引用本文
郝明, 李煜航, 秦姗兰. 基于GPS数据的海原-六盘山断裂带滑动速率亏损时空分布[J]. 地震地质, 2017,39(3): 471-484.
HAO Ming, LI Yu-hang, QIN Shan-lan. SPATIAL AND TEMPORAL DISTRIBUTION OF SLIP RATE DEFICIT ACROSS HAIYUAN-LIUPAN SHAN FAULT ZONE CONSTRAINED BY GPS DATA[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2017,39(3): 471-484.  
Doi:10.3969/j.issn.0253-4967.2017.03.003
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基于GPS数据的海原-六盘山断裂带滑动速率亏损时空分布
郝明, 李煜航, 秦姗兰
中国地震局第二监测中心, 西安 710054

〔作者简介〕 郝明, 男, 1982年生, 2012年于中国地震局地质研究所获固体地球物理学专业博士学位, 高级工程师, 主要研究方向为地壳变形监测与数据处理, 电话: 029-85506514, Email: ha_mg@163.com。

收稿日期: 2016-03-14
基金项目: 地震行业科研重大专项(201508009)与国家自然科学基金(41590861)共同资助
摘要

利用青藏高原东北缘及周缘地区1999—2007年和2009—2014年2个时段的GPS水平运动速度场做约束, 反演获取了海原-六盘山断裂带的闭锁程度和滑动速率亏损的时空分布演化。结果表明, 海原断裂带以左旋走滑亏损为主, 六盘山断裂北段以逆冲倾滑速率亏损为主, 南段则以正向倾滑为主。其中, 毛毛山断裂和老虎断裂西段在2个时段的闭锁深度都达到25km, 最大左旋滑动亏损为6mm/a。老虎山东段和海原断裂(狭义)闭锁程度低, 主要处于蠕滑状态。六盘山断裂2个时段的闭锁深度可达35km, 最大逆冲滑动速率亏损为2mm/a。汶川地震后, 六盘山断裂上逆冲滑动速率亏损高值区由中段迁移至北段且范围减小, 南段则变成正倾滑速率亏损。毛毛山、 老虎山西段和六盘山断裂的地震危险性要明显高于海原-六盘山断裂带其他断层段。

关键词: 海原-六盘山断裂带; 闭锁; 蠕滑; 滑动速率亏损; GPS
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2017)03-0471-14
SPATIAL AND TEMPORAL DISTRIBUTION OF SLIP RATE DEFICIT ACROSS HAIYUAN-LIUPAN SHAN FAULT ZONE CONSTRAINED BY GPS DATA
HAO Ming, LI Yu-hang, QIN Shan-lan
Second Monitoring and Application Center, China Earthquake Administration, Xi'an 710054, China
Abstract

As the northeast boundary of the Tibetan plateau, the Haiyuan-Liupan Shan fault zone has separated the intensely tectonic deformed Tibetan plateau from the stable blocks of Ordos and Alxa since Cenozoic era. It is an active fault with high seismic risk in the west of mainland China. Using geology and geodetic techniques, previous studies have obtained the long-term slip rate across the Haiyuan-Liupan Shan fault zone. However, the detailed locking result and slip rate deficit across this fault zone are scarce. After the 2008 Wenchuan MS8.0 earthquake, the tectonic stress field of Longmen Shan Fault and its vicinity was changed, which suggests that the crustal movement and potential seismic risk of Haiyuan-Liupan Shan fault zone should be investigated necessarily.
Utilizing GPS horizontal velocities observed before and after Wenchuan earthquake(1999~2007 and 2009~2014), the spatial and temporal distributions of locking and slip rate deficit across the Haiyuan-Liupan Shan fault zone are inferred. In our model, we assume that the crustal deformation is caused by block rotation, horizontal strain rate within block and locking on block-bounding faults. The inversion results suggest that the Haiyuan fault zone has a left-lateral strike-slip rate deficit, the northern section of Liupan Shan has a thrust dip-slip rate deficit, while the southern section has a normal dip-slip rate deficit. The locking depths of Maomao Shan and west section of Laohu Shan are 25km during two periods, and the maximum left-lateral slip rate deficit is 6mm/a. The locking depths of east section of Laohu Shan and Haiyuan segment are shallow, and creep slip dominates them presently, which indicates that these sections are in the postseismic relaxation process of the 1920 Haiyuan earthquake. The Liupan Shan Fault has a locking depth of 35km with a maximum dip-slip rate deficit of 2mm/a. After the Wenchuan earthquake, the high slip rate deficit across Liupan Shan Fault migrated from its middle to northern section, and the range decreased, while its southern section had a normal-slip rate deficit.
Our results show that the Maomao Shan Fault and west section of Laohu Shan Fault could accumulate strain rapidly and these sections are within the Tianzhu seismic gap. Although the Liupan Shan Fault accumulates strain slowly, a long time has been passed since last large earthquake, and it has accumulated high strain energy possibly. Therefore, the potential seismic risks of these segments are significantly high compared to other segments along the Haiyuan-Liupan Shan fault zone.

