结构控制的凹凸体对大地震孕育的重要作用

2022-03-31裴顺平陈永顺

地球与行星物理论评(中英文) 2022年2期

孙权，裴顺平，郭震，陈永顺

1 南方科技大学海洋科学与工程系，深圳 518055

2 中国科学院青藏高原研究所青藏高原地球系统与资源环境国家重点实验室，北京 100101

0 引言

地震是威胁人类生命和财产安全的自然灾害之一. 据统计，地球上每年约发生500多万次地震，即每天发生上万次地震. 其中绝大多数地震因为太小或太远，以至于人们感受不到. 但也不乏造成严重灾害的大震级地震，例如我国近些年发生的1976年MS7.8唐山地震、2008年MS8.0汶川地震、2010年MS7.1玉树地震和2013年MS7.0芦山地震等，都带来了严重的生命和财产损失. 研究表明，地震活动及其相关的发震断层几何形态、断层破裂位置及造成的灾害等方面都显现出明显的多样性（Lay, 2015）. 虽然这种多样性特征给地震学研究带来了诸多严峻挑战，但地震学者从未停止过对地震发震机制和孕育过程的探究.

断层是地震孕育的重要场所. 当断层围岩积累的构造应力超过其临界状态时，岩石会发生破裂，应力在断层附近瞬间释放，即发生地震. 研究表明，断层系统具有显著的几何复杂性和结构不均匀性，而这也决定了震源的多样性（Harris and Day, 1999;Eberhart-Phillips et al., 2003; Wesnousky, 2008; Scognamiglio et al., 2018）. 由于现有的技术手段很难详细刻画断层系统的几何形态，因此本文主要从围岩的结构特征角度探讨大地震的发震机制.

地震源于岩石圈介质对构造应力作用的响应.由于断层系统存在明显的结构不均匀性，断层上不同区域通常具备不同的应力水平、剪切强度和抗破裂能力. 地震过程会显著受到断裂带上或附近不均匀介质的影响，通常描述为凹凸体（Kanamori and Stewart, 1978; Lay and Kanamori, 1981; Dragert,2007）. 当断层部分或全部因凹凸而出现闭锁时，构造应力更易于不断累积，进而孕育大地震；反之，若断层区不存在凹凸体，其构造应力通常以蠕动变形的方式得以调整和释放，不利于构造应力的积累和大地震孕育（Scholz and Campos, 1995; Ikari et al., 2011; Hardebeck and Loveless, 2017）.

地震震源区周边岩石圈的结构研究是理解地震孕育和发震机制的重要基础. 众多地震学家开展了一系列大地震震源区精细结构研究，并发现大地震的发生与速度异常分布有着密切联系（Lees, 1990;Michael and Eberhartphillips, 1991; Chiarabba and Selvaggi, 1997; Okada et al., 2007; Pei et al., 2016）.同时，越来越多的同震滑移工作也聚焦于大地震震源区的凹凸体研究（Engelder, 1978; Kato and Yoshida, 2011; Li et al., 2013; Sokos et al., 2016）. 然而，目前仍然缺乏对大地震发生机制及其与结构特征之间相互关系的系统性总结. 因此，本文主要从大地震震源区的结构研究出发，总结结构与发震机制的关系，探讨大地震发生的控制性因素.

1 大地震发震机制中的凹凸体模式

地震是构造应力沿断层迅速转换为非弹性应变（岩石破损）的结果（Niu et al., 2003; Schaff and Beroza, 2004; Peng and Ben-Zion, 2006; Brenguier et al., 2008）. 值得注意的是，断层面是不均匀的，其不同位置摩擦强度和周围介质强度存在差异. 断层面上应力水平明显不同于周边的部位被称为不均匀体. 基于不均匀体研究引入的非均匀地震破裂模式能较好地解释地震波中的复杂成分、主震破裂的成因及主破裂之后的应力集中分布. 因此，不均匀体被视作断层面上破裂的起始器、阻力器和集中器（李正芳，2014）.

为了解释不均匀体在断层破裂过程中的作用，地震学家提出了多种模式. 其中，目前应用较为广泛的是凹凸体和障碍体模式. 凹凸体和障碍体均由高强度介质组成，但运动机制存在较大差异（Aki，1984）. 凹凸体可以理解为地震发生之前断层面上存在的强度相对较大、应力更为集中的区域，可以作为之后地震的起点或破坏最严重的地方. 而障碍体可以理解为地震发生之后未滑动（即未受破坏）的高应力强度区（相对已经破裂、应力释放后的区域而言），通常起到限制破裂、甚至终止破裂的作用. 一般来讲，当断层面错动发生主震时，凹凸体模式起主导作用；而当断层面上出现较多余震时，障碍体模式又占主导地位（李正芳和周本刚，2015）.

