引用本文
刘云华, 单新建, 张迎峰, 赵德政, 屈春燕. 基于地震波及InSAR数据的2017年11月18日西藏米林 MS6.9地震发震构造 [J]. 地震地质, 2018,40(6): 1254-1275.
LIU Yun-hua, SHAN Xin-jian, ZHANG Ying-feng, ZHAO De-zheng, QU Chun-yan. USE OF SEISMIC WAVEFORMS AND INSAR DATA FOR DETERMINATION OF THE SEISMOTECTONICS OF THE MAINLING MS6.9 EARTHQUAKE ON NOV.18, 2017 [J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2018,40(6): 1254-1275.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2018.06.005
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基于地震波及InSAR数据的2017年11月18日西藏米林 MS6.9地震发震构造
刘云华, 单新建, 张迎峰, 赵德政, 屈春燕
中国地震局地质研究所, 地震动力学国家重点实验室, 北京 100029

〔作者简介〕刘云华, 男, 1977年生, 2010年于中国地震局地质研究所获固体地球物理专业博士学位, 助理研究员, 主要从事RS、 GIS在地震地质中的应用研究工作, E-mail: liuyunhua@ies.ac.cn。

收稿日期: 2018-02-24
基金项目: 中国地震局地质研究所基本科研业务专项(IGCEA1804)资助
摘要

北京时间2017年11月18日6时34分在西藏林芝市米林县发生6.9级地震, 震源深度10km。本次地震发生在由印度板块向欧亚板块碰撞形成的喜马拉雅造山带的东端构造急剧转向的东构造结南迦巴瓦地区。文中首先采用远、 近场的宽频带地震波波形联合反演(CAPJoint)了本次地震的震源机制, 经过Bootstrap法测试后得到2组节面, 节面Ⅰ的走向、 倾角和滑动角依次为302°、 76°和84°, 节面Ⅱ的走向、 倾角和滑动角依次为138°、 27°和104°。接着利用Sentinel-1A卫星数据获取了InSAR同震形变场, 所得到的形变场总体趋势同甘卫军研究小组发布的GPS同震位移场相吻合。大地测量(InSAR和GPS)的形变场显示北东盘隆升而南西盘下沉, 结合大地测量的观测结果及逆冲断层形变场应有的特征, 推测节面Ⅰ应为发震断层面, 断层倾向NE。在此基础上使用InSAR观测数据作为约束进行了滑动分布反演, 并结合短期余震的分布情况, 认为发震断层为一高角度逆冲断层, 本次地震可能是由南迦巴瓦变质体复式背形构造北侧向N倾斜楔入拉萨地体而引发。

关键词: 米林地震; 近远震联合反演; 震源机制解; InSAR形变场; 高角度逆冲地震
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2018)06-1254-22
USE OF SEISMIC WAVEFORMS AND INSAR DATA FOR DETERMINATION OF THE SEISMOTECTONICS OF THE MAINLING MS6.9 EARTHQUAKE ON NOV.18, 2017
LIU Yun-hua, SHAN Xin-jian, ZHANG Ying-feng, ZHAO De-zheng, QU Chun-yan
State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
Abstract

On November 18, 2017, a MS6.9 earthquake struck Mainling County, Tibet, with a depth of 10km. The earthquake occurred at the eastern Himalaya syntaxis. The Namche Barwan moved northward relative to the Himalayan terrane and was subducted deeply beneath the Lhasa terrane, forming the eastern syntaxis after the collision of the Indian plate and Asian plates. Firstly, this paper uses the far and near field broadband seismic waveform for joint inversion(CAPJoint method)of the earthquake focal mechanism. Two groups of nodal planes are obtained after 1000 times Bootstrap test. The strike, dip and rake of the best solution are calculated to be 302°, 76° and 84°(the nodal plane Ⅰ)and 138°, 27° and 104°(the nodal plane Ⅱ), respectively. This event was captured by interferometric synthetic aperture radar(InSAR)measurements from the Sentinel-1A radar satellite, which provide the opportunity to determine the fault plane, as well as the co-seismic slip distribution, and assess the seismic hazards. The overall trend of the deformation field revealed by InSAR is consistent with the GPS displacement field released by the Gan Wei-Jun’s team. Geodesy(InSAR and GPS)observation of the earthquake deformation field shows the northeastern side of the epicenter uplifting and the southwestern side sinking. According to geodetic measurements and the thrust characteristics of fault deformation field, we speculate that the nodal plane Ⅰ is the true rupture plane. Secondly, based on the focal mechanism, we use InSAR data as the constraint to invert for the fine slip distribution on the fault plane. Our best model suggests that the seismogenic fault is a NW-SE striking thrust fault with a high angle. Combined with the slip distribution and aftershocks, we suggest that the earthquake is a high-angle thrust event, which is caused by the NE-dipping thrust beneath the Namche Barwa syntaxis subducted deeply beneath the Lhasa terrane.

