2. 中国科学院计算地球动力学重点实验室, 中国科学院大学, 北京 100049
2. Key Laboratory of Computational Geodynamics of Chinese Academy of Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
红河断裂带位于青藏高原东南缘,从NW到SE跨越整个云南地区并向南延伸至越南北部,是一条巨型的右旋走滑断裂,全长超过900 km,在中国云南境内长约600 km(Allen et al., 1984; 张建国等, 2009a).前人根据断裂的几何结构和地震活动性等差异,将中国境内的红河断裂带从NW到SE依次分成了北(洱源—苴力断裂段)、中(苴力—大斗门断裂段)、南(春元—河口断裂段)3段(虢顺民等, 2001; 张建国等, 2009a; 李西等, 2016).
红河断裂带地处川滇菱形块体的西南边界,是扬子地块与印支地块间的边界断裂(Tapponnier et al., 1990),两侧强烈的板块运动、周围极其复杂的构造背景和频繁的地震活动,使红河断裂带成为板块运动和地震学研究的重要窗口和热点区域.长达数百年的地震记载历史表明,红河断裂带北段地震频发,5级以上地震有几百次,有记载以来的强震与大地震集中发生在弥渡及其以北的北段,共发生过8次MS≥6.5的地震(张建国等, 2009a).断裂带中南段,历史上未记载或记录到强震和大地震,有现代地震仪器记录以来,存在长期缺乏强震的地震空区,中段即使小震也鲜有发生(图 1).但野外地质地貌考察和古地震研究发现,红河断裂带中段具有明确的更新世和全新世以来的强震活动证据(Allen et al., 1984)及M≥7古地震遗迹(Replumaz et al., 2001),说明该断裂段具备发生M≥7大地震的能力.根据地震空区理论,位于已发生大地震震源区之间的、尚未发生大地震的地震空区,是未来大地震最有可能发生的地段(Sykes, 1971).现今红河断裂带中段表现出来的地震相对平静现象,可能正处在大震孕育期,只是它的复发周期比较长(Allen et al., 1984).
分析断层上库仑应力演化是研究断层上应力状态和判定区域强震趋势的重要手段.地震学家们广泛采用断层上库仑应力的变化来分析断层变得更危险还是更安全.在过去的20多年时间里,研究断层间相互作用的库仑应力变化的概念发展起来并得到广泛应用(King et al., 1994; Harris and Simpson, 1998; Marsan, 2003; Ma et al., 2005; Toda et al., 2008),岩浆等流体的侵入也会引起附近断层上应力变化,进而加快或延迟未来地震的发生(Thatcher and Savage, 1982; Hill et al., 2002).近年来,根据断层上库仑应力演化过程对破裂带进行区域地震活动性分析, 国内外开展了广泛研究,并取得了大量成果(Deng and Sykes, 1997; Tabrez, 2008; Mouyen et al., 2010; Shan et al., 2011, 2013; Verdecchia and Carena, 2015; Shao et al., 2016).
地震的发生会引起区域应力场调整,包括弹性的同震应力阶变和由于地球介质的震后黏滞松弛造成的震后应力场变化.地震造成的同震应力阶变对短距离地震触发和可能的余震分布估计等有重要意义(Reasenberg and Simpson, 1992; Toda et al., 1998; 石耀霖, 2001).同震应力场的计算是基于地球模型为完全弹性体的假定,但实际上,岩石圈下地壳和上地幔并非完全弹性,而是黏弹性的.由于热的下地壳和上地幔的流变性质,在震后的数年至数百年时间里(达到稳态所用时间取决于地层的黏滞系数)会将下地壳和上地幔中的同震应力场变化向上传递到上地壳的孕震层中,传递上来的应力进一步作用于周围断层(Pollitz, 1992; Parsons and Dreger, 2000; Chery et al., 2001; Marsan and Bean, 2003; Lorenzo-Martín et al., 2006; Freed et al., 2007),对周围断层加载还是卸载这与发震断层和接收断层的几何特征、滑动性质等有关(Ali et al., 2008).大量研究认为震后黏滞松弛造成的应力转移在区域应力演化方面起着非常重要的作用(Deng et al., 1999; Freed and Lin, 2001; Pollitz et al., 2003; Lorenzo-Martin et al., 2006; Smith and Sandwell, 2006; Freed et al., 2007; Ali et al., 2008).震间构造应力的加载效应长期作用于断层,对断层上应力演化的贡献也不可忽略(Scholz, 1998; Nalbant et al., 2002),甚至对地震的发生起了主导作用,例如Shao等(2016)在计算鲜水河断裂带上强震发生前的累计库仑应力变化对强震的触发作用,发现对于该断裂带上的大多数地震来说震间构造应力加载起了主要作用.因此,在计算数百年尺度的应力场变化时同震应力阶变、震后黏滞松弛效应和震间构造应力加载作用都不容忽视.
