新疆富蘊斷裂帶樞紐運動的有限元數值模擬研究

高 翔 ,鄧起東,陳漢林洪漢凈

(1.浙江大學 地球科學系,浙江 杭州 310027;2.中國地震局 地質研究所,活動構造與火山重點實驗室,北京 100029)

0 引 言

構造地質學研究正在兩個方面走向深入:一方面是構造地質學定量化研究,如定量活動構造學的發展,其作用是通過各種定量化參數的確定及其相互關系的研究和計算,對相關構造未來的定量活動前景做出評估,從而為增進對其動力學的認識和各種災害的防治做出貢獻,如地震危險性評價問題;另一方面對各種構造的變形機制不斷進行深入剖析,如變形局部化問題就是一個正在引起當代構造地質學界特別注意的問題,例如,為什么大地震不僅發生在斷裂帶上,還常發生在斷裂帶的某些特定部位？也就是在地震發生之前變形是如何集中在斷裂上或斷裂的某一斷層段上,在斷裂作用過程中,初始破裂點是如何發生和發展的？美國國家基金會地球科學部在其2002年和2012年構造地質學新發展的指導書中都討論過這些問題(Earth Science Division,National Science Foundation of America,2002;Earth Sciences at the National Science Foundation of America,2012)。自然,在這一研究中,不同類型的構造及其變形都有自己的特色,如對正斷裂、逆斷裂和走滑斷裂及不同類型的斷裂相關褶皺等等,都必須分別加以研究。本文主要討論的是走滑斷裂。

走滑斷裂在地殼中發育最廣,規模最大,是與地震孕育和發生關系最密切的一種活動斷裂,因而也是學者們最為關注的斷裂(徐嘉煒,1964;鄧起東,1984,1985;聞學澤等,1985;Deng et al.,1986 a,1986b;國家地震局地質研究所,1987;國家地震局地質研究所和寧夏回族自治區地震局,1990;國家地震局“阿爾金活動斷裂帶”課題組,1992;丁國瑜等,1993;吳章明,1993;Grant and Donnellan,1994;環文林等,1995;袑李天,1996;袑李天等,1997;王時標和姚振興,1997;張世民和謝富仁,2001;薄萬舉,2003;Simpson et al.,2006;Murray and Langbein,2006)。1981年,鄧起東和張培震等在對新疆富蘊地震斷裂和活動走滑斷裂帶的研究中發現沿該右旋走滑斷裂的樞紐運動,他們對該走滑斷裂帶的構造和地貌的四象限分布進行了解釋,并進一步用矩形截面梁的旋轉來表示樞紐運動模型,用它來解釋富蘊地震的孕育和發生機制(圖1),并且指出樞紐軸部是斷層兩盤升降運動的支撐點,是阻擋剪切應力的閉鎖段,應力在這里積累,應變在這里發展,大地震在這里孕育。認識樞紐運動所控制的構造和地貌變化,了解樞紐軸部的應力狀態,將有助于進一步認識地震的孕育過程(Chinnery,1961,1963;羅灼禮,1980;張培震,1982;鄧起東,1984,1985)。

圖1 走滑斷裂的變形方式與機制Fig.1 Deformation modes and mechanisms of the strike-slip faults

關于地震之前變形是如何集中在斷裂上或斷裂的某一斷層段上,即變形局部化(Earth Science Division,National Science Foundation of America,2002),以及能否觀測到在大的斷裂錯動發生前先形成的具有啟動斷裂快速錯動傳播的區域及其向失穩發展的物理過程,即地震成核問題(郭增建和秦保燕,1996)是大地震研究中極其重要的問題。目前,變形局部化研究主要是對板塊邊界和大斷裂的研究(Zhao et al.,2003;Benjamin,2008;徐錫偉等,2008),他們利用宏觀觀測數據來分析問題,而對活動斷裂帶中特殊的構造段、點在地震孕育中的應力集中問題還沒有深入。地震成核問題,尤其是成核相問題研究,一般是分析前震和余震序列(Ellsworth and Beroza,1995;Beroza and Ellsworth,1996;Nicholson,1996;Hurukawa,1998;Rastogi and Mandalal,1999;Norihito et al.,2002),馬勝利等(2002)和何昌榮(2000)曾指出利用構造物理方法(摩擦實驗)和數值模擬手段也是研究這一問題有效的途徑。本文立足于前人的工作,希望利用走滑斷裂的樞紐運動模型,對走滑斷裂在運動過程中產生變形局部化和地震成核問題進行進一步探索。我們在野外對富蘊斷裂帶的樞紐運動特征進行了補充調查,尤其是對富蘊斷裂帶不同斷層段的運動特征的轉換、樞紐軸部強烈擠壓的逆掩斷裂和擠壓透鏡體的存在和特點進行了專門的觀察,在野外調查的基礎上,通過數值模擬的方法,進一步研究了走滑斷裂的樞紐運動模型,嘗試從構造地質的角度來研究這些問題。

