于田2008年和2014年两次MS7.3地震孕育的应力环境

程惠红，庞亚瑾，董培育，张怀，石耀霖

中国科学院计算地球动力学重点实验室，中国科学院大学，北京 100049

1 引言

2008年3月21日新疆于田发生MS7.3级地震，震中位置北纬35.64°，东经81.54°，震源深度22.9km（中国地震台网（CSN）地震目录），震源机制为正断层，略带右旋走滑分量（徐锡伟等，2011）.2014年2月12日于田再次发生MS7.3级地震，震中位置北纬36.1°，东经82.5°，震源深度12km（张振国等，2014），位于2008年地震震中NEE方向约110km处，震源机制为左旋走滑断层 （http：／／news.ceic.ac.cn／CC20140212171 950 .html［2014－01－25］）.为什么在不太长的时间内在相距不太远的地方发生两次震源机制不同的地震（表1给出两次地震震源机制），它们孕育发生的应力环境是怎样的？

印度板块向北俯冲挤压欧亚板块，在古老的塔里木盆地岩体的阻挡下，青藏高原主体地壳缩短和高原隆升，下地壳物质东向流动并拖曳上地壳运动，形成高原内部东西向拉张、南北向压缩的应力环境，并且由于东向挤出和运动的不均匀性，造成了长达上千公里主导方向近东西向走滑断裂，例如，阿尔金断裂带、昆仑断裂带、康西瓦断裂带等（邓启东等，2002，2003），它们大多为左旋走滑.但在高原西缘，印度板块在帕米尔地区俯冲到欧亚板块之下，至少达到中源地震深度，因此，NNW走向的喀拉昆仑断层为右旋走滑.2008年和2014年两次MS7.3于田地震的震中处于青藏高原西北缘和塔里木盆地南边交界处的西昆仑山造山带边缘，靠近阿尔金断裂带和康西瓦断裂带的交汇处，见图1.历史上中强震震中位置显示该区域的震源错断类型以走滑型为主.2008年MS7.3于田地震发生后，其倾滑正断层机制及发震断层构造属性引起了研究学者的关注.徐锡伟等（2011）通过野外地质考察发现破裂带整体上呈现NS－NNE向，由不同走向、不同滑动性质的地表组合而成，发震断层为阿尔金断裂西南端的张性区构造.李志海等（2009）综合分析震区断裂性质及余震分布等资料，认为2008年于田地震发震断层为NW向的西昆仑断裂向NE向的阿尔金断裂转换带上的郭扎错断裂，归属于阿尔金断裂.然而，汪弛升等（2009）据INSAR同震形变场研究，认为于田地震发震断层并不是在郭扎错断裂上，而是在阿什库勒略盆地以南具有有走滑分量倾向向西的SN向正断层，拉张特征明显.万永革等（2010）据地震参数计算了周围断层的库仑应力变化并分析此次地震正断层机制的原因为阿尔金断裂的整体动向运动和兴都库什块体的北西向运动的相互作用导致了东西向拉张.李杰等（2012）等通过对西昆仑及帕米尔地震的GPS点速度场的分析，得出在龙木错—郭扎错滑动速率在阿尔金与康西瓦断裂的交汇地方递减了6mm／a，上地壳能量的积累增加了地震的危险性.王凡等（2012）通过对震前、震后GPS数据分析，认为2008年于田地震存在显著的左旋走滑分量.王琼等（2009）对2008年于田地震前后的应力状态分析研究，发现区域应力场和震区拉张作用力相对与挤压作用力有所增加.刁桂苓等（2010）通过分析认为巴颜喀拉活动体向东运动，西部呈现EW向拉张，北部边界带左旋走滑，因而于田地震是正断层错动.2014年MS7.3于田地震发生后，据其震中位置和震源机制，研究者初步判断此次地震位于阿尔金断裂带西段，是青藏高原内部物质向东运移的响应（http：／／www.cags.ac.cn／YWJX／2014／022－2.html［2014－01－28］）.

上述研究学者均指出2008年于田地震的发生是震区张性断层能量积累，2014年于田地震则是青藏高原受到挤压物质堆积、能量释放.那么，在整个青藏高原东西向拉张、南北向压缩的应力环境下，相近约110km的两次于田地震的应力孕育环境有何不同？于田及临近区域的应力积累状态如何？本文从力学角度定量分析这一问题.基于青藏高原西北区域和塔里木盆地的构造特征建立了三维地质模型.该模型采用实际断层分布特征、岩石圈力学参数和GPS数据.通过数值试验结果和实际GPS观察数据对比分析结果来调整和优化边界条件和相关参数，在拟合程度达到比较满意的情况下计算整个模型区域的应力应变场，并计算了区域应变能密度和应变能积累，解释两次MS7.3于田地震不同的震源机制.

