川滇地區地殼應變能密度變化率及其構造運動分析*

朱良玉 王慶良 蔣鋒云

(中國地震局第二監測中心，西安 710054)

川滇菱形塊體位于青藏高原東緣，是我國地殼運動最強烈地區之一，歷來都是地學研究的熱點區域。目前利用GPS 資料研究地殼運動主要是采用活動塊體模型、負位錯模型等計算塊體邊界運動學特性，或者采用數值模擬擬合速度場來計算應變場，或者采用重力、水準、跨斷層、地震矩張量數據分析應變場。雖然這些方法給出的分析結果清晰直觀，但因沒有包含地殼介質性質信息，而無法精確表示地震孕育信號。而從應變能角度出發，不僅能考慮地殼運動狀態和歷史，還能兼顧地殼介質橫向差異性，有利于準確反映地殼的孕震情況。實際上，采用應變能密度理論來利用GPS 資料，有很多學者作過嘗試。張東寧等［1］結合GPS 資料和地應力資料，利用有限元法計算中國大陸應變能密度變化率場，認為應變能密度變化率正負變化過渡帶是判別地震危險區的標志之一。許才軍等［2］采用華北地區的GPS速度場計算該區域的應變能密度變化率場，認為是高應變能密度變化率地區，地殼積累能量高。張永志等［3］利用GPS 觀測研究中國西北地區應變能變化特征，認為應變能密度變化率較大的區域主要分布在深大斷裂附近，地震活動并不是發生在應變能量變化最大的地區，而是發生在深大斷裂分布多的地區。荊燕等［4］利用地震矩張量與GPS 資料推算中國大陸現今地殼運動能量分布特征，并認為能量越高的部位發震概率越大。地殼應變能、應變能密度變化率與地震孕育到底是一種什么關系，尚缺乏明確表述。有鑒于此，本文依據應變能密度理論，分析了地殼應變能密度變化率、應變能密度與地震孕育的變化規律。

1 應變能密度變化率與地震震級的統計關系

為驗證斷層應變能積累背景越高，存在潛在地震的危險性越大［5］這一認識，我們從中國地震局臺網中心下載了2001 ～2007年，2007 ～2009年，2009～2011年3 個時段川滇地區體波震級大于2級的地震目錄，根據震源坐標，內插出震中位置的地殼面應變能密度變化率，如圖1。從圖1 可以發現，大震均發生在應變水平較低的區域。

圖1 應變能密度變化與體波震級的統計關系Fig.1 Statistical relationship between strain energy density and magnitude of earthquake

2 面應變能密度變化率計算方法

根據彈性力學理論，各向均勻彈性體的應力應變方程為［6］:

其中σ 與ε 分別是應力張量和應變張量，λ、μ是拉梅常數，θ是面膨脹，δij為克勞內克符號。由彈性體地殼應力與應變的關系得地殼應變能密度為［1］:

將式(2)代入式(3)并對時間求導，得應變能密度變化率［2］:

式中，Θ 為面膨脹率。

鑒于GPS 的垂向速度還不夠精確，故采用其水平分量確定的應變率參數，計算分析水平形變的應變能面密度變化率。

計算中的拉梅常數采用地震波數據計算，波速數據來自文獻［7］。與文獻［7］不同的是，由于本文采用的是地面觀測數據，因此在計算中只采用該模型中最淺層的波速結構(0 ～4 km)，并在計算中每個數據點上采用不同的介質參數，以充分考慮介質的橫向不均勻性。

3 結果分析

利用喜馬拉雅多期GPS 流動站觀測資料，采用GAMIT/GLOBK 軟件處理得到2001 ～2007，2007 ～2009，2009 ～2011 三期ITRF2005 框架下，相對于歐亞大陸的速度場。在數據處理過程中考慮了海洋潮汐、大氣潮汐的影響，并將中國大陸27 個GPS 連續站作為約束一起處理。獲得研究區三期的速度場之后，依據研究區地質構造將該區域分成10 個多邊形［8－9］，在每個多邊形內部采用克里金插值法求出節點的速度場(圖2)，然后依據中心差分法，求出每個節點的應變率場，再根據文獻［2，7］給出的地震波速度模型，計算每個節點拉梅常數、介質常數和應變率，利用式(3)計算出整個研究區域的面應變能密度變化率場。