1 富蘊活動斷裂帶的構造和地貌變形特征

富蘊斷裂帶帶位于中國西北部新疆-蒙古邊界的阿爾泰山西南麓,整體走向 345°,傾向東,傾角70°～80°,長近200 km,是典型的右旋走滑斷裂。沿該斷裂水系、沖溝的位錯表現尤為明顯,晚更新世以來的右旋滑動速率為 0.76±0.24 mm/a(張培震,1982;柏美祥等,1996;新疆維吾爾自治區地震局,1985;Klinger et al.,2011;徐錫偉等,2012)。1931 年在富蘊走滑斷裂帶上發生了一次Mw7.9地震,造成了長達176 km的地震地表破裂帶,這是富蘊活動斷裂帶最新活動的結果。富蘊活動斷裂帶及地震地表破裂帶主體的基本特征是:北段為長約55 km的正斷層,中段為長約78 km的走滑斷層、逆掩斷層,南段為長約33 km的逆走滑斷層(圖2)。各段斷層的運動性質發生明顯的變化。

北段:卡拉先格爾以北的恰爾溝至喀伊爾特,在斷裂東盤連續出現了呈串珠狀排列的喀伊爾特、可可托海、吐爾洪三個盆地。它們均為主斷裂控制的單側斷塞型斷陷,是在主斷裂活動過程中,西盤山體相對掀斜上升,東盤沿主斷裂相對下降形成的斷塞型盆地。可可托海盆地和吐爾洪盆地規模較大,主斷裂的正斷作用顯著,沿主斷裂發育同坡向正斷層型地震陡坎和張性溝槽,坎高一般為0.5～1 m,溝槽深一般為0.2～2 m(圖3、4)。

圖2 富蘊斷裂帶構造位置與幾何結構Fig.2 Location and geometry of the northern segment of the Fuyun fault zone

中段:北起卡拉先格爾以北的恰爾溝向南經薩熱巴斯陶、托斯巴斯陶至新山口,在新山口一帶以一個寬約1 km的右階階區與富蘊斷裂帶南段相隔,是斷裂帶結構最復雜、水平位移量最大的斷層段。

圖3 富蘊斷裂帶北段東盤的斷塞型盆地和西盤的隆起塊體Fig.3 Sag-pond basin in the eastern and uplift in the western side at the northern segment of the Fuyun fault zone

富蘊斷裂帶中段的構造表現出以下三個最大的特點:(1)在本段斷裂帶內存在多個長軸狀擠壓透鏡體(圖5),大者如卡拉先格爾透鏡體(長7 km,寬1.8 km,圖6c),小者如南托斯巴斯陶透鏡體(長 1.7 km,寬0.7 km)。這些透鏡體長軸方向平行于富蘊主斷裂帶,透鏡體西側發育的主斷層及一系列次級斷裂均為東傾逆斷層或弧形逆斷層,斷層傾角一般僅 30°～50°,具有明顯的逆斷層垂直位移。透鏡體東側斷裂則為正走滑斷層,在透鏡體頂部常常發育復雜的平行透鏡體軸向的正斷層。總之,這些構造透鏡體表現出強烈的擠壓特征;(2)在富蘊斷裂帶中段的不同地段出現低角度傾斜的逆掩斷層,如在玉勒肯哈拉蘇一帶,斷裂帶表現為低角度逆掩斷層,地表出現較低的斷層陡坎,高僅0.5 m左右,陡坎角度也逐漸平緩,斷層不再呈直線狀切穿山脊和沖溝,而是根據 V字形法則繞著坡腳延伸(圖6a)。在玉勒肯哈臘蘇附近有幾條出露的沖溝壁上見到逆掩斷層,斷層傾角僅20°左右(圖6b)。這種低角度逆掩斷層的出現,也說明富蘊斷裂帶中段遭受了強烈擠壓作用;(3)富蘊斷裂帶中段是斷裂水平位移最大地段。雖然根據最新的研究,1931年地震同震最大位移量僅約6.7 m,與前人10～14 m的結果差別較大,但該值依然出現在卡拉先格爾透鏡體東側的阿克薩依附近(徐錫偉等,2012)。

