同震地表破裂的位移測量與彌散變形分析
——以2021年青?，敹郙W7.4地震為例

邵延秀 劉 靜 高云鵬 王文鑫 姚文倩 韓龍飛 劉志軍 鄒小波 王 焱 李云帥 劉 璐

1)天津大學(xué)，地球系統(tǒng)科學(xué)學(xué)院，表層地球系統(tǒng)科學(xué)研究院，天津 300072

2)中國地震局地質(zhì)研究所，地震動力學(xué)國家重點實驗室，北京 100029

3)蘭州地球物理國家野外科學(xué)觀測研究站，蘭州 730000

4)中國地震局蘭州巖土地震研究所，蘭州 730000

0 引言

對大地震所產(chǎn)生的地表破裂帶進行詳細填圖，并測量其同震位移，不僅有助于更好地理解斷裂帶的物理特性，為探索地震破裂機制提供重要基礎(chǔ)(Scholz，2019)，同時可用于構(gòu)建和檢驗大地震破裂擴展模型(Klingeretal.，2018)和斷裂滑動模型(Xuetal.，2016)。此外，同震位移的量化指標也是構(gòu)建地震位移與震級和破裂長度經(jīng)驗關(guān)系(鄧起東等，1992； Wellsetal.，1994； Wesnousky，2008)及研究古地震復(fù)發(fā)習性的重要參數(shù)，對預(yù)測未來地震的破裂尺度提供重要的理論基礎(chǔ)，以期給出合理的地震危險性評價。同時，同震位移在破裂帶走向上的變化對斷裂分段和單次破裂的識別具有重要的指示意義(Klinger，2010)，并依據(jù)同震位移梯度預(yù)測未來地震是否可以穿過階區(qū)(Oglesby，2008； Elliottetal.，2009)。然而，獲得準確的同震位移分布特征并不那么簡單。

詳細的野外地質(zhì)調(diào)查一直是同震位移測量的主要方法，即在野外實地調(diào)查被斷錯的地貌標志。近年來，大地測量技術(shù)逐漸成為現(xiàn)今快速、高效提取同震位移特征的方法(Bürgmannetal.，2000； Oskinetal.，2012)，但也存在無法獲取近場變形特征或震前數(shù)據(jù)缺失的問題。雖然采用震前和震后光學(xué)遙感影像的相關(guān)性分析方法可以避免這些問題(Avouacetal.，2006； Klingeretal.，2006； Ayoubetal.，2009； Zhouetal.，2018)，并能識別出彌散變形特征(Millineretal.，2015； Antoineetal.，2021)，然而量化彌散變形特征仍然依靠野外實地測量獲得的破裂帶上的位移數(shù)據(jù)作為比較的基準(Millineretal.，2016)。同時，破裂帶上準確的同震位移測量也受到破裂帶填圖完整性、測量標志和斷裂帶走向等因素的影響(Rockwelletal.，2013)。因此，野外同震位移的準確測量是正確認識地震破裂機制和斷層活動習性的基礎(chǔ)。

圖 1 瑪多地震區(qū)的活動構(gòu)造圖Fig. 1 Active tectonics around the Madoi earthquake rupture zone.a 青藏高原活動斷裂分布圖(改自Tapponnier等(2001))； b 瑪多地震地表破裂帶的展布特征

圖 2 瑪多地震西段鄂陵湖南側(cè)破裂帶的填圖結(jié)果Fig. 2 Rupture mapping along the western segment (south of the Eling Hu) of the Madoi earthquake.底圖為90m SRTM DEM生成的山影圖，虛線框為航空攝影測量獲得的正射影像覆蓋區(qū)，底圖為航空攝影測量獲得DEM生成的山影圖

1 構(gòu)造地質(zhì)背景

新生代期間，印度洋板塊對歐亞大陸板塊的快速俯沖碰撞形成了具有60～70km巨厚大陸地殼、平均海拔高度達4000m以上且現(xiàn)今構(gòu)造變形極為強烈的青藏高原(侯增謙等，2020)。巴顏喀拉地塊是青藏高原內(nèi)部晚新生代期間持續(xù)向E側(cè)向擠出的活動塊體之一(張培震等，2003； 鄧起東等，2010)。該地塊位于東昆侖斷裂帶以南和瑪尼-玉樹-鮮水河斷裂帶以北的青藏高原中—東部，呈西部狹長、東側(cè)張開的倒三角形態(tài)，主要由晚三疊紀地層和部分新生代地層組成。從地貌上來看，該地塊是整個青藏高原內(nèi)部地勢相對平坦的區(qū)域。

