本文所用GPS数据包括 “ 中国地壳运动观测网络” 和 “ 中国大陆构造环境监测网络” 在中国大陆进行的1999年、 2001年、 2004年、 2007年、 2013年、 2015年和2017年流动观测数据, 以及截止日期为2017年10月的连续站观测数据。经过数据处理解算得到了1999— 2007期(王敏研究员提供的ITRF参考框架结果)和2013— 2017期(湖北省地震局提供的ITRF参考框架结果)GPS速度场, 然后通过转换得到了相对于华南地块的速度场结果, 其中1999— 2007期GPS速度场有196个测站数据参与反演, 2013— 2017期GPS速度场有362个测站数据参与反演(图1)。

图1

Fig. 1

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	图1 研究区域GPS水平运动速度场(相对于华南地块)与跨断层短水准场地分布Fig. 1 The horizontal GPS velocity field(relative to South China Block)and cross￣fault leveling in the study region.

考虑到鲜水河断裂带与安宁河— 则木河— 小江断裂带、 龙门山断裂带在青藏高原东缘构成了交叉口(方颖等, 2010; 玄松柏等, 2015), 这3条断裂带之间的运动与变形存在着相互影响, 因此本研究在建立块体和断层系统模型时同时考虑了上述3条断裂带, 将整个研究区域以它们为边界, 划分为川滇地块、 巴颜喀拉地块和华南地块(图1)。下面重点介绍依据地震地质等结果对鲜水河断裂带NW段和SE段断面参数进行设置的情况。

(1)鲜水河断裂带NW段断面参数设置

Zhang等(2018)给出了鲜水河断裂带NW段上侏倭、 格篓、 虚墟、 虾拉坨、 沟普、 老乾宁等场地建站时地质调查确定的断层倾角和通过小震精定位确定的断层倾角(表1), 并将2种结果进行了对比分析, 确定了断层的地震地质属性, 其中格篓场地2种结果的断层倾向并不一致, Zhang等(2018)认为其主断层面应该为通过小震精定位确定的NE倾。因此鲜水河断裂NW段主断层面为NE倾, 且断层倾角很大、 断层近直立。另外, 小震精定位结果显示侏倭、 虾拉坨和沟普场地在深度10km左右以下, 断层的倾向和倾角可能会发生变化, 其他3个场地处断层面基本为平面, 断层的倾向和倾角不随深度变化。本文依据上述实际地震地质研究资料构建鲜水河断裂带NW段的断层模型, 考虑到本文所用DEFNODE负位错反演程序(Savage et al., 2001; McCaffrey, 2002, 2005, 2007; 赵静等, 2014, 2015)必须要区分断层的上下盘, 且同1条断层的上下盘不能随深度发生改变, 因此将NW段断层断面参数设定为NE∠85° 。Zhang等(2018)的研究成果对本文鲜水河断裂带NW段断层三维结构的设置起到了很好的支持作用。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 鲜水河断裂带NW段横跨断层的6个观测场地的部分信息(Zhang et al., 2018) Table1 Some information of the six cross￣fault geodetic sites along the northwestern Xianshuihe fault zone (after Zhang et al., 2018) 场地 主要活动断层 断层走向/(° ) 倾向和倾角 侏倭 305 NE∠75° ~80° ① (NE∠65° — SW∠85° )② 格篓 313 SW∠80° ① (NE∠80° ~85° )② 虚墟 320 NE∠80° ① (NE∠85° ~90° ± )② 虾拉坨 315 NE∠75° ~80° ① (NE∠73° ~90° )② 沟普 312 NE∠60° ~80° ① (NE∠82° — SW∠80° )② 老乾宁 321 NE∠65° ~75° ① (NE∠85° ~90° )② 注 ①根据地质测量方法获得; ②为根据横跨主断裂的震源深度剖面进行推测的结果。

表1 鲜水河断裂带NW段横跨断层的6个观测场地的部分信息(Zhang et al., 2018) Table1 Some information of the six cross￣fault geodetic sites along the northwestern Xianshuihe fault zone (after Zhang et al., 2018)

另外, 本文还参考了其他一些文献中关于鲜水河断裂带NW段断层倾角的研究结果, 其中Papadimitriou等(2004)和徐晶等(2013)将炉霍、 恰叫、 道孚、 八美段的断层倾角均设置为90° ; 冉洪流等(2006)认为炉霍段的断层倾角为75° 、 倡促段的断层倾角为60° ~85° 、 松林口— 乾宁段的断层倾角为60° ~80° 。上述参考文献中断层倾角的原始参数, 也基本支持本文将鲜水河断裂NW段断面参数设定为NE∠85° 。

