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Journal of Tropical Oceanography >

2018 , Vol. 37 >Issue 4: 89 - 96

DOI: https://doi.org/10.11978/2017110

Orginal Article

Current slip rate and strain accumulation in different tectonic sections of Red River fault zone

  • SUN Yunmei , 1 ,
  • LI Jinping , 1, 2
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  • 1. Faculty of Tourism and Geographic Science, Yunnan Normal University, Kunming, 650500, China
  • 2. Geographic Information System Technology Engineering Research Centre for West-China Resources and Environment of Educational Ministry, Kunming 650500, China
Corresponding author: LI Jinping. E-mail:

Received date: 2017-10-12

  Request revised date: 2017-12-18

  Online published: 2018-07-16

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Copyright

热带海洋学报编辑部
Fold

Abstract

The GPS data from the period of 1999—2015 are part of the project of “Crustal Movement Observation Network of China”. Based on the block model and the spiral dislocation model under elastic half space, the slip rate and locking depth of different Red River fault sections are inversed, and the strain accumulation is calculated by the interpolated uniform grid method. The results indicate that the strike-slip rate and locking depth of Red River fault zone in the northern, central and southern parts are, respectively, about (4.76±0.78) mm•a-1 and 10.9 km, (3.24±0.56) mm•a-1 and 11.5 km and (2.83±0.34) mm•a-1 and 12.6 km. The tension characteristics of the northern and middle sections are obvious, and the extrusion characteristics of the southern section is obvious. The northern part tensile strain value is (20~40)×10-9•a-1, and the southern part compressive strain value is (30~50)×10-9•a-1. The maximum shear strain accumulation in the middle section is relatively weak, with the value of (0~30)×10-9•a-1; the maximum shear strain accumulation in the northern and southern sections are stronger, with the value of (40~80)×10-9•a-1. The maximum shear strain high value area appears in the northern and southern sections of Yuanyang, and the earthquake risk there is large.

Key words： Red River fault; GPS; strain accumulation; slip rate

Cite this article

SUN Yunmei , LI Jinping . Current slip rate and strain accumulation in different tectonic sections of Red River fault zone[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2018 , 37(4) : 89 -96 . DOI: 10.11978/2017110

自早始新世时期距今约50Ma以来, 印度板块与欧亚板块的碰撞与俯冲, 造成青藏高原的挤压缩短和增厚隆升, 致使青藏高原东南缘的大量物质围绕东喜马拉雅构造结向南东方向逃逸, 吸收了由板块碰撞引起的变形, 形成许多大型走滑断裂带, 如红河断裂带、鲜水河—小江断裂带等(许志琴 等, 2011)。红河断裂带位于青藏高原东南缘的云南省境内, 横贯云南西部、中部和东南部, 大部分地段沿红河河谷延伸, 向南一直延伸至越南, 与金沙江断裂带组成川滇地块的西南边界, 同时也是印支块体与滇中块体之间的边界断裂带, 由早期的左旋走滑转变为右旋走滑, 长期控制着两侧区域的构造变形(许志琴 等, 2011; 张培震 等, 2003)。近些年来, 红河断裂带北段历史地震频繁, 中、南段地震较少, 图1显示了1970年—2017年间该地区4级以上的地震。
Fig. 1 Tectonic setting and earthquakes distribution of the Red River fault zone

