2019, Vol. 39
2. 中国科学院大学，北京市玉泉路19号甲，100049
随着印度板块和欧亚板块的挤压碰撞，青藏高原东南缘相对于稳定的华南板块作顺时针旋转，小江断裂带和红河断裂带是发育于此过程的2条大型活动走滑断裂带。小江断裂带为分隔青藏高原东南部与华南地块的近SN向走滑断层，红河断裂带为横贯青藏高原东南部NW-SE向走滑断层。大地测量和地质观测研究表明，红河断裂带中段右旋滑动速率为1~5 mm/a，小江断裂带左旋滑动速率为6±3 mm/a，意味着这2条活动断裂带的潜在地震危险性很高[1-2]。在过去的500 a里，小江断裂带共发生4次7级以上地震，其中包括1833年嵩明8级地震；红河断裂带发生2次7级左右地震[3-4]。1970年云南省通海县MS7.7地震就发生在这2条断裂带附近，其震中位于左旋小江断裂带和右旋红河断裂带共轭角内一条相对较小的曲江断裂上(图 1)[5-6]。通海地震破坏性极大，前人对该地震已有详细研究[5, 7]，但关于地震对小江断裂带及红河断裂带应力影响的研究较少。
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黄色圆圈代表公元1500年以来MS>6的主要地震；红色箭头为华南地块的GPS速率；SCB为华南地块；TP为青藏高原；XJ.F为小江断裂带；RR.F为红河断裂带；CT.F为楚雄-通海断裂带；QJ.F为曲江断裂；PD.F为普渡河断裂；YI.F为易门断裂；YM.F为元谋断裂 图 1 1970年通海MS7.7地震周围的活动断裂 Fig. 1 Active faults around the 1970 Tonghai MS7.7 earthquake |
研究表明，强震的发生可以改变地壳应力分布，震后变形会影响活动断层上某些段落的应力加载，从而影响周围断裂带上的潜在地震活动性[8-9]。另外，地壳变形过程中粘弹性应力松弛也会影响库仑破裂应力增量(ΔCFS)[10-11]，在若干年后促使断裂带上其他地方发生中强地震。根据现有观测资料，1970年至今，小江断裂带和红河断裂带上尚未发生显著地震，但作为青藏高原东南缘的重要大型活动断层，左旋变形的小江断裂带和右旋变形的红河断裂带的共轭形态表明，通海地震很可能已经引起断裂带不同部位的应力积聚[12-13]。更重要的是，这2条断裂带靠近昆明、个旧等人口稠密城市，强震的发生极有可能造成大量的人员伤亡及财产损失，因此对该地区的地震危险性评价和研究尤为重要。本文通过计算地震发生后的ΔCFS，研究通海地震的静态同震变形和短期震后变形对附近区域地壳应力及断裂带潜在地震活动性的影响。
1 模型设计基于FEPG软件开发地壳和上地幔分层粘弹性流变的三维有限元代码，计算通海MS7.7地震的ΔCFS，其中，利用分割结点技术将地震破裂视为瞬态位错组合[14]。小江断裂带和红河断裂带的ΔCFS可表示为：ΔCFS=Δτ+μ′ΔσN，其中，Δτ为2条断裂带滑移方向的剪应力变化值，ΔσN为2条断层面正应力变化值(张力为正值)，μ′为包含孔隙压力影响的似摩擦系数。
Molnar等[7]得出通海地震破裂长度为60 km，深度为15 km，同震位移主要发生在水平方向，约为1~2 m。Zhou等[5]利用波形反演得到通海地震破裂长度可达90 km，水平方向同震位移量约为1.1~4.0 m。考虑到一些不确定因素，在模型中使用不同的同震破裂参数估计值来计算ΔCFS(图 2)。
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(a) 走向角为121°,倾角为85°,滑动角为0°；破裂长度为60 km,破裂宽度为15 km[7] (b) 走向角为116°,倾角为86°,滑动角为0°；破裂长度为90 km,破裂宽度为15 km[5] 图 2 1970年通海MS7.7地震用于库仑破裂应力增量计算的破裂参数 Fig. 2 Rapture parameters of the 1970 Tonghai MS7.7 earthquake used for ΔCFS calculations |
