摘要：同震地表破裂是地震在地表最直观的地貌表现, 其几何形态和展布特征记录了丰富的断层活动信息。近年来, 高分辨率遥感影像的日益丰富和摄影测量方法等的快速发展, 能帮助我们快速获取研究区高分辨率地形地貌数据, 以便更好地识别地震地表破裂带的精细几何结构, 并测量沿线断错位移分布等信息。文中选取川西理塘断裂1890年地震的同震地表破裂为研究对象, 利用WorldView遥感卫星影像立体像对和摄影测量方法生成了研究区0.5m分辨率的正射影像和1m分辨率的数字高程模型(DEM)。基于此数据解译获取了1890年地震地表破裂带的空间展布范围和精细几何结构, 沿破裂带测量了90组冲沟、 田埂等线性地貌标志的左旋位移, 并统计了其累积概率密度分布(COPD)。结果表明, 理塘断裂全新世中期以来至少经历过4次规模相当的强震事件, 其中最近一次的1890年地震事件的破裂长度约为27km, 同震左旋位移约为1.3m, 估算震级为 MW6.8 ~7.1, 其他3次由老到新的地震事件的同震位移约为1.8m、 1.9m、 1.1m。研究结果充分展示出高分辨率遥感影像数据在同震地表破裂研究中的应用潜力。0 引言
强震(震级>6.5)通常会在地表产生数千米甚至数百千米的同震地表破裂和类型丰富的断错地貌(Wells et al., 1994), 其中同震地表破裂是地震在地表最直观的地貌表现, 其几何形态和展布特征记录了丰富的断层活动相关信息。例如, 基于破裂带的规模可确定地震的震级大小(Bonilla et al., 1984; 邓起东等, 1992; Wells et al., 1994; 冉洪流, 2011), 通过分析断裂沿线不同的地表破裂样式(如地震裂缝、 挤压鼓包、 地震凹陷等)及其组合特征可了解断层的运动性质及破裂过程等(江娃利, 2008; 徐锡伟等, 2008; 于贵华等, 2010; 冉勇康等, 2014; 李海兵等, 2015)。此外, 通过测量和分析断裂沿线不同地貌标志(如冲沟、 阶地、 洪积扇等)的同震位移及累积位移分布, 可进一步了解断层的活动习性, 恢复断层的强震活动历史和复发规律, 对于断裂带上未来地震事件的预测及地震灾害危险性评估具有非常重要的意义(Zielke et al., 2010; Klinger et al., 2011; 马冀等, 2016; Bi et al., 2018; 梁子晗等, 2021)。
野外实地调查是开展同震地表破裂研究最基本的方式和手段, 但对于一些难以到达或气候环境恶劣的地区, 野外调查工作往往会受到极大限制(丁辉等, 2012; 刘静等, 2013)。近年来, 随着高分辨率遥感卫星影像的逐渐丰富及摄影测量方法、 LiDAR等空间测量技术的迅速发展, 快速获取震后高精度、 高分辨率的地形地貌数据成为了可能, 同时, 这也为地表破裂带的精细研究提供了重要的基础资料和数据(刘静等, 2013; 汪思妤等, 2018)。例如, Zhou等(2015)利用Pleiade卫星影像生成的垂直精度约为0.3m的DEM测量得到了2010年墨西哥El Mayor-cucapah MW7.2 地震的同震位移分布; 张成龙等(2022)利用分辨率分别为2m和0.8m的GF-1和GF-7光学影像确定了2022年门源 MW6.7 地震地表破裂带的空间分布特征; 陈桂华等(2022)利用大疆M300RTK无人机拍摄的厘米级分辨率的光学影像详细解析了2021年玛多M7.4地震同震地表破裂的典型破裂特征, 并测量了破裂带的同震和累积位移量。利用这些震后获取的高分辨率遥感影像及地形地貌数据, 可获取地表破裂带的精细几何结构和同震位移分布等信息, 从而帮助我们更好地了解地震破裂特征和断层活动习性。