图1展示了主震前后两种模式的对比情况，阴影区和空白区分别代表了高应力和低应力区. 其中，图1a表示的是震前断层面受到相对均匀的构造应力作用；图1b代表障碍体模式，主破裂之后留下了一些高强度闭锁区，阻碍破裂进一步扩展. 障碍体可以通过非弹性变形或余震的方式释放应力（Aki, 1979）；图1c代表凹凸体模式，主震本身由高应力的闭锁区发生破裂而引起；图1d代表应力彻底释放后相对均匀的平滑断层面.

图1 主震前后凹凸体与障碍体模式对比图（修改自Aki, 1984）Fig. 1 Comparison between asperity and barrier models before and after main shock (modified from Aki, 1984)

凹凸体在断层面上主要表现出以下特征：滑动量大、应力降大、地震矩释放量大. 由于凹凸体相较围岩的耦合强度更大，因此一旦断层面上存在凹凸体，则该断层段可以克服更大的剪切力，从而形成规模更大的地震断裂带（张智和吴开统，1985）. 凹凸体最终破坏的过程就是大地震发生的过程，也是构造应力均匀化的过程. 而一旦其位于人口密集区，则会造成尤为严重的灾害. 凹凸体模式被用来解释众多大地震的破裂过程，如1968年日本十胜郡MW8.2地震和1969年千岛群岛MW8.2地震（Schwartz and Ruff, 1985）、1976年危地马拉MS7.5地震（Kanamori and Stewart, 1978）、1995年巴布亚新几内亚MW7.9地震（Park and Mori,2007）、2007年所罗门群岛MW8.1地震（Chen et al., 2017）和2016年新西兰凯库拉MW7.8地震（Zhang et al., 2017）等.

2 大地震震源区结构研究——以汶川和芦山地震为例

随着观测手段的不断丰富和技术的不断发展，地震学家们在大地震震源区结构研究方面开展了越来越多、越来越精细的工作. 目前采用的技术手段主要包括地震层析成像、大地电磁、人工地震测深、GPS观测、合成孔径雷达图像等. 在地震成像方面，由于大震级地震通常伴随着强烈且持续的余震活动，震后密集地震台阵的快速架设无疑能够提供更丰富的高质量地震数据，从而为我们更好地探讨大地震震源区精细结构特征和发震机制提供数据支撑. 这里仅简要介绍近些年针对我国汶川和芦山地震开展的速度和大地电磁结构结果.

2008年汶川MW7.9地震和2013年芦山MW6.6地震相继发生在龙门山断裂带上，给当地带来了严重的人员伤亡和经济损失. 基于汶川地震和芦山地震余震资料获得的震源区及两地震之间空区的精细速度结构（Li et al., 2013; Pei et al., 2014; Pei et al.,2019）显示，汶川和芦山地震所发生的龙门山山前断裂两侧具有非常明显的速度差异：汶川地震西侧呈现高速异常，对应彭灌杂岩（图2）；芦山地震西侧也呈现高速异常，对应宝兴杂岩；两个地震东侧均为低速异常. 这两个高速体分别是汶川和芦山地震的闭锁区，即凹凸体.

汶川地震区的三维地震波速度结构（Pei et al.,2010）也显示，龙门山主断裂是一条非常明显的高低速边界. 沿着断裂带方向的速度剖面上存在两个明显的高速区，不仅对应着强余震分布区，并且与破裂面上两个比较大的滑动区以及地表观测到的两个强烈变形和破坏区均显示出非常好的对应关系，说明结构控制了断层面的滑动和强余震的分布.

大地电磁也是研究地震震源区结构特征的有效手段. 穿过汶川地震所在的龙门山断裂带中段和芦山地震所在的龙门山断裂带西南段的大地电磁剖面结果（Zhao et al., 2012; 詹艳等, 2013）显示，两个地震均处于高阻体内部，指示着存在刚度系数大、不容易变形的凹凸体.

