同震地表破裂的位移测量与弥散变形分析——以2021年青海玛多MW7.4地震为例

邵延秀 刘 静 高云鹏 王文鑫 姚文倩 韩龙飞 刘志军 邹小波 王 焱 李云帅 刘 璐

1)天津大学，地球系统科学学院，表层地球系统科学研究院，天津 300072

2)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

3)兰州地球物理国家野外科学观测研究站，兰州 730000

4)中国地震局兰州岩土地震研究所，兰州 730000

0 引言

对大地震所产生的地表破裂带进行详细填图，并测量其同震位移，不仅有助于更好地理解断裂带的物理特性，为探索地震破裂机制提供重要基础(Scholz，2019)，同时可用于构建和检验大地震破裂扩展模型(Klingeretal.，2018)和断裂滑动模型(Xuetal.，2016)。此外，同震位移的量化指标也是构建地震位移与震级和破裂长度经验关系(邓起东等，1992； Wellsetal.，1994； Wesnousky，2008)及研究古地震复发习性的重要参数，对预测未来地震的破裂尺度提供重要的理论基础，以期给出合理的地震危险性评价。同时，同震位移在破裂带走向上的变化对断裂分段和单次破裂的识别具有重要的指示意义(Klinger，2010)，并依据同震位移梯度预测未来地震是否可以穿过阶区(Oglesby，2008； Elliottetal.，2009)。然而，获得准确的同震位移分布特征并不那么简单。

详细的野外地质调查一直是同震位移测量的主要方法，即在野外实地调查被断错的地貌标志。近年来，大地测量技术逐渐成为现今快速、高效提取同震位移特征的方法(Bürgmannetal.，2000； Oskinetal.，2012)，但也存在无法获取近场变形特征或震前数据缺失的问题。虽然采用震前和震后光学遥感影像的相关性分析方法可以避免这些问题(Avouacetal.，2006； Klingeretal.，2006； Ayoubetal.，2009； Zhouetal.，2018)，并能识别出弥散变形特征(Millineretal.，2015； Antoineetal.，2021)，然而量化弥散变形特征仍然依靠野外实地测量获得的破裂带上的位移数据作为比较的基准(Millineretal.，2016)。同时，破裂带上准确的同震位移测量也受到破裂带填图完整性、测量标志和断裂带走向等因素的影响(Rockwelletal.，2013)。因此，野外同震位移的准确测量是正确认识地震破裂机制和断层活动习性的基础。

图 1 玛多地震区的活动构造图Fig. 1 Active tectonics around the Madoi earthquake rupture zone.a 青藏高原活动断裂分布图(改自Tapponnier等(2001))； b 玛多地震地表破裂带的展布特征

图 2 玛多地震西段鄂陵湖南侧破裂带的填图结果Fig. 2 Rupture mapping along the western segment (south of the Eling Hu) of the Madoi earthquake.底图为90m SRTM DEM生成的山影图，虚线框为航空摄影测量获得的正射影像覆盖区，底图为航空摄影测量获得DEM生成的山影图

1 构造地质背景

新生代期间，印度洋板块对欧亚大陆板块的快速俯冲碰撞形成了具有60～70km巨厚大陆地壳、平均海拔高度达4000m以上且现今构造变形极为强烈的青藏高原(侯增谦等，2020)。巴颜喀拉地块是青藏高原内部晚新生代期间持续向E侧向挤出的活动块体之一(张培震等，2003； 邓起东等，2010)。该地块位于东昆仑断裂带以南和玛尼-玉树-鲜水河断裂带以北的青藏高原中—东部，呈西部狭长、东侧张开的倒三角形态，主要由晚三叠纪地层和部分新生代地层组成。从地貌上来看，该地块是整个青藏高原内部地势相对平坦的区域。

巴颜喀拉块体周边被大型活动断裂所分割，包括北边界东昆仑断裂带、南边界玛尼-玉树-鲜水河断裂带、东边界龙门山断裂带以及西边界阿什库勒-平顶山断裂带和硝尔库勒断裂带，其内部构造相对稳定，新生代构造变形较弱(李海兵等，2021)。在巴颜喀拉块体四周边缘褶皱带上曾多次发生7级以上地震，包括1997年MS7.5 玛尼地震、2001年MS8.1 昆仑山地震、2008年MS8.0 汶川地震、2010年MS7.1 玉树地震以及2013年MS7.0 雅安地震。地震的跳跃性发生表明应力主要沿块体边界传递，指示块体边界变形强而内部不变形或变形弱的特点，因而巴颜喀拉块体具有较典型的“刚性块体”性质。该块体边界带的地震行为与块体向E运移的特征一致，但由于四川盆地、扬子块体的阻挡，沿巴颜喀拉块体东边界的龙门山构造带发生强烈的挤压缩短变形，造成了上地壳的水平缩短与垂向增厚。

