青藏高原南緣2015年尼泊爾MW7.8地震發(fā)震構(gòu)造

楊曉平， 吳果， 陳立春， 李傳友， 陳曉莉

1 中國地震局地質(zhì)研究所， 活動(dòng)構(gòu)造與活動(dòng)火山重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京　100029　2 中國地震局地質(zhì)研究所， 北京　100029

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青藏高原南緣2015年尼泊爾MW7.8地震發(fā)震構(gòu)造

楊曉平1， 吳果1， 陳立春2， 李傳友1， 陳曉莉1

1 中國地震局地質(zhì)研究所， 活動(dòng)構(gòu)造與活動(dòng)火山重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京1000292 中國地震局地質(zhì)研究所， 北京100029

摘要2015年4 月25 日尼泊爾MW7.8特大地震發(fā)生在喜馬拉雅山南麓, 震源機(jī)制解表明該地震為低角度逆沖型地震.通過收集地震區(qū)的活動(dòng)構(gòu)造研究資料、衛(wèi)星影像解釋和野外實(shí)地考察，認(rèn)為尼泊爾MW7.8地震區(qū)地表分布三條主要的逆沖斷裂，由北向南分別為喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)、喜馬拉雅主邊界斷裂(MBT)和喜馬拉雅主前緣斷裂(MFT).主邊界斷裂和主前緣斷裂為晚更新世以來的活動(dòng)斷裂，但至今為止也沒有發(fā)現(xiàn)喜馬拉雅主中央斷裂晚第四紀(jì)活動(dòng)的依據(jù).野外調(diào)查未發(fā)現(xiàn)尼泊爾MW7.8地震在喜馬拉雅山南麓的主要斷裂上形成地震地表破裂帶.喜馬拉雅山南麓的構(gòu)造特征為薄皮構(gòu)造，表現(xiàn)為淺部陡傾斷坡-深部緩傾斷坪(7°左右)-深部斷坡(11°左右)的構(gòu)造樣式.深部斷坡-斷坪又稱為主喜馬拉雅斷裂(MHT)，其中的深部斷坡是尼泊爾地震主震(MW7.8)和最大余震(MW7.3)的發(fā)震構(gòu)造.余震大致沿北西向的高喜馬拉雅山前緣呈條帶狀分布，主要分布在低喜馬拉雅山區(qū)內(nèi).剖面上，余震大致分布在主喜馬拉雅斷裂的上盤推覆體內(nèi)，推測尼泊爾MW7.8地震時(shí)深部斷坡發(fā)生錯(cuò)動(dòng)，其地震位移沿深部斷坡-斷坪向南傳播引起上盤的褶皺帶縮短變形，進(jìn)而觸發(fā)低喜馬拉雅和次喜馬拉雅褶皺帶內(nèi)產(chǎn)生次級破裂從而產(chǎn)生余震.

關(guān)鍵詞尼泊爾MW7.8地震； 逆沖構(gòu)造系統(tǒng)； 斷坡-斷坪； 主喜馬拉雅斷裂； 發(fā)震構(gòu)造

1引言

北京時(shí)間2015年4月25日，位于青藏高原南緣、喜馬拉雅山南麓的尼泊爾境內(nèi)發(fā)生MW7.8地震(震中位置84.71°E，2 8.15°N)，美國地質(zhì)勘探局給出的震源深度15 km(http:∥earthquake.usgs.gov/),中國地震臺網(wǎng)給出的震源深度為20 km.中國地震局地質(zhì)研究所使用點(diǎn)源模型反演得到兩組發(fā)震斷層面參數(shù)：節(jié)面I：走向95.1°，傾角84.1°，滑動(dòng)角75.9°；節(jié)面II：走向289.3°，傾角6.1°，滑動(dòng)角104.1°(http:∥www.eq-igl.ac.cn).美國地質(zhì)勘探局給出的兩組發(fā)震斷層面參數(shù)為：節(jié)面Ⅰ:走向295°，傾角11°，滑動(dòng)角108°；節(jié)面Ⅱ：走向96°，傾角79°，滑動(dòng)角87°.從震源參數(shù)看，這次地震為典型的逆沖破裂型地震.喜馬拉雅造山帶位于青藏高原的南緣，包含11個(gè)大致平行的構(gòu)造單元，其中主要的斷裂構(gòu)造有喜馬拉雅主前緣斷裂(MFT)、喜馬拉雅主邊界斷裂(MBT)、喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)和藏南拆離斷層(SDT)(尹安，2006).自23 Ma以來，喜馬拉雅山南坡最顯著的地質(zhì)構(gòu)造是發(fā)育MFT、MBT和MCT三條近平行的逆沖斷裂帶，它們以垂直于造山帶走向的擠壓變形為特征，現(xiàn)今的縮短速率為17～18 mm·a-1(Jade et al.,2004).喜馬拉雅主邊界斷裂和喜馬拉雅主前緣斷裂晚第四紀(jì)以來仍在活動(dòng)(Nakata,1989；Ponraj et al.,2010),特別是在喜馬拉雅主前緣斷裂(MFT)上陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了斷錯(cuò)地表的古地震破裂帶(Lavé et al.,2005；Kumar et al.,2006), 然而對1934年尼泊爾MW8.1地震是否存在地表破裂亦存在爭議(Pandey and Molnar,1988;Tapponnier et al.,2010;Sapkota et al.,2010).

