Afterslip distribution of 2017 Iran MW7.3 earthquake and its triggering effects on the 2018 MW6.0 earthquake
-
摘要: 收集了覆盖监测区域的Sentinel-1卫星雷达影像，利用短基线集干涉测量技术提取了2017年伊朗萨波尔扎哈布MW7.3地震后283天的地表时序形变，通过二步法反演得到其震后余滑分布，之后采用差分干涉技术获取了2018年发生于同一地区的贾万鲁德MW6.0地震的同震形变场，并将反演所得的发震断层参数作为应力计算的接收断层参数，来分析2017年MW7.3强震及其震后活动对2018年贾万鲁德MW6.0地震的触发影响。结果表明：萨波尔扎哈布地震的震后形变主要由孕震断层面的余滑运动所致，震后283天余滑模型的累积滑移量达到0.7 m；2018年贾万鲁德地震的发震断层走向为355.6°，倾角为89.4°，同震断层破裂以右旋走滑为主，兼具部分正断层运动。本文所得的贾万鲁德地震断层平面上的库仑应力变化表明，2017年MW7.3主震及其震后余滑对2018年MW6.0地震的发生具有一定的触发效应，MW6.0地震的发生可能与区域板块的活动性相关。Abstract: In this study, a set of radar images acquired by the Sentinel-1 satellite that covers the interested seismically-effected area were collected. The time-series surface deformation of the 283-day time span after the 2017 Sarpol Zahab, Iran, MW7.3 earthquake was extracted by using small baseline subset technique, then the two-step procedure inversion is carried out to obtain the afterslip distribution. In order to analyze the triggering effects of the 2017 strong earthquake and its post-seismic faulting on the 2018 Javanrud MW6.0 earthquake, the coseismic deformation field covering the whole MW6.0 earthquake region was obtained by using differential interferometry technique, and the inversion results of seismogenic fault parameters were used as receiving fault parameters for stress calculation. The results show that the post-seismic deformation of the Sarpol Zahab earthquake is mainly dominated by the afterslip effect. 283 days after the earthquake, the accumulative slip of the after-slip model reaches up to 0.7 m. The coseismic source model of the Javanrud MW6.0 earthquake indicates that the seismogenic fault strike is 355.6°, the dip angle is 89.4°, and the rupture of coseismic fault is characterized by the right-lateral strike-slip together with some normal dip-slip component. Moreover, the calculated Coulomb stress change suggests that the MW7.3 earthquake and its afterslip have triggering effect on the subsequent Javanrud MW6.0 earthquake, and the occurrence of Javanrud earthquake could also be contributed by the regional plate activity.
-
引言
长宁—兴文地区位于青藏高原东缘比较稳定的四川盆地东南缘，处于华蓥山断裂带东南侧多个褶皱带的过渡区（图1），是历史上的弱震区、少震区（易桂喜等，2019；Lei et al，2019a；解孟雨，孟令媛，2021）。据中国地震台网测定，2019年6月17日22时55分，四川省宜宾市长宁县发生MS6.0地震，震中位于（28.34°N，104.90°E），震源深度为16 km。随后23时36分，在西北侧距离震中约11 km处发生了珙县MS5.1地震。6月18日5时3分在MS6.0地震震中附近发生长宁MS5.3地震，6月22日22时29分珙县发生MS5.4地震，7月4日在余震区西北端再次发生珙县MS5.6地震，这几次地震显示出典型的震群特征。此次强震震群活动打破了长宁—兴文地区M6.0地震的空白，也给当地居民的生命财产安全造成了重大危害，引起了广泛关注。
![]()
图 1 双差定位中使用的台站、主要活动断层及研究区地震分布Figure 1. Distribution of the stations used in double difference location，active faults and earthquakes in the studied area地震重定位结果能为地下断层分布和地震活动规律提供依据，是判定发震构造、确定震源特征的重要基础资料。应力降是指地震发生前后位错面的应力变化，一定程度上反映了该区域的应力状态，故应力降的时空演化可为震源区的应力场变化、强余震预测等研究提供参考依据。 长宁—兴文地区近年来发生数次大震，许多研究人员对该地区地震活动性变化的情况和地震危险性进行了深入探讨（Lei et al，2017，2019a；何登发等，2019；Tan et al，2020），但其结论并不一致。为了探究该地区在2019年6月17日MS6.0地震之后的地震活动性特征及区域应力特征，本文首先利用双差定位方法（Waldhauser，Ellsworth，2000）对2019年至2020年长宁—兴文地区的地震进行重定位，以获得较为精确地震空间展布特征，然后利用研究区2019年6月17日至2020年12月31日发生的208个ML3.0以上地震的波形资料计算拐角频率、地震矩、应力降等震源参数，并通过对区域内地震的震源参数与震级的定标关系和应力水平评估，探讨2019年6月17日MS6.0之后震源区应力状态的改变及其与研究区内显著地震的关系，以期为进一步分析该地区的强震危险性提供参考。
