引言

安宁河断裂带位于川滇菱形地块以东，南接则木河断裂（图1）。两条断裂带共同构成川滇菱形地块和华南地块的边界带。由于地块间的相互作用，断裂系以左旋走滑运动为主，北侧鲜水河断裂北西西向的走滑运动被南北走向的安宁河—则木河以及相邻的大凉山等断裂吸收，造成该区地震多发（易桂喜等，2008；张培震，2008；祝爱玉等，2015）。以往应用GPS的断层闭锁研究显示，川滇菱形地块东边界整体左旋走滑速率较高（赵静等，2015；Jiang et al，2015；宋剑等，2016；朱良玉，蒋锋云，2018）。这使得安宁河断裂能量积累较快，且多以地震的形式释放能量（程佳等，2011）。该区也成为地震危险性研究的热点地区（吴微微等，2017；徐晶等，2019；Cheng et al，2021）。

图  1  研究区地质构造、台站和地震事件分布

F₁：鲜水河断裂；F₂：汶川—茂县断裂；F₃：大凉山断裂；F₄：安宁河断裂；F₅：则木河断裂；F₆：丽江—小金河断裂

Figure  1.  Geologic setting，location of the stations and earthquakes

F₁：Xianshuihe fault；F₂：Wenchuan−Maoxian fault；F₃：Daliangshan fault；F₄：Anninghe fault； F₅：Zemuhe fault；F₆：Lijiang-Xiaojinhe fault

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断层滑动速率是研究断裂带地震危险性的关键指标之一（李姜一等，2020；李乐等，2021）。通过GPS速度场反演断裂带运动速率是目前滑动速率研究的主要方法。GPS数据具有精度高，观测尺度大的优势。然而基于GPS得到的断层滑动速率仅体现了断层在地表的运动，其深部运动可能与地表存在差异。并且由于安宁河断裂带区域观测条件恶劣，难以获得高分辨率的形变观测数据（李姜一等，2020）。而重复地震相关研究的发展，为断裂带深部运动提供了新的研究途径（Nadeau，McEvilly，1999）。重复地震被定义为发生在断层相同位置，波形和震源机制高度一致的一组地震事件。有研究认为凹凸体的重复破裂产生重复地震（Uchida，Bürgmann，2019），利用重复地震研究凹凸体的时空变化，可获得断层深部运动行为（孙庆山，李乐，2018）。重复地震的这种特性使其成为研究断层深部滑动速率的有效手段。

目前重复地震已被广泛应用于断层深部滑动速率的研究（Li et al，2007，2011；李乐等，2008，2013，2015；李乐，陈棋福，2010；高朝军等，2017；孙庆山，李乐，2020；Zhang et al，2022）。发生在断层相同位置是重复地震的基本特征。在波形互相关的基础上，计算地震破裂半径并通过地震精定位确保地震破裂面重叠是识别重复地震的有效手段（Li et al，2007）。断层深部滑动速率的研究需对微小地震事件进行重复地震识别，多数地震破裂半径仅为数十米。当台站分布不均匀时，定位精度难以满足重复地震识别条件（王伟涛，王宝善，2011）。对此，Li等（2011）提出了利用S−P相对到时差约束地震相对位置的方法，并将该方法应用于龙门山断裂、小江断裂、鲜水河断裂、红河断裂等地区的重复地震识别和深部滑动速率研究中（Li et al，2011；李乐等，2013，2015，2021；孙庆山，李乐，2020）。该方法解决了由于台站稀少和分布不均匀导致的定位精度不足问题。然而利用震相走时残差约束地震相对距离的方法对震相到时的准确度要求较高，提高震相拾取精度是保证重复地震识别可靠性的关键。