巴顏喀拉塊體周邊被大型活動斷裂所分割，包括北邊界東昆侖斷裂帶、南邊界瑪尼-玉樹-鮮水河斷裂帶、東邊界龍門山斷裂帶以及西邊界阿什庫勒-平頂山斷裂帶和硝爾庫勒斷裂帶，其內(nèi)部構(gòu)造相對穩(wěn)定，新生代構(gòu)造變形較弱(李海兵等，2021)。在巴顏喀拉塊體四周邊緣褶皺帶上曾多次發(fā)生7級以上地震，包括1997年MS7.5 瑪尼地震、2001年MS8.1 昆侖山地震、2008年MS8.0 汶川地震、2010年MS7.1 玉樹地震以及2013年MS7.0 雅安地震。地震的跳躍性發(fā)生表明應(yīng)力主要沿塊體邊界傳遞，指示塊體邊界變形強而內(nèi)部不變形或變形弱的特點，因而巴顏喀拉塊體具有較典型的“剛性塊體”性質(zhì)。該塊體邊界帶的地震行為與塊體向E運移的特征一致，但由于四川盆地、揚子塊體的阻擋，沿巴顏喀拉塊體東邊界的龍門山構(gòu)造帶發(fā)生強烈的擠壓縮短變形，造成了上地殼的水平縮短與垂向增厚。

巴顏喀拉塊體北部邊界上的東昆侖斷裂帶是一條規(guī)模巨大且強震活動相對頻繁的左旋走滑活動斷裂，其處在中國EW向構(gòu)造和SW向構(gòu)造的交會部位，是一條沿塊體邊界延伸近2000km的NWW-SEE向左旋走滑斷裂，空間幾何呈略向NE凸出的弧形(李陳俠等，2009)。在該斷裂帶上，西段的滑動速率約為10mm/a，向E逐步衰減； 在瑪沁段約為12.5mm/a，東至瑪曲段減小為5mm/a，再到塔藏段衰減到3mm/a以下(van der Woerdetal.，2002； Kirbyetal.，2007)。已有的研究和地震記錄表明，在公元1879—2000年期間，沿東昆侖斷裂帶至少發(fā)生過8次6.9～8.1級地震，并在地表形成了不同規(guī)模的同震破裂帶(國家地震局震害防御司，1995； 鄧起東等，2002，2003； Xuetal.，2006； 任俊杰等，2017)。其中，2001年11月14日昆侖山庫賽湖地震是有歷史記錄以來震級最大的地震事件，形成了長約426km的同震地表破裂帶。

與以往多數(shù)大地震主要發(fā)生在東昆侖斷裂帶的主干斷裂上不同，此次瑪多地震發(fā)生于東昆侖斷裂帶南側(cè)巴顏喀拉塊體內(nèi)部的一條次級左旋走滑斷裂——昆侖山口-江錯斷裂上(蓋海龍等，2021； 潘家偉等，2021； 劉小利等，2022； 姚文倩等，2022)。張裕明等(1996)的調(diào)查研究認為，該斷裂帶位于瑪多-甘德斷裂與達日斷裂之間(圖 1)，總體走向NWW，全長約370km，斷錯了晚第四紀地貌面，并存在全新世活動。

2 數(shù)據(jù)和方法

震后無人機攝影測量數(shù)據(jù)的處理主要利用SfM(Structure from Motion)技術(shù)獲得相機參數(shù)與3D特征點坐標(Bemisetal.，2014； 王朋濤等，2016； 畢海蕓等，2017； 王文鑫等，2022)。該技術(shù)主要是基于相機像片之間的相對姿態(tài)(或相對定向)以及由必要控制點確定的大地測量坐標系(絕對定向)得到所有連接點(加密點)的3D坐標(Ullman，1979)，進而重建三維結(jié)構(gòu)并創(chuàng)建數(shù)字高程模型(DEM)與數(shù)字正射影像(DOM)，該區(qū)的DEM和DOM的分辨率均為3～5cm，誤差小于1個像元。

圖 3 瑪多地震前、后的遙感影像對比Fig. 3 Remote sensing images before and after Madoi earthquake.a 震后無人機正射影像； b 震前高景一號衛(wèi)星影像

圖 4 瑪多地震西段鄂陵湖南側(cè)的地震地表破裂帶特征Fig. 4 The western segment of surface rupture of the Madoi earthquake at the south of the Eling Hu.a、b 主破裂帶呈雁列排列的剪切裂縫和鼓包的野外照片； c 被錯斷車輪印的野外照片； d 利用增強現(xiàn)實技術(shù)將車輪印三維掃描結(jié)果投影在室內(nèi)地板上，紅色箭頭指示車輪印的邊界