發(fā)震構(gòu)造是指曾發(fā)生和可能發(fā)生破壞性地震的地質(zhì)構(gòu)造.尼泊爾MW7.8地震發(fā)生在加德滿都以西北約77 km，位于1934年尼泊爾MW8.1地震和1505年尼泊爾MW8.2地震之間的空區(qū)(Kumar et al.,2010;Bilham,2015)，而在此地震空區(qū)內(nèi)于1833年發(fā)生過MW7.3地震(Kumar et al.,2010).青藏高原板內(nèi)的地震活動(dòng)與其板塊邊界構(gòu)造帶的地震活動(dòng)密切相關(guān)，到2014年底，昆侖-汶川地震序列中在青藏高原南部邊界尚未發(fā)生8.0級及以上地震(鄧起東等，2014)，尼泊爾MW7.8地震是不是昆侖-汶川地震序列中發(fā)生在青藏高原南部邊界最大的大于等于8.0級地震還有待進(jìn)一步觀察.大地震的發(fā)生和其所處的構(gòu)造環(huán)境密不可分，本文從這方面入手討論尼泊爾 MW7.8地震的發(fā)震構(gòu)造，期望獲得擠壓構(gòu)造環(huán)境下低傾角逆沖型特大地震的發(fā)震構(gòu)造特征.新生代以來，受印度板塊的持續(xù)向北推擠，青藏高原東北緣、北緣的河西走廊和塔里木盆地南緣地區(qū)，以及天山地區(qū)均處在擠壓構(gòu)造環(huán)境下，歷史上這些地區(qū)已經(jīng)發(fā)生了多次7.5級以上的大地震，弄清大地震的發(fā)震構(gòu)造，可為我國西部地區(qū)的防震減災(zāi)工作提供理論支持.

2尼泊爾MW7.8地震區(qū)域地質(zhì)背景

始新世以來，印度板塊和歐亞板塊沿長約2500 km的板塊邊界碰撞形成喜馬拉雅造山帶，累計(jì)的地殼縮短約為2000～3000 km(Molnar and Tapponnier，1975)(圖1a).板塊之間的碰撞在喜馬拉雅山南側(cè)產(chǎn)生了3條和喜馬拉雅弧平行的逆沖斷裂(圖1b)，最北側(cè)的一條斷裂為主中央斷裂(MCT)，它構(gòu)成高喜馬拉雅和低喜馬拉雅的分界，北傾30°～45°.主中央斷裂的南側(cè)為主邊界斷裂(MBT)，構(gòu)成低喜馬拉雅和次喜馬拉雅的邊界，它由一系列北傾的逆沖斷裂構(gòu)成，在一些地點(diǎn)，主邊界斷裂使前第三紀(jì)地層逆沖到第四紀(jì)地層之上(Nakata,1989).最南側(cè)的一條為主前緣斷裂(MFT)，它構(gòu)成地表能夠看到的印度板塊與青藏地塊的分界，使得新生界的西瓦里克組逆沖到恒河平原第四紀(jì)沉積之上(Ni and Barazangi,1984)(圖1c).地表這3條近平行、北傾的逆沖斷裂向下歸并到統(tǒng)一的滑脫斷層上，即主喜馬拉雅斷裂(MHT)(圖1c)(Brown et al., 1996).

圖1　尼泊爾MW7.8地震區(qū)域主要斷層分布和地質(zhì)剖面圖Fig.1　The main fault and geological profile in the area of MW7.8，Nepal

現(xiàn)今GPS觀測資料說明，印度板塊與歐亞板塊之間的匯聚速率約為40～50 mm·a-1(圖1a)(Paul et al.,2001)，其中沿喜馬拉雅主前緣斷裂吸收了約10～20 mm·a-1的縮短速率(Wesnousky et al., 1999; Lavé and Avouac, 2000; Wang et al., 2001; Kumar et al., 2001).沿喜馬拉雅山南坡發(fā)生的幾次主要?dú)v史地震被認(rèn)為是發(fā)生在主中央斷裂帶以北的高喜馬拉雅地區(qū)，震源破裂沿主喜馬拉雅斷裂(MHT)發(fā)生且向南擴(kuò)展，甚至到達(dá)喜馬拉雅主前緣斷裂(Seeber and Armbruster, 1981).如1945年Kangra地震(MW～7.7)、1934年Bihar-Nepal地震(MW～8.1)和1950年Assam地震(MW～8.4)被認(rèn)為是沿主喜馬拉雅逆沖斷層破裂，其同震位錯(cuò)擴(kuò)展到喜馬拉雅主前緣斷裂(Pandey and Molnar, 1988; Chander, 1989; Molnar and Pandey,1989).

3區(qū)域主要斷裂的活動(dòng)特征

2015年4月25日尼泊爾MW7.8地震區(qū)域范圍內(nèi)有三條主要的斷裂，它們分別為主中央斷裂(MCT)、主邊界斷裂(MBT)和主前緣斷裂(MFT)(圖1b).以下分別敘述它們晚第四紀(jì)以來的活動(dòng)特征.

3.1主中央斷裂(MCT)

尼泊爾境內(nèi)的主中央斷裂為一個(gè)2～10 km寬的剪切帶(Macfarlane et al.,1992)，表現(xiàn)為斷坡-斷坪幾何特征(DeCelles et al.,2001).在逆沖推覆構(gòu)造系統(tǒng)中，斷坡區(qū)域通常稱為跟帶，傾角30～45°，沿此構(gòu)造部位強(qiáng)烈的地震活動(dòng)、高導(dǎo)電性與斷坡有關(guān)，可能暗示了有應(yīng)力集中和沿?cái)嗥掠辛黧w存在(Lemonnier et al.,1999;Pandey et al.,1999;Avouac,2003).尼泊爾東部的平衡地質(zhì)剖面研究說明，MCT可能產(chǎn)生了大約140～210 km的位移(Schelling,1992)，其開始形成的時(shí)代大約為23—20 Ma的中新世早期(Arita,1983).MCT在3—8 Ma的晚中新世-始新世有過一次強(qiáng)烈活動(dòng)(Catlos et al.,2001)，第四紀(jì)以來未見活動(dòng)的證據(jù)(尹安，2006).2015年尼泊爾MW7.8地震之后，Collins和Jibson(2015)對地震區(qū)的滑坡地質(zhì)災(zāi)害進(jìn)行了現(xiàn)場調(diào)查和災(zāi)害評估，他們的調(diào)查區(qū)覆蓋了喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)出露的位置，但沒有發(fā)現(xiàn)地震地表破裂沿主中央斷裂帶分布的現(xiàn)象，僅在該地區(qū)發(fā)現(xiàn)了大量的滑坡等地震地質(zhì)災(zāi)害(http:∥dx.doi.org/10.3133/ofr20151142).另外一支由多國科學(xué)家組成的調(diào)查隊(duì)采用地面實(shí)地考察和直升機(jī)空中偵察的方式，對尼泊爾MW7.8地震區(qū)的建筑破壞、砂土液化、地表裂縫等進(jìn)行了綜合考察，其考察地區(qū)也覆蓋了地震區(qū)喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)展布的地區(qū)，他們也沒有發(fā)現(xiàn)沿喜馬拉雅主中央斷裂存在地震地表破裂的跡象(http:∥geerassociation.org/GEER-Post%20EQ%Reports/Nepol-2015/index.html).Parameswaran等(2015)在尼泊爾MW7.8主震震中以南約30 km的Phujel一帶，發(fā)現(xiàn)了一些走向近南北和近東西的地表裂縫，這些裂縫發(fā)育在靠近河床的陡坡地帶，或分布在山脊上，它們的形成可能與地震動(dòng)效應(yīng)、或與盲逆斷層相關(guān)的褶皺同震活動(dòng)有關(guān).我們的考察路線也延伸到中尼邊界附近尼泊爾一側(cè)的科達(dá)里(KODARI)和熱索瓦(RASUWA)一帶(圖1)，沿喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)及其附近沒有發(fā)現(xiàn)地震地表破裂，但分布有大量的滑坡、崩塌等地震地質(zhì)災(zāi)害現(xiàn)象.依據(jù)我們的考察和收集到的文獻(xiàn)資料，至今未見喜馬拉雅主中央斷裂晚第四紀(jì)活動(dòng)的證據(jù)，也未見沿該斷裂帶發(fā)育尼泊爾MW7.8地震地表破裂帶的依據(jù).

