漾濞MS6.4地震同震形变特征及发震构造探讨

徐晓雪 季灵运 朱良玉 王光明 张文婷 李 宁

1)中国地震局第二监测中心，西安 710054 2)国家遥感中心地质灾害部，北京 100036 3)防灾科技学院，三河 065201 4)云南省地震局，昆明 650224

0 引言

表1 不同机构提供的震源机制解Table1 Focal mechanism solutions of Yangbi MS6.4 earthquake

图 1 漾濞地震区域构造Fig. 1 Tectonic setting map of the Yangbi earthquake.a 灰色细线表示断层(徐锡伟等，2017)，灰色粗线表示二级块体划分(张培震等，2003a)，白色方框为升、 降轨SAR数据覆盖范围，震源机制解数据(MW>6.0)来自GCMT(1976—2015年)(2) https: ∥www.globalcmt.org。 和USGS(2021年)(3) https: ∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/。 ，黑色空心圆表示区域历史地震，蓝色箭头表示GPS水平速度场(Wang et al.，2020)； b 黑色实线表示二级块体划分，红色圆圈表示1900年以来发生的7级 以上地震，红色方框表示图a的位置

受印度板块向N推移和欧亚大陆阻挡的影响，青藏高原自形成以来受到近SN向的挤压作用，块体边界构造变形的主要表现形式之一为向E挤出(Tapponnieretal.，1990； 钟大赉等，1996； 马宗晋，2001； 张培震等，2003b； Wangetal.，2020)。 川滇菱形块体是青藏高原东缘侧向挤出最强烈、 地震活动最频繁、 块体运动和构造变形最具代表性的活动块体之一(图 1)，川滇地区约45%的6级地震和43%的7级地震均在该处发生，地震活动主要沿活动地块的边界断裂带分布，强震破裂以NW—NNW向为主(苏有锦等，2001)。 震中附近的红河断裂为川滇地区重要的地震构造带，沿断裂带地震活动水平存在显著差异： 北段近代地震活动频度高、 强度大(王绍晋等，2010)，曾发生包括1652年弥渡7级地震和1925年大理7级地震在内的6级以上地震9次，5级以上破坏性地震27次； 断裂带中南段历史上未记录到强震。 同样位于震中附近的维西-乔后断裂历史上强震活动并不显著，曾发生的最大地震是1984年上兰 6级地震，但2013年洱源MS5.5、MS5.0及中甸-得荣MS5.9地震的发生(常祖峰，2015)，预示着川滇块体西南地区的地震活动有增强的趋势。 位于漾濞地震N侧的滇西北拉张构造区为川滇菱形块体西边界的一个地震活动区，区内地震的震源深度较浅，曾发生1996丽江MW6.6大型正断型地震，漾濞地震即是在上述区域地震活动背景下发生的。

从区域构造的角度，漾濞地震发生在川滇菱形块体西边界，由于青藏高原中部羌塘块体向E滑移受到华南块体的阻挡使得该区域发生强烈变形(徐锡伟等，2003)。 震中处于滇西北拉张构造区南部，附近发育维西-乔后断裂和红河断裂带北段，区域地质背景复杂，构造活动强烈。 维西-乔后断裂是川滇块体西缘一条重要的大型剪切带，在新构造运动期表现为右旋走滑运动，南段(巍山盆地段)又表现出张性运动特征，断裂南部为红河断裂，北与金沙江断裂相接，是连接川滇块体西缘南、 北2条活动断裂的枢纽(常祖峰等，2016)。 红河断裂带作为川滇菱形块体的西南边界，是一条连接青藏高原东南缘和南海扩张的一级构造(Allenetal.，1984)，经历了左旋走滑、 左旋向右旋转变到现今右旋走滑运动的演化历程(Tapponnieretal.，1982，1990； Schoenbohmetal.，2006)。 红河断裂北段以结构复杂、 分支较多、 现今活动性强为特点(李西等，2016)，而中南段的活动状态尚未有定论，关于不同段落的地震活动性仍存在争议。 因此，区域地质背景复杂、 过去被认为是板内转换断层的红河断裂相较于块体东边界断裂活动性较弱(汪一鹏等，2003)，厘清此次漾濞地震的发震构造对于深入理解发震机理和动力学过程具有重要意义。 此外，漾濞地震的发生将为研究川滇菱形块体西南地区的地震危险性带来新的启示。

