二十年来蠕变和短基线观测反映的鲜水河断裂带活动特征

书书书 第５６卷 第３期 ２０１３年３月 地　球　物　理　学　报 ＣＨＩＮＥＳＥ　ＪＯＵＲＮＡＬ　ＯＦ　ＧＥＯＰＨＹＳＩＣＳ Ｖｏｌ．５６，Ｎｏ．３ Ｍａｒ．，２０１３ 刘冠中，马瑾，张鸿旭等．二十年来蠕变和短基线观测反映的鲜水河断裂带活动特征．地球物理学报，２０１３，５６（３）：８７８８９１， ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１３０３１７． ＬｉｕＧＺ，ＭａＪ，ＺｈａｎｇＨ Ｘ，ｅｔａｌ．ＳｔｕｄｙｏｎａｃｔｉｖｉｔｙｆｅａｔｕｒｅｓｏｆＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅｗｉｔｈｆａｕｌｔｃｒｅｅｐａｎｄｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅ ｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｆｏｒｔｈｅｌａｓｔ２０ｙｅａｒｓ．犆犺犻狀犲狊犲犑．犌犲狅狆犺狔狊．（ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ），２０１３，５６（３）：８７８８９１，ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１３０３１７． 二十年来蠕变和短基线观测反映的 鲜水河断裂带活动特征 刘冠中１，２，马　瑾１，张鸿旭２，王建军２，杨永林３，王　兰３ １中国地震局地质研究所 地震动力学国家重点 实验室 17025实验室iso17025实验室认可实验室检查项目微生物实验室标识重点实验室计划 ，北京　１０００２９ ２中国地震局地壳应力研究所，北京　１０００８５ ３四川省地震局测绘工程院，四川雅安　６２５０００ 摘　要　利用鲜水河断裂带１９９０年１月—２００９年１２月的蠕变与短基线数据，采用小波变换与断层运动学分析方 法，获取构造活动产生的断层形变速率．结合近场断层形变测量与ＧＰＳ资料，分析了该断裂带的分段活动特征及时 空演化．结果显示：（１）不同段落断层活动方式存在差异性．鲜水河断裂带分段活动现象显著，以道孚县为界，以北 的炉霍、道孚断层走滑量相对较大且活动方式稳定，显示张性和左行走滑；以南的乾宁、折多塘断层活动微弱，走滑 量小，且滑动状态复杂，其中，乾宁断层为压性和左行走滑，折多塘断层为微弱的右行走滑．这种分段活动特征可能 与断层几何及巴颜喀拉块体内部次级块体的差异运动有关．（２）不同时期断层走滑方式存在交替性．鲜水河断裂带 虽以左行走滑为主，但在汶川地震前一些断层段出现过逆向走滑现象．汶川地震前２年，炉霍、道孚断层左行走滑 减弱，乾宁、折多塘断层在２００７年出现过逆向走滑，至２００９年底，逆向走滑区域保持扩展态势．（３）不同测点间距 得到的断层错动速率和变形带空间分布特征不同．不同测量 方法 快递客服问题件处理详细方法山木方法pdf计算方法pdf华与华方法下载八字理论方法下载 的分析结果表明，鲜水河断裂带不同段落和跨距 宽度的走滑速率有所不同：测点间距１８．７～６５．１ｍ的蠕滑速率为０．０１～０．７８ｍｍ／ａ；测点间距７２～２８８ｍ的短基 线测量为０．０２～２．４６ｍｍ／ａ，点距十几至几十公里的ＧＰＳ观测为６～１１ｍｍ／ａ；地质滑动速率５～１５ｍｍ／ａ．随测点 间距的增加，平行断层的位移速率按对数函数增长，视剪应变率按幂函数衰减．我们推测，大间距测点的数据中既 包含了跨断层的错动，也包含了断层两侧块体的分布变形；现今的断层形变测量与地质调查之间的差异，说明断层 错动速率在时间上不是常数． 关键词　鲜水河断裂带，蠕变，短基线，分段活动，逆向走滑 ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１３０３１７ 中图分类号　Ｐ５４２ 收稿日期２０１２０１２９，２０１３０１２３收修定稿 基金项目　国家自然科学基金＂亚失稳应力状态的识别及演化趋势研究＂（４１１７２１８０）、＂断层活动引起的热场与应变场的实验研究与现场观测＂ （４０８７２１２９）、＂断层形变的协同化、耦合程度与失稳研究＂（４１２０４００５），与中国地震局地壳应力研究所基本科研业务专项＂鲜水河断 裂带断层蠕变与复杂几何结构的关系及非稳态蠕滑事件的动力学含义＂（ＺＤＪ２０１１１８）共同资助． 作者简介　刘冠中，男，１９８０年生，助理研究员，主要从事地壳形变与构造物理方面的研究．Ｅｍａｉｌ：ｌｇｚ３６５＠ｙａｈｏｏ．ｃｎ 犛狋狌犱狔狅狀犪犮狋犻狏犻狋狔犳犲犪狋狌狉犲狊狅犳犡犻犪狀狊犺狌犻犺犲犳犪狌犾狋狕狅狀犲狑犻狋犺犳犪狌犾狋犮狉犲犲狆犪狀犱 狊犺狅狉狋犫犪狊犲犾犻狀犲狅犫狊犲狉狏犪狋犻狅狀犳狅狉狋犺犲犾犪狊狋２０狔犲犪狉狊 ＬＩＵＧｕａｎＺｈｏｎｇ１，２，ＭＡＪｉｎ１，ＺＨＡＮＧＨｏｎｇＸｕ２，ＷＡＮＧＪｉａｎＪｕｎ２， ＹＡＮＧＹｏｎｇＬｉｎ３，ＷＡＮＧＬａｎ３ １犛狋犪狋犲犓犲狔犔犪犫狅狉犪狋狅狉狔狅犳犈犪狉狋犺狇狌犪犽犲犇狔狀犪犿犻犮狊，犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犌犲狅犾狅犵狔，犆犺犻狀犪犈犪狉狋犺狇狌犪犽犲犃犱犿犻狀犻狊狋狉犪狋犻狅狀，犅犲犻犼犻狀犵１０００２９，犆犺犻狀犪 ２犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犆狉狌狊狋犪犾犇狔狀犪犿犻犮狊，犆犺犻狀犪犈犪狉狋犺狇狌犪犽犲犃犱犿犻狀犻狊狋狉犪狋犻狅狀，犅犲犻犼犻狀犵１０００８５，犆犺犻狀犪 ３犛狌狉狏犲狔犈狀犵犻狀犲犲狉犻狀犵犐狀狊狋犻狋狌狋犲，犈犪狉狋犺狇狌犪犽犲犃犱犿犻狀犻狊狋狉犪狋犻狅狀狅犳犛犻犮犺狌犪狀犘狉狅狏犻狀犮犲，犢犪′犪狀犛犻犮犺狌犪狀６２５０００，犆犺犻狀犪 犃犫狊狋狉犪犮狋　 Ｗｅｄｅｒｉｖｅｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｒａｔｅｓｏｆｔｈｅｆａｕｌｔａｐｐｌｙｉｎｇ ｗａｖｅｌｅｔｔｒａｎｓｆｏｒｍ ａｎｄｆａｕｌｔ 　３期 刘冠中等：二十年来蠕变和短基线观测反映的鲜水河断裂带活动特征 ｋｉｎｅｍａｔｉｃｓ，ｂｙｕｓｉｎｇｔｈｅｄａｔａｏｆｃｒｅｅｐｍｅｔｅｒａｎｄｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅｆｒｏｍＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅ．Ｂａｓｅｄ ｏｎｔｈｅｓｅｒｅｓｕｌｔｓａｎｄｃｏｍｂｉｎｅｄｗｉｔｈＧＰＳｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓ，ｗｅａｎａｌｙｚｅｔｈｅｓｅｇｍｅｎｔａｌｃｈａｒａｃｔｅｒａｎｄｔｈｅ ｓｐａｔｉａｌｔｅｍｐｏｒａｌｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅｆａｕｌｔａｃｔｉｖｉｔｉｅｓ．Ｏｕｒｓｔｕｄｙｓｈｏｗｓｔｈａｔ：（１）Ｔｈｅｆａｕｌｔａｃｔｉｖｉｔｙｉｓ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔａｌｏｎｇｄｉｆｆｅｒｅｎｔｓｅｇｍｅｎｔｓ．ＴｈｅｓｅｇｍｅｎｔａｌａｃｔｉｖｉｔｙｏｆＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅｉｓｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔ． Ｉｎｄｅｔａｉｌ，ＬｕｈｕｏａｎｄＤａｏｆｕｆａｕｌｔ，ｅｘｔｅｎｄｉｎｇｎｏｒｔｈｗｅｓｔｆｒｏｍＤａｏｆｕＣｏｕｎｔｙ，ａｒｅｔｅｎｓｉｏｎａｌａｎｄｌｅｆｔ ｌａｔｅｒａｌ，ｗｉｔｈｃｏｍｐａｒａｔｉｖｅｌｙｌａｒｇｅｒｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐｒａｔｅｓ，ａｎｄｔｈｅｉｒｍｏｔｉｏｎｓａｒｅｍｏｒｅｓｔａｂｌｅｔｈａｎ ＱｉａｎｎｉｎｇａｎｄＺｈｅｄｕｏｔａｎｇｆａｕｌｔ．ＷｈｉｌｅＱｉａｎｎｉｎｇａｎｄＺｈｅｄｕｏｔａｎｇｆａｕｌｔｔｏｔｈｅｓｏｕｔｈｏｆＤａｏｆｕ Ｃｏｕｎｔｙｔｅｎｄｔｏｂｅｌｏｃｋｅｄ，ａｎｄｔｈｅｓｔａｔｅｓｏｆｍｏｖｅｍｅｎｔａｒｅｃｏｍｐｌｅｘ，ｗｈｅｒｅＱｉａｎｎｉｎｇｆａｕｌｔｉｓ ｃｏｍｐｒｅｓｓｉｖｅｌｅｆｔｌａｔｅｒａｌａｎｄ Ｚｈｅｄｕｏｔａｎｇｆａｕｌｔｉｓｒｉｇｈｔｌａｔｅｒａｌ．Ｔｈｅｐｏｓｓｉｂｌｅｃａｕｓｅｓｏｆｔｈｉｓ ｓｅｇｍｅｎｔａｔｉｏｎｉｎｃｌｕｄｅｆａｕｌｔｂｅｎｄｉｎｇａｎｄｔｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔｉａｌｍｏｖｅｍｅｎｔｓｏｆｓｕｂｂｌｏｃｋｉｎＢａｙａｎｋａｌａ ａｃｔｉｖｅｂｌｏｃｋ．（２）Ｔｈｅｓｌｉｐｐｉｎｇｍｏｄｅｏｆｆａｕｌｔａｌｔｅｒｎａｔｅｓｄｕｒｉｎｇｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｅｒｉｏｄｏｆｔｉｍｅ．Ａｌｔｈｏｕｇｈ Ｘｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｉｓａｌｅｆｔｌａｔｅｒａｌｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐａｃｔｉｖｅｆａｕｌｔ，ｎｏｎｅｔｈｅｌｅｓｓ，ｔｈｅｒｅｉｓｒｅｖｅｒｓｅｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐ ａｌｏｎｇｓｏｍｅｓｅｇｍｅｎｔｓｂｅｆｏｒｅＷｅｎｃｈｕａｎｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．ＴｈｅｌｅｆｔｌａｔｅｒａｌｃｒｅｅｐｒａｔｅｓｏｆＬｕｈｕｏａｎｄ Ｄａｏｆｕｆａｕｌｔａｒｅｄｅｃｒｅａｓｅｄｉｎｔｈｅ２ｙｅａｒｓｂｅｆｏｒｅ犕Ｓ８．０Ｗｅｎｃｈｕａｎｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，ａｎｄＱｉａｎｎｉｎｇａｎｄ Ｚｈｅｄｕｏｔａｎｇｆａｕｌｔｅｘｈｉｂｉｔｅｄｒｉｇｈｔｌａｔｅｒａｌｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐａｂｎｏｒｍａｌｌｙｉｎ２００７．Ｔｏｔｈｅｅｎｄｏｆ２００９，ｔｈｅ ｒａｎｇｅｏｆｒｅｖｅｒｓｅｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐｉｓｓｔｉｌｌｇｒｏｗｉｎｇ．（３）Ｔｈｅｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐｒａｔｅｓｏｂｓｅｒｖｅｄｂｙｄｉｆｆｅｒｅｎｔｌｅｎｇｔｈ ｍｅａｓｕｒｉｎｇｌｉｎｅｓａｎｄｔｈｅｓｐａｔｉａｌｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｆｅａｔｕｒｅｓｏｆｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｂｅｌｔａｒｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔ．Ｔｈｅｓｔｒｉｋｅ ｓｌｉｐｒａｔｅｓｏｆＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅａｒｅｎｏｔｃｏｎｓｉｓｔｅｎｔａｔｄｉｆｆｅｒｅｎｔｓｅｇｅｍｅｎｔａｎｄｓｃａｌｅｂｙｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｏｂｓｅｒｖｉｎｇｍｅｔｈｏｄｓ．Ｔｈｅｃｒｅｅｐｍｅｔｅｒｓａｒｅ０．０１～０．７８ｍｍ／ａ（１８．７ｍｔｏ６５．１ｍａｃｒｏｓｓｆａｕｌｔ），ａｎｄ ｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅｓａｒｅ０．０２～２．４６ｍｍ／ａ（７２ｍｔｏ２８８ｍａｃｒｏｓｓｆａｕｌｔ），ｈｏｗｅｖｅｒ，ＧＰＳｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓ ａｒｅ６～１１ｍｍ／ａ（ｄｏｚｅｎｓｏｆｋｉｌｏｍｅｔｅｒｓａｃｒｏｓｓｆａｕｌｔ），ａｎｄｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｓｕｒｖｅｙｒｅｓｕｌｔｓａｒｅ５～１５ｍｍ／ａ． Ａｔｉｎｃｒｅａｓｉｎｇｄｉｓｔａｎｃｅｓｐｅｒｐｅｎｄｉｃｕｌａｒｔｏｔｈｅｆａｕｌｔ，ｔｈｅａｖｅｒａｇｅｃｒｅｅｐｒａｔｅｏｎｏｎｅｓｉｄｅｏｆｔｈｅｆａｕｌｔ ｇｒｏｗｓｆｏｌｌｏｗｉｎｇａｌｏｇａｒｉｔｈｍｆｕｎｃｔｉｏｎ，ａｎｄｔｈｅｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｉｎｔｅｎｓｉｔｙａｔｔｅｎｕａｔｅｓｆｏｌｌｏｗｉｎｇａｐｏｗｅｒ ｆｕｎｃｔｉｏｎ．Ｗｅｉｎｆｅｒｔｈａｔｔｈｅｆａｒｆｉｅｌｄｄｉｓｐｌａｃｅｍｅｎｔｉｎｃｌｕｄｅｓｔｈｅｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｏｒｄｉｓｔｒｉｂｕｔｅｄｏｆｆｓｅｔｏｆ ｂｉｌａｔｅｒａｌｂｌｏｃｋｓｏｆｆａｕｌｔ．