2. 中国地震局地质研究所 活动构造与火山重点实验室, 北京 100029;
3. Earth Systems Science Computational Centre (ESSCC), The University of Queensland, St. Lucia, QLD 4072, Australia;
4. 香港中文大学理学院, 香港 999077
2. Key Laboratory of Active Tectonics and Volcanos, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China;
3. Earth Systems Science Computational Centre(ESSCC), The University of Queensland, St. Lucia, QLD 4072, Australia;
4. Faculty of Science, The Chinese University of Hong Kong, Shain, New Territories, Hong Kong 999077, China
印度板块以高达36 mm·a-1的速率向欧亚板块持续俯冲,形成了著名的喜马拉雅造山带,地震频繁而震级大,历史记录该造山带上至少发生8次MW7.5以上的大地震(宋治平等,2011).北京时间2015年4月25日14时11分在该构造带上发生了尼泊尔MW7.8地震,是喜马拉雅造山带自1950年察隅MW~8.4地震以来发生的最大震级地震(刘静等,2015).在主震发生的17天之后,在距离主震139 km处又发生了5月12日MW7.3地震,被认为是2015年尼泊尔地震的最大余震,其震级远大于次大余震MW6.7.
2015年尼泊尔地震震中附近曾发生过1505年木斯塘MW~8.2地震、1833西藏聂拉木MW~7.6地震、1934比哈—尼泊尔MW~8.1地震.1934年比哈—尼泊尔地震和1833年聂拉木地震、1505年木斯塘地震之间存在长约200 km的地震空区(图 5a),此次2015年尼泊尔地震就发生在该地震空区上(张勇等,2015).然而这次地震震级、造成的地壳位移、乃至余震的频次,都表明本次地震所释放的能量远小于空区理论所预测释放的能量,仅仅在喜马拉雅地震构造带上造成了很小的一部分破裂(Lavé et al., 2005;刘静等,2015;赵纪东等,2015;Bolling et al., 2016;Elliot et al., 2016;Avouac et al., 2015;Qiu et al., 2016).这表明尼泊尔地区乃至喜马拉雅地震带的地震危险性仍然很高,急需我们对该地区的地震风险性开展新的研究.
人们普遍认可喜马拉雅造山带为具有断坡-断坪结构的推覆构造,该构造控制了尼泊尔地震的破裂范围(Qiu et al., 2016;Elliott et al., 2016;Hubbard et al., 2016; Castaldo et al., 2016;Yue et al., 2017),但是具体到断层破裂的范围、断层倾角、构造楔的变形模式、断坡和断坪所起的作用,以及主震、最大余震与破裂分布之间的关系等,仍存在较大争议.根据地震参数信息及形变反演结果,Elliott等(2016)进一步细化了原有的喜马拉雅地区逆冲推覆构造模型,提出了断坡-断坪的结构模式,认为同震破裂不仅包含断坪的破裂,也包含了断坡的破裂,而Hubbard等(2016)根据断层相关褶皱理论和地表岩性露头,认为主震同震破裂的区域是被较高倾角断坡环绕的小断坡,但没有对最大余震与主震之间较长的时间间隔、较广的空间距离进行解释.Castaldo等(2016)利用二维有限元模型验证了Elliott等(2016)的模型,而Qiu等(2016)用三维模型正演计算证实了Hubbard模型的可信性,但Elliott等(2016)和Hubbard等(2016)模型都是以InSAR(Synthetic Aperture Radar Interferometry)反演的同震破裂为基础,而这些InSAR反演均采用了假二维断层模型,即沿着倾向断层倾角有一定的变化,而沿着走向断层产状不变.由此可见,前人所做的正演有限元计算均属于二维/假三维范畴,无法解决尼泊尔地震的时空不均匀问题,在此基础上进行的地震危险性评价是值得商榷的.由此,在明确尼泊尔地区的三维发震构造,探明尼泊尔地震时空不连续性的力学机制的基础上,才能够对该地区进行正确的地震危险性评价.