红河断裂带邻区的安宁河—则木河—小江断裂带、楚雄—建水断裂、丽江—小金河断裂、无量山断裂、澜沧江断裂等诸多活动断裂上地震频繁且强烈,发生过多个灾难性的大地震(图 2).周围强震的发生对红河断裂带有何影响?该断裂带上的应力是如何演化的?这些信息对红河断裂带上未来地震的灾害评估有什么帮助?本文基于黏弹性地球介质模型,考虑同震应力阶变、震后黏滞松弛和震间构造加载三方面的综合效应,计算1833年以来红河断裂带上库仑应力变化随时间的演化,并分析其与现今地震活动的相应关系,最后对未来三十年红河断裂带的地震危险性趋势进行判断.
本研究主要基于库仑破裂应力的概念(公式(1)),计算断层上库仑应力的变化量(公式(2)),
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其中,CFS为库仑应力,τ为断层面上的剪应力,σn为断层面上的正应力,拉伸为正,压缩为负.μ为岩石摩擦系数,p为流体孔隙压力(Jaeger and Cook, 1979; Schloz, 2002).
静态库仑应力的变化量的表达式为
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其中,ΔCFS为库仑应力变化量,Δτ为断层面上的剪应力变化量,Δσn为断层面上的正应力变化量,方向同上述的正应力方向的定义.计算得到的ΔCFS值为负时,表示断层变得更稳定,反之则断层趋于失稳.μ′为有效摩擦系数,不同研究中取值有所不同,但不会改变库仑应力变化的整体分布形态(孙玉军等, 2013; 万永革等, 2009),本研究取强震引起的库仑应力变化研究中的常用值0.4(Stein et al., 1992; King et al., 1994).
本文采用汪荣江研究员开发的PSGRN/PSCMP计算程序(Wang et al., 2006),该程序基于分层、重力作用下的黏弹性地球模型可用来研究强震引起的同震及震后形变场和应力场变化.震间构造应力加载作用参考前人所用的方法(Tabrez et al., 2008; 徐晶等, 2013; Verdecchia and Carena, 2015; Shao et al., 2016),基于负位错理论(Savage and Burford, 1973; Savage, 1983; Matsu′ura et al., 1986)进行计算,负位错量用断层位移滑动亏损速率和时间间隔的乘积表示,将负位错量加载到相应断层段,用与计算同震相同的方法来计算震间构造加载作用造成的应力场变化.
1.2 地层介质模型参数地球介质模型采用分层半无限空间黏弹性模型,分为弹性的上地壳、黏弹性的下地壳和上地幔.本研究参考王夫运等(2014)在滇中南地区布设的跨越红河断裂带的主动源高分辨宽角反射/折射探测剖面结果,给出了红河断裂带地区的壳幔分层结构和P波速度(图 3).S波速度由经验公式VS=VP/3得到.地层介质密度参考朱思林等(1994)按照Nafe-drake密度-波速经验转换公式(Talwani et al., 1959)结合滇西人工地震测深资料给出的介质密度和P波速度之间的关系式给出.剪切模量G的表达式(Aki and Richards, 2002)为
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本模型中弹性体厚度为22 km,黏弹性的下地壳采用Burgers体模型(邵志刚等, 2007;Ryder et al., 2011),根据石耀霖和曹建玲(2008)计算的云南南部下地壳的稳态黏滞系数为1.0×1020 Pa·s,瞬时与稳态黏滞系数一般相差1~1.5个数量级(Ryder et al., 2011),本研究下地壳瞬时黏滞系数取1.0×1019 Pa·s.地幔黏滞系数比下地壳大很多,为1.0×1021 Pa·s(石耀霖和曹建玲, 2008).川滇地区的大多数地震发生在5~25 km深度,这部分属于脆性的中上地壳,有条件形成地震活动带的孕震区(王椿镛等, 2002),本研究选取地下10 km作为计算断层面上库仑应力变化的深度.