理塘断裂带是位于青藏高原东缘川滇菱形地块内部的一条左旋走滑断裂, 历史上曾发生1890年和1948年地震等多次历史地震事件(四川地震资料汇编编辑组, 1980; 徐锡伟等, 2008), 断裂沿线至今仍保留着清晰的地震地表破裂。古地震研究结果显示, 该断裂带上还发生过多次规模相似的古地震事件(徐锡伟等, 2005; 张克旗等, 2020; Gao et al., 2021; Wang et al., 2021)。同时, 前人也对该断裂的同震地表破裂开展了一系列研究工作(中央地震工作小组办公室, 1971; 徐杰, 1979; 黄彩权, 1983; 徐锡伟等, 2005; 周春景等, 2015; 刘亢等, 2021; Wang et al., 2021), 获取了一些地震地表破裂的相关信息。例如, 关于1890年地震的地表破裂长度, 目前主要有48~50km(包括推测长度)(徐锡伟等, 2005)和25km(周春景等, 2015; Wang et al., 2021)2种观点, 该地震的同震水平位移为1.8~4.1m(徐锡伟等, 2005; 周春景等, 2015; Wang et al., 2021)。但这些工作大都基于野外实地调查和测量或早期分辨率相对较低的遥感影像数据。本文以理塘断裂带1890年地震的同震地表破裂为研究对象, 利用高分辨率遥感卫星影像立体像对, 并基于摄影测量方法获取了研究区高精度、 高分辨率的地形地貌数据, 在此基础上对破裂带进行了精细的几何结构解译和断错位移测量, 同时结合破裂带的规模对地震震级进行了估算, 并探讨了该断裂带的强震活动历史。
1 研究区构造背景
新生代以来, 印度与欧亚板块的持续碰撞使青藏高原不断向周边扩展和增生, 形成了众多走滑断裂带, 并使得地壳物质沿这些断裂带呈块体状向E运移(Tapponnier et al., 1977; Molnar et al., 2009)。理塘断裂带是位于高原东部川滇菱形活动地块内部的一条以走滑运动为主的断裂, 与北侧的地块边界断裂——鲜水河断裂带大致呈平行展布(图1)。该断裂带作为青藏高原东南部侧向滑移构造系统的一部分, 是理塘地区大地震活动的重要控震构造, 对调整青藏高原物质向E挤出具有重要作用(Tapponnier et al., 1982; 徐锡伟等, 2003; 周荣军等, 2005; 周春景等, 2015)。
图1 理塘断裂带的区域构造位置
图中断层位置来自邓起东等(2002)和徐锡伟等(2003)
理塘断裂带西北起自四川理塘县无量河源头的小毛垭坝盆地北缘, 向SE依次经过毛垭坝盆地、 理塘盆地、 甲洼盆地、 康嘎盆地, 止于德巫以南, 全长约145km(徐锡伟等, 2005), Chevalier等(2016)认为其西北部延伸至措普湖盆地。断裂整体呈 N40°~50°W向展布, 由北向南分为3个次级断裂段, 即毛垭坝盆地北缘断裂、 理塘断裂、 康嘎-德巫断裂(图2)(徐锡伟等, 2005; 马丹等, 2014)。该断裂晚第四纪以来以左旋走滑运动为主, 平均左旋走滑速率为3.2~5mm/a(徐锡伟等, 2005; 周荣军等, 2005; 王阎昭等, 2008)。前人在野外调查中于断裂的3个次级段落上均发现了最新的同震地表破裂, 但关于这3段地表破裂带的归属问题目前仍存在较大争议(徐杰, 1979; 四川地震资料汇编编辑组, 1980; 黄彩权, 1983; 徐锡伟等, 2005; 周春景等, 2015; Gao et al., 2021)。近年来, 随着研究工作的不断深入, 目前普遍认为南段的地表破裂是由1948年理塘地震所致, 中段的地表破裂是由发生在1890年前后的一次地震所致, 而北段最近一次地表破裂型地震很可能发生在距今(119±2)a之前(徐锡伟等, 2005)。此外, 前人在毛垭坝盆地北缘和理塘断裂上还开展了大量古地震研究工作, 结果表明, 公元前3000年以来毛垭坝盆地北缘断裂至少发生过3次古地震事件, 而理塘断裂至少发生过4次古地震事件(徐锡伟等, 2005; 张克旗等, 2020; Wang et al., 2021)。
