国家重大科技基础设施建设项目“中国地壳运动观测网络”(简称“网络工程”)和“中国大陆构造环境监测网络”(简称“陆态网络”)的实施,为本文提供了较密集的GPS观测资料。由于“陆态网络”项目的观测时间从2009年开始,同时为了减小汶川地震的影响,将观测资料分为2段,第一段为“网络工程”项目的40个点(图1),观测时间为1999—2007年; 第二段为“网络工程”和“陆态网络”2个项目总计50个点(图1),观测时间为2011—2017年。此外,在进行数值模拟时,剔除了观测噪声较大的点。数据处理采用GAMIT/GLOBK软件(Herring et al,2010),首先利用GAMIT获得GPS测站坐标、卫星轨道及台站对流层天顶延迟等参数及其方差-协方差矩阵的单日松弛解。为避免因框架和模型的差异所引起的定位结果差异混同于真实的形变信息,同期的全球IGS站及网基准站数据,采用相同的模型和方法进行统一的处理。然后利用GLOBK软件(卡尔曼滤波)进行多时段综合解算,以获得网平差结果。在进行GLOBK综合解算时,把区域站单日松弛解和全球IGS站单日松弛解捆绑在一起,并选取全球均匀分布的90多个稳定站(GAMIT/GLOBK软件提供)为基准点,将区域站速度场固定到ITRF2008框架下。最后利用Altamimi等(2011)提供的 ITRF2008框架下欧亚板块欧拉极,获取研究区域相对稳定欧亚板块的水平运动速度场(图4a,图5a中的红色箭头)。

GAMIT软件处理时采用的处理策略和模型如下:采用轨道的松弛模式,在估算测站位置的同时,允许卫星轨道(IGS精密星历)和地球自转参数(Bull_A)有微量的调整; 同时参数估计卫星天线的Z-偏差。数据处理中涉及到的地球重力场、固体潮和极潮分别采用EGM08模型、IERS03固体潮模型和IERS10规范的平均地极模型。海潮引发的测站地壳形变改正采用最新的全球海潮模型FES2004(Lyard et al,2006),此外,还顾及了海潮导致的地球质心变化。对流层干分量的天顶延迟由GPT模型(Boehm et al,2007)计算获得,同时,每个测站每1小时估计1个参数以改正湿分量导致的天顶延迟,映射函数采用VMF1(Boehm et al,2006)。考虑了大气的不均匀性,对每个测站的东西向和南北向各附加1个大气水平梯度参数。数据误差为卫星截止高度角的函数,函数系数由数据验后残差拟合确定。

为准确给定各断层的锁定深度,在P、S波成像确定上述主要活断层深部结构的基础上(Chen et al,2013; Lei et al,2014; Sun et al,2014; Hu et al,2018),笔者还参考了小震精定位的结果(Fang et al,2015),如图2所示最终给定的断层深度参数为20 km。

图2 跨滇中区域的地形高程和小震剖面
Fig.2 Topography and small earthquakes profile crossing the central Yunnan province

跨断层GPS剖面结果表明(图3),横跨红河断裂带、无量山断裂带和楚雄—南华—建水断裂带速度场平行于断层分量整体呈现出5～6 mm/a的右旋滑动。其中,横跨无量山断裂带和建水断裂带存在明显的震间反“S”型曲线(图3b)。垂直于断层方向分量的离散度比较大,难以确定速度场整体差异,但在横跨红河断裂带和建水断裂带存在2～3 mm/a的速度差异(图3b)。

Okada(1985)提出了各向同性弹性半无限空间位错理论,即弹性体内一矩形几何面发生滑动(走滑、倾滑)所引起某一点的位移,与滑动面的滑动量成正比关系,比例系数由该点与滑动面的相对位置、滑动面的几何尺度、倾角、深度和弹性介质性质所确定。若地下有多个矩形滑动面,则在某一点所引起的位移,就是这些矩形几何面各自滑动所引起的该点位移的叠加,具体计算公式参考Okada(1985)的研究。在实际应用Okada断裂位错模型时,通常将实际断裂带分解成一系列上部断层面闭锁、下部断层面“无限”延伸并自由错动的断层段矩形面的组合。每个断层段矩形面不仅尺度和倾角可以互不相同,闭锁深度、错动量和错动方式也可各有差异。其中,下部断层面无限延伸,即所谓的“深断裂位错模型”(Savage et al,1999; Gan et al,2000,2007),主要是为了消除有限深度的断层面可能产生的不真实的边界效应。“深断裂位错模型”将错动矩形面看做无限向下延伸,可在某种程度上等价体现深部大范围粘弹性差异拖曳的效果。

