Spatiotemporal evolution of interseismic coupling and stress accumulation near an asperity on a vertical strike-slip fault: Insights from three-dimensional viscoelastic numerical simulation
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摘要: 了解断层凹凸体附近的运动学状态和应力积累对于评估其地震危险性至关重要。断层的闭锁程度被广泛用来刻画断层的震间运动学特征，但断层闭锁程度空间分布与凹凸体位置之间的关系很少被人关注。除此之外，地球介质的流变作用如何调节凹凸体附近滑动亏损和剪应力积累速率的时空演化目前仍不清楚。为揭示凹凸体对震间变形以及应力积累的调节作用，构建了包含直立走滑断层的三维弹性/黏弹性有限元模型，采用接触算法考虑凹凸体的闭锁作用，讨论单一凹凸体附近闭锁程度和剪应力积累速率的时空变化，并通过鲜水河断裂的实例对基于断层闭锁的震间变形方法进行验证。研究结果显示：由于凹凸体的锁定作用，距离凹凸体一定范围的断层面无法完全自由滑动，导致以凹凸体为中心的一定区域内存在滑动亏损，因此断层闭锁程度呈现出以凹凸体为中心的环状衰减样式；在完全弹性条件下，凹凸体附近区域的闭锁程度和剪应力积累速率不随时间变化；在黏弹性条件下，凹凸体附近区域的闭锁程度和剪应力积累速率等值线随时间的加载不断变大，且闭锁程度等值线随时间变化效应更加明显；对于断层两侧黏度存在差异的场景，由于断层两侧松弛时间不一样，断层的震间变形和应力积累速率主要受到松弛时间较低一侧介质流变性质控制。最终得出以下结论：由于介质的连续性，凹凸体邻近区域虽然不闭锁，但其滑动速率仍低于块体运动速度，从而导致闭锁程度的空间样式表现为由凹凸体向外逐渐衰减；黏弹性效应调节凹凸体附近的变形，导致凹凸体附近闭锁程度等值线空间范围随时间增大；断层闭锁程度可以近似作为衡量剪应力积累速率的指标，当不考虑黏弹性效应可以近似取0.5作为中强闭锁的阈值，低于该值剪应力积累不明显；考虑鲜水河断裂带炉霍至康定段的空间非均匀闭锁分布，模拟得到的地表速度与GPS观测吻合较好，验证了方法的可靠性。该项研究建立了断层闭锁程度和剪应力积累速率之间的桥梁，为潜在震源区识别提供有益思路。Abstract:
Objective Understanding the kinematic state and stress accumulation near fault protuberances is crucial for accurate assessment of earthquake hazards. Interseismic coupling (ISC) is a widely used method for characterizing the kinematic behavior of faults. Despite its importance, the correlation between the spatial distribution of ISC and the positioning of fault asperities, areas of increased frictional resistance, has not been extensively studied. Furthermore, the influence of the rheological properties of Earth materials on the temporal and spatial evolutions of slip deficits and shear stress accumulation in close proximity to these asperities remains poorly understood. Methods We developed a set of three-dimensional (3D) elastic and viscoelastic finite element models to investigate the effects of fault asperities on interseismic deformation and stress accumulation. These models incorporate vertical strike-slip faults and use sophisticated contact algorithms to simulate the mechanical locking associated with asperities. Our innovative approach, referred to as the “binary fault-locking approach”, simplifies fault behavior into a binary system, categorizing states as either “locked” or “unlocked”. The present study analyzes the spatial and temporal variations in the ISC and shear stress accumulation rates around a single asperity, providing novel insights into the mechanics of fault systems. In addition, we validate the efficacy of the “binary fault-locking approach” by applying it to the Xianshuihe fault, thereby reinforcing the relevance of our findings to real-world fault behavior. Through this study, we aim to enhance our understanding of fault mechanics and improve earthquake hazard assessments, which ultimately contributes to more effective risk-mitigation strategies. Results Because of the mechanical locking of the asperity, a fault-sliding surface within a certain distance from the asperity cannot slide freely, resulting in a slip deficit in an area centered around the asperity. Consequently, the degree of fault-locking displays a ring-shaped attenuation pattern centered on this asperity. Under purely elastic conditions, the ISC and shear stress accumulation rates near the vicinity of the asperity remained constant over time. Conversely, under viscoelastic conditions, the contours of the ISC and shear stress accumulation in the areas surrounding the asperity expanded with time under loading, and the effects of temporal changes in the locking degree became more pronounced. In scenarios where the viscosity differs on either side of the fault, the interseismic deformation and stress accumulation rate of the fault are primarily controlled by the rheological properties of the material on the side with a lower relaxation time, owing to the different relaxation times on either side of the fault. Conclusion (1) Because of the continuity of the medium, although the region adjacent to an asperity is not fully locked, its slip velocity is still lower than the movement