0 引言
板块内部断层的滑移行为主要包括失稳破裂、 黏着闭锁、 震后无震滑移和浅部蠕滑(Bürgmann et al., 2008)。断裂带上震间闭锁和浅部蠕滑的分布情况决定了断层的发震能力。因此, 确定断层蠕滑的时空分布特征对于定量评估活动断层地震潜能至关重要(Avouac et al., 2015)。近年来, 空间大地测量技术特别是InSAR技术的发展为大范围、 高时空分辨率观测断层的地表形变特征提供了可能(Bürgmann et al., 2000)。毫米级精度的InSAR数据集为研究断层震间滑动行为、 断层面摩擦性质及下地壳和上地幔的流变特性提供了基础, 也为更加准确地评估地震危险性带来了机会(Jolivet et al., 2013; Kaneko et al., 2013; Elliott et al., 2016; Lindsey et al., 2016)。
位于青藏高原东部边界的鲜水河断裂带是中国大陆最为活跃的左旋走滑断裂带之一(图1)。作为巴颜喀拉块体的南边界, 鲜水河断裂带调节着青藏高原物质的SE向运移, 断裂带两侧呈现出明显的运动差异。根据断层的几何不连续性, 鲜水河断裂带以八美为分界点, 可划分为北西段和南东段(Zhang J et al., 2018)。鲜水河断裂带是中国大陆少数具有浅部蠕滑行为的断裂带之一(Harris, 2017)。基于跨断层短基线和短水准观测, 刘本培(1985)和李建中(1986)等率先提出鲜水河断裂带的蠕滑行为。Allen等(1991)基于相同的资料, 首次在国际上报道了鲜水河断裂具有浅部蠕滑的事实, 引起了国际学者的关注。杜方等(2010)基于更长时间的跨断层观测资料认为炉霍段近场的断层震后滑动以左旋蠕滑为主, 由震后早期的10.27mm/a减小至1979年以来的2.27mm/a。Zhang J等(2018)利用超过30a的跨断层资料, 采用速率强化摩擦解析公式得出炉霍地震破裂区的北西和南东端分别以1.3mm/a和3.5mm/a的速率在5.8~7.0km深度内发生蠕滑。这些跨度极短的形变资料主要反映近断层浅地表的运动, 但难以有效约束断层的深部滑动特征。Wang等(2009)综合利用ERS-1/2和Envisat卫星数据结合GPS速度场反演得到的断层闭锁深度仅为3~6km, 推测断层浅部存在蠕滑行为。近年来, 陆续有学者采用Sentinel-1卫星数据研究鲜水河断裂带的断层运动(Ji et al., 2020; Li et al., 2021; Qiao et al., 2021)。Li等(2021)系统研究了鲜水河断裂沿走向的浅部蠕滑速率, 所得结果为4~15mm/a, 最大浅部蠕滑速率出现在2014年康定地震破裂区域, 主要是由浅部余滑所引起。类似地, Qiao等(2021)根据弹性位错模型, 利用更长时间跨度的InSAR形变场数据反演得到的浅部蠕滑速率为3.3~7.8mm/a。
鲜水河断裂带的深部滑动速率也是研究者关注的重点, 国内外学者利用GPS和InSAR等观测手段进行了大量研究。Shen等(2005)利用GPS数据估计鲜水河断裂带北西段的走滑速率约为10mm/a, 这与Loveless等(2011)利用块体模型得到的11mm/a和Zhang(2013)利用剖面投影法获得的炉霍—道孚段的左旋走滑速率基本一致。上述结果小于地质学测定的全新世滑动速率15mm/a(Allen et al., 1991), 与晚第四纪地质学结果10mm/a相当(Bai et al., 2018)。由于该区域的GPS测站分布稀疏, 且存在远、 近场不均匀的问题, 故难以精细刻画鲜水河断裂带沿走向滑动速率和闭锁深度的变化情况。InSAR观测技术的出现为GPS数据提供了有益补充。Ji等(2020)使用2015—2018年的Sentinel-1数据获取了高分辨率的形变场, 并通过滑动分布反演将鲜水河断裂带的滑动速率约束在9~12mm/a范围内, 但由于干涉效果较差, InSAR速度场覆盖不完整, 断层滑动图像较为粗糙。Qiao等(2021)利用2014—2019年的Sentinel-1数据获取的鲜水河断裂带北西段的长期滑动速率为8.8~10.3mm/a。