圖3 為川滇地區2001 ～2007年面應變能密度變化率分布圖。由圖3 可知，川滇地區面應變能密度變化率空間分布差異較大，沿斷裂附近有幾個高值區，如鮮水河斷裂與甘孜玉樹斷裂交匯的甘孜縣附近，石棉縣與九龍縣附近的貢嘎山地區，則木河-小江斷裂帶上的巧家、東川、通海和建水附近，以及滇西北的麗江、永勝附近。在面應變能密度變化率高值區幾乎都發生了強震，如甘孜高值區，2002年發生了5.4級地震;永勝2001年發生了6級地震;建水2001年發生了5.1級地震;東川2005年發生了5.3級地震，顯示面應變能密度變化率高值區與中強地震存在一定關系。但在石棉九龍高值區沒有發生大地震，為此我們對比了該區域背景垂直形變速率(圖4)［10］，發現在九龍石棉附近的貢嘎山地區，地殼垂直形變速率較大，顯然水平應變能的一部分已轉化為重力勢能，使得該區域整體能量減小，而本文所計算的面應變能密度變化率沒有考慮垂直方向的能量積累，因此結果偏大，形成石棉九龍附近的虛假高值區。

圖3 中斷裂附近面應變能密度變化率接近于零的區域有龍門山斷裂大部分、紅河斷裂、怒江斷裂、瀾滄斷裂和南寧河斷裂。在2001 ～2007年，這些斷裂要么應變能已經積累到較高的程度而無法再繼續累積，要么是斷裂帶本身持續蠕滑而沒有積累應變能。眾所周知，應變能的積累與斷層活動性質有關。對于走滑活動斷層，存在大范圍長時間的高應變積累的可能性較小。研究表明，紅河斷裂、怒江斷裂、瀾滄斷裂和南寧河斷裂都屬于走滑活動斷裂，應變能積累較少，發生大地震的可能性較低;對于逆斷層，往往有大范圍長時間的應變能量積累。以逆斷運動為主的龍門山斷裂應變能積累很高，在2001 ～2007年已經處于臨震狀態，2008年的汶川8.0級地震就是應變能長期積累的結果。

圖2 GPS 速度場Fig.2 GPS velocity field

圖3 2001 ～2007 川滇地區應變能密度變化率場Fig.3 The strain energy density rate field in Sichuan-Yunnan region in 2001-2007

圖4 川滇地區背景垂直形變速度場(相對四川盆地)［22］Fig.4 The background of vertical deformation rate field in Sichuan-Yunnan region(relative to the Sichuan Basin)

圖5 為2007 ～2009 川滇地區面應變能密度變化率場。可以看出，該區域應變能密度變化率整體偏大，說明汶川地震對其影響非常顯著，但對該區主要斷裂上面應變能積累率的影響各不相同。巴顏喀拉塊體邊界的鮮水河斷裂，出現大范圍的高值區，并影響至塊體內部(西北至馬爾康，西南至巴塘理塘);石棉九龍附近的貢嘎山地區，影響也非常顯著。四川盆地南部邊界上的馬邊-鹽津斷裂和華容山斷裂，同震影響顯著，在該區域形成面應變能快速累積區。對川滇菱形塊體南邊界的小江斷裂、紅河斷裂來說，汶川地震起了正影響的作用，使得紅河斷裂開始出現面應變能的積累，即開始出現不同程度的運動受阻區。這說明，在2001 ～2007年，該區域面應變能變化率基本為零，體現的是一種斷層穩態蠕滑運動，基本不會積累巨大能量。

圖5 2007 ～2009年川滇地區面應變能密度變化率場Fig.5 The strain energy density rate field in Sichuan-Yunnan region in 2007-2009

圖6 為2009 ～2011年川滇地區面應變能密度變化率場。可以看出，整體上汶川地震對該區域的影響呈減弱趨勢。圖4 中的高值區域(紅河斷裂帶昭通、巧家一帶，馬邊、宜賓一帶，以及鮮水河斷裂上的道孚、爐霍附近)在圖中均有很大程度的減弱。同時，也出現了新的面應變能密度變化率高值區，主要位于天全縣一帶和廣元以北的甘東南。天全一帶高值區出現的原因，可能是汶川地震震后變形調節所致。這種現象與汶川地震震后重力變化結果一致［23］。值得注意的是，龍門山主斷裂、安寧河斷裂、則木河斷裂，以及麗江-小金河斷裂、定曲河斷裂等，面應變能積累率都幾乎為零，表明這些斷裂處于平靜滑動期，無應變能累積背景。

