川滇块体及周边区域现今震源机制和应力场特征

罗 钧 赵翠萍 周连庆

(中国地震局地震预测研究所，地震预测重点实验室，北京 100036)

0 引言

川滇地区位于青藏高原的东南缘，东邻稳定的华南块体，西部受到印度板块与欧亚板块对接碰撞且持续向北推挤引起的青藏高原物质向东侧逃逸，以及阿萨姆顶点契入作用的影响，构造背景十分复杂(邓起东等，2002;徐锡伟等，2003)。第四纪时期川滇地区构造活动以大规模剪切变形为主，兼有强烈隆升运动(邓起东等，2002;徐锡伟等，2003，2005)。特殊的地理位置、强烈的地壳变形与断裂活动作用使得川滇地区成为中国大陆地震活动最强烈的地区之一(朱艾斓，2006)，中等及破坏性强震频发，潜在强震危险性较大(闻学泽等，2008)。阚荣举等(1977)首先根据地震震源机制解和活动破裂带分布所反映的构造应力特征，提出了川滇菱形块体的存在，并认为该菱形块体的运动控制了其地震活动。后续的许多研究利用不同资料、从不同的角度和尺度，对川滇块体及周边区域震源特征、构造应力特征、地壳运动特征等问题开展了一系列研究和讨论(成尔林等，1981;许忠淮等，1987;谢富仁等，1993;程万正等，2003;谢富仁等，2004)。基于现今地质调查和GPS观测的地壳形变研究发现(徐锡伟等，2003;2005;Shen et al.，2005;程佳等，2012)，川滇块体各主要断裂带呈现不同的滑动速率和应变率，川滇块体的地壳被这些具有不同滑动速率和滑动方式的断层分割成为不同尺度的构造块体，揭示出了川滇块体内部复杂的构造应力特征。研究表明，一个地区的活动构造和区域应力场特性决定了该区的断层活动方式，并进而影响其构造地震活动性;构造地震的震源机制解包含了发震断层面解、发震应力场P、T、N轴等参数，可反映研究区域构造应力场和构造运动特征，是进一步探讨断层和块体的运动特性、构造变动样式和动力来源的重要资料。因此，对川滇块体内部及其周边频繁发生的构造地震及其震源机制特征研究，是认识川滇块体构造变形特征和动力来源的重要内容。

前人的研究大多以哈佛大学历史地震的震源机制解或初动获得的震源机制解为主要研究资料，且将川滇块体作为一个整体的构造区域开展分析。成尔林等(1981)利用5级强震结果提出四川及邻区现代构造应力场作用源为西藏-青海-四川块体SEE向的运动。许忠淮等(1987)利用小地震P波初动方向数据，推断了川滇地区的平均主应力方向为NNW-SSE或近SN向主压应力轴方向。在此基础上，谢富仁等(1993)综合活动断层擦痕和断层滑动方向数据，认为中国西南地区构造应力作用以水平为主且具有明显分区性，最大主应力方位由北到南呈现转动趋势。徐纪人等(1995)基于1933—1991年MW4.8以上构造地震震源机制解资料，认为川滇地区以南北地震带南段为界的东西区域应力场存在差异，其以西地区震源机制解的P轴NE-SW向和T轴NW-SE向与喜马拉雅碰撞带P，T轴分布一致，而其东侧的P轴NW-SE向和T轴NE-SW向与东部直至台湾东海岸碰撞带P，T轴分布一致。崔效锋等(2006)综合震源机制解、水压致裂和断层滑动资料，认为川滇地区构造应力场很有可能形成了新的应力转换带，其格局并不完全受已有构造的控制。