表1 两次MS7.3于田地震震源机制（单位：°）Table 1 Focal mechanisms of two Yutian earthquakes（Unit°）

图1 区域构造、地震位置及周围断层分布红色沙滩球为两次MS7.3于田地震，蓝色沙滩球为自1976年1月1日至2014年2月20日区域历史地震（数据来源于Harvard CMT）；粗黑虚线为研究区域的断层，分别为：①西昆仑山前断裂；②普鲁断裂；③阿尔金断裂；④康西瓦断裂；⑤贡嘎错断裂；⑥龙木错—邦达错断裂西段；⑦龙木错—邦达错断裂东段；⑧向阳湖—布若错断裂带；⑨嘉黎断裂带；⑩喀喇昆仑断裂；⑪依布茶卡—日干配错断裂带；⑫格林错断裂带（邓启东等，2002；万永革等，2010）Fig.1 The regional structure and the locations of two MS7.3Yutian earthquakes and historic earthquakes，and the distributions of the larger faults in the survey region The red beach balls are stand for the two MS7.3earthquakes，and blue beach balls are stand for the historic earthquakes from January 1，1976to February 20，2014 （data from Harvard CMT）.The bold black dotted lines represent the large fault，respectively.The numbers mark the fault names：① West of the Kunlun mountains fault；②Pulu fault；③ Altyn fault；④Kangxiwa fault；⑤ Gonggarcuo fault；⑥ West of the Longmucuo－Bangdacuo fault；⑦ East of the Longmucuo－Bangdacuo fault；⑧Xiangyanghu－Buruocuo fault；⑨Jiali fault；⑩ Kalakunlun fault；⑪ Yibuchaka－Riganpeicuo fault；⑫ Gelincuo fault（Deng et al.，2002；Wan et al.，2010）.

2 数值计算模型

据于田地震及其周围活动构造特点，选取研究范围为78°E—88°E，30°N—40°N，建立三维地质分层模型，深度划分为上地壳和中地壳，各选取20km（参考Crust2.0模型和文献孙玉军等（2013）），见图2a.模型采用非规则四面体网格划分并对断裂带加密，如图2b，整个模型节点数53421，单元数272469.区域内包含了阿尔金断裂、康瓦西断裂、普鲁断裂、喀喇昆仑断裂等主要断层带，断裂带的宽度在7km以内.动力学模型采用线弹性本构方程（吴家龙，2001），利用有限元方法对模型求解，主要采用以下方程：

平衡方程：

本构方程：

几何方程：

式中，σij为单元应力，fi为单元体力，［D］为弹性矩阵，εij为单元应变，uij为位移值.

曾融生等（1992）和朱露培等（1992）利用地震波层析成像方法，得出青藏高原三维地震波速结构.李永华等（2006）对INDEPTH－Ⅲ接受函数扫描得出青藏高原地壳波速比和地壳厚度.据这些现有研究的青藏高原波速结构和参考文献（柳畅等，2012），本文采用不同区域力学性质的平均效应作为模型的介质参数，见表2.GPS速度值和野外地质考察均显示不同断层或同一断层不同段落错动量有所不同，因此断层力学参数略加区别，我们分为两类.

表2 研究区计算模型的介质力学参数Table 2 Parameters of rocks and fault in the simulation model

图2 新疆于田及临近区域三维地质模型及网格Fig.2 The geological model and the grids of Yutian and its adjacent area

图3 研究区域GPS台站分布和模型位移边界条件示意图（a）本次模拟中用到的177个GPS台站，参考Gan等（2007），黑色虚框为本文模拟区域；（b）计算模型侧面边界条件示意图.Fig.3 Sketch map of the displacement boundary conditions and the distribution of the GPS stations in the study area（a）The distribution of 177GPS stations used in the simulation model，reference to Gan et al.（2007）.The black empty box is the simulate area in this paper；（b）The schematic for the lateral boundary conditions in the simulation model.

计算模型位移边界条件中采用Gan等（2007）提供的1998—2004年青藏高原及其邻近地块GPS台站中177个地表平均位移速率（单位：mm／a），见图3a.可以看出，在本文研究区（78°E—88°E，30°N—40°N）内GPS位移速率值比较复杂.受印度板块挤压碰撞欧亚板块影响，模型西南边界处，喜马拉雅山带的GPS位移速率很大，主要为北北东向；模型的西北边界处受塔里木盆地和帕米尔高原影响，GPS位移速率也较大，位移方向有北北西向；在普鲁断裂上方的塔里木盆地的GPS位移速率值相对小，但位移方向倾向于有北北西向也有北北东向.据此，本文模型位移边界条件约束一方面据实测GPS平均速率插值，同时对模型北边界做了一定的调整，见图3b，且在断层附近根据地质观测（李杰等，2012）和GPS测量进行估算而不是简单线性插值.模型底面垂向固定，水平可以自由滑动.