南段:北起新山口,沿夏貝爾特山西麓延伸,向南達庫爾尕克薩依北。與富蘊斷裂帶北段相反,南段東盤上升,逆斷層陡坎更加顯著,陡坎高約4 m以上。西盤下降,與廣闊的戈壁沙漠融為一體。

圖4 富蘊斷裂帶北段的斷層陡坎Fig.4 Fault scarp in the northern segment of Fuyun fault zone

圖5 富蘊斷裂帶中段和南段的構造與地貌特征Fig.5 Tectonic and geomorphic characteristics of the middle and the southern segments of the Fuyun fault zone

圖6 富蘊斷裂帶中段的逆掩斷層陡坎(a)、逆掩斷層剖面(b)和擠壓透鏡體剖面(c)Fig.6 Overthrust fault scarp in the middle segment of the Fuyun fault zone (a),section of the overthrust fault (b),and section of a squeezed lens (c)

綜合上述構造和地貌特征,以卡拉先格爾-新山口斷裂段為中心,富蘊斷裂帶及其兩側構造和地貌呈現四象限分布特征。北段主斷層為正斷層,受正斷層的影響,西盤上升,東盤下降。北段的三個斷塞型盆地僅受西側主斷裂帶控制,盆地面向西傾斜,沉降中心均緊靠斷層。南段正好相反,東盤抬升,西盤下降,為逆走滑斷裂。斷裂帶中段表現出強烈的擠壓特征,是斷層樞紐運動的軸部(圖7)。

2 數值模擬

圖7 富蘊斷裂帶各段剖面示意圖Fig.7 Sections of different segment of the Fuyun fault zone

在進一步了解富蘊斷裂帶基本構造與地貌變形特征的基礎上,建立了走滑斷裂的樞紐運動模型,利用數值模擬的方法可以進一步探討樞紐軸部在樞紐運動中所起的作用,以及在走滑型地震孕育過程中的狀態。數值模擬方法具有條件可控制、過程可重復、有助于補充現場觀測資料、高效、直觀等優點。有限元法是最基本、應用最廣泛的數值模擬方法(馮吉利等,1999;Malservisi等,2003;周偉新等,2003;和平等,2011;楊杰等,2011)。本文選用的 ANSYS分析平臺,也是應用比較廣泛的大型有限元分析軟件之一。

2.1 建模與計算

為了便于計算和分析,對模型做如下假設:(1)走滑斷層面是一個完整的面,斷層兩盤是各向同性的均一彈性介質;(2)初始地表為水平面;(3)不考慮研究區內的其他斷層以及斷層間的相互作用,也不考慮斷層兩盤重力的作用;(4)邊界條件以主壓應力作用為主,邊界力在模擬過程中保持不變。富蘊斷裂帶模型的相關參數見表1。

根據上述條件和假設,富蘊模型長 176 km,寬40 km,深40 km(約為震源深度的2倍),X正方向為斷層走向(345°)。將長方體一分為二的一個傾斜接觸面作為斷層面,摩擦系數0.5,斷層面陡立(傾角85°,傾向NE)。斷層面東、西兩側各4 km設為斷層弱化帶,剪切模量為正常值的 1/10。模型統一用四面體單元(Solid186)劃分網格,單元邊長4 km,在樞紐軸部附近加密,共37043個單元,53114個結點。將主壓應力(單位:MPa)沿X、Y方向分解(因為不清楚實際的邊界條件,只好借助震源機制解。根據富蘊地震震源機制得知主壓應力值及其在平面上的投影方向,然后將主壓應力值按照其平面投影的方向進行分解),作用在斷層面單元上(X:25,Y:31)。固定斷層面中心的若干個結點(初始固定結點數 n=18)作為樞紐軸部和閉鎖區(圖8)。