1.3 红河断裂带及周围的强震目录和同震位错参数红河断裂带北区段有较全地震记载以来,大致可分为3个活动时段,分别为1489—1518年,1566—1663年和1839—1943年(张建国等, 2009a),中区段从1900年至1964年云南有较完全的破坏性地震记载以来仅有一次发生于1929年2月9日的5.25级地震.而1833年9月6日发生在小江断裂西支的M8.0嵩明大地震,距红河断裂带也就百余公里,震级之大对红河断裂带必定会产生一定影响,因此,本文主要计算包括北区段第三个活动时段在内自1833年以来红河断裂带上的库仑应力变化.自1833年至今,红河断裂带上共发生M≥6.0强震5次,附近断裂带(50 km范围内)M≥6.0地震和(300 km范围内)M≥7.0地震共20次,因此参与库仑应力计算的地震事件共25个(图 2).
计算强震造成的同震和震后影响,须已知每一地震的同震位错量、滑动角和断层几何特征(长度、宽度、走向、倾角)等信息.地震目录给出了每一地震的发震时刻、位置和震级.其它参数主要参考地质考察的文献资料结果,大震的地质考察结果较为详尽,例如1833年M8.0嵩明地震(陈睿和李坪, 1988; 俞维贤等, 1996).对于没有地质考察资料的事件,断层破裂长度、宽度和平均位错量则根据全球地震定比定律(Wells and Coppersmith, 1994)确定,断层面的走向、倾角、深度,则参考美国哈佛大学Global CMT(http://www.globalcmt.org/CMTsearch.html)或近年来附近小震震源机制解的结果.最终给出每一地震事件的长度、宽度、走向、倾角、沿走向和倾向的滑动量(表 1).
红河断裂带由NW向SE方向伸展,逐渐由NNW变为NWW方向,根据断层的几何展布特征,在计算震间构造应力加载时,将断层分为以下4段考虑,同时,各个子断层也是用来作为计算库仑应力变化的接收断层,计算深度为10 km,具体参数如表 2所示.断层倾角较陡,倾角70°以上的占一半以上(王绍晋等, 2010),计算中采用断层平均倾角70°.根据刘耀辉等(2015)利用1999—2013年GPS反演结果,红河断裂带北段16~20 km以下逐步转为蠕滑,中段和南段在12~20 km以下逐步转为蠕滑,所以取断层最大闭锁深度为20 km,根据倾角换算成断层闭锁宽度最大为21 km,与图 3中给出的弹性体厚度22 km基本吻合.红河断裂带在6~12 km深度不同分段的滑动亏损速率分别为北段2.1 mm·a-1,中段1.5 mm·a-1,南段1.8 mm·a-1.断层滑动亏损速率和时间间隔的乘积即为计算震间所用的负位错量,只是符号相反.
本文计算了由于红河断裂带及其周围强震的发生对红河断裂带造成的累积同震库仑应力变化随时间的演化,如图 4所示.由图中可以看出,断层上同震应力场的整体分布主要受1833年嵩明M8.0地震控制,该地震也是研究区内近200年来发生的最大的地震.1833年嵩明地震造成的同震库仑应力变化,对南北两段有不同程度的加载,这两个区段也是近200年以来红河断裂带上地震活动相对活跃的地区;同时形成了断裂带中区段的应力影区,这一应力影区范围与中区段长期存在的地震空区基本吻合,从一定程度上可以解释现今中区段的地震空区现象.
1833年嵩明M8.0地震的发生,对红河断裂带中段(约23.5°—25°N)卸载明显,最大同震库仑应力卸载量为0.07 MPa;对北段影响不明显,最大同震库仑应力加载为0.005 MPa;对南段最大加载量达0.038 MPa(图 4a).1839年2月23日洱源M7.0地震,与上次地震(1839a)同在洱源且震源机制解相同,相隔仅16天相继破裂,2月16日的M7.0洱源地震断层破裂已经释放了震源区附近的大部分应力,因此1839b地震震源位于应力影区(图 4b).1901年以前发生的地震对南段有进一步加载,在红河州附近超过0.1 MPa(图 4c).1925a大理地震前,在前面所有地震即1833年嵩明地震、1839a洱源地震、1839b洱源地震和1901年邓川地震的同震累积作用下,震源位置附近同震库仑应力累积加载量达到0.01 MPa(达到地震触发阈值0.01 MPa)(图 4d).1925b弥渡地震以后,红河断裂带上没有再发生强震,1950年(图 4f)、2000(图 4g)和2015(图 4h)的库仑应力变化主要是在周围断裂带上强震作用下的结果,但周围断裂带上离红河断裂带较近的地震在M6.0~6.5之间,M7.0地震发生在红河断裂带西南200余公里,所以红河断裂带上的同震库仑应力变化量级并没有显著变化,应力状态并未受到周围断裂带上地震的显著影响.
