滇西南普洱強震群地區地殼形變的數值模擬

李鐵明 白玉柱 邵德晟

1）活動構造與火山中國地震局重點實驗室，中國地震局地質研究所，北京市德外祁家豁子 100029

2）云南省地震局，昆明 650041

0 引言

我國滇西南普洱一帶以其活動構造（斷裂帶）縱橫交錯、受力狀況復雜多變、中-強地震（6.0～6.9級）時空集中的特征而成為地學界關注的焦點和科學研究的熱點。

以往的研究認為滇西南地區的構造運動、應力應變、強震孕育與發生主要受控于印度板塊的NE向推擠特別是其東構造結的活動（鄧起東等，2002；張培震等，2003；徐錫偉等，2003；李鐵明等，2003；Tapponnier et al，1982；Paul et al，2001；Clark and Royden，2000；England and Houseman，1989），以及伴隨著青藏高原隆升和地殼物質側向擴展移動（Houseman and England，1993；Engnd and Molnar，1990；Replumaz and Tapponnier，2003；Shen et al，2001）的疊加效應。如圖1所示，研究區西側為龍陵-瀾滄新生活動斷裂帶（虢順民等，2000），東側為川滇菱形塊體東南緣邊界斷裂帶，形成了一個由龍陵斷裂、南汀河斷裂、瀾滄江斷裂、延伸至越南境內的奠邊府斷裂、維西-喬后斷裂、紅河斷裂等組成的活動斷裂環，周邊分布著一個以大理-楚雄-通海-紅河-江城-勐臘-耿馬-龍陵-保山為邊界的圈狀閉合的7級地震環（李克昌等，1980），集中了云南地區大部分7級以上地震。使得被活動斷裂和強震所包圍的本研究區成為中心區，但其構造格局和地震分布又似乎孤立存在其中而與外圍地震環毫不相干，無任何可靠聯系。

普洱一帶中強震集中區位于斷塊中部，所發生的中強地震則應屬斷塊內部斷裂強烈活動的結果（李克昌等，1980）。由于斷塊邊界斷裂活動所產生的屏蔽作用和吸收性能的強弱差異，其運動速率乃至運動方向既有整體統一協調的一面，又因受不同次級單元控制而存在明顯的差別和變化。局部活動斷塊和斷裂帶運動學和動力學特征的細研究無疑是認識強震發生具體地點和動力條件的重要基礎（張培震等，2003）。對于這種發生在破裂程度很高的次級地塊、共軛剪切性質的活動斷裂區域的強震時空集中現象的研究，其強震發生機制的探討和解釋及其與區域地殼形變和構造活動的關系是關鍵問題。

在前人研究成果的基礎上，本研究從活動構造與現今地殼形變場的角度出發，以多期GPS復測資料為依據，從最直接的現今地殼形變場等方面入手，采用構建區域斷裂的二維板模型進行有限元分析計算，結合區域地質及地球物理資料，分析普洱一帶主要斷裂和活動塊體的現今地殼運動特征，探討中強震群的孕育發生和演化規律及其區域動力學背景，以期對普洱中強地震群的發震機理研究拋磚引玉。

1 研究區地震活動特征

云南地區6級以上地震的空間分布，是高度非均勻的，具有空間群集（叢集）特征。滇西南地區分布著云南全區80%的6級以上強震，而其只占全區面積的20%左右（皇甫崗等，2010）。據文獻（毛玉平等，2003；楊曉平等，2008）資料，自1884年有地震記錄以來普洱地區6.0～6.9級中強地震以密度高、間隔短為特征，共記載有13次強震事件（表1）。

表1 普洱地區歷史強震目錄

此外，還應考慮因歷史地震記錄中存在漏載、標準不統一問題（謝毓壽等，1989）引起的缺震現象。據皇甫崗等（2010）的研究，認為滇西南為地震記錄的主要漏載地區，他們根據b值估算得到僅20世紀云南地區就漏載5級地震143次，6級地震6.6次之多。而來自于印度板塊對中國大陸的碰撞，每年至少向云南地區輸入1次7級地震的能量，通過地震釋放的能量為9.84×1014J，平均8年發生1次7級地震，每3年發生2次6級地震、每年發生5級地震3～4次。如，據朱成男等（1981）的實地考察在1979年普洱磨黑6.8級地震區，于1890年前后曾發生過一次Ⅸ度地震，造成正規穿斗木架房的倒塌。可見本研究區強震密集程度之高實屬罕見。