图1 红河断裂带构造背景及地震分布图

红河断裂带构造运动复杂, 利用地质方法研究其长期构造活动取得了许多重要成果。虢顺民等(2001)综合地表地质、地球物理场和地震活动性的差异, 自北向南将红河断裂带分为北、中、南三段, 北段自洱源以北至苴力, 中段自苴力向南东至春元, 南段从春元以南至河口, 并测定北、中、南三段走滑速率为3.6mm•a-1、2.7mm•a-1、2.8mm•a-1; Allen等(1984)利用可信度最高的切口速率估算了红河断裂带地质平均走滑速率约为2~5mm•a-1; 向宏发等(2006、2007)通过地质方法测定了红河断裂带裂变径迹和右旋位错年代, 并分析了红河断裂带的变形特征, 认为红河断裂带的右旋走滑运动涉及周边30~65km的空间域, 断裂带的滑动速率大致为3~4mm•a-1。
随着技术的发展, GPS已经广泛应用于研究断裂带现今运动特征。吕江宁等(2003)利用川滇地区的GPS水平速度场, 给出红河断裂带自下关至河口段现今右旋走滑速率1~2mm•a-1; 王阎昭等(2008)运用连接断层元模型与最小二乘法, 利用1999年—2004年川滇地区GPS速度场反演揭示红河断裂带现今右旋走滑速率小于2mm•a-1, 北西段右旋走滑速率为0.4±1.6mm•a-1, 中段右旋走滑速率为0.3±1.3mm•a-1, 南东段左旋走滑速率为1.5±2.7mm•a-1; Loveless等(2011)在青藏高原地区根据活动构造图构建24个准静态块体模型, 利用731个GPS站点和9个全新世—晚第四纪地质断层滑动速率(不含红河断裂)基于块体模型采用大地测量-地质约束反演青藏高原主要断裂带的走滑速率, 揭示红河断裂带北段的右旋走滑速率为4.9±0.4mm•a-1, 南段右旋走滑速率约为3.5mm•a-1; 刘耀辉等(2015)利用DEFNODE负位错反演得到红河断裂带北、中、南段右旋走滑速率分别为5.9±1.2mm•a-1、4.8±0.6mm•a-1和4.3±0.4mm•a-1; 岳彩亚等(2017)把川滇地区分为23个块体, 通过监测地块相对运动分析得到红河断裂带为拉张-走滑运动, 北西段运动量级为2.9mm•a-1, 中—西北段运动量级为2.9mm•a-1, 中—东南段运动量级为4.8mm•a-1, 南东段运动量级为6.3mm•a-1。可以看出, 利用GPS数据基于不同反演模型得到的红河断裂带走滑速率存在较大差异, 且与地质测定结果相差较大。
红河断裂带北段历史上发生过多次6.0级以上地震, 中、南段历史上没有6.0级以上地震的记录。一种观点认为红河断裂带的边界作用弱化, 未来不会发生大地震; 另一种观点认为红河断裂带中、南段复发周期长, 可能正处在大震孕震期, 未来仍有大震危险(李西 等, 2016)。断裂带的走滑速率与应变积累是地震危险评定的重要依据, 本文利用1999年—2015年间GPS观测结果, 结合地质资料, 基于两种模型(块体负位错模型、弹性半空间下的螺旋位错模型)反演红河断裂带不同构造区段的滑动速率与闭锁深度, 利用插值均匀网格法得到红河断裂带不同区段及周边地区的现今应变积累状况。

1 GPS数据

本文的GPS数据资料主要来自中国地壳运动监测网络1999年—2015年的多期观测。GPS数据的采样间隔为30s, 24h为一时段, 数据处理主要步骤: 首先采用GIPSY软件, 按标准流程进行严密的数据处理, 获得各站点坐标的单日松弛约束解, 然后采用QOCA软件, 进行所有单日松弛约束解的联合平差, 获得各站点在国际参考框架(ITRF) 2008下的站点坐标及三维速度矢量, 最后转换获得各站点在稳定欧亚参考框架下水平速度场, 如图2所示。
Fig. 2 Profiles of different tectonic sections of the Red River fault zone, and selected calculation blocks