我们在综合地震震源机制解、余震精定位数据、主震与最大余震的PGV(Peak Ground Velocity)分布、前人根据InSAR反演所得的断层同震破裂等数据,构建了沿走向、倾向均不连续的三维发震构造模型,利用非线性摩擦有限元方法模拟了一个地震周期内断层的摩擦行为和断块的变形方式,将模拟结果与InSAR地表变形、历史地震时空演化进行对比,在此基础上研究了尼泊尔地区的后续地震危险性.
1 区域构造背景及地震概况2015年尼泊尔地震发生在喜马拉雅造山带上,该造山带经历了广泛的地壳水平缩短和垂向加厚,形成了现今若干长达数千公里的大型推覆构造带,最为显著的逆冲断裂为主中央逆冲断层(Main Central Thrust,MCT)、主边界逆冲断层(Main Boundary Thrust,MBT)和主前锋逆冲断层(Main Frontal Thrust,MFT)等(图 1),这三条断裂被认为在20~30 km深处汇集到一条主逆冲推覆构造带上(Main Himalayan Thrust,MHT)(刘静等,2015;Elliott et al., 2016;Hubbard et al., 2016).喜马拉雅造山带自陆陆碰撞以来,经历了多期构造活动,在不同期次的构造活动中,该造山带上主要活动断裂有所不同,地质学家普遍认为现今的主要活动断裂为MFT和MHT,目前已在MFT上发现了大量的古地震遗迹(Bollinger et al., 2014, 2016).
美国地质调查局(USGS)及全球矩心矩张量研究组(GCMT)等机构和前人研究给出的震源机制解差异并不大(张广伟和雷建设,2015;郭祥云等,2015),这些震源机制解结果显示,MW7.8尼泊尔地震及其最大MW7.3余震均为逆冲型地震,其节面的倾角和走向差异甚小,主震的倾角一般被认为是7°,滑动角为101°~108°,深度10~12 km,最大余震的倾角则大部分为9°~11°,滑动角为110°~127°,深度12~15.5 km(图 1).
精定位余震的分布显示,2015年尼泊尔地震除了时间不均匀性之外(Fan and Shearer, 2015;Parameswaran and Rajendran, 2017;Ichiyanagi et al., 2016),沿走向还存在明显的空间不均匀性(图 1):自主震初始破裂位置至加德满都约75 km的范围内,余震较少而均匀,且多分布在主震的西南部至MBT地表迹线的范围内,平均深度13.5 km;在加德满都以东约30 km的范围内,余震较多且多分布在加德满都山谷以北地区,平均深度12.2 km;在加德满都山谷以东,最大余震MW7.3地震周边约30 km的范围内,余震数量多,具有自西而东逐渐集中的趋势,余震平均深度12.8 km.
主震与最大余震的PGV分布也显示了类似的空间分布不均匀性.PGV高值不仅分布在主震周边、加德满都山谷,还广泛分布在加德满都以东至最大余震震中附近.InSAR和GPS反演单断层面模型所得的同震破裂(Galetzka et al., 2015; Elliott et al., 2016;Qiu et al., 2016;张勇等,2015;单新建等,2015)则显示,破裂的分布范围与余震基本类似,但破裂的最大宽度和最高速度位于加德满都山谷以北区域,即主震与最大余震之间近于中部的位置.
Pei等(2016)利用15台布设在中尼边境的宽频带地震仪获得了高精度(0.25°×0.25°)的地壳结构,同样认为尼泊尔地震的地壳结构沿走向是不均匀的,可分为起始破裂区、加德满都山谷区及最大余震区.其中加德满都山谷区具有最大P波速率、最大位移,而相邻的最大余震区是一个低P波速率、无位移的区域.这种横向不均匀的地壳结构与上述尼泊尔地震余震分布、PGV的不均匀分布是一致的.