2013年至2019年间，布设在安宁河断裂带地区的西昌流动宽频带地震台阵（图1）积累了丰富的地震波形资料。西昌台阵和周边固定台对安宁河断裂带形成良好的覆盖，为本研究提供了有力的数据支撑。本文拟利用波形互相关方法对相似地震进行识别，并对震相到时进行校正，以保证震相拾取的可靠性；随后利用S−P相对到时差约束地震相对位置，筛选重复地震；最后利用重复地震计算安宁河断裂带及周边地区的深部滑动速率，并结合研究区已有研究成果进行讨论，以期为该区断层结构和地震危险性研究提供参考。

1.   数据和方法

1.1   数据

本研究搜集了2013年至2019年西昌台阵和周边固定台记录的地震波形数据和震相报告。其中西昌台阵由33个宽频带流动地震台站组成，平均台间距约20 km （图1）。选择区内固定台14个，与西昌台阵相结合共同对研究区内断裂带和近震事件形成良好的覆盖。研究整理得到地震事件共1万3833次，图1展示了研究区内近震事件位置和震级的分布情况。波形记录的采样率为100 Hz，选取M_L1.0以上地震事件，共4342个以确保波形质量和结果的可靠。同时对波形进行1—10 Hz的带通滤波（Ma et al，2014）。

1.2   重复地震识别

发生在断层相同位置的重复地震在同一台站接收到的波形具有高度一致的震源机制和传播路径，波形通常相似（Uchida，Bürgmann，2019），因此波形互相关方法是识别重复地震的有效手段。本文采用波形互相关方法对相似地震进行识别。基于地震事件可靠性和计算速度的考量，仅对有四个及以上相同台站记录到的地震对进行互相关计算。将地震对的波形三分量均加入到计算过程中。其中垂直分量截取直达P波前后2 s，两水平分量截取直达S波前2 s和后4 s （宿君，2020）。由于用到的P波和S波震相直接读取自震相报告，为了保证震相到时准确，采用滑动时窗互相关的方法对震相到时进行校正；然后计算波形相关系数；最后取三分量相关系数的平均值作为互相关计算结果。当一对地震事件存在一个台站相关系数大于0.9时，即可判定为相似地震对（Schmittbuhl et al，2016；Hayward，Bostock，2017）。

波形相关系数不仅受地震相对位置影响，诸如台站方位角、震中距、速度结构等因素也会影响互相关结果（Gao et al，2021）。因此仅靠波形相似不足以判断是否为重复地震。由重复地震定义可知，地震破裂面积的重叠是判断重复地震的重要指标，根据圆盘破裂模型（图2），当地震相对距离dx小于地震对破裂半径r_i与r_j之和，即dx＜r_i＋r_j时，可认为地震对破裂面积重叠。因此有必要约束地震相对位置和估算破裂半径。

图  2  地震对破裂面重叠示意图（修改自 Li et al，2011）

Figure  2.  Overlap of the source ruptures （modified from Li et al，2011）

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对于识别到的相似地震对，可依据Kanamori和Anderson （1975）给出的地震矩经验关系式

估算破裂半径，式中：$ {M}_{0} $为标量地震矩，可通过Abercrombie （1996）给出的地方震级与地震矩的关系式估算，即

$ \Delta \sigma $代表应力降，其值参考以往川滇地区应力降研究成果取固定值4.5 MPa （孙吉泽，2019）；r为破裂半径。

由于本研究识别出的相似地震多分布于台阵边缘，台阵分布难以保证地震定位精度。因此采用S−P相对到时差约束地震相对位置（Li et al，2011），而且我们已通过互相关方法对P，S波到时差进行了校正，相似地震对的相对距离$ {\rm{d}}x $则可利用校正后的P波和S波相对到时差$ \Delta {t}_{\mathrm{S}-\mathrm{P}} $进行约束，两者关系为

式中，$ {v}_{\mathrm{P}} $为P波速度，$ \gamma $为P与S波速比。根据李乐等（2015）在鲜水河断裂进行的重复地震研究，取$ {v}_{\mathrm{P}} $＝6.0 km/s，$ \gamma $＝1.7。由式（3）即可得到地震相对距离$ \mathrm{d}x $。同时，由于本文单独对P，S震相计算互相关，可能存在相关系数高但P，S波相对到时差相差较大的相似地震对。这种方法可同时将P，S波到时差相差较大的相似地震对筛掉，使结果更为可靠。