2.2 震后库仑应力变化图 5(a—h)显示了由于震后黏弹松弛作用在红河断裂带上造成的累积库仑应力变化随时间的演化过程.图 5与图 4比较可以看出,在震后黏滞松弛和同震完全弹性两种截然不同的物理机制作用下,1833年嵩明M8.0地震在震后应力调整中仍起到了主导作用,造成了断裂带南北段库仑应力的增加区和断裂带中段库仑应力变化的低值区.
图 6显示了强震的同震应力阶变和震后黏滞松弛效应共同作用下在红河断裂带上造成的累积库仑应力变化.正如上面讨论的,在同震效应基础上,震后黏滞松弛作用进一步增加了库仑应力变化的幅度.例如,1925a大理地震前,与累积同震库仑应力变化(约0.01 MPa)(图 4d)相比,震源位置附近同震和震后库仑应力共同累积加载量达到0.02 MPa(图 6d).1901年地震前,南段0.1 MPa量级的库仑应力变化增加区域从元江延伸到红河(图 6c—6f).截止至2015年,中段的应力影区,与同震库仑应力最大卸载值(-0.16 MPa)(图 4h)相比,幅度增加,最大卸载值达-0.27 MPa(图 6h).
基于负位错理论,利用分段断层负位错参数(表 2)计算了震间构造长期持续加载下,红河断裂带上库仑应力年变化速率(图 7).计算结果表明,约600 km长的红河断裂带均得到加载,25°N以北的断层段应力加载速率最大(>1.5 kPa·a-1),苴力至大斗门地区(24.2°N—25°N)以南加载速率为1.0~1.5 kPa·a-1,个旧以南和中段向西南凸出的段落加载速率最小(<1 kPa·a-1).与地震造成的应力场变化相比,震间构造加载年变化速率虽然量级较小,但它的作用是长期且持续的,在地震周期的应力调整中不可轻易忽视.
假设震间构造加载在历史时间尺度上是均匀的,则库仑应力变化速率与时间间隔的乘积即可得到相应时间段内的库仑应力变化量.本文计算了震间库仑应力变化随时间的演化过程(图 8).图 8(a—h)展示了近180年震间构造应力加载是如何随时间演化并作用于断层的.地震发生前震间构造运动对不同断层段起到了不同程度的加载作用,构造应力持续不断地加载,经过近180年的加载作用,到2015年在北段达到了0.1~1 MPa的量级范围.事实上,震间构造运动在上地壳中积累的应力最终大部分会以地震的形式释放掉,如果将图 8中断层上库仑应力变化量的正负符号反过来,则各子图可以理解为,假设断层发生完全破裂释放应力的过程.
上述三节分别计算了弹性同震、黏弹性震后和震间构造加载造成的红河断裂带上库仑应力变化情况,本节综合同震、震后和震间三方面效应,给出了自1833年以来红河断裂带上累积库仑应力变化随时间的演化过程(图 9).红河断裂带上累积库仑应力变化显示出两端加载、中段卸载的整体布局,这与云南地区小地震重定位结果所显示的红河断裂带上小震多分布在断裂带的南北两端,而在中段小震相对稀少(张广伟, 2016)的分布特点也是一致的.与强震造成的累积库仑应力变化水平(图 6)相比,震间构造加载使红河断裂带南北区段库仑应力增加区域进一步增强,中区段的应力影区范围自1925年以后有所减小.截至2015年,除去北区段的大理附近区域,对断裂带南北两段加载明显,达到0.1~1.0 MPa的水平,断裂带中段应力影区范围为23.7°N—24.4°N,仍处于应力水平较低的稳定状态(<-0.14 MPa),这与现今观测到的中段小震空区基本吻合.在不考虑其它条件下,综合中段应力影区的库仑应力卸载量和震间累积速率,影区南端最开始消失,需要约4年时间,影区中部消失最慢,需要约213年,平均消失时间需约96年.
2015年以来在红河断裂带上的个旧附近共发生5次M≥3.0地震,即2016年5月4日在个旧连续发生M4.6、M3.8、M4.8、M3.6地震,2016年6月8日又发生M3.0地震,本次地震是5月4日地震的余震,5次地震均位于红河断裂带的累积库仑应力变化高值区(图 10).假设2015年以后红河断裂带及周围未发生强震,则在震后黏滞松弛和震间构造持续加载作用下,截至2050年,红河断裂带上的累积库仑应力变化分布,如图 10所示.结果表明,自2015年经过35年的应力积累,断裂带中段应力影区依然存在,洱源附近、大理至大斗门以北地区、元江以南地区应力增加超过0.1 MPa,发震危险性增加.