频繁发生的中等强度地震携带了区域构造应力场的主要信息(赵翠萍，2006)，本研究的目的是在获得近期川滇块体及其周边区域频繁发生的大量中等地震的可靠震源机制解的基础上，研究川滇块体及其周边区域震源机制解空间差异性及其所反映的构造背景特征。我们首先采用Zhao等(1994)提出、Zhu等(1996)发展的CAP反演方法，利用2007年以来发展起来的四川、云南、贵州、重庆、广西区域台网，以及本文作者2012年起在安宁河-则木河断裂带上流动加密观测得到的宽频带地震观测资料，反演研究区(24°～30°N，98°～106°E)2007年8月至2013年4月21日发生的3.5级以上地震的震源机制解，得到了研究区内相对更多、更完整的3.5级以上地震震源机制解资料。其中，包括2012年6月24日宁蒗MS5.7、2012年9月7日彝良MS5.7、MS5.6地震。进一步补充哈佛大学1976年1月至2007年7月MW≥4.8地震震源机制资料，讨论川滇块体及周边区域现今震源机制特征，并结合GPS观测资料和地质调查讨论其所反映的构造背景特征。

1 方法

本文采用目前广泛使用的CAP方法求取研究区地震震源断层面解和震源深度。CAP方法假定震源模型为双力偶模型，将观测波形分为Pnl波(整个P波和S波之间的波列Pn波和PL波)和较长周期面波两部分分别与理论波形进行拟合。与其他求解震源机制解的方法相比，CAP方法完整地利用了观测波形，因而可以得到可靠的、反映整个破裂过程的震源信息。计算时对Pnl波和面波进行不同频段的滤波，并改变震源深度，求取观测波形和理论波形之间的拟合误差，使用网格搜索法在给定的参数空间搜索震源机制解参数，取误差函数达到最小值时的参数作为最佳震源机制解。由于Pnl波部分可能包含sPg、sPn、sPmP等深度震相信息，该方法对震源深度的确定有很好的约束作用。理论波形的计算使用F-K(频率-波数法)(Zhu et al.，2002)方法，对频率和波数进行积分，通过传播矩阵计算理论地震图。具体方法参见相关文献(Zhao et al.，1994;Zhu et al.，1996，2002;郑勇等，2009;罗艳等，2010;龙锋等，2010)。

2 数据及处理

本文采用的地震波形数据来源于2007年8月至2013年4月川滇地区及周边区域台网86个台站，加上本文项目2012年3月以来沿安宁河-则木河断裂带布设的20个流动加密观测台的观测记录，所有仪器均为数字化宽频带地震仪，长周期部分观测范围均达到60s，少数台可达到120s。为保证求解结果的可靠性，采用以下原则选取事件和波形记录:1)台站的震中距＜400km、台站方位角分布均匀、三分量波形完整且信噪比高;2)震中重合的情况选取震级较大的地震。

Niu等(2011)利用远场P波极性分析，检测全国宽频带台站在实际安装过程中可能出现的方位角偏差和极性倒转情况，结果表明其中为数不少的台站存在极性偏差和方位角偏差较大的情况。本文对使用到的86个区域宽频带台中，存在极性倒转的美姑台(MGU)、重庆台(CQT)、保山台(BAS)进行了极性倒转校正;存在水平分量BHE和BHN颠倒的石柱台(SHZ)、万州台(WAZ)水平分量进行了调换，存在水平BHE分量和垂直BHZ分量颠倒的昆明台(KMI)进行分量调换。对方位角偏差较大(BHN方向与地理北极之间的夹角≥8°)的台站(荣昌台ROC、会理台HLI、中江金鸡寺台JJS、马尔康台MEK、石棉台SMI、禄劝台LUQ、弥勒台MIL、思茅台SIM、文山台WES、盐津台YAJ、永德台YOD、玉门台YUM、昭通台ZAT)，在数据处理过程中进行台站方位角校正。反演前，对观测波形进行了去除仪器响应、旋转至r-t-z三分量、重采样处理。对Pnl波部分进行0.05～0.2Hz的带通滤波，面波部分进行0.05～0.1Hz的带通滤波。

选用全球Crust 2.0分层速度结构模型(Bassin et al.，2000)计算理论地震图。Crust 2.0是一个被广泛使用的模型，分辨率可达2°×2°，能够较准确地反映地壳的分层速度和密度变化。实际计算中，对位于不同Crust 2.0网格分区的台站，分别采用对应网格点内的速度结构计算格林函数。在地壳结构变化明显的川滇块体东边界各主要断裂带附近地区，考虑到构造的复杂性，在Crust 2.0模型的基础上，根据已有的研究(Kan et al.，1986;胡鸿翔等，1986;阚荣举等，1992;王椿镛等，1994，2002，2003)，对速度结构进行修正后计算理论地震图。