Keyword: Mainling earthquake; regional and teleseismic joint inversion; focal mechanism; InSAR deformation filed; high-angle thrust event.
0 引言

据中国地震台网中心(CENC)测定, 北京时间2017年11月18日6时34分西藏林芝市米林县(29.75° N, 95.02° E)发生6.9级地震, 震源深度10km。中国地震局发布的地震烈度图显示, 等震线长轴总体近NW走向, 最大烈度为Ⅷ 度①(①http://www.cea.gov.cn/publish/dizhenj/464/478/20171122114820002978025/index.html。), 地表震动相对较弱, 地震并未造成太大损失, 米林县3人受轻伤, 部分房屋轻微破坏。中国地震局启动Ⅲ 级应急响应, 中国地震局地质研究所也于地震当天下午派出由王萍研究员任队长的科考小组, 自派镇至加拉村沿线进行了震后地质考察。加拉村距震中约20km, 考察队发现自直白村以北沿途逐渐零星出现小规模崩滑体、 落石等现象, 并在加拉村NE约2km处的雅鲁藏布江现今河床上发现砂土液化现象及地表裂缝, 裂缝宽2~5cm, 不连续延伸长达20m②(②http://www.eq-igl.ac.cn/contents/41/29062.html。)。

除现场派出应急救援力量外, 各研究机构也纷纷开展震源研究工作。据陈运泰小组在震后不久发布的震源破裂过程的研究结果可知, 本次地震为单侧破裂, 由震中向SEE方向破裂(约109° ), 破裂面倾向NE, 倾角较缓(约27° ), 地震破裂的高能量分布于地下较深部位(约20km), 且地震破裂基本没有到达地表①(①http://www.cea-igp.ac.cntpxw276003.html)。而王为民等也利用从IRIS数据中心得到的地震数据资料研究了本次地震的震源机制和震源破裂过程, 结果显示本次地震为震源深度约10km的高倾角逆冲型地震, 破裂没有明显的方向性, 断层面上的滑动分布比较集中, 最大滑动0.6m。破裂面走向为NWW(约314° ), 倾角较陡(约70° )①(①http://www.itpcas.ac.cnkycgyjcg/201711/t20171118_4895879.html)。另外, 据地震后不久美国地质调查局(USGS)、 哈佛大学(GCMT)、 中国地震台网中心(CENC)等机构发布的震源机制解, 确定本次地震为1次逆冲型事件, 但地震破裂起始点位置、 震源深度等差别较大。虽然2个节面均为NWW-SEE走向, 但各机构对具体破裂节面存在分歧。厘清本次地震的发震断层及震源破裂细节非常重要, 对理解东构造结组构以及运动学过程等问题也具有重要的科学意义。

本次地震发生在雅鲁藏布江大拐弯处, 该地区是中国大陆地震活动最为强烈的地区之一。张浪平等(2011)通过对青藏块体6.0级以上地震目录开展研究后发现, 从1941年耿马7.0级地震开始, 一直到1948年四川理塘7.3级地震, 依次发生了7次强震, 这些7级以上地震呈环形围空, 直至1950 年2 月23日在雅鲁藏布江大拐弯处的6级地震(震中位于29.70° N, 95.26° E)打破平静(李保昆等, 2015), 随后8月15日便在其SEi200km处发生了察隅M8.6巨大地震。从地震活动图像看, 1980 年以来6 级以上地震在藏东南及周边地区已经形成空区, 表现类似于1950年察隅地震前的活动特征(张浪平等, 2011)。因此, 本次地震对周边构造的应力触发, 也是一个值得关注的问题。

本次地震发震区地势险峻、 交通不便、 研究基础薄弱, 未发现明显地表破裂(受交通限制无法到达震中区), 发震构造信息尚不十分明确。本研究同时获取远场及区域宽频带地震波数据, 采用近远震波形联合反演了本次地震的震源参数; 接着利用InSAR观测数据为约束反演得到了发震断层面上的精细同震滑动分布; 在此基础上分析了2017年米林地震的发震构造特征, 并讨论了本次地震的库仑应力变化情况。

1 地震构造背景
1.1 主要构造单元

本次地震发生在由印度板块向欧亚板块碰撞形成的喜马拉雅造山带的东端构造急剧转向的东构造结南迦巴瓦地区, 是构造应力作用最强、 隆升和剥露速率最快及新生代变质作用最强的地区(Burg et al., 1998; Xu et al., 2012)。该地区在大地构造上位于印度板块和欧亚板块相互碰撞、 挤压的结合部位, 表现出强烈的垂直隆升和水平走滑特征。整体上是1个向N楔入的巨大南迦巴瓦复式背形穹窿(丁林等, 1995, 2013), 外形轮廓呈向S开口的倒 “ U” 形复式背形构造, 其东、 西两侧分别为墨脱-阿尼桥右行剪切带和东久-米林左行剪切带(Ding et al., 2001; 张进江等, 2003; 刘焰等, 2006; 许志琴等, 2008)。西边界东久-米林剪切带为一宽约20km的NW走向变形带, 许志琴等(2008)对其进行了详细的运动学、 组构学研究, 发现其各段存在明显的差异性, 并逐渐演化, 北端、 中段及南端分别具有韧性逆冲剪切、 左行走滑剪切带及左行伸展转换剪切的性质。东边界墨脱-阿尼桥剪切带两端较窄、 中间较宽, 走向约N30E° (张进江等, 2003)。董汉文等(2014)研究发现其与西边界类似, 可分为3段, 各段运动性质存在明显的差异性。 北段为NNW走向, 具右行兼逆冲性质; 中段为近SN走向, 具右行走滑性质; 南段NE走向, 具右行兼正断性质。根据东喜马拉雅构造结西侧东久-米林剪切带的左行和东侧墨脱剪切带的右行运动学特征, 推测在印度板块和欧亚板块碰撞之后, 南迦巴瓦变质体受制于这2条韧性剪切带而相对喜马拉雅地体向N推移, 并楔入拉萨地体之下。构造结的北边界较为复杂, 由一系列NW向的断裂组成, 包括嘉黎断裂带及其南侧的一系列断裂带。嘉黎断裂带由多条不同级序的斜列断层组成, 总体走向NWW, 是青藏高原主体向E挤出的南部构造边界, 具有强烈的右旋走滑活动性。有学者认为本次地震就发生在嘉黎断裂南侧的西兴拉断裂上(白玲等, 2017), 但目前对该断裂的研究资料甚少, 仅了解其为1条发育高角度逆冲亦或俯冲的剪切带, 该剪切带还叠加了右行走滑构造(张进江等, 2003)。另外, 在构造结东南部还发育大型NWW走向、 逆冲兼右旋走滑断裂, 断裂北西端被墨脱断裂截切, 1950年察隅M8.6地震便与该断裂有关(宋键等, 2011)。

