基于2014年康定6.3級地震震后形變分析區域介質特征

劉艷慧 朱良玉 季靈運 徐 晶 張文婷 徐曉雪

1 中國地震局第二監測中心，西安市西影路316號，710054

鮮水河斷裂位于青藏高原東緣，是一條分割川滇塊體和巴顏喀拉塊體的弧形左旋走滑大型活動斷裂帶[1](圖1)，在青藏高原東部晚新生代地殼變形中起著重要的調節作用。由于獨特的地理位置與構造背景，鮮水河斷裂帶成為中國大陸西部最主要的強震活動帶之一，1725年至今共發生6級以上地震22次，其中7級以上地震8次[2]，僅中南段(道孚-石棉)于近300 a中就發生過10次6.5級以上地震[3]，顯示出在近代具有強烈的活動性。2014-11-22康定發生的6.3級地震是距今最近的一次強震，打破了鮮水河斷裂帶30 a未曾有大震發生的記錄[4]，也為認識地震的震后形變機制、探索區域流變結構提供機會，進而為判定后續地震危險性提供重要依據。

圖中黑色實線表示斷層，紅色圓圈表示5級以上地震，紅色五角星表示康定地震震中，藍色箭頭表示GPS水平速度場(ITRF2008參考框架下)，藍色框表示InSAR數據范圍；左下角小圖中黑色實線表示二級塊體劃分，紅色圓點表示1990年后7級以上地震，紅色方框表示大圖位置圖1 鮮水河斷裂帶構造背景Fig.1 Tectonic setting of the Xianshuihe fault zone

巖石圈介質的力學結構(尤其是下地殼和上地幔的流變學結構)對地殼形變特征起著決定性作用?；诘卣鹫鸷笳硰椥运沙诂F象，學者們找到一種認識巖石圈流變結構的可行方法：一系列周期性的地震造成區域應力場改變，觸發地殼中層粘彈性應力松弛響應，從而產生與時間相關的地表形變；運用地震周期模型模擬這些與時間相關的震后地表形變，就可以反演該地區的流變結構。例如，在青藏高原內部，Ryder等[5-6]利用1997年瑪尼7.6級地震震后形變，運用地震周期模型，通過瞬時形變速率與深部應力的粘彈性松弛的聯系推斷出該地區存在一個低粘度(粘度系數為4×1018Pa·s)的中地殼層。

前人[7-8]通過地質研究和地球物理測深及成像方法均揭示出青藏高原東緣地區存在與中下地殼物質通道流密切相關的低速低阻異常，并推測在青藏高原東部地殼內的高導層(HCL)具有較低的粘度。然而，前人的研究結果只是定性描述青藏高原東緣區域下地殼存在低阻異常，缺乏對其物理參數的具體研究。康定地震發生后，不少學者[9-10]應用不同時間跨度、不同空間展布的大地測量資料對康定地震震后形變開展初步研究，但是該區域流變結構仍然沒有得到很好的約束。因此，本文以2014年康定6.3級地震震后InSAR形變資料作為約束，采用三層粘彈性地震周期模型及遺傳算法反演鮮水河斷裂南東段康定地震震區深度介質粘彈性層的厚度及粘滯系數，探索該區域深部流變結構，為后續該地區的地震活動預測研究提供幫助。

1 數據與方法

1.1 數據介紹

本文采用2015～2019年兩個相鄰軌道的降軌Sentinel-1影像數據來獲取康定地震的震后形變，軌道號分別為33和135(表1)，東西向覆蓋約 460 km，南北向覆蓋約 480 km(圖1)。InSAR 數據處理采用 GAMMA 商業軟件平臺，引入空間分辨率為 30 m 的 SRTM 數字高程模型作為外部地形信息以提高配準精度；利用兩軌法生成差分干涉圖，使用 DEM 模擬并消除地形相位；考慮到研究區域植被茂盛、氣候多變，InSAR 相干性差，需要對干涉圖進行多視及濾波處理，提高相位相干性；然后進行相位解纏、軌道精化及去大氣等處理；最后采用 π-RATE 軟件包[11]計算鮮水河斷裂帶兩個軌道的平均地殼形變速率場，并將雷達視線方向形變速率轉換到斷層平行方向，得到康定地震沿斷層平行方向的震后形變速度場(圖2)。