Wei等(2012)的研究认为CAP方法计算震源机制解时，参与反演的台站数在5～10之间能得到理想的求解结果，其中断层三要素误差≤10°、矩震级误差≤0.05、震源深度误差≤1km。本文对每个地震事件挑选信噪比较高、初动清晰、方位角分布尽量均匀的多台进行反演。

3 结果及分析

3.1 3.5级以上地震震源机制解

利用上述CAP方法计算得到了川滇块体内部及其周边区域共75次3.5级以上地震震源机制解，并通过深度拟合给出了每个地震的最佳震源深度。在震源机制解求解的网格搜索中，设定走向、倾角、滑动角的网格搜索步长为5°，则震源机制解的精度可达到5°。由于在反演过程中从足够多的台站中挑选了信噪比较高且均匀分布的台站数据，75次地震的体波和面波部分波形拟合结果均较好，平均相关系数均 ＞75% ，其中相当一部分波形的相关系数在90%之上。根据Zoback(1992)研究全球应力场的分类标准进行了震源机制解的分类，将结果绘于图1。由图1可见，75次地震中，滇中块体内部及其边界断裂带上的地震以走滑机制为主;川滇块体与四川盆地相交的挤压型边界带上则逆冲作用显著;而在丽江-小金河断裂带以北的川西北次级块体内部、四川盆地内部主要分布正断层类型的地震，此外安宁河断裂带与小江断裂带交会的巧家周围也分布着2次正断层类型的地震。图2分别给出了4次近期发生的显著地震事件的震源机制结果及波形拟合情况。其中，2007年8月11日大理石门关MS4.4地震是走滑机制，2012年6月26日云南宁蒗-盐源MS3.9地震为正断兼有部分走滑分量的地震，2012年彝良MS5.7、MS5.6地震为逆冲兼有部分走滑机制的地震。4次地震的平均相关系数分别为86%、83%、82%和88%。其中宁蒗-盐源MS3.9地震中加入了加密观测台站的资料进行拟合，波形拟合图中的I02和I05台站即为加密观测台站，波形拟合得较好。注意到图2中个别台站的某一部分波形拟合匹配不太理想，出现相关系数为0的，而同一个台站其余部分的波形拟合较好部分达到了95%以上的情况，其原因可能是局部复杂的速度结构所引起的。体波和面波部分波形被分解到不同方向上，传播路径不同，故对局部复杂速度结构引起的介质变化的响应也不同。因此，尽管对不同分向上的体波或者面波进行相同频段的滤波，同一个台5部分波形中某一部分波形仍然可能出现振幅和周期均不太匹配的情况。由于这种情况只是极个别地出现，且相同台站的其余部分的波形拟合度较好，而台站整体的平均拟合度较高，认为对结果影响不大。

3.2 震源机制解空间分布特征

为了进一步分析研究区的震源机制解特征，补充了1976—2007年7月哈佛大学的震源机制解资料开展分析。图3给出了本文CAP方法获取的75次震源机制解及哈佛大学1976—2007年7月的50次MW≥4.8震源机制。对比图1和图3中的震源机制解分布可知，除金沙江断裂带北缘与理塘断裂带交会处、德钦-中甸-大具断裂带南端与丽江-小金河断裂带SW段的交会部位外，近期川滇块体及其周围区域所发生地震的震源机制解类型与历史地震的震源机制类型一致，继承性好，说明应力场状态在时间上的持续稳定性。同时，震源机制解类型的空间分区特征十分明显。图4中绘制出了每个地震的P，T轴分布。由图3和图4可见，川滇块体及周边水平拉张作用最显著的是香格里拉次级块体及其周围断裂带。四川盆地内部，震源机制解以正断层为主，P轴基本直立，T轴水平。挤压作用显著的是四川盆地与马边地块交界的边缘弧形地带，均为逆断层类型的震源机制解，P轴水平，T轴基本直立。走滑作用区域主要为滇中次级块体内部及其周边断裂带，震源机制均为走滑断层，P，T轴大多水平分布。以下针对研究区内各主要断裂带进行分析与讨论。