图2 理塘断裂带的空间几何展布
断裂从北到南可分为毛垭坝盆地北缘断裂、 理塘断裂、 康嘎-德巫断裂
2 影像数据的获取与处理
立体像对指传感器在不同方位对同一地区拍摄的重叠度高于60%的2幅影像, 与人眼因视差产生立体视觉相似。利用遥感卫星立体像对获取DEM的基本原理是对立体像对重叠区域的同名特征点(地面同一点)进行匹配并解算出该点的二维坐标及高程信息, 以此构建三维立体模型(张祖勋等, 2012)。如图3a所示, 卫星在空中不同位置(S1和S2处)对同一区域进行拍摄, 地物A、 B、 C、 D在2幅影像上形成的像点分别为A1、 B1、 C1、 D1和A2、 B2、 C2、 D2, 根据摄影过程的几何反转原理, 由这些同名像点的坐标解算出其对应物方点的三维空间坐标(张剑清等, 2003)。本文使用WorldView-2卫星全色波段0.5m分辨率的立体像对。WorldView-2是美国Digital Globe公司于2019年10月发射的第1颗高分辨率8波段多光谱商业卫星, 其在高770km的太阳同步轨道运行, 平均重访周期为1.1d, 可提供0.46m分辨率的全色影像和1.85m分辨率的多光谱影像。本文获取的影像覆盖范围为沿理塘断裂带中段长约38km、 宽6~14km的区域(图2)。影像采集时间为2020年12月, 天气晴朗, 云量少, 地表植被稀少, 且无积雪覆盖。此外, 我们于2021年10月沿断裂带进行了详细的野外实地考察。
图3 摄影测量方法的基本原理(a)和处理流程(b)(修改自张剑清等, 2003)
本文利用Erdas LPS数字摄影测量系统对WorldView-2卫星影像立体像对进行了后续处理。LPS平台的eATE模块可自动提取高分辨率地形, 生成高密度las点云, 对点云进行滤波处理并插值生成DEM。处理的基本流程如图3b所示, 具体包括:
(1)创建测区工程文件。高分辨率卫星提供用于几何校正的RPC模型(有理函数纠正函数), 因此将传感器几何模型设置为WorldView RPC, 根据影像元数据选择合适的投影类型、 椭球体和基准面。
(2)相对定向。根据自带的有理函数模型(RPC)进行内定向, 恢复摄影时相邻2幅影像摄影光束间的相互关系, 使得同名光线对对相交, 并自动匹配连接点。
(3)空中三角测量。根据自动匹配生成的连接点和内定向生成的方位信息进行空中三角测量。测量结果精度可由均方根误差(Root Mean Square Error, RMSE)体现, RMSE均<0.2, 且各控制点的误差均在1个像素内。
(4)生成DEM和DOM。根据空间前方交会原理, 对立体像对进行密集匹配, 提取las格式的高密度点云, 并对点云进行滤波插值生成DEM, 对影像进行正射校正生成DOM。
基于以上处理流程, 获得了理塘断裂1m分辨率的DEM和0.5m分辨率的正射影像DOM(图4)。
图4 基于摄影测量方法生成的理塘断裂数字高程模型(a)和正射影像(b)
3 理塘断裂地表破裂带的遥感解译与断错位移测量
3.1 地表破裂带的空间展布特征
通过解译高分辨率DEM和正射影像, 并结合野外实地考察, 获得了理塘断裂地震地表破裂带的展布特征和分布范围(图5): 破裂带总长约27km, 整体走向 N40°W, 南东起自嘎日山前(29°50'12.00″N, 100°19'45.13″E), 向NW穿过嘎日山前坡麓地带, 在山前冲洪积扇形成一系列反向陡坎, 地表表现为陡坎顶部草皮撕裂(图6a), 在DEM山体阴影图上表现为连续的线性形迹(图6b), 基于DEM测量得到陡坎的垂直高度为0.5~2.0m。在陡坎前缘形成了不同规模的断塞塘, 由于长期积水, 在正射影像上表现为深色调。同时断层沿线还形成了一系列左旋位错的冲沟, 位错量2~40m不等。总体而言, 嘎日山前破裂带较不连续, 在南东端附近表现为明显的左行右阶排列, 并在阶区形成挤压隆起。