自Massonnet等(1993)利用InSAR技术成功获取1992年美国加州兰德斯MW7.3地震的同震形变场以来，以InSAR同震形变场为约束反演发震断层几何参数及其滑动分布已成为人们理解发震机理及震源破裂过程的重要手段之一(单新建等，2009； 张国宏等，2010； 乔学军等，2014； 季灵运等，2017)。 本文利用InSAR技术获取漾濞地震同震形变场，利用余震重新定位结果确定发震断层的几何模型，并反演震源参数和发震断层滑动分布，探讨发震构造与川滇菱形块体变形动力学机理，并分析川滇菱形块体西南地区的地震危险性。

1 InSAR同震形变场

1.1 SAR影像介绍

此次地震发生在海拔>2000m的区域，地势险峻、 气候多变，以地面观测站为基础的常规地壳形变观测技术较难实施，震中附近GPS形变观测点位较为稀少，为全面了解同震形变场带来一定困难。 因此，SAR影像成为获取此次地震同震形变场的重要数据源。 Sentinel-1卫星影像不仅可以实时免费下载，且覆盖范围广、 重访周期短、 轨道精度高，在植被覆盖地区仍能获得较高质量的干涉图。 漾濞地震发生后，我们下载了覆盖整个震区的降轨及升轨Sentinel-1 SAR影像数据，影像拍摄日期分别为2021年5月10日和5月22日、 2021年5月8日和5月26日，影像的时间间隔较短，保证了干涉图的相干性。 影像数据为干涉宽幅模式(IW)，每景影像包含3幅子影像，对其进行拼接处理，覆盖范围如图 1 所示。

1.2 同震形变场

本文利用D-InSAR技术获取漾濞地震的同震形变场，数据处理采用开源GMTSAR软件进行。 首先基于美国NASA发布的30m空间分辨率的SRTM DEM地形数据模拟并消除地形相位。 为了降低干涉图的噪声，在InSAR数据处理中将干涉图进行8×2(距离向×方位向)多视，并采用200m波长的高斯滤波，这种滤波参数的设置不仅可以大大提高干涉图的相干性，同时也保证了震中附近的形变恢复。 基于snaphu网络流算法对干涉图进行相位解缠，通过二次多项式拟合去除干涉图中的残余轨道误差(Rosenetal.，1996)。 对于因大气水汽垂直分层引起的相位延迟，使用在线大气校正服务平台(GACOS)估计大气垂直分层的影响(Yuetal.，2018)，并从干涉图中去除。 根据SAR卫星参数将相位转换成位移，最终获取了地理编码后的漾濞地震升、 降轨LOS向InSAR同震形变场。

图 2 为削弱各种误差后的漾濞地震同震形变场图像，可以看出降轨Sentinel-1 SAR数据清晰地监测到了此次地震的同震形变场。 降轨干涉图同震干涉条纹清晰，且震源区不存在由于形变梯度过大导致的失相干，表明同震破裂未到达地表。 形变场集中于漾濞地震震中区域，呈对称的椭圆形分布，形变影响范围达30km。 形变区域内有维西-乔后断裂和红河断裂北段2条走滑型活动断裂。 降轨同震形变场显示，发震断层NE盘靠近卫星运动，SW盘远离卫星运动，最大LOS向形变量分别为8.6cm、 7.9cm，降轨剖面显示同震位移达15cm。 相比于降轨数据，升轨干涉图SW盘条纹较为清晰，形变场显示该盘靠近卫星运动，最大LOS向形变量级为5.7cm； 而NE盘干涉条纹不清晰，噪声明显，形变场显示该盘远离卫星运动，分析认为可能是由于川滇地区高植被覆盖、 复杂多变的大气条件及雷达入射角的原因导致。 结合升、 降轨成像几何模式，认为漾濞地震同震形变结果显示的形变态势以水平形变为主，符合右旋走滑型地震形变的主要特征，应为NW走向的断层突然破裂导致。 初步分析InSAR同震形变态势与已有断层的空间相对位置分布，维西-乔后断裂是否为发震断层需要进一步厘定。

图2 InSAR升、 降轨同震干涉图与形变场Fig. 2 Coseismic ascending and descending interferograms and deformation fields from InSAR.a 降轨差分干涉图； b 升轨差分干涉图； c 降轨形变场； d 升轨形变场； e 降轨形变剖面图。 实心箭头表示卫星飞行方向，空心箭头表示雷达视线方向； 震源机制解数据来自USGS