3.2.1 金沙江断裂带

金沙江断裂带为川西北次级块体内部香格里拉次级块体北边界，由多条向东凸出的近SN向的弧形断裂和NNE向巴塘断裂带等组成，右旋走滑特征显著，兼有垂直(逆)滑动速率(徐锡伟等，2005)。该断裂带上地震分布在断裂带北段与理塘断裂带交会的区域，均为正断层类型，断层面走向近EW向、缓倾角，P轴NE向，高倾角分布，T轴近NS向，水平分布，表明金沙江断裂带北部区域上受到近NS向的强烈拉张作用。

图1 研究区主要构造块体、断裂(带)、台站、CAP获取的震源机制解示意图Fig.1 Main faults(zones)，blocks，stations，and focal mechanisms obtained by CAP method in Sichuan-Yunnan region.

图3 研究区震源机制解空间分布Fig.3 Spatial distribution of the focal mechanisms.

图4 P，T轴空间分布Fig.4 Spatial distribution of P axes and T axes.

3.2.2 理塘断裂带

理塘断裂带走向NW向，地质调查认为其以左旋走滑为主。以理塘断裂带为界，川西北次级块体被划分为香格里拉次级块体和雅江次级块体。1976年以来地震主要发生在断裂带中段，均为正断层型地震，其断层面走向近EW向、缓倾角，P轴NE向，高倾角，T轴近NS向，水平分布，表现出与金沙江断裂带北部一致的震源特征。以上特征表明，现今这2个边界断裂带主要受到近NS向强烈的拉张作用的控制，与已有的GPS观测资料(王阎昭等，2008)认为的理塘断裂带左旋走滑速率大于拉张速率，走滑作用突出的观点并不完全一致。

1976年以来理塘断裂带西侧香格里拉块体内部仅有1次地震发生，本文获得了其震源机制解，此次地震为正断层类型，节面NW向，兼有少量NW向的左旋走滑分量，P轴高倾角近EW向分布，T轴缓倾角NE向分布。GPS速度场和应变率场均显示香格里拉块体内部变形不大(程佳等，2012)，震源机制的结果则表明该次级块体内局部可能存在少量拉张形变。

3.2.3 丽江-小金河断裂带

丽江-小金河断裂带走向NE向，其NE段和中段分别是雅江次级块体和香格里拉次级块体的南边界。前人的地质研究表明，丽江-小金河断裂带是一条断层面高角度的逆冲且兼有左旋走滑型活动断裂(向宏发等，2002)，全新世以来表现为明显的水平左旋位错。本文的结果显示沿断裂带及其两侧出现3种类型的地震震源机制解，其中正断层型约占2/3，走滑断层型约占1/3，仅有一次逆断层型地震，分段特征十分明显，各段呈现不同的构造动力背景作用方式。

丽江-小金河断裂带NE段中等以上地震频度较低，地震以走滑断层活动为主，震源机制解NE向的断层节面与断裂带走向一致，为左旋走滑类型，P轴呈NW向近水平分布，T轴呈NE向亦近水平分布。

丽江-小金河断裂带中段(德钦-中甸-大具断裂带东北侧)地震呈现3种类型，表明震源力源的方式多样。发震应力轴P，T轴的分布也与NE段和SW段不同，P轴的方向和倾角分布显示出由香格里拉次级块体向滇中次级块体过渡的趋势，具体表现为:断裂带北侧出现P轴高倾角点，与香格里拉次级块体内P轴分布特征一致，至丽江-小金河主断裂带中段上P轴NW向分布，倾角明显变缓，往南过渡为与滇中次级块体内部P轴NW水平分布一致的特征。断裂带中段T轴基本水平，呈现NE向、近EW向分布，与滇中次级块体内部T轴分布特征一致。

丽江-小金河断裂带SW段拉张作用显著，以走向NW的正断层型地震为主。该段位于保山次级块体内部，也是川滇块体及周边拉张作用显著的区域之一，地震类型基本为NW和NNW向的断层节面的正断层机制解类型，P轴高倾角近NW向分布，T轴低倾角近NE向分布，NE向张性控制作用显著。