3.2主邊界斷裂(MBT)

Powell和Conaghan(1973)推斷主邊界斷裂(MBT)的滑移距離超過100 km,關(guān)于其形成的年代，Meigs等(1995)由沉積速率變化推斷其早于11 Ma，而DeCelles等(1998)依據(jù)斷層上盤加入喜馬拉雅前陸盆地的粗粒碎屑沉積物推斷其形成晚于5 Ma.地貌上，主邊界斷裂以南為海拔300～500 m的低山，以北為海拔1200～1500 m的中高山區(qū).

在尼泊爾 MW7.8地震主震震中南側(cè)的婆羅多布爾附近(圖1)，根德格河(Gandak River)西岸發(fā)育三級階地(圖2a).根據(jù)Google地球提供的數(shù)據(jù)，在逆沖斷層的上盤(斷裂北側(cè))發(fā)育三級階地，從低到高三個(gè)階地的拔河高度分別為20 m、44 m和80 m；在逆沖斷層的下盤(斷裂南側(cè))發(fā)育兩級河流階地，從低到高兩個(gè)階地的拔河高度分別為12 m和23 m.T1階地上斷層陡坎的高度約為5～6 m，T2階地上斷層陡坎的高度約為10 m，T3階地上的斷層陡坎高度至少為50 m(圖2b).經(jīng)過野外考察，在婆羅多布爾地區(qū)的喜馬拉雅主邊界斷裂帶上未發(fā)現(xiàn)尼泊爾MW7.8地震的地表破裂帶.

圖2　婆羅多布爾附近活動(dòng)斷裂衛(wèi)星影像解釋圖 (a) 婆羅多布爾附近構(gòu)造地貌解釋圖； (b) 河流西岸被斷錯(cuò)的階地、斷層陡坎及陡坎高度； T1、T2和T3為階地編號，從低到高依次標(biāo)示為T1、T2和T3.Fig.2　The active fault map from satellite image near the Bharatpur (a) Tectonic geomorphology interpretation near the Bharatpur; (b) The faulted terrace, fault scarp and the height of fault scarp. T1, T2, T3：terrace number.

Nakata(1989)研究了尼泊爾西部佩里河(Bheri River)的階地，認(rèn)為主邊界斷裂錯(cuò)斷了河流階地，其中高階地上的斷層陡坎高度至少為90 m，低階地上的斷層陡坎高12～15 m，高、低階地之間的階地上斷層陡坎高度約55 m，且發(fā)現(xiàn)了低角度的逆沖斷層錯(cuò)斷距今14C 年齡為1400年左右的年輕砂礫石層.2005年克什米爾發(fā)生了MW7.6地震，這次地震沿喜馬拉雅主邊界斷裂(MBT)形成地震地表破裂(Kaneda et al.，2008).

Collins和Jibson(2015)、GEER Association Report No.GEER-040(2015)對尼泊爾MW7.8地震的震后科學(xué)考察亦覆蓋了喜馬拉雅主邊界斷裂(MBT)，沿該斷裂沒有發(fā)現(xiàn)有關(guān)這次地震地表破裂帶的痕跡.Parameswaran等(2015)的考察路線多處穿越了喜馬拉雅主邊界斷裂(MBT)，其中部分路線與我們的考察路線重疊，如黑道達(dá)、婆羅多布爾附近(圖1)，沿喜馬拉雅主邊界斷裂(MBT)也沒有發(fā)現(xiàn)尼泊爾MW7.8地震的地表破裂.

以上資料說明，尼泊爾中、西部和克什米爾的喜馬拉雅主邊界斷裂為全新世活動(dòng)斷裂，而且2005年克什米爾MW7.6地震使其西段產(chǎn)生地震地表破裂.位于2015年尼泊爾MW7.8地震震中以南的喜馬拉雅主邊界斷裂(MBT)上至今未發(fā)現(xiàn)本次地震的地表破裂.

3.3主前緣斷裂(MFT )

喜馬拉雅主前緣斷裂(MFT)使新近紀(jì)西瓦里克組陸相沉積物向南逆沖到恒河平原的第四紀(jì)沉積物之上(Nakata,1989;Kumar et al.，2006；Kumar et al.，2010).在主前緣斷裂向南逆沖過程中，其上盤的西瓦里克組發(fā)生褶皺變形，Lavé和Avouac(2000)用斷層上盤變形地貌面和形成年代確定主前緣斷裂的滑動(dòng)速率，得到的滑動(dòng)速率(21±1.5 mm·a-1)與穿過喜馬拉雅的GPS結(jié)果(18±2 mm·a-1)相近(Larson et al.，1999).近年來， Lavé等(2005)在主前緣斷裂中段揭露出發(fā)生在公元1100年的古地震事件，Kumar等(2006,2010)在喜馬拉雅主前緣斷裂東段和西北段發(fā)現(xiàn)錯(cuò)斷晚全新世地層的證據(jù)，而且揭露出兩次古地震事件.Sapkota等(2013)在1934年尼泊爾地震(MW8.2)震中區(qū)南側(cè)的喜馬拉雅主前緣斷裂上發(fā)現(xiàn)了這次地震的地表破裂帶，證實(shí)了這次地震為破裂地表的地震事件.