在模拟计算区域，莫霍面深度约为40~44 km[15]，弹性上地壳深度约为10~20 km[16]，与1970年通海地震的破裂深度相符。模型中没有直接划分粘弹性地壳和上地幔，根据前人的研究成果[17-19]对区域内岩石圈平均粘度及其横向变化作出一系列估计，主要参数见图 3。本文基于这些约束条件来计算ΔCFS，其中，粘度系数为(3×1018~4×1019)~(2×1021~4×1022) Pa ·s。为减少边界条件对模拟结果的影响，本文三维模型覆盖了一个大范围的区域，深度延伸到80 km。为提高分辨率，有限差分的时阶细化到0.5 a，模型划分为50 865个四面体元。
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1:较软的下地壳和上地幔；2:坚硬的下地壳和上地幔；3:横向不均匀情况下，青藏高原东南部为折线2，华南地块为折线3。弹性地壳参数：上地壳，杨氏模量为6×1010 Pa，泊松比为0.25；下地壳和上地幔，杨氏模量为1×1011 Pa，泊松比为0.25 图 3 用于计算库仑破裂应力增量的分层流变特性 Fig. 3 Rheological stratification used for ΔCFS calculations |
首先建立模型A，同震破裂参数选取1970年通海地震参数[6](图 2(b))，粘度系数根据Clark等[19]的研究将下地壳和上地幔视为相对软弱的流变体(图 3中折线1)，再根据模型A计算ΔCFS。同时根据小江断裂带和红河断裂带附近仪器的地震记录对计算的ΔCFS进行校准。结果显示，小江断裂带的同震ΔCFS主要集中在普渡河断层的南断裂段附近，该段在1970~1980年也聚集了大量的小型地震(图 4(a))；而在红河断裂带及其他与之平行的断裂带上，同期的小型地震也主要集中在同震ΔCFS增加的区域(图 4(c))。小江断裂带作为青藏高原东南缘一条主要的活动断裂带，在地震发生时并没有积聚太多ΔCFS，尤其是北边的断裂段(图 4(a))，但由于下地壳和上地幔的粘弹性应力松弛，45 a后ΔCFS正值扩大到可以覆盖小江断裂带北断裂段的大部分区域(图 4(b))，1981~2015年沿北断裂段发生的一系列小型地震也印证了这一点；类似情况同样发生在红河断裂带上(图 4(d))。在模型A其他参数不变的情况下，将似摩擦系数分别设置为0.1、0.4和0.8进行计算，其结果并没有太大变化(图 5)。
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图 4 模型A深度为7.5 km时地震活动与ΔCFS(μ′=0.4)的相关性 Fig. 4 Correlation between seismicity and ΔCFS(μ′=0.4) at 7.5 km depth in model A |
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图 5 模型A不同参数下的ΔCFS Fig. 5 ΔCFS under different parameters in model A |
由图 5可知，与同震ΔCFS相比，震后ΔCFS更趋向局部化，主要集中在断裂带附近的弹性上地壳(图 5(b)和5(d))。将模型A中似摩擦系数设置为0.1~0.8进行计算，1970年通海地震发生后的48 a中，下地壳和上地幔的粘弹性应力松弛导致小江断裂带位置1的上地壳ΔCFS增加，数值从0.15~0.24 bar增加到0.48~0.66 bar(图 5(e))；红河断裂带位置2的上地壳ΔCFS从0.28~0.50 bar增加到0.48~0.90 bar(图 5(f))。
由于同震破裂和岩石圈流变特性可以很大程度上影响动态ΔCFS的强度和分布[10-11]，本文接下来将研究模型参数的差异性对计算结果产生的影响。为将模型A中软弱的下地壳和上地幔调整为相对坚硬的下地壳和上地幔[17-18]，在同震破裂参数不变的情况下建立模型B，摩擦系数设置为0.4，粘度系数由(3×1018~4×1019) Pa·s(图 3中折线1)增加到(3×1019~4×1020) Pa·s(图 3中折线2)。随着粘度系数的不断增加，同震ΔCFS并没有明显变化，主要是因为同震破裂参数没变，但随着时间的推移，小江断裂带(图 6(a)中曲线2)和红河断裂带(图 6(b)中曲线2)震后ΔCFS迅速减小。即便如此，在地震发生后48 a，小江断裂带位置1和红河断裂带位置2的震后ΔCFS仍然分别达到0.30 bar和0.40 bar。