velocity of block, resulting in a spatial pattern of decreasing ISC outward from the fault asperity. (2) Viscoelastic effects regulated the deformation near a fault asperity, leading to an increase in the spatial extent of the ISC over time. (3) The ISC can serve as an approximate indicator of the shear stress accumulation rate. Irrespective of viscoelastic effects, a value of approximately 0.5 can be used as the threshold for moderate to strong locking, and shear stress accumulation is insignificant below this value. (4) Considering the spatially nonuniform fault coupling along the Luhuo-Kangding segment of the Xianshuihe fault, the simulated surface velocities closely matched the GPS observations, thus confirming the reliability of the method. Significance This study establishes an important connection between ISC and shear stress accumulation rate, providing valuable insights for identifying potential seismic hazards. Overall, this study emphasizes the intricate interactions between fault dynamics and geological structures, and highlights the significance of detailed modeling for understanding earthquake mechanisms. By addressing the gaps in knowledge regarding the influence of protuberances on fault behavior, this research contributes valuable information to the field of seismic hazard estimation, thereby enhancing our ability to effectively mitigate earthquake risks. -
Key words:
- numerical simulation /
- asperity /
- interseismic coupling /
- stress accumulation /
- viscoelasticity /
- crustal stress /
- earthquake dynamics
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0. 引言
青藏高原东北缘六盘山地区新生代以来的沉积地层与青藏高原向东北方向的隆升扩展息息相关（Yin et al.， 2002；Dupont-Nivet et al.， 2007；方小敏，2017；蒋锋云等，2021；Wu et al.， 2022）。古近系清水营组分布面积广，沉积厚度大，以滨浅湖相细碎屑为主，蕴含了丰富的古环境和古气候信息（张进等，2005；王伟涛等，2010；吴小力等，2017，2023；Wu et al.， 2018）。目前，关于古近系清水营组的研究主要集中在沉积时代、沉积环境及古气候三个方面（张进等，2005；赵岩等， 2016；吴小力等，2017；李明涛等，2020）。清水营组沉积时代的确定主要基于古地磁与孢粉的研究成果，由于缺乏定量的绝对年龄的约束，目前还存在渐新世和中新世等诸多争议（王伟涛等，2013；宁夏回族自治区地质调查院，2017；寇琳琳等，2021）。以六盘山东缘的寺口子剖面为例，孢粉化石主要产于清水营组下部，鉴定结果表明其时代属于渐新世，但上部的年龄由于缺乏孢粉组合，无法从古生物角度加以限定（宁夏回族自治区地质调查院，2017）。古地磁测年结果认为寺口子剖面清水营组的顶部年龄为16.8 Ma，属于中新世早期（王伟涛等，2013），但贺家口子剖面清水营组的古地磁测年结果却将其沉积时代限定为38.5~23.5 Ma，属于始新世—渐新世（申旭辉等，2001）。沉积环境的宏观研究认为清水营组的沉积处在走廊南山逆冲活动减弱的阶段，整个盆地逐渐由非补偿型盆地转变为过补偿型盆地，沉积体系也产生相应的转变（张进等，2005）。隆德三里店水库北侧的清水营组中段下部是曲流河沉积，中段上部为湖滨三角洲沉积，再向上演化为湖泊，并成为盐湖，最后出现间歇性湖泊沉积（张进等，2005）。由于青藏高原东北缘清水营组沉积时期，水体范围大，沉积范围广，岩性以一套含石膏层的干旱泥岩沉积为主，沉积地层中孢粉含量稀少，孢粉组合特征在不同剖面上的也存在一定的差异。关于清水营组孢粉组合特征方面的研究，目前主要集中在青藏高原东北缘六盘山以东的零星剖面，但孢粉含量比较稀少，六盘山以西地区仅仅在隆德观音店剖面发现了少量的孢粉（宁夏回族自治区地质调查院，2017）。六盘山以东的同心县贺家口子剖面以Ephedripites（麻黄粉）、Meliacoidites（楝粉）、Ulmipollenites（榆粉）和Pinuspollenites（双束松粉）等为主，整体反映干热的亚热带气候（孙素英，1982；宁夏回族自治区地质矿产局，1990）。海原县红沟梁剖面孢粉组合为Ephedripites（麻黄粉）−Nitrariadites（白刺粉）−Chenopodipollis（藜粉）−Quercoidites（栎粉）以及六盘山以西的隆德县观音店剖面产孢粉化石Chenopodipollis（藜粉）、Ephedripites（麻黄粉）、Pinuspollenites（双束松粉）和Betulaceoipollenites（拟桦粉）等，气候也都比较干旱（宁夏回族自治区地质调查院，2017）。宁南盆地北部同心地区主量元素、微量元素和稀土元素分析表明清水营组时期为干旱气候区域（李明涛等，2020）。宁南盆地清水营组石膏中Al2O3/SiO2、Al2O3/Ti2O、K2O/Na2O和87Sr/86Sr等指标反映该区域渐新世存在气候干旱化和湿润化相间的特征（吴小力等，2023）。上述部分学者对清水营组的孢粉研究中，均未发现湿润气候条件下的孢粉植被特征，有待进一步研究。因此，文章的研究以青藏高原东北缘六盘山以西的北联池清水营组剖面为基础，通过系统的孢粉特征鉴定，总结区域上不同剖面的孢粉组合特征。研究成果将为清水营组的沉积时代的限定及植物群落整体面貌所反映的古气候背景的恢复提供依据。
1. 区域地质概况
青藏高原东北缘弧形构造带位于青藏高原地块、阿拉善地块与鄂尔多斯地块的交界部位，是青藏高原向东北方向隆升扩展的最前缘，东北缘弧形构造带的隆升扩展过程对于区域古生态环境必然产生巨大的影响（张进等，2005；郑文俊等，2019，2021；寇琳琳等，2021）。青藏高原东北缘弧形构造带主要包括海原断裂、香山−天景山断裂、烟筒山断裂和大罗山−牛首山断裂4条弧形断裂以及夹持于期间的老龙湾盆地、清水河盆地、红寺堡盆地等新生代盆地。北联池剖面位于海原断裂带以西，青藏高原东北缘弧形构造带的后缘（图1 ）。
图 1 青藏高原东北缘弧形构造带区域地质简图Figure 1. Regional geologic map of the arcuate tectonic belt on the northeastern margin of the Tibet Plateau该区主要出露白垩纪及古近纪—新近纪地层，古近纪、新近纪与下伏白垩纪地层系之间为微角度不整合接触。白垩系自下而上主要包括三桥组、和尚铺组、李洼峡组、马东山组和乃家河组。三桥组为一套以紫红色砾岩为主的冲积扇相沉积，为盆地发育初期快速堆积的产物；和尚铺组为一套以浅灰白色含砾砂岩、砂岩为主的河流相沉积；李洼峡组为一套以泥岩、灰岩及少量粉砂岩和细砂岩为主的滨湖−三角洲相沉积；马东山组为一套以深灰色页岩、黑色页岩、杂色泥岩，局部夹薄层泥灰岩为主的滨浅湖相沉积；乃家河组为干旱蒸发环境的局限湖盆，局部发育蒸发岩、盐岩。古近系寺口子组在六盘山以西总体上为一套以紫红色砾岩为主的冲积扇相沉积，在六盘山以东发育一套以紫红色砂岩为主的扇三角洲前缘相沉积；清水营组在青藏高原东北缘分布面积比较广，厚度大，主要为一套紫红色泥岩夹深灰色薄层石膏层，代表了一套滨浅湖相沉积，在底部发育三角洲水下分裂河道，呈现透镜状。新近系彰恩堡组总体上为一套橘红色泥岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩，代表了一套相对稳定的滨湖相沉积；干河沟组为一套河流−冲积扇相沉积，在纵向上发育多个旋回，岩性以砾岩、含砾砂岩为主，自下而上砾岩厚度逐渐加大。