图2 红河断裂带不同构造区段剖面及选取的计算块体

2 红河断裂带不同构造区段滑动速率的反演

基于GPS资料反演断裂带走滑速率的模型有很多, 如连接断层元模型、块体负位错模型和弹性半空间下的螺旋位错模型等。连接断层元模型是在Okada模型的基础上对相邻断层的错动量增加约束, 使得断裂错动具有连续性, 选用该模型如果约束不当, 在数据缺乏或断层划分过细时, 获得的结果不够稳定, 且计算复杂断裂具有局限性(王阎昭 等, 2008); 块体负位错模型考虑到断裂带及相邻块体的相互作用, 理论上较严密, 该模型假定块体内部GPS站点速度由块体旋转和边界断层闭锁影响两部分组成, 采用模拟退火和网格搜索, 计算断层的滑动速率和闭锁程度(McCaffrey, 2002); 弹性半空间下的螺旋位错模型根据大尺度的宏观速度场计算走滑速率和闭锁深度, 能获得稳定性的结果。红河断裂带北段构造复杂, 由一系列断裂带构成, 中、南段附近区域GPS站点稀疏, 不宜采用连接断层元模型, 块体负位错模型近几年较广泛地应用于反演断裂带走滑速率、断裂带闭锁程度等, 螺旋位错模型可以获得断层的稳定闭锁深度, 可作为块体负位错模型的初始参数。文中采用块体负位错模型和弹性半空间下的螺旋位错模型反演红河断裂带的走滑速率与闭锁深度。

2.1 基于块体负位错模型反演滑动速率

McCaffrey (2002)给出利用块体旋转与块体边界断层闭锁模型反演断层走滑速率、闭锁程度的DEFNODE程序。程序基于GPS水平速度场数据进行反演, 反演模型如式(1)所示(宋剑 等, 2016)。
$\begin{align} & {{V}_{i}}(x)=\sum\limits_{a\text{=1}}^{B}{H(x\in {{\text{ }\!\!\Delta\!\!\text{ }}_{a}}})\left[ {}_{R}{{\Omega }_{a}}\times x \right]\bullet \overset{\to }{\mathop{i}}\,- \\ & \sum\limits_{k\text{=1}}^{F}{\sum\limits_{n\text{=}1}^{{{N}_{k}}}{\sum\limits_{j\text{=1}}^{\text{2}}{{{\varphi }_{nk}}{{G}_{ij}}(x\text{,}\ {{x}_{nk}})\left[ {}_{h}{{\Omega }_{f}}\times {{x}_{nk}} \right]\bullet \overset{\to }{\mathop{i}}\,}}} \\ \end{align}$
式中: Vi是水平运动速率(单位: mm•a-1); x为GPS测站位置; B是块体数量; Δa是块体a的位置范围(当x在块体a内部时, H=1; 在外部时, H=0); i为速度场分量(单位: mm•a-1); RΩa为块体a在参考框架R下的欧拉运动矢量; hΩf为断裂上盘块体f相对于下盘块体h的欧拉运动矢量(单位: •Ma-1)(hΩf = RΩf - RΩh); F为第F条断裂; Nk为断裂k上总共的节点个数; xnk为断裂带k上第n个节点所在的位置; φnk为断裂带k上第n个节点处的闭锁程度; Gij(x, xnk)为断裂节点在j方向对地表测站x在i方向产生的格林函数。
参数拟合的不符值可表示为:
$X_{n}^{2}=[\text{SUM}{{r}^{2}}/{{(\delta f)}^{2}}]/\text{dof}$
式中: r为GPS观测数据残差; δ为数据标准方差(GPS观测数据给出); f为数据误差的权重因子(程序中设置), 取值为1~5; dof为自由度。在计算过程中为使模拟效果最佳, 选择恰当的f值, 使得X≈1.000。
红河断裂北东侧有一条与之近似平行的楚雄—建水断裂带, 历史上构造活动强烈, 曾发生过多次6.0级以上大地震, 进行块体划分时将其作为块体边界, 与红河断裂带北段、小江断裂带围成滇中块体(Ⅰ), 与红河断裂带中、南段围成红河—楚雄块体(Ⅱ), 小江断裂以东为滇东块体(Ⅲ), 红河断裂与澜沧江断裂带围成印支块体(Ⅳ), 如图2所示。基于块体负位错模型利用块体内的GPS水平速度场反演红河断裂带与楚雄—建水断裂带的滑动速率和闭锁程度(图3)。
Fig. 3 Locking level of the Red River fault zone