上述研究估计的断层滑动速率都是基于弹性半空间的地球模型假设, 大地测量数据虽然能够拟合相应的模型, 但由于缺乏考虑下地壳和上地幔黏弹性作用对地表形变的影响, 估计得到的滑动速率可能存在一定偏差。弹性上地壳覆盖在黏弹性下地壳和上地幔的分层模型更加接近真实的地球, 在这种地球分层模型下, 活动断层附近现今的地表速度可能受到过去大地震的影响, 而这种影响的时间和空间尺度取决于该断层的地震历史、 下地壳和上地幔的黏滞系数(Dixon et al., 2002)。自1700年至今, 鲜水河断裂带先后发生M>6地震20余次, M>7地震10余次, 距今最近的一次大地震为1973年炉霍 MS7.4 地震(Bai et al., 2018), 表现出一定的周期复发特征。历史地震活动及黏弹性的下地壳和上地幔是否影响使用现今的大地测量资料约束鲜水河断裂带的滑动速率, 需要进行深入分析。
本文基于小基线集时间序列分析方法(SBAS)处理Sentinel-1卫星数据, 获取2014—2021年鲜水河断裂带地表LOS向平均速度场, 并结合GPS速度场分析其震间形变特征; 然后, 利用马尔科夫链蒙特卡洛方法(MCMC)根据弹性螺旋位错模型估计断层的长期滑动速率和浅部蠕滑速率; 最后, 根据黏弹性地震周期形变模型, 分析地震复发周期及下地壳和上地幔黏滞系数对炉霍段震间断层滑动速率估计的影响。
1 InSAR数据处理
1.1 InSAR时间序列处理
Sentinel-1A和1B卫星分别于2014年4月3日和2016年4月25日发射升空, 以12d为重访周期提供大量覆盖全球的数据, 在某些区域2颗卫星交替过境, 最短可达到6d的时间分辨率。Sentinel-1携带C波段合成孔径雷达, 波长5.54cm, 可不受大气中云层的影响, 能够在各种天气条件下全天候、 大范围重复监测, 为震间形变测量提供了良好的数据集(Elliott et al., 2016)。本研究收集了2014年12月—2021年12月期间覆盖鲜水河断裂带北西段降轨T135的119景影像用于干涉处理。对合成孔径雷达(SAR)影像进行干涉处理时, 茂密的植被会导致严重的空间失相关。因此, 我们选取每年的1—3、 11和12月植被生长相对缓慢、 植被覆盖较为稀疏的影像进行后续干涉处理。
由于震间地表形变的速率较低, 较短的时间基线无法区分地表形变和噪声的影响, 而较长的空间基线则会造成SAR影像失相干。经测试, 本文选择2 000d的时间基线阈值和50m的空间基线阈值, 并选取2018年12月28日的单视复数影像(SLC)作为主影像, 利用加州大学圣迭戈分校开发的开源软件GMTSAR(Sandwell et al., 2011)进行干涉处理。主要处理步骤如下: 1)影像裁剪和拼接; 2)预处理和影像配准; 3)干涉图生成和地形相位校正; 4)采用200m波长的高斯滤波器和自适应Goldstein滤波器(Goldstein et al., 1998)进行滤波处理; 5)使用相位解缠软件SNAPHU(Chen et al., 2000)对滤波后的干涉图进行解缠; 6)采用150m像素间隔对解缠后的干涉图进行地理编码。同时, 使用SRTM提供的30m空间分辨率的DEM辅助提升SAR影像的配准精度, 并校正地形相位对干涉结果的影响。
我们从生成的864对干涉图中手动选择相干性良好、 地形相关相位不显著的解缠相位图, 并保证所有干涉对能够形成完全连接的网络, 再采用小基线集时间序列分析软件MintPy(Zhang et al., 2019)对地理编码后的解缠相位图进行处理。由于手动挑选的干涉对中可能仍然存在解缠误差较大的异常值, 我们通过干涉图网络调整排除这些干涉对, 消除异常值对时序结果的影响。经过若干次迭代处理, 最后得到105对效果良好的干涉对(图2), 之后利用相位闭包技术(Biggs et al., 2007)检查并纠正相位解缠误差。对于大气延迟造成的相位误差, 利用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)提供的ERA-5数据集进行估计并去除(Jolivet et al., 2014)。最后, 估计位移时间序列最佳拟合直线的斜率, 以获得平均速度场和速度场的标准差。