Ａｔｌａｓｔ，ｔｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｂｅｔｗｅｅｎｐｒｅｓｅｎｔｆａｕｌｔｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓ ａｎｄｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｓｕｒｖｅｙｒｅｓｕｌｔｓｉｎｄｉｃａｔｅｓｔｈａｔｔｈｅｆａｕｌｔｓｌｉｐｒａｔｅｉｓｎｏｔａｃｏｎｓｔａｎｔｉｎｔｉｍｅｄｏｍａｉｎ． 犓犲狔狑狅狉犱狊　Ｘｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅ，Ｃｒｅｅｐ，Ｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅ，Ｓｅｇｍｅｎｔａｔｉｏｎ，Ｒｅｖｅｒｓｅｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐ １　引　言 鲜水河断裂带地处青藏断块区东北边缘，南北 地震带的中段，其北为巴颜喀拉块体，其南为川滇块 体，是一条左行走滑的全新世活动断裂带［１］，全长 ３００余公里，总体走向 Ｎ４０°—５０°Ｗ，具有向北东方 向的微弯曲，倾向主要为ＮＥ，小部分为ＳＷ，倾角较 陡，一般在７０°左右，其北西段是由老乾宁向北西延 伸的部分，形迹相对简单和连续，属于“单一型”几何 结构［２］，内部可细分为左阶斜列的炉霍段、道孚段、 乾宁段（图１），其中炉霍段１９７３年２月６日发生过 炉霍７．６级地震，道孚段１９８１年１月２４日发生过 道孚６．９级地震；南东段（老乾宁以南）则相对复杂， 由雅拉河、康定（色拉哈）、折多塘、磨西四条分支断 层组成．２０世纪７０年代开始，我国地震工作者沿该 断裂带的主干断裂进行跨断层形变观测，早期为水 准和短基线测量，至８０年代末期，又相继布设了跨 断层定点连续蠕变测点，积累了大量宝贵的断层形 变资料．近十多年来，鲜水河周边地区发生多次强 震，其中包括１９９７年玛尼犕Ｓ７．５级地震，２００１年 昆仑山犕Ｓ８．１级大地震，２００８年汶川 犕Ｓ８．０级大 地震，这几次地震均发生在巴颜喀拉块体的边界断 裂带上，鲜水河断裂带作为巴颜喀喇块体的西南边 界，在这一时期发生了什么样的变化，对于区域动力 学研究意义重大，需要通过断层形变观测数据深入 分析． 鉴于鲜水河断裂带在青藏高原内部变形中所起 的关键作用，前人的研究涉及地震地质条件、地壳形 变观测、地震危险性等方面．在空间展布上，该断裂 带具有雁列组合和断层弯曲的几何特征［３］．滑动速 率方面，由地貌断错分析得到的近代地质滑动速率 ９７８ 地 球 物 理 学 报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．） ５６卷　 介于５～１５ｍｍ／ａ［４７］，ＧＰＳ观测到的现今滑动速率 为６～１１ｍｍ／ａ［８１０］，近场的短基线测量显示其北段 为１．０４～３．８２ｍｍ／ａ，中南段最低０．０８ｍｍ／ａ［１１］． 诸多研究显示以老乾宁为分界点（图１），断裂带的 北西段与南东段在地貌、深部结构、滑动速率及地震 活动性方面具有分段性，北西段强震活动频度高，走 滑速率相对较大［１２］；南东段断裂出现分支，地貌上 表现为隆起区［１３］，走向发生顺时针偏转，地震频度 相对北西段低，走滑速率小于北西段．岩石的破碎程 度［１４］、断层泥的粒径分布［１５］、地壳厚度以及重磁异 常［１４］的分布也显示其分段差异明显．此外，也有学 者从短周期蠕滑事件频次差异［１６］、断层蠕变的分维 值［１７］的角度探讨了该断裂带的活动特征． 如上所述，前人已对鲜水河断裂带的分段性进 行过研究，但大多是基于断层几何方面的讨论，对断 层形变观测反映的分段活动关注较少．近十几年来， 该断裂带周边强震频发，对其断层活动可能存在影 响．２００８年，巴颜喀拉块体东南边界的龙门山断裂 曾发生逆冲兼右旋走滑的汶川８．０级大地震［１８］，它 是巴颜喀拉地块整体ＳＥＥ向运动在龙门山推覆构 造带上弹性加载以至释放的结果［１９］，然而，鲜水河 断裂带长期以来均为左行走滑，在运动学上与巴颜 喀拉块体ＳＥＥ向的运动相互矛盾，汶川地震前鲜水 河断裂带理应出现右行走滑或左行走滑的减弱，这 样才能为汶川地震积累弹性应变能，这个疑问有待 实际的断层形变资料去证实．以往的研究显示，不同 观测方法得到的鲜水河断裂带走滑速率差异显著， 那么，断裂带两侧的变形场是如何分布的？ 针对上述问 题 快递公司问题件快递公司问题件货款处理关于圆的周长面积重点题型关于解方程组的题及答案关于南海问题 ，本文利用鲜水河断裂带１９９０年 １月—２００９年１２月的蠕变与短基线数据，采用小波 变换与断层运动学分析方法，获取构造活动产生的 断层形变速率．结合近场断层形变测量与ＧＰＳ资料 分析该断裂带的分段活动特征及时空演化． ２　鲜水河断裂带断层形变观测概况 ２．１　蠕变观测 断层蠕变仪是一种监测断层活动的有力工 具［２０２２］，常见杆式、线式和梁式三种［２３］，本质上均为 断层近场的基线测量．鲜水河断裂带的６个蠕变测 点由北向南依次为虾拉沱、恰叫、沟普、龙灯坝、老乾 宁和紫马垮（图１），采用ＤＳＪ水平蠕变仪，产出数据 为日值，目前已经积累了２０余年的历史数据．ＤＳＪ 仪器应用比较法原理，采用超低膨胀系数、高抗拉张 强度的含Ｎｂ铟瓦合金丝，以确定张力下形成的弦 长为长度基准，观测两个被测参考点之间水平距离 表１　鲜水河断裂带蠕变测点基础资料 犜犪犫犾犲１　犅犪狊犻犮犻狀犳狅狉犿犪狋犻狅狀狅犳犳犪狌犾狋犮狉犲犲狆犿犲犪狊狌狉犻狀犵狊犻狋犲狊犪犾狅狀犵犡犻犪狀狊犺狌犻犺犲犳犪狌犾狋狕狅狀犲 测点名称 虾拉沱 恰叫 沟普 龙灯坝 老乾宁 紫马垮 经纬度（°） １００．７５，３１．２８ １００．９３，３１．１４ １０１．１０，３０．９８ １０１．３３，３０．７３ １０１．４８，３０．５７ １０２．２７，２９．０９ 所跨断层 炉霍断裂与道孚 断裂间的拉张区 道孚断层 道孚断层 乾宁断层 乾宁断层 磨西断层与麂子坪 断层交汇地带 断层产状 Ｆ１ ：Ｎ４５°Ｗ／ＳＷ∠６９° Ｆ２：Ｎ５０°Ｗ／ＮＥ∠５７° Ｎ４８°Ｗ／ ＮＥ∠５５° Ｎ５０°Ｗ／ ＮＥ∠６０° Ｎ３６°Ｗ／ ＳＷ∠３８° Ｎ３０°Ｗ／ ＮＥ∠７５° Ｎ５°Ｅ／ Ｗ∠７０°～８０° 测线方位 斜交 Ｎ１５°Ｗ Ｎ１３°Ｗ Ｎ１６°Ｗ Ｎ６８°Ｗ Ｎ３°Ｅ Ｎ３０°Ｗ 直交 Ｎ４５°Ｅ Ｎ４２°Ｅ Ｎ４２°Ｅ Ｎ５６°Ｅ Ｎ５８°Ｅ Ｎ８５°Ｗ 测线与断层 夹角（°） 斜交 ３０ ３５ ３４ ３２ ３３ ３５ 直交 ９０ ９０ ９２ ９２ ８８ ９０ 测线长度（ｍ） 斜交 ６５．