图3 红河断裂带的闭锁程度

反演程序中沿红河断裂带从地表以下依次设置0km、5km、12km、20km共4条等深线, 每条等深线上选取9个节点; 沿楚雄—建水断裂带从地表以下依次设置0km、5km、12km、20km共4条等深线, 每条等深线上选取8个节点, 利用DEFNODE程序通过双线性内插计算出相邻节点之间网格(4km×4km)区域的闭锁程度。反演中对节点的闭锁系数值加了约束: 从地表沿垂直等深线向下递减, 红河断裂带北、中、南三段各自的节点在同一条等深线上的值相等。
通过大量试算得到数据误差权重因子f=1.58时, X=1.005 (观测值为154, 自由度为142)为最优模型。根据最优模型反演得到红河断裂带北段右旋走滑速率为4.8±0.8mm•a-1,中段右旋走滑速率为3.2± 0.6mm•a-1, 南段右旋走滑速率为2.8±0.3mm•a-1; 北段、中段和南段在地表以下0~5km的闭锁程度约为0.819~0.453, 5~10km的闭锁程度约为0.436~0.017, 10~20km的闭锁程度约为0, 说明红河断裂带的闭锁深度为10km, 如图3所示。楚雄—建水断裂带走滑速率为3.7±0.9mm•a-1; 0~5km的闭锁程度约为0.94~0.742, 5~10km的闭锁程度约为0.742~0.5, 10~15km的闭锁程度约为0.5~0.247, 15~18km的闭锁程度约为0.234~0.09, 18~20km的闭锁程度为0, 说明楚雄—建水断裂带的闭锁深度为18km。

2.2 基于弹性半空间下的螺旋位错模型反演滑动速率

沿断裂带不同构造区段的垂直方向做一个矩形框(图2), 适当选取矩形框内断裂带两侧的GPS站点, 通过经纬度计算出站点到断层的垂直距离, 基于弹性半空间下的螺旋位错模型进行拟合(丁开华 等, 2013), 利用最小二乘法通过公式(3)计算断裂带的走滑速率与闭锁深度。
$v(x)=\frac{S}{\text{ }\!\!\pi\!\!\text{ }}\text{ta}{{\text{n}}^{-\text{1}}}\left( \frac{h}{d} \right)$
式中: v(x)是站点的水平速度场(单位: mm•a-1); S是断裂带走滑速率(单位: mm•a-1); h是垂直断裂带距离(km); d是断裂带的闭锁深度(km)。从北段、中段、南段剖面中分别选取30、14、33个GPS站点, 基于该模型得到红河断裂带三个分段的走滑速率和闭锁深度。北段右旋走滑速率为4.3±0.5mm•a-1, 闭锁深度为10.9km; 中段右旋走滑速率为2.9±0.6mm•a-1, 闭锁深度为11.5km; 南段右旋走滑速率为2.3± 0.1mm•a-1, 闭锁深度为12.6km。
将矩形剖面内站点实测速度场数据进行投影, 求得各站点沿断裂带走向和垂直断裂带走向方向的速率, 利用反正切函数拟合其变化趋势(魏文薪, 2012), 即可得到红河断裂带的运动情况。红河断裂带表现为右旋走滑的运动, 断裂带的形变主要集中在断裂带附近60km范围内, 如图4所示。
Fig. 4 GPS velocity profile of the northern, middle and southern sections of the Red River fault zone