2. 样品采集及处理
孢粉研究的样品采自青藏高原东北缘六盘山以西北联池剖面清水营组，上覆新近系彰恩堡组，二者之间为整合接触。岩性总体为一套红褐色泥岩、粉砂质或砂质泥岩，夹薄层灰绿色石膏，上部夹红褐色含砾砂岩。下伏地层为古近系寺口子组紫红色砂砾岩，整合或不整合接触。剖面地层厚度约55.45 m，剖面自下而上共采集孢粉分析样品45个（图2）。
图 2 青藏高原东北缘北联池剖面清水营组剖面柱状图Figure 2. Histogram of the Qingshuiying Formation of the Beilianchi section, northeastern margin of the Tibetan Plateau此次孢粉前处理在中国地质科学院地质力学研究所孢粉实验室完成，采用盐酸−氢氟酸法。室内孢粉分析实验步骤如下：
第1步称样，称取100g风干后的样品；第2步碎样，将样品碎成小颗粒，过1.18 mm标准筛；第3步盐酸（HCl）处理，将样品放入玻璃容器中，加入20%的盐酸溶液，约为样品的3倍，在加热板加热半小时，并可根据反应情况更换新液，直到反应完全为止；第4步水洗，用移液管轻轻抽出上部废液，加满水静置6小时，用移液管抽出废液，再加满水，一般需换水3~4次，直至中性；第5步氢氟酸（HF）处理，将样品移至塑料烧杯中，加入40%的氢氟酸溶液，约为样品的1倍以上，多次反复搅动后，静置48小时，移除废液，更换新液，反复搅动后静置，再洗至中性，步骤同第4步；第6步超声波震荡过筛，将洗至中性的样品在超声波振荡器里进行振荡筛滤，先后过200 µm和7 µm筛布富集孢粉；第7步保存制片，将样品离心、脱水后，加入甘油保存，以备制取活动片在显微镜下鉴定。
鉴定过程中参考了《花粉分析》（格刺德科娃等，1956）、《中国植物花粉形态》（中国科学院植物研究所形态室孢粉组，1960）、《中国孢粉化石（第一卷）：晚白垩世和第三纪孢粉》（宋之琛等，1999）。
3. 实验结果
经孢粉前处理、鉴定和分析后发现，45块样品中，42块中含有孢粉，而其他3块样品几乎不含孢粉。42块含有孢粉的样品中，2块样品鉴定超过300粒，7块样品鉴定在100~300粒之间，其余33块样品鉴定不足100粒。根据孢粉鉴定和统计结果，用鉴定超过100粒的9块样品计算出孢粉属种类型及百分比含量（表1）。主要孢粉类型见图3和图4，主要和具代表性的孢粉百分比含量图谱见图5。孢粉组合中绝大多数属种总体上变化不显著，故未作孢粉组合带的划分。
表 1 青藏高原东北缘北联池剖面清水营组孢粉统计表Table 1. Statistics of sporopollens from the Qingshuiying Formation of the Beilianchi section, northeastern margin of the Tibetan Plateau孢粉属种 中文名称 亲缘关系 不同样品的孢粉含量/% LBF-74 LBF-75 LBF-76 LBF-78 LBF-79 LBF-105 LBF-106 LBF-110 LBF-111 蕨类植物孢子 3.8 0.8 0.9 1.1 Deltoidospora sp. 三角孢 ？ 0.9 0.8 Lygodioisporites sp. 瘤面海金沙孢 海金沙科 0.9 Polypodiaceaesporites sp. 水龙骨单缝孢 水龙骨科 1.9 0.9 1.1 裸子植物花粉 1.9 0.3 1.6 0.9 0.8 1.8 0.6 1.2 Classopollisannulatus 环圈克拉梭粉 希默杉亚科 0.0 0.9 Cycadopitescycadoides 苏铁粉 苏铁科 0.2 Ginkgoretectina minor 小银杏粉 银杏科 0.2 Keteleeriaepollenites sp. 油杉粉 油杉属 0.2 Pinuspollenites sp. 双束松粉 松属 1.9 0.3 1.6 0.8 1.8 0.6 0.5 被子植物花粉 96.8 99.7 98.4 97.1 95.3 98.4 97.3 96.6 98.3 Aceripollenites sp. 槭粉 槭树科 0.2 Alnipollenitesmetaplasmus 变形桤木粉 桦木科 0.3 Artemisiaepollenites communis 普通蒿粉 菊科蒿属 17.2 15.1 10.6 15.7 20.8 12.3 22.7 19.0 26.9 Betulaceoipollenitesbituitus 拟桦粉 桦木科 3.2 1.2 2.0 2.8 2.5 2.7 4.6 5.8 B. prominens 显环桦粉 桦木科 0.3 0.8 Betulaepollenitesclaripites 明亮肋桦粉 桦木科 1.5 0.8 0.6 B. microrugusus 微隆肋桦粉 桦木科 0.9 0.8 2.9 B. plicoides 褶皱肋桦粉 桦木科 2.0 1.2 Brevitricolpites sp. 短三沟粉 ？ 0.3 Carpinipites orbicularis 圆形枥粉 桦木科 18.5 24.1 44.7 7.8 10.4 13.9 10.0 8.6 6.7 C. spackmanii 斯氏枥粉 桦木科 0.3 2.8 0.0 2.3 C. tetraporus 四孔枥粉 桦木科 16.6 6.5 26.0 12.7 1.9 9.8 12.7 12.6 7.2 Caryophyllidites sp. 石竹粉 石竹科 1.3 Chenopodipollismicroporatus 小孔藜粉 藜科 1.3 1.9 1.0 1.8 1.7 1.9 C. multiplex 多坑藜粉 藜科 0.9 0.9 Cruciferaeipites minor 小十字花粉 十字花科 0.3 1.9 C. pusillus 小栗粉 栗亚科 9.0 Cyperaceaepollisscholitzensis 许里兹莎草粉 莎草科 1.6 C. sp. 莎草粉 莎草科 0.3 0.8 Cyrillaceaepollenitesmegaexactus 西里拉粉 西里拉科或栗亚科 0.6 0.8 0.5 Echitricolporitesmicroechinatus 细刺刺三孔沟粉 菊科紫菀族 1.0 Elaeangnacites sp. 胡颓子粉 胡颓子科 1.9 1.9 3.8 1.6 0.9 2.9 0.5 Engelhardtioiditeslevis 小黄杞粉 胡桃科 5.1 1.0 4.1 10.9 9.2 12.5 Faguspollenites mediocris 平凡山毛榉粉 山毛榉科 0.6 Fraxinoipollenitesovatus 卵形梣粉 木犀科 0.3 1.0 0.9 F. sp. 梣粉 木犀科 0.7 Gothanipollis elegans 华美高腾粉 桑寄生科？ 1.9 0.3 0.8 1.2 Graminiditesgracilis 纤弱禾本粉 禾本科 1.3 0.3 0.8 2.0 2.8 1.8 0.6 G. major 大型禾本粉 禾本科 2.8 0.6 Juglanspollenitesrotundus 圆形胡桃粉 胡桃科 0.8 3.3 0.9 1.1 J. tetraporus 四孔胡桃粉 胡桃科 1.7 0.7 J. verus 真胡桃粉 胡桃科 1.3 2.0 1.8 1.1 0.7 Lonicerapollis sp. 忍冬粉 忍冬科 0.2 Meliaceoidites orbicularis 圆楝粉 楝科 1.3 2.5 2.0 0.9 1.7 Momipitescoryloides 拟榛莫米粉 胡桃科 1.9 2.0 1.8 1.1 M. polanulatus 极环莫米粉 胡桃科 0.9 M. tenuipolus 薄极莫米粉 胡桃科 4.0 1.2 M. triradiatus 三射莫米粉 胡桃科 4.5 0.9 7.5 2.5 M. spp. 莫米粉 胡桃科 8.8 17.0 1.7 Moraceoipollenites sp. 桑粉 桑科 0.3 Nanlingpollisrhombiformis 菱形南岭粉 伞形科 0.9 11.8 4.7 2.5 Nyssapollenitesanalepticus 待壮紫树粉 珙桐科 0.5 N. commixtus 混合紫树粉 珙桐科 1.3 4.9 2.7 2.9 1.9 N. pseudolaesus 极面紫树粉 珙桐科 2.7 3.4 Paraalnipollenites sp. 异常桤木粉 桦木科 0.9 Pokrovskajaoriginalis 坡氏粉 蒺藜科白刺属 5.1 5.6 1.6 0.9 1.4 Qinghaipollis elegans 青海粉 伞形科 1.1 Quercoidites cf. densu 致密栎粉（比较种） 山毛榉科 0.6 1.1 1.4 Q. microhenrici 小亨氏栎粉 山毛榉科 1.3 1.9 Ranunculaciditeshailongjingensis 海龙井毛茛粉 毛茛科 1.6 1.8 0.5 R. vulgaris 平常毛茛粉 毛茛科 0.6 2.5 R. sp. 