3 计算结果和分析

3.1 研究区域位移速率（速度）

首先将模型计算结果与GPS地表观测值进行对比分析（如图4），以验证计算结果是否可靠正确.可以看出，在研究区的大部分区域计算结果同GPS观测值拟合很好，出现误差较大的区域在整个模型的西南角边界处和普鲁断裂北边的塔里木盆地.引起误差的原因一方面可能是这两个区域处于板块或块体的碰撞地带，GPS速度值差异大；另一方面这两个区域GPS观测值相对较少，计算约束条件相对少.由于印度板块向北俯冲挤压欧亚板块，研究区域整体上南北向GPS速度相对东西向的大，模型南边GPS速度值可达到25mm／a，而在古老的塔里木盆地岩体的阻挡下，GPS速度降为10mm／a，造成南北向挤压环境，且在跨越断层后速度有所降低，特别是在跨越阿尔金断裂和普鲁断裂后速度明显降低.

3.2 研究区应变率

通过上述计算得出的地表位移速率结果和实际GPS速度观测的对比，验证了模拟计算的可靠性.由此，本文计算了研究区域地表最大主应变率（图5），可以看出，研究区域整体上显示为北东—南西向压缩和北西—南东向拉张状态，且青藏高原的应变率相对塔里木盆地较大.忽略边界的影响，研究区域最大主应变率出现在模型的东边区域，即青藏高原中部，应变率达到了4×10－8／a，且最大主张应变率轴与最大主压应变率轴相垂直，这与朱守彪等（2005）采用544个GPS观测点计算青藏高原及邻区现今地应变率场的结果相似.其原因可能是由于印度板块碰撞，青藏高原受到挤压，一方面高原地势抬升，另一方面高原物质向东流所致.另外，在模型的西北区域呈现出最大主张应变率大于最大主压应变率现象，2008年MS7.3于田地震震中则处于此拉张应力为主的应力状态.然而，2014年MS7.3于田地震则处于拉张应变率与压应变率几乎一致的区域.图6给出了沿着两次于田地震震中剖面AA′最大主张应变率和压主应变率图，可更清楚地看出，2008年于田地震及其西侧区域拉应变率大于压应变率（最大主张应变率达到了1×10－8／a，最大主压应变率为0.3×10－8／a），而2014年于田地震震中及其东侧拉应变率几乎等于压应变率（最大主张应变率达到了2.0×10－8／a，最大主压应变率为1.8×10－8／a）.进一步分析研究区域应变率，初步估算研究区域大断层的错动方向.可以看出，在北东—南西挤压和北西—南东拉张下、研究区域东部北东东向的阿尔金断裂、龙木错—邦达错断裂和依布茶卡—日干配错断裂为左旋走滑；而研究区域西南部的喀喇昆仑断裂和嘉黎西翼为右旋走滑，主要断层走滑性质都与实际地质观测一致，显示了结果的可靠性.

3.3 研究区应力变化分布

由于青藏高原及其邻近地块的背景构造应力场目前尚不明确，在给定GPS年平均速率边界作用下，得出了模拟区域应力年增长率分布.图7给出了模拟计算得到的应力状态增加与震源机制解的比较结果，可以看出模拟计算出的结果与于田两次MS7.3地震震源机制较一致.在现有的GPS速度约束条件下，2014年于田地震震中北东东走向断层上受到近NE压应力和近NW拉应力，因此产生了左旋走滑型地震.2008年于田地震震中应力状态主要为北西—南东方向的拉应力，NE走向的贡嘎错断层受到此应力状态可产生震源机制为正断层地震，而走向近EW向的龙木错—邦达错断层则会发生走滑型地震.因此，可以初步判断2008年于田地震的发震断层是NE走向的贡嘎错断层.同时，计算结果显示在模型区域中主要以走滑和正断层为主，与研究区域历史地震目录结果比较一致.在阿尔金断裂、龙木错—邦达错断裂和嘉陵断裂及喀喇昆仑断裂主要以走滑型地震为主，而这些断裂带块体中会有正断层型地震出现.

