引用本文
乔鑫, 屈春燕, 单新建, 李彦川, 朱传华. 基于时序InSAR的海原断裂带形变特征及运动学参数反演[J]. 地震地质, 2019,41(6): 1481-1496.
QIAO Xin, QU Chun-yan, SHAN Xin-jian, LI Yan-chuan, ZHU Chuan-hua. DEFORMATION CHARACTERISTICS AND KINEMATIC PARAMETERS INVERSION OF HAIYUAN FAULT ZONE BASED ON TIME SERIES INSAR[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2019,41(6): 1481-1496.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2019.06.011
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基于时序InSAR的海原断裂带形变特征及运动学参数反演
乔鑫, 屈春燕*, 单新建, 李彦川, 朱传华
中国地震局地质研究所, 地球动力学国家重点实验室, 北京 100029
*通讯作者: 屈春燕, 女, 研究员, 博士生导师, 主要从事InSAR技术在地震及地壳形变领域的应用研究, E-mail: dqyquchy@163.com。

〔作者简介〕 乔鑫, 男, 1992年生, 2019年于中国地震局地质研究所获固体地球物理学硕士学位, 主要从事InSAR地壳形变观测研究, E-mail: qxin1215@163.com。

收稿日期: 2019-04-12
基金项目: 国家重点研发计划项目(2018YFC1503602)、 国家自然科学基金(41872229)和中国地震局地质研究所基本科研业务专项(IGCEA1809)共同资助
摘要

文中利用2003—2010年2个轨道上的Envisat ASAR长条带雷达数据, 采用PSInSAR时序处理方法, 获取了海原断裂带毛毛山—老虎山段及狭义海原断层段(1920年8.5级地震破裂带)的InSAR视线向平均形变速率场, 发现南、 北2盘的形变速率场存在明显差异, 与海原断裂带左旋走滑的运动特征相符。 通过对老虎山段进行高密度跨断层形变速率剖面分析, 确定老虎山段的蠕滑长度约19km。 基于二维反正切模型对InSAR形变剖面进行了拟合, 获得了海原断裂带不同位置的断层闭锁深度及深部滑动速率。 结果表明, 老虎山段的滑动速率自西向东逐渐减小, 由西段的7.6mm/a减小至最东端的4.5mm/a; 老虎山西段与中段处于闭锁状态, 西段的闭锁深度为4.2~4.4km, 中段的闭锁深度为6.9km, 而老虎山东段的闭锁深度<1km, 即浅地表存在蠕滑现象, 蠕滑速率为4.5~4.8mm/a。 1920年海原断裂带破裂段整体处于闭锁状态, 滑动速率与闭锁深度自西向东均逐渐增加, 滑动速率由西段的3.2mm/a增加至东段的5.4mm/a, 闭锁深度由西段的4.8km增加到东段的7.5km。 文中的研究结果细化了对海原断裂带不同段的滑动速率和闭锁深度的认识, 并为探讨断裂带不同段的应变积累状态及区域地震危险性评估提供参考信息。

关键词: 海原断裂带; 时序InSAR; 断层闭锁深度; 滑动速率
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2019)06-1481-16
DEFORMATION CHARACTERISTICS AND KINEMATIC PARAMETERS INVERSION OF HAIYUAN FAULT ZONE BASED ON TIME SERIES INSAR
QIAO Xin, QU Chun-yan, SHAN Xin-jian, LI Yan-chuan, ZHU Chuan-hua
State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
Abstract