图4 红河断裂带北、中、南三分段的GPS速度剖面

3 红河断裂带及周边地区现今应变积累状况

红河断裂带附近地质条件复杂, GPS站点分布不均匀, 存在数据空白区域, 为了更好地分析区域应变率, 采用张力样条插值算法, 将空间上分布离散的GPS站点, 内插为均匀网格点速度场, 再计算网格范围内的平均应变率(Gan et al, 2007)。文中采用Spline方法(τ=0.95)对非均匀分布的速度场进行0.25°×0.25°内插, 计算出红河断裂带地区现今应变积累状况。
图5和图6是红河断裂带主应变率, 图中显示北、中段拉张特征明显, 南段挤压特征明显。北段拉张应变值为(20~40)×10-9•a-1,挤压应变值为(15~20)×10-9•a-1; 中段拉张值、挤压值相对较小, 拉张值为(10~20)×10-9•a-1,挤压应变值为(0~15)×10-9•a-1; 南段拉张应变值为(20~30)×10-9•a-1, 挤压应变值为(30~50)×10-9•a-1。
Fig. 5 Extrusion contour of the Red River fault zone

图5 红河断裂带挤压应变等值线

Fig. 6 Tensile contour of the Red River fault zone

图6 红河断裂带拉张应变等值线

图7是红河断裂带最大剪应变率, 图7中显示最大剪应变高值区位于红河断裂带北段、南段西侧、楚雄—建水断裂带北段、楚雄建水断裂带南段与小江断裂带交汇区域, 量值为(40~90)×10-9•a-1; 中段及南段部分区域最大剪应变率较小, 量值为(10~30)×10-9•a-1。
Fig. 7 Max shear contour of the Red River fault zone

图7 红河断裂带最大剪应变等值线

图8是红河断裂带面膨胀率, 图8中显示北段面膨胀率为(10~30)×10-9•a-1; 中段、南段部分区域为面膨胀, 部分区域为面压缩, 中段自苴力至团山村面压缩率为(-10~-40)×10-9•a-1, 压缩变化较大, 自团山村至春元面膨胀率为(0~20)×10-9•a-1, 膨胀变化较小; 南段自春元至南沙面压缩率为(0~20)×10-9•a-1, 南沙以南东至河口面膨胀率为(10~30)×10-9•a-1。
Fig. 8 Surface expansion contour of the Red River fault zone

图8 红河断裂带地区面膨胀等值线

4 结论与讨论

学者运用不同模型、不同方法得到红河断裂带的走滑速率存在差异, 且与地质测定结果相差较大, 说明模型具有一定适用范围, 同一模型因设置的参数不同, 最终结果也具有差异。当研究某一条断裂带时, 区域大小、模型的选取、研究方法等对最终结果具有较大影响, 可能会增大或减小反演结果。本文采用两种模型得到红河断裂带走滑速率分别为2.8~4.8mm•a-1、2.3~4.3mm•a-1, 反演结果具有较好的一致性, 且与地质测定结果较接近, 如表1所示。DEFNODE块体负位错模型理论上比螺旋位错模型严密, 以DEFNODE反演的走滑速率作为最终结果; 用该程序可以得到断裂带不同深度的闭锁系数(各分段闭锁深度一致, 可能是因同一条等深线上的节点的闭锁系数约束值一致), 反演断裂带的闭锁深度时, 需知道断裂带的大致闭锁深度, 使该深度断层节点约束值为0 (根据螺旋位错模型得到的闭锁深度, 设置12km处节点约束值设为0), 通过此方法计算的闭锁深度不够准确, 以螺旋位错模型计算的闭锁深度为最终结果, 红河断裂带北、中、南三段的闭锁深度分别为10.9km、11.5km、12.6km。三个分段的闭锁深度由北向南逐渐增加, 可能与不同深度的地壳物质结构差异有关(薛志照, 1986)。张建国等(1993)用震源波谱分析得到北段(洱源—弥渡)处在震源环境介质刚度差异较小的块体之间, 而南段(弥渡以南)则处于介质刚度差异较大的块体之间。
Tab.1 Calculation of the slip rate of the Red River fault zone based on different models