图4 计算得到研究区的地表速度结果与GPS观测值的对比Fig.4 Comparison map of the surface speed between the calculated results and GPS observation in the study area

图5 计算得到的研究区域最大主应变率结果红色箭头和黑色箭头分别对应着水平方向上最大和最小主应变率.蓝色箭头表示初步估算研究区域大断层的错动方向.Fig.5 Map of the distribution of maximum principal strain rate The red and black arrow respectively corresponds to the maximum and minimum principal strain rate on horizontal direction.And the blue arrows indicate preliminarily the rupture direction of large faults in the survey region.

图6 沿两次MS7.3于田地震震中剖面最大拉应变率和压应变率变化Fig.6 Map of changes of maximum tensile strain rate and compressive strain rate along the profile of two MS7.3earthquake epicenters

图7 震源沙滩球表现的主应力方向图Fig.7 The direction of principal stress using beach ball

地震孕育过程是应变积累的过程，因此，可以计算研究区域在GPS约束条件下应变能密度积累速率.一般情况下，应变能（积累）表示为公式（4）（李世愚等，2010）：（4）式中w（x，y，z；t）表示应变能密度，V为体积，t为时间，σx，σy，σz和εx，εy，εz分别为正应力和正应变，τxy，τyz，τzx和γxy，γyz，γzx为剪应力和剪应变.

图8给出了沿着两次于田地震震中AA′剖面的弹性应变能密度，可以看出，在GPS速度（7～20mm／a）条件约束下，两次MS7.3于田地震震中区域应变能密度积累率相近，约2.5×1010J／a，而在青藏高原中部则出现较高的应变能密度积累，可达到4.0×1011J／a.进一步说明，在现有的年平均速度约束条件下，虽然两次于田地震所处的区域断层较发育，但应变能积累率并不高，发生连续破裂数百公里的特大地震概率并不大.

4 讨论与结论

图8 沿两次MS7.3于田地震震中剖面弹性应变能密度积累率图Fig.8 Map of accumulation rate of elastic strain energy density along the profile of two MS7.3earthquake epicenters

印度板块与欧亚板块碰撞形成“世界屋脊”的青藏高原，形成了上千公里的大陆内部构造变形带和地震带（张培震等，2002）.2008年和2014年两次MS7.3于田地震均发生在青藏高原北部的西昆仑山造山带、阿尔金断裂带和塔里木盆地的交汇处，发生在该区域地震的震源机制以走滑为主，也有正断层机制，同时走滑断层机制的地震也伴有正断分量（刁桂苓等，2010）.虽然这两次地震的震中相距约110km，但一个震源机制为正断层，一个为走滑型断层.基于本文对这两次地震的孕育应力环境研究，通过建立三维有限元地质模型，计算了在GPS约束条件下，两次于田MS7.3地震孕育的应变率和应力环境.计算结果表明，受印度板块挤压欧亚板块的影响，于田震区及其临近区域GPS速度空间变化较大；西昆仑山以南的区域南北方向挤压变形较小，东西方向拉张变形较大，而在西昆仑山前断裂和阿尔金断裂带，南北挤压变形和东西拉张变形均变化大.在GPS速度约束条件下，于田震区及其临近区域整体上处于北东—南西向挤压和北西—南东拉张状态.在西昆仑山西北则出现最大主张应变率大于最大主压变率现象，2008年于田地震的震中处于此区域，北东向的断层受到北西—南东方向的拉应力会产生正断层地震.但在青藏高原中部，最大主压应变率和最大主张应变率几乎一致，2014年于田地震震中处于此处，北东东向的断层受到北东向的压应力和近北西向的拉应力会产生走滑型地震.进一步结合地震震中位置和区域断裂带错动速率分析震源机制类型，2008年于田地震震中位于康西瓦左旋走滑断裂、贡嘎左旋兼正断断裂和喀喇昆仑右旋走滑断裂之间，致使震中出现东西向拉张状态.于田两次地震应变能积累率在高原北部并不处于最高的部位，且断层切割较复杂，因此，虽然有利于7级多的大地震发育，但连续破裂数百公里的特大地震发生的构造和应力条件并不很具备.

在此次研究中三维有限元模型采用的是线弹性本构，未考虑介质的流变特性等因素的影响、特别是下地壳流动的影响.曹建玲等（2009）应用三维黏弹性有限元模型，计算了不同中、下地壳黏滞系数下青藏高原位移量，发现下地壳流动区域主要在高原主体和东南部，本地区下地壳流动不明显，因此我们在此次研究中主要考虑中上地壳的弹性变形，未考虑流变性质影响.但在未来工作中，需要开展整个岩石圈的黏弹性数值模拟.

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