破裂带在嘎日山前延伸约8km后进入理塘盆地, 在无量河河漫滩未见明显的地表破裂迹象, 存在约6km的间隔区, 可能是受河流冲刷作用的影响, 导致破裂带未能很好地保存下来。向NW跨过无量河河漫滩后, 在无量河Ⅰ级阶地出现破裂带迹象, 该处的破裂带较为平直连续, 且保存完整, 沿 N40°W方向延伸约5.5km。破裂带在无量河Ⅰ级阶地主要表现为地表土层撕裂和掀斜(图6c), 局部可见斜列的走滑地裂缝、 草皮挤压鼓包等不同的破裂样式。同时由于断层的倾滑作用, 在部分位置形成了高0.3~1.5m的断层陡坎, 陡坎顶部可见地表土层撕裂、 掀斜和斜列裂隙等(图6e), 破裂带在影像上表现为色调较深的线性形迹(图6d, f)。断裂在阶地上同时错断了一系列田埂和纹沟等, 左旋位错量为1~8m, 其中约1m的位错可能代表最近一次1890年地震的同震位错。经过理塘盆地后, 破裂沿村戈乡西北山前展布, 破裂带沿 N40°W方向延展, 横切多条冲沟, 使多条冲沟被左旋位错, 位错量为5~80m, 同时部分位置有明显的垂直分量(图6g), 垂直位错为0.5~1.5m。破裂带在DEM山影图上表现为线性隆起, 在影像上表现为明显的线性色调异常(图6h)。陡坎沿线发育断塞塘, 在影像上表现为深色调。破裂带沿山前延伸约6km后止于伊策隆洼沟2条支沟的交会处(30°01'48.78″N, 100°10'02.88″E)。除此破裂外, 在理塘兵站以西约700m处还发现了另一支次级分支破裂, 该破裂沿山前展布, 横切山前洪积台地, 沿 N70°W方向会入前文所述的山前主破裂带。总体上, 理塘断裂地表破裂带的展布基本与断裂最新的活动迹线重合, 仅局部地段存在少量偏移现象, 地表破裂发育比较连续, 整体分布在一条直线上, 阶区和分支相对较少, 破裂主要表现为左旋剪切运动性质, 局部地区存在一定的倾滑分量。
图5 理塘断裂地表破裂带的空间几何展布
红色线段表示地表破裂迹线, 绿色圆圈表示位移测量点
图6 理塘断裂典型的地表破裂形迹
a、 b 嘎日山前冲洪积扇上的反向陡坎; c、 d 无量河Ⅰ级阶地破裂带呈地表草皮撕裂和连续线性形迹; e、 f 理塘兵站南西约1km处破裂带形迹; g、 h 村戈乡西北山前破裂带形迹
3.2 断错位移测量与分布特征
走滑型地震常沿断裂错断水系、 冲洪积台地、 山脊等地质体和道路、 车辙印、 田埂等线性地物。在合适的外部条件下, 这些被错断的地质体和线性地物可以较好地保存下来, 在高分辨率遥感影像中表现出明显的微地貌特征和色调特征, 从而记录单次地震的同震位错或多次地震事件的累积位错(姜文亮等, 2018; 魏永明等, 2021)。通过对断层沿线断错地貌标志进行恢复, 可以推测地貌标志变形前的几何形状, 研究断层的破裂历史和滑动累积模式等(Zielke et al., 2010; Klinger et al., 2011; Bi et al., 2018)。在理塘断裂带, 断裂主要断错了断裂沿线发育的一系列冲沟、 冲洪积扇、 山脊、 田埂及早期人类活动遗留的线性垄脊等。本文首先在正射影像和DEM山体阴影图上确定断层的位置和断层两侧被断错地貌标志的迹线, 然后利用“反向恢复”的原理确定地貌标志的水平位移(图7)。图7a为冲沟当前的地貌形态, 我们在图中用红线标出断层迹线, 并将冲沟沟心和两侧边缘投影到断层迹线上, 然后通过“反向恢复”重建地震前的冲沟形态。通过对齐冲沟的不同部分(沟心和边缘)以确定最优、 最小和最大位移值, 并由此估计地貌标志水平位移的误差范围(图7b)。对于部分存疑的位移测量值, 我们还进行了野外现场核实, 以确保位移测量值的准确性和可靠性(图7i, j)。
图7 水平位移测量的原理图
a、 b 位移测量及误差范围确定原理; c、 f 正射影像; d、 g 确定断层位置、 走向和冲沟迹线; e、 h 位错恢复图; i、 j 无量河阶地野外实测的位移