汶川地震最新的三维体波成像研究（Wang et al., 2021）也显示，汶川地震震源区呈现明显的高速特征，且高速体的深度展布范围可达30 km（图3）. 同时，该研究发现汶川地震震源区西侧下方存在显著的低速、高波速比异常结构，并将其解释为与青藏高原下地壳塑性流相关的部分熔融流体入侵. 该研究认为，随着震源区下方流体的不断累积，震源区周边孔隙压力不断增大，进而改变局部剪切应力的分布状态，导致震源区岩石强度显著下降，从而降低了断层破裂的阈值，增大了主震断层的发震可能性.

图3 穿过汶川和芦山地震震源区的P波和S波垂直速度剖面图（修改自Wang et al., 2021）Fig. 3 Vertical profiles of seismic velocity (VP and VS) crossing the source regions of the Wenchuan and Lushan earthquakes(modified from Wang et al., 2021)

3 全球大地震结构研究

在我国，除了汶川和芦山地震之外，众多大地震震源区均存在高速或高阻异常结构. 基于丰富走时数据和改进的双差地震成像方法获得的三维体波成像结果发现，1920年海原M8.5和1927年古浪M8.0地震发震断层附近均存在深度达15 km的高速结构体（Sun et al., 2021）. 1978年唐山MS7.8地震震源区附近也存在深度达10 km的高速、低波速比结构体，其下方表现为低速、高波速比异常结构（Ma et al., 2021）. 针对2010年玉树MS7.1地震开展的二维Pg波成像结果显示，玉树—甘孜断层穿过一个高速异常体，而玉树地震就发生在该高速异常体的东南边缘，地震破裂沿断层向速度低（强度低）的东南方向扩展（Pei and Chen, 2012; Pei et al.,2013）. 2021年云南漾濞MS6.4地震震源区也呈现显著的高波速、低波速比（Sun et al., 2022）和高阻结构（叶涛等，2021），该异常结构体被发震断裂切割，且展布深度达15 km；同时，漾濞地震震源区下方存在明显的低波速、高波速比（Sun et al.,2022）和高电导率（叶涛等，2021）的异常结构，指示了可能存在流体或熔体.

国外大地震的很多研究工作也表明可以通过凹凸体模式解释大地震的发震机制. 1966年美国帕克菲尔德M6.0地震三维速度结构显示，大地震矩释放区与高速区存在很好的对应关系，而破裂起始或终止则可能与低速体有关（Michael and Eberhartphillips, 1991; Eberhart-Phillips and Michael,1993）. 2015年尼泊尔MW7.8地震发震层二维Pg波成像研究发现，速度结构与破裂过程和地震波能量辐射存在着密切联系，高速异常对应破裂滑移最大的区域，且能量以低频辐射为主，该高速异常体为尼泊尔地震的凹凸体（Pei et al., 2016）. 此外，1995年日本兵库M7.3地震（Okada et al., 2007）、1999年土耳其MW7.2地震（Kaya et al., 2009）、2004年日本新舄M6.8地震（Okada et al., 2006）、2010年智利莫尔M8.8地震（Hicks et al., 2014）、2011年日本东北部MW9.0大地震（Huang and Zhao, 2013）、2016年日本熊本Mj7.3地震（Shito et al., 2017）等大地震震源区也都存在呈现高速结构特征的凹凸体.

当然，也存在少量特殊情况，如2017年九寨沟MS7.0地震. 基于震后台阵数据获得的精细速度结果显示，震源区呈现出高P波波速、低S波波速和高波速比特征，指示了流体的存在（Chen et al.,2021）. 因为S波对流体比较敏感，对流体较多的区域，P波速度能够较好地反映固体介质的结构.此处P波的高速特征在某种程度上指示着震源区本身具有较强的力学性质. 并且，该区地质构造复杂，包括塔藏断裂、岷江断裂、雪山断裂和虎牙断裂在内的多条断层在此交汇. 大地电磁研究认为九寨沟地震可能与来自青藏高原内部的塑性下地壳横向侵出有关（Sun et al., 2018）. 尽管如此，对全球范围内已经开展过结构研究且验证存在高强度结构体（即凹凸体）的大地震事件进行统计分析，并进一步做出规律性总结是十分重要的.

为了探究震源区不均匀结构与大地震之间的关系，我们对全球震级大于6级且震源区开展过凹凸体研究的地震事件进行了统计分析. 直接证据来自地震成像、大地电磁等研究获得的结构信息，间接证据则来自大地震断层的单侧破裂研究，也表明断层附近存在大的同震滑动带即高强度的凹凸体（Sokos et al., 2016; Yue et al., 2017）. 本文共统计了123个不同震源机制的地震事件，包括54个板内地震和69个板间地震（图4）. 相关地震震源区成像获得的结构特征及文献列表可以通过在线获得，网址https://zenodo.org/record/5746094#.YabWH sdByUk.