１ ３５．０ ３３．３ ３０．０ ２７．７ ３５．８ 直交 ３１．１ ２２．０ １９．７ ２０．０ １８．７ ２１．０ 基底岩性 首端 Ｑ １－２ ４ 含砾黄土 Ｑ２－５砾石层 Ｔ２破碎的碎块状、 碎粒状灰岩 Ｔ３强挤压破碎 砂岩夹板岩 中更新统 冲积砾石层 花岗岩风化壳 尾端 Ｑ １－２ ４ 含砾黄土 及砾石、漂石 Ｑ２－５砾石层和 褐黑色腐殖质粘土 Ｔ３变质砂岩及 泥质千枚岩 灰褐色含粘土和 碎屑的粘土质砂层 中更新统 冲积砾石层 花岗岩风化壳 选取资料 起止年月 起始 １９９０年１月 １９９０年１月 １９９０年１月 １９９０年１月 １９９０年１月 １９９０年９月 终止 ２００９年１２月 ２００９年１２月 ２００９年１２月 ２００９年１２月 ２００９年１２月 ２００９年１２月 数据完好率 斜交 １００％ １００％ １００％ ９１．８％ １００％ １００％ 直交 １００％ ８９．９％ １００％ ９６．７％ ９５．２％ １００％ 　　注：斜交测线与断层夹角为测线与断层走向所夹锐角（０°～９０°），直交测线与断层夹角统一为测线逆时针转至断层走向的角度（０°～１８０°）． ０８８ 　３期 刘冠中等：二十年来蠕变和短基线观测反映的鲜水河断裂带活动特征 的微量变化，仪器跨距一般为３～５０ｍ，机械式仪器 灵敏度为０．００２ｍｍ，光电式为０．００１ｍｍ，量程为 ３０ｍｍ（可扩展），具有温度自动补偿、抗干扰能力 强、长期稳定性高等优点．测线布设方式是一条与断 层走向斜交（所夹锐角介于３０°～３５°），另一条与断 层走向近正交． 本研究使用１９９０年１月—２００９年１２月的日 值数据，部分台站由于仪器故障等原因存在缺值，缺 值统计情况及其他基础资料见表１． ２．２　短基线测量 鲜水河断裂带８个短基线观测场地由北向南分 别为侏倭、格篓、虚墟、虾拉沱、沟普、龙灯坝、老乾宁 和折多塘（图１），测线边长介于７２～２８８ｍ之间，观 测周期基本为每年６次，极少的时段为每年３、４次， 测量精度优于１０－６，由于篇幅所限，场地基础资料 可参阅文献［２４］．因为短基线的观测历史比较长，为 图１　鲜水河断裂带断层形变观测场地位置与测线布设方式示意图 （１）蠕变测点；（２）短基线场地；（３）ＧＰＳ测点，ＷＡＲＩ、ＱＩＭＥ、ＴＡＧＯ、ＭＡＯＮ分别对应瓦日、七美、 塔公、牦牛；（４）市县；（５）蠕变仪测线；（６）短基线测线；（７）１９７０年以来５级以上地震． Ｆｉｇ．１　Ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｍａｐｏｆａｃｒｏｓｓ－ｆａｕｌｔｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｍｅａｓｕｒｉｎｇｓｉｔｅｓａｌｏｎｇＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅ （１）Ｃｒｅｅｐｍｅｔｅｒ；（２）Ｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅｓｉｔｅｓ；（３）ＧＰＳｓｔａｔｉｏｎｓ；（４）Ｃｉｔｙｏｒｔｏｗｎ；（５）Ｃｒｅｅｐｍｅｔｅｒｌｉｎｅ； （６）Ｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅ；（７）Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓｏｆ犕Ｓ≥５．０ｓｉｎｃｅ１９７０． １８８ 地 球 物 理 学 报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．） ５６卷　 便于分析，统一使用１９９０年后的数据（龙灯坝短基 线场地上，两条斜交测线的观测结果相互矛盾而无 法解释，故未予采用）．短基线观测场地中，虾拉沱、 沟普、老乾宁三个场地同时具有蠕变观测，可以进行 对比分析． ３　数据处理方法 近地表的跨断层形变观测受季节、气象等环境 干扰明显，数据一般会呈现年周期变化，并叠加有高 频噪声和随机干扰，研究显示季节变化、降雨都能够 触发或影响断层的蠕滑行为［２５２６］，在计算断层形变 速率时应尽量消除或减小这些干扰的影响．以往研 究中，主要采用拟合的方法提取数据的趋势变化，消 除年变后计算断层形变速率［２４，２７］．本文将采用适应 性更强的小波变换方法提取长周期趋势形变，利用 趋势变化计算断层运动速率． ３．１　小波变换提取趋势形变 小波变换是２０世纪发展起来的一种能够进行 多分辨率分析的理论，可以提供信号随时间变化的 频谱特征［２８］．首先对原始数据进行二进小波变换， 根据每层的频率范围和变化特征，确定年周期变化 和趋势变化所在的频段，将年变和其他高频信息所 在频段的小波系数置零，最后进行重构便得到包含 构造活动信息的长周期趋势形变． 针对蠕变仪数据，选用ｄｂ６二进制小波，为避免 过度分解，根据数据长度，计算其最大分解层数为 ９．蠕变仪日值数据的频率范围介于０～１．１５４× １０－５Ｈｚ（对应周期１～∞天），小波分析结果显示８、 ９层上的细节部分显示出明显的周期性变化，其频 带为２．２６１×１０－８～９．０４２×１０－８Ｈｚ（１２８～５１２ 天），因此这部分信号一定包括了周期为３６５天的年 变成分，９层近似部分则显示为明显的趋势性变化， 频率范围介于０～２．２６１×１０－８Ｈｚ（５１２～∞天），说 明这部分为信号的长周期趋势项．将所有细节部分 的小波系数置零，剔除相对高频成分，利用９层近似 部分重构便得到趋势形变． 对于短基线数据，由于观测周期不均匀，对原始 数据进行三次样条插值处理，插值后每年得到间隔 均匀（两月）的６个值．小波基仍选用ｄｂ６小波，最大 分解层数为３，其三层近似部分的频率范围是０～ ２．４１１×１０－８Ｈｚ（４８０～∞天），因此利用该层的小波 系数进行重构可滤除年周期变化，进而得到趋势变化． 上述方法剔除了资料中的年周期变化成分，以 及其他相对高频的细节部分，这样会损失数据的高 频信息，但对于提取长周期的断层趋势形变来说是 合理、有效的． ３．２　计算断层运动参数 采用上节中的方法，提取各条测线的趋势变化， 对其做一阶差分，得到测线长度的日变化量或两月 变化量，在此基础上根据断层与测线相对位置的几 何关系计算断层走滑、张压运动速率（对于缺值的时 段进行了线性插值处理）． 在小变形情况下，近似认为断层两盘均为刚体， 并假设地表测值在一定程度上反映了断层整体运动 的相对变化．由于断层垂直方向的位移是两条测线 伸缩量的高阶分量，所以这里仅考虑水平方向上的 位移．设断层一盘相对另一盘在水平面上的错动矢 量为犞（Δ犛，Δ犜），其中Δ犛是平行断层的水平扭错 分量，Δ犜是垂直断层的张压分量．