表1 基于不同模型计算红河断裂带的滑动速率

分段 基于块体负位错模型 基于弹性半空间下的螺旋位错模型 地质测定
走滑速率/(mm•a-1) 闭锁深度/km 走滑速率/(mm•a-1) 闭锁深度/km 走滑速率/(mm•a-1)
北段 4.8±0.8 10.0 4.3±0.5 10.9 3.6 (虢顺民 等, 2001), 2~5 (Allen et al, 1984)
中段 3.2±0.6 10.0 2.9±0.6 11.5 2.7 (虢顺民 等, 2001), 3~4 (向宏发 等, 2006)
南段 2.8±0.3 10.0 2.3±0.1 12.6 2.8 (虢顺民 等, 2001)

注: 走滑速率为正表示右旋走滑

地震的发生需要应变能的积累, 多发生在最大剪应变率、面膨胀率高值区(量值超过40×10-9•a-1)及周边(张希 等, 2005)。通过应变计算发现红河断裂带北段最大剪应变积累较大, 历史上北段地震较多, 虢顺民等(1984)根据北段的断裂位错参数得到该区6.8级地震复发的时间间隔为178±29a, 北段中强地震发生的可能性较高。中段最大剪应变积累很小, 历史上发生的地震较少, 地震发生的可能性较低, 由闭锁深度可知, 该区段闭锁深度略大于北段, 地震是有可能发生的, 但该段附近GPS站点稀少, 反演结果存在一定误差, 需要进一步研究。南段元阳及其与小江断裂带交汇区域(楚雄—建水断裂带)为最大剪应变高值区, 且南段没有发生过6级以上地震, 有发生大地震的可能性, 楚雄—建水断裂带区域历史地震频繁, 地震危险性较高, 与徐锡伟等(2014)结合青藏高原活动定量、定性资料和GPS监测数据得到红河断裂带(元阳以南)、楚雄—建水断裂带存在剪切应变积累, 是未来地表破裂型地震的主要区域具有较好的一致性。
红河断裂带北段由多条断裂带构成, 构造复杂, 地震较多; 中、南段断裂带单一, 地震较少, 而楚雄—建水断裂带历史上发生的地震较多, 吕江宁等(2003)和王阎昭等(2008)得到红河断裂的走滑速率远小于楚雄—建水断裂的走滑速率, 认为楚雄—建水断裂带取代了红河断裂带成为川滇块体西南边界。本文反演得到红河断裂带的走滑速率为2.8~ 4.8mm•a-1, 楚雄—建水断裂带的走滑速率为3.7mm•a-1; 红河断裂带北段、南段最大剪应变积累值较大, 认为红河断裂带仍具有川滇块体西南边界的地位和作用。红河断裂带是一条深大断裂带, 白志明等(2003)和闻学泽等(2011)采用地震剖面进行分析, 认为建水断裂与曲江断裂是红河断裂带的分支, 曲江断裂、石屏断裂与红河断裂在约12km的深度交汇于一个基底滑脱面, 猜想红河断裂带历史地震较少, 可能是因为楚雄—建水断裂带分担了红河断裂带中、南段积累的能量, 使得大部分地震在楚雄—建水上发生, 导致中、南段地震较少。
红河断裂带是一条大型断裂带, 断裂带的走滑速率、闭锁程度、闭锁深度与应变积累是评价一个地区地震危险性的重要依据, 利用GPS数据反演断裂带走滑速率和闭锁深度时, 反演模型与方法的选择很重要。研究表明红河断裂的走滑速率由北向南减弱, 而闭锁深度由北向南增加; 应变研究显示红河断裂带北、中段呈现拉张应变, 南段呈现挤压应变, 北段、南段应变率较强, 地震发生可能较高, 中段应变积累较弱, 地震发生的可能性较小; 结合反演的走滑速率与应变特征, 认为红河断裂带仍具有川滇的西南边界地位。

The authors have declared that no competing interests exist.

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