2 區域斷裂活動特征

研究區位于近SN向呈S型展布的（F36）瀾滄江斷裂南段與NW走向的（F130）紅河斷裂南段所夾持的地塊區內，根據航、衛片分析以及野外地質考察和微震分布規律，發現本研究區展布著NNW向、NEE向兩組相互交叉的活動斷裂（虢順民等，1999；樊耀新，1998）。較早發育形成的比較連續穩定的相互之間近似平行的多條NNW向右旋活動斷裂，包括（F135）景谷-普文斷裂、（F132）鎮遠-普洱斷裂、（F133）磨黑-橋頭斷裂、（F134）上寺斷裂（毛玉平等，2003）。此外，區域內還有另一組與NNW向斷裂展布近乎垂直走向的較晚發育的NEE向左旋斷裂，包括（F136）三林場-思永街斷裂、（F137）震東-勐先斷裂、（F138）整碗-菜子地斷裂，在略靠南部的江城整董地區還發育一條NEE向（F139）小勐養-象莊斷裂。NEE向斷裂多呈斷續延伸、走向穩定，并以張扭性力學性質特點橫斷所有NNW向斷裂，特別在普洱區域更是顯得十分突出。兩組斷裂共同構成了研究區棋盤式網格狀構造格架（虢順民等，1999；毛玉平等，2003）。

2.1 瀾滄江斷裂（F36）

總體上該斷裂可能起自藏北羌塘地區，于藏滇邊境梅里雪山丫口附近進入云南，基本上沿瀾滄江河谷延伸，南端于勐宋附近進入緬甸，總體走向NNW。本研究涉及其中南段：保山起向SE延至中緬邊境，長度約500km，呈S形近SN向展布，斷面向西陡傾或近直立（毛玉平等，2003；鐘康惠等，2004）。關于該斷裂新活動的研究資料較少，近年來在該地區的一些地震安全性評價工作提供的零星資料（毛玉平等，2004）認為該斷裂為第四紀活動斷裂，局部地段為晚更新世活動斷裂，新活動呈北強南弱的態勢。據在斷層剖面中采得的斷層泥樣品作石英碎礫掃描電鏡分析結果，斷層最新活動年代為距今15萬年以前。歷史地震記載和現代儀器記錄資料均表明，沿瀾滄江斷裂地震活動較弱，無6級以上地震記載，僅在云龍至鳳慶間有少數5級多的地震記載。根據較為直觀的地質剖面研究結果（毛玉平等，2003；鐘康惠等，2004；云南省地質礦產局，1990；劉宏兵，2001），結合多項涵蓋本研究區的云南地區上部地殼結構和地震構造環境層析成像研究、云南地區深部殼幔結構層析成像研究成果，特別是對其深部發育產狀的研究資料（白志明等，2003、2004；林中洋等，1993），取其斷層產狀為傾向SW、傾角80°。地質和地球物理研究均認為蛇行彎曲的瀾滄江斷裂南段是隆起與坳陷的接觸邊界，是控制著盆地形態的基底深斷裂。而地殼厚度、地電阻率、地熱流等的研究均認為該區的地殼厚度在33～44.5km（白志明等，2004；李永華等，2009、張恩會等，2013；查小惠等，2013；Wang et al，2010；李冉等，2014；胥頤等，2013），建模時取其下界深度為40km。

2.2 紅河斷裂（F130）

紅河斷裂展布于點蒼山、無量山、哀牢山東側，總體呈NW-NWW走向，是我國西南地區地質時期最為重要的一級構造單元邊界斷裂（皇甫崗等，2010），在青藏高原東南緣大陸塊體的擠出、旋轉和逃逸過程中起到了關鍵作用（虢順民等，2001）。以往的研究指出其新生代早期的運動以左旋走滑為主，后期轉變為右旋走滑（Tapponnier et al，1982）。虢順民等（2013a、2013b）認為，斷裂北段晚第四紀到現今構造活動強烈，控制了一系列歷史強震的發生，而中南段盡管在地貌上有清楚的顯示，但歷史上未記載到震中確切的破壞性地震，表明中南段晚更新世以來活動性減弱，進入全新世后，斷裂差異活動不明顯，處于穩態發展階段。