Located at the bend of the northeastern margin of Qinghai-Tibet Plateau, the Haiyuan fault zone is a boundary fault of the stable Alashan block, the stable Ordos block and the active Tibet block, and is the most significant fault zone for the tectonic deformation and strong earthquake activity. In 1920, a M8.5 earthquake occurred in the eastern segment of the fault, causing a surface rupture zone of about 240km. After that, the segment has been in a state of calmness in seismic activity, and no destructive earthquakes of magnitude 6 or above have occurred. Determining the current activity of the Haiyuan fault zone is very important and necessary for the analysis and assessment of its future seismic hazard.
To study activity of the Haiyuan fault zone, the degree of fault coupling and the future seismic hazard, domestic and foreign scholars have carried out a lot of research using geology methods and GPS geodetic techniques, but these methods have certain limitations. The geology method is a traditional classical method of fault activity research, but dislocation measurement can only be performed on a local good fault outcrop. There are a limited number of field measurement points and the observation results are not equally limited depending on the sampling location and sampling method. The distribution of GPS stations is sparse, especially in the near-fault area, there is almost no GPS data. Therefore, the spatial resolution of the deformation field features obtained by GPS is low, and there are certain limitations in the kinematic parameter inversion using this method.
In this study, we obtain the average InSAR line-of-sight deformation field from the Maomaoshan section to the mid-1920s earthquake rupture segment of the Haiyuan earthquake in the period from 2003 to 2010 based on the PSInSAR technique. The results show that there are obvious differences between the slip rates of the two walls of the fault in the north and the south, which are consistent with the motion characteristics of left-lateral strike-slip in the Haiyuan fault zone. Through the analysis of the high-density cross-fault deformation rate profile of the Laohushan segment, it is determined that the creep length is about 19km. Based on the two-dimensional arctangent model, the fault depth and deep slip rate of different locations in the Haiyuan fault zone are obtained. The results show that the slip rate and the locking depth of the LHS segment change significantly from west to east, and the slip rate decreases from west to east, decreasing from 7.6mm/a in the west to 4.5mm/a in the easternmost. The western part of the LHS segment and the middle part are in a locked state. The western part has a locking depth of 4.2~4.4km, and the middle part has a deeper locking depth of 6.9km, while the eastern part is less than 1km, that is, the shallow surface is creeping, and the creep rate is 4.5~4.8mm/a. On the whole, the 1920 earthquake's rupture segment of the Haiyuan fault zone is in a locked state, and both the slip rate and the locking depth are gradually increased from west to east. The slip rate is increased from 3.2mm/a in the western segment to 5.4mm/a in the eastern segment, and the locking depth is increased from 4.8km in the western segment to 7.5km in the eastern segment. The results of this study refine the understanding of the slip rate and the locking depth of the different segments of the Haiyuan fault zone, and provide reference information for the investigation of the strain accumulation state and regional seismic hazard assessment of different sections of the fault zone.

Keyword: Haiyuan fault zone; time series InSAR; fault locking degree; slip rate
0 引言

位于青藏高原东北缘弧形转弯处的海原断裂带是阿拉善块体、 鄂尔多斯块体与青藏块体的边界断裂, 是青藏高原东北缘构造变形和强震活动最为显著的断裂带之一。 海原断裂带是一条大型左旋走滑断裂, 东连六盘山断裂, 西接祁连山北缘断裂, 由多个分段组成, 自西向东包括冷龙岭断裂、 金强河断裂、 毛毛山断裂、 老虎山断裂和海原断裂(1920年海原地震破裂段), 全长约450km。 1920年曾在其东部发生MS8.5海原大地震, 沿断裂发生贯通性破裂, 造成了约240km的地表破裂带, 最大左旋同震位移达10m(Gaudemer et al., 1995)。 自1920年8.5级大地震以来, 海原断裂一直处于地震活动平静状态, 再未发生过6级以上破坏性地震。 在离逝时间近100a后, 该断裂带的现今活动性如何? 是否已经重新进入闭锁耦合状态与震间应变积累阶段, 还是仍处于震后调整阶段? 有关这些问题的答案对于分析和评估海原断裂带的地震危险性是非常必要的。

对于海原断裂带的活动性、 闭锁耦合程度及未来的地震危险性, 国内外学者已利用地质学方法和GPS大地测量技术开展了大量研究。 地质学家根据断错地貌特征和测年技术获取的海原断裂带滑动速率自西向东逐渐减小。 海原断裂带西侧的冷龙岭段滑动速率为(19± 5)mm/a, 中部的老虎山段和毛毛山段的滑动速率为(12± 4)mm/a(Lasserre et al., 1999), 至海原断裂, 该速率减小至3.5~10mm/a((8± 2)mm/a(Zhang et al., 1988)、 5~10mm/a(Burchfiel et al., 1991)、 (4.5± 1.0)mm/a(Li et al., 2009))。 然而, Zheng等(2013)获取的冷龙岭段至1920年海原地震破裂段中段的滑动速率仅为4~5mm/a, 在海原断裂带东端该速率降低为1~3mm/a甚至更低。 地质学方法是传统经典的断层活动性研究方法, 但只能在局部良好的断层露头上进行位错测量, 存在野外测点数量有限及观测结果随机性大等局限性。