图2 降轨T135时空网络基线图 Fig. 2 Spatio-temporal baseline plots of descending track T135. |
2014—2021年鲜水河断裂带视线向(LOS向)的平均速度场(图3a)显示, 沿断层地表迹线两侧区域呈现出明显的速度差异, 正值表示靠近卫星运动, 负值表示远离卫星运动, Sentinel-1 卫星降轨右视, 可以看出鲜水河断裂带呈现明显的左旋走滑特征。图3b是采用bootstrapping方法得出的LOS向速度场的标准差, 大小约为1mm/a, 表明得到的平均速度场具有较高的可靠性。
图3 a 鲜水河断裂带的LOS向速度场; b 标准差 Fig. 3 Line-of-sight velocities across the Xianshuihe fault zone(a), standard deviation(b). |
1.2 LOS向速度分解与转换
为了进一步验证LOS向速度场的可靠性, 我们收集了该区域的GPS速度场数据(Wang et al., 2020), 并将GPS和InSAR资料统一至相同的坐标系统。首先, 根据式(1)将GPS速度投影到卫星LOS向上, 再采用最小二乘方法确定最优拟合平面, 满足GPS站观测的LOS向形变与1km范围内InSAR平均LOS值残差加权平均值最小。最后, 将其从LOS向速度场中去除, 得到与GPS相同参考框架下的LOS向InSAR速度场。
投影在LOS向上的GPS观测值与对应的InSAR观测值之差的标准差为0.96mm/a, 说明InSAR观测值与GPS观测值有较高的一致性, InSAR观测结果可靠性较高。
为便于估计断层的滑动速率, 我们将LOS向速度场转换为平行于断层的速度场。由于鲜水河断裂以左旋走滑为主, 其垂直于断层方向和垂直向运动分量可忽略不计。通过鲜水河断裂带的走向角θ和卫星飞行方向的单位视线矢量(lookE, lookN), 可将LOS向速度场转换为平行于断层的速度场(图4):
图4 鲜水河断裂带平行于断层的速度 黑色箭头表示GPS速度场(同图1), 黑色矩形框表示弹性模型选取的14个剖面的位置, 红色矩形框表示黏弹性地震周期模型中炉霍段跨断层的剖面位置 Fig. 4 Fault-parallel velocities along the Xianshuihe fault zone. |
2 震间深浅部滑动特征
2.1 断层蠕滑模型
为了研究鲜水河断裂带北西段深、 浅部滑动速率沿走向的变化特征, 我们沿鲜水河断裂带由北西至南东共选取14条长100km、 宽10km的跨断层剖面(图4)。鲜水河断裂带的震间地表速度场主要包含2种不同的形变信号: 1)反映断层深部长期滑动的长波长信号; 2)与断层浅部蠕滑相关的短波长信号。采用Hussain等(2016)提出的方法, 利用二维弹性半空间位错模型(Savage et al., 1973)模拟断层深部的长期滑动速率S, 使用负位错模型(Savage, 1983)模拟从地表到深度为d2(d2<d1)的浅部蠕滑速率C(图5)。
图5 螺旋位错模型示意图 Fig. 5 A schematic of the screw dislocation model. |
2.2 剖面拟合结果