由于傳感器傾斜、地形起伏以及地物等原因，震前原始的遙感圖像可能存在相對嚴重的幾何變形，因此通常需要采用星歷參數(shù)、控制點及DEM，按照嚴格的物理模型對原始影像進行幾何校正。本研究中主要利用震后正射影像作為參考影像，通過選取調(diào)整同名控制點，得到幾何校正模型，再利用DEM對震前衛(wèi)星影像進行配準和幾何校正，最后通過重采樣得到其正射影像。

3 地表破裂帶西段的同震位移測量

本研究區(qū)位于瑪多地震破裂帶西段，鄂陵湖東南側(cè)(圖 1，2)，破裂帶規(guī)模較大，由雁列排列的NE向剪切裂縫和NW向鼓包組成。單條裂縫一般長10～70m不等，最寬可超過3m，深度可達10m，擠壓鼓包的高度通常超過1m(圖 4)。在該研究點多條車輪印穿過破裂帶且延伸較遠，因此可用于檢驗瑪多地震同震變形帶的西段是否存在彌散變形，如果存在，便可量化主破裂帶外圍的彌散變形量及其所占比例。在研究點處，一條清晰可辨的汽車輪印穿過了近2m寬的同震地表破裂。在該破裂帶內(nèi)可見車輪印所處的地表發(fā)生了隆起及轉(zhuǎn)動，并導(dǎo)致車輛在震后無法通行，因而保留了較好的原始變形特征。

利用經(jīng)幾何校正和地理配準后得到的高分辨率震前、震后影像數(shù)據(jù)(分辨率分別為0.5m和0.03m)，截取同震地表破裂帶斷錯車輪印的區(qū)域(長1.3km×寬1.4km)(圖 3)，在GIS軟件中通過圖像增強和三維地形分析對比等，進一步提升車輪印與周邊地形的對比度，從而更精確地繪制車輪印的邊緣。在繪制過程中，首先選擇影像數(shù)據(jù)上車輪印清晰的區(qū)域初步勾勒小比例尺范圍下的車輪印邊緣，然后再放大比例尺至約1︰25并進行微調(diào)，最后得到準確的震前、震后車輪印形跡(圖 5)。

圖 5 震前、震后車輪印的填繪結(jié)果Fig. 5 Tire tracks mapping before and after the earthquake.a 地震后車輪印的幾何形態(tài)； b 地震前車輪印的幾何形態(tài)

在本研究點，主破裂帶北側(cè)的車輪印延伸較遠，因而選擇重合固定北側(cè)遠場的震前、震后車輪印。在操作過程中，以整體對應(yīng)、局部微調(diào)的方式不斷修正，最大程度上將破裂帶北側(cè)“遠場”的震前車輪印與震后車輪印對應(yīng)固定。配準結(jié)果顯示，在主破裂帶北側(cè)的震前和震后車輪印均重合較好，重合度達95%以上，指示北側(cè)可能沒有發(fā)生明顯的彌散變形。據(jù)此，可以僅考慮主破裂帶南側(cè)相對應(yīng)車輪印的同震變形(圖 6)。

根據(jù)破裂帶的詳細填圖結(jié)果，研究點附近的主破裂帶平均走向為 95±2°，以該走向為準，在破裂帶南側(cè)震后的車輪印邊緣上每間隔2～4m選取1個測量點，可獲得車輪印兩側(cè)邊緣的變化值，然后取其平均值，由此共獲得149個測量點的測量值。需要說明的是，這些測量點只選在震前和震后車輪印比較確定的位置上。

測量中的誤差主要源于受限的影像分辨率所導(dǎo)致的繪制誤差，基于車輪填繪經(jīng)驗，其誤差一般不超過0.2m。同時，破裂帶走向的選擇也對測量結(jié)果有一定影響，但前人經(jīng)研究發(fā)現(xiàn)4°的偏差范圍內(nèi)誤差不超過0.08m(Rockwelletal.，2013)。另外，由于研究點處的主破裂帶局部走向或整體走向?qū)y量結(jié)果的影響很小，因此綜合考慮測量結(jié)果誤差應(yīng)在0.3m以內(nèi)。測量結(jié)果和誤差分布見圖 7。

圖 6 車輪印變形測量Fig. 6 Measurements of movement of tire tracks.a 破裂帶北側(cè)地震前后車輪印匹配結(jié)果，黑色方框為圖b、c的范圍； b—e 破裂帶南側(cè)的車輪印變形測量，虛線為不確定的車輪印邊界

