薛 丁

(內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局，內(nèi)蒙古 呼和浩特 010010)

地震活動是非線性的，導(dǎo)致地震處于短臨階段直到發(fā)生時難有準(zhǔn)確的預(yù)測，但人類研究地震有多種方法。因為地震發(fā)生總是與活動構(gòu)造相關(guān)；而且地震活動還具有非均勻性和非平穩(wěn)性，地震活動總有平靜和活躍過程，即周期性，同時也包含強弱程度。所以，要想預(yù)測地震，就必須知道預(yù)測的地方有沒有活動構(gòu)造，有活動構(gòu)造時，要對其中活動斷層的活動性和地震活動的非均勻性與非平穩(wěn)性非常清楚，進而作出中長期趨勢判定[1-5]，提出回避和遠離震源區(qū)等的預(yù)防措施。特別地，人類要對已經(jīng)發(fā)生了強震地區(qū)的地震構(gòu)造和地震活動進行詳細的研究。針對活動構(gòu)造單元岷山斷塊隆起，本文對2017年8月8日九寨溝7.0級地震的地震構(gòu)造和地震活動進行了分析和研究。

1 資料選取

活動構(gòu)造單元的地震活動受地震大環(huán)境的影響是無疑的，但更有其自己的特點。岷山斷塊隆起近南北向分布，勾勒岷山斷塊隆起的邊緣，從劃定矩形區(qū)域(32°20′～33°40′，103°20′～104°30′)選取地震活動資料，研究該活動構(gòu)造單元的地震活動性。同一活動構(gòu)造單元動力學(xué)、運動學(xué)特性一致[6-7]，按其邊界劃分選取資料，研究其地震活動性，具有相對獨立性和針對性。因為不同的邊界決定了地震樣本的不同歸屬，不同的資料選取可能會得到不同的研究結(jié)果，或?qū)е卵芯康牟町愋?所以應(yīng)采用研究成熟的方案。本文采用Mapsis軟件方案[8]，選取了有地震記錄以來的Ms≥5.0歷史地震和強震震源機制(參見圖1a)。1970年以來到現(xiàn)今儀器記錄的地震，按照區(qū)間極值法BMM(Block Maximum Method) 選取極大值地震，其做法是將觀測時間劃分為一系列等間隔時間區(qū)間，在每個區(qū)間上選取觀測的極大值[9-10]。本文以季度為區(qū)間(即采樣頻率Fs=4，依采樣定理可分辨的最小周期為半年)，選取1970年以來的極大值地震，構(gòu)建岷山斷塊隆起極大值地震活動序列(參見圖1b)?；顒訕?gòu)造單元的極大值地震序列應(yīng)具有地震活動水平的代表性和方便使用計算研究的實用性[1-5]。

2 地震構(gòu)造與地震活動

2017年8月8日九寨溝7.0級地震震區(qū)的新構(gòu)造單元是岷山斷塊隆起。岷山斷塊隆起位于龍門山逆掩推覆構(gòu)造帶中段以北，作南北向延伸，長達150 km，寬50～60 km。向北至西秦嶺地區(qū)已不明顯，向南合并于龍門山中段的中高山區(qū)(參見圖1)。它是一個運動十分強烈的隆起帶，由一系列海拔 4 500 m以上的山峰組成，最高峰雪寶頂海拔高度達 5 588 m。它構(gòu)成了岷江和涪江兩大水系的分水嶺[11]。岷山斷塊隆起的東、西邊界分別受岷江斷裂帶與虎牙斷裂帶的控制，由岷江斷裂和虎牙斷裂自西向東的斜推覆逆掩運動所形成，處于我國南北地震帶的中段，為強地震活動帶。岷江斷裂帶第四紀(jì)以來表現(xiàn)為明顯的推覆逆掩運動并具有一定的左旋走滑分量，左旋滑動速率為1 mm/a，水平位錯量與垂直位錯量大致相當(dāng)。岷江斷裂帶由數(shù)條次級斷裂呈羽列組合而成，右階羽列區(qū)的羽列距最大達3 km，控制了低序次的地震破裂單元[12-13]。6級以上強震叢集于強烈活動的斷塊邊界斷裂上，與斷裂的活動性質(zhì)具有密切的成因聯(lián)系。