上文所得相似地震对中符合dx＜r_i＋r_j条件即可判定为重复地震对。最后，共得到705对重复地震对。重复地震对之间有事件重叠的可划分为重复地震组。将重复地震对进一步划为289组重复地震组。为了计算断裂带深部年平均滑动速率，删除持续时间小于一年且事件个数不足三个的组，最终得到10组重复地震，列于表1。

表  1  10组重复地震及其对应的深部滑动速率

Table  1.  Deep slip rate computed from 10 repeating earthquake groups

地震组	发震时间（UTC）	北纬/°	东经/°	震源深度/km	事件次数	ML	滑动速率/（mm·a−1）
	年-月—年-月
S01	2013-05—2014-09	29.841 9	102.413 0	14.155 3	3	1.4—1.8	4.37±0.65
S02	2013-06—2014-11	29.844 7	102.417 7	5.167 0	3	1.5—2.4	5.13±2.95
S03	2014-05—2017-11	27.906 3	101.323 0	3.333 0	3	1.8—2.8	2.03±1.54
S04	2014-05—2017-12	27.915 9	101.320 6	3.361 3	12	1.6—2.8	8.46±2.34
S05	2014-05—2017-09	27.918 9	101.316 1	7.046 3	5	1.7—2.4	3.59±1.98
S06	2014-05—2017-12	27.947 4	101.314 5	12.582 0	3	1.8—2.8	2.06±0.90
S07	2014-08—2016-11	27.926 5	101.286 5	7.150 0	3	1.7—1.8	2.34±1.42
S08	2014-10—2016-03	27.928 4	101.302 3	6.934 5	3	1.7—2.6	3.84±2.57
S09	2016-01—2018-07	30.011 9	102.446 9	8.276 2	8	1.1—2.5	6.09±1.91
S10	2017-06—2019-01	28.966 4	102.259 3	9.182 0	3	1.1—1.4	2.30±1.54

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以重复地震组S09为例，共包含8个事件，复发持续时间两年以上。XGP是位于大凉山断裂北段东侧的固定台站，图3显示的是该组重复地震在XGP台站的三分量波形。从波形叠加图上可以直观地看出波形相似度较高。

图  3  重复地震组S09 在 XGP 台站记录的东向（a）、北向（b）和垂向（c）分量的归一化波形

直达 P 波在 0 时刻对齐，各通道图中最下方波形为该通道全部波形的叠加。用于互相关 计算的波段被标红

Figure  3.  Normalized EW component （a），NS component （b） and vertical component （c） waveforms of repeating earthquake group S09 recorded in XGP permanent station

The P phases are aligned at time zero，the bottom traces in the three channels display the stacked waveforms，and the bands marked red are used to calculate cross-correlation

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1.3   断裂带深部滑动速率估算和地震重定位

根据地震矩定义（Aki，1966），断裂带每次破裂滑动量$ d $可以表示为

式中，µ为剪切模量，取3×10¹⁰ N/m²。再对重复地震发震周期内的累积滑动量做年线性拟合即可得到断裂带深部滑动速率。表1中展示了由10组重复地震估算得到的滑动速率值，最低为2.03 mm/a，最高为8.46 mm/a。

利用双差定位法（Waldhauser，Ellsworth，2000）进行重定位研究。首先采用共轭梯度法对本研究所用近震目录进行重定位；然后利用奇异值分解的方法对每组重复地震分别进行相对定位，对各重复地震组内地震事件的经纬度和震源深度取平均，作为重复地震组的发震位置（表1）；最后得到10组重复地震的重定位结果和相应位置的断层滑动速率，以及研究区内地震事件的重定位结果（灰色圆圈），如图4所示。对近震目录重定位结果显示，地震集中发生在两个位置，安宁河断裂、鲜水河断裂以及大凉山断裂的交会区和木里地区。其中，鲜水河断裂与安宁河断裂交会区域为主要发震区。研究区所在的川西地区本就是川滇菱形地块、松潘—甘孜地块和华南地块的交会区域，构造环境复杂。而鲜水河与安宁河断裂的交会区是整个断裂系由北西西向左旋走滑运动向近南北向运动转换的场所，以致该区域地震活动高发。木里地区地震的集中发生与区内的锦屏水电站有关，后文会继续讨论。