1. 余震重定位
利用全国编目网提供的2019年1月1日至2020年12月31日长宁—兴文地区ML0.0以上地震的震相报告，采用双差定位方法（Waldhauser，Ellsworth，2000）对小震进行重定位。双差定位方法的基本原理是，当事件i和j到达台站k和I的距离远远大于两事件震源之间的距离时，可将事件i和j组成一个地震对，此时可以认为台站k和I记录到该地震对（i和j）的到时差来源于事件i和j震源位置的差异。利用射线理论即可组建该地震对相对于台站k和I的到时差方程如下：
$$ \Delta {t}_{jk}－\Delta {t}_{ik}＝-{{\boldsymbol{S}}}_{ jk}\Delta {{\boldsymbol{X}}}_{j}＋{{\boldsymbol{S}}}_{ ik}\Delta {{\boldsymbol{X}}}_{i}＋{\varepsilon }_{jk}－{\varepsilon }_{ik}， $$ (1) 式中，Δtjk和Δtik分别表示地震j和i到达台站k的走时残差，Xi和Xj表示震源位置矢量，Sjk和Sik表示地震j和i到台站k的地震射线慢度矢量，εjk和εik表示到时拾取误差。反演所有台站、所有地震对的到时差方程组即可得到地震丛集的每个事件相对于丛集矩心的定位，这种定位方法能够有效地减小地壳速度结构和速度模型对定位结果的误差影响。
本文选择震中距170 km以内的64个台站（图1）所记录到的Pg波、Sg波震相资料，其中震相到时数据存在明显误差的事件需人工删除。如图2所示，Pg和Sg震相的震源距-到时曲线基本为两条直线（黑色虚线），其中Sg波和Pg波的震源距-到时曲线的拟合斜率分别为0.299和0.176，之后删除偏离拟合直线±2 s的结果。分别赋予P波和S波的先验权重为1.0和0.5，初始速度模型采用Lei 等（2017）的一维速度模型，vP/vS设为1.73，选用最小二乘（least squares QR，缩写为LSQR）法进行重定位 ，最终获得1万9 667个地震事件的重定位结果。
![]()
图 2 相对定位前震源距-到时曲线及震相数据筛选Figure 2. Focal distance versus travel time curves before relative location and seismic phase data screening长宁—兴文地区的地震活动主要受控于区域内的构造环境，研究区内主要的地质构造为白象岩—狮子滩背斜、长宁背斜和建武向斜（图3a），出露地表的断层较少，且规模、走向、倾角不一（阮祥等，2008；朱利锋等，2016；何登发等，2019；易桂喜等，2019）。从重定位后研究区ML≥2.0地震相对定位的空间分布（图3a）中可以看出长宁地区的地震活动具有明显的分区特征，大致以28.3°N为界，分成南北两个区域：在北部背斜区，地震序列呈NW−SE向展布，长宁MS6.0地震位于序列的东南端；南区地震分布相较于北部较为分散，主要集群分布在建武向斜东、西两端。图3b和3c绘制了重定位后沿经度、纬度方向的深度剖面，可以看出研究区的震源深度在18 km以内，优势分布处于4—6 km深度（图3d）。已有研究表明长宁背斜区内2019年长宁MS6.0地震的震源机制解P轴主要沿ENE−WSW向，整体呈逆冲兼走滑的构造特征（易桂喜等，2019），而长宁南部的建武向斜区内，2018年兴文MS5.7和2019年珙县MS5.1两次强震的震源机制解P轴均沿WNW−ESE，呈走滑型的构造特征（Lei et al，2017，2019a）。易桂喜等（2019）计算长宁地区的中强地震应变结果显示，长宁MS6.0地震序列震源区（北区）的发震断层整体以NS−SW向挤压为主，兼具一定的NW−SE向拉张分量，与Wu等（2015）基于GPS测量所得结果一致，但是南区的2018年12月16日MS5.7和2019年1月3日MS5.3地震呈现NW−SE向挤压、NE−SW向拉张，与北区有很大不同。从构造环境上来看，长宁地区位于川东南的盆山结合带上，处于构造变形模式的转换区，多个构造带叠加使得该区的构造环境十分复杂（何登发等，2019；易桂喜等，2019；解孟雨，孟令媛，2021）。胡幸平等（2021）反演了长宁地区地壳应力场的精细结构，其结果显示长宁地区地壳应力场的最大主应力轴基本呈近水平状态，但北部背斜区表现为逆冲型应力结构，南部向斜区表现为走滑型应力结构，且应力结构类型与对应区域内中强地震震源机制解的吻合度较低，在力学上甚至是相抵触的。结合上述研究成果可知，长宁地区南、北区的构造环境和应力场均有较大差异，也因此造成了地震活动分布和震源机制的不同。
![]()
图 3 重定位后的震中分布（a） 重定位震中分布；（b，c） 重定位后沿经度、纬度方向深度分布；（d） 重定位后深度分布统计Figure 3. Distribution of relocated earthquake events（a） Distribution of relocated epicenter；（b，c） Depth distribution along longitude and latitude，respectively；（d） Statistics of depth distribution after relocation2. 应力降
应力降Δσ表示地震发生时破裂面上剪切应力的变化量，表达式为
$$ \Delta\sigma＝\sigma_{1}－\sigma_{0} ，$$ (2) 式中，Δσ为静态应力降，σ0和σ1为地震发生前后断层面上的平均应力。应力降的大小与震源深度、区域应力条件、构造环境等诸多地震活动因素有关（Allmann，Shearer，2009；Uchide et al，2014）。长宁—兴文地区北部背斜区是我国重要的盐矿开采区，有多处注、取水采盐点（阮祥等，2008；张致伟等，2015），南部背斜区是重要的页岩气开采区，现今通过水力压裂技术进行页岩气工业开采（Lei et al，2019a，b；Meng et al，2019）。这些工业活动引发当地地震活动性的改变，属于诱发地震的范畴（阮祥等，2008；张致伟等，2015；Lei et al，2019a，b）。有研究认为，注水诱发地震的应力降均值低于构造地震应力降均值（Hough，2015），还有一些认为诱发地震和构造地震的应力降并无显著差异（Tomic et al，2009；Clerc et al，2016；Huang et al，2017）。由于研究区域、计算方法不同，加上应力降的计算也存在一定误差，对于诱发地震和构造地震应力降的异同点目前尚无定论，但是应力降的时空变化能够给出区域应力相对大小及变化的信息，这对于大震震源区的余震预测具有指示意义。