基于以上测量方法, 我们沿破裂带共测量了90个冲沟、 纹沟、 田埂等线性地物不同量级的左旋位错(图5c), 记录了每个点的最佳测量值及误差范围, 并将测量值和其对应的测量点沿断层的距离绘制于图8中。总体而言, 测量值的水平位移跨越范围较大, 分布在1~90m之间。最小位移值为1m, 主要分布在无量河 Ⅰ 级阶地处, 可能代表着最新一次1890年地震的同震位移; 最大位移值为82.4m, 分布在村戈西北山前, 显然为多次地震位移累加的结果。此外我们发现, 在沿断裂的不同位置, 位移值的分布范围存在较大差异。伊策隆洼沟至村戈的水平位移量普遍分布在40m以内, 多数分布在5~30m之间, 沿断层约4km和5km处存在2个>80m的冲沟位错, 其中包括整段的位移最大值82.4m。在无量河 Ⅰ 级阶地存在大量纹沟、 田埂位错, 位移分布最为密集, 水平位移量全部分布在9m以内。最新活动的断层在穿过无量河 Ⅰ 级阶地后向E经过了无量河河漫滩, 由于河流的侵蚀作用, 已无明显断层形迹和位移测量标志, 存在约6km长的数据空区, 此区域一直延续至嘎日山西北侧。在嘎日山前测得的水平位移量普遍分布于50m以下, 多数分布于2~15m, 在奔戈乡以南(沿断层约22km处)存在一条冲沟, 其水平位错为40m, 该位错值为此段的最大值。位移值除沿断层具有不同的分布范围外, 不同量级的位移值沿断裂的分布也不均匀。可以看出, 整体上随着位移值的逐渐增大, 其数量逐渐减少, 这主要是由于不断发生的构造活动与气候作用使得断裂沿线老的地貌标志遭受的侵蚀和破坏更为严重, 被保存下来的地貌标志更少, 因此获取的相应位移测量值更少(Klinger et al., 2011)。
图8 理塘断裂沿线的水平位移分布
4 理塘断裂的强震活动历史与地震震级估算
4.1 断错位移揭示的理塘断裂强震活动历史
断裂的长期运动导致断裂沿线一系列不同的地貌标志被断错, 形成了不同量级的断错位移, 并分别记录了断层在不同阶段的强震活动历史(Zielke et al., 2010; Klinger et al., 2011; Bi et al., 2018)。基于本文3.2节得到的位移数据, 选取数据密度最大的无量河Ⅰ级阶地作为研究区, 使用高斯概率密度函数(PDF, Probability Density Function)约束测量点位移值的范围, 对每个测量点的PDF进行累加求和, 可以得到所有位移值的累积概率密度分布(COPD, Cumulative Offset Probability Distribution), 由此区分不同的位移丛集, 并识别不同的古地震事件(Mcgill et al., 1991)。图9展示了无量河Ⅰ级阶地上所有位移测量值的分布及COPD的统计情况。从数据密度上看, 位移量由小到大, 其对应的数据密度有逐渐变小的趋势, 原因可能是老的地震事件形成的位移标志由于各种自然和人为因素被更为严重地破坏。此段的位移均分布在1~9m之间, 在COPD图中大致可划分为4个离散的丛集(图9a), 其峰值分别为1.3m、 2.4m、 4.3m和6.1m。其中最小的位移丛集值1.3m可能代表最近一次1890年地震事件的同震位移, 这与周春景等(2015)在村戈乡东南3km处测得的1.8m的最大同震位移基本一致。另外3个位移丛集则至少分别是2次、 3次和4次地震事件的累积位移。根据周春景等(2015)和张克旗等(2020)在村戈乡南探槽得到的测年结果可知, 无量河Ⅰ级阶地形成于(4 620±40)a BP之后, 从而可以推测自(4 620±40)a BP以来理塘断裂共发生至少4次古地震事件, 分别对应COPD图中的4个位移丛集, 这与前人在该段利用探槽限定的古地震结果也完全一致(徐锡伟等, 2005; 周春景等, 2015; 张克旗等, 2020; Wang et al., 2021)。从COPD图中可进一步估算得到这4次地震事件由老到新的平均左旋位错分别为1.8m、 1.9m、 1.1m、 1.3m。