2 模型构建及计算基于尼泊尔地区的地壳结构、综合Elliott等(2016)和Hubbard等(2016)的二维构造模型,参考精定位后小震的时空不均匀分布和Pei等(2016)的地壳结构,我们建立了尼泊尔地区的三维发震构造模型,并经过多次模拟对比和修改,在计算精度和模型精度权衡的基础上,给出了符合实际情况的三维发震构造模型(图 2).
在该模型中,我们把2015年尼泊尔地震主震及余震分布区划分为3个主要块体(图 2),其中Block 3对应于初始破裂区(余震少,余震靠近MBT地表迹线、PGV高值较为狭窄、同震破裂较小、P波高速、断层面粗糙);Block 4对应于加德满都山谷区(余震较多而远离MBT地表迹线、PGV高值分布较广、具有最大同震破裂速率与最大同震位移、P波速率高、断层面较为光滑);Block 5对应最大余震区(余震多,余震远离MBT地表迹线、PGV高值分布广泛、同震破裂速率低、同震位移小、P波速率低)(Avouac et al., 2015;Bai et al., 2015;Fan and Shearer, 2015;Parameswaran and Rajendran, 2017;Galetzka et al., 2015; Elliott et al., 2016;Qiu et al., 2016;张勇等,2015;Galetzka et al., 2015;Pei et al., 2016).其中Block 3及Block 5的初始断层倾角参考USGS提供的震源机制解和Elliott等(2016)和Hubbard等(2016)的二维模型,Block 4的断层倾角则参考Block 3和Block 5的断层倾角及余震的空间分布.
在MSC.Patran平台上建立该三维发震构造,采用点-线-面-块体的方式逐步构建几何模型,为了消减边界效应对目标构造的影响,本模型设置为长约300 km,宽约700 km,深度约40 km.采用ISO-Hex8网格来建立有限元模型,网格宽度2 km,共建立块体63个,网格235760个,节点274256个(图 3).边界条件根据GPS数据和主震的滑动角,设置与断层边界呈108°夹角的速度边界(即X方向11 mm·a-1,Y方向34 mm·a-1),而模型的北边界采用固定位移,模型的东边界和西边界则东西方向固定,南北方向自由(图 2).一般情况下,震源机制解中滑动角显示的是下盘相对于上盘的活动,对逆冲断层而言,缺省的理解是上盘为主动盘,而下盘为被动盘,在这样的假定条件下,主震滑动角为101°~108°,最大余震滑动角为110°~127°相应的驱动力应为上盘向西滑动.然而尼泊尔地震与汶川地震等典型的逆冲断层不同(Xu et al., 2016),其主动盘为下盘,上盘为被动盘,在这样的条件下,要达成101°~127°的滑动角,下盘的驱动力必须具有向东滑动的分量,这与GPS速度场及本文模型的设置一致.
考虑到GPS速率仅代表现今速率,在整个地震周期中GPS速率会发生一定的变化,同时需要顾及计算收敛的需求,因此步长采用限定最小值与最大值的自适应步长,其中最小步长为0.1年,最大步长为1年.考虑到该区域地层分布较为复杂,很难以一个单一的地层或者单一岩石的物性参数来决定整个模型的物性参数,因此参考Crust2.0给出的该区域的P波和S波速度结构,以及Castaldo等(2016)在二维模拟中的物性参数取值,杨氏模量为80 GPa,泊松比为0.25.鉴于本文主要的研究目标是断层结构造成的影响,因此对各地层取相同的物性参数,以期减少物性参数设置造成的影响.