欲得到断层错动 矢量犞（Δ犛，Δ犜），至少需要两条与断层交角不同的 跨断层基线测量，设两条测线与断层夹角分别为 α１、α２（测线逆时针旋转至断层走向的角度），测线长 度的变化量分别为Δ犔１、Δ犔２，根据几何关系有如下 关系式： Δ犔１ ≈Δ犛ｃｏｓα１－Δ犜ｓｉｎα１， Δ犔２ ≈Δ犛ｃｏｓα２－Δ犜ｓｉｎα２｛ ， （１） 由（１）式可得： Δ犛≈Δ 犔１ｓｉｎα２－Δ犔２ｓｉｎα１ ｓｉｎ（α２－α１） ， Δ犜≈ Δ 犔１ｃｏｓα２－Δ犔２ｃｏｓα（ ）１ ｓｉｎ（α２－α１） 烅 烄 烆 ． （２） 　　规定测线长度变化量Δ犔１、Δ犔２ 以伸长为正；水 平扭错分量Δ犛以左行为正；水平张压分量Δ犜以压 缩为正． 折多塘场地只有一条斜交测线，因此没有计算 其张压运动分量，只近似按下式计算水平扭错分量： Δ犛≈ Δ犔ｃｏｓα ， （３） 其中Δ犛含义同上，Δ犔为该条测线的伸缩量，α为 测线与断层走向所夹锐角． 最终，使用蠕变仪数据得到的Δ犛、Δ犜 为日速 率，短基线得到的Δ犛、Δ犜为两月（６０天）速率． ４　处理结果 ４．１　测线长度改变量及其趋势变化特征 各条测线长度改变量（即原始观测数据）及采用 ２８８ 　３期 刘冠中等：二十年来蠕变和短基线观测反映的鲜水河断裂带活动特征 小波变换提取的趋势变化如图２所示，曲线上升表 示测线伸长，下降表示缩短．可以看出，采用小波变 换提取断层形变的趋势变化，对原始数据拟合程度 高，无“过拟合”现象，能够较好地反映其时变特性． 从虾拉沱、沟普场地的蠕变和短基线观测来看， 主要反映断层走滑运动的斜交测线长度改变量比直 交测线大一个数量级，表明鲜水河断裂带以水平走 滑为主． 断层蠕变数据中（图２右列曲线），虾拉沱、沟普 斜交测线累计伸缩量较大，趋势显著，相比之下近直 交测线的变化不明显；其他测点的伸缩量均较小，趋 势也比较波动． 短基线方面（图２左列曲线），侏倭、虾拉沱、沟 普场地的趋势较为单调，累计伸缩量相对蠕变观测 大很多．例如，虾拉沱蠕变仪斜交测线约为１５ｍｍ， 短基线则达到４４ｍｍ之多．相比之下，其他场地的 长度改变量不显著，趋势转折较频繁． 在虾拉沱、沟普、老乾宁三个场地上，同时具有 蠕变和短基线观测，图３是两者观测结果的对比（注 意图中两种观测的纵轴数值范围不同）．由于沟普、 老乾宁场地上蠕变和短基线观测的斜交测线布设方 式不同，为便于比较，将短基线的斜交测线结果进行 了翻转．虾拉沱和沟普场地上，两种观测结果的趋势 基本一致，斜交测线均表现为比较单调的上升趋势， 近直交测线长度改变量较小，趋势变化不显著．老乾 宁场地上，两种观测反映出的断层活动均比较微弱， 两者的趋势变化存在较大差异，其中，斜交测线大致 在２０００年以后呈现相反的趋势；直交测线的变化趋 图２　二十年来鲜水河断裂带蠕变与短基线观测结果（红、黑细线）和采用小波变换方法提取的长周期趋势变化（粗灰线） Ｆｉｇ．２　ＲｅｓｕｌｔｓｏｆｃｒｅｅｐａｎｄｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎａｌｏｎｇＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅｆｏｒｔｈｅｌａｓｔ２０ｙｅａｒｓ （ｔｈｉｎｒｅｄａｎｄｂｌａｃｋｌｉｎｅ）ａｎｄｔｈｅｉｒｔｒｅｎｄｌｉｎｅｓｄｅｒｉｖｅｄｂｙｗａｖｅｌｅｔｔｒａｎｓｆｏｒｍ（ｔｈｉｃｋｇｒｅｙｌｉｎｅ） ３８８ 地 球 物 理 学 报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．） ５６卷　 图３　同一场地的蠕变（灰色）与短基线（黑色）观测结果对比 Ｆｉｇ．３　Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｃｒｅｅｐ（ｇｒａｙ）ａｎｄｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅ（ｂｌｃａｋ） ｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｒｅｓｕｌｔｓｉｎｔｈｅｓａｍｅｓｉｔｅ 势也有所不同，蠕变仪的直交测线在２００１、２００２年 前后由升转降，而短基线直交测线的趋势变化不 明显． ４．２　断层形变的空间分布 ２０年来鲜水河断裂带各测点累计走滑量与张 压量的空间分布见图４． 走滑运动方面，蠕变仪和短基线都显示鲜水河 断裂带基本为左行走滑，且短基线的活动量大于蠕 变仪．蠕变仪中累计走滑量最大的是虾拉沱，达到 １５．５８ｍｍ，其次为沟普的９．４６ｍｍ，其他测点的量 值都比较小，其中恰叫和紫马垮两点比较特殊，显示 微弱的右行．短基线中累计走滑量最大的也是虾拉 沱，达到５０．０８ｍｍ，其次为侏倭和沟普，分别为 ２０．１１ｍｍ、１８．２２ｍｍ，其他场地的走滑都很微弱， 其中折多塘观测至今的终态走滑量为右行．两种观 测手段均显示，炉霍、道孚断层的走滑量较大，而乾 宁、折多塘断层活动微弱． 张压运动方面，两种手段的活动量相差不多．蠕 变方面，虾拉沱、恰叫、沟普显示张性活动，龙灯坝、 老乾宁均为压性，且龙灯坝较强，达到３．７５ｍｍ，最 南端的紫马垮为张性．短基线结果显示，侏倭、虾拉 沱场地为张性活动，累计拉张量分别为－４．２１ｍｍ、 －４．６６ｍｍ，沟普的短基线则为较强的压性，累计张 压量达到５．９１ｍｍ．以上结果表明，炉霍、道孚断层 表现为张性活动（ＧＰＳ观测也显示甘孜—炉霍段具 图４　鲜水河断裂带各测点累计走滑量（ａ）与张压量 （ｂ）的空间分布．走滑量以左行为正，右行为负；张压量 以压缩为正，拉张为负 Ｆｉｇ．４　Ｔｈｅｓｐａｔｉａｌｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｆａｕｌｔｐａｒａｌｌｅｌ（ａ）ａｎｄ ｆａｕｌｔｎｏｒｍａｌ（ｂ）ｃｏｍｐｏｎｅｎｔｓａｌｏｎｇ Ｘｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔ ｚｏｎｅ．Ｔｈｅｐｏｓｉｔｉｖｅｖａｌｕｅｓｒｅｐｒｅｓｅｎｔｓｉｎｉｓｔｒａｌｆｏｒｆｉｇ（ａ）， ａｎｄｔｈｅｐｏｓｉｔｉｖｅｖａｌｕｅｓｒｅｐｒｅｓｅｎｔｃｏｍｐｒｅｓｓｉｏｎａｌｆｏｒｆｉｇ（ｂ）． 有较大的拉张分量［２９］），而乾宁断层为压性活动，最 南端的紫马垮为张性． 对比同一场地的蠕变和短基线结果，虾拉沱场 地上，两者反映的断层活动性质相同，均为张性左行 走滑，但活动量上短基线大于蠕变观测；沟普场地 上，蠕变与短基线均显示左行走滑，且短基线活动量 较大，但两者显示的张压活动相反，蠕变为微小的张 性，短基线则为较强的压性．老乾宁场地上两种观测 的活动量都很小，难以说明问题．