本研究涉及其中南段，自彌渡苴力開始向SE至中越邊境的河口，全長約460km。中段結構比較簡單，表現為右旋走滑活動性質。南段自元江春元至河口，由規模相當、相距數百至1500m且大致平行的兩條次級斷裂即哀牢山山前斷裂和中谷斷裂構成（虢順民等，2013a、2013b）。該段走向由NW轉為NWW向，并在平面形態上呈向西凸出的弧形。郭令智等（2001）認為NE向的奠邊府斷裂帶在河口與紅河斷裂帶相接。綜合地表地質調查以及云南地區上部地殼結構和地震構造環境層析成像研究、云南地區深部殼幔結構層析成像研究成果，特別是對其深部發育產狀的研究資料及斷裂帶兩側地殼厚度和Moho深度、地殼平均速度的變化等研究資料與結論（白志明等，2003、2004；張恩會等，2013；李冉等，2014；胥頤等，2013；虢順民等，2001、2013a、2013b；王椿鏞等，2002；徐鳴潔等，2005），取建模時斷層產狀為傾向NE、傾角80°、深度40km。

2.3 普洱地區相互交叉斷裂下界深度的確定

以往的地球物理探測等多項研究表明普洱地區的地殼厚度為32～38km（白志明等，2003、2004；張恩會等，2013；吳建平等2001；查小惠等，2013；張淑榮等，1994；Wang et al，2010）。Wang等（2003）關于川滇地區大多數強烈地震的地殼深部環境研究認為，震源部位具有正常的速度或正異常速度，而其下方分布有負速度異常；負速度異常的存在有利于應力在其上部的脆性地殼內集中。林中洋（1993）也得出類似的結論：普洱地區的莫霍面深度為38km，且在上地幔頂部存在一個低速區，推斷這里的上地幔頂部物質可能處于部分融熔狀態，使地殼局部不穩，引起普洱地震區的地震活動。虢順民等（1999）的研究指出：普洱地區在15～20km深處發育一低速層，區內存在一個深度不超過20km的滑脫面，測深結果表明低速層即軟弱層在20km以下，其上部為脆性地殼。胥頤等（2013）的研究更加明確指出：殼內低速異常具有分層和分區特征，在紅河斷裂與瀾滄江斷裂之間主要分布在10～20km的地殼中上部。熊熊等（2001）利用青藏高原東部巖石層溫度場的分布計算了這一地區巖石層的強度，其分布基本一致。他們的研究結果認為，沿三江地區巖石層整體強度較弱，地殼高強度部分僅局限于上地殼20～25km。

劉祖蔭等（2002）通過對云南省1966～2001年間1735次M≥2.0級地震給出的震源深度資料統計分析，發現普洱地區地震震源下界面約深20km左右，地震發生的最優深度在5～10km。2007年普洱6.4級地震序列及區域小震精定位等多項研究給出了精確的震源深度分布圖像，如謝英情等（2007）經統計分析顯示，滇西南地區震源深度分布范圍是1～40km，平均11km，震源深度在10～14km的地震最多，占47.2%，震源深度在5～9km的次之，占23.8%，震源深度在15～19km的最少，占13.8%；區域地震的破裂深度以5～14km為主，占71%，反映出地震主要發生在軟流層之上的介質條件以脆性為主的上地殼。張勇等（2008）通過反演全球范圍內的寬頻帶波形資料，得出2007年6.4級地震初始破裂點和最大位移區為沿斷層傾向的深10km區域。

綜上研究，區內以脆性為主的上地殼，即可積累構造應力的孕震區深度應在20km左右，因此，本研究模型將區內相互交叉構成棋盤格式的NNW和NEE向斷裂下界定在深20km處。各斷裂簡述如下。

2.3.1 景谷-普文斷裂（F135）

該斷裂由景谷盆地南端開始至F136呈近SN走向（圖1），F136以南呈略向西突出的弧形向南延伸，之后自普洱經普文向SSE直線延伸，推測接近NEE向小勐養-象莊斷裂，地貌上表現為斷層谷、斷層三角面、水系右旋位錯等，總長度約150km。地質地貌考察、斷層剖面分析（毛玉平等，2003）和深部探測資料的研究（白志明等，2003）結果顯示斷裂產狀為傾向NE，傾角約70°。1942年在普洱東南約5km處發生6?級地震，推測與該斷裂帶活動有關，2014年10月7日在其西部北側發生了景谷6.6強震（房立華等，2014、http：／／www.cea-igp.ac.cntpxw270908.shtml）。