3 有限元模拟 3.1 计算方法断层面采用非线性接触模式,计算方式采用澳大利亚昆士兰大学邢会林开发的多场多尺度耦合计算工具PANDAS.该方法是基于非线性有限元方法模拟多断层系统动力学,采用自适应的静-动态算法模拟断层系统的动力学和演化过程,考虑了断层接触面上黏着与滑移状态及其之间的状态变化等不同动力学现象,能够很好地模拟断裂系统相互作用的应力演化及地震相关断裂破裂顺序(Xing and Makinouchi, 2002;Xing and Mora, 2006;Xing, 2014).该方法已在南澳地区、川滇地区和华北地区得到了很好的应用(Xing et al., 2007;Yao et al., 2013, 2015;姚琪等, 2012a, 2012b).
边界条件加载后模型快速达到较为稳定的状态,适合进一步的加载.加载后的初始垂向速度场(图 3b)显示断层下盘的速度明显要高于上盘,断层面上的速度分布基本连续,表明断层面上的节点基本上没有破裂,但由于边界效应,边界上有一部分断层节点在初始加载阶段就发生了破裂(图 3c,3d),分布范围有限,并不影响后续计算.通过8000步的计算后,断层面上的绝大部分节点都参与了破裂,得到了一个地震周期内的相关断层破裂行为和块体变形特征(图 3—6).
在运行到6250步时,2015尼泊尔地震相关的断层节点发生了大规模的破裂(图 4—5),模拟得到的断层上盘地表同震变形及剖面如图 4c,4d所示.模拟结果显示,2015年尼泊尔地震的地表同震变形包含了两个主要变形区域,分别是南部的剧烈抬升区和北部的沉降区,地表抬升的高值可达1.2 m,地表沉降的低值可达0.56 m.无论是地表变形的形态,还是极值的大小,均与绝大部分InSAR观测结果一致,即导致了加德满都盆地约1 m左右的抬升,同时导致了高喜马拉雅地区近0.6 m的沉降(Lindsey et al., 2015;李永生等,2016;Galetzka et al., 2015;Elliott et al., 2016;Qiu et al., 2016).尽管模拟所得的地表同震变形的范围略小(长约115 km,宽约90 km),与InSAR观测所得的主震与最大余震的同震变形范围(图 4a,4b)(长约160 km,宽约100 km)相比,也处于同一个量级,可能与网格精度、弹性变形、步长设置有一定的关系.垂直于断层走向的剖面显示(图 4b,4d),本次模拟获得的垂向地表同震与InSAR观测的结果也基本一致.虽然尼泊尔地震震区之外也存在一些较为明显的地表垂直形变,但这些形变为年尺度的变形,其中一些形变可能是早期地震造成的后续变形,也不排除有一些形变是震前震后的大范围区域变形,但是由于震区之外的形变缺乏实际的资料进行对比,很难对这些变形的正确与否进行评述.至少从本文的模拟中心,即震区的地表形变来看,本文所建立的三维模型是可能接近真实的.
3.3 尼泊尔地区断层破裂演化时空分布模拟对比模拟所得的这个地震周期内的断层破裂行为和尼泊尔地区周边历史地震的推测同震破裂范围(图 5)可以看到,除了~1100年的地震,本次模拟的断层破裂演化与历史地震的破裂时序、破裂地点都吻合较好(据Avouac, 2003;Mugnier et al., 2013;Bollinger et al., 2014;Elliott et al., 2016).由于~1100年的地震相隔年代久远,很难通过历史资料推测地震同震破裂的具体位置,Avouac(2003)和Mugnier等(2013)给出的位置也并不相同,Mugnier等(2013)所给的位置更靠近2015年尼泊尔地震,而Avouac(2003)给出的位置则已经超出本次模型的建模范围.因此我们认为~1100地震没有模拟出来,有可能是建模范围有限的问题.
模拟所得的2015年尼泊尔地震断层面上的垂向同震破裂图像(图 5f)类似于形变反演所得的结果(图 1),且垂向变形的最高值约为4 m,略小于形变反演的5~6 m(李永生等,2016;Elliot et al., 2016;Lindsey et al., 2015;Galetzka et al., 2015),但其位置也出现在同震破裂中部的位置.正演模拟所得的同震变形的分布长轴约为90 km,稍小于地震波与GPS联合反演得到的静态滑动量分布为100 km左右(张勇等,2015),但较InSAR和GPS的联合反演所得的130~140 km要小不少(Elliot et al., 2016),这可能与InSAR反演实际上包含了地形的因素,而本文的有限元正演没有考虑地形.