圖1 九寨溝7.0級地震震中附近主要斷裂和地震活動

虎牙斷裂總體走向為北北西向，長度60 km以上。斷裂分段大致以小河為界，北段走向由北北西轉(zhuǎn)南北，傾向東，傾角 80°左右，北段仍在向北北西繼續(xù)延伸，地貌顯示新生隆起帶；南段走向由南北轉(zhuǎn)南東，傾向西，傾角由北往南，由 70°變?yōu)?30°。南段發(fā)育有一系列相互平行的沖斷層，斷面上可見斜向擦痕，具壓扭特征。喜馬拉雅山運動以來，伴隨著青藏高原的解體和岷山南北向隆起，沿虎牙斷裂帶形成宏偉壯觀的斷裂谷地?；⒀罃嗔训淖笮呋俾蕿?.4 mm/a[14]。

震中附近的主要斷裂及歷史地震震中分布(參見圖1)。該地區(qū)是地震多發(fā)區(qū)域，地震震中位于岷江斷裂、虎牙斷裂附近。此次九寨溝7.0級地震位于虎牙斷裂的端部。1630年以來，共發(fā)生8次6級以上地震：1630年01月16日四川松潘小河6級、1748年5月2日四川松潘北6級、1960年11月9日四川松潘6.7級、1973年8月11日四川松潘東北6.5級、1976年8月16日四川松潘小河7.2級、1976年8月22日四川平武北6.7級、 1976年8月23日四川松潘、平武間7.2級。最大為1976年8月16日、23日發(fā)生在松潘—平武的兩次7.2級地震。1976年8月16～23日，四川省松潘—平武交界地區(qū)的虎牙斷裂帶中南段發(fā)生了由7.2、6.7、7.2級3次地震組成的強震群，此前的1973年8月11日還在虎牙斷裂帶北段發(fā)生松潘黃龍6.5強震，這4次強震在空間沿虎牙斷裂帶由北而南分布[15]。岷山斷塊強震的震源機制解表明，區(qū)域應(yīng)力場的P軸優(yōu)勢取向為NWW(近EW向)，仰角較小，強震具有較大的逆沖滑動分量(參見表1、圖1a)。分析認為，始新世末印度板塊與歐亞板塊發(fā)生碰撞向北東方向推擠，青藏高原形成，位于青藏高原內(nèi)部的川西高原次級地塊，在主壓應(yīng)力軸方位為NWW向的現(xiàn)代應(yīng)力場作用下，向ES方向擠出，走滑兼旋轉(zhuǎn)運動是岷山斷塊隆起形成并在邊界斷裂伴隨發(fā)生強震的主要動力來源。

2017年08月08日九寨溝7.0級地震的震中附近，除了岷江斷裂、虎牙斷裂，北面有北西向的塔藏斷裂帶分支斷裂，南面有東西向的雪寶頂斷裂，都是邊界活動斷裂，具有發(fā)生強震的構(gòu)造條件。這次地震的余震分布明顯呈NNW向，與上述主要活動斷裂中的虎牙斷裂方向相符，地震震區(qū)地震強度圖呈明顯橢圓形，長軸方向為NNW向(www.csi.ac.cn)。主震震源機制解主節(jié)面之一為NW向(參見表1、圖1a)。1970年極大值地震序列主要沿虎牙斷裂NW向分布(參見圖1b)，其地震活動性明顯高于岷江斷裂。因此可以推斷這次地震的發(fā)生是虎牙斷裂北北西向延伸。發(fā)震構(gòu)造可以是發(fā)生錯動產(chǎn)生地震的先存活動斷層，也可以是超過巖石強度極限發(fā)生破裂產(chǎn)生地震的新生斷層，九寨溝7.0級地震是先存活動斷層虎牙斷裂北北西向繼續(xù)延伸破裂的結(jié)果，破裂為左旋走滑扭動。