2.1 资料
本文利用中国地震台网中心提供的地震波形资料，计算了2019年6月17日至2020年12月31日长宁—兴文地区ML≥3.0地震的地震矩和应力降等震源参数。这些地震中，ML3.0—3.9地震251次，ML4.0—4.9地震45次，ML≥5.0地震7次。在近震源条件下，选取震中距小于300 km的台站记录到的波形数据，筛选出信噪比高的波形计算震源参数。这样，最终得到208个事件的震源参数。
2.2 方法原理
根据Wyss （1970），地震应力降表示为
$$ {\Delta }{\sigma }＝\frac{7M_0}{16{r}^{3}}， $$ (3) 式中r为震源半径，M0为地震矩，这两个参数可通过地震波形分析和反演得到（李艳娥等，2012）。
对地震波形进行傅立叶变换得到观测谱，鉴于震中距较小不考虑介质衰减的影响，去除仪器响应、几何扩散校正，即可得到震源谱，表示为：
$$ { \varOmega } （ f ） ＝\frac{{{ \varOmega }}_{0}}{\sqrt{1＋\left(\dfrac{{f}}{{{f}}_{{{\rm{c}}}}}\right)^{4}}} {，} $$ (4) 式中，Ω0为震源谱零频极限，fc为拐角频率。震源谱零频极限和拐角频率采用以下方式来确定。从三分向数字地震观测仪器记录中得到三个方向相应的震源谱，即分量震源谱。各分量震源谱矢量合成为位移谱Ω（f ）：
$$ { \varOmega } （ f ） ＝\sqrt{{ \varOmega }_{Z}^{2}{ （ f ） }＋{ \varOmega }_{{\rm{NS}}}^{2}{ （ f ） }＋{ \varOmega }_{{\rm{EW}}}^{2}{ （ f ） }}， $$ (5) 速度谱为
$$ V （ f ） ＝2\pi f{ \varOmega } （ f ） {\text{.}}$$ (6) 本文使用的数字化波形记录为速度记录，根据上式可以先计算速度谱，再得到位移谱。合成位移谱为
$$ { \varOmega } （ f ） ＝\frac{1}{2\pi f}\sqrt{{V}_{Z}^{2}{ （ f ） }＋{V}_{{\rm{NS}}}^{2}{ （ f ） }＋{V}_{{\rm{EW}}}^{2}{ （ f ） }} {\text{.}}$$ (7) 根据式（4）可知，低频段时，${ \varOmega } （ f ） $≈Ω0，合成位移谱平方的积分为
$$ {\int }_{ {f}_{1}}^{f_2}{ \varOmega }^{2}{ （ f ） }{\rm{d}}f＝{{ \varOmega }}_{0}^{2} （ {f}_{2}－{f}_{1} ） ，$$ (8) 则
$$ {{ \varOmega }}_{0}＝\sqrt{\frac{{\displaystyle\int }_{{f}_{1}}^{f_2}{ \varOmega }^{2}{ （ f ） }{\rm{d}}f}{{f}_{2}－{f}_{1}}} {\text{.}}$$ (9) 根据实际波形数据得到位移谱之后，选择低频段水平部分（图4中f1－f2）进行积分，再根据式（9）得到零频极限值Ω0。之后截取图（4）中f1－f3频段范围，将得到的Ω0带入式（4），得到该频段范围内的理论值Ωti。根据相同频段范围内观测到的频谱数据Ωi，利用
![]()
图 4 拐角频率拟合过程示例L1表示将Ω0和fc代入式（4）得到的频谱曲线，L2为实际观测频谱曲线Figure 4. The example of corner frequency fitting processL1 represents the spectrum curve obtained by substituting Ω0 and fc into Equation （4），and L2 is the observation spectrum curve$$ {R}_{\varOmega }＝\sum\limits _{i＝1}^{N}{ （ {\varOmega }_{i}－{\varOmega }_{{{{\rm{t}}i}}} ） }^{2} $$ (10) 可以得到Ωi和Ωti之间距离的平方和$ {R}_{\varOmega } $。结合式（4）和式（10）可以看出，RΩ值将随频率f的变化而变化，当RΩ达到最小值时，理论值与实际观测值的偏差达到最小，此时的频率称为拐角频率fc。
实际计算时，首先挑选台站记录波形，再进一步挑选震源谱形状较好的数据进行反演计算。如图4所示，f1和f2可在低频段的平坦部分选取，f3在衰减段中选取。只要震源谱的形状好，f1，f2和f3的任意选取对计算结果产生的误差均不会对计算结果有本质影响（李艳娥等，2012）。
根据Aki和Richards （1980）可得
$$ {M}_{0}＝\frac{4\pi \rho {\upsilon }^{3}{{ \varOmega }}_{0}d}{R}， $$ (11) $$ r ＝ \frac{2.34{v}_{{\rm{S}}}}{2\pi {f}_{{\rm{c}}}}， $$ (12) 式中，M0为地震矩，ρ为地壳介质密度（可取2.71 g/cm3），υ为波速（vS取3.5 km/s），d为震源距，R为辐射因子（可用其均方根替代），r为震源破裂尺度。此时已知M0和r，可根据式（3）计算应力降。
对某次地震的多个台站记录的波形数据，根据上述方法分别求得每个台站的震源参数，再获得多台站的平均值。为了消除个别台站异常值对平均值的影响，在计算多台平均值时采用如下方法（Archuleta et al，1982）：
$$ {x}＝{\exp}\left\{\frac{1}{N}\sum\limits _{i＝1}^{N}\ln{x}_{i}\right\} ，$$ (13) $$ \Delta x＝{\exp}\sqrt{\frac{1}{N}\sum\limits _{i＝1}^{N} （ \ln{x}_{i}－\ln x ） }，$$ (14) 式中，xi为各台站的震源参数，N为台站数，Δx为误差因子。
3. 结果
3.1 震源参数的基本特征和关系