1.2 GPS运动特征

使用Liang 等(2013)和Gupta 等(2015)文章中的GPS数据, 选择3个公共点, 进行坐标框架基准的统一和转换, 将数据转换到欧亚大陆坐标系下, 绘制出东构造结区域的GPS运动特征, 如图1 所示。GPS水平速度场揭示出青藏高原内部最显著的地壳形变表现为以玛尼-玉树-鲜水河断裂为界、 绕喜马拉雅东构造结顺时针旋转(Wang et al., 2001; Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007; Liang et al., 2013)。这一速度场前缘高原东南角所呈现出扇状发散特征, 似乎表明青藏高原南部可能由于高塑性物质在挤压和重力共同作用下的连续侧向逃逸。在垂向速度场上, 一般认为高原主体整体隆升, 在碰撞边界喜马拉雅带迅速隆升, 特别在喜马拉雅东构造结处抬升尤为迅速(钟大赉, 1996; 丁林等, 1999), 然而到了侧向挤出表现突出的青藏高原东南角却比较微弱, 并未表现出区域性的整体隆升或下降态势。 从垂向速度-地形剖面可以看出, 随着地形高度的逐渐降低, 垂向速率表现出由弱隆升(1.5~0mm/a)向弱下降(0~-1.5mm/a)逐渐变化的趋势(梁诗明, 2014)。

图1 东构造结地区地质构造背景图
a 黄色五星为本次震中位置, 黑色沙滩球为1950年察隅地震震源机制解及位置, 黑色线条为断层, 蓝色GSP速率场来自Liang 等(2013), 黑色GPS速率场来自Gupta 等(2015); b 红色为主要断裂带, 白色线框代表区域图所在位置, 蓝色倒三角为区域宽频带台站; c 蓝色三角为IRIS远场地震波台站。 DMF 东久-米林断裂带; MAF 墨脱-阿尼桥断裂带; JSZ 嘉黎 断裂带; ZSF 察隅断裂带; BNF 班公怒江缝合带; IYSZ 雅鲁藏布江缝合带; NJBW 南迦巴瓦构造结; AS 阿萨姆构造结Fig. 1 Geological map of area in and around the Eastern Himalaya Syntaxis.

为了深入研究东构造结周边地区现今的构造变形特征, 唐方头等(2010)在 “ 中国地壳运动观测网络工程” GPS站点的基础上, 对原有站点缺少的关键构造部位新建了12个GPS观测点, 对采集到的最新观测数据进行处理后将观测的速度矢量分解到垂直剖面和平行剖面方向, 以此来研究主要断裂带的运动特征, 得到了东构造结周边几条主要断裂的运动速率, 反映出在不同构造部位断裂运动特征存在差异, 例如嘉黎断裂带在东构造结以西为右旋走滑运动, 到东构造结附近逐渐减弱, 后又转变为左旋走滑运动。通过位错模型反演认为嘉黎断裂带东南段可能不是青藏高原右旋剪切带的南部边界。

Gupta 等(2015)利用布设在雅鲁藏布江河谷的30个GPS台站数据, 结合从Gan等(2007)处获取的55个台站的GPS速度场, 得到东构造结顺时针旋转的角速率为 (1.75± 0.12)° /Ma。以这些GPS站点数据为约束, 采用连接断层元模型, 反演结果显示东构造西边界以-21.6mm/a的速率做左旋走滑运动, 东边界以37.6mm/a的速率做右旋走滑运动, 且都兼具挤压运动; 而在北边界运动速率为32.4mm/a, 主要为逆冲性质并兼具少量的走滑运动。反映了南迦巴瓦构造结向NE方向的楔入运动。

1.3 地震活动性

从中国地震台网中心得到1970年以来2级以上的地震目录, 1969年之前的历史地震目录来自顾功叙(1983)编著的地震目录, 绘制出的历史地震分布如图1所示。地震大多集中在雅鲁藏布江大拐弯顶端及北部, 沿NW-SE向展布, 丛集特征明显。最大的1次地震即1950年发生在察隅的M8.6地震, 主震发生后的半年多中共发生了14次6级及以上的余震, 初期余震大部分位于震中察隅附近, 此后逐渐扩展到印度和缅甸等南部大范围地区, 呈现顺时针旋移的过程(李保昆等, 2015)。

不同机构给出的本次主震的震源机制解见表1。图2给出了本次地震的余震分布及震源机制解, 截至2017年12月31日共记录到2级以上余震175次, 其中震级最大的5级余震共有2次, 1次在主震发生后的2h, 另外1次发生在12月20日。本次地震的余震展布方向也是NW-SE向, 和历史地震的分布情况相同。沿余震展布方向及垂直方向绘制2条剖面线AA'及BB', 并将两侧的余震沿剖面线投影, 从剖面图可以看出余震大都分布在主震的NE一侧, 且大多发生在狭窄空间内、 倾角较陡。

表1 不同机构给出的米林地震震源机制解 Table1 Source parameter of the Mainling earthquake from different agencies

图2 震源机制解及余震分布
蓝色沙滩球的震源机制解来自美国地质调查局(USGS); 红色沙滩球来自中国地震台网中心(CENC); 黄色沙滩球来自全球震源机制解目录(Global Centroid Moment Tensor, GCMT); 黑色沙滩球为2次震级为5.0的余震的震源机制解Fig. 2 Focal mechanism and aftershock distribution.