2015年尼泊爾MW7.8地震及其強(qiáng)余震(MW7.3)區(qū)南側(cè)的Amlekganj村附近(圖1)，Sakti河兩岸發(fā)育了3級階地(圖3).其中，T1階地拔河高度6 m 左右，T2階地拔河高度12～15 m，T3階地拔河高度約為50 m.現(xiàn)代河床中，斷層以南為砂礫石堆積區(qū)，衛(wèi)星影像上表現(xiàn)為白色；而在斷層以北砂巖裸露于河床中，衛(wèi)星影像上表現(xiàn)為灰色(圖3a).

圖3　黑道達(dá)南Amlekganj村附近衛(wèi)星影像(a)和構(gòu)造解釋圖(b)Fig.3　Satellite image (a) and tectonic interpretation (b) near the Amlekganj vallige, at the southern side of Hetauda

圖4為Amlekganj村附近斷錯(cuò)地貌照片和野外實(shí)測得到的斷層陡坎高度.利用激光測距儀實(shí)測得到，T1階地上的斷層陡坎高度為2.5 m，T2階地上的斷層陡坎高度為10 m左右(圖4a、4b、4c).斷層以北的現(xiàn)代河床中，出露的地層為西瓦里克組灰色粉砂巖，而斷層以南的河床中為現(xiàn)代沖洪積砂礫石(圖4c).

圖4　Amlekganj村附近斷錯(cuò)地貌照片F(xiàn)ig.4　The photographs about faulted landform, near the Amlekganj village

在圖4a所示的河流東岸T2階地前緣陡坎處，河流沖刷使得喜馬拉雅主前緣斷裂(MFT)出露于地表(圖5).剖面上部為T2階地沖洪積砂礫石層，下部為西瓦里克組灰色粉砂巖，可見西瓦里克組砂巖逆沖到全新世的砂礫石之上.由于砂礫石層的崩塌作用，剖面上砂礫石堆積中未見清晰的斷層面，但可以看出斷層上盤的砂礫石層近水平產(chǎn)出，斷層下盤的砂礫石層向南傾斜(圖5b).

圖5　河流東岸斷層地質(zhì)剖面 (1) 人工堆砌的石墻； (2) 全新世沖洪積砂礫石層； (3) 全新世坡積礫石； (4) 新近紀(jì)砂巖.Fig.5　The geological profile and photograph (1) Man-made wall; (2) Holocene alluvial sand and gravel; (3) Holocene slope deposit; (4) Neogene sand stone.

另外，在河床及其河流西岸的階地、Amlekganj村附近穿越斷層陡坎的公路上均未見尼泊爾MW7.8地震形成的地表破裂.

4尼泊爾MW7.8地震及余震的空間分布特征

地震目錄來自國際地震中心(ISC，International Seismological Centre, http:∥www.isc.ac.uk/)，時(shí)間從2015年4月25日至2015年6月19日，震級為M3以上，共521條地震記錄，其中包含震源深度記錄的為143條.

4.1尼泊爾MW7.8地震及余震的平面分布

Pandey等(1999)收集分析了尼泊爾及其鄰區(qū)1994年5月至1998年1月期間大于等于2級的地震數(shù)據(jù)，結(jié)果發(fā)現(xiàn)尼泊爾地區(qū)的地震大致沿高喜馬拉雅前緣的狹窄條帶內(nèi)分布.Pandey等(1995)利用1985—1995年間加德滿都周圍臺網(wǎng)記錄到的尼泊爾中部地區(qū)地震活動(dòng)數(shù)據(jù)也揭示了同樣的地震分布特征.

圖6給出了尼泊爾MW7.8地震及其余震的平面分布.從圖中可以看出，尼泊爾MW7.8地震及其余震大致沿北西向的高喜馬拉雅山前緣分布，主要分布在低喜馬拉雅山區(qū)內(nèi)，其條帶寬度約為180 km，寬約80 km.這次地震的主震(MW7.8)、兩個(gè)MW≥7.0級的余震分布位于北西向條帶的西段和東段，也分布在高喜馬拉雅與低喜馬拉雅的過渡地帶內(nèi).

圖6　尼泊爾MW7.8地震及余震分布圖 KTM:加德滿都；藍(lán)色圓點(diǎn)為尼泊爾MW7.8地震及其大于等于3級的余震，時(shí)間段為2015年4月25日—6月19日.Fig.6　The main earthquake and aftershocks of MW7.8 event, Nepal

劉靜等(2015)從地震波反演時(shí)間快照資料得到尼泊爾MW7.8地震的大位移區(qū)域由西北向南東擴(kuò)展的過程.Wang和Fialko(2015)利用地表測量數(shù)據(jù)(GPS和ALOS-2)反演了尼泊爾MW7.8地震發(fā)震斷層的幾何形態(tài)和同震滑動(dòng)分布，認(rèn)為這次地震的發(fā)震斷層為一條傾向北、傾角7°的逆沖斷層，且這條斷層與地表出露的喜馬拉雅主前緣斷裂(MFT)相連.地震時(shí)發(fā)震斷層錯(cuò)動(dòng)的位置位于距離主前緣斷裂50～100 km以北的斷層深部，最大同震錯(cuò)動(dòng)約為5.8 m.Avouac等(2015)利用遠(yuǎn)震記錄和合成孔徑干涉雷達(dá)圖像反演了2015年尼泊爾MW7.8地震的破裂過程，結(jié)果認(rèn)為，這次地震的起始破裂位于主喜馬拉雅斷裂(MHT)閉鎖段的下緣，然后向東擴(kuò)展約140 km，破裂擴(kuò)展速率約2.8 m·s-1，但明顯的沒有向南擴(kuò)展到主喜馬拉雅斷裂(MHT)地表出露的位置，即震源破裂沒有擴(kuò)展到喜馬拉雅主前緣斷裂(MFT).他們進(jìn)一步推測，地震造成的應(yīng)力轉(zhuǎn)移勢必影響到震區(qū)以南主喜馬拉雅斷裂(MHT)上傾段的未來破裂.國內(nèi)單新建等(2015)、劉剛等(2015)也反演了2015年尼泊爾MW7.8地震的破裂過程，得到的結(jié)果與Wang和 Fialko(2015)、Avouac等(2015)大體一致.