毛茛粉 毛茛科 0.6 2.0 2.8 1.7 0.7 Rhoipitesqaidamensis 柴达木漆树粉 漆树科 0.9 Rutaceoipollenitesoblatus 扁圆芸香粉 芸香科 1.9 2.4 2.0 2.8 2.7 Rutaceoipollis sp. 芸香粉 芸香科 1.0 2.8 2.5 1.8 Salixipollenites elegans 锦致柳粉 杨柳科柳属 0.8 S. pseudoporites 假孔柳粉 杨柳科柳属 1.8 Sapindaceiditesmicrorugosus 细波无患子粉 无患子科 0.9 1.6 Tiliaepollenites sp. 椴粉 椴科 0.9 0.5 Tricolpopollenitespsilatus 光三沟粉 ？ 0.3 0.8 Tricolporopollenites spp. 三孔沟粉 ？ 3.9 5.7 0.9 Tubulifloriditesminispinulosus 微刺管花菊粉 菊科管花菊族 2.4 2.6 T. minumus 微小管花菊粉 菊科管花菊族 1.1 1.7 Ulmipollenitesgranulatus 粒纹榆粉 榆科 1.3 0.9 6.9 0.9 U. rotundatus 圆形榆粉 榆科 0.9 2.9 2.8 4.1 4.5 2.9 0.7 U. triangulatus 三角榆粉 榆科 0.9 2.5 Ulmoideipiteskrempii 克氏脊榆粉 榆科 1.5 0.8 2.0 0.9 2.5 1.8 U. planeraeformis 刺榆型脊榆粉 榆科 1.9 U. tricostatus 三肋脊榆粉 榆科 1.9 1.0 Umbelliferaepitesminutus 小拟伞形粉 伞形科 11.5 9.0 4.1 1.0 13.2 12.5 U. sp. 拟伞形粉 伞形科 1.3 0.9 2.0 2.7 Vaclavipollis radiatus 辐射法克拉维粉 石竹科 1.9 4.9 0.5 不能鉴定的孢粉 1.3 2.9 1.7 0.5 鉴定孢粉数量/粒 157 324 123 102 106 122 110 174 416 
图 3 青藏高原东北缘北联池剖面清水营组蕨类、裸子和被子植物主要孢粉类型1—三角孢；2—莱蕨孢；3—水龙骨单缝孢；4—凤尾蕨孢；5—环圈克拉梭粉；6—苏铁粉；7—小银杏粉；8—槭粉；9—拟桦粉；10—褶皱肋桦粉；11—普通蒿粉；12—圆形枥粉；13—四孔枥粉；14—短三沟粉；15—纤细拟菊苣粉；16—小孔栗粉；17—小孔藜粉；18—多坑藜粉；19—小十字花粉；20—西里拉粉；21—胡颓子粉；22—小黄杞粉；23—双束松粉；24—许里兹莎草粉；25—平凡山毛榉粉；26—华美高腾粉Figure 3. Photomicrographs of selected spore-pollen from the Qingshuiying Formation in the Beilianchi section, northeastern margin of the Tibetan Plateau(1) Deltoidospora sp.; (2) Leptolepidites sp.; (3) Polypodiaceaesporites sp.; (4) Pterisisporites sp.; (5) Classopollis annulatus; (6) Cycadopites cycadoides; (7) Ginkgoretectina minor; (8) Aceripollenites sp.; (9) Betulaceoipollenites bituitus; (10) Betulaepollenites plicoides; (11) Artemisiaepollenites communis; (12) Carpinipites orbicularis; (13) Carpinipites tetraporus; (14) Brecolpites sp.; (15) Cichorieacidites gracilis; (16) Cupuliferoipollenites minitrimatus; (17) Chenopodipollis microporatus; (18) Chenopodipollis multiplex; (19) Cruciferaeipites minor; (20) Cyrillaceaepollenites megaexactus; (21) Elaeangnacites sp.; (22) Engelhardtioidites levis; (23) Pinuspollenites sp.; (24) Cyperaceaepolliss cholitzensis; (25) Faguspollenites mediocris; (26) Gothanipollis elegans
图 4 青藏高原东北缘北联池剖面清水营组被子植物主要孢粉类型1—卵形梣粉；2—纤弱禾本粉；3—唇形三沟粉；4—圆形胡桃粉；5—大型禾本粉；6—真胡桃粉; 7—圆楝粉；8—三射莫米粉；9—拟榛莫米粉；10—薄极莫米粉；11—菱形南岭粉；12—桑粉；13—极面紫树粉；14—异常桤木粉；15—混合紫树粉；16—海龙井毛茛粉；17—坡氏粉；18—致密栎粉(比较种)；19—小亨氏栎粉；20—青海粉；21—柴达木漆树粉；22—细波无患子粉；23—平常毛茛粉；24—芸香粉；25—锦致柳粉；26—假孔柳粉；27—扁圆芸香粉；28—椴粉；29—微刺管花菊粉；30—圆形榆粉；31—刺榆型脊榆粉；32—三肋脊榆粉；33、34—小拟伞形粉Figure 4. Photomicrographs of selected spore-pollen from the Qingshuiying Formation in the Beilianchi section, northeastern margin of the Tibetan Plateau(1) Fraxinoipollenites ovatus; (2) Graminidites gracilis; (3) Labitricolpites stenosus; (4) Juglanspollenite srotundus; (5) Graminidites major; (6) Juglanspollenites verus; (7) Meliaceoidites orbicularis; (8) Momipites triradiatus; (9) Momipites coryloides; (10) Momipites tenuipolus; (11) Nanlingpollis rhombiformis; (12) Moraceoipollenites sp.; (13) Nyssapollenites pseudolaesus; (14) Paraalnipollenites sp.; (15) Nyssapollenites commixtus; (16) Ranunculacidites hailongjingensis; (17) Pokrovskajaoriginalis; (18) Quercoidites cf. densus; (19) Quercoidites microhenrici; (20) Qinghaipollis elegans; (21) Rhoipites qaidamensis; (22) Sapindaceidites microrugosus; (23) Ranunculacidites vulgaris; (24) Rutaceoipollis sp.; (25) Salixipollenites elegans; (26) Salixipollenites pseudoporites; (27) Rutaceoipollenites oblatus; (28) Tiliaepollenites sp.; (29) Tubulifloridites inispinulosus; (30) Ulmipollenites rotundatus; (31) Ulmoideipites planeraeformis; (32) Ulmoideipites tricostatus; (33 and 34) Umbelliferaepites minutus
