GPS資料獲取的四川地區應變率演化狀態

徐　銳,.· ,黃圣睦

(1.四川省地震局,四川 成都 610031; 2.弗吉尼亞理工大學地球科學學院,美國 弗吉尼亞 24061)

基于GPS觀測技術獲取的速度及速度梯度信息可有效反映斷層等地殼形變區域的應力累積、分布狀態以及潛在的地球動力學過程[1-2].作為青藏高原與四川盆地的交匯地帶,青藏高原東南緣在過去的1千萬年中經歷了快速的地表隆起[3-6],并被認為是青藏高原最“年輕”的發育地段,因此,該區域也為青藏高原整體應變及動力機制的研究提供了良好的環境[6].2008年5月12日,位于該區域的龍門山斷裂帶突然破裂,發生了汶川Ms8.0級地震,隨后,在同一斷裂帶及相鄰的鮮水河斷裂上又陸續發生了2013年蘆山Ms7.0級地震及2014年康定Ms6.3級地震.以汶川地震為主要節點,該區域的應力累積狀態先后發生了怎樣的變化? 汶川震后引起的應力重新分布對后續的地震事件有著什么樣的影響? 現今該區域的應變率分布狀態及潛在的地震危險性又如何? 這些問題的回答對于認識該區域的動力機制及開展地震危險性評估等均具有重要的指導意義.

目前,基于GPS速度結果進行青藏高原內部應力累積和分布狀態的研究已有許多成果[2,7-9],但主要集中在對汶川震前或同震的應變率場分布狀態的討論,而關于整個區域受重大地震事件影響引起的應變率“動態”時空演化特征的討論則較少.基于此,本文將使用研究區域內(98°N～-108°N,26°E～-34°E)可獲取的最新GPS站點觀測資料,首先,計算該地區1997—2008、2009—2011、2011—2013、2013—2015年共計4期面膨脹率、垂直軸旋轉率及最大剪應變率分布結果;之后,以2008年汶川Ms8.0級地震為主要節點,以蘆山2013年 Ms7.0級地震、康定2014年Ms6.3級地震為參考節點,分析了上述地震事件對應變率結果的動態時空分布影響及其對區域地震危險性評估的潛在指導意義.

1　GPS數據處理與質量控制

目前,四川境內可獲取的GPS觀測資料始于1997年,詳細資料說明見文獻[10].

基于GAMIT-GLOBK軟件[11-12]實現GPS觀測資料的處理.首先,我們將GPS接收機觀測的雙頻相位觀測數據與研究區域周圍均勻分布的約5～10個連續運行IGS觀測站點進行聯合解算(每24 h 作為一個分析時段)以獲取松約束條件下的測站位置、大氣參數(如天頂對流層濕延遲)、地球定向參數以及相應的方差-協方差矩陣;其次,將上述結果作為新的觀測值(即“偽”觀測值[13])與麻省理工學院發布的全球站點聯合觀測結果(h-文件)進行融合,實現區域數據與全球數據的聯接;之后,對于連續運行參考站,為了更好地獲取測站的長期統計信息(如減弱因突然降雨等短周期環境噪聲引起的觀測序列的擾動),將每7 d的獨立時間序列進行加權平均,得到新的位置觀測結果;最后,通過卡爾曼濾波聯合處理連續站與區域站GPS位置的觀測結果,并選取全球范圍內均勻分布、時間序列穩定的IGS連續觀測站(約為35個)在歐亞框架下(ITRF08_EURA)的先驗點位信息(如坐標、速度及相關統計信息)作為框架約束,獲取待解算測站在該框架下的位置信息.將2009—2011、2011—2013、2013—2015年的相應位置序列信息進行分別處理,得到對應的速度信息.

最終得到的1997—2008、2009—2011、2011—2013、2013—2015年等4期速度結果如圖1所示(約355個站點落在本文的研究區域之內).為了清晰,圖1每幅子圖僅繪制了最新一期速度結果70%置信水平的誤差橢圓,灰色曲線為區域斷層分布,黃色曲線為四川行政邊界.

圖1　多期GPS速度場對比Fig.1　Comparison of GPS velocity results of different periods

2　應變率計算

基于規則格網和張力樣條插值方法計算連續的應變率場,計算公式及原理見文獻[1].其思路是:研究區域劃分為若干大小相等的格網,對落入每個格網內的所有GPS站點的北、東向速度分量分別進行加權平均,并將該均值作為格網中心點的速度估值,所有格網中心點的速度估值再通過張力樣條插值獲取連續的速度場和應變率場.北、東方向的速度分量可以獨立處理主要基于二者的相關性一般非常小(通常在0.001～0.003)這一事實;加權平均的主要原因則在于震后各期GPS速度結果的有效觀測歷元較少,單個站點的GPS速度估值穩定性不高,通過加權平均可有效降低(可能的)問題測站對全局結果的影響.