巴颜喀拉块体北部边界上的东昆仑断裂带是一条规模巨大且强震活动相对频繁的左旋走滑活动断裂，其处在中国EW向构造和SW向构造的交会部位，是一条沿块体边界延伸近2000km的NWW-SEE向左旋走滑断裂，空间几何呈略向NE凸出的弧形(李陈侠等，2009)。在该断裂带上，西段的滑动速率约为10mm/a，向E逐步衰减； 在玛沁段约为12.5mm/a，东至玛曲段减小为5mm/a，再到塔藏段衰减到3mm/a以下(van der Woerdetal.，2002； Kirbyetal.，2007)。已有的研究和地震记录表明，在公元1879—2000年期间，沿东昆仑断裂带至少发生过8次6.9～8.1级地震，并在地表形成了不同规模的同震破裂带(国家地震局震害防御司，1995； 邓起东等，2002，2003； Xuetal.，2006； 任俊杰等，2017)。其中，2001年11月14日昆仑山库赛湖地震是有历史记录以来震级最大的地震事件，形成了长约426km的同震地表破裂带。

与以往多数大地震主要发生在东昆仑断裂带的主干断裂上不同，此次玛多地震发生于东昆仑断裂带南侧巴颜喀拉块体内部的一条次级左旋走滑断裂——昆仑山口-江错断裂上(盖海龙等，2021； 潘家伟等，2021； 刘小利等，2022； 姚文倩等，2022)。张裕明等(1996)的调查研究认为，该断裂带位于玛多-甘德断裂与达日断裂之间(图 1)，总体走向NWW，全长约370km，断错了晚第四纪地貌面，并存在全新世活动。

2 数据和方法

震后无人机摄影测量数据的处理主要利用SfM(Structure from Motion)技术获得相机参数与3D特征点坐标(Bemisetal.，2014； 王朋涛等，2016； 毕海芸等，2017； 王文鑫等，2022)。该技术主要是基于相机像片之间的相对姿态(或相对定向)以及由必要控制点确定的大地测量坐标系(绝对定向)得到所有连接点(加密点)的3D坐标(Ullman，1979)，进而重建三维结构并创建数字高程模型(DEM)与数字正射影像(DOM)，该区的DEM和DOM的分辨率均为3～5cm，误差小于1个像元。

图 3 玛多地震前、后的遥感影像对比Fig. 3 Remote sensing images before and after Madoi earthquake.a 震后无人机正射影像； b 震前高景一号卫星影像

图 4 玛多地震西段鄂陵湖南侧的地震地表破裂带特征Fig. 4 The western segment of surface rupture of the Madoi earthquake at the south of the Eling Hu.a、b 主破裂带呈雁列排列的剪切裂缝和鼓包的野外照片； c 被错断车轮印的野外照片； d 利用增强现实技术将车轮印三维扫描结果投影在室内地板上，红色箭头指示车轮印的边界

由于传感器倾斜、地形起伏以及地物等原因，震前原始的遥感图像可能存在相对严重的几何变形，因此通常需要采用星历参数、控制点及DEM，按照严格的物理模型对原始影像进行几何校正。本研究中主要利用震后正射影像作为参考影像，通过选取调整同名控制点，得到几何校正模型，再利用DEM对震前卫星影像进行配准和几何校正，最后通过重采样得到其正射影像。

3 地表破裂带西段的同震位移测量

本研究区位于玛多地震破裂带西段，鄂陵湖东南侧(图 1，2)，破裂带规模较大，由雁列排列的NE向剪切裂缝和NW向鼓包组成。单条裂缝一般长10～70m不等，最宽可超过3m，深度可达10m，挤压鼓包的高度通常超过1m(图 4)。在该研究点多条车轮印穿过破裂带且延伸较远，因此可用于检验玛多地震同震变形带的西段是否存在弥散变形，如果存在，便可量化主破裂带外围的弥散变形量及其所占比例。在研究点处，一条清晰可辨的汽车轮印穿过了近2m宽的同震地表破裂。在该破裂带内可见车轮印所处的地表发生了隆起及转动，并导致车辆在震后无法通行，因而保留了较好的原始变形特征。

利用经几何校正和地理配准后得到的高分辨率震前、震后影像数据(分辨率分别为0.5m和0.03m)，截取同震地表破裂带断错车轮印的区域(长1.3km×宽1.4km)(图 3)，在GIS软件中通过图像增强和三维地形分析对比等，进一步提升车轮印与周边地形的对比度，从而更精确地绘制车轮印的边缘。在绘制过程中，首先选择影像数据上车轮印清晰的区域初步勾勒小比例尺范围下的车轮印边缘，然后再放大比例尺至约1︰25并进行微调，最后得到准确的震前、震后车轮印形迹(图 5)。