目前, GPS大地测量技术已在活动块体及断裂带的形变观测中发挥了重要作用。 前人使用GPS数据, 基于块体模型或位错模型获取的海原断裂带的走滑速率为0~8.6mm/a(8.6mm/a(Gan et al., 2007)、 5~6mm/a(Thatcher, 2007)、 3.5~6.5mm/a(崔笃信等, 2009)、 0~4.5mm/a(Duvall et al., 2010))。 Li等(2016)和郝明等(2017)基于块体模型获取了海原断裂带的闭锁深度及滑动速率分布变化, 但因该地区GPS站点分布比较稀疏, 特别是近断层区域几乎没有GPS数据记录, 故获取的形变场特征的空间分辨率较低, 在进行运动学参数反演时存在一定的局限性。

近年来, InSAR技术在断裂带震间、 震后微小形变观测中的应用得到了迅速发展(Ferretti et al., 2000; Berardino et al., 2002; Hooper, 2008), 高空间分辨率的InSAR数据能够揭示断裂带近场及沿断层不同段的细微变化差异, 便于精细地定量分析和评价断裂带不同分段的活动速率和闭锁状态, 但目前基于时序InSAR技术的海原断裂带闭锁耦合程度及滑动速率分布等研究还不多。 Cavalié 等(2008)利用1993— 1998年欧洲航天局的ERS雷达数据获取的毛毛山— 老虎山段的滑动速率为4.2~8mm/a, 并发现在老虎山段存在蠕滑现象。 Jolivet等(2012)利用2003— 2009年的Envisat雷达数据再次估算得到毛毛山— 老虎山段的平均蠕滑速率为5mm/a, 局部最大达8mm/a, 与深部的长期加载速率一致, 因此认为这一段不存在应变积累; Jolivet等(2012)基于Okada模型得到的反演结果表明, 在老虎山段存在蠕滑现象且蠕滑运动集中分布在5~15km的深度范围内, 而在蠕滑段以西的天祝地震空区和1920年海原地震破裂段均处于闭锁状态。 Daout等(2016)利用2001— 2011年的Envisat雷达数据获取的金强河段的左旋走滑速率为6.9~10mm/a, 毛毛山段为4.5~6.9mm/a。

本文利用2个轨道的Envisat ASAR长条带数据, 采用基于高相干点目标的PSInSAR时序处理技术, 获取了毛毛山-海原断裂(1920年地震破裂段)中段在2003— 2010年间的InSAR平均形变速率场, 然后将InSAR LOS向形变速率场转换到平行断层的方向, 利用二维反正切模型进行了跨断层形变速率剖面拟合, 获取了剖面线处的断层滑动速率及闭锁深度等参数。 研究结果可为海原断裂构造地区的强震点预测和青藏高原隆升扩展变形机制的探索提供参考和约束信息。

1 数据与处理方法

DInSAR技术已经被广泛应用到地震形变、 山体滑坡及冰川运动等监测领域, 但由于轨道误差、 大气误差、 时空去相干及外部DEM误差等因素的影响, 在测量地表微小形变时存在一定的局限性。 时序InSAR分析方法是解决传统DInSAR技术处理过程中各种精度制约问题的主要途径。 该方法通过对形变区域多年积累的大量SAR影像进行时间序列分析, 可以有效地分离微小形变相位和轨道、 大气等误差相位, 从而实现对断裂带地壳形变的高精度测量。 时序InSAR方法主要包括多相位叠加方法(Stacking)、 永久散射点方法(Persistent Scatterer, PS)和小基线集方法(Small Baseline Subset, SBAS)等(何平, 2014; 李永生, 2014)。

PSInSAR是基于永久散射体的点干涉测量技术, 最早由Ferretti等(1999, 2000)提出。 永久散射体(Persistent Scatterer, PS)指一些人工建筑和裸露岩石等散射特性相对稳定的目标, 其可产生很强的雷达回波信号, 在SAR图像中具有较高的信噪比, 能够在较长时间内保持较高的相位稳定性。 StaMPS(Stanford Method for Persistent Scatterers)是基于PS方法开发的软件包(Hooper et al., 2004; Hooper, 2008), 其联合振幅和相位信息对PS点进行识别, 并且不需要地表形变的先验知识。 StaMPS方法综合考虑时间基线和空间基线, 根据短基线原则组成干涉对网络, 经过配准生成干涉图, 去除平地效应并使用DEM消除地形相位的影响。 基于PS点相位稳定的特性采用振幅离差阈值选择PS候选点, 振幅离差值DA由式(1)表示:

DA=σAμA(1)

式中, σ A为所有影像振幅经归一化处理后某一像素振幅的均值, μ A为振幅标准差。 对于去除平地效应和地形相位的干涉图, 其缠绕相位φ int, x, i可用式(2)表示:

φint, x, i=φdef, x, i+φatm, x, i+Δφorb, x, i+Δφθ, x, i+φn, x, i(2)

式中, φdef, x, i为像元在卫星LOS向运动引起的相位变化, φatm, x, i为大气延迟相位差, Δφorb, x, i为轨道误差, Δφθ, x, i为视角误差(由分辨单元中心与分辨单元内部主散射体的位置偏差所引起, 与DEM误差有关), φn, x, i为噪声。 在获取PS候选点之后, 对每个点的相位残差γ x进行迭代计算:

γx=1N|∑i-1Nexp{j(φint, x, i-φ︿int, x, i-Δφ︿θ, x, inc)}|(3)

式(3)中, N为干涉图幅数, j= -1, φ︿int, x, i为φ int, x, i的空间相关部分的估值, Δ φ︿θ, x, inc为空间不相关视角误差的估值。 每次迭代后计算所有候选点的相位残差γ x的RMS, 并去除抖动较大的点。 当相位残差γ x的改变值小于某一阈值时认为迭代收敛(Hooper, 2006)。 当PS点足够密集, 则多数相邻点的绝对相位差< π , 此时进行相位解缠。 解缠相位包含了空间相关误差和非空间相关误差, 后者可当作噪声进行处理, 前者可分为与时间相关和不相关的2部分。 对于时间相关的部分, 采用时域低通滤波去除。 而对于空间相关且时间不相关的部分, 先进行时域高通滤波, 之后对每个干涉图进行空间低通滤波(Hooper, 2006; 李永生, 2014)。

为了获取海原断裂带的震间速率场, 本文收集了2003— 2010年T333、 T290 2个轨道的Envisat长条带降轨数据, 2个条带的覆盖范围如图 1所示。 T333条带覆盖了毛毛山段、 老虎山段以及1920年海原地震破裂段西端的区域, 本文选取了2003年8月— 2010年8月的20景数据, 组成了54幅干涉对(图2a)。 T290条带横跨1920年海原大地震破裂段, 本文选取了2004年1月— 2010年8月的20景数据, 组成了77幅干涉对(图2b)。 为了保证干涉图的相干性, 干涉对的空间基线均< 350m。

图 1 海原断裂带地质构造背景
红色圆点为海原地震及古浪地震震中; 红色实线为海原地震破裂段; 红色虚线椭圆为古浪地震可能的破裂区域; 蓝色实线表示天祝地震空区; 褐色圆点表示5级及以上地震的震中(1920— 2016年); 白色圆点表示5级以下地震的震中(1970— 2016年); 白色正方形表示城市; 黑色矩形框为InSAR数据的覆盖范围。 LLL 冷龙岭段; JQH 金强河段; MMS 毛毛山段; LHS 老虎山段Fig. 1 Tectonic setting of Haiyuan Fault.

图 2 T333(a)和T290(b)轨道的时间空间基线网络图Fig. 2 Temporal-spatial baseline distribution of tracks T333(a)and T290(b).

基于StaMPS算法流程, 使用ROI_PAC软件将原始数据由RAW格式转化为SLC格式, 使用DORIS软件实现影像配准, 并对影像进行重采样生成干涉图。 使用SRTM 90m分辨率的DEM数据消除地形相位的影响。 基于像元的振幅及相位信息选择稳定的PS点, 将振幅离差值DA设置为0.4, 估计其空间不相关视角误差并去除。 之后使用斯坦福大学的SNAPHU软件进行相位解缠, 最后在空间上进行低通滤波, 再在时间维度上进行高通滤波, 以去除残余的大气误差以及轨道误差。 StaMPS软件在进行轨道斜面的纠正时假设整个区域无二线性形变, 而以左旋走滑运动为主的海原断裂带南、 北2盘具有明显的二线性形变, 故该假设并不适用。 为了解决这一问题, 在校正轨道斜面时, 仅选择整体相干性较好的海原断裂带南盘进行轨道斜面拟合, 并在整个区域内去除该轨道斜面, 最终获取了2个轨道的LOS向平均形变速率场。