我们应用马尔科夫链蒙特卡洛方法(MCMC)估计上述模型中包含的5个参数及误差。参考前人关于鲜水河断裂带滑动速率和蠕滑特征的研究结果(Wang et al., 2009; Ji et al., 2020; Li et al., 2021; Qiao et al., 2021), 对这些估计参数进行简单约束: 0<S<20mm/a, 0<d1<20km, 0<C<10mm/a, 0<d2<10km, -20<a<20mm/a, 并假定这些参数在该范围内服从均匀先验分布。此外, 还附加约束条件d2<d1。对每条剖面进行10 000次迭代, 取收敛后的9 500次采样, 确定最佳拟合参数和不确定性。
各剖面的深部滑动速率和浅部蠕滑速率的最佳拟合结果如图6所示。鲜水河断裂带北西段断层深部的滑动速率为7.2~11.0mm/a, 浅部的蠕滑速率为0.6~3.1mm/a。浅部蠕滑程度最大的区域主要在1973年炉霍地震破裂东南端的虾拉沱附近(剖面DD', 速率约为(2.8±0.4)mm/a)及道孚和松林口之间(剖面JJ'、 KK'、 LL', 最大速率可达(3.1±0.4)mm/a)。其他区域的蠕滑速率较小, 尤其在仁达—道孚之间(剖面FF'、 GG'、 HH'), 断层浅部几乎处于完全闭锁状态。
图6 剖面上与断层平行方向的速率观测值与拟合值的对比 粉色点表示InSAR获取的剖面上与断层平行的速度, 蓝色实线表示模型的最佳拟合结果, CC'、 FF'、 II'、 KK'中的蓝色点表示GPS在LOS向投影的速度 Fig. 6 Comparied observed fault-parallel velocities to modeled velocities. |
3 考虑黏弹性地震周期影响的滑动速率
3.1 黏弹性地震周期模型
整个地震周期过程主要包括震间应变积累、 同震应变释放、 震后应变调整(Savage et al., 1978)。大地测量方法观测得到的地表形变信息不仅包含断层长期的稳定滑动, 也反映了整个地震周期过程中同震破裂、 震后形变和震间应变积累等瞬态运动的影响。Savage等(1973)提出的弹性半空间位错模型已被广泛用于估计断层的滑动速率, 但其简化了地球模型, 忽略了深部黏弹性作用对于地震周期过程的影响, 无法解释大地震震后的瞬态形变特征(Segall, 2002)。为了确定下地壳和上地幔黏弹性松弛作用的影响, Savage等(1978)提出了与真实的地球更接近的黏弹性地震周期形变模型, 该模型表示为厚度为H的弹性层(上地壳)覆盖在黏弹性半空间(下地壳和上地幔)上, 弹性层上地壳发生周期性的突然滑动(同震滑动), 导致黏弹性下地壳和上地幔的应力发生变化, 由于黏弹性松弛作用, 在地震结束之后很长一段时间内, 这种应力仍通过随时间变化的地表形变的形式释放(Bürgmann et al., 2008)。
3.2 炉霍段滑动速率估计
鲜水河断裂带炉霍段历史上发生过多次大地震, 其中最近的一次为1973年 MS7.4 地震, 表现出一定的周期性复发特征。本文以炉霍段为例, 研究地震复发周期和下地壳上地幔黏弹性作用对断层滑动速率估计的影响。
闻学泽(1990)根据历史地震统计数据, 发现鲜水河断裂炉霍段的地震平均复发周期为131~163a。Allen等(1991)根据四川省历史地震记录认为炉霍段的地震周期为150a。Wang等(2009)基于强震破裂尺度与滑动量的经验关系利用地震滑动量和断层滑动速率估算炉霍段的地震周期为166~200a。孙凯等(2021)基于1973年炉霍地震3.35m的滑动量及其估计的断层滑动速率计算得到炉霍段的地震周期为370~410a。参考以上研究结果, 本文选取地震复发周期T为150a、 200a、 400a, 用于估计断层的滑动速率。
基于不同观测资料和不同研究方法约束的鲜水河断裂带下地壳和上地幔的黏滞系数之间存在一定的差异。张晁军等(2008)利用黏弹性模型拟合1973年炉霍地震震后跨断层形变资料, 得到该地区下地壳黏滞系数约为1019Pa·s量级。Wang等(2021)基于汶川地震震后资料, 得到整个松潘-甘孜块体的下地壳黏滞系数为5.0×1018Pa·s。本文选取5.0×1018Pa·s、 1.0×1019Pa·s、 5.0×1019Pa·s 3 个黏滞系数进行测试分析。假设弹性上地壳的剪切模量 �为30GPa, 则对应的黏弹性松弛时间 �� 分别为10a、 20a和100a。