震源参数之间并非完全独立，震源参数之间的定标关系与地震的自相似性有关，自相似性也叫地震现象的标度不变性，因此震源参数的研究是数字地震学的重要部分，对于解释地震的物理意义具有重要意义（华卫等，2010，2012；赵翠萍等，2011；周少辉等，2018）。本文根据计算得到的长宁—兴文地区地震震源参数，分别得到研究区地震矩、震源半径、应力降、拐角频率与震级的关系，如图5所示。可见：应力降（对数）和拐角频率（对数）与震级的线性相关性较弱，但二者也呈现较明显的趋势变化，即随着震级的增大，应力降对数随震级增大而整体增大，拐角频率随震级增大而整体减小；地震矩（对数）、震源半径（对数）与震级的相关性较好。采用最小二乘拟合，得到如下关系式：
![]()
图 5 研究区震源参数与震级ML的关系Δσ为应力降，fc为拐角频率，M0为地震矩，r为震源半径，ML为震级，R为相关系数，下同Figure 5. The relationship between source parameters and magnitude ML in the studied areaΔσ is stress drop，fc is corner frequency，M0 is seismic moment，r is source radius，ML is magnitude，R is correlation coefficient，the same below$$ {\ln}{M}_{0}＝2.576 （ {\text{±}} 0.052 ） {M}_{{\rm{L}}}＋23.77 （ {\text{±}} 0.194 ） ，$$ (15) $$ \ln r＝0.615 （ {\text{±}} 0.03 ） {M}_{{\rm{L}}}－2.55 （ {\text{±}} 0.12 ） {\text{.}}$$ (16) 从数值统计结果上看，研究区应力降范围在0.061—5.285 MPa，应力降均值为0.369 MPa，表现出变化幅度大、均值低的特征，拐角频率分布于0.36—4.41 Hz之间。
根据地震定位结果，长宁—兴文地区的地震活动具有明显的空间成丛现象，且南北两区强震的震源机制解也存在较大差异（易桂喜等，2019），为了便于进一步讨论震源参数，将研究区以28.3°N为界分为南北两个区域，通过对比两个区域震源参数的异同来讨论该地区的构造特点和发震原因。从数值上看，北区应力降处于0.061—5.285 MPa之间，均值为0.397 MPa；南区应力降处于0.071—1.075 MPa之间，均值为0.307 MPa。北部背斜区应力降均值略大于南部向斜区，与左可桢和赵翠萍（2021）的结果一致，但应力降数值整体上小于左可桢和赵翠萍（2021）的计算结果。这是由于应力降的计算结果取决于拟合震源谱的拐角频率，但其绝对大小有一定的误差，因此借由不同方法计算得到的应力降绝对值会有一定的差异。此外，研究区应力降整体偏低，90%以上的地震应力降小于1 MPa。已有研究也表明该地区多数地震的应力降、视应力低于四川盆地其它区域（程万正等，2006；张致伟等，2015；左可桢，赵翠萍，2021）。对于这一现象的解释需要结合研究区的工业开采背景。作为全国重要的盐矿、页岩气开采区，长宁地区已有多年的注水开采历史（Lei et al，2017，2019a，2020；Tan et al，2020），工业开采中向地下岩层注入流体会导致岩石孔隙压升高，从而降低断层强度，导致应力降、视应力等震源参数低于四川盆地其它地区（Houston，2001；Hough，2015；Huang et al，2017）。
采用最小二乘拟合，分别得到南、北两区震级（图6a，c）、震源半径（图6b，d）与震级的定标关系：
![]()
图 6 北区（a，b）、南区（c，d）震源参数地震矩M0、震源半径r与震级ML的关系Figure 6. The relationship between seismic moment M0，source radius r and magnitude ML in the northern region （a，b） and southern region （c，d）$$ 南区： \ln M_0＝2.719 （ {\text{±}} 0.089 ） {M}_{{\rm{L}}}＋23.12 （ {\text{±}} 0.317\;1 ） ，$$ (17) $$ \;\;\;\;\;\;\;\ln r＝0.535 （ {\text{±}} 0.061 ） {M}_{{\rm{L}}}－2.325 （ {\text{±}} 0.216 ） ； $$ (18) $$ 北区： \ln M_0＝2.642 （ {\text{±}} 0.059 ） {M}_{{\rm{L}}}＋23.498 （ {\text{±}} 0.271 ） ， $$ (19) $$ \;\;\;\;\;\;\;\ln r＝0.624 （ {\text{±}} 0.039 ） {M}_{{\rm{L}}}－2.562 （ {\text{±}} 0.144 ） {\text{.}}$$ (20) 从图6a和6c可看出南北两区的地震矩（对数）与震级之间均呈较强的线性关系，从拟合方程来看，南北两区地震矩与震级的关系差别小、相关系数高，说明计算的地震矩结果可靠。
3.2 应力降时空演变
从应力降与震级的关系（图7b）中可以看出，南区和北区的应力降整体都随震级的增大而增大，因此在讨论应力降演变中需要考虑震级的影响。本文通过对比同一震级档地震的应力降演化来减小震级的影响，以探究区域内应力降演变与地震活动之间的关系。图7a展示了ML3.0—3.9地震应力降随时间的变化，可见：2019年6月17日主震发生之后，短期内应力降值明显高于平均值，并在一周之内发生九次ML4.5以上地震，震源区应力得到释放，应力降也随之下降；10月后北区应力降再次升高，且明显高于南区；次年3月后南区应力降也逐渐升高。根据中国地震台网目录，2019年10月至2020年12月期间研究区共发生八次ML4.3以上余震。
![]()