4.2尼泊爾MW7.8地震震源深度分布

尼泊爾地震臺網(wǎng)的記錄表明，現(xiàn)代小震活動(dòng)集中分布在高喜馬拉雅地形陡坡帶之下的10～20 km的深度，平面上呈狹窄的帶狀分布(Pandey et al.，1995)，小震活動(dòng)分布條帶也是水準(zhǔn)測量獲得的抬升速率較高的部位(Jackson et al.,1992;Bilham et al.,1997).對比尼泊爾中部的地質(zhì)構(gòu)造剖面，可以發(fā)現(xiàn)小震活動(dòng)帶與低喜馬拉雅和高喜馬拉雅過渡帶之下推測的主滑脫斷裂上的斷坡位置一致(Pandey et al.,1999)，即小震震中集中分布的位置與Zhao等(1993)深地震反射資料解釋的斷坡的位置一致(圖7c).

圖7　尼泊爾MW7.8地震震源深度剖面 其中(a)、(b)圖下部的逆沖斷層參照Zhao等(1993)、Brown等(1996)、Pandey等(1999)的資料；(a)包含2015年4月25日尼泊爾MW7.8地震主震、及其寬52 km北東向矩形范圍內(nèi)余震的震源深度剖面；(b)包含2015年5月12日MW7.3余震、及其寬64 km北東向矩形范圍內(nèi)余震的震源深度剖面.紅色粗線段表示主喜馬拉雅滑脫斷裂上的斷坡，紫色細(xì)線段表示主喜馬拉雅斷裂的近水平段(斷坪)、及其淺部的斷坡.(a)、(b)圖上部為尼泊爾MW7.8地震區(qū)西部、東部地質(zhì)剖面圖，MFT、MBT、MCT和MHT分別表示喜馬拉雅主前緣斷裂、喜馬拉雅主邊界斷裂、喜馬拉雅主中央斷裂和主喜馬拉雅斷裂，MFT和MBT之間為形態(tài)較簡單的西瓦里克背斜，MBT和MCT之間為復(fù)雜的褶皺帶；(c) INDEPT 地震和MT 的地殼結(jié)構(gòu)解譯、現(xiàn)代小地震分布 以及斷裂幾何的構(gòu)造剖面圖(劉靜等，2015).Fig.7　The depth profile of MW7.8 event and aftershocks, Nepal

圖7是來自國際地震中心2015年4月25日至2015年6月19日期間的地震資料.圖7a下圖為包含尼泊爾MW7.8地震主震、寬52 km的北東向條帶內(nèi)、具有震源深度數(shù)據(jù)地震的震源深度剖面圖；圖7b下圖為包含尼泊爾MW7.8地震最大的余震(MW7.3 地震)、寬64 km的北東向條帶內(nèi)、具有震源深度數(shù)據(jù)地震的深度剖面圖.雖然這些地震沒有經(jīng)過精確定位，但從以上2個(gè)圖中仍然可以看到，尼泊爾MW7.8地震的余震大致分布在主喜馬拉雅滑脫斷裂的上盤推覆體內(nèi)，主震(MW7.8)發(fā)生在高喜馬拉雅與低喜馬拉雅過渡帶之下的斷坡上，而主余震(MW7.3)則發(fā)生在高喜馬拉雅之下的斷坡上，主震和主余震分別發(fā)生在主喜馬拉雅斷裂(MHT)深部斷坡的不同部位.主震的發(fā)生與震前閉鎖的斷坡從下緣開始破裂有關(guān)(Avouac et al.，2015)，地震時(shí)主喜馬拉雅斷裂(MHT)上盤的褶皺帶向南逆沖，且褶皺帶同時(shí)發(fā)生褶皺變形引起褶皺帶內(nèi)相關(guān)斷層發(fā)生次級錯(cuò)動(dòng)，從而引發(fā)大量的余震在褶皺帶內(nèi)發(fā)生.喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)附近也存在大量的余震活動(dòng)，我們不排除尼泊爾MW7.8地震的余震沿喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)的深部發(fā)生小位移的錯(cuò)動(dòng)而產(chǎn)生地震，但目前還沒有發(fā)現(xiàn)沿喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)產(chǎn)生地表破裂的證據(jù).

5尼泊爾MW7.8地震發(fā)震構(gòu)造分析

水準(zhǔn)測量資料顯示，沿高喜馬拉雅前緣存在一個(gè)隆起的條帶，且隆起帶的位置與高喜馬拉雅前緣的微震活動(dòng)條帶在空間上具有一致性(Jackson et al.,1992;Pandey et al.,1995;Bilham et al.,1997).可以推測，沿高喜馬拉雅山前條帶狀的微震活動(dòng)反映了大地震間歇期的應(yīng)力積累.微震活動(dòng)與尼泊爾中部的構(gòu)造剖面對比，進(jìn)一步發(fā)現(xiàn)微震活動(dòng)的位置與主喜馬拉雅滑脫斷裂上斷坡的位置一致，沿?cái)嗥碌奈恢梦⒄鸹顒?dòng)成束狀分布(Pandey et al.,1999).主喜馬拉雅滑脫斷裂上斷坡的存在被深反射地震資料證實(shí)(Zhao et al.,1993).這種對應(yīng)關(guān)系表明，主喜馬拉雅滑脫斷裂上斷坡在大地震發(fā)生的間歇期表現(xiàn)為一個(gè)障礙體，起到應(yīng)力和應(yīng)變積累的作用(Pandey et al.,1995).