炉霍段最近一次地震为1973年 MS7.4 地震, 与本文估计的平均速度场时间相距48a。我们根据上述模型和已知约束参数的不同组合, 利用马尔科夫链蒙特卡洛方法(MCMC)拟合炉霍段跨断层剖面(图4)速度, 并估计断层的滑动速率及误差。
表1展示了不同参数组合下估计的滑动速率和闭锁深度结果及对应的误差。模拟结果显示, 在相同的地震周期下, 黏滞系数越大, 则估计的滑动速率也越大; 在相同的黏滞系数下, 地震周期越长, 则估计的滑动速率越小。当地震周期取400a时, 滑动速率随黏滞系数变化较大, 从5.21mm/a变为8.26mm/a, 且其对应的误差也最大。我们认为孙凯等(2021)采用最大滑动量/滑动速率的方法高估了炉霍的地震复发周期, 因而更倾向于根据历史地震资料研究得出的复发周期。综合分析认为, 炉霍段的地震周期为150a, 黏滞系数为5.0×1019Pa·s, 最佳拟合模型的断层滑动速率为(9.85±0.4)mm/a, 略低于基于弹性位错模型得到的结果((10.14±0.5)mm/a)(图7), 最佳拟合模型和观测数据如图7所示。
表1 鲜水河断裂带炉霍段的滑动速率估计 Table 1 Slip rate of Luhuo segment, Xianshuihe Fault |
地震复发周期/a | 黏滞系数/Pa·s | 滑动速率/mm·a-1 | 闭锁深度/km | WRMS/mm·a-1 |
150 | 5.0×1018 | 8.99±0.4 | 4.73±0.8 | 0.7886 |
150 | 1.0×1019 | 9.13±0.4 | 6.96±1.0 | 0.7883 |
150 | 5.0×1019 | 9.85±0.4 | 8.52±1.2 | 0.7881 |
200 | 5.0×1018 | 7.91±0.3 | 4.67±0.7 | 0.7889 |
200 | 1.0×1019 | 8.22±0.3 | 7.35±1.0 | 0.7920 |
200 | 5.0×1019 | 9.56±0.4 | 9.07±1.2 | 0.7906 |
400 | 5.0×1018 | 5.21±0.2 | 4.43±0.5 | 0.7984 |
400 | 1.0×1019 | 5.64±0.2 | 8.03±1.0 | 0.7997 |
400 | 5.0×1019 | 8.26±0.4 | 11.17±1.1 | 0.8022 |
| 注 WRMS(Weighted Root Mean Square)为加权均方根误差。 |
图7 炉霍最佳拟合模型 Fig. 7 Best-fit profile of Luhuo. |
4 讨论
4.1 与已有蠕滑结果的对比
本文利用弹性螺旋位错模型获取的鲜水河断裂带北西段浅部蠕滑速率为0.6~3.1mm/a, 该值沿走向变化, 存在2个蠕滑速率的峰值, 分别位于虾拉沱(剖面DD')和道孚—松林口段(剖面JJ')。该结果明显小于Qiao等(2021)基于2014—2019年的InSAR速度场得到的3.3~7.8mm/a, 而与Zhang J等(2018)利用跨断层短基线获取的结果和Li等(2021)基于InSAR数据通过浅部滑动分布反演得到的结果较为吻合。事实上, Qiao等(2021)估计的浅部蠕滑速率沿鲜水河断裂的变化不显著, 乾宁段甚至达到7.8mm/a, 与Li等(2021)和本文显示的随断层走向变化不符, 也与跨断层短基线存在差异(Zhang J et al., 2018), 这可能与其对InSAR资料的处理及剖面宽度有关。本文获取的1973年炉霍地震破裂的北西端(剖面AA')和南东端(剖面DD')的蠕滑速率分别为1.3mm/a和2.8mm/a, 与Zhang L等(2018)给出的1.26mm/a和3.47mm/a比较接近, 与Qiao等(2021)估计的炉霍南部的蠕滑速率2.7mm/a基本一致。