表1 Sentinel-1數據參數

圖2 研究區InSAR震后形變速度場Fig.2 Post-seismic deformation velocity field of InSAR in the studied area

1.2 方法

與時間相關的震后形變可以用粘彈性地震周期模型來解釋，在該類模型中，地震周期同震階段產生的應力在深度上通過粘彈性過程得到松弛，從而在整個地震周期的震間期產生與時間有關的地表速度。不同學者研究瑪尼震后形變所用的地震周期模型大多是在均質半無限Maxwell流變粘彈性層上方有彈性上地殼的二層模型的基礎上構建的。由于大地電磁和地震波數據表明鮮水河斷裂下方存在軟流層[12-13]，本文采用三層模型(彈性上地殼和彈性上地幔之間存在一個Maxwell粘彈性中地殼層)[6](圖3)構建粘彈性地震周期模型，以約束康定地區下方中地殼層的厚度和粘度。為計算三層模型在整個地震周期內的時變速度，DeVries等[14]發展了一個地震間變形隨時間演化的二維半解析解，以響應限于中地殼層的粘彈性應力松弛的無限序列周期地震。使用傳播矩陣方法計算位錯引起的應力和位移，同時要求層界面處的應力連續，并在粘彈性三層模型的傅立葉域可以找到對單一地震響應的解。

圖3 三層模型幾何示意圖Fig.3 Geometric sketch of three-layer model

由于時間序列的位移量是對能引起斷層偏移的一系列地震的響應，假設具有復發間隔T的周期地震序列，基于麥克斯韋流變為線性的事實，可以求出單個地震的速度v1，從而得到N次前震的響應：

(1)

式中，t是距離上次地震的時間。隨著地震次數N的增加，地震間速度分布接近一個周期穩定狀態，在N趨于無窮大時，速度v表示為：

v=Δu(C1e-β1t+C2e-β2t)

(2)

式中， Δu為同震偏移，系數C1、C2和弛豫時間β1、β2表示粘彈性中地殼層厚度、彈性上地殼層厚度、同震破裂延伸的深度、Maxwell時間、地震復發周期和波數構成的復雜函數，模型實現代碼已由DeVries等人公開，可在大地測量(GPS、InSAR)數據的約束下，采用遺傳算法反演出該地區巖石圈的流變結構。

遺傳算法是由生物進化論原理發展而來的搜索優化算法，該算法有利于避免最終解陷入適應度局部最大處，能搜索到全局最大處，因而被廣泛應用于地學參數研究領域。本文使用遺傳算法計算時初始種群數為50，交叉概率為0.85，變異概率為0.2，目標函數為模型值與觀測值的殘差加權平方和：

(3)

2 反演結果

為探索與康定地震震后速率相適應的介質參數，我們利用上述三層粘彈性周期模型進行反演，其中粘滯系數的范圍設置為1×(1016～1019) Pa·s，粘彈性層的范圍設置為5～15 km。除了大地測量觀測值，此模型還需要地震復發周期、長期斷層滑動率和有效斷層閉鎖深度等參數。歷史地震、同震滑動和古地震的地表破裂調查結果表明，康定斷裂的地震平均復發周期約為200 a[15]?？刀ǖ貐^分為3個分支斷裂,分別是雅拉河斷裂、色拉哈斷裂和折多塘斷裂，單條斷裂的滑動速率小于10 mm/a，色拉哈斷裂滑動速率約為5.5 mm/a[1]，3條斷層滑動速率之和約為10mm/a[16]。因此，本文將地震復發周期設定為200 a，斷層滑動速率設定為10 mm/a。GPS和InSAR估算結果表明，康定段的閉鎖深度為10～15 km[17-19]，在此范圍內，我們通過測試最終確定閉鎖深度為12 km。另外，通過分析不同彈性層厚度的擬合結果，設定彈性層厚度為12 km。