2 震源参数反演

同震形变场的模拟是提升发震构造认识、 评估区域地震灾害的重要手段之一。 本文首先根据余震重新定位结果确定发震断层的几何模型，然后以InSAR同震形变场为约束，反演发震断层的精细运动特征。 采用均匀采样方法对InSAR同震形变场进行降采样，该方法能够有效降低部分误差较大观测区域的结果对整体形变结果的影响，对于近场区域采样点选取相对密集，对于远场区域采样点选取相对稀疏，这样既能最大程度地保留原始形变场的空间特征(季灵运等，2017)，又能减少数据冗余，重采样后的同震形变场数据点共约20000个。

2.1 断层几何模型设置

反演同震滑动分布之前，需要确定发震断层的几何模型。 一般若无先验信息，可以通过非线性反演方法和Okada位错模型反演获取发震断层的几何参数(Okada，1985； Jietal.，2017)。 以往的震例研究表明，重新定位的余震空间分布可以为发震断层几何模型设置提供重要的约束信息，该方法是目前国际同类研究中效果最好、 被选用较多的方法(Shawetal.，1999； Boncioetal.，2004； Lutteretal.，2004)。 因此，我们根据漾濞地震前、 后6d的地震序列重新定位目录(图3a)，结合InSAR同震形变的空间展布形态、 区域构造信息，综合确定发震断层的空间展布。

图3 漾濞地震余震的空间分布图(a)与纵剖面图(b—d)Fig. 3 Spatial distribution(a)and vertical cross-sections(b，c and d)of aftershocks of the Yangbi earthquake.五角星表示CENC给出的漾濞地震的震中位置

首先，我们沿余震区长轴走向划分了剖面AA′及2个垂直于长轴走向的剖面BB′和CC′，取每条剖面线两侧各3km宽的范围进行震源深度投影，以确定断层的倾向和倾角，结果如图3b—d所示。 从图中可以看到： 震区存在一条近直立的断层，深度15km以浅。 根据余震剖面和深度展布距离，认为发震断层的倾角为85°～90°。 我们进行多次反演实验，以拟合残差最小的断层倾角为最优值，确定发震断层的倾角为89°，分布于发震断层周边的余震则可能是受主震破裂影响而触发的。 多家机构给出的震源机制解显示(表1)，漾濞地震的主震倾角约为85°，与我们通过多次反演实验确定的最优发震断层模型和倾角一致。 在确定断层倾角为89°后，根据余震在地表呈现NW向分布的线性特征，再结合降轨InSAR形变场的空间分布形态为沿NW向对称的2个椭圆形，分析认为发震断层的地表迹线为NW向，与余震长轴的空间位置吻合较好。 余震的分布范围通常可作为主震破裂区范围的上限，因此，考虑余震的空间展布，将发震断层的长度设置为30km，沿倾向向下的宽度设置为20km。 最后，我们将断层面离散为1km×1km大小的断层片。 发震断层的空间三维展布如图 4 所示。

图4 发震断层三维空间位置图Fig. 4 Three-dimensional location of the fault used in modeling.上图为叠加到区域数字地形图上的同震形变场； 下图是用于反演同震滑动分布的断层三维空间位置图。 蓝色空心圆表示余震的空间位置，震级大小与圆的大小成正比； 黄色实心五角星表示主震； 黑色实线表示断层的地表迹线

2.2 同震滑动分布反演

在确定了发震断层的几何模型后，我们以本文获取的InSAR同震形变场为约束，采用基于约束条件下最小二乘原理及最速下降法的反演方法(SDM)(Wangetal.，2013)，进一步反演震源断层破裂面上的滑动分布特征。 该方法利用最速下降法搜索满足目标函数的最小解，反演过程中在相邻断层片之间可以施加滑动量平滑或应力降平滑的约束，在发展更新过程中已得到国内外学者的广泛认可与使用(Wenetal.，2013； Motaghetal.，2015； 刘琦等，2016； Jietal.，2017)。 在实际同震滑动分布反演中，我们基于CRUST 1.0模型(Laskeetal.，2013)，考虑地壳介质的分层差异，提升了反演结果的整体可靠性，并对相邻断层片的滑动量施加应力降平滑约束。 由于平滑因子的选取会对反演结果产生显著影响，在实际进行反演计算时利用位错模型的粗糙度和相对拟合残差的折中曲线选择最优的平滑因子，通过迭代计算最终确定平滑因子为0.1(图 5)。 反演过程中，对滑动角做右旋走滑约束，设置滑动角的范围为170°～190°。

图5 相对拟合残差与粗糙度折中曲线Fig. 5 Trade-off curve between the roughness and the relative fitting residuals.五角星表示选取平滑因子的位置