GPS資料(Jackson and Bilham, 1994;Bilham et al., 1997)顯示，在大地震的間歇期主喜馬拉雅滑脫斷裂上的斷坪、斷坡處于閉鎖狀態(tài)(Pandey et al.,1995).大地測量資料揭示出高喜馬拉雅之下以21±3 mm·a-1的速率持續(xù)的發(fā)生蠕滑運(yùn)動(dòng)(Pandey et al.,1995)，而這個(gè)速率與喜馬拉雅主前緣斷裂長期的縮短速率21.5±2 mm·a-1(Lavé and Avouac, 2000)基本一致.鑒于這個(gè)事實(shí)，Pandey等(1999)進(jìn)一步推測主喜馬拉雅斷裂(包含其上的斷坡和斷坪)僅僅在大地震發(fā)生時(shí)產(chǎn)生錯(cuò)動(dòng)，把積累的變形傳遞到喜馬拉雅最南側(cè)的前緣構(gòu)造帶(Pandey et al., 1995; Lavé and Avouac, 2000).

2015年4月25日尼泊爾MW7.8地震的主震及其最大余震分別發(fā)生在該地震構(gòu)造區(qū)的東西兩端，其震源位于主喜馬拉雅斷裂上傾角較陡的段落(斷坡).劉靜等(2015)根據(jù)地殼尺度增生楔理論模型推斷該斷坡的傾角約為10°，斷坪段的傾角約為7°，主喜馬拉雅斷裂的深部幾何結(jié)構(gòu)以斷坡-斷坪為基本特征(圖1c、圖7c).USGS給出的震源機(jī)制解顯示，尼泊爾MW7.8地震的發(fā)震斷層傾角為11°，與主喜馬拉雅斷裂上斷坡的傾角基本一致.主喜馬拉雅斷裂上的斷坡具備障礙體特征，為尼泊爾MW7.8地震的發(fā)震構(gòu)造.余震主要分布在主喜馬拉雅斷裂上盤的推覆體內(nèi)，平面為一個(gè)長180 km、寬80 km的矩形條帶，說明這次尼泊爾地震的震源破裂沿主喜馬拉雅斷裂向南擴(kuò)展，引起其上盤的褶皺帶縮短變形，局部產(chǎn)生小規(guī)模的破裂而發(fā)生地震.如黑道達(dá)南的5次3.7～4.6級余震均發(fā)生在主前緣斷裂和主邊界斷裂之間的西瓦里克褶皺帶中(圖1)，震源深度約10 km(USGS地震數(shù)據(jù)).

6結(jié)論

本次野外實(shí)地調(diào)查點(diǎn)跨越了2015年4月25日尼泊爾MW7.8地震震中區(qū)以南的喜馬拉雅主中央斷裂(MCT)、主邊界斷裂(MBT)和主前緣斷裂(MFT)，在這些調(diào)查路線上均未發(fā)現(xiàn)尼泊爾MW7.8地震的地表破裂.迄今為止，也未見有關(guān)這次地震地表破裂的報(bào)道.

尼泊爾MW7.8地震區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造基本特征為薄皮逆沖構(gòu)造，其前緣發(fā)育活動(dòng)逆沖斷裂和褶皺帶，其中薄皮逆沖構(gòu)造之下為向北傾的淺部斷坡(陡傾)—深部斷坪(緩傾)、斷坡(陡傾)系統(tǒng).其中深部斷坡為主喜馬拉雅斷裂(MHT)上的深部陡傾部分，也是2015年4月25日尼泊爾MW7.8地震的發(fā)震構(gòu)造.絕大多數(shù)余震分布在深部斷坡-斷坪之上的喜馬拉雅山南坡褶皺帶中，推測為尼泊爾MW7.8地震時(shí)地震斷層的向南錯(cuò)動(dòng)，震源處的位錯(cuò)沿深部斷坡-斷坪向南傳播引起其上盤的褶皺帶縮短變形，進(jìn)而觸發(fā)褶皺帶內(nèi)次級破裂而產(chǎn)生余震.

References

Arita K. 1983. Origin of the inverted metamorphism of the Lower Himalayas, Central Nepal. Tectonophysics, 95(1-2): 43-60.

Avouac J P. 2003. Mountain building, erosion, and the seismic cycle in the Nepal Himalaya. Advances in Geophysics, 46: 1-80. Avouac J P, Meng L S, Wei S J, et al. 2015. Lower edge of locked main Himalayan thrust unzipped by the 2015 Gorkha earthquake. Nature Geoscience, 8(9): 708-711. Bilham R, Larson K, Freymueller J. 1997. GPS measurements of present-day convergence across the Nepal Himalaya. Nature, 386(6620): 61-64.

Bilham R. 2015. Raising Kathmandu. Nature Geoscience, 8(8): 582-584.

Brown L D, Zhao W J, Nelson K D, et al. 1996. Bright spots, structure, and magmatism in southern Tibet from INDEPTH seismic reflection profiling. Science, 274(5293): 1688-1690.

Catlos E J, Harrison T M, Kohn M J, et al. 2001. Geochronologic and thermobarometric constraints on the evolution of the Main Central Thrust, central Nepal Himalaya. Journal of Geophysical Research, 106(B8): 16177-16204. Chander R. 1989. Southern limits of major earthquake ruptures along the Himalaya between longitudes 75° and 90°E. Tectonophysics, 170(1-2): 115-123. Collins B D, Jibson R W. 2015. Assessment of existing and potential landslide hazards resulting from the April 25, 2015 Gorkha, Nepal earthquake sequence (ver.1.1, August 2015): U. S. Geological Survey Open-File Report 2015-1142, 50. http:∥dx.doi.org/10.3133/ofr20151142.DeCelles P G, Gehrels G E, Gqade J, et al. 1998. Neogene foreland basin deposits, erosional unroofing, and the kinematic history of the Himalayan fold-thrust belt, western Nepal. Geological Society of America Bulletin, 110(1): 2-21. DeCelles P G, Robinson D M, Quade J, et al. 2001. Stratigraphy, structure, and tectonic evolution of the Himalayan fold-thrust belt in western Nepal. Tectonics, 20(4): 487-509

Deng Q D, Cheng S P, Ma J, et al. 2014. Seismic activities and earthquake potential in the Tibetan Plateau. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(7): 2025-2042, doi:10.6083/cjg20140701.