模型最佳模擬結果如圖4所示。圖4(a)顯示觀測到的地震后速度(藍色點)和每個模型的最佳擬合速度曲線(紅色曲線為三層粘彈性周期模型，黑色曲線為彈性模型)，可以看出，與彈性模型相比，粘彈性模型能更好地解釋該區域的震后形變特征；灰色曲線表示彈性層不同厚度(5 km、10 km、15 km、20 km、25 km)的擬合曲線，結果表明，彈性層越薄，形變速率越大，但當彈性層過薄時，該模型不能約束康定地震震后形變；紅色曲線顯示了當彈性層厚度為12 km時的最優結果，得到粘滯系數為9.9×1017Pa·s，粘彈性層厚度為5 km。結果表明，斷層附近的擬合效果較好，距離斷層越遠擬合效果越差，而且斷層南西盤總體上比北東盤擬合效果要好。當距離斷層大于30 km時，斷層南西盤速度曲線誤差明顯，擬合效果較差。斷層北東盤整體擬合效果不佳，這說明同一粘滯系數并不能同時解釋斷層兩側的形變特征。對其模型殘差(圖4(b))分析發現，南西盤距斷層10 km以內和北東盤距斷層5 km以內的數據擬合殘差較小，最小殘差約為0.01 mm/a；距斷層越遠擬合殘差越大，最大殘差為5.64 mm/a，且斷層左側的擬合殘差遠小于右側的擬合殘差。圖4(c)為遺傳算法收斂曲線，黑點為最優值，藍色為平均值。可以看出，模型能夠快速收斂，在20代收斂于1.6 mm/a，說明反演模型的參數設置合理。

圖4 不同模型的模擬結果Fig.4 Simulation results of different models

鑒于同一粘滯系數不能同時解釋斷層兩側的形變特征，我們將兩側分別反演，結果如圖5所示，上圖(圖(a1)、(b1)、(c1))為斷層左側(南西盤)數據的擬合結果，下圖(圖(a2)、(b2)、(c2))為斷層右側(北東盤)數據的擬合結果。圖5(a)(藍色點表示參與模型計算的約束數據，紅色曲線為3層粘彈性周期模型最優擬合曲線，灰色曲線表示彈性層不同厚度(5 km、10 km、15 km、20 km、25 km)的擬合曲線，黑色曲線為彈性模型擬合曲線)為觀測到的地震后速度和模型最佳擬合速度曲線。相比圖4(a)，兩側分開擬合效果更好，適應康定震后形變約束的南西盤最佳粘滯系數為8.7×1017Pa·s，其相對應的粘彈性層厚度為5 km，距斷層3～30 km范圍內擬合效果較好，小于3 km和大于30 km時擬合效果較差(圖(a1))；北東盤最佳粘滯系數為1.2×1018Pa·s，其相對應的粘彈性層厚度為6 km，距斷層小于15 km時擬合效果不佳，可能是因為形變速率變化過快不能很好地約束模型，而大于15 km時擬合效果明顯優于整體擬合(圖(a2))。圖5(b)為模型擬合殘差，南西盤距斷層過近或太遠時擬合殘差較大，但擬合殘差平均值小于1 mm/a(圖(b1))；北東盤距斷層稍遠(大于30 km)時，擬合殘差較小，擬合殘差平均值同樣小于1 mm/a(圖(b2))。圖5(c)為遺傳算法收斂曲線，黑點為最優值，藍色為平均值?？梢钥闯觯Ｐ途軌蚩焖偈諗?，分別收斂于1.2 mm/a和1.9 mm/a，說明反演模型的參數設置合理。