2.3.2 鎮遠-普洱斷裂（F132）

北起景谷盆地北端，呈近乎直線型經普洱向南延伸，NNW走向，全長約240km。在普洱以北地段被NE向斷裂切錯。地貌上表現為斷層谷、丫口、梳狀水系、斷錯水系等。該段區域在1884～2007年共發生過9次6.0級以上地震。班海段為2007年普洱6.4級地震的發震斷裂。綜合地質地貌考察、斷層剖面分析以及震后現場科考等相關研究資料（虢順民等，1999；毛玉平等，2003；謝英情等，2007；楊曉平等，2008），斷層產狀為傾向NE，傾角70°。

2.3.3 磨黑-橋頭斷裂（F133）

該斷裂沿民權、磨黑、勐先、曼克老展布，NNW走向，全長約140km。斷裂在普洱以北被NE向斷層切錯，斷裂穿過勐先河右岸，使多條支流發生右旋斷錯，斷距120～230m。南端曼克老一帶斷裂線性清楚，延伸筆直，其上發育兩期斷層三角面，曼老河左岸一系列支流發生同步右旋位錯45～65m。1981年9月19日在普洱縣普義鄉發生6.0級地震，震中位于該斷裂帶附近。關于產狀參數，以往的地質構造和地球物理探測等均未給出明確的描述和研究結果，本文建模參照F135、F132的結果，取其傾向NE、傾角70°。

2.3.4 上寺斷裂（F134）

斷裂發育于磨黑斷裂東側，NNW走向，全長約80km。在老許壩附近使一系列山脊、水系發生右旋位錯，其位錯量達150～180m。1979年普洱6.8級地震在扎牛田使該斷裂產生一條長230m的地震裂縫，使田埂右旋位錯15cm，垂直位錯18cm（虢順民等，1999）。本文建模參照F135、F132的結果，取其傾向NE、傾角70°。

2.3.5 三林場-思永街斷裂（F136）

NEE走向，全長約80km，屬NEE向斷裂群，研究程度較低，與NEE走向隆起帶和地震分布帶基本一致，推測斷裂深部有活動，并具一定的區域規模。與NNW向（F135）景谷-普洱斷裂、（F132）鎮遠-普洱斷裂、（F133）磨黑-橋頭斷裂彼此交錯切割。參考F139（鄧起東等，2002、2007），取其傾向SW、傾角70°，2014年10月7日在其西段北部發生了景谷6.6級強震。

2.3.6 震東-勐先斷裂（F137）

NEE走向，全長約60km，沿斷裂多條沖溝與山脊發生同步左旋位錯達10～15m。中段同心村南株栗河斷裂沿枯河南岸展布，斷層三角面發育，3個小山脊發生同步左旋位錯，位移量達15～20m。類似的現象在普洱南頭塘村也有分布，其位錯量達18～22m。參考F139（鄧起東等，2002、2007），其產狀取為傾向SW、傾角70°。

2.3.7 整碗-菜子地斷裂（F138）

NEE走向，全長約20km，普洱北10km斷裂沿納加河、木栗河分布，形成斷層谷。局部沖溝、山脊發生左旋位錯。參考F139（鄧起東等，2002、2007），其產狀取為傾向SW、傾角70°。

2.3.8 小勐養-象莊斷裂（F139）

呈弧形延伸，弧頂向南突出，總體走向NEE，長約50km。其形成與普洱隆起塊體向南移動有關。1965年于該斷裂帶南側發生江城整董6.1級地震，等震線長軸為SN向。推測應是該斷裂帶與鎮遠-普洱斷裂（相接處）共同作用的結果。參考鄧起東等（2002、2007）的描述，取其產狀為傾向SW、傾角70°。