Keyword: Haiyuan-Liupan Shan fault zone; locking; creep; slip rate deficit; GPS
0 引言

印度板块向欧亚板块俯冲, 造成青藏高原NE向运动。青藏高原东北缘则是其NE方向扩展的前缘地带(张培震等, 2006)。而作为青藏高原东北缘的东北弧形构造边界, 海原-六盘山断裂带新生代以来分隔了构造变形强烈的青藏高原与构造相对稳定的鄂尔多斯和阿拉善块体, 是中国大陆西部的1条强震活动断裂带(图1)。在海原断裂带及其附近, 发生过1920年海原8.6级和1927年古浪8级大地震(顾功叙, 1983; 国家地震局地质研究所等, 1990)。在这2次地震之间的海原断裂带西段, 存在1个约220km长的地震潜在危险区— — “ 天祝地震空区” (Gaudemer et al., 1995)(图1)。

图1 研究区域GPS水平运动速度场(相对于鄂尔多斯块体)
蓝色和红色箭头分别为1999— 2007年和2009— 2014年期间GPS水平运动速度, 误差椭圆代表1倍形式中误差; 黄线为划分的3个块体(Ⅰ 鄂尔多斯块体、 Ⅱ 阿拉善块体、 Ⅲ 兰州块体)边界; 紫色三角为TDEFNODE模型中海原-六盘山断裂地表的结点; 灰线为活动断裂 (Deng et al., 2002); 右上为海原-六盘山断裂带放大图, 蓝线为天祝地震空区(Gaudemer et al., 1995)Fig. 1 GPS horizontal velocity field in the study region(relative to the Ordos block).

研究活动断裂的应变积累集中区是判断该断裂地震危险性的有效途径之一, 而应变积累状态则可通过研究断层的闭锁程度和滑动速率亏损获取(McCaffrey et al., 2000, 2007; 崔笃信等, 2009)。地质学家们通过地貌特征分析和测年技术, 已获取了海原-六盘山断裂带的分段或总体滑动速率(Zhang et al., 1988; 何文贵等, 1994, 1996; 袁道阳等, 1998; Li et al., 2009)。同时随着空间大地测量技术的发展, GPS和InSAR观测技术也被广泛用来研究此断裂带的滑动速率(Lasserre et al., 1999; 崔笃信等, 2009; 李强等, 2014; 李煜航等, 2015; Li et al., 2015)。

前人研究结果表明, 海原断裂带主要以左旋走滑为主, 总体平均滑动速率为4~12mm/a, 闭锁深度为3.6~25km。基于GPS数据, 崔笃信等(2009)利用Smith 3D体力模型、 李煜航等(2015)采用球面块体模型和Li等(2015)采用块体模型给出了海原断活动裂带上分段断裂的平均滑动速率和闭锁深度, 但缺少详细的断层面上闭锁程度和滑动速率亏损的空间分布, 且使用的是直立断层模型而没有考虑实际断层产状。李强等(2014)将GPS数据作约束采用块体旋转和块体边界闭锁模型, 虽然获取了海原-六盘山断裂带上沿走向和倾向的闭锁程度以及滑动速率亏损的空间分布, 但老虎山断裂在15km深度仍处于较高的闭锁状态, 与InSAR数据得出的老虎山断裂东段20km深度以上处于蠕滑(Jolivet et al., 2012)的结论不一致。此外, 海原与六盘山断裂相接的弧形构造区出现了2mm/a 的拉张滑动速率(李强等, 2014), 与海原断裂尾端挤压的结论也不一致(邓起东等, 1989; 李煜航等, 2015)。与对海原断裂带的应变积累研究相比, 利用大地测量手段获取六盘山断裂带应变积累状态的成果较少。李强等(2014)和Li等(2015)的反演结果揭示六盘山断裂北段和南段均具有逆冲运动特征, 北段逆冲倾滑分量要比南段高。然而地质(师亚芹, 1996; 石卫, 2011; 史志刚, 2011)和GPS剖面(Hao et al., 2014)结果却表明六盘山断裂南段(陇县— 宝鸡段)现今处于水平拉张状态。