3.2.4 安宁河-则木河-小江断裂带

安宁河-则木河-小江断裂带为滇中次级块体的东边界，也是川滇块体的东边界的主要组成部分。本文计算得到安宁河断裂带附近发生的3次地震，其震源机制解结果一致性较好，均为近NS向节面的左旋走滑断层，与断层地质活动特征一致(邓起东等，2002;徐锡伟等，2003，2005)，P轴走向NW向，倾角基本水平，T轴走向NE向，倾角基本水平。则木河断裂带上近期发生的4次中等强度地震事件中，2次地震事件表现为NS节面的左旋走滑断层，P轴NW向水平分布，T轴NE向水平分布。巧家附近与小江断裂带交会处的2次地震震源机制解类型则表现为正断层类型和正断兼有走滑分量类型，出现P轴高倾角点，与东边界以走滑型地震为主的特征不符，表现出一定的拉张作用影响。GPS(Shen et al.，2005;王阎昭等，2008)观测结果表明，则木河断裂带南侧的小江断裂带左旋走滑速率高于则木河断裂带自身的左旋走滑速率，显然正断层型地震的存在可能与其南北两端的滑动速率存在差异有关，在较高速度南向滑动的小江断裂带北端的巧家附近形成了拉分作用。

小江断裂带近期仅在断裂东支发生3次地震，巧家以南区域发生一次正断层型地震;巧家以南、昆明以东各发生1次NS向左旋走滑类型的地震，这2次地震与东川6½级地震显示小江断裂带左旋走滑的断层活动特征一致。

3.2.5 红河断裂带、曲江断裂带

1976年以来沿红河断裂带地震事件较少，地震多发生在其东、西两侧的次级断裂带上，震源机制解大多表现出较一致的NW向节面的右旋走滑类型，红河断裂带与曲江断裂带之间发生1次正断层型地震。大理以北的地震发生在保山次级块体内部，大理以南的地震发生在景谷次级块体内部。P轴基本呈水平分布，断裂带东侧方位角NW向。断裂带西侧近NS向，与东侧的滇中次级块体内部P轴的方位相比发生了一定角度的偏转。

曲江断裂带近期地震主要发生在楚雄附近，以NW向节面右旋走滑断层类型为主，与滇中次级块体内部和红河断裂带上地震的断层类型一致，但断层节面走向和滑动方式有所不同，红河断裂带上为近SN向节面左旋走滑运动。P轴NW向，缓倾角近水平分布;T轴NEE向水平分布，水平作用力明显。曲江断裂带与红河断裂带之间的区域有2次地震发生，断层滑动特征表现出与滇中次级块体内部不同的拉张型作用，且与曲江断裂带上P轴方向相比，方向发生了一定角度的旋转，可能是滇中次级块体SE向滑移和顺时针转动在西南边界断裂带附近产生了局部的地壳应变响应。

3.2.6 马边-荥经-盐津断裂带

马边-荥经-盐津断裂带及四川盆地边缘弧形地带上震源机制解以NNE向节面逆冲型断层类型为主，P轴近于水平，T轴倾角较高，反映出青藏高原物质向SE逃逸的过程中在东侧受到稳定四川盆地抵挡而生成的强烈逆冲作用。

3.2.7 昭通-莲峰断裂带

莲峰-昭通断裂带为大凉山次级块体和马边次级块体的南东边界，断裂带NE段深入至四川盆地西南边缘。断裂带上发生了多次中等以上地震，以逆冲断层类型地震为主，断层节面为NE向，与断裂带走向一致。2012年9月7日发生的昭通彝良MS5.7和MS5.6地震为莲峰、昭通断裂带有文字记载以来的最大地震。本文获取了这2次主震和后续3.5级以上主要余震的震源机制解，结果显示2次主震分别为逆冲兼NE向节面右旋走滑断层，余震断层类型显示为较一致的NE向节面右旋走滑、部分兼有逆冲的特征。断裂带上P轴NW向缓倾角分布，T轴NE向亦近水平分布。上述逆冲断层性质地震的发生，揭示出在盆山交界地带，西部川滇块体向SE向滑移矢量有一部分分解到马边次级块体和大凉山次级块体内部后，继续往SE向滑移，受坚固的华南块体阻挡而产生逆冲，并兼有少量走滑分量的构造特征。