图 5 青藏高原东北缘北联池剖面清水营组被子植物主要孢粉类型百分比图谱Figure 5. Selected sporopollen percentage diagram from the Qingshuiying Formation of the Beilianchi section, northeastern margin of the Tibetan Plateau实验共鉴定出孢粉类型60属65种，其中有蕨类植物孢子（5属）、裸子植物花粉（6属3种）和被子植物花粉（49属62种）。蕨类植物孢子仅发现5属，主要有Deltoidospora sp.、Leptolepidites sp.、Lygodioisporites sp.、Polypodiaceaesporites sp.和Pterisisporites sp.。裸子植物花粉发现6属3种，主要包括Abiespollenites sp.、Classopollisannulatus、Cycadopitescycadoides、Ginkgoretectina minor、Keteleeriaepollenites sp.和Pinuspollenites sp.。被子植物花粉发现49属62种，主要包括Aceripollenites sp.、Alnipollenites metaplasmus、Artemisiaepollenites communis、Betulaceoipollenites bituitus、B. prominens、Betulaepollenites claripites、B. microrugusus、B. plicoides、Brevitricolpites sp.、Carpinipites orbicularis、C. spackmanii、C. tetraporus、Caryophyllidites sp.、Chenopodipollismicroporatus、C. multiplex、Cichorieacidites gracilis、Cruciferaeipites minor、Cupuliferoipollenites minitrimatus、C. pusillus、Cyperaceaepollis scholitzensis、C.sp、Cyrillaceaepollenites megaexactus、Echiperiporites sp.、Echitricolporites microechinatus、Elaeangnacites sp.、Engelhardtioidites levis、Faguspollenites changheensis、F. mediocris、Fraxinoipollenites ovatus、F. sp.、Gothanipollis elegans、Graminidites gracilis、G. major、Juglanspollenites rotundus、J. tetraporus、J. verus、Labitricolpites stenosus、Lonicerapollis sp.、Meliaceoidites orbicularis、Momipites coryloides、M. polanulatus、M. tenuipolus、M. triradiatus、M. spp.、Moraceoipollenites sp.、Nanlingpollis rhombiformis、Nyssapollenites analepticus、N. commixtus、N. pseudolaesus、Paraalnipollenites sp.、Pokrovskajaoriginalis、Qinghaipollis elegans、Quercoidites cf. densu、Q. microhenrici、Ranunculacidites hailongjingensis、R. vulgaris、R. sp.、Rhoipitesqaidamensis、Rutaceoipollenites oblatus、Rutaceoipollis sp.、Salixipollenites elegans、S. pseudoporites、Sapindaceidites microrugosus、Tiliaepollenites sp.、Tricolpopollenites psilatus、Tricolporopollenites spp.、Tubulifloridites grandis、T. minispinulosus、T. minumus、Ulmipollenites granulatus、U. rotundatus、U. triangulatus、Ulmoideipites krempii、U. planeraeformis、U. tricostatus、Umbelliferaepites minutus、U. sp.、Vaclavipollis radiatus和Zelkavaepollenites sp.。
4. 讨论
4.1 地质时代
清水营组的孢粉组合是以被子植物花粉（95.3%~99.7%）为主，蕨类孢子（0~3.8%）和裸子植物花粉（0~1.9%）仅占少量。被子植物花粉中，以具孔类为主，包括桦木科（17.9%~72.4%）、胡桃科（0.8%~24.5%）及榆科（0.7%~12.7%）等木本植物花粉，以及一定量的三孔沟或三沟类花粉。
孢粉组合中，Artemisiaepollenites、Carpinipites和Umbelliferaepites含量最为丰富，Momipites、Engelhardtioidites、Ulmipollenites和Ulmoideipites含量也较高，其他属种含量较少。该孢粉组合中的这些分子均为国内外渐新世常见分子。如桦木科Carpinipites植物为泛北极分子，广泛见于世界各地古近纪中晚期，尤以晚期渐新世最为繁盛（青海石油管理局勘探开发研究院和中国科学院南京地质古生物研究所，1985）。张一勇（1990）总结已有研究资料认为，晚始新世之后胡桃科花粉表现出现代性。在该孢粉组合中，胡桃科中含量较高的是Momipites和Engelhardtioidites。胡桃科中，一般Momipites和Coryloides在地质时期延续时间较长，从古新世一直延续到中新世，古近纪中、晚期曾广泛分布于世界各地，尤以渐新世最为鼎盛（张一勇，1990）。Ulmipollenites和Ulmoideipites的地质时代是晚白垩世晚期—古近纪，为苏联、北美及南亚等地区古新世—始新世中的常见种，繁盛于古新世。Ulmipollenites和Ulmoideipites是华南地区古新世的优势分子，在始新世和渐新世也为常见分子。该孢粉组合中还出现了为数不多但种类繁多的热带—亚热带植物的被子植物花粉，如Meliaceoidites。Meliaceoidites在中国北方多分布于始新世和渐新世，Meliaceoidites见于渤海沿岸渐新世沙河街组（陶明华等，2001）和江苏晚渐新世三垛组二段（王宪曾等，1979）。清水营组的孢粉化石在同心县贺家口子剖面以Ephedripites（麻黄粉）、Meliacoidites（楝粉）、Ulmipollenites（榆粉）和Pinuspollenites（双束松粉）等为主（孙素英，1982；宁夏回族自治区地质矿产局，1990），海原县红沟梁剖面的孢粉组合为Ephedripites（麻黄粉）−Nitrariadites（白刺粉）−Chenopodipollis（藜粉）−Quercoidites（栎粉）（宁夏回族自治区地质调查院，2017），隆德县观音店剖面产Chenopodipollis（藜粉）、Ephedripites（麻黄粉）、Pinuspollenites（双束松粉）和Betulaceoipollenites（拟桦粉）（宁夏回族自治区地质调查院，2017），鉴定该清水营组沉积时代属于渐新世。银川盆地北部灵武地区清水营组产脊椎动物化石Cyclomyluslohensis、 Indricotheriumgrangeri和Archaeotheriumordosius，认为该区的清水营组为渐新世（宁夏回族自治区地质调查院，2017）。王伴月等（1994）研究清水营组中的哺乳动物化石确定时代为渐新世中—晚期。草本植物菊科Artemisiaepollenites和伞形科Umbelliferaepites有一定含量，藜科Chenopodipollis、禾本科Graminidites和莎草科Cyperaceaepollis花粉等仅个别出现。菊科、伞形科、藜科、禾本科及莎草科等草本植物在地史中均出现较晚，一般多始现于古近纪，至新近纪才比较繁盛。菊科花粉一般出现于古近纪晚期，在渐新世少量出现，直至中新世才在世界各地普遍分布。一般认为藜科出现于早始新世，莎草科花粉最早的花粉化石发现于始新世中期，但在新近纪才有较大的发展。
同心县马断头−丁家二沟剖面的清水营组孢粉属种类型与文中比较类似，确定其地质时代为渐新世—中新世早期（宁夏回族自治区地质调查院，2017）。该组合与青海民和盆地晚渐新世—早中新世谢家组孢粉组合可以对比，其孢粉组合特征整体表现为被子植物占优势，以楝粉和栎粉为主要成分，还有桦木科、榆科；草本植物花粉以藜科花粉为主，热带—亚热带分子有少量（孙秀玉等，1984）。最上部样品中热带—亚热带分子明显增多，指示了气候有明显转暖的趋势，时代可能为早中新世沉积。宁夏寺口子剖面清水营组顶部古地磁测得的年龄为16.8 Ma，属于早中新世（王伟涛，2012；王伟涛等，2013）。宁夏隆德观音店剖面清水营组上部碎屑锆石年龄表明其沉积时代应晚于17.8 Ma（寇琳琳等，2021）。综合分析，清水营组的地质时代属于中晚渐新世—中新世早期。
4.2 古气候意义
古近系清水营组在青藏高原东北缘分布广泛，总体上为一套代表干旱咸化湖盆环境的碎屑岩沉积，以发育大量石膏夹层为特征（宁夏回族自治区地质调查院，2017）。有机地球化学分析表明，清水营组泥岩中的有机质类型主要为湖相还原环境中的藻类有机质（徐清海等，2023）。微量元素V、Cr、U和Ni以及V/（V+Ni）的值都反映出清水营组沉积时期为贫氧，水体相对较深的还原环境（潘进礼等，2022）。B/Ga比值高达7.6，指示水体为高含盐度的咸水环境，气候干旱炎热，SiO2–(Al2O3+K2O+Na2O)双变量图解投点均位于相对干旱的气候区域（李明涛等，2020；潘进礼等，2022）。六盘山东侧寺口子剖面清水营组沉积物色度、磁化率和总有机碳综合分析表明，色度指标红度缓慢上升，黄度、亮度指标以及磁化率和总有机碳指标均处于低值，湿润指数较高，指示了区域上温暖湿润的气候环境，但已经开始有变冷变干的趋势（Jiang et al.， 2008；Jiang and Ding， 2008；肖霖等，2019）。结合现有研究中对沉积特征以及有机碳、微量元素、色度指标、磁化率、总有机碳的综合分析，青藏高原东北缘清水营组沉积时期总体上属于干旱湖盆的沉积环境，气候温暖湿润但却有波动，特别是在清水营组沉积末期气候已有变冷变干的趋势。