2008年汶川8.0级大地震发生后, 龙门山断裂带及周围区域的构造应力场已经发生改变(Wu et al., 2013)。因此, 本文以汶川地震前1999— 2007年和汶川地震后2009— 2014年2个时段跨度达5a以上的GPS水平运动速度场作为约束, 利用TDEFNODE软件(McCaffrey et al., 2000, 2007; McCaffrey, 2002)反演研究海原-六盘山活动断裂带在汶川地震前后的闭锁程度和滑动速率亏损的时空分布变化, 以获取该断裂带的应变积累状态, 为区域强震危险地点预测和青藏高原隆升扩展变形的动力学机理提供参考和约束。

本文研究的海原-六盘山构造带范围自西向东为毛毛山断裂、 老虎山断裂、 海原断裂(狭义)和六盘山断裂(图1)。

1 GPS数据及水平运动速度场

随着国家重大科技基础设施建设项目“ 中国地壳运动观测网络” (简称“ 网络工程” )和“ 中国大陆构造环境监测网络” (简称“ 陆态网络” )的实施, 1999、 2001、 2004、 2007、 2009、 2011和2013年在中国大陆范围内已进行了7期GPS流动复测。由中国地震局第二监测中心承担的地震行业重点科研专项“ 中国综合地球物理场观测” 一期(青藏高原东缘地区)和二期(鄂尔多斯地块周缘地区)项目在青藏高原东北缘及周缘地区于2012和2014年对陆态网络GPS区域站进行了2期加密观测。每期观测时采用30s采样间隔, 使用扼流圈天线连续观测4d, 每天24h。

GPS数据处理采用双差模式由GAMIT/GLOBK(Herring et al., 2010a, b)完成。首先由GAMIT获得GPS台站位置参数及其方差-协方差矩阵的单日松弛解。采用双频消电离层组合消除电离层一阶影响, FES2004(Lyard et al., 2006)模型改正海洋潮汐负荷对台站的影响(以CM为中心); 对流层天顶延迟采用GPT模型(Boehm et al., 2007)改正, 并对每个测站每小时估计1个天顶方向对流层延迟参数, 映射函数采用VMF1(Boehm et al., 2006)。单日解中包括测站坐标、 极移、 卫星轨道和对流层天顶延迟等参数的初值及方差-协方差矩阵。同时采用相同模型由GAMIT解算了全球均匀分布的90多个ITRF框架点的GPS观测数据。然后用GLOBK将区域站和全球ITRF站的所有单日松弛解组合在一起, 估算出区域站在ITRF2008(Altamimi et al., 2011)参考框架下的速率及误差。最后, 将其旋转到相对于鄂尔多斯块体的速率(图1)。

从图1可以看出, 2个时段的水平运动态势基本一致。相对于鄂尔多斯块体, 海原断裂带以南的青藏东北缘地区向NE方向运动, 以北的阿拉善块体则向N、 NW方向运动。

2 反演模型和方法
2.1 TDEFNODE模型理论

TDEFNODE可用来研究弹性岩石圈的块体旋转及内部均匀应变、 块体边界由于断层闭锁产生的地表弹性变形(McCaffrey et al., 2000, 2007; McCaffrey, 2002, 2005)。块体运动采用地球角速度(欧拉极)表示, 块体内部水平应变率采用Savage等(2001)给出的球面公式, 闭锁断层面上的滑动亏损速率基于Okada(1985)的弹性半空间模型表示。详细计算公式参见文献(McCaffrey, 2002)。

利用GPS、 InSAR或其他形变数据反演上述参数时, 模型对观测数据拟合的优劣可用式(1)表示(McCaffrey et al., 2007):

χ2=∑i=1n(ri/(fσi))2/(n-m) (1)