GEER Association Report No. GEER-040, April 25, 2015 Gorkha, Nepal Earthquake Report for Web Dissemination (http:∥geerassociation.org/GEER_Post%20EQ%20Reports/Nepal_2015/index.html)

Jackson M, Barrientos S, Bilham R, et al. 1992. Uplift in the Nepal Himalaya revealed by spirit leveling. Geophysical Research Letters, 19(15): 1539-1542.

Jackson M, Bilham R. 1994. Constraints on Himalayan deformation inferred from vertical velocity fields in Nepal and Tibet. Journal of Geophysical Research, 99(B7): 13897-13912.

Jade S, Bhatt B C, Yang Z, et al. 2004. GPS measurements from the Ladakh Himalaya, India: Preliminary tests of plate-like or continuous deformation in Tibet. Geological Society of America Bulletin, 116(11-12): 1385-191.

Kaneda H, Nakata T, Tsutsumi H, et al. 2008. Surface rupture of the 2005 Kashmir, Pakistan, earthquake and its active tectonic implications. Bull. Seismol. Soc. Am., 98(2): 521-557.

Kumar S, Wesnousky S G, Rockwell T K, et al. 2001. Earthquake recurrence and rupture dynamics of Himalayan frontal thrust, India. Science, 294(5550): 2328-2331.

Kumar S, Wesnousky S G, Rockwell T K, et al. 2006. Paleoseismic evidence of great surface rupture earthquakes along the Indian Himalaya. Journal of Geophysical Research, 111: B03304, doi: 10.1029/2004JB003309.

Kumar S, Wesnousky S G, Jayangondaperumal R, et al. 2010. Paleoseismological evidence of surface faulting along the northeastern Himalayan front, India: Timing, size, and spatial extent of great earthquakes. Journal of Geophysical Research, 115: B12422, doi: 10.1029/2009JB006789.

Larson K M, Bürgmann R, Bilham R, et al. 1999. Kinematics of the India-Eurasia collision zone from GPS measurements. Journal of Geophysical Research, 104(B1): 1077-1093.

Lavé J, Avouac J P. 2000. Active folding of fluvial terraces across the Siwaliks Hills, Himalayas of central Nepal. Journal of Geophysical Research, 105(B3): 5735-5770.

Lavé J, Yule D, Sapkota S, et al. 2005. Evidence for a great Medieval earthquake (～1100 A. D.) in the central Himalayas, Nepal. Science, 307(5713): 1302-1305. Lemonnier C, Marquis G, Perrier F, et al. 1999. Electrical structure of the Himalaya of central Nepal: high conductivity around the mid-crustal ramp along the MHT. Geophysical Research Letters, 26(21): 3261-3264.

Liu G, Wang Q, Qiao X J, et al. 2015. The 25 April 2015 Nepal MS8.1 earthquake slip distribution from joint inversion of teleseismic, static and high-rate GPS data. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 58(11): 4287-4297, doi: 10.6038/cjg20151133.

Liu J, Ji C, Zhang J Y, et al. 2015. Tectonic setting and general features of coseismic rupture of the 25 April, 2015 MW7.8 Gorkha, Nepal earthquake. Chinese Science Bulletin (in Chinese), 60(27): 2640-2655, doi: 10.1360/N972015-00559.

Macfarlane A M, Hodges K V, Lux D. 1992. A structural analysis of the Main Central thrust zone, Langtang National Park, central Nepal Himalaya. Geological Society of America Bulletin, 104(11): 1389-1402.Meigs A J, Burbank D W, Beck R A. 1995. Middle late Miocene (>10 Ma) formation of the Main Boundary thrust in the western Himalaya. Geology, 23(5): 423-426. Molnar P, Tapponnier P. 1975. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision. Science, 189(4201): 419-426.

Molnar P, Pandey M R. 1989. Rupture zones of great earthquakes in the Himalayan region. ∥Proc.India Acad.Sci.(Earth and Planetary Science), 98(1): 61-70.

Nakata T. 1989. Active faults of the Himalaya of India and Nepal. GSA Special Papers, 232: 243-264.

Ni J, Barazangi M. 1984. Seismotectonics of the Himalayan collision zone: Geometry of the underthrusting Indian plate beneath the Himalaya. Journal of Geophysical Research, 89(B2): 1147-1163.

Pandey M R, Molnar P. 1988. The distribution of intensity of the Bihar-Nepal earthquake of 15 January 1934 and bounds on the extent of the rupture zone. Journal of Nepal Geological Society, 5(1): 22-44.Pandey M R, Tandukar R P, Avouac J P, et al. 1995. Interseismic strain accumulation on the Himalayan crustal ramp (Nepal). Geophysical Research Letters, 22(7): 751-754.

Pandey M R, Tandukar R P, Avouac J P, et al. 1999. Seismotectonics of the Nepal Himalaya from a local seismic network. Journal of Asian Earth Sciences, 17(5-6): 703-712.

Parameswaran R M, Natarajan T, Rajendran K, et al. 2015. Seismotectonics of the April-May 2015 Nepal earthquakes: An assessment based on the aftershock patterns, surface effects and deformational characteristics. Journal of Asian Earth Sciences, 111: 161-174, doi: 10.1016/j.jseaes.2015.07.030.

Paul J, Bürgmann R, Gaur V K, et al. 2001. The motion and active deformation of India. Geophysical Research Letters, 28(4): 647-650.

Ponraj M, Miura S, Reddy C D, et al. 2010. Estimation of strain distribution using GPS measurements in the Kumaun region of Lesser Himalaya. Journal of Asian Earth Sciences, 39(6): 658-667.

Powell C Mc A, Conaghan P J. 1973. Plate tectonics and the Himalayas. Earth and Planetary Science Letters, 20(1): 1-12. Sapkota S N, Tapponnier P, Bolliger L, et al. 2010. Morphotectonics and paleoseismology of the main frontal thrust in the Nepal Himalayas. Journal of Nepal Geological Society, 41(Sp. Issue):144.Sapkota S N, Bollinger L, Klinger Y, et al. 2013. Primary surface ruptures of the great Himalayan earthquakes in 1934 and 1255. Nature Geoscience, 6: 71-76, doi: 10.1038/NGEO1669.

Schelling D. 1992. The tectonostratigraphy and structure of the eastern Nepal Himalaya. Tectonics, 11(5): 925-943.