虽然存在部分矛 盾，但总体上两种手段所反映的断层活动特征较为 一致，均显示出北西强南东弱的活动特点，主要差别 在于活动量的大小． ４．３　断层走滑随时间的变化 根据各个测点的累计走滑量，得到２０年来蠕变 观测的平均走滑速率介于０．０１～０．７８ｍｍ／ａ，短基 线的平均走滑速率在０．０２～２．４６ｍｍ／ａ之间． 下面以观测时间内周边强震的发生时间为节 点，计算出震间时段的平均走滑速率（图５），选取的 三次强震分别为１９９７年１１月８日玛尼７．５级 （Ｅ１）、２００１年１１月１４日昆仑山８．１级（Ｅ２）、２００８年 ５月１２日汶川８．０级（Ｅ３）．蠕变观测中（图５ａ），虾拉 沱、沟普、龙灯坝的走滑速率总体呈衰减趋势；短基 ４８８ 　３期 刘冠中等：二十年来蠕变和短基线观测反映的鲜水河断裂带活动特征 图５　不同时段鲜水河断裂带蠕变与 短基线观测的平均走滑速率 （ａ）蠕变观测；（ｂ）短基线观测． Ｆｉｇ．５　Ｔｈｅｍｅａｎｖａｌｕｅｓｏｆｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐｒａｔｅｓａｌｏｎｇ Ｘｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅｉｎｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｅｒｉｏｄｏｆｔｉｍｅ （ａ）Ｃｒｅｅｐｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎ；（ｂ）Ｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎ． 图６　鲜水河断裂带走滑速率年均值变化 （ａ）蠕变观测；（ｂ）短基线观测． Ｆｉｇ．６　Ｔｈｅｖａｒｉａｔｉｏｎｓｏｆａｎｎｕａｌｍｅａｎｖａｌｕｅｓｏｆ ｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐｒａｔｅｓａｌｏｎｇＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅ （ａ）Ｃｒｅｅｐｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎ；（ｂ）Ｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎ． 线观测中（图５ｂ），除格篓外，其他场地也为衰减态 势，说明鲜水河断裂带在炉霍、道孚地震后，断层面 逐步愈合，向闭锁的方向发展． 图６给出了各测点走滑速率的年均值变化，除 上述的整体衰减特征外，沟普以北的场地走滑速率 年均值的变化范围较小（短基线表现更明显），说明 炉霍、道孚断层蠕滑比较稳定；以南波动范围较大， 变化频繁，表示乾宁、折多塘断层蠕滑状态复杂． 综上所述，二十余年的断层蠕变与短基线观测 显示，鲜水河断裂带的走滑呈衰减趋势，分段性显 著，以道孚县为界，以北的炉霍、道孚断层与以南的 乾宁、折多塘断层在活动量、活动性质上差异明显， 炉霍、道孚断层走滑量大且活动方式稳定，显示张性 和左行走滑；乾宁、折多塘断层活动微弱，走滑量小 且活动状态复杂，其中乾宁断层为压性和左行走滑， 折多塘断层为微弱的右行走滑，最南端紫马垮场地 为张性和右行，且以张性为主． ４．４　断层形变的时空演化 为更直观地展示断层形变的时空演化过程，以 时间为 犡 轴，场地的纬度为犢 轴，采用克里金 （Ｋｒｉｇｉｎｇ）插值，做出蠕变和短基线观测得到的走 滑、张压运动速率等值线图（图７）． 概略的来看，大部分时间断裂带的走滑都是左 行的（图７（ａ、ｂ），色标为红色），但在某些时段存在 逆向走滑（右行走滑），比较明显的两个时间段为 ２００１年昆仑山地震和２００８年汶川地震前后（色标 为蓝色），右行走滑较明显的场地包括恰叫、龙灯坝、 老乾宁、折多塘．２００１年昆仑山８．１级地震前后，老 乾宁、折多塘场地出现了明显的右行错动，这在以往 的研究中也有所论述［３０］．汶川地震前，从蠕变结果 来看（图７ｂ），沟普场地从２００７年开始左行蠕滑速 率开始减小，之后减小区域向南扩展．短基线结果显 示（图７ａ），沟普及以北的场地左行走滑从２００６年 中开始持续减弱；折多塘场地在２００６年底至２００７ 年底发生过逆向走滑；老乾宁场地在２００７年中也开 始出现右行走滑，且右行区域有扩大趋势．由此可 见，汶川地震前２年左右，炉霍、道孚断层表现为左 行走滑减弱，乾宁、折多塘断层在２００７年确实出现 过右行走滑． 其他时间里，个别场地也发生过逆向走滑，但不 是很突出，可靠性及原因有待深入分析．２００９年９ 月，沟普、龙灯坝的蠕变测点由之前的左行变为右 行，并有扩大趋势；同期的短基线观测也显示沟普、 折多塘场地相继发生了逆向走滑．因此，逆向走滑区 域至少已扩展到乾宁断层和折多塘断层，值得关注． 对比蠕变仪和短基线所反映的断层走滑随时间 的变化，虾拉沱场地表现较为一致，观测时段内均为 ５８８ 地 球 物 理 学 报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．） ５６卷　 图７　鲜水河断裂带断层形变速率的时空演化等值线图 （ａ）短基线走滑速率；（ｂ）蠕变仪走滑速率；（ｃ）短基线张压速率；（ｄ）蠕变仪张压速率． Ｆｉｇ．７　Ｃｏｎｔｏｕｒｍａｐｏｆｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｒａｔｅｓ′ｔｅｍｐｏｒａｌｓｐａｔｉａｌｅｖｏｌｕｔｉｏｎａｌｏｎｇＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅ （ａ）Ｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐｒａｔｅｆｒｏｍｃｒｅｅｐｍｅｔｅｒ；（ｂ）Ｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐｒａｔｅｆｒｏｍｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅ；（ｃ）Ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｖｅｒｔｉｃａｌ ｔｏｓｔｒｉｋｅｆｒｏｍｓｈｏｒｔｂａｓｅｌｉｎｅ；（ｄ）Ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｒａｔｅｖｅｒｔｉｃａｌｔｏｓｔｒｉｋｅｆｒｏｍｃｒｅｅｐｍｅｔｅｒ． 较强的左行走滑；沟普的总体变化趋势有一定的对 应性，２００９年前基本为左行，之后变为右行，并且都 存在多次走滑速率强弱的交替变化；老乾宁测点的 一致性较差，两者所反映的旋性有时相反． 