图 7 应力降∆σ随时间（a）和震级ML（b）的变化Figure 7. Variation of the stress drop ∆σ with time （a） and magnitude ML （b）图8a标注了长宁MS6.0主震和2019年10月至2020年12月期间的九次高应力降地震和八次ML4.3以上地震。这里的高应力降地震是指应力降值大于等于研究区ML3.0—3.9地震应力降均值2倍（即Δσ≥2$\overline{\mathrm{\Delta }\mathrm{\sigma }}$＝0.532 MPa）的事件。图8b绘制了研究区高应力降地震和显著地震的震中分布。由于重定位后部分事件丢失，编号a，b，d三次地震根据重定位前的目录绘制。在时间序列上，长宁MS6.0主震后应力降明显高于背景值并快速下降，2019年10月后应力降再次升高，之后发生的较大震级事件与高应力降事件在时间上对应得较好：11月21日发生ML3.4事件，应力降达到0.618 MPa，北区发生11月27日ML4.6和12月29日ML4.7；2020年3月7日发生ML3.2事件，应力降达到0.696 MPa，北区发生4月23日ML4.7；2020年9月6日发生ML3.5事件，应力降达到0.671 MPa，2020年9月6日发生ML4.3 （图8a）。南区自2019年6月17日长宁主震之后到次年3月，应力降保持在较低水平，2020年3月之后，南区地震活动性增强、应力降升高，之后发生两次ML4.5以上地震，总体上看南区高值应力降与强余震在时间上未呈明显的对应关系（图8a），但是在空间分布上，从图8b可以看到编号为h和f的两次地震与高应力降地震的震源位置相近，而且研究区内高值应力降地震与区域内显著地震震中的距离在20 km以内。
![]()
图 8 （a） 北区和南区ML3.0—3.9应力降随时间变化及强余震；（b） 2019年10月至2020年12月高应力降地震及其强余震的空间分布Figure 8. （a） Stress drop changes of ML3.0—3.9 earthquakes and strong aftershocks with time in the northern region and the southern region；（b） Spatial distribution of high stress drop earthquakes and strong aftershocks from October 2019 to December 2020进一步对ML3.0—3.9地震的应力降值进行空间网格化，设定网格大小为0.05°×0.05°，且确保每个网格内至少有三个地震事件参与计算，求得网格内的应力降均值，如图9左所示。可见北区应力降高值分布于长宁MS6.0地震序列的两端，南区的应力降高值分布在建武向斜两端。图9右中白色圆圈为研究区2019年6月17日至2020年12月31日内发生的ML4.0以上地震震中分布。
![]()
图 9 ML3.0—3.9应力降网格均值分布（网格大小0.05°×0.05°）黑点表示本文用于计算应力降均值的地震，圆圈表示2019年6月17日至2020年12月31日期间长宁地区ML4.0以上地震Figure 9. Mean grid distribution of stress drop of ML3.0—3.9 （grid size 0.05°×0.05°） Black dots denote the earthquakes used for calculating mean stress drop，white circles denote the earthquakes above ML4.0 in Changning area from 17 June 2019 to 31 December 2020应力降能够反映震源区在地震中的应力释放水平，但地震释放的应力远小于背景应力。根据应力降的定义，震后应力降高值表明该区域整体应力水平较高。长宁MS6.0地震后研究区ML3.0以上地震应力降的计算结果显示，主震发生后震源区应力水平未恢复至背景值，应力降高值区仍存在较高的地震危险性，且ML3.0—3.9地震应力降的演变与后续中强地震（图9圆圈所示）在时间、空间上都有较好的对应关系，这一结果表明去除震级影响所得的应力降变化对震源区的强震预测具有一定的指示意义。此外，本文得到应力降的地震事件数目较少，图8也显示部分高应力降地震与后续显著地震的时空关联不统一，目前工作在对后续强震的准确预测方面尚存不足。
4. 讨论与结论
本文研究区位于四川盆地内部，构造活动相对稳定，虽然区内没有大规模的活动构造，但2018年以来的数次强震和较高的地震活动性均表明长宁地区仍存在发生强震的可能，因此需要重新评估区域内的地震危险性（易桂喜等，2019；解孟雨，孟令媛，2021）。本文对长宁地区2019年6月17日至2020年12月31日ML≥2.0地震进行重定位，并计算了在此期间208个ML≥3.0地震事件的震源参数，还对研究区南区和北区在不同构造背景下的震源参数差异进行了对比，特别是重点从应力降时空演变的角度分析了研究区的应力特征及其与显著地震之间的关系，得出以下结论：
1） 长宁地区地震活动具有明显分区特征，大致以28.3°N为界分为南、北两个部分。北区的地震活动沿长宁背斜至白象岩—狮子滩背斜沿NW−SE方向呈条带状分布；南区的地震分布较为分散，呈现为分布在建武向斜两端的两个地震集群。
2） 长宁地区应力降处于0.061—5.285 MPa范围内，应力降均值为0.369 MPa，90%以上的地震事件应力降值小于1 MPa，北区的应力降均值略微大于南区。
3） 地震矩对数、震源尺度与震级之间具有良好的线性关系，应力降整体随震级的增大而增大，而拐角频率随震级的增大，整体上有减小的趋势。去除震级影响，ML3.0—3.9应力降的时空演变显示，在长宁MS6.0地震发生之后，该震级档地震的应力降高值与后续ML4.0以上地震在时间序列上有较好的对应，且空间上相距20 km以内。此外，对ML3.0—3.9地震应力降的空间分布网格化求得的网格均值显示，高应力降区与长宁主震震源区ML4.0以上地震集聚区在空间上密切相关。结合以上结果，本研究认为ML3.0—3.9地震应力降高值区仍存在较大的地震危险性，并且同震级档应力降时空演变对区域内中强地震的预测具有一定的指示意义。
感谢中国地震台网中心提供的计算数据，感谢中国地震局地震预测研究所周连庆研究员及匿名审稿人对本文提出的修改意见。
-
![]()
图 6 2018年贾万鲁德MW6.0地震升轨（上）、降轨（下）的同震形变场及其模拟残差
（a） 观测形变场；（b） 模拟形变场；（c） 残差
Figure 6. Coseismic deformation fields and simulation residuals in ascending （upper） and descending （lower） orbits of the Javanrud MW6.0 earthquake in 2018
（a） Observed InSAR deformation field；（b） Simulated deformation field；（c） Residual
![]()
图 1 2017 年和 2018 年两次伊朗地震震源区的构造背景及余震分布
Figure 1. Tectonic settings of the source regions of the two Iran earthquakes in 2017 and 2018 and aftershock distribution