图6 分布式滑动模型的拟合结果Fig. 6 Simulation results of the distributed-slip model.a、 d 降轨、 升轨同震形变场； b、 e 降轨、 升轨拟合同震形变场； c、 f 降轨、 升轨残差图。 黑色实线表示模拟断层的地表迹线； 震源机制解数据来自USGS

图7 同震滑动分布图Fig. 7 Maps of coseismic slip distributions.断层面滑动分布的二维(a)和三维(b)显示； 黄色五角星表示CENC给出的漾濞地震位置

3 讨论

3.1 基于现今长期GPS水平运动速度场的区域应变率场分析

为厘清此次漾濞地震发生的区域构造动力背景，基于GPS水平速度场(时间跨度为1991—2016年)(Wangetal.，2020)和Shen等(2015)提出的应变计算方法，计算获取了震区及其周边区域的面应变率场及最大剪应变率场(图8a，b)。 GPS原始观测站点所构建的三角网如图7c所示，统计三角形边长的分布(图7d)，可以看出大部分GPS点之间的距离都在30km内，因此，我们将距离平滑因子设置为200km，这样既可较好地反映区域局部应变率场特征，也能够起到较好的平滑作用。 应变率场结果显示，震区的面应变率整体为正值，说明该区域以拉张变形为主，受到的挤压作用较弱，表明该区主要为伸展构造背景，与我们厘定的此次漾濞地震的发震断层表现出的具有少量正断分量一致。 震区附近的维西-乔后断裂南段和红河断裂北段表现为显著的张应变特征，红河断裂北段为滇西北拉张构造区的组成部分，第四纪以来发生了大规模右旋走滑，导致了红河断裂北段的质量亏损和伸展变形(虢顺民等，1996)。 整体来看，川滇菱形块体西南地区存在一个显著的面应变高值区，与滇西北拉张构造区范围一致，其应变的积累代表了现今所处的高应力状态，此次漾濞地震正是位于滇西北拉张应变高值区W侧应变率梯度变化较大处。

图8 漾濞地震及其邻近地区面应变率与最大剪应变率分布图Fig. 8 The plane strain rate and the maximum shear strain rate field around the Yangbi earthquake and its surrounding areas.震源机制解数据(MW>6.0)来自GCMT(1976—2015年)

由主应变率(图8a)可以看出，川滇菱形块体西南地区存在明显的近EW向拉张和SN向挤压作用，在整体上表现出顺时针旋转的特征，是川滇菱形块体传递下来的S向推动和印度板块N向推挤共同作用的结果(吕江宁等，2003)。 由最大剪应变率可以看出(图8b)，震区所处位置的剪应变率较大，与漾濞地震表现出的具有显著走滑分量的特征一致。 值得注意的是，最大剪应变率高值区范围同样与滇西北拉张构造区一致，表明此区域现今所受的剪应力较强。 与川滇块体东边界存在一条大的剪切应变集中带不同，震区附近的剪切应变在川滇块体西缘并没有沿红河断裂中段继续延伸，沿主要走滑断裂的地壳挤压在云南南部结束(Lietal.，2019)，此次漾濞地震在红河断裂北段附近发生，以及该区较高的应力积累表明红河断裂北段现今可能仍处于活动状态。

3.2 漾濞地震的发震断层与构造动力背景分析

InSAR同震形变场和断层滑动分布显示，漾濞地震的发震断层为一条NW走向的右旋走滑型断裂，具有少量正断分量。 从构造单元上看，漾濞地震发生在维西-乔后断裂与红河断裂北段的W侧(图9a)。 维西-乔后断裂的走向自北向南由NNW向过渡为NW向，新构造运动期主要表现为右旋走滑运动，南段(即巍山盆地段)又表现出张性运动。 红河断裂总体走向呈NW向，第四纪以来表现为右旋走滑运动，断裂北段形成了滇西北断陷群。 从断层的几何产状和运动性质分析，认为漾濞地震的发震断层可能为维西-乔后断裂的分支断裂或W侧与其近平行的一条未知断裂。 有学者认为，维西-乔后断裂新生代以来具有与红河断裂相似的运动学特征、 相同的地质演化历史和构造变形机制，应为红河断裂的北延(常祖峰等，2016)。 漾濞6.4级地震的发生可能使得维西-乔后断裂与红河断裂相贯通。

图 9 漾濞地震区域构造图Fig. 9 Tectonic map of the Yangbi earthquake area.a 区域构造样式图，二级块体划分依据张培震等(2003a)； ANF 安宁河断裂； ZMF 则木河断裂； XJF 小江断裂； RRF 红河断裂； WQF 维西-乔后断裂； LCF 澜沧江断裂。 b 区域主要断层和中强地震分布图，震源机制解数据(MW>5.0)来自GCMT (1976—2020年)，红色震源球表示漾濞MS6.4地震(来自GCMT)