张压运动速率的时空变化如图７（ｃ、ｄ）所示．空 间上来看，蠕变观测显示道孚断层为张性活动，乾宁 断层则以压性为主（图７ｄ）；短基线显示的张压活动 分为两个阶段（图７ｃ），２００３年前为第一个阶段，炉 霍、道孚断层张性活动占主导，乾宁断层以压性为 主，２００３年后为第二个阶段，其北西段基本都为张 性活动．汶川地震后，恰叫、沟普蠕变仪的张性活动 比较醒目． 对比两种观测所反映的断层张压活动，两者在 ２００３年之前均显示沟普以北为张性，以南为压性， 但２００３年之后，短基线显示乾宁断层为张性，蠕变 却显示压性．相比之下，两种手段所反映的走滑运动 一致性要优于张压运动，这可能是因为鲜水河断裂 带以左行走滑为主，走滑运动分量更显著所致． 总结起来，在走滑运动方面，虽然鲜水河断裂带 以左行走滑为主，但某些部位存在逆向走滑现象，比 较突出的为乾宁、折多塘断层．汶川地震前２年，炉 霍、道孚断层左行走滑减弱，乾宁、折多塘断层在 ２００７年出现过右行走滑．张压运动方面，炉霍、道孚 断层以张性为主，乾宁断层以压性为主． ５　结　论 （１）不同段落断层活动方式存在差异性．鲜水 河断裂带断层活动具有明显的分段性，以道孚县为 界，以北的炉霍、道孚断层走滑量较大且活动方式稳 定，显示张性和左行走滑；以南的乾宁、折多塘断层 活动微弱，走滑量小，且滑动状态复杂，其中，乾宁断 ６８８ 　３期 刘冠中等：二十年来蠕变和短基线观测反映的鲜水河断裂带活动特征 层为压性和左行走滑，折多塘断层为微弱的右行 走滑． （２）不同时期断层走滑方式存在交替性．鲜水 河断裂带虽以左行走滑错动为主，但汶川地震前在 一些断层段出现过逆向走滑现象．汶川地震前２年， 炉霍、道孚断层左行走滑减弱，乾宁、折多塘断层在 ２００７年出现过右行走滑，至２００９年底，逆向走滑区 域保持扩展态势． （３）不同测点间距得到的断层错动速率不一 致．随远离断层距离的增加，平行断层的位移速率逐 渐增大，测点间距１８．７～６５．１ｍ 的蠕变速率为 ０．０１～０．７８ｍｍ／ａ；测点间距７２～２８８ｍ的短基线 测量为０．０２～２．４６ｍｍ／ａ，点距十几至几十公里的 ＧＰＳ观测为６～１１ｍｍ／ａ［８１０］；地质滑动速率为５～ １５ｍｍ／ａ［４７］． ６　讨　论 ６．１　鲜水河断裂带分段活动的影响因素 对于鲜水河断裂带分段活动的成因，有学者认 为该断裂带在南东段走向发生偏转，来自左旋运动 的水平侧压增加，导致断裂南西盘南东向水平滑移 受阻，并转换为垂直运动分量［６］；此外，南东段断裂 发生分支，可能对两侧地块的相对运动起到分配作 用，使其走滑速率小于北西段［４］．但是，上述研究的 分段位置划在老乾宁附近，而在本文中，断层形变观 测显示的分段点在道孚县附近，以北的炉霍、道孚断 层与以南的乾宁、折多塘断层在活动量、活动性质上 差异明显． 道孚断层与乾宁断层在道孚县附近以左阶雁列 衔接，同时走向发生约１５°的偏转（图１），１９８１年道 孚６．９级地震就发生在这个部位，说明该拐折点是 一个较强的障碍体，上述断层活动差异可能与这种 几何结构的改变有关．根据断层滑动资料［３１］和震源 机制解［３２３３］，鲜水河地区主压应力轴方位角介于 ２５５°～２９５°之间，在不考虑其他因素的情况下，炉 霍、道孚断层与应力主轴的夹角要小于乾宁断层与 应力主轴的夹角，故而前两者走滑运动较强，后者走 滑较弱并显示压扭性，实测的断层形变资料基本证 实了这一点．构造物理实验中，小角度拐折的存在可 使其两侧的断层交替成为主导活动构造，强度较高 的非连续部位的变形对断层带的变形有一定的控制 作用［３４］，因此在道孚县附近的拐折构造可能是影响 两侧断层活动差异的因素之一． 在巴颜喀拉块体内部，与龙门山断裂带近平行 的龙日坝断裂带，将巴颜喀拉块体划分为西部的阿 坝和东部的龙门山两个次级块体（图１左下缩略 图），龙日坝断裂带吸收、转换了巴颜喀拉块体的部 分ＳＥ向运动，两个次级块体在滑移方向和速率上 均存在一定的差异［１０，３５］．龙日坝断裂与鲜水河断裂 带大致交汇于炉霍北东［３５］，接近于道孚县附近的拐 折部位，阿坝块体与龙门山块体的差异运动，可能导 致它们与川滇块体之间的相对运动有所不同，反映 在断层形变上，可能以道孚县为界，两侧断层活动呈 现差异．另外，龙门山地区的ＧＰＳ观测显示，在道孚 县南西可能存在一个具有右旋运动的地块边界［３６］， 其可靠性及潜在的影响还需进一步的证实． 总之，本文显示的分段活动可能与断层几何及 巴颜喀拉块体内部次级块体的差异运动有关． ６．２　汶川地震前后鲜水河断裂带的逆向走滑 汶川地震发生于巴颜喀拉块体的东南边界，即 挤压性质的龙门山逆冲断裂带．由４．４节的描述可 知，汶川地震前，鲜水河断裂带的炉霍、道孚断层左 行走滑减弱，乾宁、折多塘断层在２００７年出现右行 走滑，即以道孚县为分段点，两侧断层活动的变化模 式有所不同．由于鲜水河断裂带的左行走滑是巴颜 喀拉与川滇块体南东向的差异运动所致，因此上述 变化说明，在汶川地震前巴颜喀拉块体东部的南东 向运动加剧，这在跨龙门山断裂的短水准观测中有 直接的体现，五个测点中有三个出现压性增强或由 张性转压性的活动［３７］． 汶川地震后，震区的震后形变ＧＰＳ连续观测表 明，大部分观测点的震后位移方向与同震位移方向 相近，表明震后形变在某种程度上是同震形变的延 续，其形变源有某种相似性［３８］．２００９年９月，沟普、 龙灯坝的蠕变测点为明显的右行走滑，沟普、折多塘 的短基线场地也显示断层旋性发生了改变，两种手 段同时观测到如此大范围的逆向走滑现象，说明这 并非局部行为．更重要的是，逆向走滑区在道孚县附 近便不再向北发展，而龙日坝断裂与鲜水河断裂带 恰好在此交汇，而且ＧＰＳ观测发现跨越龙日坝断 裂带１００ｋｍ 的距离上，在１９９７—２００７年存在约 １．８ｍｍ／ａ的水平缩短作用［３９］，这可能说明由于龙 日坝断裂的存在，鲜水河断裂带以道孚县为界，两侧 的断层段分属不同的次级块体，因此其断层活动在 震前和震后的变化都具有分段性． 综合上述信息，鲜水河断裂带在汶川地震前后 出现逆向走滑的可能机理为：汶川地震前巴颜喀拉 ７８８ 地 球 物 理 学 报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．） ５６卷　 块体南东向运动增强，龙门山断裂带挤压加剧，由于 龙日坝断裂的影响，道孚县以北的炉霍、道孚断层表 现为左行走滑减弱，以南的乾宁、折多塘断层表现为 逆向走滑；震后，龙门山断裂带积累的弹性应变能释 放，表现出与同震形变方向相同的震后松弛形变，震 后松弛的范围可能只牵涉龙门山地块，或者以龙门 山地块为主，而阿坝地块由于龙日坝断裂的影响，震 后形变不如龙门山地块显著，因此，这种变形模式导 致地震后道孚县以南的乾宁、折多塘断层发生右行 走滑，而以北的炉霍、道孚断层仍为左行． ６．