2 InSAR形变速率场分析

图 3为利用T333和T290 2个条带获得的海原断裂带的平均形变速率场, 图中覆盖的主要断裂带除1920年海原地震破裂段及其以西的老虎山— 毛毛山段, 还有其北部的香山-天景山断裂带。 整体上图像的相干性良好, 绝大部分区域具有连续的形变点分布, 图像北部的沙漠地区相干性差, 形变点较为稀疏, 在解缠过程中可能会导致解缠误差, 以致局部相干性较差的区域形变速率结果不可靠。 在毛毛山段近断层北侧较小的区域内失相干问题也较为严重。 2个条带的形变速率在海原断裂附近均显示出明显的差异, 整体上断层南盘的速率为正值, 表示南盘向靠近卫星的方向运动, 而断层北侧的速率为0或负值, 表示北盘向远离卫星的方向运动, 这种分布状态与海原断裂带左旋走滑的运动特征一致。 同时, 也发现速率场中有几处显著的局部形变区域。

图 3 T333和T290轨道LOS向平均形变速率场
a 红色圆点代表海原地震和古浪地震的震中; 灰色实线为断层迹线; 黑色虚线为形变速率剖面位置, 剖面宽2km; 紫色三角形为GPS站点; 白色正方形为城市。 HYF 海原断层(狭义); GLF 古浪断层; XS-TJSF 香山-天景山断层。 b、 c 研究区大比例尺图Fig. 3 Average LOS velocity map for track T333 and track T290.

为了进一步分析沿海原断裂带不同断裂的形变速率变化特征, 在2个条带上共绘制了8条垂直于断层走向的速率剖面(图4), 即图 3中的AA'— HH', 剖面宽2km。 其中位于老虎山断裂的5条剖面(AA'— EE')虽然整体的形态类似, 但在断层近场处具有明显的差异。 AA'— CC'剖面(老虎山断裂中西部)显示了平滑的跨断层形变趋势, 符合震间闭锁的跨断层近场形变特征。 DD'剖面(老虎山断裂东部)显示出1处明显的跨断层形变速率陡变, 此处也正是Jolivet等(2012, 2013)确定发生蠕滑现象的位置。 EE'剖面(老虎山断裂东端)则在紧邻断层的北侧揭示出1个显著的LOS沉降漏斗, 沉降范围5~6km, LOS向沉降速率约3.5mm/a, 此现象也与Jolivet等(2012, 2013)的观测结果一致, 其认为这是景泰盆地的沉降, 但实际上景泰盆地还在此沉降点以N约10km处(图5a, b)。 位于海原断裂带1920年地震破裂段的3个剖面(FF'、 GG'和HH')也显示出不同位置的形变差异, 其中海原断裂东段和西段出现类似的较平滑连续变化的垂直断层形变速率梯度。 海原断裂中段有几处显著的漏斗式沉降区域(图5c, d), 经野外实地调查认为这是由当地煤矿开采导致的浅地表局部形变。 煤矿开采引起的沉降现象仅发生在浅地表区域, 而断层活动构造由深部稳滑与构造应力所驱动, 煤矿开采对断层活动构造的影响可通过建模反演或数值模拟等方法进行研究, 这里不再深入讨论。

图 4 海原断裂带不同位置的LOS向形变速率剖面
AA'— EE'为T333条带上老虎山段的LOS向形变速率剖面; FF'— HH'分别为T290条带上1920年海原地震破裂段西段、 中段及东段的LOS向形变速率剖面; 虚线为断层地表迹线位置Fig. 4 LOS velocity profiles at different locations in the Haiyuan fault zone.

图 5 海原断裂带断层近场形变速率的局部放大图
a、 b 老虎山断裂附近的形变速率分布及对应的Google Map; c、 d 海原断裂中部漏斗式沉降形变速率分布(图中蓝色区域)及对应的Google MapFig. 5 Local enlarged view of the near-field deformation velocity in the Haiyuan fault zone.