1973年炉霍地震破裂中部的浅部蠕滑速率仅为0.6mm/a(剖面BB'), 说明该区域在地震破裂后快速恢复到几乎完全闭锁的状态(杨见兵, 2020)。另一个蠕滑速率的峰值出现在剖面JJ'的位置, 达3.1mm/a, 然后向S又逐渐减小, 接近闭锁(剖面MM'和NN')。在沿断层40~60km处(剖面FF'、 GG'和HH'), 蠕滑速率几乎下降为0, Li等(2021)认为此处可能存在闭锁的凹凸体。
图8 深部滑动速率和浅部蠕滑速率沿走向的变化 Fig. 8 Deep and shallow creep rates along the Xianshuihe Fault. |
本文基于InSAR数据获取的2014—2021年间鲜水河断裂带北西段断层的深部滑动速率为7.2~11.0mm/a, 存在沿断层走向自西向东逐渐减小的趋势。该结果与Shen等(2005)的GPS结果(10mm/a)较为接近, 与Ji等(2020)和Qiao等(2021)利用InSAR技术获取的北西段的滑动速率结果(分别为9~12mm/a和8.8~10.3mm/a)相近, 存在差别的原因主要与他们解算的LOS形变场及选取的剖面宽度有关。本文选取的剖面跨度小、 数量多, 反映了鲜水河断裂带更加精细的深部滑动特征。
4.2 黏弹性地球模型对滑动速率估计的影响
在一个地震周期的震间阶段, 活动断裂附近的地表形变主要受深部长期滑动、 浅部蠕滑、 震后余滑及下地壳和上地幔黏弹性松弛作用的共同影响。震后余滑是同震破裂引起的破裂面周围延伸区域的无震滑移, 主要发生在震后早期(Zhao et al., 2017)。为了探究地震周期过程中不同阶段内下地壳和上地幔黏弹性效应对滑动速率估计的影响, 假设地震复发周期为150a, 下地壳和上地幔的黏滞系数为5.0×1019Pa·s, 模拟了1973年炉霍地震震后5a、 20a、 75a和125a涵盖整个地震周期的早期、 中期和晚期的地表跨断层速度。从图9中可以看出, 在地震周期的早期, 黏弹性地震周期模型模拟的平行断层速度显著大于弹性位错模型结果。那么, 若采用震后早期大地测量数据估计滑动速率, 未考虑下地壳和上地幔黏弹性作用的影响, 则会高估断层滑动速率。而在地震周期的中后期, 黏弹性地震周期模型模拟的速度又略小于弹性位错模型结果, 表明不考虑下地壳和上地幔黏弹性作用将低估断层的滑动速率。由此可见, 无论在地震周期过程的任何时期, 如不考虑黏弹性作用的影响, 都会高估或低估断层的滑动速率。
图9 炉霍段不同地震周期阶段的速度模拟 Fig. 9 Calculated velocity profiles across the Luhuo segment of the Xianshuihe Fault at different times after the last earthquake. |
假设鲜水河断裂带炉霍段的复发周期为150~200a, 下地壳和上地幔的黏滞系数取 5×1018~5×1019Pa·s, 考虑黏弹性地震周期效应, 该段的滑动速率为(7.91±0.3)~(9.85±0.4)mm/a, 略低于纯弹性位错模型估计的(10.14±0.5)mm/a。因此, 在解释大地测量数据时, 应考虑下地壳和上地幔黏弹性作用的影响。
4.3 黏滞系数对断层近场震后变形的影响