注：1 中國震例[23]；2 美國哈佛大學(xué)Harvard CMT

3 現(xiàn)今地震活動分析

3.1 小波變換方法

用小波進行分析研究時，首先要進行小波窗函數(shù)(基函數(shù))的選擇，選擇時要考慮小波窗函數(shù)的正交與非正交、實數(shù)與復(fù)數(shù)、寬度與形狀等因素[17-18]。本文選擇Morlet小波，它具有非正交特性，由高斯函數(shù)調(diào)節(jié)零均值平穩(wěn)波得到：

ψ(η)=π-1/4eiωηe-η2/2

(1)

式中，ω為無量綱頻率；η為時間參數(shù)。假定信號xn(n=1,2,…,N)為等時間間隔的時間序列，其連續(xù)小波變換定義為信號和小波窗函數(shù)ψ(η)的卷積：

(2)

式中，*表示共軛復(fù)小波，wn(s)為小波變換系數(shù)。定義2為小波功率譜(waveletpowerspectrum)，該功率譜表達了在一系列小波尺度下時頻域內(nèi)的功率變化[17-20]。

3.2 結(jié)果及分析

傳統(tǒng)頻譜分析方法只能在頻域進行分析，不具有聯(lián)合時域進行綜合分析的能力，不能對地震活動非平穩(wěn)、非均勻性對應(yīng)于時間、頻率的局部細化特征有所了解，即無法進行時頻域高分辨率綜合分析。但是，地震活動強度對應(yīng)時間、頻率上的規(guī)律或特性在時頻域局部特性上有別于一般隨機白噪聲，因此，可用先進的小波時頻功率譜結(jié)合傳統(tǒng)頻譜方法進行綜合分析地震活動規(guī)律的研究。

岷山斷塊是活動構(gòu)造，是一個強地震活動帶，每個季度會發(fā)生數(shù)次地震(可能有的季度未記錄到地震，以極小值地震代替)，選擇其極大值地震為代表來構(gòu)成地震活動的時間過程(參見圖2a)。用該地震序列進行小波時頻功率譜分析(參見圖2b)，圖2b是地震活動時間序列通過方差標(biāo)準(zhǔn)化的小波時頻功率譜，給出地震強度在時頻譜中的相對變化特征。從小波時頻功率譜中，我們可以看到地震功率在時間和頻率上的變化特征，充分地展示了岷山斷塊地震活動的周期性、非均勻性分布特征，成為做出中長期趨勢判定的依據(jù)。

粗等值線區(qū)域高于背景譜具有95%置信水平，粗短劃線以下為邊界效應(yīng)區(qū)域圖2 岷山斷塊地震構(gòu)造的季度極值地震活動序列及其小波時頻功率譜

分析功率譜的年際變化，根據(jù)奈奎斯特采樣定理，采用季采樣的數(shù)據(jù)，可分析半年以上時間尺度的周期特征[21]。時間段在1973～1979年顯著周期為0.5～4年，功率強。1991～1997年，顯著周期為0.5～3年，功率強。2017年開始顯著周期為0.5～4年，功率強，時間可能持續(xù)6年到2023年，地震活動又進入活躍期。時間段在1980～1990年，顯著周期在1.5年之內(nèi)，功率弱。時間段在1998～2016年顯著周期在1.5年之內(nèi)，功率弱對應(yīng)地震活動顯示為較小波動，為平靜期。從整體時間、頻率域綜合分析功率譜，地震活動的時頻強特征非常明顯，顯著周期表現(xiàn)為從4～1.5年到從1.5～4年的明顯轉(zhuǎn)移變化，功率的強弱有從強到弱、從弱到強的演化過程。顯著周期較長，地震強度較強；顯著周期較短，地震活動強度較小。