图  4  重定位后的近震事件和重复地震分布以及断裂带深部滑动速率

Figure  4.  Relocation of the near earthquakes and repeating earthquakes，and fault deep slip rate

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2.   结果

重复地震基本都位于地震频繁发生的地区。其中重复地震组S01，S02，S09位于研究区北侧的泸定附近，靠近汶川—茂县断裂带西南段。S01与S02所得滑动速率值较为接近，分别为4.37 mm/a和5.13 mm/a。这两组重复地震发震时间均为2013—2014年。而由S09计算得到2016—2018年间的滑动速率为6.09 mm/a，大于S01和S02的滑动速率结果。以上结果可能反映了汶川—茂县断裂西南段不同时期的断层滑动速率。为探测断层垂直方向上的滑动速率分布情况，穿过木里震区沿北偏东30°方向构建AA′剖面，并将距剖面30 km范围内的地震和重复地震组投影到剖面上（图5a）。AA′剖面显示S01，S02，S09三组重复地震离散分布，震源深度分别约为14.2，5.2和8.3 km。三组重复地震发震位置上，地震事件较为稀疏，震源深度约在5—30 km范围内。

图  5  图4中各剖面上的重复地震震源深度分布、断层滑动速率和重定位后的震源深度结果

Figure  5.  Distribution of the focal depth of repeating earthquake，fault slip rate and the relocated seismicity on profiles shown in Fig. 4

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S10位于安宁河断裂带上的石棉和冕宁之间，属于安宁河断裂与鲜水河断裂交会区，地震事件密集。相应位置的滑动速率约为2.30 mm/a。DD′剖面垂直于AA′剖面且穿过S10 （图5d）。从AA′和DD′（图5a，d）剖面上可以看出，地震事件主要分布在10—35 km深度范围内，深度为10 km以上地震事件较少；石棉以南，深度为10 km以上的地震事件普遍缺失；重复地震组S10发生在约10 km深度处。

其余重复地震组均位于木里周围。木里地区的地震群集相对独立，该地区内大量地震事件和重复地震的集中分布可能暗示着该区应力的持续释放。而位于木里的6组重复地震得到的滑动速率差异较大，研究所得滑动速率的最高值和最低值都分布在该位置。木里地区3.3—12.6 km深度范围内的滑动速率在2.03—8.46 mm/a间。剖面EE′穿过木里震群且垂直于剖面AA′ （图5e）。结合AA′和EE′剖面，可以看到木里下方地震事件自地表垂直向下延伸，深度约为0—10 km范围内，浅部地震事件更为密集，深部更为稀疏。重复地震组大致具有浅部滑动速率高值特征，深部滑动速率低值的特征。反映出该区越靠近地表，断层变形愈发剧烈。