图 5 震前、震后车轮印的填绘结果Fig. 5 Tire tracks mapping before and after the earthquake.a 地震后车轮印的几何形态； b 地震前车轮印的几何形态

在本研究点，主破裂带北侧的车轮印延伸较远，因而选择重合固定北侧远场的震前、震后车轮印。在操作过程中，以整体对应、局部微调的方式不断修正，最大程度上将破裂带北侧“远场”的震前车轮印与震后车轮印对应固定。配准结果显示，在主破裂带北侧的震前和震后车轮印均重合较好，重合度达95%以上，指示北侧可能没有发生明显的弥散变形。据此，可以仅考虑主破裂带南侧相对应车轮印的同震变形(图 6)。

根据破裂带的详细填图结果，研究点附近的主破裂带平均走向为 95±2°，以该走向为准，在破裂带南侧震后的车轮印边缘上每间隔2～4m选取1个测量点，可获得车轮印两侧边缘的变化值，然后取其平均值，由此共获得149个测量点的测量值。需要说明的是，这些测量点只选在震前和震后车轮印比较确定的位置上。

测量中的误差主要源于受限的影像分辨率所导致的绘制误差，基于车轮填绘经验，其误差一般不超过0.2m。同时，破裂带走向的选择也对测量结果有一定影响，但前人经研究发现4°的偏差范围内误差不超过0.08m(Rockwelletal.，2013)。另外，由于研究点处的主破裂带局部走向或整体走向对测量结果的影响很小，因此综合考虑测量结果误差应在0.3m以内。测量结果和误差分布见图 7。

图 6 车轮印变形测量Fig. 6 Measurements of movement of tire tracks.a 破裂带北侧地震前后车轮印匹配结果，黑色方框为图b、c的范围； b—e 破裂带南侧的车轮印变形测量，虚线为不确定的车轮印边界

图 7 破裂带南侧车轮印在震后的变化Fig. 7 Movements of tire tracks at the south of surface rupture after the earthquake.红色曲线为测量值的拟合线

4 其他典型的同震弥散变形实例

进一步了解国际上的研究成果可知，此次玛多地震同震地表破裂带邻侧的弥散变形现象并非个例，1999年土耳其Izmit-DüzceM7.4地震和1999年美国南加州Hector MineMW7.1 地震的同震地表破裂也都存在类似现象。

1999年下半年在土耳其境内发生了2次7级以上地震，分别是8月17日的IzmitM7.4地震和11月12日的DüzceM7.1地震，2次地震时间相差87d，震中相距不到100km。这2次地震均发生在北安纳托利亚断裂带的西段(Barka，1999； Bürgmannetal.，2002)，断错了多个段落(图8a)。Rockwell等(2002)对这2次地震的破裂带开展了2次野外考察，并在11个研究点测量了33个同震位移值(图8a)。其选择的断错标志与破裂带呈大角度相交，且延伸较长，不仅获得了近场主变形位移，还得到了远场的弥散变形。

图 8 1999年土耳其Izmit-Düzce地震的位移测量(修改自Rockwell等，2002)Fig. 8 Coseismic displacements of 1999 Izmit-Düzce earthquakes in Turkey(modified from Rockwell et al.，2002).a 1999年土耳其Izmit-Düzce 2次地震破裂带的几何展布特征，阿拉伯数字为Rockwell等(2002)野外考察的测量点；b Düzce地震破裂带上2号研究点的测量结果； c Izmit地震破裂带上10号研究点的测量结果

在Düzce地震破裂带上的 2 号研究点处(图8a，b)，围栏穿过破裂带发生变形，Rockwell等(2002)精确定位了18根围栏柱子，发现破裂带北侧的柱子整体排列方向比南侧偏E，这应该是由断层北盘发生弥散变形所致。利用南侧水泥柱的排列走向作为拟合线，测得位移为3.45m。如果只是简单拟合主破裂带两侧附近的水泥柱位置，那么得到的位移量必然较小(2m)。因此，弥散变形约为破裂带上主变形的72%。另外，在Izmit地震破裂带上的10号研究点处(图8a，c)，2排树桩穿过破裂带。利用变形较小的北侧树墩作为拟合线，测得2排树墩的水平位移一致。同样，如果不考虑弥散变形，各自拟合破裂带两侧树墩，那么得到的位移则小很多。

图 9 1999年美国Hector Mine地震的位移测量(修改自Treiman等，2002)Fig. 9 Coseismic displacement of 1999 Hector Mine earthquake in the US (modified from Treiman et al.，2002).照片和测绘点不是同一个位置