3 GPS資料及計算

現代空間大地測量技術（特別是GPS）的迅速發展，能以前所未有的高時空分辨率獲取對地球的觀測數據，使之逐步成為監測現今地殼運動的重要手段。本研究采用1999、2001、2004、2007、2011共5期GPS復測資料以及2007年普洱6.4級地震后筆者實地選擇和連續觀測30天的加密觀測資料，目的是從觀測速度中扣除同震形變引起的速度值，得到區域不受同震影響的地殼運動速度場。

GPS原始數據的處理采用GAMIT／GLOBK軟件包完成，為了保證數據處理的可靠性，把涉及的所有GPS原始觀測數據都采用相同的模型、參量和方法進行統一處理，其中包括與普洱地震區觀測數據同步的全球IGS站和CMONOC基準站的數據。為了提高數據處理的效率，數據處理分為全球、全國和區域3個層次進行，然后通過公共GPS點的坐標參數和衛星軌道參數結合，由此獲得一系列包括全球IGS站、CMONOC基準站和震區區域GPS點的單日解。單日解給出了這些站點的坐標、極移和衛星軌道參數的松弛解及其方差-協方差矩陣，更詳盡的方法介紹參見文獻（王敏等，2008），最后給出歐亞板塊參考系下2011年相對于1999年的區域地殼水平運動速度場（圖2）。

圖2 區域地殼水平運動速度場（歐亞參考系）

4 有限元模型的構建與計算結果

普洱地區位于內部破裂程度較高的次級斷塊中，以往的地質調查和研究成果表明，在區域右旋剪切力作用下，塊體發生繞垂直軸的順時針旋轉（徐錫偉等，2003；虢順民等，1999；云南省地質礦產局，1990），相關地球物理研究資料也表明普洱地區經歷過相對復雜的陸內變形過程（陳海泓等，1993；Cheng et al，1995；仝亞博等，2014；張海峰等，2012）。本研究嘗試建立由瀾滄江和紅河斷裂帶所夾持的呈棋盤式構造格架的普洱地塊區二維板有限元模型，用有限元方法，研究普洱地塊區的地殼形變空間分布，從垂直于計算區（簡稱NEE向）和沿計算區走向（簡稱NNW向）的兩個方向給出高解析度的區域地殼水平形變場和區域垂直形變場（垂直于地表方向）。

4.1 模擬計算思路

建立云南普洱地區包含10條斷層的二維板有限元模型，斷層幾何參數如表2所示。區域內的活動斷裂可分為2部分，一部分就是普洱棋盤式地塊包含的斷裂，另一部分是普洱地塊外圍的東西2個（深）大斷裂，即東部的紅河斷裂和西部的瀾滄江斷裂。

表2 計算區域內的主要活動斷層及其相關參數

參考前人地質構造研究結果，以現今GPS測量計算得到的塊體年運動量作為模型區域的邊界約束，計算構造形變在普洱地區的空間分布，從數值模擬角度論證普洱地區的地殼形變特征，并將計算結果與野外實地科考和GPS實測結果進行對比。數值計算中包含普洱地區內的沿NEE和NNW向水平形變場以及區域垂直形變場的模擬，具體分析形變場各分量在該地區跨越斷裂空間上的變化特征。

4.2 有限元模型及邊界條件

有限元模型及劃分網格后的模型如圖3（a）和3（b）所示，其中3（a）為建立的有限元模型，模型的尺度即矩形長邊×短邊×深度＝660km×420km×40km；3（b）為進行網格劃分之后的結果；采用立方體單元，網格劃分之后整個計算區域的單元數目為369472；從圖3（b）可以發現，網格在普洱地塊區劃分較細，這是因為在該地區斷層較多。為了簡化有限元模型，這里不考慮層狀地質結構模型，也不考慮地表起伏等地貌因素，將計算介質視為各向同性介質。根據現今GPS測量結果參考以往地質構造研究資料（徐錫偉等，2003；向宏發等，2002），我們取紅河斷裂和瀾滄江斷裂兩條斷裂各自的平均錯動速率為4mm／a。這里取GPS測得的兩條斷裂錯動速率的平均值實際上考慮了模型外斷裂活動對瀾滄江斷裂及紅河斷裂運動的影響，因此以GPS測得的平均錯動速率計算相應的邊界平均應力值也是考慮了模型外部斷裂對模型邊界的影響。按照Okada（1985、1992）的位錯模型計算，當斷裂錯動速率4mm／a時，西部及北部邊界應當施加的邊界載荷為4MPa和3MPa。4MPa和3MPa為模型深度中部的值，相當于在模型的西部、北部邊界施加平均載荷值。由于紅河斷裂錯動速率取4mm／a時計算得到的應力值小于由瀾滄江斷裂錯動速率4mm／a計算得到的應力值，因此，這里取瀾滄江斷裂錯動速率4mm／a時的平均應力值，在模型的西部和北部邊界施加4MPa和3MPa的壓應力。模型南部及東部邊界若按照上述方法計算將得到同樣的應力值，因為Okada（1985、1992）模型是一個均勻模型，若按照同樣的應力值施加于模型的東、南部邊界將很難滿足邊界上的GPS位移約束，為此這里對整個模型采用混合邊界約束，對東南邊界采用位移約束。采用混合邊界條件的優點是既考慮本區域主要斷裂即紅河斷裂和瀾滄江斷裂運動及運動產生的構造應力又考慮了GPS測量的結果，因此采用混合邊界條件應當是合理的。模型底部采用三方向位移完全約束邊界條件。