圖 7 破裂帶南側(cè)車輪印在震后的變化Fig. 7 Movements of tire tracks at the south of surface rupture after the earthquake.紅色曲線為測量值的擬合線

4 其他典型的同震彌散變形實例

進一步了解國際上的研究成果可知，此次瑪多地震同震地表破裂帶鄰側(cè)的彌散變形現(xiàn)象并非個例，1999年土耳其Izmit-DüzceM7.4地震和1999年美國南加州Hector MineMW7.1 地震的同震地表破裂也都存在類似現(xiàn)象。

1999年下半年在土耳其境內(nèi)發(fā)生了2次7級以上地震，分別是8月17日的IzmitM7.4地震和11月12日的DüzceM7.1地震，2次地震時間相差87d，震中相距不到100km。這2次地震均發(fā)生在北安納托利亞斷裂帶的西段(Barka，1999； Bürgmannetal.，2002)，斷錯了多個段落(圖8a)。Rockwell等(2002)對這2次地震的破裂帶開展了2次野外考察，并在11個研究點測量了33個同震位移值(圖8a)。其選擇的斷錯標志與破裂帶呈大角度相交，且延伸較長，不僅獲得了近場主變形位移，還得到了遠場的彌散變形。

圖 8 1999年土耳其Izmit-Düzce地震的位移測量(修改自Rockwell等，2002)Fig. 8 Coseismic displacements of 1999 Izmit-Düzce earthquakes in Turkey(modified from Rockwell et al.，2002).a 1999年土耳其Izmit-Düzce 2次地震破裂帶的幾何展布特征，阿拉伯數(shù)字為Rockwell等(2002)野外考察的測量點；b Düzce地震破裂帶上2號研究點的測量結(jié)果； c Izmit地震破裂帶上10號研究點的測量結(jié)果

在Düzce地震破裂帶上的 2 號研究點處(圖8a，b)，圍欄穿過破裂帶發(fā)生變形，Rockwell等(2002)精確定位了18根圍欄柱子，發(fā)現(xiàn)破裂帶北側(cè)的柱子整體排列方向比南側(cè)偏E，這應(yīng)該是由斷層北盤發(fā)生彌散變形所致。利用南側(cè)水泥柱的排列走向作為擬合線，測得位移為3.45m。如果只是簡單擬合主破裂帶兩側(cè)附近的水泥柱位置，那么得到的位移量必然較小(2m)。因此，彌散變形約為破裂帶上主變形的72%。另外，在Izmit地震破裂帶上的10號研究點處(圖8a，c)，2排樹樁穿過破裂帶。利用變形較小的北側(cè)樹墩作為擬合線，測得2排樹墩的水平位移一致。同樣，如果不考慮彌散變形，各自擬合破裂帶兩側(cè)樹墩，那么得到的位移則小很多。

圖 9 1999年美國Hector Mine地震的位移測量(修改自Treiman等，2002)Fig. 9 Coseismic displacement of 1999 Hector Mine earthquake in the US (modified from Treiman et al.，2002).照片和測繪點不是同一個位置

5 討論

5.1 瑪多地震破裂帶西段的最大同震位移

基于以上討論，并分析本研究獲得的新的厘定結(jié)果可知，此次瑪多地震破裂帶西段在鄂陵湖南側(cè)的同震左旋位移可達3.6m，其中主破裂帶變形約為2.7m，南側(cè)的彌散變形約為0.9m，是前者的33%，并占總位移的25%。另外，對比該總位移與InSAR反演的深部結(jié)果(Jinetal.，2021)，顯示瑪多地震西段基本不存在近地表同震位移虧損現(xiàn)象。同時本研究也表明，此次瑪多地震中跨主破裂帶延伸較長的車輪印可作為相對可靠的變形標志，這為重新厘定瑪多地震破裂帶西段的最大同震位移和觀測主破裂帶鄰側(cè)的彌散變形提供了條件。而彌散變形的存在表明，震后多數(shù)研究人員在野外測量的同震位移結(jié)果可能僅是主破裂帶上的位移量，其結(jié)果可能會明顯小于整個同震變形帶的總位移量。