我们将炉霍段的滑动速率和闭锁深度分别设置为9.85mm/a和8.5km, 将地震周期设置为150a, 利用弹性位错模型和黏弹性地震周期模型分别模拟了1973年炉霍地震震后8a、 黏弹性松弛时间分别为10a(5.0×1018Pa·s)、 20a(1.0×1019Pa·s)和100a(5.0×1019Pa·s)的跨断层剖面速度变化情况(图10)。当黏弹性松弛时间为100a时, 2种模型得到的结果几乎一致, 只在断层近场处存在≤1mm/a的差异。当黏弹性松弛时间远小于地震周期时, 2种模型模拟的结果存在巨大差异, 可以看出平行断层速度明显受到黏弹性松弛作用的影响。此外, 虽然受到黏弹性松弛作用的影响, 但从模拟结果来看, 震后早期近场速度不足1mm/a, 远小于震后早期(1976—1984年)虾拉沱场地跨断层基线(133m)观测的地表变形6.0mm/a(Allen et al., 1991)。我们认为虾拉沱观测的非线性变化主要是由地震同震破裂对断层破裂面产生了应力扰动, 从而引起破裂面东南侧的震后余滑所致(杨见兵, 2020)。因此, 仅通过跨断层短基线形变资料获取下地壳和上地幔的黏滞系数存在一定的不确定性(张晁军等, 2008)。
图10 基于不同Maxwell松弛时间计算的炉霍地震震后8a跨断层地表速度的模拟值与跨断层观测值的比较 Fig. 10 Comparison of observed surface velocities to calculated velocities across Luhuo segment of Xianshuihe Fault at 8 years after the Luhuo earthquake with different Maxwell relaxation times. |
4.4 闭锁深度约束的不确定性
从弹性位错模型以及黏弹性地震周期模型的结果来看, 断层闭锁深度无法得到良好的约束, 尤其是弹性位错模型中剖面II'、 KK'、 LL'、 MM'、 NN', 闭锁深度仅为2~4km。这可能是由于该模型无法准确区分深部闭锁深度和浅部蠕滑深度。因此, 在估计断层滑动速率时, 也往往通过先验知识固定闭锁深度。此外, 断层的闭锁深度和滑动速率之间往往存在一定的折中(trade-off), 断层闭锁深度越大, 相应的滑动速率也随之变大。仅通过震间大地测量数据不足以准确估计所有参数, 需要借助地震活动性等更多信息解决这个问题。
5 结论
本文利用2014—2021年的Sentinel-1降轨影像, 通过时序InSAR技术获取了鲜水河断裂带北西段高分辨地表视线向形变速度场, 利用弹性螺旋位错模型研究了深浅部蠕滑的空间分布, 根据黏弹性地震周期模型讨论了地震复发周期和岩石流变特性对炉霍段滑动速率估计的影响。主要结论如下:
(1)利用断层蠕滑模型拟合断层平行速度场的结果揭示出鲜水河断裂带北西段蠕滑特征明显且分布广泛, 蠕滑速率沿断层走向变化, 在虾拉沱(剖面DD')和道孚—松林口段(剖面JJ')蠕滑速率呈现2个峰值, 分别达(2.8±0.4)mm/a和(3.1±0.4)mm/a。同时在仁达—道孚段(剖面FF'、 GG'、 HH')蠕滑速率仅约为(0.3±0.3)mm/a, 存在一个明显的闭锁区。鲜水河断裂带北西段的断层深部现今的滑动速率为7.2~11.0mm/a, 自北西至南东存在逐渐减小的趋势。
(2)利用黏弹性地震周期模型, 通过对不同地震复发周期、 下地壳和上地幔黏滞系数模拟结果进行分析, 我们认为鲜水河断裂带炉霍段现今的滑动速率为(7.91±0.3)~(9.85±0.4)mm/a, 略低于纯弹性螺旋位错模型估计的(10.14±0.5)mm/a。黏弹性模型并不能解释1973年炉霍地震震后早期虾拉沱场地跨断层短基线资料, 我们认为虾拉沱场地观测的震后瞬态变化主要是由浅部震后余滑引起的。
致谢
本文所使用的Sentinel-1雷达卫星数据由欧洲航天局(ESA)提供; 文中部分图件使用GMT软件绘制。在此一并表示感谢!
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陈毅, 赵斌, 熊维, 王伟, 余鹏飞, 余建胜, 王东振, 陈威, 乔学军. InSAR数据约束的鲜水河断裂带北西段震间滑动速率及浅部蠕滑特征[J]. 地震地质, 2023, 45(5): 1074-1091.
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