表1 富蘊斷裂帶模型參數Table1 Parameters for modeling of the Fuyun fault zone

使用 ANSYS軟件平臺進行數值模擬,完成的主要工作是:

(1)模擬應力積累階段斷層兩盤受區域應力場作用下發生的樞紐運動。在模型的斷層面單元上施加水平應力,并且固定斷層面中心的若干個結點作為閉鎖區(n=18),計算斷層的運動與變形。

(2)分析影響斷層樞紐運動的2個因素,即斷層面傾角和閉鎖面積對樞紐作用的影響。在(1)計算的基礎上,改變斷層面傾角(85°、70°)、閉鎖面積(24 km2、160 km2)。比較計算得到的最大垂直位移量,分析這些邊界條件改變對斷層樞紐運動的影響。

(3)研究樞紐運動下斷層面應力分布及變化情況。模擬斷層兩盤在水平力作用下樞紐運動時的斷層面應力,并且保持除了地表面(頂面)、底面以外的其他面固定。

2.2 結果與討論

2.2.1 水平應力場下的樞紐運動

圖8 富蘊斷裂帶力學模型與單元格劃分Fig.8 Mechanical model for the Fuyun fault zone and its cell division

根據上述假定和邊界條件,模擬結果表明,走滑斷層受區域水平應力場控制的樞紐運動確與矩形截面梁的扭轉相似,表現出典型的掀斜特征(圖9)。如圖所示,模擬結果反映了斷層一盤在垂直方向(Z)的位移分布,藍色、負值表示位移方向與正方向相反,是最大抬升量,紅色、正值表示位移方向與正方向一致,是最大下陷量。東盤沿斷層面發生旋轉,北低南高,北端下降,南端抬升,中段垂直位移為零。相當于在構造上,北段表現為正斷層,南段表現為逆斷層。在地貌上北段東盤表現為盆地,北段西盤為隆起,南段則正好相反,東盤為隆起,西盤為盆地。均與富蘊斷裂帶的構造和變形特征一致。

2.2.2 影響樞紐運動的因素

從模型構成的要素看,樞紐運動與水平應力大小、斷層面上摩擦力大小、樞紐軸部的屬性有關。斷層面上的摩擦力受摩擦系數、斷層面傾角控制,而樞紐軸部的屬性表現為其面積的大小。在水平應力與摩擦系數為常量的條件下,分別改變斷層面傾角和樞紐軸部面積,均能改變樞紐運動狀態。

圖9 富蘊斷裂帶模型樞紐運動Fig.9 Pivotal movement of the Fuyun fault zone

(1)斷層面傾角

根據模型邊界條件,計算斷層面傾角分別為85°和 70°兩種情況,可以發現,隨著斷層面傾角的減小,隆起和下陷的垂直位移量明顯增大。其最大隆起量從15507 m增加到19333 m,最大下陷量從15685 m增加到19161 m(圖10)。這可能是因為斷層面傾角的減小導致作用在斷層面的正應力和摩擦力減小,有利于沿斷層面滑動的樞紐運動的發生。

(2)樞紐軸部閉鎖面積

根據模型邊界條件,逐步擴大閉鎖的面積(增加固定結點的數目),通過比較斷層兩盤的垂直位移量變化可以了解其對樞紐運動的影響。當閉鎖面積分別為 24 km2(n=24)、160 km2(n=204)時,由圖可知,隨著斷層面閉鎖面積的增大,隆起和下陷的垂直位移量顯著減小。東盤最大隆起量分別為 15507 m、1566 m和177 m,最大下陷量分別為15685 m、1681 m、265 m,掀斜運動明顯受阻(圖11)。推測是因為閉鎖面積的增大導致應力更加容易積累、集中,阻礙了沿斷層面滑動的樞紐運動的發生。