在GPS速度場已知的情況下,應變率場的獲取主要受兩種因素的影響:規則格網的劃分和樣條張力的選擇.規則格網的劃分主要依賴于研究區域的平均GPS站間距及特定的研究目標.格網越小,應變率產品的空間分辨率越高(反映的細節越多),但受數值不穩定因素的影響越大,可靠性也越弱;格網越大,穩定性增強,但空間信息的分辨率也越低.通過測試,將規則格網的大小設置在0.5°所生成的四川地區應變率場產品較為合理,比如,所獲取的最大剪應變率可較好地反映區域的重要活動性剪切斷層的分布和走向特征,所獲取的垂直軸旋轉率的空間分布特征與地質等結果基本吻合等.樣條張力的控制則依賴于張力變量T的選擇,依據文獻[1]的建議,設置T=0.3.

3　結　果

3.1　面膨脹率

圖2給出了1997—2008、2009—2011、2011—2013、2013—2015年等4期速度場得到的面膨脹率計算結果.圖2中,紅色五角星分別代表汶川2008年 Ms8.0級地震、蘆山2013年Ms7.0級地震、康定2014年Ms6.3級地震的震中位置,黑色實線為斷層位置[10].

由圖2可知:

(1) 研究區域內較為顯著的面膨脹率分布主要集中在龍門山斷裂、大涼山次級塊體西側(安寧河、則木河及大涼山斷裂組成的菱形區域)及四川地區西側.

(2) 龍門山斷裂在汶川地震前后均呈現顯著的壓縮特性,這與該區域的背景運動特征一致,即,其地處青藏高原與四川盆地(華南地塊)的邊界構造帶,并呈疊瓦狀向四川盆地逆沖推覆[11],從而引起擠壓.汶川震后(圖2(b)～(d))該區域的壓縮應變率明顯高于震前(圖2(a)),從量級上看,除汶川和蘆山地震所在震中位置外,震后量級大約為震前的3～5倍.當然,震前的這兩處面壓縮率高值區是否恰巧與汶川、蘆山地震的成因有關仍值得進一步探索,但可以確定的是,震前該區域的空間壓縮率的確高于斷層的其他位置,這一點與文獻[2,8]關于該區域的研究結果是一致的.從空間分布上看,龍門山斷裂帶震后面壓縮率分布相對于震前而言在其北東段(北川至青川段)有所延伸,這與汶川地震引起龍門山斷裂的能量釋放范圍一致,同時,震后該區域的面壓縮率高值區的分布隨著時間的推移有減緩的趨勢,說明該區域正在經歷震后彈性回彈過程.但在經歷了近7年之后(2008—2015年),仍未恢復至震前水平(1997—2008年),說明該區域下地殼中的黏彈性物質(而非上地殼的彈性物質)對其弛豫時間起著決定性影響.

(3) 在大涼山次級塊體及周邊區域,震后相對于震前的面壓縮率明顯增強,且隨著時間的推移,似乎有進一步增強的趨勢,如果借鑒汶川地震的分析結果,該區域面壓縮率逐漸增強的趨勢與地震危險性可能有所關聯,并值得進一步深入研究.

(4) 四川地區西部(川、滇、藏交界位置,約北緯27°～30°,東經98°～100°) 2011—2013年結果(圖2(c))相對于之前幾期出現較為明顯的面膨脹分布,這可能是受該區域2013年8月28日發生的Ms5.9級香格里拉德欽—得榮地震影響.文獻[14]的研究結果表明,該地震為正斷層型地震,且發震區域具有顯著的拉張特性,與此處的GPS結果一致.

圖2　不同時期GPS速度場獲取的面膨脹率結果(×10-6 strain/yr)Fig.2　Dilatation strain rate results calculated using GPS velocity fields of different periods(×10-6 strain/yr)

3.2　垂直軸旋轉率

圖3給出了1997—2008、2009—2011、2011—2013、2013—2015年等4期速度場結果所分別獲取的研究區域垂直軸旋轉率分布狀態.各結果所使用的渲染色彩均基于相同的顏色刻度定義,其中,正值代表逆時針旋轉,負值代表順時針旋轉.

由圖3可知:

(1) 顯著的逆時針旋轉主要分布在鮮水河—安寧河—則木河—小江斷裂帶及龍門山斷裂帶北段,顯著的順時針旋轉主要分布在龍門山斷裂帶南段及四川地區西側.