由于下地壳和地幔采用黏弹流变模型,地层的黏滞系数对震后的应力场演化可能会有一定影响.在前面计算中主要参考了石耀霖和曹建玲(2008)的结果,但由于研究区震后形变观测数据缺少,很难对下地壳和地幔的黏滞性进行很好的约束,为了保证计算结果的可靠性,本文选取了另一组黏滞性参数来进行对照和检验.选取值比前面相应地低一个数量级,即下地壳的稳态黏滞系数为1.0×1019 Pa·s,瞬时黏滞系数为1.0×1018 Pa·s,地幔黏滞系数为1.0×1020 Pa·s,计算了黏滞性系数对断层上震后累计库仑应力变化的影响,结果如图 11所示.
由于下地壳和上地幔中的流变性质,震后会将下地壳和上地幔中的同震应力变化向上传递到上地壳的孕震层中,应力传递速度主要与地层的黏滞系数有关,黏滞系数越低,则传递越快(Shan et al., 2013),再次达到稳态所需的时间越短,反之,黏滞系数越高,则传递越慢,再次达到稳态需要更长的时间.图 11与图 5相比,可以发现,在震后相同时间间隔内,二者库仑应力变化整体正负分布相同,但在低的黏滞系数作用下,图 11中的应力变化幅度更大,即库仑应力变化正值更大,负值更小.图 12为低黏滞系数作用下,同震、震后和震间综合作用在断裂带上造成的累积库仑应力变化结果,与图 9相比,除中段地震空区范围有所变大(23.7°N—24.7°N)外,黏滞系数差异导致的震后库仑应力变化的差异,并未对断层上累积库仑应力变化的整体分布和量级等造成显著影响.
本研究中仅考虑M≥6.0地震的影响,并未考虑数目更多的小地震,这样可能对计算结果带来一定的不确定性.然而小震对计算结果可能造成约10%的影响,并不影响库仑应力变化的趋势分布(Mouyen et al., 2010).
自1925年3月17日弥渡地震前,断裂带的北区段25.5°N—26°N之间大理附近开始落入应力影区,但近年来大理附近的小震活动比较频繁,两者看似矛盾,一个可能的原因是由于附近历史地震可考资料有限(比如1925年3月16日大理地震参数的不确定性)导致附近的计算结果不准确,另外本文未考虑1833年以前断裂带的应力场状态,这些因素也是以后需要探讨的.
4 结论本文计算了1833年以来红河断裂带上的库仑应力变化随时间的演化,得出主要结论如下:
(1) 在历史强震的同震、震后效应和震间构造加载综合作用下,近180年红河断裂带中区段长期处于应力影区,这与中区段长期缺乏强震、甚至小震也很少发生的地震平静现象相一致.而南、北两段的库仑应力累积了正的库仑应力,与现今地震活动主要发生在南北段的观测结果也是一致的.
(2) 红河断裂带的发育演化,尽管与欧亚板块和印度板块的碰撞、青藏高原的动力演化密切相关(Molnar and Tapponnier, 1975; Leloup et al., 1995; Tapponnier et al., 2001),但断裂带中段与南北两段截然相反的地震活动性差异,与近百年来强震的发生和构造运动对断裂带不同段落造成的不同程度的应力加载或卸载作用是不容忽视的,尤其1833年嵩明M8.0大地震对近180年来研究区库仑应力变化的整体布局起了主导作用.
(3) 假设2015年以后红河断裂带及周围不再发生强震,则在震后黏滞松弛和震间构造持续作用下,截至2050年,断裂带中段应力影区依然存在,但范围在缩小;洱源附近、大理至大斗门以北地区、元江以南地区应力增加超过0.1 MPa,可能仍是地震潜在危险段.综合中段应力影区的库仑应力卸载量和震间累积速率,影区完全消失最长需要约213年.
(4) 计算中存在一些不确定因素和基本假设,如十九世纪没有仪器记载的历史地震的震源机制,断层摩擦系数,同震位错模型采用均一的平均位错等,对计算结果可能会产生一定影响,这是未来研究中需要进一步考虑的.尽管如此,该研究通过计算地震孕育和发生过程中同震、震后和震间三个重要阶段的库仑应力变化,对分析红河断裂带上的现今应力演化,进而科学评估未来地震潜在危险性,提供了参考依据.
致谢感谢汪荣江老师和胡岩老师对本研究提出的建设性建议.
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