3.   讨论

3.1   汶川—茂县断裂西南段

识别得到的10组重复地震大致分布在研究区的三个不同位置。汶川—茂县断裂是组成龙门山断裂带的三条主干断裂之一，也被称为后山断裂（徐锡伟等，2005）。汶川地震发生时该条断裂未发生破裂（张培震，2008）。重复地震组S01，S02，S09位于汶川—茂县断裂带南段附近。图4的地震重定位结果显示，鲜水河断裂与汶川—茂县断裂交会点处地震相对密集。上述三组重复地震位于交会点以东地震较少的区域，重复地震发震位置更符合汶川—茂县断裂低活动性的特征。剖面BB′和CC′垂直于剖面AA′并分别穿过重复地震组S09，S01和S02 （图5b，c）。从两条剖面中可以比较清楚地看到，重定位后的地震事件呈近垂直于地表方向的条带状分布，同时剖面BB′和CC′的水平方向近似垂直于汶川—茂县断裂西南段的走向。由此可以推断发震断裂断层面可能与地表接近垂直。此前已有在汶川—茂县断裂西南段附近识别到重复地震的研究成果。例如李乐等（2015）在汶川—茂县断裂西南段识别到4组重复地震，宿君（2020）在该区也观测到一组重复地震。这两项成果与本文S01，S02和S09三组重复地震在位置上较为接近。李乐等（2015）估算该区3.6—18.7 km深度范围内重复地震滑动速率约为5.8—10.2 mm/a。本研究估算5.2—14.2 km深度范围内重复地震的滑动速率为4.37—6.09 mm/a，与李乐等（2015）研究结果基本处在同一速率水平。宿君（2020）得出该区的深部滑动速率值为5.7 mm/a，处于本文结果范围内。一方面，较高的滑动速率暗示断层深部运动较为活跃。另一方面，汶川—茂县断裂地震活动性相对较弱，但不同的研究基于不同数据在汶川—茂县断裂西南段识别出多组重复地震。据此推测小型凹凸体的重复破裂可能是当前汶川—茂县断裂西南段主要的发震机制。该区的这种断层持续蠕滑状态与Igarashi等（2003）提出的孕震凹凸体周边弱耦合状态相一致，暗示着汶川—茂县断裂西南段可能存在发生强震的风险。本文结果与陈运泰等（2013）和李乐等（2021）对该区具有发生7级以上强震可能性的讨论相呼应。

3.2   安宁河断裂带

S10发生在安宁河断裂带北段。该段是安宁河断裂带与鲜水河断裂带交会区域，地震活动频繁，历史上于1480年发生过7.5级地震（Wen et al，2008），属于石棉强震构造区（张世民，谢富仁，2001）。地震重定位结果显示该段地震多发生在10 km以下，0—10 km范围内地震缺失。李姜一等（2020）指出安宁河断裂带北段闭锁深度约为6 km，与地震重定位结果比较相符。祝爱玉等（2015）和吴微微等（2017）采用不同方法研究该段应力状态，结果均显示较高的差应力值。朱良玉和蒋锋云（2018）对比安宁河与则木河断裂带闭锁深度，指出安宁河断裂带强震危险性较大。GPS研究结果显示安宁河断裂带石棉—冕宁段滑动速率约为5.0 mm/a （Papadimitriou et al，2004；Wen et al，2008）。DD′重复地震剖面显示，10 km深度处的滑动速率约为2.30 mm/a （图5d），小于GPS得到的地表滑动速率，说明安宁河断裂带北段的深部变形稍弱于地表运动。Zhang等（2022）利用西昌台阵数据在安宁河断裂带北段同样识别到一组包含三个地震事件的重复地震（其命名为R06），与本研究中的S10并非同一组重复地震。对比发现，这两组重复地震在地表投影的位置较为接近，R06位于（102.25°E，29.07°N），S10位于（102.26°E，28.97°N）。重复地震组R06深度约为12 km，略深于S10。Zhang等（2022）指出，以西昌台阵较强的监测能力，仅在安宁河断裂带石棉—冕宁段识别到一组重复地震，而冕宁—西昌段未能发现重复地震，推断安宁河断裂带具有北段蠕滑、南段闭锁的特征。而本研究地震重定位结果也显示，安宁河断裂带北段地震活动性较强，南段地震较少（图4）。重复地震多发生在地震活动性强的地区（Li et al，2011；Zhang et al，2022），且S10重复地震组位置与Zhang等（2022）研究中的R06地震组较为一致，似乎印证了安宁河断裂带北段蠕滑、南段闭锁的结论。由R06估算的深部滑动速率约为0.74 mm/a，小于S10的滑动速率估算值。R06组内地震事件发生于2014至2016年间，与S10在发震时间段上没有交叉。不同时期断层活动状态的差异可能是本研究与Zhang等（2022）估算滑动速率不一致的原因。