式(1)中, r为残差, σ 为观测数据的误差, n为观测数据个数, m为未知参数个数, f为观测数据的权重因子。通过调整权重因子f使得χ 2≈ 1, 说明模型结果较优。由于反演是非线性的, 采用模拟退火和格网搜索方法确定χ 2最小时的未知参数。同时使用F检验判断χ 2的变化是由自由度变化引起的。

为了表征断层闭锁对地表速度场的影响, 采用1个纯动力学标量φ 来代表断层面上的闭锁程度(McCaffrey, 2005; McCaffrey et al., 2007)。如果用V代表断层面上的长期滑动速率, Vc代表短期蠕滑速率(断层面上的短期稳态滑动速率), 则φ =1-Vc/V。φ =0表示断层完全蠕滑, φ =1表示断层完全闭锁, 位于0和1之间表示断层部分闭锁。为了表示断层面上闭锁程度系数φ 的空间分布, 将断层沿走向和倾向划分出很多个节点, 每个节点定义1个φ 。划分出的每一个子断层面上的闭锁程度通过线性内插其4个角点的φ 值确定。因此导致断层附近地表弹性变形的断层面上的滑动速率亏损可用φ 与V的乘积表示, V可通过断层两侧块体的旋转角速率得到。

2.2 断层几何模型

根据已有活动地块划分研究成果(张培震等, 2003; 李煜航等, 2015), 本文在海原-六盘山断裂带周缘地区划分出3个块体: 鄂尔多斯块体(Ⅰ )、 阿拉善块体(Ⅱ )和兰州块体(Ⅲ )(图1黄线所围区域)。

采用Deng等(2002)的结果获取海原-六盘山断裂带每一个分段在地表的位置。深地震反射(樊计昌等, 2004; 王海燕等, 2012)和大地电磁测深(汤吉等, 2005; 詹艳等, 2005)等资料揭示, 海原断裂带倾向S, 倾角陡立。深地震反射(Guo et al., 2015)结果表明, 六盘山断裂倾向W, 浅层倾角较陡, 随着深度的增加倾角逐渐变缓。具体断层的几何参数如表1所示。

表1 海原-六盘山断裂带几何参数 Table1 Fault parameters of the Haiyuan-Liupan Shan fault zone

沿海原-六盘山断裂带走向方向依次划分了14个节点(节点位置如表1所示), 沿深度方向每5km设置1个节点。地表节点的闭锁程度φ 初值设为1, φ 随深度增加逐渐减小, 底边界φ 固定为0。TDEFNODE程序会计算每个节点处的φ 值, 然后通过双线性插值方法计算4个相邻节点之间组成的断层网格(走向方向长设为4km, 倾向方向宽为1km)的闭锁程度。

3 结果分析
3.1 GPS速度场模型结果

对1999— 2007年和2009— 2014年时段的GPS速度场, 当权重因子f分别为0.45和3.0时, 2个时段拟合后的χ 2分别为1.187和1.188, 表明模型能够较好地解释地表GPS观测数据。从图2给出的GPS运动速率残差中可以看出, 绝大多数测站的残差< 1mm/a, 在70%误差椭圆置信区间内。

图2 GPS观测值与模型值的残差及统计分布
误差椭圆代表70%置信区间Fig. 2 Residuals of GPS horizontal rates and statistical results.

图3分别给出了由于块体旋转、 均匀应变率张量和海原-六盘山断裂带闭锁在地表产生的形变速率。表2给出了兰州和阿拉善2块体相对于鄂尔多斯块体的欧拉极。相对于鄂尔多斯块体, 兰州和阿拉善2个块体均做顺时针旋转, 但前者比后者的角速率大。兰州块体的欧拉极位于该块体南侧不远的位置; 而阿拉善块体的欧拉极则离块体本身较远, 位于鄂尔多斯块体以东。兰州块体的旋转角速率在2009— 2014年时段略有增大(表2)。

图3 块体旋转、 应变率张量及断层闭锁导致的地表形变速率
红色、 黑色和蓝色箭头线分别为刚性块体旋转、 块体内部均匀应变率张量和海原-六盘山断裂带闭锁在地表GPS测站产生的形变速率; 块体内部几何中心给出了该块体的主应变率Fig. 3 Horizontal surface deformation rates caused by block rotation, strain rate tensor and fault locking.