5 讨论

5.1 玛多地震破裂带西段的最大同震位移

基于以上讨论，并分析本研究获得的新的厘定结果可知，此次玛多地震破裂带西段在鄂陵湖南侧的同震左旋位移可达3.6m，其中主破裂带变形约为2.7m，南侧的弥散变形约为0.9m，是前者的33%，并占总位移的25%。另外，对比该总位移与InSAR反演的深部结果(Jinetal.，2021)，显示玛多地震西段基本不存在近地表同震位移亏损现象。同时本研究也表明，此次玛多地震中跨主破裂带延伸较长的车轮印可作为相对可靠的变形标志，这为重新厘定玛多地震破裂带西段的最大同震位移和观测主破裂带邻侧的弥散变形提供了条件。而弥散变形的存在表明，震后多数研究人员在野外测量的同震位移结果可能仅是主破裂带上的位移量，其结果可能会明显小于整个同震变形带的总位移量。

5.2 同震地表破裂中弥散变形的不对称性

进一步分析无人机观测的地震破裂影像发现，在此次玛多地震中，主破裂带邻侧的弥散变形经常具有不对称分布的特点，大部分弥散变形出现在主破裂带南侧。1999年土耳其Izmit-Düzce地震和1999年美国Hector Mine地震也存在这种不对称的现象(图 8，9)，而且更多的弥散变形分布于下降盘，Rockwell等(2002)认为可能与下降盘具有较厚的沉积物有关。但本研究点的破裂带两侧均为固结较弱的沉积物，且地形平缓，两侧的沉积物厚度不会相差太大。另外，Rockwell等(2013)在研究美国1940年Imperial Valley地震的同震变形特征时发现，即使破裂带穿过巨厚的沉积物地区，依然没有发现弥散变形特征。除沉积物厚度之外，Milliner等(2015)认为弥散变形的分布特征可能还与断裂在深部的几何结构或区域应力状态相关。因此，未来还需要对该问题开展深入研究，而本研究所得结果可为此类研究提供典型样例。

5.3 对估算走滑断层滑动速率的启示

利用走滑断裂上的地貌标志测得的晚第四纪累积位错及相应的地貌面年龄估算断层滑动速率，是定量限定走滑活动断裂平均变形速率的常用地质方法(Weldonetal.，1985)。但在野外实际操作中，用于恢复水平走滑变形的断错地貌标志跨断层的范围通常较短，在断层两侧可能只延伸数米至数十米，但有时在主断层邻侧可能存在宽度达上百米、甚至上千米的弥散变形带(Shelefetal.，2010； Millineretal.，2016)。因此，如果没有将弥散变形计算在内，野外测量的位移结果很可能将比真实位移低，进而低估了走滑断层的滑动速率(Dolanetal.，2014； Goldetal.，2015； Millineretal.，2015)。

针对走滑断层断错位移和滑动速率的准确性或可靠性问题，Milliner等(2015)认为最简单的方法是将地貌标志的测量拟合趋势线贯穿整个断裂变形带，且总长度至少应达百米以上。另一种方式是根据同震破裂的弥散变形量化结果修正已有的滑动速率结果(Millineretal.，2016)。Milliner等(2016)对美国1992年LandersMW7.3 地震和1999年Hector MineMW7.1 地震的弥散变形进行了研究，认为断裂的几何结构对弥散变形具有重要影响，并发现弥散变形在几何结构简单的段落范围较窄、在总变形量中所占比例较小，而在几何结构复杂段落则范围较宽、在总变形量中所占比例较大。因此，为减小弥散变形对滑动速率的影响，应尽可能选择几何结构单一或简单的段落进行滑动速率观测，此外在分析走滑速率沿断层的走向变化时，还需要充分考虑断裂带的几何结构变化。

6 结论

本文基于震后所获得的高分辨率航空正射影像，对玛多地震破裂带西段进行了详细解译，发现在鄂陵湖东南侧破裂带规模较大，以雁列分布的剪切裂缝和鼓包为主要变形样式，并断错了震前的车轮印。为了精确测量同震位移，我们以车轮印为断错标志，结合震前卫星影像，精细填绘震前和震后车轮印的迹线，并对比分析，获得以下认识：

(1)玛多地震破裂带西段的同震变形包含破裂带上的主破裂变形和远离破裂带的弥散变形，总位移量约为3.6m，弥散变形可能为0.9m，是主破裂变形的33%；

(2)本研究的测量结果也显示，弥散变形主要发生在破裂带南侧，结合其他震例表明这种非对称性与断层两侧的物质特性无关；

(3)由于在走滑断裂上普遍存在弥散变形，而我们在研究断裂走滑速率时往往忽视了弥散变形对位移测量结果的影响，以致于低估了滑动速率。利用获得的弥散变形比例可以校正以往的滑动速率结果，同时未来在进行滑动速率研究时，尽可能在几何结构简单的区段选择观测点，进而获得更为准确的滑动速率值。

致谢评审专家对本文进行了认真审阅，并提出了许多有益的修改意见，在此表示衷心感谢！