km （d）Figure 8. Prediction InSAR deformation with different depthsThe depth of the upper edge of the ruptured fault is placed at 6.02 km （a），11.02 km （b）， 16.02 km （c） and 21.02 km （d），respectively -
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图 1 汶川地震震源区东北端InSAR位移场及余震分布(修改自Hashimoto et al，2009 )
Figure 1. Deformation observed by InSAR and after-shocks (circles) in the northeastern section of Wenchuan earthquake source zone（modified from Hashimoto et al, 2009 ）
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图 2 青川强余震及用于震源参数反演的远震台站分布（a）和波形拟合残差随深度分布（b）
Figure 2. Teleseismic stations and the Qingchuan strong aftershocks （a） as well as waveforms misfit versus depth （b）
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图 3 青川强余震震源机制解及CAPtel反演后的远震体波观测波形（黑色）与理论波形（红色）对比图
台网及台站代号标记在波形左侧上方，台站下方分别为震中距/方位角，波形下方的两行数字分别为波形对齐所需的时移 （上行）和相关系数百分值 （下行）
Figure 3. Comparison between observed (black) and synthetic (red) seismograms after the CAPtel inversion of the Qingchuan strong aftershock.
Seismic network and stations are labeled to the left of the traces，while epicentral distance and azimuth are displayed below the station code，time shift （above） and percentile of cross correlation coefficient （below） are displayed under the waveforms
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图 4 ABKT地震台的远震直达P波及其深度震相观测与理论波形对比
P波按照实际到时对齐，理论地震图所使用的深度标记于波形的下方
Figure 4. Observed and synthetic P，pP and sP for station ABKT
The waveforms are aligned on onset of P wave，and the focal depth used in synthetics are displayed below each trace
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图 5 恩施地震台的三分量波形对比
Figure 5. Comparison among radial，tangential and vertical waveform recorded by station ENH
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图 6 恩施台的振幅谱 （a），频散曲线测量图 （b） 以及时间域地震波形图 （c）
Figure 6. Spectral amplitude versus period （a），group velocity versus period （b） and seismograms （c） at station ENH
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图 7 恩施台的瑞雷波频谱极小点周期与震源深度的关系
Figure 7. The dependence of period at spectral null and focal depth
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图 8 不同质心深度时的InSAR位移场
断层位错上端点深度分别为 6.02 km （a）， 11.02 km （b）， 16.02 km （c）及21.02 km （d）
Figure 8. Prediction InSAR deformation with different depths
The depth of the upper edge of the ruptured fault is placed at 6.02 km （a），11.02 km （b）， 16.02 km （c） and 21.02 km （d），respectively
表 1 汶川强余震目录
Table 1 Catalog of strong aftershocks of the Wenchuan earthquake
序号 发震时刻 （UTC） 震中位置 震源
深度/kmMS MS7 mL mb mB MW 年-月-日 时：分：秒 东经/° 北纬/° 1 2008-05-12 06：43：14 103.82 31.27 14 6.3 5.9 5.7 6.2 6.3 2 2008-05-12 06：54：16 103.59 31.26 13 5.8 5.8 5.3 5.8 6.2 3 2008-05-12 11：11：01 103.67 31.26 14 6.3 6.2 5.8 5.8 6.2 6.1 4 2008-05-13 07：07：08 103.42 30.95 14 6.1 5.9 5.7 5.6 6.0 5 2008-05-17 17：08：24 105.08 32.20 13 6.1 5.9 5.9 5.5 6.1 6 2008-05-25 08：21：47 105.48 32.55 14 6.4 6.2 6.3 5.7 6.1 6.1 7 2008-07-24 07：09：27 105.61 32.76 10 6.0 5.6 5.7 5.7 5.7 8 2008-08-01 08：32：41 104.85 32.02 14 6.2 6.0 5.9 5.6 6.1 9 2008-08-05 09：49：15 105.61 32.72 13 6.5 6.3 6.0 5.8 6.3 6.0 注：表中序号为3，6，9的数据来自GCMT （2008），其余来自中国地震台网中心 （2008）。 
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表 2 2008年5月25日青川MW6.1余震震源参数对比
Table 2 The source parameters of the May 25，2008 MW6.1 Qinchuan aftershock from various authors or agencies
数据来源 震中位置 深度/km 节面Ⅰ 节面Ⅱ 东经/° 北纬/° 走向/° 倾角/° 滑动角/° 走向/° 倾角/° 滑动角/° GCMT （2008） 105.45 32.57 27 59 84 178 149 88 6 郑勇等 （2009） 105.39 32.62 18 63 64 −171 329 82 −26 郭祥云等 （2010） 251 74 170 344 80 16 吕坚等 （2008） 105.37 32.62 19* 中国地震台网中心 （2008） 105.48 32.55 14* 注：深度为质心深度，标*为破裂起始深度。
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表 3 理论地震图及地表形变使用的速度结构模型
Table 3 Crustal structure used in this study
底部深度/km vP/(km·s−1） vS/（km·s−1） 密度/（103 kg·m−3） 1 2.50 1.00 1.20 2 4.00 2.10 2.40 22 6.10 3.50 2.75 42 6.30 3.60 2.80 46 7.20 4.00 3.10 ∞ 8.00 4.47 3.35
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期刊类型引用(1)
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