３　断层形变观测与其他观测手段的对比与分析 本文的计算结果显示，蠕变观测得到的鲜水河 断裂带走滑速率在０．０１～０．７８ｍｍ／ａ区间，短基线 测量介于０．０２～２．４６ｍｍ／ａ，均小于文献［１１］的结 果（使用１９８０—２００１年的短基线数据，本文则为 １９９０年１月—２００９年１２月），这种差异应是分析时 段的不同造成的，断层形变随构造活动不断发展变 化，如前所述，鲜水河断裂带的走滑运动整体上是衰 减的，因此最近２０年的平均走滑速率会有所减小． 相比地质滑动速率（５～１５ｍｍ／ａ）［４７］和 ＧＰＳ 观测（６～１１ｍｍ／ａ）［８１０］，蠕变和短基线测量显得都 很微小．我们选取相同时段的蠕变仪、短基线、ＧＰＳ 观测结果进行比较．布设在道孚的七美（ＱＩＭＥ）和瓦 日（ＷＡＲＩ）跨断层ＧＰＳ连续观测点，点距为１６．７ｋｍ （图１），与沟普跨断层测量场地的位置接近．２００６年 ２月—２００７年１１月期间，ＧＰＳ连续观测显示道孚 处平均左旋走滑速率为（６．３±０．３）ｍｍ／ａ［８］，而同期 的蠕变与短基线观测均不到２ｍｍ／ａ．我们将不同 手段得到的走滑速率进行对数曲线拟合，为了更贴 合实际，将断层两侧≥１００ｋｍ的远场走滑速率限定 为ＧＰＳ观测的较大值１１ｍｍ／ａ（假设断层两侧变形 场反对称分布，断层一侧平行断层的位移速率则为 ５．５ｍｍ／ａ），所得的拟合方程具有统计学意义（图 ８ａ），之后由拟合方程得到离开断层的距离与位移速 率之间的关系（表２），可以看出距离断层越远，平行断 层的位移速率越大，但变化率逐渐减小，当离开断层的 距离超过３０ｋｍ左右时，位移速率已达到４．４５ｍｍ／ａ， 占总位移速率５．５ｍｍ／ａ的８０％以上，此后位移速 率随距离增加缓慢． 我们将不同手段得到的走滑速率除以各自的点 距（基线长度），得到单位距离上（１ｋｍ）的位移速 率，由于断层的走滑量相对于１ｋｍ的单位距离很 微小，两者的比值近似于角应变，所以在这里称之为 视剪应变率，用以代表断层两侧的变形强度．通过回 图８　鲜水河断裂带道孚县附近２００６年２月—２００７年１１月不同测点间距的平均走滑速率与变形强度 （ａ）断层一侧平行于断层的位移速率随距离的变化；（ｂ）视剪应变率随距离的变化． Ｆｉｇ．８　Ｔｈｅｍｅａｎｖａｌｕｅｓｏｆｓｔｒｉｋｅｓｌｉｐｒａｔｅｓｂｙｄｉｆｆｅｒｅｎｔｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｍｅｔｈｏｄｓａｎｄｔｈｅｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎｔｅｎｓｉｔｙｎｅａｒＤａｏｆｕｃｏｕｎｔｙｏｆＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｚｏｎｅｆｒｏｍＦｅｂ．２００６ｔｏＮｏｖ．２００７ （ａ）Ｔｈｅｒｅｌａｔｉｏｎｂｅｔｗｅｅｎｄｉｓｐｌａｃｅｍｅｎｔｒａｔｅｏｎｏｎｅｓｉｄｅｏｆｔｈｅｆａｕｌｔａｎｄｄｉｓｔａｎｃｅｔｏｔｈｅｆａｕｌｔ； （ｂ）Ｔｈｅｒｅｌａｔｉｏｎｂｅｔｗｅｅｎａｐｐｒｏｘｉｍａｔｅｓｈｅａｒｓｔｒａｉｎｒａｔｅａｎｄｄｉｓｔａｎｃｅｔｏｔｈｅｆａｕｌｔ． 表２　断层一侧平行于断层的位移速率与离开断层距离之间的关系 犜犪犫犾犲２　犜犺犲狉犲犾犪狋犻狅狀犫犲狋狑犲犲狀犱犻狊狆犾犪犮犲犿犲狀狋狉犪狋犲狅狀狅狀犲狊犻犱犲狅犳狋犺犲犳犪狌犾狋犪狀犱犱犻狊狋犪狀犮犲狋狅狋犺犲犳犪狌犾狋 离开断层距离犇（ｋｍ） １ １０ ２０ ３０ ４０ ５０ ６０ ７０ ８０ ９０ １００ 单侧位移速率Δ犝（ｍｍ／ａ） ２．５３ ３．８３ ４．２２ ４．４５ ４．６１ ４．７４ ４．８４ ４．９３ ５．０１ ５．０７ ５．１３ ８８８ 　３期 刘冠中等：二十年来蠕变和短基线观测反映的鲜水河断裂带活动特征 归分析发现（图８ｂ），断裂带中心的变形强度最大， 远离断层时视剪应变率急剧衰减，其变形模式更接 近剪切不连续的脆性断裂［４０］． 由上述分析可知，不同测点间距的断层错动速 率不统一，在相同时段内，随测点间距的增加，平行 断层的位移速率按对数函数增长，视剪应变率按幂 函数衰减，超过一定的断层影响区将趋向稳定，因此 测量的空间“尺子”大小不同，就会导致观测到的形 变信息成分不同．近场观测的测线长度从几十米到 几百米，很明显这样的跨距不可能穿越整个变形场， 而只能反映出断裂带的一部分变形．对于远场的 ＧＰＳ观测，其点距可达几十公里，可能包含了断层 的错动、断层两侧块体的黏弹性或塑性变形，更能反 映块体之间的相对运动．在一个大地震旋回中，断层 形变的发展阶段常常可划分为震前期—同震期—震 后期—间震期［４０］，断层近、远场的形变速率差异在 不同阶段有所不同，在震后滑动阶段，断层面近乎开 放，近场滑动速率较高，与远场速率差异小［４１］；而在 震前闭锁阶段，断层近场的相对运动微弱，与远场变 形速率的差异就会很大．因此，除了要考虑测量空间 尺度的不同，还要看断层形变处于大地震旋回的哪 个阶段，由目前沟普场地的形变观测情况来看，近、 远场位移速率相差悬殊，断层的应变积累程度应 较高． 地质资料显示的断层滑动速率，其时间跨度要 比现今的形变测量大很多，是历史上多次震时快速 错动与震间缓慢滑动累加后的平均，而且震时的突 然错动应该占主要成分，代表了断层活动的长期背 景，它与现今断层形变是不同时间尺度的观测，几十 年的形变观测相对于漫长的地质时期过于短暂，获 得的信息量还很有限［４２］，它们之间的差异说明断层 错动速率在时间上不是常数． 本文的结果只是基于观测资料的初步分析，还 存在一些问题和无法解释的现象，例如，同一场地的 断层蠕变与短基线观测在某些时段变化不同步， ＧＰＳ观测并未发现鲜水河断裂带的逆向走滑等，需 要做深入的思考和研究． 致　谢　感谢两位匿名审稿专家的建设性修改意 见，使本文在原有水平上有很大提高．论文撰写过程 中，与中国地震局地质研究所刘力强研究员、刘培洵 副研究员，四川省地震局测绘工程院苏琴高级工程 师进行过多次有益交流，在此一并表示感谢！ 参考文献（Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ） ［１］　ＡｌｌｅｎＣＲ，ＬｏｕＺＬ，ＱｉａｎＨ，ｅｔａｌ．Ｆｉｅｌｄｓｔｕｄｙｏｆａｈｉｇｈｌｙ ａｃｔｉｖｅｆａｕｌｔｚｏｎｅ：Ｔｈｅ ＸｉａｎｓｈｕｉｈｅｆａｕｌｔｏｆＳｏｕｔｈｗｅｓｔｅｒｎ Ｃｈｉｎａ．犌犲狅犾狅犵犻犮犪犾犛狅犮犻犲狋狔狅犳犃犿犲狉犻犮犪犅狌犾犾犲狋犻狀，１９９１，１０３ （９）：１１７８１１９９． ［２］　潘懋，梁海华，蔡永恩等．中国川西地区鲜水河断裂和则木 河断裂几何学、运动学特征及地震活动性对比研究．中国地 震，１９９４，１０（１）：２８３７． 　　　ＰａｎＭ，