3.2.8 华蓥山断裂带

华蓥山断裂带北起华蓥山北，往南经荣昌至宜宾，总体走向N45°E，为四川盆地内规模最大的断裂带，是一条切割基底的深大断裂，表现为右旋走滑性质(程佳，2008)。本文获取的1976年以来该断裂带上宜宾附近区域4次地震震源机制解中，3次为NE向节面的正断层类型，地震断层节面与华蓥山断裂带走向一致，与其右旋走滑的活动特征不相符，P轴基本直立，T轴接近水平，说明极可能受到盆地的拉分作用影响。剩下的1次地震为逆冲型机制，且其节面走向(NW向)与其他3次地震的断层节面及华蓥山断裂带走向并不一致。

3.2.9 滇西大盈江断裂带和龙陵-瑞丽断裂带

保山次级块体西南部腾冲-龙陵地区的大盈江断裂带和龙陵-瑞丽断裂带上，地震以NE向节面左旋走滑机制为主，P轴NNE向低倾角分布，T轴NW向低倾角分布。震源机制解特征表明，该块体在缅甸板块的拖曳作用下走滑作用明显，兼有部分拉张作用。揭示了在保山次级块体的顺时针旋转作用(程佳等，2012)下，滇西腾冲—龙陵地区块体显示出向西南侧的缅甸板块滑移的特征。

3.3 震源深度结果

地震震源深度是研究孕震环境、深部构造以及地震成因的重要参数(张国民等，2002)，同时也能够反映地壳流变性特征与动力学特征。本文利用CAP波形拟合反演得到的深度结果是震源的质心深度，在反演时完整地使用了波形资料，较之根据震相识别得到的初始破裂点的深度，更接近震源深度的真实分布情况。本文得到的75次地震震源质心深度中，0～5km深度的地震占12%，5～15km深度的地震占78%，15～20km、20～30km深度的地震均占5%。由深度的空间分布(图5)可见，川滇菱形块体内部及其周边断裂带上的震源质心深度基本上均分布于15km的上地壳内，且优势分布集中于5～15km范围，而在四川盆地内部和边缘的几次地震中，除了2009年2月16日发生在华蓥山断裂带上的一次逆断层地震仅9.8km外，其他几次深度都超过了15km，最大达到25km。

4 讨论

4.1 P，T轴分布所反映的块体构造作用

由P，T轴的分布图(图4)可知，川滇块体及周边地区的P，T轴分布显示出明显的空间分区特征，块体内外以及块体内部各次级块体间的分布特征迥异，揭示出在青藏高原东南缘这个特殊部位应力场的非均匀性。川滇块体东边界安宁河-则木河-小江断裂带、大凉山-马边次级块体的边界断裂带、昭通-莲峰断裂带上P轴均为NW向缓倾角分布，与前人认为的华南块体NW向的压应力轴分布较一致(徐纪人等，1995)。四川盆地边缘P轴缓倾角而T轴高倾角分布，显示了盆山交接地带的强烈逆冲作用。盆地内部的几次中等地震则表现为P轴高倾角、T轴缓倾角分布的震源区拉张特征。川滇块体内部各个次级块体P，T轴空间差异特征最为突出，以丽江-小金河断裂带为界，两侧的雅江次级块体、香格里拉次级块体、滇中次级块体的震源区P，T作用方式各不相同。其中，香格里拉次级块体北缘为川滇块体及周边拉张作用最显著的发震应力区之一，P轴陡倾角分布，类似拉张作用在雅江次级块体内部及西边界亦有表现。但是，这种明显的拉张作用到了香格里拉次级块体的南边界的丽江-小金河断裂带中段被更加显著的水平向发震应力所取代，P轴除少数的陡倾角分布外，大部分呈NW向水平分布，T轴也由近NS向的水平分布变为NE向或近EW向分布，与滇中次级块体内部T轴分布特征比较一致。滇中次级块体内部P，T轴的作用较统一，为水平向发震应力作用，表明该块体内部发震应力一定程度上较均匀。以红河断裂带北段为界保山次级块体内部发震应力特征亦不尽相同，红河断裂带东侧块体东北缘德钦-中甸-大具断裂带附近P轴陡倾角分布，为川滇块体及周边除香格里拉-雅江次级块体以外的又一显著拉张作用的区域;红河断裂带大理附近区域P轴NW向倾角变缓;断裂带西侧滇西大盈江-瑞丽断裂带附近则表现为显著的水平发震应力，P轴NE向、T轴EW向，均水平分布。

图5 CAP反演得到的震源深度空间分布Fig.5 Spatial distribution of focal depths obtained using the CAP method.