圖5 斷層兩側分別反演的最佳模擬結果Fig.5 Optimal simulation results on both sides of fault

3 討 論

3.1 震后形變特征分析

為了弄清該三層模型中不同參數對震后形變速度的影響程度及方式，我們嘗試每個參數不同值的正演，結果如圖6所示。假設斷層以10 mm/a的速度滑動，地震復發周期為100 a。當彈性上地殼厚度H=20 km、粘彈性下地殼厚度h=10 km、粘滯系數eta=1×1018Pa·s時，隨著有效閉鎖深度D從1 km變化到20 km，模型產生震后變形的速度越來越快，速度變化量越來越大(圖6(a))；將有效閉鎖深度D固定為20 km，將彈性上地殼厚度H從20 km變化到60 km，模型產生震后變形的速度越來越慢，速度變化量越來越小(圖6(b))；同理，將粘彈性下地殼厚度h從1 km變化到40 km，模型產生震后變形的速度越來越快，速度變化量并不明顯(圖6(c))；將粘滯系數從 1×1016Pa·s變化到1×1020Pa·s，模型產生震后變形的速度越來越快，但速度變化量越來越小，很快達到最大速度值(圖6(d))。實驗表明，隨著有效閉鎖深度增大，形變速率越來越大；上地殼彈性層厚度越大，形變速率越小；下地殼粘彈性層厚度越大，形變速率越大；下地殼粘彈性層粘滯系數越小越容易引起變形。

圖6 不同參數調試的斷層平行速度剖面Fig.6 Parallel velocity profiles of faults adjusted by different parameters

3.2 斷層兩側介質差異

鮮水河斷裂帶位于川滇、松潘-甘孜和揚子3個地塊的交界區，受新生代以來印度板塊與歐亞板塊之間持續的消減和碰撞作用，早期構造活動可追溯到47～42 Ma，并于18～12 Ma分階段性地侵入折多山巖體，在巖漿侵位后，于5.5～3 Ma階段發生韌性左行剪切走滑[20-21]。因此，研究區斷層南西盤以三疊系巖石類型為主的區域出現了新近-古近系侵入巖，而斷層北東盤地層巖性較為復雜，從元古到新生代均有出露，以元古界、泥盆系、石巖-二疊系、二疊紀侵入巖以及三疊紀等巖石類型為主。本文以康定地震震后形變速度為約束，反演鮮水河斷裂南東段下地殼粘滯系數，研究表明，南西盤最佳粘滯系數(8.7×1017Pa·s)小于北東盤最佳粘滯系數(1.2×1018Pa·s)，證明鮮水河斷裂帶南東段兩側上地殼物質存在顯著的橫向介質差異。結合研究區的深部速度結構特征[4, 13]發現，鮮水河斷裂帶南東段東側呈現出高速異常，西側呈現出低速異常，表明鮮水河斷裂帶南東段兩側上地殼物質存在顯著的橫向介質差異，而康定MS6.3地震就發生在該高、低速異常區的分界線上。

4 結 語

1)數值實驗結果表明，隨著有效閉鎖深度增大，形變速率越來越大；上地殼彈性層厚度越大，形變速率越??；下地殼粘彈性層厚度越大，形變速率越大；下地殼粘彈性層粘滯系數越小越容易引起變形。

2)以康定震后InSAR形變資料作為約束，采用三層粘彈性地震周期模型及遺傳算法反演鮮水河斷裂南東段的康定地震震源區深度介質粘彈性層的厚度及粘滯系數。結合鮮水河斷裂區域地質構造背景和地球物理觀測表明，康定區域下地殼粘彈性層的厚度為5 km，粘滯系數為9.9×1017Pa·s，且斷層兩側下地殼流變存在顯著的橫向不均一性；將斷層兩側分別反演得出，斷層南西盤下地殼粘滯系數(8.7×1017Pa·s)略小于斷層北東盤下地殼粘滯系數(1.2×1018Pa·s)。