![]()
图 2 2017年萨波尔扎哈布MW7.3地震的震后形变场
（a） 升轨视线向形变量；（b） 降轨视线向形变量
Figure 2. Post-seismic deformation field of the Sarpol Zahab MW7.3 earthquake in 2017
（a） Ascending LOS deformation；（b） Descending LOS deformation
![]()
图 3 点形变序列（a）及震后余滑的地震矩张量M0和矩震级MW随时间的变化（b）
Figure 3. Point deformation sequences （a） and variation of the seismic moment tensor M0 and the moment magnitude MW of the afterslip with post-seismic time （b）
![]()
图 4 2017年萨波尔扎哈布MW7.3地震的震后余滑分布
Figure 4. The afterslip distribution of Sarpol Zahab MW7.3 earthquake in 2017
![]()
图 5 2017年萨波尔扎哈布MW7.3地震震后余滑的模拟形变场和残差。（b） 降轨形变场
Figure 5. The simulated post-seismic deformation fields and the residuals based on the afterslip of the Sarpol Zahab MW7.3 earthquake in 2017。（b） The descending deformation field
![]()
图 7 InSAR反演所得的贾万鲁德MW6.0地震的断层滑动模型
（a） 断层滑动空间分布；（b） 断层平面上的滑动分布，黄色星形代表2018年贾万鲁德MW6.0地震震源在断层面上的投影位置
Figure 7. Fault slip model of the Javanrud MW6.0 earthquake constrained by InSAR observations
（a） 3D view of the fault slip；（b） Slip distribution on the fault plane，where the yellow star represents the projected location of the hypocenter of the 2018 MW6.0 Javanrud earthquake
![]()
图 8 2017年萨波尔扎哈布MW7.3地震及其震后余滑在2018年贾万鲁德MW6.0地震发震断层上触发的库仑应力变化∆CFS
（a，b） MW7.3地震对 MW6.0地震触发的库仑应力变化∆CFS；（c，d） MW7.3地震的震后余滑对MW6.0地震触发的库仑应力变化∆CFS；（e，f） 本文计算使用的2017年MW7.3地震同震断层模型（Yang et al，2018b）。图中黄色和红色星形分别代表2018年MW6.0和2017年MW7.3地震震源在各自断层面上的投影位置
Figure 8. The Coulomb failure stress change ∆CFS on the fault plane of 2018 MW6.0 earthquake triggered by the 2017 MW7.3 earthquake and its afterslip
（a，b） ∆CFS on the seismogenic fault plane of the MW6.0 earthquake triggered by the MW7.3 earthquake；（c，d） ∆CFS on the fault plane of the MW6.0 earthquake triggered by the MW7.3 earthquake afterslip；（e，f） The coseismic fault of the 2017 MW7.3 earthquake used in the calculation of ∆CFS （Yang et al，2018b）。 The yellow and red stars represent the projected location of the hypocenter of the 2018 MW6.0 and the 2017 MW7.3 events on their fault planes
![]()
图 9 2017年MW7.3 地震的同震及震后断层滑动分布
Figure 9. The co- and post-seismic fault slip distribution of the 2017 MW7.3 earthquake
表 1 Sentinel-1A卫星的SAR影像参数
Table 1 SAR image parameters of Sentinel-1A satellite
轨道方向 监测时段 影像数量 波长/cm 飞行角/° 入射角/° 分辨率/m 升轨 2017-11-23—2018-08-14 12 5.6 −9.7 39.2 5×20 降轨 2017-11-19—2018-08-22 13 5.6 −167.0 43.9 5×20 
下载: 导出CSV
表 2 Sentinel-1B卫星SAR影像参数
Table 2 SAR image parameters of the Sentinel-1B satellite
卫星类型 轨道方向 获取时间 飞行角/° 入射角/° 垂直基线/m 震前日期 震后日期 Sentinel-1B 升轨 2018-08-15 2018-08-27 −12.9 33.8 50.6 Sentinel-1B 降轨 2018-08-16 2018-08-28 −166.9 39.2 −22.6
下载: 导出CSV
-
郝平,傅征祥,田勤俭,刘杰,刘桂萍. 2004. 昆仑山口西8.1级地震强余震库仑破裂应力触发研究[J]. 地震学报,26(1):30–37. doi: 10.3321/j.issn:0253-3782.2004.01.004 Hao P,Fu Z X,Tian Q J,Liu J,Liu G P. 2004. Large aftershocks triggering by Coulomb failure stress following the 2001 MS=8.1 great Kunlun earthquake[J]. Acta Seismologica Sinica,26(1):30–37 (in Chinese).