3 海原断裂带的滑动速率与闭锁深度反演

已有的地质学研究(Burchfiel et al., 1991; Gaudemer et al., 1995)及GPS观测结果(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)表明, 海原断裂是一条左旋走滑断裂, 其运动以沿断层走向的水平形变为主, 垂直形变很小, 同时海原断裂近EW向展布, 其走向与雷达卫星地距向(雷达侧视方向在水平面上的投影)的夹角很小, 因此InSAR对海原断裂的走滑形变很敏感。 基于此, 忽略垂直形变, 同时假设观测到的LOS形变均由沿断层走向的水平形变引起, 进而根据InSAR观测的LOS向形变与地表三分量的几何关系(温少妍等, 2016), 将LOS形变速率直接转换为沿断层水平走滑的速率(图6)。

图 6 T333和T290轨道平行断层的速率剖面及反正切模型的拟合结果
灰色点为由InSAR LOS形变速率转换后的沿断层的形变速率; 红色菱形为沿剖面线2km长度内数据的平均值, 误差棒为该范围数据的标准差; 蓝色实线为最优拟合曲线; V为最优拟合深部滑动速率, D为最优拟合闭锁深度; 虚线为断层地表迹线位置。 剖面位置同图3Fig. 6 Fault-parallel velocity profiles and two-dimensional model fitting results for tracks T333 and T290.

考虑到断层带地壳形变的稳定性, 避免局部速率陡变点对拟合结果的影响, 对形变速率剖面进行平滑处理, 按沿剖面线2km长的窗口计算形变速率的平均值和标准差, 并将剖面线上明显沉降区域的计算结果掩膜掉(Mask), 所得结果如图 6中的红色菱形所示。 基于传统的反正切弹性位错模型(Savage et al., 1973)对海原断裂不同段落的滑动速率及闭锁深度进行了初步估计, 该模型的表达式为

vx=v0πtan-1xD+voffset(4)

式(4)中, vx为距断层x处的断层平行速率, v0为深部滑动速率, x为地面观测点与断层之间的距离, D为断层闭锁深度, voffset为速率偏移常数。 为了解决每个平均值存在的不确定性, 在拟合过程中使用了蒙特卡洛方法。 在每次蒙特卡洛模拟中, 每个平行断层的速率选用服从该处平均值正态分布1σ 误差范围内的随机值。 在误差椭圆的95%置信区间内, 获取了每个剖面线处的最佳拟合曲线, 并得到了此时该处断层的滑动速率、 闭锁深度及其各自的标准差。

最优拟合结果(图 6中的蓝色曲线)表明, 老虎山断裂(AA'— EE')的滑动速率和闭锁深度自西向东存在明显变化, 滑动速率自西向东逐渐减小, 由西段的7.6mm/a减小至最东端的4.5mm/a; 老虎山断裂的西段(AA'、 BB')与中段(CC')均处于闭锁状态, 西段闭锁深度为4.2~4.4km, 中段闭锁深度较大, 达6.9km, 而老虎山断裂东段(DD'、 EE')的闭锁深度< 1km, 即浅地表存在蠕滑现象, 蠕滑速率为4.5~4.8mm/a。 1920年海原断裂带破裂段(FF'、 GG'和HH')整体处于闭锁状态, 滑动速率与闭锁深度自西向东均逐渐增加, 滑动速率由西段的3.2mm/a增加至东段的5.4mm/a, 闭锁深度由西段的4.8km增加至东段的7.5km。

4 讨论与分析
4.1 与已有InSAR结果的比较

将本文获取的InSAR观测结果与Jolivet等(2012)的观测结果进行对比, 发现形变场整体具有良好的一致性(图7)。 对比相同位置的形变剖面, 可见跨断层形变曲线的形态和速率值也显示出高度的一致性(图8), 说明本文的观测结果具有可靠性, 同时也进一步佐证了天祝空区蠕滑段的存在。

图 7 本文所得的形变速率场与Jolivet等(2012)的结果对比
a、 c 本文所得的形变速率场; b、 d Jolivet等(2012)所得的形变速率场Fig. 7 Comparison of the deformation rate field obtained in this paper with the results of Jolivet et al., 2012.