表2 块体旋转欧拉矢量(相对于鄂尔多斯块体) Table2 Eular vectors of blocks(relative to the Ordos block)

兰州块体内部的均匀应变变形主要为NE向挤压, 主应变率值(10× 10-9a-1)明显高于阿拉善和鄂尔多斯块体。阿拉善块体在1999— 2007年期间最大和最小主应变率相近(约5× 10-9a-1), 2009— 2014年期间NW向拉张(最大主应变率)减弱。鄂尔多斯块体内部基本不存在应变变形。从图3可以看出, 因海原-六盘山断裂带闭锁而在地表产生的变形主要集中在断裂带附近, 且海原断裂带邻近地表变形速率要大于六盘山断裂附近的变形速率。

3.2 海原-六盘山断裂带闭锁程度及滑动速率亏损

图4给出了海原-六盘山断裂带在1999— 2007年和2009— 2014年2个时段内断层面上闭锁系数φ 在空间和时间域的分布变化。1999— 2007年期间(图4a), 毛毛山断裂11km深度以上基本处于完全闭锁(φ =0.99)状态, 11~15km闭锁程度有所减弱但φ 仍在0.8以上, 20km以下才基本处于完全解锁的蠕滑状态。老虎山西段10km深度以上处于完全闭锁(φ =0.99)状态, 从10km开始以下闭锁程度逐渐减弱。毛毛山与老虎山相接的断裂区域, 完全闭锁的深度可达26km(φ > 0.95)。老虎山东段2km以上闭锁系数φ 仅> 0.8, 地下5km深度已基本完全解锁, 处于蠕滑状态。海原断裂(狭义)总体也处于蠕滑阶段, 在其西段有20余km长的断层面上存在强闭锁, 但深度也仅有5km。海原断裂带与六盘山相接的弧形带在5km深度以上φ =0.99, 5~12km闭锁系数φ 逐渐减小, 直至完全蠕滑。六盘山中段40km长的断层面上完全闭锁可达35km深(φ > 0.95)。2009— 2014年期间(图4b), 毛毛山完全闭锁的深度增加至25km, 而老虎山完全闭锁的深度则减小至2km。老虎山东段的蠕滑段和海原断裂(狭义)西段的闭锁程度基本没有变化。海原断裂(狭义)东段的闭锁深度增加至5km。老虎山东段蠕滑区下方24~26km处, 存在1个长约20km的闭锁区, 闭锁系数为0.4。六盘山断裂完全闭锁深度可达35km, 断层面上强闭锁的区域近乎扩大到整个六盘山断裂。

图4 海原-六盘山断裂带闭锁程度
黑线为海原-六盘山断裂带在地表的迹线; 蓝线为老虎山断裂发生蠕滑的段在地表的迹线Fig. 4 Locking ratio of the Haiyuan-Liupan Shan fault zone.

断层闭锁程度反映了断层面上应变积累的能力, 闭锁程度越强, 越易于应变积累。但应变积累的快慢, 则需要用断层面上的滑动速率亏损描述。滑动速率亏损可用断裂长期滑动速率V与闭锁系数φ 的乘积计算(McCaffrey et al., 2002)。图5给出了海原-六盘山断裂带上滑动速率(走滑和倾滑分量)的亏损分布。

图5 海原-六盘山断裂带滑动速率亏损
黑线为海原-六盘山断裂带在地表的迹线, 蓝线为老虎山断裂发生蠕滑的段在地表的迹线; 左旋走滑为正, 逆冲倾滑为正Fig. 5 Slip rate deficit of the Haiyuan-Liupan Shan fault zone.

图5a和5c表明, 海原断裂带主要以左旋走滑速率亏损为主, 并且集中在老虎山断裂西段以及毛毛山与老虎山相接处, 最大走滑速率亏损达6mm/a。1999— 2007年时段(图5a), 老虎山断裂10km以上深度走滑速率亏损为5~6mm/a, 而2009— 2014年时段(图5c), 其走滑速率亏损明显减小, 3km深度以上仅约4mm/a, 3~25km的走滑速率亏损为2~3mm/a。1999— 2007年和2009— 2014年2个时段内, 毛毛山与老虎山相接段的走滑速率亏损在断层面上的深度变化不大, 但亏损量减少了1mm/a。海原断裂(狭义)西段在2个时段内, 5km以上深度左旋滑动速率亏损约4mm/a, 东段左旋滑动速率亏损由2km增加至5km, 滑动亏损约3mm/a。六盘山断裂走滑亏损量较小, 约1mm/a。总体来说, 2009— 2014年期间海原断裂带的走滑速率亏损比1999— 2007年期间减小约1mm/a。海原和六盘山断裂相交的弧形构造区始终以逆冲倾滑为主, 速率亏损为2mm/a。