3.3   木里震区

包括S03—S08在内的6组重复地震均发生在木里震区。该震区地处丽江—小金河断裂带中段。已有研究显示，丽江—小金河断裂带地震活动空间分布以木里为界分为南北两段，断裂带北东段和南西段断层闭锁深度和滑动亏损速率均存在显著差异（刘晓霞，邵志刚，2020）。表明木里地处丽江—小金河断裂带南北活动差异的过渡位置。地质和GPS研究表明，丽江—小金河断裂整体滑动速率约为3—4 mm/a （向宏发等，2002；徐锡伟等，2003；刘晓霞，邵志刚，2020）。李乐等（2008）在丽江—小金河断裂带南段识别到两组重复地震，由此估算23 km深度的滑动速率分别为5.4 mm/a和4.3 mm/a，并指出其结果可视为该断裂滑动速率的上限。本研究由6组重复地震估算出木里震区深部滑动速率在2.03—8.46 mm/a之间。其中，除S04外的5组重复地震所得滑动速率为2.03—3.84 mm/a，处于李乐等（2008）估算的滑动速率上限内，略低于地质和GPS给出的滑动速率范围。S04给出的估算值则远超前人对丽江—小金河断裂滑动速率的估计。木里地区地震活动频繁及高滑动速率的现象与丽江—小金河断裂带运动特征并不相符。蔡一川等（2015）对该区地震的重定位研究显示，地震的集中发生和木里地处锦屏水电站库区有关。位于木里的锦屏一级水电站是雅砻江下游河段的控制性水库梯级电站。自2013年该电站启动水库蓄水后，木里地区小震频发，而此前该区鲜有地震发生（赵敏等，2016）。赵敏等（2016）对比库区水位与木里地震活动性的关系，表明水库蓄水进程与地震发生频次具有良好的对应关系。刘莎和吴朋（2018）的研究表明，自2012年初至2013年末，水电站3次蓄水，地震活动性随蓄水次数明显增强。吴微微等（2017）对该区应力降的计算结果显示应力降偏低，符合水库蓄水导致低构造应力条件下诱发地震的特征。重复地震剖面EE′显示，地震事件由浅至深逐渐减少（图5e）。同时，浅部滑动速率高于深部。重复地震研究结果支持吴微微等（2017）的观点，地表水库蓄水诱发木里地区断层活动，且越靠近地表活动性越强。

4.   结论

经过对西昌台阵和周边固定台站2013至2019年间记录的波形资料进行分析研究，得到以下结论：

1） 利用波形互相关方法进行相似地震识别，同时对P，S震相到时进行校正。结合S−P相对到时差约束地震相对距离的方法，在安宁河断裂带及其周边地区识别得到10组重复地震。重复地震分布在汶川—茂县断裂西南段、安宁河断裂带北段和木里震区三个位置。

2） 利用重复地震复发间隔计算得到发震位置的断层深部滑动速率。其中汶川—茂县断裂带西南段滑动速率约为4.37—6.09 mm/a；安宁河断裂带北段滑动速率约为2.30 mm/a；木里地区滑动速率在2.03—8.46 mm/a之间。

3） 结合汶川—茂县断裂西南段以往的重复地震研究成果，推测断层处于持续蠕滑状态，与孕震凹凸体附近的断层运动特征相符，暗示着汶川—茂县断裂西南段可能存在发生强震的风险。由重复地震和地震重定位结果推测安宁河断裂带具有北段蠕滑、南段闭锁的特征。木里地区浅部地震事件数量多于深部且浅部滑动速率高于深部，符合水库诱发地震的特征。

中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”和“地震科学数据中心”为本研究提供了地震波形数据，评审专家对本文的完善提出的宝贵意见，作者在此一并表示感谢。