图 8 InSAR LOS向形变速率场结果与Jolivet等(2012)的观测结果的剖面对比
a、 c Jolivet等(2012)的观测结果; b、 d 本研究的结果, 剖面位置见图3。
红色菱形为沿剖面线一定长度内(分别为1km、 0.5km)数据的平均值, 误差棒为该范围数据的标准差Fig. 8 Comparison of InSAR LOS velocity results with observations by Jolivet et al., 2012.

与Jolivet等(2012)的观测结果相比, 本文使用的长条带Envisat数据在SN向覆盖范围更广, 且使用的PSInSAR方法在部分相干性较差的区域仍存在较为稳定的PS点, 因此揭示的形变信息更为丰富。 基于T333条带的观测结果, 在老虎山段获取了28条垂直于断层走向的速率剖面(剖面位置为图 3中的CC'— EE', 沿老虎山段共27km长的范围内, 每隔1km绘制1条剖面, 剖面宽2km), 将LOS形变速率转换为沿断层的水平走滑速率并计算形变速率的平均值和标准差, 结果如图 9所示(图 9中沿断层走向自西向东设标号为1— 28, 标号1为图 3中的CC'剖面, 标号28为图 3中的EE'剖面)。 由图 9可以看出, 不同位置的速率剖面整体形态较为一致, 但在断层近场处有明显区别: 标号1— 6的剖面显示出平滑的跨断层形变趋势, 符合震间闭锁的跨断层近场形变特征; 标号7— 25的剖面均显示出明显的跨断层形变速率陡变, 符合震间蠕滑的跨断层近场形变特征; 标号26— 28的剖面在断层北盘的速率值中近场较远场明显偏大, 此段与景泰盆地的沉降相关。 因此, 老虎山东段的蠕滑段在景泰沉降盆地以W约19km的长度范围内, 这与Jolivet等(2012)获取的蠕滑段长度为35km相比偏低, 分析认为Jolivet等(2012)对蠕滑段长度的计算结果偏大。

图 9 T333轨道老虎山段平行断层的速率剖面
灰色点是由InSAR LOS形变速率转换后的沿断层的形变速率; 红色菱形为沿剖面线2km长度内数据的平均值, 误差棒为该范围数据的标准差Fig. 9 Fault-parallel velocity profiles at the Laohushan segment for the track T333.

4.2 与地质、 GPS结果的比较

为了验证所获取的形变速率场的精度及可靠性, 引入海原断裂带周边区域的GPS水平形变速率场进行对比, GPS速率场数据来源于Li等(2017)。 首先将GPS水平速率场按照InSAR LOS向形变量与水平分量的几何关系, 将GPS转换到LOS方向, 按照误差传播率获取其误差。 其次, 求取GPS站点周围2km范围内InSAR形变点的LOS向平均速率, 将其平均值作为该点的InSAR观测值并求取数据标准差, 所得结果如图 10所示。 结果表明, InSAR的观测结果与转换后的GPS结果之间的差值均基本分布在± 1mm/a的范围内, 在目前时序InSAR测量精度(约1mm/a)允许的范围内二者吻合较好, 表明形变速率场是可靠的。

图 10 InSAR LOS向观测值与转换后的GPS值对比结果
T333条带(a)和T290条带(b)的InSAR LOS向观测值与转换后的GPS值的对比; 横轴为InSAR LOS向观测值, 纵轴为GPS转换值。 阴影区为二者误差在± 1mm/a内的区域Fig. 10 Comparison of InSAR LOS observations and converted GPS values.

崔笃信等(2009)基于Smith 3-D体力模型, 使用海原断裂带附近1999— 2007年的GPS站点及跨断裂GPS剖面观测数据作为约束, 获取的毛毛山段闭锁深度为22.0km, 老虎山段闭锁深度为10.3km。 Li等(2016)基于块体模型使用1999— 2013年的GPS数据获取的该段的闭锁深度为9~23km。 本文基于反正切模型, 使用获取的2003— 2010年的InSAR平均形变速率场进行拟合, 结果表明, 老虎山西段与中段的闭锁深度为4.2~6.9km, 东段的闭锁深度< 1km, 即浅地表存在蠕滑现象; 1920年海原断裂带破裂段整体处于闭锁状态, 闭锁深度为4.8~7.5km。 与前人基于GPS数据的研究结果相比, 本文获取的断层闭锁深度结果偏小。 Song等(2019)基于GPS与InSAR数据联合反演获取的1920年海原断裂带破裂段的闭锁深度为3~6km, 该结果与本文获取的结果一致。 因此, 以GPS为数据源时, 由于GPS站点较为稀疏, 尤其在近断层区域GPS站点的空间覆盖密度十分有限, 对断层模型的约束能力可能存在一定的局限性。 空间高分辨率的InSAR能够很好地解决GPS空间分辨率不足的问题, 有利于获取更为可靠的断层闭锁分布特征。 对于1920年海原地震, 其震源深度普遍认为是17~20km, 而本文所获取的结果明显较浅, 这表明1920年破裂段浅地表闭锁断层的中下部分可能还没有完全恢复, 仍处于震后应力调整阶段, 尚不能形成应力积累, 这也就很好地解释了自1920年以来该段没有发生6.0级以上地震的现象。