与其他人的形变模拟结果不同的是,虽然本次地震的破裂范围并不包括后缘的断坪部位,但早在本次地震破裂之前,断坡后缘的断坪部位就已经发生了破裂(图 5d,5e).如Hubbard等(2016)的发震构造模型(图 2b)和Qiu等(2016)的模拟所推测的,断坡与断坪之间断层倾角的变化的确限制了断坡节点的大规模破裂,导致了破裂的不连续,但这些稍高倾角的断坡实际上也承担了应力-应变传递的功能,使得尼泊尔地震所在区域能够成为一个地震空区来积累能量.
以上模拟结果与前人工作的对比均说明了本文的非均匀三维模型是相对接近真实情况的,在断层时空演化上的模拟具有较高的可靠性,这表明模拟所预期的后续地震也是有较大的可信度的.2015年的尼泊尔地震模拟结果显示(图 5f),主震和最大余震之间并不相连,该结果表明余震的非均匀分布并不是由1934年地震和1833年地震的相关断面融合造成的(Hubbard et al., 2016),而是由于最大余震东侧在1934年地震和1833年地震的时候已经产生了部分破裂,导致了该地区应力积累和易于被触发,即最大余震是被主震触发的一个较大地震,这与Parameswaran和Rajendran(2017)的库仑应力触发计算结果吻合.这就意味着在尼泊尔地震主震和最大余震之间的区域,特别是最大余震至MFT的区域,仍然有发生地震的危险.图 5g的黑色实线部分显示了2015年尼泊尔地震后,附近仍有可能发生破裂的区域.后续有地震风险的区域有两块:1)MW7.3最大余震以南区域,长约75 km,宽约31 km,最大滑动量为4 m左右,约合矩震级6.9;2)1934年地震以东区域,长约125 km,宽约42 km,最大滑动量为5 m左右,约合矩震级7.9.第一个危险区处于盛书中等(2015)计算所得2015年尼泊尔地震的静态应力触发区,第二个危险区则位于Mugnier等(2013)提出的地震空段内.
3.4 断层倾角对变形的作用在边界条件加载的初始阶段,模型最西侧(图 3c)与最东侧(图 3d)的断层及相关块体变形显示,在此时断层倾角的差异就已导致了块体变形的差异:较高倾角的断坡使得变形集中在断坡上,而较低倾角的断坡则造成断层上盘相对较大的变形.在整个地震周期的模拟中,断层倾角差异始终发挥了重要作用,不仅导致了块体变形的差异,也影响了断层节点的破裂次序、节点破裂时的垂向位移及断层面破裂的形态(图 5—6).
对比每个块体(Block位置见图 2)断层下盘断层节点剖面的垂向速度曲线(图 6),可以看出各Block不同的倾角组合和空间位置带来的变形差异.从各个step的垂向速度曲线可以看出,在地震发生时(地震位置见图 5),剖面上的垂向速度曲线发生大范围的突跳式变形,相关地震之后,大部分断层节点的垂向速度又恢复到震前水平,这与Scholz(2002)模拟的断层节点速度曲线时空分布较为类似.
由于本次建模过程中还参考了余震的分布位置,因此仅有Block 1、Block 2和Block 6和Block 7的断面倾角是固定的值,从这几条剖面的垂向速度曲线可以看出,断坡与断坪之间的倾角差控制了整个断层面上垂向速度的分布.在Block 1~Block 5的断层节点垂向速度曲线较为类似,与Block 6~Block 7的垂向速度曲线完全不同.在Block 1~Block 2中,地震导致的速度突变基本上集中在断坡上,断坪的牵涉范围很小,而在Block 3~Block 5中,地震引起的速度曲线突变的范围随着断坪倾角增大、断坡倾角减小而变大,在Block 6~Block 7中,地震导致的速度曲线变化范围涵盖了断坡、断坪与部分近地表的断层节点.