图5b和5d表明, 六盘山断裂主要以逆冲倾滑速率亏损为主, 最大逆冲速率亏损为2mm/a。1999— 2007年时段(图5b), 六盘山断裂中段的逆冲速率亏损为1~2mm/a, 分布在地表至38km深度范围内。但在2009— 2014年时段(图5d), 逆冲滑动速率亏损高值区(1~2mm/a)却集中在六盘山北段, 分布在地表至35km深度范围内。六盘山断裂南段在1999— 2007年期间内倾滑速率亏损不明显; 但在2009— 2014年期间内以正倾滑为主, 速率亏损值为1~2mm/a。

4 讨论

通常有3种端元模型用来描述青藏高原晚新生代地壳增厚的原因: 刚性块体挤出模型(Tapponnier et al., 1982, 2001; Avouac et al., 1993)、 岩石圈尺度连续变形模型(England et al., 1986; Holt et al., 2000)和下地壳塑性流动模型(Royden et al., 1997)。利用新生代的地壳缩短率, Lease等(2012)发现青藏高原东北缘地壳增厚是由上地壳断裂和褶皱的纯剪切引起的, 而非下地壳流所致。块体模型与连续变形模型的差异依赖于块体单元的大小, 随着断层数的增加和块体单元的减小这2种模型趋于一致(Thatcher, 2007)。

本文结果表明, 鄂尔多斯块体内部基本没有应变变形, 类似于1个海洋刚性块体(张培震等, 2005)。相对于鄂尔多斯块体、 阿拉善块体和兰州块体均做顺时针旋转, 但后者明显旋转得较快一些。尽管2008年汶川地震后兰州块体欧拉旋转角速率略有增大, 但因块体旋转在地表产生的运动速率(图3红色箭头所示)却减弱。这与兰州块体2009— 2014年的欧拉极相对于1999— 2007年向NW方向偏移, 即兰州块体的欧拉极在汶川地震后更靠近地块本身一致。此外, 在使用TDEFNODE模型时, 同时考虑了块体的欧拉旋转、 块体内部均匀应变以及断层面上的滑动速率亏损3个参量, 三者是相关的。

兰州块体内部应变率最大, 揭示出该块体正经受着青藏高原NE向扩展的挤压作用。阿拉善块体内部存在较弱的应变变形, 并不像前人认为的与鄂尔多斯块体一样, 是1个刚性块体。产生差异的原因可能是我们只采用了阿拉善块体内部分GPS测站的运动速率代表整个块体的运动, 但这对反演海原-六盘山断裂带闭锁几乎是没有影响的。

基于汶川地震前(1999— 2007年)和汶川地震后(2009— 2014年)2个时段的GPS水平运动速度场结果表明, 海原断裂带以左旋走滑为主, 六盘山北段以逆冲倾滑为主, 南段则表现出正向倾滑。其中, 毛毛山和老虎山西段闭锁深度可达25km, 毛毛山左旋走滑速率亏损为4~5mm/a, 老虎山西段滑动速率亏损为5~6mm/a, 与这2段的已有研究结果一致(何文贵等, 1994, 1996; 袁道阳等, 1998; Cavalié et al., 2008; 崔笃信等, 2009; 李煜航等, 2015)。老虎山东段闭锁很浅并且滑动亏损量也很小, 处于蠕滑阶段(Jolivet et al., 2012)。1920年发生在海原断裂(狭义)上的海原8.6级地震在地表形成了200km长的左旋走滑破裂带(Zhang et al., 1987)。我们的反演结果表明, 海原断裂(狭义)闭锁深度较浅(2~5km), 略小于崔笃信等(2009)得出4.3~8.4km。其西段左旋走滑速率亏损4~5mm/a, 而其东段滑动速率亏损仅3~4mm/a, 与崔笃信等(2009)、 Li等(2009)和李强等(2014)的结果一致, 小于Zhang等(1988)认为的8mm/a 和李煜航等(2015)得出的7.8mm/a 的走滑速率。该段断裂闭锁深度浅, 滑动速率亏损低, 不易形成应变能积累。结合1920年海原地震复发间隔为800~1, 600a(Zhang et al., 1987), 故海原断裂(狭义)目前属于海原8.6级地震的震后恢复调整阶段。总体来说, 位于天祝地震空区西段的毛毛山和老虎山断裂西段闭锁程度高, 滑动速率亏损值大, 易于应变能的快速积累, 具有发生中强地震的背景条件(崔笃信等, 2009)。