圖3 計算區域有限元模型及網格劃分

模型南部邊界附近的位移約束按照該地區GPS測量計算結果取模型南部附近4個GPS點的SN方向位移的平均值，即在模型南部施加方向為南且4mm／a的位移約束，模型東部邊界同樣的方法取東向的位移量，即施加方向為東且為2mm／a的位移約束，具體如圖4所示，因為研究區域內地殼厚度不均勻，因此這里采用張恩會（2013）的地球深部模型，并選取中地殼花崗巖密度及彈性模量和泊松比作為整個研究區域的材料模型（表3）。

斷層面采用摩擦接觸-庫倫摩擦定律即

式中，f為斷層面摩擦力，c為內聚力，μ為斷面摩擦系數，f0為法向應力。在本模型中，暫不考慮塑性變形，因為塑性變形的區域，包括在斷裂端部塑性變形較強的區域，其尺度相對于斷裂尺度而言都是較小的，因此這里不考慮塑性變形。

在模型邊界應力及位移作用下，斷層面根據應力狀態可以分為兩個區域：接觸區域和滑動區域。斷層上下盤在邊界力及位移作用下，首先發生接觸，接觸時按照相容條件，斷層兩盤的物質不能相互侵入，因此斷層面上的位移滿足連續性條件，相應力滿足作用力和反作用力條件，即大小相等，方向相反。當接觸邊界上某一點處的切向力小于抵抗強度時，即

斷層面僅接觸，不發生滑動，位移仍然滿足連續性條件。當斷層面接觸邊界上某一點處切向力達到其抵抗強度時，即

斷層面發生相對滑動，此時除法向位移保持連續外，切向位移不連續。在斷層面和模型邊界外，其它地質體的變形及本構關系按照連續彈性體本構關系計算。

圖4 計算邊界條件

表3 模型參數

4.3 計算結果

4.3.1 NEE向的形變場

由圖5可見，形變場在左側的瀾滄江斷裂和右側紅河斷裂外側的值較大，在瀾滄江斷裂與紅河斷裂之間的普洱棋盤式斷層切割地塊的形變場明顯小于瀾滄江和紅河斷裂的形變場。

此外，從圖中還可以看到NEE走向的斷裂，除小勐養-象莊斷裂（F139）外，都具左旋走滑特征，其中三林場-思永街斷裂（F136）的左旋走滑量最大為1.1mm／a。在普洱地塊區，NEE走向斷裂左旋量的空間分布還有一個特點是走滑分量的較大值出現在斷裂的西北側，形成形變場高值區域。那么，從區域形變場的角度分析，我們認為這種左旋分量西部大于東部的現象及最大值出現的區域應為景谷6.6級地震（圖中紅點）孕育的反映。