5.2 同震地表破裂中彌散變形的不對稱性

進一步分析無人機觀測的地震破裂影像發(fā)現(xiàn)，在此次瑪多地震中，主破裂帶鄰側(cè)的彌散變形經(jīng)常具有不對稱分布的特點，大部分彌散變形出現(xiàn)在主破裂帶南側(cè)。1999年土耳其Izmit-Düzce地震和1999年美國Hector Mine地震也存在這種不對稱的現(xiàn)象(圖 8，9)，而且更多的彌散變形分布于下降盤，Rockwell等(2002)認為可能與下降盤具有較厚的沉積物有關(guān)。但本研究點的破裂帶兩側(cè)均為固結(jié)較弱的沉積物，且地形平緩，兩側(cè)的沉積物厚度不會相差太大。另外，Rockwell等(2013)在研究美國1940年Imperial Valley地震的同震變形特征時發(fā)現(xiàn)，即使破裂帶穿過巨厚的沉積物地區(qū)，依然沒有發(fā)現(xiàn)彌散變形特征。除沉積物厚度之外，Milliner等(2015)認為彌散變形的分布特征可能還與斷裂在深部的幾何結(jié)構(gòu)或區(qū)域應(yīng)力狀態(tài)相關(guān)。因此，未來還需要對該問題開展深入研究，而本研究所得結(jié)果可為此類研究提供典型樣例。

5.3 對估算走滑斷層滑動速率的啟示

利用走滑斷裂上的地貌標志測得的晚第四紀累積位錯及相應(yīng)的地貌面年齡估算斷層滑動速率，是定量限定走滑活動斷裂平均變形速率的常用地質(zhì)方法(Weldonetal.，1985)。但在野外實際操作中，用于恢復(fù)水平走滑變形的斷錯地貌標志跨斷層的范圍通常較短，在斷層兩側(cè)可能只延伸數(shù)米至數(shù)十米，但有時在主斷層鄰側(cè)可能存在寬度達上百米、甚至上千米的彌散變形帶(Shelefetal.，2010； Millineretal.，2016)。因此，如果沒有將彌散變形計算在內(nèi)，野外測量的位移結(jié)果很可能將比真實位移低，進而低估了走滑斷層的滑動速率(Dolanetal.，2014； Goldetal.，2015； Millineretal.，2015)。

針對走滑斷層斷錯位移和滑動速率的準確性或可靠性問題，Milliner等(2015)認為最簡單的方法是將地貌標志的測量擬合趨勢線貫穿整個斷裂變形帶，且總長度至少應(yīng)達百米以上。另一種方式是根據(jù)同震破裂的彌散變形量化結(jié)果修正已有的滑動速率結(jié)果(Millineretal.，2016)。Milliner等(2016)對美國1992年LandersMW7.3 地震和1999年Hector MineMW7.1 地震的彌散變形進行了研究，認為斷裂的幾何結(jié)構(gòu)對彌散變形具有重要影響，并發(fā)現(xiàn)彌散變形在幾何結(jié)構(gòu)簡單的段落范圍較窄、在總變形量中所占比例較小，而在幾何結(jié)構(gòu)復(fù)雜段落則范圍較寬、在總變形量中所占比例較大。因此，為減小彌散變形對滑動速率的影響，應(yīng)盡可能選擇幾何結(jié)構(gòu)單一或簡單的段落進行滑動速率觀測，此外在分析走滑速率沿斷層的走向變化時，還需要充分考慮斷裂帶的幾何結(jié)構(gòu)變化。

6 結(jié)論

本文基于震后所獲得的高分辨率航空正射影像，對瑪多地震破裂帶西段進行了詳細解譯，發(fā)現(xiàn)在鄂陵湖東南側(cè)破裂帶規(guī)模較大，以雁列分布的剪切裂縫和鼓包為主要變形樣式，并斷錯了震前的車輪印。為了精確測量同震位移，我們以車輪印為斷錯標志，結(jié)合震前衛(wèi)星影像，精細填繪震前和震后車輪印的跡線，并對比分析，獲得以下認識：

(1)瑪多地震破裂帶西段的同震變形包含破裂帶上的主破裂變形和遠離破裂帶的彌散變形，總位移量約為3.6m，彌散變形可能為0.9m，是主破裂變形的33%；

(2)本研究的測量結(jié)果也顯示，彌散變形主要發(fā)生在破裂帶南側(cè)，結(jié)合其他震例表明這種非對稱性與斷層兩側(cè)的物質(zhì)特性無關(guān)；

(3)由于在走滑斷裂上普遍存在彌散變形，而我們在研究斷裂走滑速率時往往忽視了彌散變形對位移測量結(jié)果的影響，以致于低估了滑動速率。利用獲得的彌散變形比例可以校正以往的滑動速率結(jié)果，同時未來在進行滑動速率研究時，盡可能在幾何結(jié)構(gòu)簡單的區(qū)段選擇觀測點，進而獲得更為準確的滑動速率值。

致謝評審專家對本文進行了認真審閱，并提出了許多有益的修改意見，在此表示衷心感謝！