图4 全球6级以上大地震震源区凹凸体研究统计分布图. 紫色边框的圆圈代表了存在俯冲海山的地震事件Fig. 4 Statistical map of studies on the asperities in the focal areas of worldwide large earthquakes with the magnitude larger than 6.0. The circles with purple borders denote the events that occurred on subducted seamounts

在统计到的54个板内地震中，结构研究占17个，地震震源区均呈现高速或高阻结构. 其余37个地震为破裂过程研究，均呈现明显的单侧破裂形态. 其中，26个地震主要表现为走滑性质、22个地震以逆冲性质为主、 6个地震为正断层类型.少数大地震事件可能受断裂系统几何特征比较复杂的影响，凹凸体位置比较特殊，如1999年集集M7.6大地震，具有弯曲的发震断层系统（Oglesby and Day, 2001; Kim et al., 2010）.

对于统计到的69个板间地震，14个结构研究结果显示地震震源区均表现为高速结构特征，另外55个地震破裂过程研究则表现出明显的单侧破裂特点. 其中，57个地震以逆冲性质为主，12个地震以走滑性质为主. 并且，有5个地震（4个结构研究和1个破裂过程研究）发生在海山上. 海山是海底普遍存在的地形特征，其一旦进入俯冲带，会导致逆冲断层界面产生额外的摩擦阻力，从而对大型逆冲地震产生深远影响（Cloos, 1992; Scholz and Small, 1997; Tréhu et al., 2012）. 数值模拟研究认为，俯冲的海山是有利于大型逆冲断层地震的发生、还是阻止大型逆冲断层地震的发生，关键取决于其与地震成核带的相对位置（Yang et al., 2012）. 对于本文统计到的5个发生在海山上的地震事件而言，有效正应力较高的海山在其孕育过程中扮演了高强度凹凸体的角色（Scholz and Small, 1997）.

流体可能对大地震的发生起到触发作用，但凹凸体在大地震的孕育和发生过程中起着主导作用.研究表明，绝大多数大地震的破裂模式表现为单侧破裂（McGuire et al., 2002），这与结构不均匀性是密切相关的. 此外，上述统计的地震也表明凹凸体模式与震源机制无关，在逆冲断层、正断层和走滑断层中都发挥着同样重要的作用.

4 结构控制的发震机制讨论

实验研究发现，断层区的摩擦强度随正应力水平的增加而增强（Byerlee, 1978），正应力和应力降均随深度的增加而增大. 因此，大地震更倾向于发生在发震层的深部，即在应力降较大的部位成核（Das and Scholz, 1983）. 地震层析成像结果中的高速和大地电磁结果中的高阻结构均对应着更低的孔隙度、更强的岩石完整性和更高的力学强度（Tenthorey et al., 2003），这有利于构造应力的不断累积. 地震发生之前，凹凸体呈闭锁状态（图5a）. 由于凹凸体局部耦合作用更强，因此可以在阻碍断层错动方面发挥更大的作用. 并且，凹凸体力学性质越强，断层滑动越困难. 随着构造应力的不断加载（图5b），一旦超过断层强度的阈值，断层就会破裂，即发生地震（图5c）. 在整个过程中，力学性质较强的凹凸体在大地震的孕育和发生过程中起到控制性作用.

图5 大地震的孕育和发生机制示意图. （a）初始阶段；（b）地震孕育阶段；（c）地震发生之后（修改自Sun et al., 2021）Fig. 5 Cartoon showing the mechanism of preparation and generation of large earthquakes (modified from Sun et al., 2021). (a) Initial phase under tectonic loading; (b)Earthquake preparation period; (c) After the earthquake

与高速、高阻结构相反，低速、低阻结构可能与岩石性质弱、裂隙发育或局部有效应力水平低有关（Lees and Nicholson, 1993），对应着较高的孔隙度、较低的岩石完整性和较弱的力学强度，不利于较大应力或应变能的积累. 流体的加入可以降低局部岩石强度和断层的摩擦强度，进而触发地震.这些外在因素会改变地震发生的进程，但足够的应力积累才是大地震发生的最重要条件，应力积累所需要的高力学强度的凹凸体才是决定性因素.