贺克锋,赵斌,杜瑞林. 2019. 利用长期GPS数据研究2008年汶川地震震后形变[J]. 大地测量与地球动力学,39(2):122–126. He K F,Zhao B,Du R L. 2019. Post-seismic deformation associated with the 2008 Wenchuan earthquake by long-term GPS data[J]. Journal of Geodesy and Geodynamics,39(2):122–126 (in Chinese).
冀战波,王琼,王海涛,解朝娣. 2014. 2008年新疆于田MS7.3地震对后续地震的完全库仑应力触发作用[J]. 地震学报,36(6):997–1009. Ji Z B,Wang Q,Wang H T,Xie C D. 2014. Impact of complete Coulomb failure stress changes of the 2008 Xinjiang Yutian MS7.3 earthquake on the subsequent earthquakes[J]. Acta Seismologica Sinica,36(6):997–1009 (in Chinese).
李健,詹文欢,朱俊江,孙杰,冯英辞,姜莲婷,郭磊,唐琴琴. 2017. 1990年菲律宾MW7.7级强震对马尼拉俯冲带静态应力触发影响[J]. 海洋地质与第四纪地质,37(6):93–99. Li J,Zhan W H,Zhu J J,Sun J,Feng Y C,Jiang L T,Guo L,Tang Q Q. 2017. A preliminary study on static stress triggering effects on Manila subduction zone by the Philippine MW7.7 earthquake 1990[J]. Marine Geology &Quaternary Geology,37(6):93–99 (in Chinese).
单斌,李佳航,韩立波,房立华,杨嵩,金笔凯,郑勇,熊熊. 2012. 2010年MS7.1级玉树地震同震库仑应力变化以及对2011年MS5.2级囊谦地震的影响[J]. 地球物理学报,55(9):3028–3042. doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.09.021 Shan B,Li J H,Han L B,Fang L H,Yang S,Jin B K,Zheng Y,Xiong X. 2012. Coseismic Coulomb stress change caused by 2010 MS=7.1 Yushu earthquake and its influence to 2011 MS=5.2 Nangqên earthquake[J]. Chinese Journal of Geophysics,55(9):3028–3042 (in Chinese).
万永革,吴忠良,周公威,黄静. 2000. 几次复杂地震中不同破裂事件之间的“应力触发”问题[J]. 地震学报,22(6):568–576. doi: 10.3321/j.issn:0253-3782.2000.06.002 Wan Y G,Wu Z L,Zhou G W,Huang J. 2000. “Stress triggering” between different rupture events in several earthquakes[J]. Acta Seismologica Sinica,22(6):568–576 (in Chinese).
万永革,沈正康,兰从欣. 2005. 兰德斯地震断层面及其附近余震产生的位移场研究[J]. 地震学报,27(2):139–146. doi: 10.3321/j.issn:0253-3782.2005.02.003 Wan Y G,Shen Z K,Lan C X. 2005. Study on displacement field generated by aftershocks in Landers seismic fault plane and its adjacent areas[J]. Acta Seismologica Sinica,27(2):139–146 (in Chinese).
万永革,沈正康,盛书中,徐晓枫. 2009. 2008年汶川大地震对周围断层的影响[J]. 地震学报,31(2):128–139. doi: 10.3321/j.issn:0253-3782.2009.02.002 Wan Y G,Shen Z K,Sheng S Z,Xu X F. 2009. The influence of 2008 Wenchuan earthquake on surrounding faults[J]. Acta Seismologica Sinica,31(2):128–139 (in Chinese).
文磊,张光亚,李曰俊,温志新,张强,赵岩. 2015. 扎格罗斯褶皱冲断带构造变形特征[J]. 地质科学,50(2):653–664. doi: 10.3969/j.issn.0563-5020.2015.02.020 Wen L,Zhang G Y,Li Y J,Wen Z X,Zhang Q,Zhao Y. 2015. Structure-deformation features of the Zagros fold and thrust belt[J]. Chinese Journal of Geology,50(2):653–664 (in Chinese).
杨百存,秦四清,薛雷,张珂. 2018. 2017年伊拉克MW7.3地震的类型界定及其震后趋势分析[J]. 地球物理学报,61(2):616–624. doi: 10.6038/cjg2018L0737 Yang B C,Qin S Q,Xue L,Zhang K. 2018. Identification of seismic type of 2017 Iraq MW7.3 earthquake and analysis of its post-quake trend[J]. Chinese Journal of Geophysics,61(2):616–624 (in Chinese).
张庆云,李永生,张景发. 2020. 2017年伊朗MW7.3地震震源机制反演及三维形变场获取[J]. 武汉大学学报(信息科学版),45(2):196–204. Zhang Q Y,Li Y S,Zhang J F. 2020. Focal mechanism inversion and 3D deformation field acquisition of Iran MW7.3 earthquake in 2017[J]. Geomatics and Information Science of Wuhan University,45(2):196–204 (in Chinese).
Deng J S,Sykes L R. 1997. Evolution of the stress field in southern California and triggering of moderate-size earthquakes:A 200-year perspective[J]. J Geophys Res,102(B5):9859–9886. doi: 10.1029/96JB03897
European Space Agency. 2014. ASF data search vertex[DB/OL]. [2019-09-20]. https://search.asf.alaska.edu/#/.