2 地震波数据震源机制反演
2.1 CAPJoint方法反演震源机制

确定地震的震源机制及深度, 对于探索区域构造、 孕震环境及成因等具有十分重要的意义。表1中各机构给出的震源机制, 往往只采用震源周边的近台或全球台网上的远台数据, 而本次地震为中等强度地震, 其波形不仅能被附近台站所记录, 在全球范围内的台站上也能观测到信噪比较高的波形。近震和远震波形反演方法具有各自不同的优势。 远震波形的入射角比较小, 远震波形反演对地壳的速度结构的敏感性低于近震波形反演, 因此对震源深度的反演比较准确和稳定。近震的宽频带波形记录将波形数据分为体波部分(Pnl)和面波部分, 体波与面波在反演中相对于合成波形有不同的时间平移量, 从而可有效压制速度模型不准确所带来的误差(Zhao et al., 1994)。CAPjoint方法(Cut and Paste)为联合近、 远震波形进行震源机制解和震源矩心深度反演的方法, 可以为所有的断层几何参数提供更佳的约束(陈伟文等, 2012; Chen et al., 2015)。

将此次地震所用到的地震波数据分为2部分, 近震数据主要来自于中国地震台网提供的震中距< 600km的36个台站的波形记录, 远震数据为从IRIS网站下载的震中距在30° ~90° 之间的25个台站波形数据(图1b, c)。 选取信噪比(SNR)较高的三分量宽频带数据, 对原始数据进行解压之后, 再去除线性趋势与仪器响应, 从而得到真实的三分量地面运动记录。 Pnl波与面波各自带通滤波的范围为0.02~0.10Hz和0.02~0.08Hz, 以尽量减少背景噪声对波形的干扰, 然后将其旋转至大圆弧路径得到数据的切向与径向分量。计算格林函数时, 震源处速度结构均取自Crust2.0 模型, 对于远震格林函数, 地幔模型采用PREM模型。对于近震数据, 利用FK程序计算格林函数(Zhu et al., 2002), 分别反演垂直向和径向的Pnl波与三分量的面波, 通过波形互相关获取时移以对齐波形。 远震距离台站的格林函数采用Tel3计算(Kikuchi et al., 1986)。首先在各深度(每隔1km)对断层走向、 倾角、 滑动角以2° 为间隔进行最佳双力偶解全局搜索, 然后对比不同深度的反演误差, 最终得到最佳震源矩心深度和双力偶解(图3)。

图3 CAP联合反演结果以及实际波形与合成波形之对比
红线代表合成地震图, 黑线代表观测波形; V代表垂向分量, R代表径向分量, T代表切向分量; 波形左侧2列数字分别代表获得理论和观测波形间最大相关系数所需要的时移(下)以及最大相关系数百分比(上), 平移时间为正代表合成图的到时早于实际数据; 台站名下方数字分别表示方位角和震中距Fig. 3 CAP joint modeling for the Mainling earthquake.

图4 反演误差随深度变化
震源球上的数字为反演所得的矩震级Fig. 4 Inversion misfit versus focal depth.

对比理论波形和实际观测图可以看出, 分布在不同方位角上的台站, 其理论波形都能较好地与实际记录到的波形匹配, 且其绝对振幅大小也较为相似, 互相关系数大多> 70%。同时也应该看到, 有几个距离较远的台站在到时上存在一些差距(如青海、 四川的几个台站), 造成这些偏差的原因, 可能是由于使用的地壳模型时, P、 S波的速度值与真实值之间存在差别, 同时一维模型未能考虑到地壳和上地幔的横向不均匀性和各向异性。

2.2 BootStrap方法结果稳定性验证

采用Efron(1979)提出的1种基于重抽样思想统计方法来验证所得到震源机制解的稳定性。对于一组随机变量, 为了估计该样本组的总体参数, 可从中随机抽样, 得到1个新的子样本, 对这个子样本计算所求参数, 该过程可重复多次, 得到多个参数, 从而使得对该参数的统计评估成为可能。远震和区域宽频带台站重抽样的样本数分别为15台和20台, 采样次数为1i000次, 对每次采样到的近、 远震台站进行波形联合反演, 得到震源参数统计直方分布图(图5)。

图5 Bootstrap法对台站进行重抽样后得到的震源参数分布直方图Fig. 5 Source parameters distribution histograms with bootstrap method.

从这1i000次反演结果的分布情况可以看出, 震源深度的结果最为稳定, 近一半的结果均为8km, 震级(magnitude)、 倾角(dip)和滑动角(rake)均呈现出很好的正态分布, 只有断层走向(strike)出现3个丛集, 不过仍然是300° 范围内占比最高, 达到一半的比例, 说明该结果是稳定可靠的。 将反演得到的震源机制断层节面解绘制在震源球上, 结果集中分布, 均显示为逆冲机制, 节面Ⅰ 的走向、 倾角和滑动角为 302° 、 76° 、 84° , 节面Ⅱ 的走向、 倾角和滑动角为 138° 、 27° 、 104° , 最终反演的震源机制解及方差列于表1。