2.2.3 樞紐軸部剪切應力分布

斷層兩盤能自由移動是比較理想的情況,實際上我們還要考慮:(1)斷層運動需要在兩端終止;(2)變形集中在斷層附近,遠離斷層面的東西兩側位移均為零。因此,改變模型邊界條件,在斷層面上施加剪切力(單位:N),利用水平應力換算,F富=(25–31×sin85°×0.5)×106×40000(深)×4000(單元邊長)=1.3×1015N,將斷層兩盤東西南北面全部固定(各個方向位移為零),可以模擬上述效果。

圖10 斷層面傾角變化對樞紐運動的影響Fig.10 Influence of dip angle of fault plane on changes of pivotal movement

圖11 閉鎖面積變化對樞紐運動的影響Fig.11 Influence of block area changes on pivotal movement

通過野外調查,我們對樞紐軸部的作用有過一些分析和論述,而模擬結果證實了我們的分析。截取樞紐運動中樞紐軸部的橫截面(深度20 km,與地表面平行的橫截面),可以發現從剪切應力狀態看,一方面,其作用范圍(淺藍色區域)是一個狹長的條帶,大約是斷層兩盤寬度的三分之一,說明這是走滑斷層產生樞紐作用形成局部應力場的結果,不是一種區域變形;另一方面,剪切應力在樞紐軸部位置分布不連續,說明剪切應力在這里受阻、累積。因此,樞紐軸部很可能是大地震的孕育部位,并且在孕震階段,成為樞紐運動的支撐點,使得地貌出現四象限分布的特征(圖12)。

2.2.4 斷層面應力狀態

圖12 樞紐軸部附近橫截面剪切應力分布Fig.12 Distribution of shear stress in the section near the pivotal axis

既然應力能在樞紐軸部累積,我們就需要考察它究竟是如何集中的。同樣截取斷層面上應力的分布狀態(圖13),可以發現伴隨樞紐運動的進行,富蘊模型斷層面上的樞紐軸部及其附近地區出現了 2個應力集中區,應力以同心圓圈狀向其核心集中,其核心是應力集中區內應力最大的部位,核心區的最大值(紅點)約 69.6 MPa。應力集中區的面積一直在增大,主要表現在外圍,說明應力一直在向核心集中。核心面積約為0.04 km2,遠遠小于樞紐軸部面積(16 km2)。

由此可見,在閉鎖區存在一個相對穩定的區域(應力集中區),使得應力由外向內一直處于積累狀態。其內部核心是整個斷層面上應力最高的區域,且面積肯定比閉鎖區面積小很多。而在其他地區,也可能存在應力集中區,但是其核心所具有應力值要比樞紐軸部的核心小。這個核心的形成過程,就是應力局部化和集中的過程,它反映了地震成核的過程。這種成核作用是長期存在的,貫穿樞紐運動始終,不同于地球物理概念中的短期震源成核。

3 主要認識

綜上所述,通過分析富蘊斷裂帶樞紐運動所產生的構造地貌變形和數值模擬結果,可以得到如下認識:

(1)走滑斷層受區域水平應力場控制的運動與矩形截面梁的扭轉相似,表現出典型的掀斜特征。樞紐軸部是斷層兩盤發生升降的支撐點,是樞紐型地震的發震部位,是走滑斷裂的閉鎖區。它在樞紐運動過程中處于最強烈擠壓的狀態,應力將在這里集中與釋放。

圖13 富蘊模型斷層面應力集中過程Fig.13 Localization process in the Fuyun fault plane

(2)研究了可以影響樞紐運動的 2個因素:①斷層面傾角。隨著斷層面傾角的減小,隆起和下陷的垂直位移量一直在增大;②閉鎖區面積。隨著斷層面閉鎖區面積的增大,隆起和下陷的垂直位移量顯著減小,運動明顯受阻。

(3)樞紐運動階段,斷層面上構造應力從四周向閉鎖區集中。在閉鎖區存在一個相對穩定的區域(應力集中區),使得應力由外向內一直處于積累狀態,其內部核心具有最大的應力。應力集中區可以比閉鎖區面積小,也可以比它面積大。但是核心的面積肯定比閉鎖區面積小很多。這個核心的形成過程,就是應力局部化和集中的過程,也是地震的成核過程。