Feng W P,Samsonov S,Almeida R,Yassaghi A,Li J H,Qiu Q,Li P,Zheng W J. 2018. Geodetic constraints of the 2017 MW7.3 Sarpol Zahab,Iran earthquake,and its implications on the structure and mechanics of the northwest Zagros thrust-fold belt[J]. Geophys Res Lett,45(14):6853–6861. doi: 10.1029/2018GL078577
Guo R M,Zheng Y,Xu J Q,Riaz M S. 2019. Transient viscosity and afterslip of the 2015 MW8.3 Illapel,Chile,earthquake[J]. Bull Seismol Soc Am,109(6):2567–2581. doi: 10.1785/0120190114
Hatzfeld D,Molnar P. 2010. Comparisons of the kinematics and deep structures of the Zagros and Himalaya and of the Iranian and Tibetan Plateaus and geodynamic implications[J]. Rev Geophys,48(2):RG2005.
He P,Wen Y M,Xu C J,Chen Y G. 2019. High-quality three-dimensional displacement fields from new-generation SAR imagery:Application to the 2017 Ezgeleh,Iran,earthquake[J]. J Geod,93(4):573–591. doi: 10.1007/s00190-018-1183-6
Hsu Y J,Simons M,Avouac J P,Galetzka J,Sieh K,Chlieh M,Natawidjaja D,Prawirodirdjo L,Bock Y. 2006. Frictional afterslip following the 2005 Nias-Simeulue earthquake,Sumatra[J]. Science,312(5782):1921–1926. doi: 10.1126/science.1126960
Jahani S,Callot J P,Letouzey J,Frizon de Lamotte D. 2009. The eastern termination of the Zagros fold-and-thrust belt,Iran:Structures,evolution,and relationships between salt plugs,folding,and faulting[J]. Tectonics,28(6):217–234.
Jónsson S,Segall P,Pedersen R,Björnsson G. 2003. Post-earthquake ground movements correlated to pore-pressure transients[J]. Nature,424(6945):179–183. doi: 10.1038/nature01776
King G C P,Stein R S,Lin J. 1994. Static stress changes and the triggering of earthquakes[J]. Bull Seismol Soc Am,84(3):935–953.
Lin J,Stein R S. 2004. Stress triggering in thrust and subduction earthquakes and stress interaction between the southern San Andreas and nearby thrust and strike-slip faults[J]. J Geophys Res,109(B2):B02303.
Lohman R B, Simons M. 2005. Some thoughts on the use of InSAR data to constrain models of surface deformation: Noise structure and data down sampling[J]. Geochem Geophys Geosyst, 6（1）: Q01007.
Marone C J,Scholtz C H,Bilham R. 1991. On the mechanics of earthquake afterslip[J]. J Geophys Res,96(B5):8441–8452. doi: 10.1029/91JB00275
Mora O,Mallorqui J J,Broquetas A. 2003. Linear and nonlinear terrain deformation maps from a reduced set of interferometric SAR images[J]. IEEE Trans Geosci Remote Sens,41(10):2243–2253. doi: 10.1109/TGRS.2003.814657
Okada Y. 1985. Surface deformation due to shear and tensile faults in a half-space[J]. Bull Seismol Soc Am,75(4):1135–1154. doi: 10.1785/BSSA0750041135
Peltzer G,Rosen P,Rogez F,Hudnut K. 1998. Poroelastic rebound along the Landers 1992 earthquake surface rupture[J]. J Geophys Res:Solid Earth,103(B12):30131–30145. doi: 10.1029/98JB02302
Taymaz T, Nilfouroushan F, Yolsal-Çevikbilen S, Eken T. 2018. Co-seismic crustal deformation of the 12 November 2017 MW7.4 Sar-Pol-Zahab （Iran） earthquake: Integration of analysis based on DInSAR and seismological observations[C]//Proceedings of 2018 EGU General Assembly. Vienna, Austria: EGU2018-4186-6.
USGS. 2017. M7.3: 29 km S of Halabjah, Iraq[EB/OL]. [2020-07-15]. https://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/us2000bmcg/moment-tensor.
USGS. 2018. M6.0: 32 km SW of Javanrud, Iran[EB/OL]. [2020-07-15]. https://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/us1000ghda/moment-tensor.
Yang C S,Han B Q,Zhao C Y,Du J T,Zhang D X,Zhu S N. 2019. Co- and post-seismic deformation mechanisms of the MW7.3 Iran earthquake (2017) revealed by Sentinel-1 InSAR observations[J]. Remote Sens,11(4):418. doi: 10.3390/rs11040418
Yang Y H,Chen Q,Xu Q,Liu G X,Hu J C. 2018a. Source model and Coulomb stress change of the 2015 MW7.8 Gorkha earthquake determined from improved inversion of geodetic surface deformation observations[J]. J Geod,93(3):333–351.
Yang Y H,Hu J C,Yassaghi A,Tsai M C,Zare M,Chen Q,Wang Z G,Rajabi A M,Kamranzad F. 2018b. Midcrustal thrusting and vertical deformation partitioning constraint by 2017 MW7.3 Sarpol Zahab earthquake in Zagros mountain belt,Iran[J]. Seismol Res Lett,89(6):2204–2213. doi: 10.1785/0220180022
Zhao B,Bürgmann R,Wang D,Tan K,Du R,Zhang R. 2017. Dominant controls of downdip afterslip and viscous relaxation on the postseismic displacements following the MW7.9 Gorkha,Nepal,earthquake[J]. J Geophys Res:Solid Earth,122(10):8376–8401. doi: 10.1002/2017JB014366
计量
- 文章访问数: 904
- HTML全文浏览量: 312
- PDF下载量: 136