3 大地测量数据震源机制反演
3.1 InSAR形变场特征

InSAR可以获得大范围高空间分辨率的地表形变信息(Gabriel et al., 1989; Massonnet et al., 1993), 成为获得同震引起的地表运动信息的重要手段。本文选取Sentinel-1A数据升降轨作为干涉像对, 具体参数见表2。采用GAMMA软件(Werner et al., 2000)来获取本次地震的同震形变场。对于降轨的数据, 震中上、 下2景均只覆盖了一部分的形变场, 只能从相邻影像中利用有效行与列拼合成1幅图像进行干涉处理。Sentinel-1A的TOPS成像模式造成SAR影像方位向多普勒频率变化较大, 干涉数据处理对影像配准要求很高(Yague-Martinez et al., 2016)。为满足这一要求, 除使用Sentinel-1A 精密轨道数据外, 还采用了DEM辅助的影像配准过程(Nitti et al., 2008), 利用亚像素追踪(subpixel tracking)方法进行迭代精炼, 最终配准精度优于0.001个像素。配准和地形相位去除中使用了Shuttle Radar Topography Mission(SRTM)V4.1①(①https://cgiarcsi.community/data/srtm-90m-digital-elevation-database-v4-1/。)。

表2 Sentinel-1A数据参数 Table2 SAR data used in the InSAR analysis

最终得到的升轨干涉形变场如图6a所示, 而降轨的形变值与干扰信号相比, 并无明显的区分优势, 故没有采用。由于发震地区震中附近地形陡峭导致失相干, 震中区域无法形成干涉条纹, 仅在形变场边缘部分能够分辨出若干个干涉条纹, 但据此可以推断出该次地震形变的大致影响范围。 据余震及震源机制解可确定发震断层走向为NW-SE, 该方向也与形变椭圆的长轴方向一致。若将震中NE侧称为北东盘, 从图6b的解缠后形变场中可以看出, 北东盘形变值为正, 南西盘形变值为负。在与形变椭圆长轴垂直的方向做1条剖面线AA'(位置见图6b, 剖面图见图6c), 升轨形变场在失相干区域SW侧视线向(Line of Sight, LoS)形变幅值最大, 可达-15cm, 远离雷达传感器的方向运动; 在失相干区域NW侧LoS向最大为5cm, 朝向传感器的方向运动。由于视线向模糊, 单凭1个轨道的形变场无法确认断层的运动方向, 因为南西盘相对北东盘的E向及下沉运动, 都能造成这种形变模式。

图6 升轨InSAR形变场
a 缠绕相位; b 解缠形变场; c AA’剖面图; d地形剖面Fig. 6 Earthquke deformation field observed by Sentinel-1A.

中国地震局地质研究所甘卫军研究小组在震后不久发布了米林地震GPS同震形变场①(①https://www.eq-igl.ac.cn/contents/43/29092.html。), 在震中百km范围内共有8个GPS站点, 除了最北端和最南端的2个站点外, 其余6个均有明显的同震位移, 且水平方向上均朝向震中方向运动, 显示出逆冲地震的形变特征; 而在垂向上, 南西盘位移值为负, 其中距离震中较近的鲁朗镇GPS站点最大垂向位移为-4.2cm, 水平位移2.1cm, 指向震中方向。而位于北东盘的GPS站点垂向位移为正, 位于吉乡的GPS站点垂直位移1.8cm, 水平位移14cm, 指向震中方向。从分布在震中四周的这几个GPS站点所获取的同震位移来看, 北东盘隆升而南西盘下沉, 且水平上均朝向震中运动, 表现出来的趋势具有较好的一致性, 这也对所获取的InSAR升轨形变场给予了验证。 InSAR观测到的北东盘正值形变是由该盘的隆升引起的, 而南西盘则主要是由相对下沉运动所主导, 兼具水平的E向运动, 这也和东构造结的楔入和顺时针旋转运动特征相一致。只不过需要注意的是, 如果北东盘是主动隆升盘, 则该地震为1次以逆冲运动为主的地震, 其主动隆升盘的形变量值却比下降盘要小很多(当然也有可能是由于失相干而导致未观测到震中处的形变极值), 是什么样的机制造成了这种比较特殊的形变模式?

3.2 均匀滑动分布反演

大地测量学与地震学在震源参数反演上具有各自的优缺点, 上一节利用地震波反演的是双力偶模型下的震源参数, 无法分辨震源的破裂尺度, 即断层破裂长度、 宽度以及滑移量等几何特征, 而大地测量学反演能够给出这些参数反演结果。 因此利用大地测量数据进行反演将有助于更好地认识地震滑动分布和断层构造特征(Wells et al., 1994), 可以为浅源地震的深度提供很好的约束。

使用InSAR形变场数据作为约束获取震源参数, 采用两步法策略进行。首先基于均匀滑动模型非线性反演来获取米林地震的断层几何参数, 然后通过线性反演方法来估计断层面上的精细滑动分布。由于发震断层没有明显的地表出露, 包括断层位置(Lon, Lat)、 断层埋深(Depth)、 断层宽(Width)、 断层长(Length)、 走向(Strike)、 倾角(Dip)等7个非线性断层几何参数和滑动矢量的2个分量运动参数同时成为反演求解的对象。本文采用单纯型算法来搜索断层参数的最优解(Clarke et al., 1997; Wright, 1999), 该方法在多个震例研究中也都表现出了高效的收敛能力, 但其对初始模型有较多依赖, 在反演过程中需对断层的走向、 倾角、 滑动角、 深度和断层长、 宽给出上下限进行约束, 以保证这些参数值具有物理意义。根据Wells等(1994)给出的震级与断层长度(Length)、 宽度(Width)之间的经验公式, 本研究在反演中将断层长度范围限定在10~50km, 将断层的上埋深(MinDepth)限定在0~10km, 下埋深(MaxDepth)限定在10~30km。虽尚不明确本次发震断层的具体破裂面, 但从本次逆冲型地震形变场北东盘为隆升盘的观测现象分析, 认为断层走向为NW的可能性更大, 故将走向(Strike)限定在260° ~340° 。