4 結論與討論

1)斷層上應變能密度變化率較大的區域，一般可認為是應變能密度積累較快的區域。在這些區域，應變能積累背景不高。根據統計可以判定，面應變能密度變化率在100 MJ/m2·a－1以上發生中強地震的概率極小，而在100 MJ/m2·a－1以下具備發生6級左右地震的可能性。

圖6 2009 ～2011 川滇地區面應變能密度變化率場Fig.6 The strain energy density rate field in Sichuan-Yunnan region in 2009-2011

2)斷層上應變能密度變化率很小，或者接近于零的區域一般有兩種情況:一是斷層運動速度較快而只有很小或者無應變能積累，這種情況往往是不穩定的;二是具有很高的能量積累背景，存在發生大地震的可能。

3)在川滇交界的東部昭通、宜賓、馬邊附近有發生中等強度地震的危險性，鮮水河斷裂的爐霍、道孚、天全有發生中等強度地震的危險性。

本文采用面應變能密度變化率代替傳統的應變率來分析地震危險性，不僅考慮了該區域地殼的變形歷史，還考慮了介質的橫向不均勻性，能夠更加準確地反映斷層的危險性，對地震分析預測具有一定的意義。但是本文的研究仍然存在一些問題，如:1)在分析應變能密度變化率的演化規律時，沒有進行足夠充分的數值模擬和統計分析;2)本文計算的是面應變能密度變化率，而實際的地殼運動是三維運動，如何得到完整的三維地殼應變能密度變化率也是需要進一步研究的工作。

1 張東寧，許忠淮.中國大陸地殼應變能密度年變化率圖像與強震活動關系的初步探討［J］.地震，1999，19(1).(Zhang Dongning.Xu Zhonghuai.Annual changing rate of the crustal strain energy density and activity of strong earthquakes in China［J］.Earthquake，1999，19(1))

2 許才軍，董立祥，施闖，等.華北地區GPS 地殼應變能密度變化率場及其構造運動分析［J］.地球物理學報，2002，45(4).(Xu Caijun.Dong Lixiang，Shi Chuang，et al.A study on annual accumulation of strain energy density significance using GPS measurments in North China［J］.Chinese Journal of Geophysics，2002，45(4).)

3 張永志，趙大江，王衛東，等.利用GPS 觀測研究中國西北地區應變能變化特征［J］.大地測量與地球動力學，2007，27(3)(Zhang Yongzhi，Zhao Dajiang，Wang Weidong，et al.Characteristics of strain energy variation from GPS dada in Northwestern China［J］.Journal of Geodesy and Geodynamics，2007，27(3))

4 荊燕，李宏，熊玉珍，等.利用地震矩張量與GPS 資料推算中國大陸現今地殼運動能量分布特征［J］.高校地質學報，2009，15(1).(Jing Yan，Li Hong，Xiong Yuzhen，et al.Use seismic moment tensor and GPS data to analyse the recent crustal movement energy distribution characteristics of China continent［J］.Geological Journal of China Universities，2009，15(1))

5 許昭永，胡毅力，許峻，等.應變能積累在地震安全性評價中的 應 用 探 討［J］.地 震 學 報，2010，32(1).(Xu Zhaoyong，Hu Yili，Xu Jun，et al.A discussion on application of strain energy accumulation to seismic safety evaluation［J］.Seismology and Geology，2010，32(1))

6 Peter M.Introduction to Seismology［M］.Cambridge University Press，1999.

7 Sun Y.P-and S-wave tomography of the crust and uppermost mantle in China and surrounding areas［D］.MIT，2001.

8 喬學軍，王琪，杜瑞林.川滇地區活動地塊現今地殼形變特征［J］.地球物理學報，2004，47(5).(Qiao Xuejun，Wang Qi，Du Rruilin.Characteristics of current crustal deformation of active blocks in the Sichuan-Yunnan region［J］.Chinese Journal of Geophysics，2004，47(5))

9 張希，張四新，王雙緒，等.川滇地區近期地殼運動的應變積累［J］.大地測量與地球動力學，2007，27(4).(Zhang Xi，Zhang Sixin，Wang Shuangxu，et al.On strain accumulation of recent crust movement in Sichuan-Yunnan area.［J］:Journal of Geodesy and Geodynamics，2007，27(4))

10 郝明.基于精密水準數據的青藏高原東緣現今地殼垂直運動與典型地震同震及震后垂直形變研究［D］.北京:中國地震局地質研究所，2012.(Hao Ming.Present crustal vertical movement of eastern Tibetan plateau and coseismic and postseimic vertical Deformation of two typical earthquakes［D］.Beijing:Institute of Geological，CEA，2012)