(2)鲜水河断裂带SE段断面参数设置

鲜水河断裂带SE段主要由4条分支断裂组成, 其中雅拉河与折多塘2条断裂均为较短的分支, 可分别看做独立的破裂段, 剩下的为主干断裂色拉哈-磨西断裂(闻学泽, 2000)。鲜水河断裂带SE段深部电性结构研究结果表明, 中上地壳断裂带构造表现出花状构造, 既有倾角陡立并且切穿地壳的深大断裂, 也有倾角稍缓会聚于深大断裂的小断裂(何梅兴等, 2017), 因此雅拉河、 折多塘、 色拉哈-磨西等断裂可能在深部会聚于1条主干断裂。

表2为根据地质测量方法获得的鲜水河断裂带SE段横跨断层的3个观测场地信息, 结果显示断层结构基本为NE∠70° ~80° 左右。2014年11月22日康定M6.3地震后, 易桂喜等(2015)利用gCAP矩张量反演和地震序列重新定位的方法分析认为, 色拉哈断裂倾角约为82° 、 折多塘断裂倾角约为83° 。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 鲜水河断裂带南东段横跨断层的3个观测场地的部分信息(四川省地震局提供) Table2 Some information of the three cross￣fault geodetic sites along the southeastern Xianshuihe fault zone(after Sichuan Earthquake Agency) 场地 主要活动断层 断层走向/(° ) 倾向和倾角 折多塘 300~320 NE∠70° ~80° 榆林 340 NE∠88° 安顺场 330~340 NE∠65°

表2 鲜水河断裂带南东段横跨断层的3个观测场地的部分信息(四川省地震局提供) Table2 Some information of the three cross￣fault geodetic sites along the southeastern Xianshuihe fault zone(after Sichuan Earthquake Agency)

另外, Papadimitriou等(2004)和徐晶等(2013)将雅拉河与折多塘段的断层倾角设置为75° 、 将色拉哈段的断层倾角设置为85° 、 将康定与磨西段的断层倾角设置为80° 。本文依据表2实际地质调查结果、 地震序列重新定位结果和前人的断层模型设置结果等原始参数, 考虑到方便构建块体和断层模型以进行反演计算, 以及鲜水河断裂SE段倾角小于NW段倾角, 将浅部的花状构造简化为1条主干断裂, 即将雅拉河与折多塘2条分支断裂与主干断裂色拉哈-磨西断裂简化为1条断层, 并将南东段断层断面参数设定为NE∠75° 。

综上所述, 三维断层模型设置中, 为了研究沿倾向方向、 不同深度断层闭锁程度的变化特征, 沿着鲜水河断裂走向共设置6条等深线, 由浅至深依次为0.1km、 5km、 10km、 15km、 20km和25km, 为了研究沿走向方向断层闭锁程度的变化特征, 每条等深线上设置11个节点; 北西段断层倾角设置为85° , 南东段断层倾角设置为75° ; 断裂总长度为323km。为了方便读者重复构建出相同的断层面模型, 图2展示了断层三维结构与节点设置。

图 2

Fig. 2

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	图 2 鲜水河断裂带断层三维结构与节点设置Fig. 2 3￣dimensional structure and node setting on Xianshuihe fault zone.

本研究所用DEFNODE负位错反演程序的基本原理和使用方法见参考文献(Savage et al., 2001; McCaffrey, 2002, 2005, 2007; 赵静等, 2014, 2015)。该程序能够利用GPS数据、 水准数据、 InSAR数据等通过网格搜索和模拟退火算法, 反演计算块体内部永久应变、 块体旋转、 块体边界断层闭锁程度等, 其中断层闭锁程度为断层滑动亏损速率与断层长期滑动速率的比值, 比值为0表示断层完全蠕滑, 比值为1表示断层完全闭锁, 比值介于0~1之间, 表示断层存在一定的蠕滑运动, 只是部分闭锁。DEFNODE程序相对于一般的同类型反演程序, 增加了块体内部永久应变的反演, 而块体内部永久应变可以替代震后部分黏弹性松弛作用的影响, 因此该程序可以在震后的相关反演中使用。此外, 该程序可以将断层设置为有一定倾角的曲面, 即沿着走向和倾向断层结构都可以有所变化, 这使得我们可以用该程序来反演研究复杂的断层结构, 这与一般的同类型反演程序相比也有了很大的进展。在使用DEFNODE程序前, 对该程序的反演可靠性和稳定性进行了验证, 结果表明在不同断层倾角条件下反演结果均具有高度可靠性; 权值f对反演结果影响微弱, 反演结果具有很好的稳定性(赵静等, 2013)。