为估计断层参数的不确定性, 给观测资料添加基于协方差矩阵模拟的噪声, 形成100组带误差的观测数据集, 采用蒙特卡罗方法求取最佳折衷解(Parsons et al., 2006)。由于近场数据的缺失, 导致在反演中对倾角的约束不好, 故在反演中将倾角直接固定为地震波反演中的数值, 没有参与反演。最终利用均匀滑动模型反演得到的参数值见表3。表3所示的发震断层参数中, 多数参数的反演结果都比较接近, 只有滑动角在均匀和非均匀位错反演中相差较大, 造成这种差异原因可能是由于本次InSAR观测并未获得近场的形变场, 而近场形变数据的缺失可能会导致在均匀位错模型反演时对滑动角的约束不强。

表3 InSAR数据反演发震断层几何和运动学参数 Table3 The variable source parameters for the Mainling earthquake inverted from InSAR data

利用表3中通过均匀滑动分布模型反演得到的断层几何参数进行正演, 拟合得到的升轨InSAR干涉图和形变场及残差见图7。 因震中区域失相干, 无法得知近场的拟合程度, 但是对外围形变轮廓拟合较好, 南西盘形变极值为-11cm, 要小于实际观测值, 北东盘最大为6cm, 和观测较为一致。

图7 均匀滑动模型模拟的形变场
a 模拟形变场重新缠绕后; b 模拟形变场; c 残差图Fig. 7 Model interferograms and residual for the distributed slip calculation.

3.3 非均匀滑动分布反演

基于均匀滑动分布模型的非线性反演给出的断层几何结构也并不是最优的, 需要在非均匀滑动分布模型的线性反演中重新进行估计。基于弹性位错理论(Okada, 1985), 采用汪荣江的Steepst Descent Method(SDM)程序进行断层面上的精细滑动分布反演(Wang et al., 2013)。该程序中的模型按照Aki的传统断层约定, 确定了起点、 终点位置后即可确定断层走向。基于以上均匀滑动分布模型反演得到的断层出露地表的大致位置, 将断层面扩展至总长度为60km、 宽度为25km, 且延伸到地表, 并划分成1.0km× 1.0km的共计1i500个离散网格, 形成非均匀滑动分布断层模型。

对升轨InSAR数据采用四叉树分解进行重采样。该方法在形变梯度大的区域采样多, 在形变梯度小的区域采样数据少(Jó nsson et al., 2002), 可提高反演效率。最终得到903个数据点, 以重采样后的数据为约束, 来反演断层面上的精细滑动分布。采用试错法, 不断改变断层模型倾角, 测试模型对数据的拟合效果, 发现当倾角为76° 时, 反演得到的拟合效果最佳, 模型拟合度达到97%, 数据拟合均方根误差< 1.5cm, 拟合残差< 4cm。 图8为升轨数据拟合效果图。北东盘模拟的形变量与观测值相当, 最大为6cm, 而在南西盘最大只有-11.5cm。与实际观测值相比量值稍小。无论是利用均匀滑动分布还是非均匀滑动分布模型, 模拟得到的南西盘最大形变值均未达到观测值。

图8 非均匀滑动分布模型反演结果
a 经过四叉树重采样后的观测形变场; b 模拟形变场; c残差图Fig. 8 Result for the non-uniform distributed slip calculation.

图9为NE倾向断层模型断层面上的滑动分布结果。 断层面上是1个呈椭圆状的滑动集中区, 滑动主要集中分布在沿走向20~40km、 沿倾向方向5~10km左右的范围内, 显示本次地震深度较浅。 破裂主要发生在上地壳, 滑动分布整体表现为以逆冲为主, 少部分已经到达地表。 由于本次发震区域交通不便, 野外考察无法达到震中区, 而本文的InSAR反演结果可以为野外考察补充提供反演得到的最佳断层模型参数, 分别为: 倾角76° , 走向308° , 平均滑动角为82.2° , 最大滑动量为0.51m, 反演矩震级MW为6.45。震源深度9km。

图9 非均匀滑动分布结果
蓝色实线代表断层地表出露迹线; 红色沙滩球为CENC震源机制解Fig. 9 Fault slip distribution from inversions constrained by InSAR.

4 讨论
4.1 本次地震是否为高倾角的逆冲型地震?

本次地震发生在喜马拉雅东构造结的雅鲁藏布江大拐弯缝合北端, 是1个向N凸出的宽15~20km的韧性逆冲兼挤压转换剪切带, 呈倒 “ U” 形展布, 南迦巴瓦变质体俯冲于拉萨地体之下(许志琴等, 2008)。研究本次地震的震源参数, 将为认识东构造结大拐弯缝合带的构造变形几何学、 组构运动学带来一定的帮助。本文先采用远、 近场的宽频带地震波波形联合反演了本次地震的震源机制, 远震数据对逆冲地震的倾角具有较好的约束, 而近震数据可以较好地确定断层走向(曾祥方等, 2013)。得到的2组节面的走向、 倾角及滑动角分别为302° 、 76° 、 84° (节面Ⅰ )和138° 、 27° 、 104° (节面Ⅱ ), 但无法确定哪组节面为发震断层面。大地测量(InSAR和GPS)的形变场显示北东盘隆升而南西盘下沉, 如果发震断层面为节面Ⅱ , 则断层倾向SW, 南西盘应为隆升盘, 这与观测结果相矛盾。因此认为节面Ⅰ 应为发震断层面, 而断层倾向NE, 则北东盘就是隆升盘。 根据逆冲型地震的上盘效应, 断层上盘的地震动显著大于下盘, 而大地测量的结果却是下盘(南西盘)的形变量要大于上盘(北东盘)。