變形局部化和地震成核問題實質上反映了地震震源在斷裂的某個位置上形成、發展和破裂的過程。這是一個極為復雜且尚未被真正認識的過程。對富蘊斷裂帶樞紐運動的數值模擬研究得到了與變形局部化和地震成核類似的過程,使我們有理由相信利用樞紐運動模型解釋走滑斷裂的變形與孕震機制是合理的,并希望在今后能夠將研究更加推向深入。

致謝:感謝馬冀同志在成文、修改過程中所做的大量細致的工作！

柏美祥,羅福忠,尹光華,向志勇,沈軍,石樹中,丁德軒,郭恒祖,阮成雯.1996.新疆可可托海-二臺活動斷裂帶.內陸地震,10(4):319–328.

薄萬舉.2003.中國大陸地殼形變及孕震機制研究.山西地震,(3):37–45.

鄧起東.1984.斷層性狀、盆地類型及其形成機制.地震科學研究,(1)-(6)連載,(1):59–64;(2):57–64;(3):56–64;(4):58–64;(5):58–64;(6):51–59.

鄧起東.1985.富蘊地震斷裂帶的破裂機制 // 新疆維吾爾自治區地震局.富蘊地震斷裂帶.北京:地震出版社:105–119.

丁國瑜,田勤儉,孔凡臣,謝宵峰,張立人,王立平.1993.活斷層分段——原則、方法及應用.北京:地震出版社:1–143.

馮吉利,鐘鐵毅,溫科偉.1999.非局部模型與變形局部化數值模擬.固體力學學報,20(1):16–25.

國家地震局“阿爾金活動斷裂帶”課題組.1992.阿爾金活動斷裂帶.北京:地震出版社:1–319.

國家地震局地質研究所.1987.郯廬斷裂.北京:地震出版社:1–254.

國家地震局地質研究所,寧夏回族自治區地震局.1990.海原活動斷裂帶.北京:地震出版社:1–315.

郭增建,秦保燕.1996.震源成核過程研究綜述.國際地震動態,(2):1–5.

何昌榮.2000.斷層上的地震成核過程與前兆模擬研究.中國地震,16(1):1–13.

和平,李志雄,陸遠忠,邵志剛.2011.斷層面的有限單元模擬方法綜述.西北地震學報,33(2):186–194.

環文林,張曉東,宋昭儀.1995.中國大陸內部走滑型發震構造的構造變形場特征.地震學報,17(2):139–147.

羅灼禮.1980.震源應力場、形變場和傾斜場.地震學報,2(2):169–185.

馬勝利,馬瑾,劉力強.2002.地震成核相的實驗證據.科學通報,47(5):387–391.

Malservisi R,陳連旺,王文清.2003.走滑蠕變斷層的數值模擬以及對加于利福尼亞海沃德斷層的推論.地殼構造與地殼應力,(3):8–20.

水利水電科學研究院,水利水電規劃設計總院,水利電力情報研究所.1991.巖石力學參數手冊.北京:水利水電出版社:1–539.

王時標,姚振興.1997.鮮水河斷裂帶地震孕育時空相關性研究.地震學報,19(6):600–607.

王有學,韓果花,姜枚,袁學誠.2004.阿爾泰-阿爾金地學斷面地殼結構.地球物理學報,(2):240–249.

聞學澤,黃圣睦,江在雄.1985.甘孜-玉樹斷裂帶的新構造特征與地震危險性評價.地震地質,7(3):23–32.

吳章明.1993.內部張剪切斷層與強震發生的構造部位.華北地震科學,11(1):11–18.

新疆維吾爾自治區地震局.1985.富蘊地震斷裂帶.北京:地震出版社:1–206.

徐嘉煒.1964.郯城-廬江深斷裂帶的平移運動.華東地質,(5):15–20.

徐錫偉,孫鑫喆,譚錫斌.2012 .富蘊斷裂:低應變速率條件下的斷層習性.地震地質,34(4):606–617.

徐錫偉,于貴華,馬文濤,林傳勇,Klinger Y,Tapponnier P.2008.昆侖山地震(Mw7.8)破裂行為、變形局部化特征及其構造內涵討論.中國科學(D輯),38(7):785–796.