圖5 沿垂直于研究區走向的形變場（mm／a）

4.3.2 NNW向的形變場

計算區域內走向為NNW的斷裂均表現出了右旋走滑的性質。由圖6可見，與沿NEE向的形變場變化有所不同，NNW向形變場與瀾滄江斷裂（F36）和紅河斷裂（F130）造成的形變場在數值上，尤其最大值是接近的。而棋盤式構造格架區域所呈現出的復雜、無規律的形變圖像，正是兩組共軛斷裂帶活動的真實反映，可見這種無規律的地殼形變圖像是棋盤式復雜構造格架存在的必然產物，也進一步證明了相對顯著的形變場高值區域的存在與景谷6.6級地震（圖中紅點）的孕育是相對應的。而沿NNW向的形變場則分布在活動構造明顯的區域之外，即鎮遠-普洱斷裂（F132）北部和小勐養-象莊斷裂（F139）南部變化則比較均勻。

圖6 沿研究區走向的形變場（mm／a）

4.3.3 垂直于地表的形變場

計算區域內地殼的隆升形變主要集中在斷裂出露附近（圖7）。隆升形變的主體部分集中在普洱棋盤式斷裂切割構造上，形變量約1mm／a～3mm／a，與該區域水平形變場混亂的圖像相呼應，成因于在該地塊上多條走向上近似垂直的斷裂相互切割破壞了地表自由表面的完整性。

圖7 垂直于地表的形變場（mm／a）

NNW向的鎮遠-普洱斷裂（F132）、磨黑-橋頭斷裂（F133）、上寺斷裂（F134）和近南北走向的景谷-普文斷裂（F135）與走向NEE的三林場-思永街斷裂（F136）、震東-勐先斷裂（F137）以及整碗-菜子地斷裂（F138）交匯處附近的垂直位移量都較大；其中，形變最大值出現在小勐養-向莊斷裂（F139）的上盤為4mm／a，反映了該斷裂逆沖運動的特征。此外，在瀾滄江斷裂以西地區的平均隆升值要略大于紅河斷裂以東地區，但是除小勐養-象莊斷裂（F139）外的所有斷裂上沿斷裂走向的隆升形變沒有變化，并且在斷裂兩盤（除斷裂的交匯處）隆升值沒有差異，呈現區域整體隆升形變特征，這也反映了這些斷裂以走滑為主的活動性質。但是本區也存在局部下沉形變的區域，如在整碗-菜子地斷裂（F138）和小勐養-象莊斷裂（F139）之間的區域以及上寺斷裂（F134）和紅河斷裂之間的區域有下沉形變，但下沉量很小，為0.1～0.6mm／a。

郭良遷等（2013）利用1951～2011施測的大區域水準測量資料計算了云南地區地殼垂直形變場，云南地區1951～1980年、1980～1994年、1994～2011年3個時間段的垂直形變速率顯示，第一階段中南部上升，北部下降，第二階段以上升為主，第三階段東部和南部上升，西部下降。1951～2011年的垂直形變場代表了本區60年來的地殼垂直運動。表明云南西北部和北部地區的地殼下降，速率為-（1～3）mm／a，南部和中東部地區為上升區，上升速率為（1～6）mm／a，與本文得出的普洱地區以隆升變形為主的計算結果基本吻合。

5 討論與結論

綜上所述，本文參考活動構造研究，以現今多期GPS復測資料計算得出的研究區地殼運動為邊界約束，通過有限元分析計算，從兩個方向給出了研究區現今地殼水平形變場的詳細圖像，以及區域現今垂直形變場變化特征。結果表明沿NEE向的水平形變西部明顯大于東部、最大值出現在NEE向斷裂帶附近的特征。沿NNW向的水平形變場和區域垂直形變場的結果均反映了在高原物質南東向移動的區域動力學背景下，兩組共軛交叉斷裂帶相互牽引、共同活動而呈現出這種復雜、分散、無規律的形變場圖像。聯系到近年來集中在該區域發生的1981年6.0級、1993年6.3級和2007年6.4級地震，我們認為，沿NNW向的多點集中區為已發地震區，較明顯的形變場疊加了震后調整的過程。研究區主體以持續上升為主的垂直形變場，推測為其南部NE向奠邊府斷裂帶阻擋了部分高原物質南東向移動的結果，可將該斷裂帶視為普洱地塊南邊界。