接着以InSAR数据为约束对发震断层参数也进行了反演, 但由于近场数据的缺失, 反演对倾角约束不好, 然而根据断层参数采用okada模型正演得到的形变场结果显示倾角越大与实际观测值越加吻合, 表明本次地震似乎为高倾角逆冲型地震。断层倾角的大小取决于最大与最小等效主应力的比值。 对于通常的逆断层, 与最小比值对应的最佳倾角为27° , 倾角> 54° 的逆断层滑动的必要条件是流体压力> 静岩压力(Sibson et al., 1988), 因此以往很少有超过该角度的逆冲型地震。但汶川地震则比较特殊, 其地表破裂带在近地表处的倾角是70° ~80° (张培震等, 2009), 周永胜等(2009)认为汶川地震震源区岩石具有很高的破裂强度和摩擦强度, 能够承受极大的差应力, 并且断层带内可能存在比较高的流体压力, 导致汶川地震高角度逆断层滑动。雅鲁藏布江大拐弯缝合带是否具备这样的条件?南迦巴瓦变质体的构造格架总体呈向N倾伏的NNE-SSW轴向的复式背形构造, 北侧沿雅鲁藏布江大拐弯缝合带向N倾伏在拉萨地体之下(许志琴等, 2008), 深深地楔入拉萨地体, 强烈的俯冲和缩短使本区岩石圈增厚, 成为构造应力作用最强、 隆升和剥露速率最快的地区, 北边界的塌陷俯冲是否会造成这种下盘形变量值大于上盘的特殊变形模式?

4.2 发震构造环境及深部动力学机制

关于本次地震的发震断层, 本文反演的结果显示地震发生在1条走向NW的断裂上, 由于该地区研究程度不高, 暂无该断裂的详细资料, 有学者将其称之为西兴拉断裂(Geng et al., 2006; 白玲等, 2017), 而历史地震的分布情况也支持存在这样1条NW走向的断裂(图1), 并且切过了嘉黎断裂带向N延伸。本次地震发生在南迦巴瓦构造结的雅鲁藏布江大拐弯处, 作为印度板块向欧亚板块俯冲、 楔入的前缘, 该区是现今地球上构造隆升最强烈、 地貌演化最迅速、 降雨量和强度最大的地区之一, 构造、 气候、 侵蚀相互交织作用。Molnar 等(1990)指出新生代印度板块和欧亚板块的碰撞, 使得高原、 山脉隆升, 造山作用更强烈地影响大气循环, 气候变冷进一步加强了山体的剥蚀, 重力均衡反弹导致山峰进一步升高, 如此反复, 形成反馈作用机制。造山带的进一步抬升剥蚀作用带来地表物质的重新分配, 要求构造变形或物质重置来重新达到均衡, 构造抬升弥补了被剥蚀掉的部分。Wang等(2014)通过对雅鲁藏布江谷底沉积物的钻探及底部砂层测年结果, 发现埋藏在数百m沉积之下的雅鲁藏布江古河道, 结合数字模拟, 确认古河床存在向上游倾斜的反翘现象, 认为南迦巴瓦和加拉白垒块体从2.5Ma以来加速构造隆升使河道变形, 形成了分隔上游堆积和下游变陡的巨型裂点。大峡谷内的高侵蚀速率是构造快速抬升的直接响应, 也就是说, 在这些复杂相互作用中, 构造是主控因素和第一驱动。

在地表剥蚀作用和构造隆升之间, 下地壳流变层的韧性流是二者相互作用的重要调节因素(张新钰等, 2006)。造山带下地壳的韧性流动, 成为地壳抬升和造山带构造演化的重要动力因素。Bai 等(2010)在东喜马拉雅构造结及周围地区实施了连续6a的大地电磁(MT)观测, 发现在青藏高原存在2条巨大的中下地壳低阻异常带, 通过理论计算认为是2条中下地壳的弱物质流, 其中一条从拉萨地块沿雅鲁藏布缝合带向E延伸, 环绕东喜马拉雅构造结向S转折, 最后通过腾冲火山, 进而提出该区岩石圈 “ 双地壳流+边界剪切” 变形的新模式。长周期大地电磁(LMT)测深能够较好地弥补常规MT方法在巨厚岩石圈和遇到低阻体时探测深度的局限性, 而LMT的研究结果也揭示了青藏高原东部地下低阻体的存在, 并且具有一定规模, 这为部分熔融和局部流通提供了可能性(肖鹏飞等, 2010)。Lin 等(2017)对于2009-2014年期间在南迦巴瓦地区采集的83个测点的大地电磁数据进行了三维反演, 首次获得了南迦巴瓦地区地壳的三维电阻率模型(图10b, c, d), 揭示了南迦巴瓦地区复杂的地壳结构, 通过合成数据的反演测试, 证实了南迦巴瓦中心部分的地壳呈现坚硬块体所具有的高阻特征。不同深度的电阻率模型切片图(图10b为12km深, 图10c为30km深, 原文包括更多不同深度的切片图)提供了 “ 地壳流” 在东喜马拉雅向N发生拐弯的证据, 文章还指出地表剥蚀过程和局部的构造作用在南迦巴瓦的演化阶段中可能都起到了至关重要的作用。“ 地壳流” 在块体向E运移, 以及由印度下插板块的板片撕裂所造成的上地幔热物质的局部上涌, 都可能为现今南迦巴瓦地区的壳内熔融和热结构提供持续不断的热源支持, 而地幔热物质的局部上涌很可能就是本次逆冲地震发生的动力学机制(图10d, e)。