由于华南地块内部应变很小、 整体稳定, 因此反演过程中认为其只存在整体旋转运动和由于断层闭锁而产生的弹性应变, 不存在内部永久应变; 而川滇地块和巴颜喀拉地块由于内部变形明显(熊维等, 2015), 认为其存在整体旋转运动、 内部永久应变和由于断层闭锁而产生的弹性应变。大地震引起的震后变形包括震后余滑和黏弹性松弛等作用, 震后早期的形变可以用发生在断层面上的蠕滑加以模拟, 而黏弹性松弛的贡献不大; 但黏弹性松弛衰减速率较慢, 震后影响时间长(王丽凤等, 2013)。相关研究表明震后余滑作用的影响时间一般约3~4a, 因此本文所用的2013— 2017期GPS速度场受汶川震后余滑作用的影响已经很弱, 而是主要受震后黏弹性松弛作用的影响。由于震后黏弹性松弛作用在块体变形上的表现是使块体产生内部应变, 因此本文反演过程中将黏弹性松弛作用以块体内部永久应变来简单代替, 这使得2013— 2017期GPS速度场的拟合残差中应该还包含了部分震后应力松弛作用的影响。

通过多次计算得到的最优模型中, 1999— 2007期观测值数量为392, 自由度为283, χn2=0.99;2013— 2017期观测值数量为724, 自由度为615, χn2=1.06。2期最优模型拟合的残差分布如图3所示。图3a结果表明, 除了安宁河断裂东边几个测点、 川滇地块西边界几个测点、 巴颜喀拉块体西端几个测点速度残差值稍大以外, 其他位置测点的速度残差值较小, 大部分处在误差范围之内(赵静等, 2015)。图3b结果表明, 除了安宁河断裂东边几个测点、 川滇地块西边界几个测点、 龙门山断裂中北段附近部分测点速度残差值较大以外, 其他位置测点的速度残差值较小, 这与赵静等(2015)中2009— 2013期GPS速度场反演结果的残差分布较为一致。以上结果表明2期最优模型拟合效果都较好。

图3

Fig. 3

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	图3 a 最优模型速度残差1999— 2007期及b 2013— 2017期结果Fig. 3 Residual velocities of the optimal model during 1999— 2007(a) and 2013— 2017(b).

根据最优模型得到了1999— 2007期(图4a)(赵静等, 2015)和2013— 2017期(图4b)2期鲜水河断裂闭锁程度的空间动态变化分布。图4a结果显示, 鲜水河断裂南东段的八美— 磨西附近在汶川地震前闭锁程度很高, 闭锁深度达到了断层模型的底部; 道孚— 八美附近地表至10km深度为强闭锁状态, 从10km至断层模型的底部闭锁程度快速降低, 转变为无滑动亏损积累状态; NW段侏倭— 道孚附近由于1893年至今地震活跃期中多次M6.7以上地震造成了大部分断层段破裂, 因此闭锁很弱, 基本处于蠕滑状态, 只有炉霍东南部一段断层地表至5km深度最大闭锁程度约0.73。图4b结果显示, 鲜水河断裂南东段的八美— 磨西附近在汶川地震后由强闭锁状态转变为无滑动亏损和能量积累状态; 道孚— 八美附近闭锁范围有所减少, 只有一小段断层闭锁依然较强, 还处于应力的逐渐积累状态; NW段侏倭— 道孚附近在震后闭锁程度变化较小, 基本还处于蠕滑状态, 只有炉霍东南部一段断层地表至10km深度闭锁稍有增强, 最大闭锁程度约0.93。对比赵静等(2015)中利用2009— 2013期GPS速度场反演所得鲜水河断裂闭锁程度结果可知, 汶川地震对鲜水河断裂尤其SE段的运动变形和应力应变能积累所产生的影响依然在持续。

图4

Fig. 4

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	图4 a 鲜水河断裂闭锁程度1999— 2007期及 b 2013— 2017期结果Fig. 4 Locking degree of the Xianshuihe Fault during 1999— 2007(a) and 2013— 2017(b).

图5

Fig. 5

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	图5 a 鲜水河断裂平行断层滑动亏损速率1999— 2007期及 b 2013— 2017期结果Fig. 5 Parallel fault slip deficit of the Xianshuihe Fault during 1999— 2007(a) and 2013— 2017(b).