根据孢粉组合特征，青藏高原东北缘六盘山地区北联池剖面清水营组孢粉植物群以被子植物桦木科、胡桃科和榆科等落叶阔叶植物为主，组合中还出现了数量不多但种类繁多的热带—亚热带植物的花粉，草本植物花粉也较丰富；裸子植物花粉和蕨类植物花粉含量很少。该组合中耐寒山地针叶植物花粉偶见。根据青藏高原及邻区渐新世地层中孢粉组合的研究认为渐新世总体上亚热带、热带植物成分的丰度和分异度都降低，温带植物如桦木科和榆科花粉大增，耐寒山地针叶植物大量发育，干旱类型草本植物增加，预示着青藏高原隆升对区域气候环境的影响（吴珍汉等，2006；苗运法等，2008）。在北联池剖面沉积时期的古植被以桦木科、胡桃科和榆科等落叶阔叶被子植物为主，这些花粉含量高表明这一时期的气候是较温凉湿润的，但还含有数量不多但种类繁多的热带—亚热带植物的花粉，如Nyssapollenites和Meliaceoidites等，说明气候还是比较温和的。清水营组的孢粉组合中，草本植物伞形科花粉含量高，伞形科是热带—亚热带分子，而典型干旱植物分子麻黄科和藜科花粉含量少，个别样品中蒺藜科Pokrovskaja含量稍高，指示样品所在层位沉积时的气候并不干旱。北联池剖面清水营组的孢粉组合总体反映了温和较湿的气候，主要为暖温带的环境。在青藏高原东北缘弧形构造带前缘的丁家二沟剖面、同心剖面清水营组孢粉相对比较丰富，在不同的剖面虽有一定的差异，总体上是以Ephedripites（麻黄粉）、Meliacoidites（楝粉）、Ulmipollenites（榆粉）和Pinuspollenites（双束松粉）等为主，反应了相对干热的气候背景，特别是缺少耐寒的山地针叶林植物（孙素英，1982；宁夏回族自治区地质矿产局，1990）。在青藏高原后缘的六盘山以西地区，现有研究仅在隆德剖面做过相关的孢粉鉴定工作，从发现的少量孢粉来看主要为Chenopodipollis（藜粉）、Ephedripites（麻黄粉）、Pinuspollenites（双束松粉）和Betulaceoipollenites（拟桦粉），未见到耐寒的山地针叶林植物（宁夏回族自治区地质调查院，2017）。综合青藏高原东北缘弧形构造带不同剖面的清水营组孢粉组合特征分析，孢粉组合是以桦木科、胡桃科和榆科等为主的温带落叶阔叶林，主要生长在低山或丘陵地区，与温带成分一起还出现了紫树科和楝科等少量的热带、亚热带成分，说明地势低洼地区为落叶阔叶林中杂生有热带—亚热带分子，林下生长着少量的灌木和草本植物，根据该孢粉组合特征推测当时气候温和湿润，属暖温带类型。根据区域资料研究表明，青藏高原向北东方向隆升扩展的时限为10~8 Ma（Shi et al.， 2020），孢粉资料综合分析认为清水营组的沉积时代为中晚渐新世—中新世早期，此时在六盘山东西两侧均未出现耐寒的针叶林植物，也就说明在清水营组沉积时期，青藏高原向北东方向的推挤作用尚未影响到六盘山地区，区域气候环境并未发生由暖湿向寒冷的明显变化。
5. 结论
（1）以北联池剖面清水营组孢粉组合特征为基础，结合区域不同剖面孢粉组合特征综合分析认为，清水营组沉积的地质时代属于中晚渐新世—中新世早期。
（2）青藏高原东北缘六盘山以西的北联池清水营组剖面，孢粉组合特征总体以被子植物花粉占绝对优势，裸子植物花粉和蕨类植物花粉含量很少，表明这一时期的气候特征属于较温和湿润的气候环境。
（3）清水营组沉积时期，青藏高原东北缘弧形构造带不同剖面的孢粉组合中几乎不见耐寒山地针叶植物花粉的出现，说明区域气候环境相对稳定，尚未发生由暖转冷的重大变化，青藏高原向东北方向的隆升扩展尚未影响到六盘山地区。
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图 1 模型网格图
模型坐标为右手系，其中x轴正向代表东，y轴正向代表北，z轴正向代表上
Figure 1. Mesh of the finite element method (FEM) model
An east-north-up (ENU) system is used in the model.
图 2 弹性模型的计算结果
a—闭锁程度；b—剪应力积累速率
Figure 2. Elastic model results
(a) Interseismic coupling (ISC); (b) Shear stress accumulation rates
图 3 均匀黏弹性模型计算的闭锁程度和剪应力积累速率的时空演化特征
a—闭锁程度；b—剪应力积累速率
Figure 3. Spatiotemporal evolution of the ISC and shear stress accumulation rates derived from the homogeneous viscoelastic model
(a) Interseismic coupling (ISC); (b) Shear stress accumulation rates
图 4 横向非均匀黏度模型计算的闭锁程度和剪应力积累速率的时空演化特征
a—闭锁程度；b—剪应力积累速率
Figure 4. Spatiotemporal evolution of the ISC and shear stress accumulation rates derived from the heterogeneous model
(a) Interseismic coupling (ISC); (b) Shear stress accumulation rates
图 5 监测点闭锁程度及剪应力积累速率随时间的变化
a—闭锁程度；b—剪应力积累速率
Figure 5. Temporal evolution of the ISC and shear stress accumulation rates at the monitoring points
(a) Interseismic coupling (ISC); (b) Shear stress accumulation rates
图 6 北向位移速率云图
a—完全弹性模型；b—横向均匀黏弹性模型（时间为5 λ，即1.25×1010 s）；c—横向非均匀黏弹性模型（时间为5 λ，即1.25×1010 s）
Figure 6. Contour map of the northward displacement rate
(a) Elastic model; (b) Homogeneous viscoelastic model; (c) Heterogeneous viscoelastic modelThe observed depth is 8 km for all panels. The snapshots in panels (b) and (c) represent a time of 5 λ (1.25 × 1010 s).
图 7 由弹性模型得出的凹凸体附近闭锁程度和剪应力归一化因子等值线
红线表示ISC等值线；黑线表示Φτ等值线，等值线间隔为0.2，由凹凸体向外扩展的4根黑线分别为Φτ=0.8、0.6、0.4、0.2
Figure 7. Contour map of the ISC and shear stress normalization factor near an asperity derived from the elastic model
Red lines represent the ISC contour lines at an interval of 0.1. Black lines represent the Φτ contour lines at an interval of 0.2. The four black lines extending outward from the asperity were 0.8, 0.6, 0.4 and 0.2.
图 8 由黏弹性模型给出的凹凸体附近闭锁程度和剪应力归一化因子的时空演化特征
a—均匀黏弹性模型；b—非均匀黏弹性模型红线表示ISC等值线；黑线表示Φτ等值线，由凹凸体向外扩展的4根黑线分别为Φτ=0.8、0.6、0.4、0.2
Figure 8. Spatiotemporal evolution of the ISC and shear stress normalization factor near an asperity derived from the viscoelastic model
(a) Homogeneous viscoelastic model; (b) Heterogeneous viscoelastic model Red lines represent the ISC contour lines at an interval of 0.1 Black lines represent the Φτ contour lines at an interval of 0.2. The four black lines extending outward from the asperity were 0.8, 0.6, 0.4 and 0.2.