4.2 理塘断裂的地震震级估算
地震的矩震级通常可由破裂带长度、 同震位移等活动构造定量参数进行估算(Bonilla et al., 1984; 邓起东等, 1992; Wells et al., 1994; 冉洪流, 2011)。Wells等(1994)利用全球各地的历史地震数据建立了不同类型地震的矩震级(MW)、 地表破裂长度和同震位移等之间的经验关系。其中, 走滑型断层的同震地表破裂长度(SRL)与震级(MW)的经验公式为
MW=5.16+1.12×log(SRL)
(1)
走滑型断层的同震地表破裂平均位移量(AD)与震级(MW)的经验公式为
MW=7.04+0.89×log(AD)
(2)
根据图5中地表破裂带的解译结果得到理塘断裂最近一次大地震(1890年前后)的破裂长度约为27km, 这与前人得到的破裂带长度基本一致(周春景等, 2015)。将破裂长度27km代入式(1), 得到该地震的矩震级约为 MW6.8。根据图9中位移COPD的统计结果得到最近一次地震的平均同震位移量约为1.3m, 将其代入式(2), 得到该地震的矩震级约为MW7.1。综合2个经验公式的计算结果, 认为引起理塘断裂地表破裂的1890年地震的矩震级介于MW6.8~7.1之间。此外, 将图9中另外3个位移丛集所反映的地震事件的平均同震位移1.8m、 1.9m、 1.1m代入式(2), 得到3次地震事件的矩震级分别约为 MW7.3、 MW7.3、 MW7.0。这表明除1890年地震外, 理塘断裂自(4 620±40)a BP以来发生了至少3次古地震事件, 震级均约为7.0级, 与1890年地震的震级相当。
5 结论
本文利用WorldView遥感卫星影像立体像对和摄影测量方法获取了理塘断裂1890年地震同震地表破裂区高分辨率的正射影像和DEM数据, 在此基础上对破裂带进行了精细解译, 获得了1890年地震地表破裂的空间展布范围和几何结构特征, 进一步测量了断裂沿线的位移分布, 并对位移测量值进行了统计分析, 得到了以下主要认识和结论:
(1)1890年地震的同震地表破裂长约27km, 整体走向140°, 以左旋走滑运动为主, 局部存在一定的倾滑分量。除在理塘盆地无量河河漫滩处存在约6km无破裂迹线的间隔区外, 其他位置的破裂迹线均较为连续。其中, 嘎日山前的地表破裂表现为左行右阶排列, 发育反向陡坎、 断塞塘、 挤压隆起等。无量河的阶地破裂最为平直, 地表破裂表现为断层陡坎、 雁行状裂隙、 挤压鼓包等。村戈乡西北山前一段主要发育反向陡坎和断塞塘。
(2)理塘断裂自(4 620±40)a BP以来至少发生4次震级约为 MW7.0 的强震事件, 其中最近一次1890年地震的平均水平同震位移约为1.3m, 破裂长度约为27km, 估算矩震级为 MW6.8 ~7.1。另外3次地震事件由老到新平均水平同震位移量分别为1.8m、 1.9m、 1.1m, 估算震级分别为 MW7.3、 MW7.3、 MW7.0, 规模与1890年地震相当。
(3)与前人的工作相比, 本研究利用高分辨率遥感影像获得了理塘断裂地震破裂带更加精细的几何结构和空间展布, 获得了断裂沿线更加密集可靠的断错位移分布, 并在此基础上恢复并重建了断裂的强震活动历史, 所得研究结果充分展现了高分辨率遥感影像在活动构造研究中的广泛应用前景和重要价值。
引用格式：游子成, 毕海芸, 郑文俊, 彭慧, 梁淑敏, 段磊, 覃乙根. 基于高分辨率遥感影像的地震破裂带精细特征研究——以理塘断裂为例[J]. 地震地质, 2023, 45(5): 1057-1073.
转自：“测绘学术资讯”微信公众号
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