(2) 汶川地震前,龍門山斷裂帶的旋轉特性與四川盆地所在的華南地塊基本一致,為微弱的逆時針旋轉,而地震后,該斷裂帶北段上呈現顯著的逆時針旋轉,而南段則呈現顯著的順時針旋轉,這與該斷裂帶逆沖(南段)兼具右旋走滑(北段)的背景特性相一致.同時,隨著時間的推移,震后該斷裂帶的順、逆時針旋轉高值區的空間分布和量級也在逐漸減少,進一步揭示了汶川地震的震后調整過程.

(3) 鮮水河—安寧河—則木河—小江斷裂帶呈現顯著的逆時針旋轉特性.從旋轉的量級看,在汶川震前,最大的旋轉率出現在鮮水河斷裂帶南段,而震后,最大的旋轉率則“轉移”到了安寧河—則木河甚至更南端的小江斷裂帶上,但是由于其量級的變化非常微弱(約為0.01×10-6strain/yr),因此,這種“轉移”是否真實存在以及這種“轉移”是否由汶川地震直接引起,均需要更多學科手段的聯合論證.

(4) 四川地區西側(川、滇、藏交界區域)呈現大范圍的順時針旋轉,這與原始的GPS速度場結果(圖2)揭示的旋轉特性一致.同時,其所展現的紅河斷裂(右旋)與鮮水河—安寧河—則木河—小金河斷裂帶(左旋)的旋轉特性差異與該區域的長期背景認知一致[2,8].

圖3　不同時期GPS資料獲取的垂直軸旋轉率結果對比(×10-6 strain/yr)Fig.3　Vertical rotation rate results calculated using GPS velocity fields of different periods(×10-6 strain/yr)

3.3　最大剪應變率

圖4為不同時期的最大剪應變率分布結果,內插格網值為0.5°.

由圖4可知:

(1) 最大剪應變率主要分布在鮮水河—安寧河—則木河—小江斷裂帶及龍門山斷裂帶.

圖4　不同時期GPS資料獲取的最大剪應變率結果(×10-6 strain/yr)Fig.4　Maximum shear strain rates of GPS velocity fields of different periods(×10-6 strain/yr)

(2) 汶川地震之前,龍門山斷裂帶上無顯著的剪切應變分布,這與之前的GPS及地質觀測結果一致[15-16].汶川震后,龍門山區域出現明顯的剪應變率分布,并且隨著時間的推移(圖3(b)～(d)),剪應變率的空間分布和量級逐漸縮小.

(3) 汶川地震前,整個鮮水河斷裂帶均呈較高的最大剪應變率分布特征,而汶川地震后,鮮水河斷裂南段的最大剪應變率分布相對于中段和北段更加顯著,并一直持續,這可能說明由于汶川地震的發生使得該區域的應力累積重新分布,從而最終誘發了2014年康定Ms6.3級地震.另外,鮮水河斷裂帶北段的剪切應變空間分布有增強的趨勢值得繼續關注.與面膨脹率的現象類似,川藏交界2011—2013年出現剪切應變增加的情況,應該亦是受到2013年得榮 Ms5.9級地震影響所致.

由于最大剪應變率的分布與潛在的區域地震危險性直接相關[1],為了精化地震危險區的識別范圍,我們將內插格網值減小至0.1°,所獲取的最大剪應變率分布結果如圖5所示,內插格網值為0.1°.由圖5可知:鮮水河北段(與甘孜—玉樹斷裂的復合部位)、安寧河—則木河斷裂及大涼山斷裂(即,大涼山次級塊體)仍是主要地震危險區.

圖5　不同時期最大剪應變率結果(×10-6 strain/yr)Fig.5　Maximum shear strain rates of GPS velocity fields of different period(×10-6 strain/yr)

4　結　論

使用1997—2015年GPS觀測數據獲取了青藏高原東南緣四川地區不同時期的速度場結果,基于該產品對研究區域的應變率張量及汶川地震前后面膨脹率、垂直軸旋轉率及最大剪應變率等的時空演化特征進行了分析.

結果表明,汶川震后,龍門山區域的3類應變率場的空間分布和量級均有減緩的趨勢,客觀揭示了汶川地震的震后回彈過程.但至今,回彈過程尚未結束(未恢復至震前狀態),表明該區域依然會受到較長時間的下地殼黏彈性流動層的影響.

最大剪應變率的分析結果表明,鮮水河斷裂北段、安寧河—則木河斷裂以及大涼山斷裂仍是未來一段時間該研究區域內應該被持續關注的主要地震危險區.

致謝:感謝四川省測繪與地理信息局提供部分GPS站點資料.

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