图 9 鲜水河断裂带邻区的震间变形
a—鲜水河断裂带闭锁程度分布图（Jiang et al., 2015；黑色划线区域为此次模型中设置的凹凸体的位置）；b—地表速度模拟值和GPS速度的比较（带误差椭圆的红色箭头表示模拟的地表地震间速度，带误差椭圆的蓝色箭头表示模型内部的GPS速度观测值，带误差椭圆的白色箭头表示模型外的GPS速度观测值）
Figure 9. Interseismic deformation near the Xianshuihe fault
(a) Map of the locking degree of the Xianshuihe fault (Jiang et al., 2015; The area outlined by the black line represents the asperities used in this model.) (b) Comparison of simulated surface and GPS velocities (The red arrow with an error ellipse represents the simulated interseismic velocity, blue arrow with an error ellipse represents the GPS velocity, and white arrow with an error ellipse represents the GPS velocity outside the model domain.)
表 1 数值模拟中使用的弹性参数
Table 1. Elastic parameters used in the numerical simulation
分层 弹性模量/Pa 泊松比 密度/(kg/m3) 上地壳 8×1010 0.25 2700 下地壳 1×1011 0.25 3000 岩石圈地幔 1.5×1011 0.28 3300 
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表 2 模型中使用的黏度参数
Table 2. Viscosity parameters used in the model
上地壳块体1 上地壳块体2 下地壳块体1/Pa s 下地壳块体2/Pa s 上地幔块体1/Pa s 上地幔块体2/Pa s 模型1 − − − − − − 模型2 − − 1×1020 1×1020 1×1020 1×1020 模型3 − − 1×1019 1×1020 1×1019 1×1020
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表 3 鲜水河断裂带数值模拟中使用的参数
Table 3. Parameters used in the numerical simulation of the Xianshuihe fault zone
分层 深度/km 弹性模量/Pa 泊松比 密度/(kg/m3) 黏度/（Pa s） 上地壳 18 8× 1010 0.25 2700 下地壳 18 1× 1011 0.25 3000 1×1020 岩石圈地幔 64 1.5× 1011 0.28 3300 1×1020
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[1] ALMEIDA R, LINDSEY E O, BRADLEY K, et al., 2018. Can the updip limit of frictional locking on megathrusts be detected geodetically? Quantifying the effect of stress shadows on near-trench coupling[J]. Geophysical Research Letters, 45(10): 4754-4763. doi: 10.1029/2018GL077785 [2] BAI Y J, NI H Y, GE H, 2019. Advances in research on the geohazard effect of active faults on the southeastern margin of the Tibetan Plateau[J]. Journal of Geomechanics, 25(6): 1116-1128. (in Chinese with English abstract [3] BRACE W F, BYERLEE J D, 1966. Stick-slip as a mechanism for earthquakes[J]. Science, 153(3739): 990-992. doi: 10.1126/science.153.3739.990 [4] BYRNE D E, DAVIS D M, SYKES L R, 1988. Loci and maximum size of thrust earthquakes and the mechanics of the shallow region of subduction zones[J]. Tectonics, 7(4): 833-857. doi: 10.1029/TC007i004p00833 [5] CAMERON W E, NISBET E G, DIETRICH V J, 1979. Boninites, komatiites and ophiolitic basalts[J]. Nature, 280(5723): 550-553. doi: 10.1038/280550a0 [6] CARTER N L, FRIEDMAN M, LOGAN J M, et al. , 1981. Mechanical behavior of crustal rocks: the handin volume[M]. Washington DC: American Geophysical Union. [7] CHLIEH M, AVOUAC J P, SIEH K, et al., 2008. Heterogeneous coupling of the Sumatran megathrust constrained by geodetic and paleogeodetic measurements[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 113(B5): B05305. [8] DENG J S, KENNETH H, MICHAEL G, et al., 1999. Stress loading from viscous flow in the lower crust and triggering of aftershocks following the 1994 Northridge, California, earthquake[J]. Geophysical Research Letters, 26(21): 3209-3212. doi: 10.1029/1999GL010496 [9] DIETERICH J H, 1979. Modeling of rock friction: 1. Experimental results and constitutive equations[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 84(B5): 2161. doi: 10.1029/JB084iB05p02161 [10] DUNHAM E M, BELANGER D, CONG L, et al., 2011. Earthquake ruptures with strongly rate-weakening friction and off-fault plasticity, Part 2: nonplanar faults[J]. Bulletin of the Seismological Society of America, 101(5): 2308-2322. doi: 10.1785/0120100076 [11] FENG C J, QI B S, ZHANG P, et al., 2018. Crustal stress field and its tectonic significance near the Longmenshan Fault Belt, after the Wenchuan Ms8.0 earthquake[J]. Journal of Geomechanics, 24(4): 439-451. (in Chinese with English abstract [12] FREED A M, LIN J, 1998. Time-dependent changes in failure stress following thrust earthquakes[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 103(B10): 24393-24409. doi: 10.1029/98JB01764 [13] GE W P, SHEN Z K, MOLNAR P, et al., 2022. GPS determined asymmetric deformation across central Altyn Tagh fault reveals rheological structure of Northern Tibet[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 127(9): e2022JB024216. doi: 10.1029/2022JB024216 [14] HERMAN M W, GOVERS R, 2020. Locating fully locked asperities along the South America subduction megathrust: a new physical interseismic inversion approach in a Bayesian framework[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 21(8): e2020GC009063. doi: 10.1029/2020GC009063 [15] HOULIÉ N, ROMANOWICZ B, 2011. Asymmetric deformation across the San Francisco Bay Area faults from GPS observations in Northern California[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 184(3-4): 143-153. doi: 10.1016/j.pepi.2010.11.003 [16] HUANG L Y, ZHANG B, SHI Y L, 2020. Def3D, a FEM simulation tool for computing deformation near active faults and volcanic centers[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 309: 106601. doi: 10.1016/j.pepi.2020.106601 [17] HUANG L Y, ZHANG B, SHI Y L, 2021. Stress transfer at the northeastern end of the Bayan Har Block and its implications for seismic hazards: Insights from numerical simulations[J]. Earth and Space Science, 8(12): e2021EA001947. doi: 10.1029/2021EA001947 [18] JIANG G Y, XU X W, CHEN G H, et al., 2015. Geodetic imaging of potential seismogenic asperities on the Xianshuihe-Anninghe-Zemuhe fault system, southwest China, with a new 3-D viscoelastic interseismic coupling model[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 120(3): 1855-1873. doi: 10.1002/2014JB011492 [19] KANEKO Y, AVOUAC J P, LAPUSTA N, 2010. Towards inferring earthquake patterns from geodetic observations of interseismic coupling[J]. Nature Geoscience, 3(5): 363-369. doi: 10.1038/ngeo843 [20] KONG W L, HUANG L Y, YAO R, et al., 2022. Contemporary kinematics along the Xianshuihe-Xiaojiang fault system: insights from numerical simulation[J]. Tectonophysics, 839: 229545. doi: 10.1016/j.tecto.2022.229545 [21] LACHENBRUCH A H, 1980. Frictional heating, fluid pressure, and the resistance to fault motion[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 85(B11): 6097-6112. doi: 10.1029/JB085iB11p06097 [22] LI S Y, MORENO M, BEDFORD J, et al., 2015. Revisiting viscoelastic effects on interseismic deformation and locking degree: a case study of the Peru‐North Chile subduction zone[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 120(6): 4522-4538. doi: 10.1002/2015JB011903 [23] LI S Y, WANG K L, WANG Y Z, et al., 2018a. Geodetically inferred locking state of the cascadia megathrust based on a viscoelastic earth model[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 123(9): 8056-8072. doi: 10.1029/2018JB015620 [24] LI Y C, ZHANG G H, SHAN X J, et al., 2018b. GPS-derived fault coupling