六盘山断裂南北分段运动特征比较明显(Hao et al., 2014)。北段逆冲倾滑为主, 速率亏损最大为2mm/a(李强等, 2014; Li et al., 2015), 南段正向倾滑为主(师亚芹, 1996; 石卫, 2011; 史志刚, 2011), 速率亏损为1mm/a 左右。汶川地震前, 六盘山断裂中段闭锁程度高, 汶川地震后闭锁系数高值区几乎扩展到整个断层面上。另一方面从滑动速率亏损结果分析, 汶川地震前较大的逆冲倾滑亏损速率(1~2mm/a)位于六盘山断裂中段, 震后则迁移至六盘山断裂北段, 而且范围有所缩小。六盘山断裂南段则在汶川地震后表现为约1mm/a 的正向倾滑亏损。从闭锁程度来说, 汶川地震后六盘山断裂更易于积累应变, 但从滑动速率亏损方面来说, 汶川地震后六盘山断裂应变积累的时间有所减缓。

青藏高原东北缘相对于欧亚板块的运动速度场(王双绪等, 2013)表明, 海原-六盘山断裂带至龙门山断裂带北段— — 青川断裂之间的区域沿着稳定的鄂尔多斯地块和四川盆地夹持的渭河盆地和秦岭造山带向E运动。2008年汶川地震的发生使得青川断裂右旋走滑明显增强, 导致青川断裂以北、 西秦岭以南的地区在汶川地震后NE方向的运动增强, 而西秦岭以北的兰州块体SE向运动势必减弱。所以, 六盘山断裂上较大的滑动速率亏损区向北段迁移且范围减小, 南段则变成正倾滑速率亏损, 但六盘山断裂仍易于应变积累。

5 结论

采用块体旋转、 块体内均匀应变和块体边界断层闭锁模型, 将青藏高原东北缘及邻区1999— 2007年和2009— 2014年期间的GPS水平运动速度场作为约束, 反演研究了海原-六盘山断裂带闭锁程度和滑动速率亏损的时间和空间上的分布。

总体来说, 毛毛山断裂、 老虎山断裂西段和六盘山断裂的闭锁深度均较深。前两者闭锁深度最深可达25km, 主要以左旋走滑速率为主, 最大速率亏损为6mm/a。后者闭锁深度最深达到35km, 且以逆冲倾滑为主, 最大速率亏损为2mm/a。海原断裂(狭义)的闭锁深度较浅(< 5km), 走滑速率亏损3~4mm/a, 该段可能处于1920年海原地震后的蠕滑期。

海原-六盘山断裂带在1999— 2007年和2009— 2014年2个时段闭锁程度的变化表明, 海原断裂带走滑速率亏损总体减小约1mm/a。汶川地震后, 六盘山断裂上的闭锁程度增强, 较高的逆冲倾滑亏损速率迁移至北段, 但范围有所减小, 六盘山断裂南段表现约为1mm/a 的正向倾滑亏损速率。本文的反演结果揭示, 毛毛山断裂、 老虎山断裂西段有利于应变快速积累, 且处于天祝地震空区内。汶川地震的发生虽使得六盘山断裂应变积累变缓, 但仍易于应变能的积累。因此, 这3段区域发生中强地震的可能性较大, 应持续观测与分析。

致谢 感谢中国地壳运动观测网络数据中心提供的网络工程和陆态网络GPS数据; 感谢波特兰州立大学Rob McCaffrey教授提供了TDEFNODE程序, 并在使用过程中给予的帮助; 尤其对审稿专家提出的建设性修改意见表示衷心感谢。

The authors have declared that no competing interests exist.

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