前人在該區域所進行了長期、詳細的地質地貌、活動構造等研究，如虢順民等（1999），利用水系溯源侵蝕速率法和水系長度與形成年代關系時比法來估算水系形成年代，進而估算斷錯水系形成年代。認為，本區NNW向斷裂活動時代多為第四紀中晚期，而NE向斷裂多為第四紀晚期，普洱地區中強地震的發生，受該區內NEE向橫向塊狀隆起構造的控制。樊耀新等（1998）研究了滇西南地區地殼構造和地震活動特點，認為NE向斷裂在普洱地區地震活動中起重要控制作用。李克昌等（1980）研究了普洱地區部分新構造運動特征，亦指出該區在新生代構造活動中，兩組斷裂都有程度不同的活動，而NE向斷裂的活動程度更高，在區域地殼運動中占據主導位置，對NNW向斷裂產生了牽引作用，1970年至今的整個地震過程中，以NE向斷裂發震為開端，繼而以為數眾多的NNW向斷裂持續發震。如1993普洱6.3級地震現場科考報告（1993）就明確指出本次地震的發生是NE向構造活動加劇的結果，2007年在NNW向的普洱斷裂班海段又發生了6.4級強震（楊曉平等，2008）。那么，本研究區地震的孕育發生受斷裂活動所控制，但震中分布又與斷裂帶分布位置無完全的對應關系，震中與極震區展布也無明顯優勢方位，不呈條帶狀分布、發震間隔時間短、無明確遷移規律，應屬局部分散、持續、漫游式中強地震活動過程。1995年日本阪神大地震之后，日本科學家立即在發震的Nojima斷裂帶實施了科學鉆探，并分別于1997年、2000年和2003年進行了3次注水實驗，以了解大地震之后斷裂帶空隙度和滲透性的演化規律，他們發現地震6年后斷裂帶的滲透性僅減少40%，說明斷層愈合往往是非常緩慢的（Kitagawa et al，2007）。聯系到本研究區，可推測沿NNW向形變場無規律變化的高值區，特別是前次地震發生區應處在震后恢復和應力積累的雙重過程中，而不能用嚴格的“發震-恢復-集中-發震”的常規方式來理解本區域內的單一地震過程。基于本區的動力來源主要為青藏高原物質南東向擴展流動的認識，那么根據本文計算結果，我們認為本區構造運動過程、強震發生機制是：在區內起到阻擋作用的NEE向斷裂帶首先活動，隨后與之共軛交叉的NNW斷裂帶在NEE向斷裂帶活動的牽引作用下開始活動，形成兩組斷裂的共軛叢集運動，那么沿斷裂的形變場高值區顯然是斷裂活動的產物，造成了沿斷裂的位于前次地震空區的應力應變累積，導致地震的孕育發生。而斷裂帶所圍限的次級斷塊的活動、旋轉與變形產生的形變場高值區，則造成位于前次的地震空區的地表破裂型地震的孕育發生，2014年景谷6.6級地震的孕育發生就很好地釋義了這個過程。正是在這種持續的南東向能量傳遞的動力學背景下兩組斷裂的共軛叢集運動，使得本研究區呈現中強地震的此起彼伏。普洱地震區與青藏高原東南緣構造相連、動力同源，目前關于高原隆升的4種模式即地殼縮短增厚模式、走滑逃逸模式、下地殼流動模式、分階段隆升模式均有其合理性也存在差異（鄧起東等，2002；Tapponnier et al，1982；England et al，1989；Houseman and England，1993；Engnd and Molnar，1990；Replumaz and Tapponnier，2003；Shen et al，2001），但其共同點是均承認高原物質東南擴展的側向移動說，認為物質的東南移動是青藏高原在隆升過程中能夠保持基本均衡的主要原因，但對物質移動方式有不同看法。根據本研究給出的研究區域形變場分布演化及其與地震活動特征，我們認為，本研究區強震時空集中的特殊現象的力源問題較為符合青藏高原分階段隆升模式、重力滑塌型高原物質南東向流動的動力學模型（圖8）。

圖8 普洱地塊運動示意圖

值得注意的是，由于各類觀測數據在研究區時空分布上的嚴重不足，制約了我們對研究區應力應變場演化的運動學響應過程的深入探討和全面理解，因此，進一步對該地區進行時空加密觀測及綜合研究，無疑對防震減災工作具有重要意義。

致謝在本文寫作期間與王敏研究員和楊曉平研究員進行過有益的討論，安艷芬博士繪制了部分圖件。在此致以誠摯謝意！感謝審稿專家為本文進一步完善所提出的建設性的修改意見。