在Block 1~Block 5,断层在近地表的位置速度很低,且在整个加载过程中速度基本一致,显示近地表断层倾角虽然只有30°,但仍难以发生破裂,而在Block 6和Block 7中,近地表断层节点的速率虽然低于地表的速率,但在几次地震中有部分节点出现了速率的变化.这与该地区MFT地表形迹的分布一致,即在加德满都以东地区,前人已发现大量的地表形迹(图 5a),譬如1833年地震和1934年古地震遗迹(Lavé et al., 2005;Sapkota et al., 2013;Bollinger et al., 2014;Wesnousky et al., 2017),而在加德满都以西至2015尼泊尔地震主震的区域,目前还尚未在MFT上发现古地震遗迹,且震后勘察显示2015年尼泊尔地震主震及余震的相关破裂并没有到达地表.
4 讨论及结论本文在综合了区域地质构造、地震参数和前人的发震构造模型,将整个尼泊尔地震相关构造沿着走向划分为三个区块,每个区块具有不同的断层倾角结构,以此构建了三维非均匀有限元模型,利用非线性摩擦有限元方法对块体变形和断层摩擦破裂行为进行了模拟.本文的计算中没有加载重力,可能对破裂的具体时间和形变的具体范围有一定的影响,但不影响整个地震演化的过程和地表变形的总体形态.
总体而言,在对2015年尼泊尔地震模拟方面,尤其是地表形变模拟方面,有限元三维非均匀正演与前人所做的单断层二维/假三维形变反演类似.虽然本文在建模过程中将相关破裂区域分成了三个区块,但是主震断层倾角采用了USGS的震源机制解,与前人研究类似,而最大余震对地表形变贡献较少.然而在MFT变形、断层演化过程、主震与最大余震关系方面,本文的非均匀三维模型能够更好地贴近真实状况,由此得到的后续地震危险性也具有较高的可靠性.
本文仅计算了一个地震周期内的断层破裂行为,获得了2015年尼泊尔地震之后的断层可能破裂的地点,也就是大地震可能的发生地点.模拟结果表明在最大余震西南地区,以及在1934年地震以东地区仍有较大的地震危险性,这一点与前人认为的尼泊尔地震的相关能量尚未完全释放的观点是一致的.但是后续地震发生的具体地点与薛艳等(2015)根据历史地震的离逝时间与复发周期获得的地点有一定的差异.这与本模型空间范围有限,且仅用了2015年尼泊尔地震及最大余震的震源机制解作为整个模型的约束有关,也可能与本模型计算所得的后续地震震级偏小,无法列入地震统计有关.
在模拟所得的累积垂直地表位移剖面上(图 4e),MFT出露地表的位置位移一直为0 m,而两侧的变形较大,那么在MFT两盘具有较大变形,而MFT本身没有垂向位移的情况下,很有可能发生大量的剥蚀充填,其位置在垂向同震变形峰值前5~10 km左右,刚好与加德满都盆地相符,可能与该盆地的形成有一定因果关系.
通过上述模拟计算,我们得到了以下结论:(1)2015年4月25日尼泊尔MW7.8地震具有强烈的时空不均匀性,MFT断层在加德满都东侧和西侧具有不同的地表表现和断层活动方式.(2)发生在17天之后,与主震间隔139 km的最大余震MW7.3地震是由主震活动触发的地震,最大余震东南区域及1934年地震以东地区,仍有发生中大地震的危险性.
致谢本研究的模拟工作在澳大利亚昆士兰大学savanna服务器上完成,在此表示感谢.感谢两位匿名审稿专家对本文认真细致的指导和建议.
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