图10 大地电磁三维反演获得的电阻率模型及发震构造示意图(b、 c、 d据Lin et al., 2017修改)
红色和蓝色色标分别代表低阻和高阻。 JSZ 嘉黎断裂带; XXL 西兴拉断裂; GP 加拉白垒峰; NP 南迦巴瓦峰; NLS 拉萨地体北部; SLS 拉萨地体南部; IYSZ 雅鲁藏布江缝合带; NJBW 南迦巴瓦构造结。 a 东构造结ETM图像; b 深度为12km电阻率模型切片; c 深度为30km电阻率模型切片; d 电阻率模型剖面图, 剖面线位置见a中AB; e 发震构造示意图Fig. 10 Map views of the best fitting model from the 3-D magnetotelluric inversion results.

最近的P波层析成像结果揭示, 印度岩石圈板片向欧亚大陆俯冲的样式在东构造结发生较大变化, 在构造结以西, 印度板块平俯冲于西藏拉萨地体之下, 构造结以东却发生印度板块向E的陡俯冲(彭淼等, 2017)。这种差异性俯冲模式导致在平俯冲和陡俯冲之间的构造结之下, 下插板片发生撕裂并变得破碎, 热的软流圈地幔可能通过撕裂窗口上涌, 这也对大地电磁结果给予了支持。地貌参数的研究表明东喜马拉雅构造结地区在欧亚板块与印度板块碰撞挤压下的隆升活动具有明显的差异性, 南迦巴瓦峰东部和北部的隆升活动强度高于西部(李晓峰等, 2018), 这也是本次地震后利用空间大地测量手段观测到发生隆升的区域。

综合以上各种手段的研究成果, 给出本次地震的发震构造模型(图10e), 认为板片的差异性俯冲导致其发生破碎, 为软流圈物质上涌开辟了通道, 下地壳的韧性物质围绕构造结的流动方式是根本动力, 而地表剥蚀更加剧了这一过程。

4.3 同震库仑应力变化

地震活动会造成震区的应力发生变化和重新分布, 基于应力触发假设, 这种应力调整控制着周围余震的发生和分布情况。基于前文反演的非均匀断层滑动分布结果, 采用弹性半空间位错模型, 用Coulomb软件平台来计算同震库仑应力的变化(Lin et al., 2004; Toda et al., 2005)。采用发震断裂自身为接收断层对10km深度进行库仑应力的计算, 摩擦系数为0.6。图11a显示了余震分布和深10km处库仑应力平面分布图, 图11b显示了发震断层引起的库仑应力变化沿纵剖面AB的剖面图, 剖面线与发震断层垂直, 其位置如图11a所示。红色与蓝色阴影为潜在的断层受到的库仑应力作用, 假设空间均匀分布着逆断层, 则红色阴影表示该处逆断层受到正的库仑应力作用, 断层活动(地震)被触发, 反之则处于库仑应力阴影区, 地震活动被抑制。大多数余震深度在5~10km, 发生在北东盘库仑应力上升的区域(图11b中红色线条为断层面), 可以认为余震活动主要受到发震断层引起的库仑应力作用的约束。同震位错造成了发震断层的东北侧库仑应力增加, 距离察隅断裂较近, 有可能会增加该段落的地震危险性。 联系到1950年察隅大地震前震及余震顺时针迁移的特征, 不仅是察隅断裂, 墨脱-阿尼桥断裂也应该投入更多的关注。

图11 同震库仑应力变化(接收断层为发震断层本身)Fig. 11 Coseismic Coulomb stress change caused by the Mainling earthquake.

5 结语

印度板块向N对欧亚板块的推挤和俯冲是中国大陆地壳运动和变形极为重要的边界力源, 此次地震发生在印度板块向欧亚板块楔入的东北犄角上, 对发震机制进行研究, 为认识大陆型板块碰撞俯冲的边界动力作用提供了机遇。本文利用近、 远震地震波形联合反演方法, 确定了米林地震的震源机制解, 在此基础上使用InSAR观测数据为约束进行了滑动分布反演工作, 并结合短期余震的分布情况, 认为发震断层为一高角度逆冲断层, 地震是由南迦巴瓦变质体复式背形构造北侧向N倾斜楔入拉萨地体而引发。由于地震波速度模型等与真实情况存在一定差异, 且在InSAR反演过程中近场数据的缺失, 所得震源机制解虽然有助于探讨发震断层, 但具体发震断层仍需要通过震后地质考察、 余震精确定位等方法进行综合验证, 并通过震源区构造应力场、 断层形态和岩石力学性质等因素进行定量分析, 确认本地区是否具备能够引起如此高角度逆冲地震的构造条件。

致谢 中国地震台网中心提供了区域宽频带地震波数据及余震目录, 原场波形从IRIS下载, 德国GMZ的汪荣江老师提供了反演程序, Sentinel-1A 数据由欧空局(European Space Agency)提供, 本文图件使用GMT软件绘制, 王萍研究员及陈伟文博士在论文写作过程中与作者进行了有益的交流, 审稿人提出了很好的建议, 在此一并表示感谢!

The authors have declared that no competing interests exist.

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