楊杰,陳新民,沈建.2011.斷層斷裂過程的數值模擬.西北探礦工程,(9):19–24.

張培震.1982.富蘊地震斷層帶的變形特征與破裂機制——一條脆性剪切破裂帶的研究.北京:中國地震局地質研究所碩士學位論文:1–99.

張世民,謝富仁.2001.鮮水河-小江斷裂帶7級以上強震構造區的劃分及其構造地貌特征.地震學報,23(1):37–44.

周偉新,楊主恩,孫君秀,趙瑞斌.2003.1996年瑪納斯7.7級地震孕震過程的數值模擬研究.地震地質,25(4):609–616.

Benjamin S.2008.Modern strain localization in the central Walker Lane,western United States:Implications for the evolution of intraplate deformation in transtensional settings.Tectonophysics,457(3):239–253.DOI:10.1016/j.tecto.2008.07.001

Beroza G C and Ellsworth W L.1996.Properties of the seismic nucleation phase.Tectonophysics,261(1–3):209–227.

Chinnery M A.1961.The deformation of the ground around surface faults.Bulletin of the Seismological Society of America,51(3):355–372.

Chinnery M A.1963.The stress changes that accompany strike-slip faulting.Bulletin of the Seismological Society of America,53(5):921–932.

Deng Q D,Wu D N,Zhang P Z and Chen S F.1986a.Structure and deformational character of strike-slip fault zones.Pure and Applied Geophysics,124(1/2):203–223.

Deng Q D,Chen S F,Song F M,Zhu S L,Wang Y P,Zhang W Q,Jiao D C,Burchfiel B C,Monlar P,Royden L and Zhang P Z.1986b.Varivations in the geometry and amount of slip on the Haiyuan(Nanxihuashan)fault zone,China,and the surface rupture of the 1920 Haiyuan earthquake // Earthquake Source Mechanics.Geophysical Monograph Series,37:169–182.

Earth Sciences Division,National Science Foundation of America.2002.New Departures in Structural Geology and Tectonics.A White Paper.

Earth Sciences at the National Science Foundation of America.2012.New research opportunities in the earth sciences at the National Science Foundation of America.

Ellsworth W L and Beroza G C.1995.Seismic evidence for an earthquake nucleation phase.Science,268(5212):851–855.

Grant L B and Donnellan A.1994.1855 and 1991 survey of the San Andreas fault:Implications for fault mechanics.Bulletin of the Seismological Society of America,84(2):241–246.

Hurukawa N.1998.The 1995 Off-Etorofu earthquake:Joint relocation of foreshocks,the mainshock,and aftershocks and implications for the earthquake nucleation process.Bulletin of the Seismological Society of America,88(5):1112–1126.

Klinger Y,Etchebes M,Tapponnier P and Narteau C.2011.Characteristic slip for five great earthquakes along the Fuyun fault in China.Nature Geoscience,4(6):389–392.

Murray J and Langbein J.2006.Slip on the San Andreas fault at Parkfield,California,over two earthquake cycles,and the implication for seismic hazard.Bulletin of the Seismological Society of America,96(4B):S283–S303.

Nicholson C.1996.Seismic behavior of the southern San Andreas fault zone in the northern Coachella valley,California:Comparison of the 1948 and 1986 earthquake sequence.Bulletin of the Seismological Society of America,86(5):1331–1349.

Norihito U,Tomomi O and Hasegawa A.2002.Foreshock and aftershock sequence of the 1998 M5.0 Sendai,northeastern Japan,earthquake and its implications for earthquake nucleation.Bulletin of the Seismological Society of America,92(6):2465–2477.

Rastogi B K and Mandalal P.1999.Foreshocks and nucleation of small to moderate-sized Koyna earthquake (India).Bulletin of the Seismological Society of America,89(3):829–836.

Simpson R W,Barall M,Langbein J,Murray J R and Rymer M J.2006.San Andreas fault geometry in the Parkfield,California Region.Bulletin of the Seismological Society of America,96(4B):S28–S37.

Zhao S,Wu X and Hori T.2003.Deformation and stress localization at the Nankai subduction zone,southwest Japan.Earth and Planetary Sciences Letters,206:145-160.