区域应变分配模式显示，红河断裂带北段与滇西北伸展构造区存在较强的应力积累，虽然红河断裂中南段晚更新世以来的活动愈来愈弱，但川滇菱形块体的S向运动以及红河断裂北段的伸展仍在继续进行和发展之中(向宏发等，2004)。 红河断裂北段自1925年大理7级地震后至今未有强震发生，此次漾濞地震位于大理地震W侧(图9b)，也证实了红河断裂北段现今具有活跃的构造运动特征，维西-乔后断裂作为红河断裂北段延伸的部分，承担和吸收了川西北块体传递过来的部分运动能量和应变。

3.3 川滇菱形块体西南地区的地震危险性分析

此次漾濞地震发生在滇西北地震活动区西边界，震中附近分布有维西-乔后断裂及红河断裂北段。 红河断裂作为川滇菱形块体西南地区的一条大型右旋走滑断裂，具有极其复杂的构造背景且地震活动频繁(图 9)，断裂各段的地震活动性存在明显的不均匀性，关于各段地震活动性的差异，至今尚未有定论。

地震发生时，同震断层错动会改变区域应力场，引起的断层面上的库仑应力破裂变化可能影响后续地震的时空分布(Kingetal.，1994)。 为了更好地理解川滇菱形块体西南地区的地震活动性差异和评估未来潜在地震危险性，我们基于分层半无限空间黏弹性地壳介质模型，采用Wang等(2006)给出的PSGRN/PSCMP程序，计算川滇菱形块体西南地区主要断裂的库仑应力变化。 计算中，我们采用本文升、 降轨InSAR数据联合反演的同震破裂模型，考虑漾濞地震的震源深度，计算10km深度上的漾濞MS6.4地震同震位错及震后黏弹性松弛效应引起的各断裂上的库仑应力变化。

图10 漾濞MS6.4地震引起的川滇菱形块体西南地区主要断裂上的同震和震后库仑应力变化Fig. 10 Coseismic and post-earthquake Coulomb stress changes on the main faults in the southwest area of the Sichuan-Yunnan block caused by the Yangbi MS6.4 earthquake.a 同震位错引起的断裂带上的库仑应力变化； b 同震位错和10a震后黏滞松弛效应引起的断裂带上的累积库仑应力变化。 黑色实线表示二级块体边界，五角星表示漾濞地震的位置

此外，李宁等(2019)通过采用负位错反演方法计算了红河断裂各段的断层闭锁程度，认为在红河断裂北段闭锁程度较高。 区域应变分配显示，红河断裂北段和滇西北拉张构造区现今表现为显著的拉张应变及剪切应变高值区，高应变状态表明其现今所受的构造应力较强。 综上认为，区域的滇西北拉张构造系统和红河断裂北段未来的强震危险性值得关注。

4 结论

(1)本文基于欧洲航空局提供的升、 降轨Sentinel-1 SAR影像数据，利用InSAR技术获取了漾濞地震的同震形变场，并以此为约束，反演获取了断层面的同震滑动分布。 结果显示，降轨InSAR干涉图清晰地观测到漾濞地震的同震形变场，漾濞地震造成的地表形变的最大量约为8.6cm(LOS向)，升轨干涉图SW盘条纹较为清晰，最大LOS向形变量为5.7cm，NE盘噪声明显。 同震位错以右旋走滑为主，兼有少量正断分量，主要发生在2～10km深处，最大滑动量约为0.46m，位于6.5km深处，反演得到的矩震级为MW6.1。

(2)从区域应变分配和构造动力背景分析，漾濞地震发生在川滇菱形块体向SE运动过程中受到华南块体的阻挡而强烈变形的区域，结合发震断层的几何产状和运动性质，认为漾濞地震的发震断层可能为维西-乔后断裂的分支断裂或W侧与其近平行的一条未知断裂。

(3)利用升、 降轨InSAR联合反演的滑动分布，计算了漾濞MS6.4地震同震位错及震后黏弹性松弛效应引起的周边各断裂上的库仑应力变化，结果表明此次地震对川滇菱形块体西南地区的龙蟠-乔后断裂、 程海断裂和红河断裂北段的库仑应力影响较为显著，滇西北拉张构造系统和红河断裂北段未来的强震危险性值得关注。

致谢审稿专家对本文的修改和完善提出了宝贵的意见； 欧洲航天局提供了Sentinel-1卫星影像。 在此一并表示感谢!