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1：模型A(同震参数为图 2(b)，粘弹性系数为图 3中折线1)；2：模型B(同震参数为图 2(b)，粘弹性系数为图 3中折线2)；3：模型C (同震参数为图 2(b)，粘弹性系数为图 3中折线2和折线3)；4：模型D(同震参数为图 2(a)，粘弹性系数为图 3中折线2) 图 6 不同模型μ′=0.4时的ΔCFS Fig. 6 ΔCFS with μ′=0.4 in different models |
为研究岩石圈流变结构对震后ΔCFS的影响，在其他参数不变的情况下，参照Flesch等[17]的研究结果建立模型C，增加华南地块的粘度系数(图 3中折线3)，使其高于青藏高原东南地块(模型B)2个等级。与流变结构横向均匀的情况(图 6中曲线2)相比，此时ΔCFS的计算值只有细微变化(图 6中曲线3)，表明在岩石圈粘度相对较高的情况下，岩石圈流变结构横向不均匀对震后ΔCFS并没有太大影响。另外建立模型D，将粘度系数设置为与模型B相同，同时改变其同震破裂参数，用相对较小的同震位移和较短的断层长度(图 2(b))对地震进行计算。结果显示，在地震力矩相对较小的条件下，小江断裂带位置1上的同震ΔCFS减少到0.12 bar(图 6(a)中曲线4)，红河断裂带位置2上的同震ΔCFS减少到0.24 bar(图 6(b)中曲线4)，且在地震发生后48 a，小江断裂带位置1上的震后ΔCFS减少到0.22 bar，红河断裂带位置2上的震后ΔCFS减少到0.34 bar。
3 结语模型测试结果显示，通海MS7.7地震发生后，小江断裂带和红河断裂带上一些断裂段的ΔCFS有明显的变化。基于已有研究提供的岩石圈流变性质参数[17-19]和通海地震的破裂参数[5, 7]，计算得到小江断裂带的同震ΔCFS约为0.12~0.26 bar，红河断裂带的同震ΔCFS约为0.24~0.50 bar。另外，模型结果显示，地震后48 a，小江断裂带的震后ΔCFS由于下地壳和上地幔的粘弹性变形松弛达到0.22~0.66 bar，红河断裂带的震后ΔCFS达到0.34~0.90 bar，即使在相对比较坚硬的岩石圈流变结构和较低的同震位移(模型D)下，2018年小江断裂带和红河断裂带的一些断裂段上也能接收到0.1~0.3 bar的ΔCFS。
GPS记录显示，在小江断裂带主要断裂段的30~50 km范围内，与之平行的断裂带速度梯度变化非常明显[13]，预示着弹性应变积累已经很高。尽管到目前为止，通海地震的同震ΔCFS(约0.22~0.90 bar)并没有触发明显的后续地震，但考虑到计算结果中较高的ΔCFS，相信在小江断裂带及红河断裂带上的某些位置可能会由于库仑破裂应力增加达到触发地震的临界阀值，从而导致强震的发生。同时，构造加载对断层的应力变化也有很大的影响[20]，但在模型中没有考虑构造加载因素，仅分析震后变形对断层应力变化的影响。根据应力场分布，构造加载的应力将不断在小江断裂带和红河断裂带及其附近区域积聚，对于ΔCFS为负的区域，震后变形引起的粘弹性应力松弛产生的库仑应力变化可能会与构造加载引起的库仑应力变化相互抵消[21]，以致该位置无法积聚足够的应力而触发地震。由于震后变形引起应力积聚的区域，构造加载积累的应力和ΔCFS的叠加应力会随着时间不断增加达到触发地震的临界阀值，在二者相互作用下，这些位置仍具备发生强震的危险。因此，在没有构造加载的作用下并不影响对研究区地震危险性的评价和研究。
小江断裂带及红河断裂带靠近昆明、个旧等人口稠密城市，其地震危险性评价和研究尤为重要。为合理评价断层地震活动的潜在性，在未来应加强这方面的研究，并通过增加野外观测的方式监测其地震活动与地壳运动模式。
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2. University of Chinese Academy of Sciences, A19 Yuquan Road, Beijing 100049, China