图5为根据最优模型得到的鲜水河断裂平行断层滑动亏损速率, 2期结果显示沿整条断裂均为左旋走滑亏损(正值)。图5a显示鲜水河断裂南东段完全闭锁部分在汶川地震前滑动亏损速率为9.7~14.5mm/a, 其中道孚— 康定段滑动亏损速率基本保持约10mm/a, 在磨西附近滑动亏损速率达到最大; 鲜水河断裂NW段由于基本处于蠕滑状态, 因此基本没有滑动亏损积累。图5b显示鲜水河断裂SE段和NW段在汶川地震后基本都无滑动亏损和能量积累, 道孚— 八美之间闭锁较强的一段断层左旋运动有所减弱, 左旋走滑亏损速率最大值约6.1mm/a。

图6为根据最优模型得到的鲜水河断裂垂直断层滑动亏损速率, 2期结果显示沿整条断裂既有挤压亏损(负值)、 也有拉张亏损(正值)。图6a显示汶川地震前只有鲜水河断裂最南端磨西附近为挤压, 最大挤压滑动亏损速率约5.1mm/a; 道孚— 康定段为拉张, 拉张滑动亏损速率为0.5~2.0mm/a; NW段基本处于蠕滑状态, 因此没有滑动亏损积累。图6b显示汶川地震后鲜水河断裂最南端磨西附近挤压亏损范围有所减少, 最大挤压滑动亏损速率降低为约4.0mm/a; 道孚— 八美之间闭锁较强的一段断层拉张有所增强, 拉张滑动亏损速率最大值约2.9mm/a。鲜水河断裂南端磨西附近已经接近安宁河断裂带, 在该位置开始逐步由拉张运动转变为挤压运动, 而汶川地震以后, 龙门山断裂带附近的巴颜喀拉块体E向运动明显增强, 因此造成磨西附近挤压运动有所减弱。

图6

Fig. 6

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	图6 a 鲜水河断裂垂直断层滑动亏损速率1999— 2007期及 b 2013— 2017期结果Fig. 6 Vertical fault slip deficit of the Xianshuihe Fault during 1999— 2007(a) and 2013— 2017(b).

本研究所用跨断层短水准场地沿鲜水河断裂带从NW至SE依次为侏倭、 格篓、 虚墟、 沟普、 龙灯坝、 老乾宁、 折多塘和安顺场地(图1), 水准数据时间跨度为1980— 2017年。

断层的年均变化速率计算公式为

Vt=1n∑i=1, n(hit-hit-1)(i=1, 2…, n)(1)

式中, n为1a中所观测的期数, hit为第ta中第i个观测值(江在森等, 2001; 李媛等, 2016)。

根据式(1)计算了鲜水河断裂带上8个跨断层场地的年均垂直变化速率, 其中数据以2008年5月12日汶川地震、 2013年4月20日芦山地震和2014年11月22日康定地震的发生为分割点分别划分为2个时间段进行计算和展示。

图7

Fig. 7

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	图7 鲜水河断裂年均垂直变化速率(1980— 2017年)Fig. 7 Annual vertical change rate of the Xianshuihe Fault(1980— 2017).

图7显示鲜水河断裂带的年均垂直变化速率具有明显的分段特征, NW段侏倭、 格篓、 虚墟和沟普场地(以虚线三角点表示)年均垂直变化速率较大, 断层垂向运动处于较为活跃状态; 中南段龙灯坝、 老乾宁、 折多塘场地(以实线圆点表示)年均垂直变化速率较小, 多在0值附近波动, 断层垂向运动很弱, 处于闭锁状态; 南端安顺场地(以实线方框表示)年均速率变化幅度也相对较小。闻学泽(2000)利用1980— 1995年鲜水河断裂垂直形变数据研究表明松林口— 乾宁段是1893年M7地震破裂的主体, 由于至今该段落未发生M6.7以上地震, 因此目前断面仍处于闭锁状态; 方颖等(2015)利用1986— 2013年鲜水河断裂跨断层形变资料研究表明, 炉霍段、 道孚段和乾宁西段闭锁弱, 而乾宁中东段闭锁强; Zhang等(2018)利用1976— 2014年鲜水河断裂跨断层形变资料研究表明, 龙灯坝、 老乾宁附近处于强闭锁状态, 这些研究成果与本文计算的结果基本一致。整个鲜水河断裂带断层年均垂直变化速率受汶川地震的影响不大, 地震前后各场地并未发生明显改变, 这与GPS水平速度场结果受汶川地震影响较大有所不同, 可能有几个原因, 一是可能由于GPS测点多为远场观测, 而跨断层短水准观测为近场观测, 它们所反映的断层活动信息有所不同; 二是鲜水河断裂本身以走滑运动为主, 可能汶川地震对其垂向运动的影响不明显。芦山地震前, 格篓场地年均速率有所增大, 并在芦山地震后继续增大, 2014年开始年均速率恢复正常; 其他场地在芦山地震前后没有发生较明显变化。康定地震后, 折多塘场地年均速率变化并不明显, 2016年其年均速率有所增大, 主要是因为2016年5月C测点被压埋, 使之产生下沉, 造成C— B测段相对于4月变化了1.68mm, 后面还需继续关注其变化; 其他场地在康定地震前后也没有发生较明显变化。此外, 沟普场地在2014年4月由于附近施工对A测点周边造成了干扰影响, 使其年均垂直变化速率明显增大, 而非断层构造运动引起。