在反演过程当中,将各断层段的运动参数向量作为未知数,断层的锁定深度、走向和倾角给定先验值,以GPS观测值作为约束,利用最小二乘原理,使GPS速度场的拟合达到最佳,即残差平方和最小,从而确定断层的滑动量。此外,为了确定最优的锁定深度,利用遗传算法,给定不同的闭锁深度先验值,利用残差平方和最小原理,确定最优锁定深度。

本文首先以红河断裂带、无量山断裂带和楚雄—南华—建水断裂带的空间几何展布为基础,将3条断裂带简单地进行分段处理,其中红河断裂分为5段,楚雄—南华—建水断裂分为2段,无量山断裂未分段(图1)。其次,基于断层的弹性半空间位错模型(Okada,1985),利用1999—2007年和2011—2017年2期速度场反演了各断层段的滑动速率(表2)。其中,断层倾角、滑动速率和断层锁定深度均先验给定(表1)。

图3 跨主要断裂的GPS观测剖面(基于2011—2017速度场结果,1σ置信水平)
Fig.3 Profile of the GPS observation during 2011-2017 crossing several main active faults,with 1σ confidence level

表1 滇中主要活断层运动学参数
Tab.1 Kinematic parameters of the main faults in central Yunnan province

红河断裂带作为一条深大的边界断裂(Wang et al,2014),与金沙江断裂一起构成了川滇菱形块体的西南边界。本文研究结果表明,整体而言,红河断裂带南段(哀牢山山前断裂和中谷断裂)的活动性要强于中、北段。北段的2期资料反演的右旋走滑和倾滑速率分别为(单位:mm/a):(2.5±1.9)(2.1±1.4)和(-0.7±1.5)(0.2±1.4); 中段的2期右旋走滑和拉张速率分别为(单位:mm/a):(1.6±1.5)(3.2±1.8)和(-2.5±1.6)(-3.0±1.6); 南段的2期右旋走滑和拉张速率分别为(单位:mm/a):(3.3±2.0)(4.5±2.0)和(1.2±2.2)(-0.3±2.2)。红河断裂带新活动地貌地质证据表明,早更新世以来,红河断裂带北段、中段、南段的水平速率分别为(单位:mm/a):1.6,3.1,2.6; 中更新世以来的水平活动速率分别为(单位:mm/a):1.6和2.6和3.2; 晚更新世以来的速率分别为(单位:mm/a):2.6,2.4和2.4 。垂直活动速率为(单位:mm/a):早更新世北段、中段、南段的位错速率分别为(单位:mm/a):1.6,0.17和0.11; 中更新世速率分别为(单位:mm/a):1.08,0.23和0.15; 晚更新世速率分别为(单位:mm/a):1.4,0.6和0.6(虢顺民等,2013)。本文的结果与地质上和其它研究成果基本一致(虢顺民等,2013; 王阎昭等,2008)。GPS垂向速度场结果表明(Pan,Shen,2017),红河断裂带北边位于川滇块体西南部的区域以约1 mm/a的速率抬升,而红河断裂带南部块体以大约1 mm/a的速率下沉,上述运动可能形成了红河断裂带约2 mm/a的拉张变形。