Seeber L, Armbruster J G. 1981. Great detachment earthquakes along the Himalayan Arc and long-term forecasting.∥ Earthquake Prediction. American Geophysical Union, 259-277.Shan X J, Zhang G H, Wang C S, et al. 2015. Joint inversion for the spatial fault slip distribution of the 2015 Nepal MW7.9 earthquake based on InSAR and GPS observations. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 58(11): 4266-4276, doi: 10.6038/cjg20151131.

Tapponnier P, Sapkota S N, Klinger Y, et al. 2010. Hunting for the traces of great Himalayan earthquakes: surface break of the M8.1, 1934 Bihar-Nepal event? Journal of Nepal Geological Society, 41(Sp. Issue):124.

Wang K, Fialko Y. 2015. Slip model of the 2015 MW7.8 Gorkha (Nepal) earthquake from inversions of ALOS-2 and GPS data.Geophysical Research Letters, 42(18): 7452-7458, doi:10.1002/2015GL065201.

Wang Q, Zhang P Z, Freymueller J T, et al. 2001. Present-day crustal deformation in China constrained by Global Positioning System measurements. Science, 294(5542): 574-577.

Wesnousky S G, Kumar S, Mohindra R, et al. 1999. Uplift and convergence along the Himalayan Frontal Thrust of India. Tectonics, 18(6): 967-976.

Yin A. 2006. Cenozoic tectonic evolution of the Himalayan orogen as constrained by along-strike variation of structural geometry, exhumation history, and foreland sedimentation. Earth Science Frontiers (in Chinese), 13(5): 416-515.

Zhao W J, Nelson K D, Che J, et al. 1993. Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet. Nature, 366(6455): 557-559.

附中文參考文獻(xiàn)

鄧起東, 程紹平, 馬冀等. 2014. 青藏高原地震活動(dòng)特征及當(dāng)前地震活動(dòng)形勢. 地球物理學(xué)報(bào), 57(7): 2025-2042, doi: 10.6038/CJG20140701.

劉剛, 王琪, 喬學(xué)軍等. 2015. 用連續(xù)GPS與遠(yuǎn)震體波聯(lián)合反演2015年尼泊爾中部MS8.1地震破裂過程. 地球物理學(xué)報(bào), 58(11): 4287-4297, doi: 10.6038/cjg20151133.

劉靜, 紀(jì)晨, 張金玉等. 2015. 2015年4月25日尼泊爾MW7.8級地震的孕震構(gòu)造背景和特征. 科學(xué)通報(bào), 60(27): 2640-2655.

單新建, 張國宏, 汪馳升等. 2015. 基于InSAR和GPS觀測數(shù)據(jù)的尼泊爾地震發(fā)震斷層特征參數(shù)聯(lián)合反演研究. 地球物理學(xué)報(bào), 58(11): 4266-4276, doi: 10.6038/cjg20151131.

尹安. 2006. 喜馬拉雅造山帶新生代構(gòu)造演化: 沿走向變化的構(gòu)造幾何形態(tài)、剝露歷史和前陸沉積的約束. 地學(xué)前緣, 13(5): 416-515.

(本文編輯何燕)

基金項(xiàng)目自然科學(xué)基金項(xiàng)目“甘肅北山舊井地區(qū)活動(dòng)斷裂的形成及其地震危險(xiǎn)性評價(jià)”(41572195)、援尼泊爾成套項(xiàng)目地震地質(zhì)災(zāi)害評估和國家科技支撐計(jì)劃特大地震活動(dòng)背景研究專題(2012BAK15B01-02)共同資助.

作者簡介楊曉平，男，研究員，主要從事活動(dòng)構(gòu)造研究.E-mail:yangxiaoping-1@163.com

doi:10.6038/cjg20160718 中圖分類號P315

收稿日期2015-10-21，2016-06-10收修定稿

The seismogenic structure of the April 25, 2015 MW7.8 Nepal earthquake in the southern margin of Qinghai-Tibetan Plateau

YANG Xiao-Ping1, WU Guo1, CHEN Li-Chun2, LI Chuan-You1, CHEN Xiao-Li1

1KeyLaboratoryofActiveTectonicsandVolcano,InstituteofGeology,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100029,China2InstituteofGeology,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100029,China

AbstractThe April 25, 2015 MW7.8 Nepal earthquake, with focal mechanism of low-angle thrust, occurred in the southern margin of Qinghai-Tibatan Plateau. Through collecting research data of active structures, satellite image interpretation and field work, three major thrust faults are determined in the seismic region. They are Himalaya Main Central Thrust (MCT), Main Boundary Thrust (MBT) and Main Frontal Thrust (MFT) from north to south respectively. The first one is inactive in the late Quaternary while the latter two are both late Pleistocene active faults. Earthquake surface rupture zone cannot be found in the MW7.8 earthquake. The structural feature of the southern margin of Himalaya is thin-skinned structure, with tectonic style of shallow steep ramp-deep low angle flat (about 7°) -deep ramp (about 11°). The deep ramp-flat is also called Main Himalaya Thrust (MHT), where the deep ramp is seismogenic structure of the main shock (MW7.8) and the maximum aftershock (MW7.3). Aftershocks are banded distribution along the high Himalayan range front with northwestern direction, mainly in the range of low Himalaya mountainous area. It can be found from the profile that aftershocks almost spread in the nappe of the hanging wall of MHT. We make the assumption that when the fault ruptured during the MW7.8 earthquake, seismic displacement propagated along deep ramp-flat from north to south resulting in the shortening deformation of the fold belt in the hanging wall, which further triggering secondary ruptures and much more aftershocks.

KeywordsMW7.8 Nepal earthquake; Thrust system; Ramp-flat; Main Himalaya Thrust; Seismogenic structure

楊曉平，吳果，陳立春等. 2016. 青藏高原南緣2015年尼泊爾MW7.8地震發(fā)震構(gòu)造.地球物理學(xué)報(bào)，59(7):2528-2538,doi:10.6038/cjg20160718.

Yang X P, Wu G, Chen L C, et al. 2016. The seismogenic structure of the April 25, 2015 MW7.8 Nepal earthquake in the southern margin of Qinghai-Tibetan Plateau. Chinese J. Geophys. (in Chinese),59(7):2528-2538,doi:10.6038/cjg20160718.