将基于反正切模型获取的海原断裂带深部滑动速率与前人的研究成果(Zhang et al., 1988; 何文贵等, 1994; Lasserre et al., 1999; Gan et al., 2007; Cavalié et al., 2008; 崔笃信等, 2009; Li et al., 2009; Duvall et al., 2010; Jolivet et al., 2012; Zheng et al., 2013)进行对比, 结果如图 11所示。 本文基于反正切模型获取的老虎山断裂(AA’ — EE’ )的断层深部滑动速率(图 11中的红色菱形)自西向东存在明显变化, 滑动速率自西向东逐渐减小, 由西段的7.6mm/a减小至最东端的4.5mm/a, 1920年地震破裂段的滑动速率为3.2~5.4mm/a, 与多数已有的研究结果基本吻合。

图 11 滑动速率结果与前人研究成果的对比
红色菱形为基于二维反正切模型获取的断层深部滑动速率; 其它不同颜色的圆点、 实线及多边形为前人的研究结果。
MMS 毛毛山段; LHS 老虎山段; HYF 1920年海原地震破裂段Fig. 11 Comparison of slip rate with previous research results.

5 结论

本文基于PSInSAR技术, 获取了海原断裂带毛毛山— 老虎山段及1920年地震破裂段2003— 2010年间的InSAR视线向平均形变速率场。 结果显示, 海原断裂带南、 北2盘的形变速率场存在明显差异, 与其左旋走滑的运动特征相一致。 通过对老虎山段进行高密度跨断层形变速率剖面分析, 确定老虎山段蠕滑的长度约19km。 基于二维反正切模型对InSAR形变剖面进行了拟合, 获得了海原断裂带不同位置的断层闭锁深度及深部滑动速率。 结果表明, 老虎山段滑动速率自西向东逐渐减小, 由西段的7.6mm/a减小至最东端的4.5mm/a; 老虎山西段与中段处于闭锁状态, 西段闭锁深度为4.2~4.4km, 中段闭锁深度为6.9km, 而老虎山东段的闭锁深度< 1km, 即浅地表存在蠕滑现象, 蠕滑速率为4.5~4.8mm/a。 1920年海原断裂带破裂段整体处于闭锁状态, 滑动速率与闭锁深度自西向东均逐渐增加, 滑动速率由西段的3.2mm/a增加至东段的5.4mm/a, 闭锁深度由西段的4.8km增加至东段的7.5km。 本文的研究结果细化了对海原断裂带不同段运动状态的认识, 并可为探讨断裂带不同段的应变积累状态及区域地震危险性评估提供参考信息。 不过, 本文虽获取了2003— 2010年间老虎山东段的蠕滑范围及蠕滑速率, 但并未对蠕滑的时空演化特征进行研究。 该段蠕滑目前被普遍认为是震间蠕滑。 然而, Zhou等(2018)对1978年伊朗地震的震后余滑进行研究后发现8级大地震的震后余滑很有可能持续百a, 因此不能排除海原断层蠕滑实则是震后余滑的可能性。 引入20世纪90年代的ERS雷达数据和近几年的Sentinel-1A/B数据, 并获取长时间序列的蠕滑段时空演化特征, 判断蠕滑范围与速率是否随时间明显衰减, 有助于确定老虎山东段的蠕滑现象是震间还是震后行为。

致谢 欧洲航天局(ESA)提供了本文研究所用的Envisat ASAR雷达卫星数据; 部分图件由GMT软件绘制。 在此一并表示感谢!

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