of the Longmenshan fault associated with the 2008 mw Wenchuan 7.9 earthquake and its tectonic implications[J]. Remote Sensing, 10(5): 753. doi: 10.3390/rs10050753 [25] LI Y C, SHAN X J, GAO Z Y, et al., 2023. Interseismic coupling, asperity distribution, and earthquake potential on major faults in Southeastern Tibet[J]. Geophysical Research Letters, 50(8): e2022GL101209. doi: 10.1029/2022GL101209 [26] LINDSEY E O, MALLICK R, HUBBARD J A, et al., 2021. Slip rate deficit and earthquake potential on shallow megathrusts[J]. Nature Geoscience, 14(5): 321-326. doi: 10.1038/s41561-021-00736-x [27] LOVELESS J P, MEADE B J, 2011. Spatial correlation of interseismic coupling and coseismic rupture extent of the 2011 MW = 9.0 Tohoku‐oki earthquake[J]. Geophysical Research Letters, 38(17): L17306. [28] LUO G, LIU M, 2018. Stressing rates and seismicity on the major faults in eastern Tibetan Plateau[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 123(12): 10968-10986. [29] LYONS S N, BOCK Y, SANDWELL D T, 2002. Creep along the Imperial Fault, southern California, from GPS measurements[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 107(B10): 2249. [30] MALSERVISI R, FURLONG K P, DIXON T H, 2001. Influence of the earthquake cycle and lithospheric rheology on the dynamics of the Eastern California Shear Zone[J]. Geophysical Research Letters, 28(14): 2731-2734. doi: 10.1029/2001GL013311 [31] MELNICK D, MORENO M, QUINTEROS J, et al., 2017. The super‐interseismic phase of the megathrust earthquake cycle in Chile[J]. Geophysical Research Letters, 44(2): 784-791. doi: 10.1002/2016GL071845 [32] MORENO M, MELNICK D, ROSENAU M, et al., 2012. Toward understanding tectonic control on the M w 8.8 2010 Maule Chile earthquake[J]. Earth and Planetary Science Letters, 321-322: 152-165. doi: 10.1016/j.jpgl.2012.01.006 [33] MURAMOTO T, ITO Y, MIYAKAWA A, et al., 2023. Strain and stress accumulation in viscoelastic splay fault and subducting oceanic crust[J]. Geophysical Research Letters, 50(11): e2023GL103496. doi: 10.1029/2023GL103496 [34] OLESKEVICH D A, HYNDMAN R D, WANG K, 1999. The updip and downdip limits to great subduction earthquakes: thermal and structural models of Cascadia, south Alaska, SW Japan, and Chile[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 104(B7): 14965-14991. doi: 10.1029/1999JB900060 [35] QIAO X, ZHOU Y, 2021. Geodetic imaging of shallow creep along the Xianshuihe fault and its frictional properties[J]. Earth and Planetary Science Letters, 567: 117001. doi: 10.1016/j.jpgl.2021.117001 [36] RIPPERGER J, AMPUERO J P, MAI P M, et al., 2007. Earthquake source characteristics from dynamic rupture with constrained stochastic fault stress[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 112(B4): B04311. [37] RUINA A, 1983. Slip instability and state variable friction laws[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 88(B12): 10359-10370. doi: 10.1029/JB088iB12p10359 [38] SAVAGE P E, GOPALAN S, MIZAN T I, et al., 1995. Reactions at supercritical conditions: applications and fundamentals[J]. AIChE Journal, 41(7): 1723-1778. doi: 10.1002/aic.690410712 [39] SHI Y L, CAO J L, 2008. Effective viscosity of China continental lithosphere[J]. Earth Science Frontiers, 15(3): 82-95. (in Chinese with English abstract doi: 10.1016/S1872-5791(08)60064-0 [40] SONE H, UCHIDE T, 2016. Spatiotemporal evolution of a fault shear stress patch due to viscoelastic interseismic fault zone rheology[J]. Tectonophysics, 684: 63-75. doi: 10.1016/j.tecto.2016.04.017 [41] TAKEUCHI M, SATO T, SHINBO T, 2008. Stress due to the interseismic back slip and its relation with the focal mechanisms of earthquakes occurring in the Kuril and northeastern Japan arcs[J]. Earth, Planets and Space, 60(6): 549-557. doi: 10.1186/BF03353117 [42] THATCHER W, RUNDLE J B, 1984. A viscoelastic coupling model for the cyclic deformation due to periodically repeated Earthquakes at subduction zones[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 89(B9): 7631-7640. doi: 10.1029/JB089iB09p07631 [43] VROLIJK P, 1990. On the mechanical role of smectite in subduction zones[J]. Geology, 18(8): 703. doi: 10.1130/0091-7613(1990)018<0703:OTMROS>2.3.CO;2 [44] WANG K L, HU Y, HE J H, 2012. Deformation cycles of subduction earthquakes in a viscoelastic Earth[J]. Nature, 484(7394): 327-332. doi: 10.1038/nature11032 [45] WANG, M, SHEN Z K, 2020. Present‐day crustal deformation of continental China derived from GPS and its tectonic implications[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 125(2): e2019JB018774. doi: 10.1029/2019JB018774 [46] WANG R J, LORENZO-MARTÍN F, ROTH F, 2006. PSGRN/PSCMP—a new code for calculating co- and post-seismic deformation, geoid and gravity changes based on the viscoelastic-gravitational dislocation theory[J]. Computers & Geosciences, 32(4): 527-541. [47] WEN X Z, MA S L, XU X W, et al., 2008. Historical pattern and behavior of earthquake ruptures along the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan faulted-block, southwestern China[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 168(1-2): 16-36. doi: 10.1016/j.pepi.2008.04.013 [48] YAGI Y, KIKUCHI M, 2003. Partitioning between seismogenic and aseismic slip as highlighted from slow slip events in Hyuga-nada, Japan[J]. Geophysical Research Letters, 30(2): 1087. [49] YAO S L, YANG H F, 2022. Hypocentral dependent shallow slip distribution and rupture extents along a strike-slip fault[J]. Earth and Planetary Science Letters, 578: 117296. doi: 10.1016/j.jpgl.2021.117296 [50] ZHAO J, JIANG Z S, WU Y Q, et al., 2012. Study on fault locking and fault slip deficit of the Longmenshan fault zone before the Wenchuan earthquake[J]. Chinese Journal of Geophysics, 55(9): 2963-2972. (in Chinese with English abstract [51] ZHU S B, ZHANG P Z, 2013. FEM simulation of interseismic and coseismic deformation associated with the 2008 Wenchuan Earthquake[J]. Tectonophysics, 584: 64-80. doi: 10.1016/j.tecto.2012.06.024 [52] ZHU Y J, WANG K L, HE J H, 2020. Effects of earthquake recurrence on localization of interseismic deformation around locked strike‐slip faults[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 125(8): e2020JB019817. doi: 10.1029/2020JB019817 [53] 白永健,倪化勇,葛华,2019. 青藏高原东南缘活动断裂地质灾害效应研究现状[J]. 地质力学学报,25(6):1116-1128. doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.2019.25.06.095 [54] 丰成君,戚帮申,张鹏,等,2018. 汶川Ms8.0地震后龙门山断裂带地壳应力场及其构造意义[J]. 地质力学学报,24(4):439-451. doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.2018.24.04.046 [55] 石耀霖,曹建玲,2008. 中国大陆岩石圈等效粘滞系数的计算和讨论[J]. 地学前缘,15(3):82-95. doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.2008.03.006 [56] 赵静,江在森,武艳强,等,2012. 汶川地震前龙门山断裂带闭锁程度和滑动亏损分布研究[J]. 地球物理学报,55(9):2963-2972. doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.09.015 -
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