粗點畫線為95%置信度線圖3 地震極值序列的全局周期譜

傅立葉頻譜分析給出了全局周期譜(參見圖3)，顯示了有20年、4年、1.5年左右的顯著周期。但在小波時頻功率譜圖中(參見圖2b)，觀測資料的有限性顯然會影響到可分析的最長周期，對于20年左右的長周期來說，受到觀測資料長度有限性的影響，出現(xiàn)邊界效應(yīng)。與背景譜對比，使用顯著性檢驗[17-18,21-22]，檢驗不顯著，置信水平低于95%，小波時頻功率譜中未顯示20年左右周期上的較強功率。隨著資料長度的逐漸積累，對長周期顯著性檢驗的影響越來越小，邊界效應(yīng)逐漸減小。但綜合分析傅立葉全局周期譜時，可根據(jù)20年左右的周期判定當(dāng)前的地震趨勢，1976年前后為活躍期，經(jīng)過2個周期，2016年左右應(yīng)進入活躍期。

4 討論與結(jié)論

活動斷塊是現(xiàn)今構(gòu)造運動最基本的型式，它控制了主要活動構(gòu)造帶和地震活動帶的分布，也控制了不同地區(qū)地震活動特征的差異。斷塊邊界構(gòu)造帶是在構(gòu)造變形和運動場中的不連續(xù)變形帶，應(yīng)力在此釋放，位移在此發(fā)生，其差異活動最為強烈，因此，斷塊邊界構(gòu)造帶是強震發(fā)生帶，其活動性質(zhì)會控制震源斷層的特性[23]。大地震孕育和發(fā)生在邊界構(gòu)造帶的端部、轉(zhuǎn)折等某些特殊部位，對其孕育的構(gòu)造和物理過程需深入研究。

震中附近的主要斷裂及歷史地震震中分布，主震震源機制解主節(jié)面之一為NW向。1970年極大值地震序列分布NW向。九寨溝7.0級地震是活動斷塊邊界斷裂持續(xù)活動的結(jié)果，九寨溝7.0級地震可能是原活動斷層虎牙斷裂的北北西端部繼續(xù)延伸破裂的結(jié)果，破裂為左旋走滑扭動。它與2008年汶川8.0級地震、2013年的雅安7.0級地震成因一樣，處于同一大地構(gòu)造背景，都是印度板塊與歐亞板塊碰撞施加構(gòu)造應(yīng)力所致[24-29]。

功率譜的年際變化表明，時間段在1973～1979年顯著周期為0.5～4年，功率強。1991～1997年，顯著周期為0.5～3年，功率強。2017年開始顯著周期為0.5～4年，功率強，地震活動又進入活躍期。傅立葉頻譜分析給出了全局周期譜，顯示了有20年、4年和1.5年左右的顯著周期。1976年前后為活躍期，經(jīng)過2個周期，2016年左右應(yīng)進入活躍期。小波時頻功率譜具有多分辨分析(Multi-resolutionanalysis)的特點，在時頻域都具有表征信號局部特征的能力。在高頻部分具有較高的時間分辨率和較低的頻率分辨率，在低頻部分具有較高的頻率分辨率和較低的時間分辨率，克服了傅立葉頻譜分析非平穩(wěn)信號單一分辨率的困難，可以準(zhǔn)確地表達信號時頻的局部特性。實際資料的應(yīng)用表明，小波功率譜結(jié)合傳統(tǒng)傅立葉頻譜進行分析，更好地反映了信號的幅值隨時間和頻率的變化規(guī)律。小波功率譜成為中長期趨勢判定的依據(jù)有一定的參考意義。

本文針對地震活動的構(gòu)造單元，依據(jù)統(tǒng)計極大值地震活動序列的小波時頻功率譜，探討了震區(qū)岷山斷塊隆起地震趨勢，認為其未來處于活躍水平階段。

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