受青藏高原隆起影响,滇西南块体向南运动,中下地壳广泛存在的低速层为块体运动提供了有利条件,但刚性的临沧花岗岩体对其南西运动起着顶托作用,使得东、西两侧块体运动出现差异,且块体运动方向与无量山断裂带呈小角度相交,在此背景下,无量山断裂带表现为水平右旋走滑运动,起着滑动分解应变的作用(常祖峰等,2016)。无量山断裂带晚第四纪以来活动特别明显,孕育了2007年普洱6.4级和2014年景谷M_S6.6等强震。基于2期速度场资料,本研究获得的无量山断裂带右旋走滑速率和倾滑速率分别为(单位:mm/a):(5.6±1.5)(4.0±1.6)和(-0.7±1.5)(0.2±1.4); 与活动构造的6.4～8.7 mm/a总滑动速率(虢顺民等,1999; 常祖峰等,2016)及其它研究成果得到的(4.3±1.1)mm/a基本一致(王阎昭等,2008)。

南华—楚雄—建水断裂带在几何展布上与红河断裂带近乎平行,前人将该断裂带作为哀牢山—红河断裂带中南段的重要分支(常祖峰等,2015),与红河断裂带共同构成了川滇菱形块体的西南边界。断裂带内孕育了1680年楚雄63/4级和1970通海M_S7.7地震等,表明该断裂带现今活动性比较强。本文基于2期速度场资料给出其平均右旋滑动和倾滑速率分别为(单位:mm/a):(5.7±1.5)(6.4±1.4)和(-0.2±1.7)(-3.5±1.7); 与地质上的2.3～4.0 mm/a的右旋滑动和0.6～1.1 mm/a的构造抬升(王洋等,2015),

以及约4.5 mm/a的大地测量资料研究结果(王阎昭等,2008; 闻学泽等,2011)基本一致。与红河断裂带的活动性相比,南华—楚雄—建水断裂带的活动性明显更强,这与红河断裂带中南段近

图4 1999—2007速度场反演结果(相对于欧亚参考框架,取1σ误差椭圆)
Fig.4 Inversion results from 1999—2007 GPS observations(relative to Eurasia Reference Frame with 1σ confidence level)

图5 2011—2017速度场反演结果(相对于欧亚参考框架,取1σ误差椭圆)
Fig.5 Inversion results from 2011-2017 GPS observations(relative to Eurasia Reference Frame with 1σ confidence level)

期的低地震活动性和南华—楚雄—建水断裂带的较强地震活动性现状完全吻合。前人研究认为,位于小江和普渡河断裂西侧的地壳在运动过程中不断发生近东西向的冲断、逆掩,造成地壳的隆升和水平缩短。由于这种构造作用的转换,小江断裂带西盘(川滇块体)的主动向南运动对建水断裂带具有长期强烈的作用,建水断裂带以右旋走滑/剪切-横向缩短/逆冲变形的方式吸收与转换小江断裂带西盘的向南运动,从而导致了小江断裂带靠近红河段活动性的骤减和南华—楚雄—建水断裂带的活动性增强(Wang,et al,1998; 闻学泽等,2011)。

利用2期资料,反演得到红河断裂带的平均闭锁深度为6.8 km,闭锁程度最强的区域为元江—元阳段(F₆)和洱源—弥渡段(F₃),与M7圈定的地震危险区和Wen等(2016)的结果相符。南华—楚雄—建水断裂带的平均闭锁深度为7.2 km,断裂北段(F₁)的闭锁深度要高于断裂南段(F₂); 无量山断裂带的平均闭锁深度为7 km。

基于1999—2007年和2011—2017年2期GPS速度场观测资料,反演了滇中地区主要活断层现今滑动速率和平均闭锁深度。反演结果中,2期资料的结果存在一定的差异,主要原因可能来自于观测数据和大地震的影响。为减小汶川地震对反演结果的影响,笔者将数据分成了2段,剔除了汶川地震之后一年的观测数据。因此,这种差异可能主要来自于数据质量和观测点的空间分布,图4a,5a给出了研究区域的观测站点分布,红河断裂带西北—中段100 Km范围内缺少观测数据,很难准确地约束断裂带的震间和细部变形特征。作为M7(2016—2025地震危险区划图)圈定的主要地震危险区,要进一步研究红河断裂带的地震危险性及其与周边断裂带之间的应变特征,还需要布设更详细的近断层观测剖面。

感谢匿名审稿人对本文提供的指导,本文使用的画图软件为GMT,在此对研发团队表示感谢。也感谢中国地震局第二监测中心和地质所各位老师和师兄的指导和帮助。