本文得到的这种川滇块体东西两侧和块体内部的发震应力场非均匀性特征与前人对川滇地区的构造应力场研究和GPS观测结果的认识有很好的一致性，震源机制的类型与构造背景一致。已有的对川滇地区的构造应力场研究(阚荣举等，1977;成尔林等，1981;许忠淮等，1987;徐纪人等，1995;程万正等，2003;谢富仁等，2004;崔效锋等，2006)表明，印度板块向北推挤，青藏高原东侧物质向东南侧移，以及稳定华南块体的抵挡、缅甸板块拖曳的共同作用下，川滇块体东西存在2条应力转换带，川滇块体以东构造应力场主压应力以NW向为主，川滇块体以西构造应力场主压应力轴方向以NNE向为主。本文得到的川滇块体以东和以西地区的P，T轴发震应力与构造背景应力场较相符，块体东侧震源主压应力轴NW向分布，块体西侧震源主压应力轴NE向分布。

对于川滇块体内部震源P，T轴的显著非均匀性，GPS观测(王阎昭等，2008)和地质调查(徐锡伟等，2003，2005)认为的高原东侧物质的侧向挤出被块体内部各个次级块体的边界断裂带的活动吸收调整，并不是少数大型走滑断裂的快速滑动造成的整体地、简单地SE向滑移的结论一致。香格里拉次级块体、雅江次级块体的P，T轴分布未表现出整体的走滑作用力特征，说明对于高原物质该2个次级块体存在一定的吸收作用。丽江-小金河断裂带作为P，T轴特征分布的过渡地带，是对高原物质吸收后的又一次抵挡和调整，通过丽江-小金河断裂带，高原逃逸物质一部分通过断裂带中段传至滇中次级块体内部，另一部分通过断裂带SW段传至保山次级块体内部。

同时，滇中次级块体与保山次级块体的发震应力场特征也与GPS观测结果有较好一致性。滇中次级块体东边界断裂带和内部P轴较统一地NW向分布，而西边界红河断裂带两侧区域出现P轴NE向偏转，过渡为与川滇块体西侧相似的发震应力场P轴分布(断裂带北段大理附近区域更为明显)的特征，支持汪一鹏等(2003)提出的高原物质的西南侧向挤出由红河断裂带及其两侧的一系列断续、分散的右旋走滑断裂承担的观点。保山次级块体地理位置特殊，高原物质逃逸和缅甸板块的作用均对其有影响，已有的GPS观测研究(程佳等，2012)认为，保山次级块体对香格里拉次级块体具有拉张作用，且自身受到来自西侧缅甸块体的拖曳。本文得到的保山次级块体东北缘德钦-大具-中甸断裂带强烈的震源区拉张应力分布，表明这种次级块体间拉张作用的作用点可能位于保山次级块体与香格里拉次级块体交界的块体东北缘。

综上所述，这种与构造背景相一致的震源分区特征表明，川滇块体及周边近期断层破裂方式主要受到各个断裂带的构造活动以及次级块体间相互作用的控制。同时，丽江-小金河断裂带对高原物质逃逸的抵挡和屏蔽作用明显。

4.2 震源深度分布的构造意义

中等以上地震携带了区域构造应力的主要能量，其震源深度的分布特征能在一定程度上较好地反映该区的孕震环境特征，而精确的震源定位是分析地壳流变性、应力场作用、壳幔结构等研究的基础。本文利用方位角分布均匀、观测记录良好的数字地震宽频带波形记录，将每个台的观测资料作了细致的分析，且反演过程中使用区域全波形反演，得到了2007年8月至2013年4月的研究区主要中等地震的较接近真实震源质心深度分布的结果。所得结果显示，除了部分位于四川盆地地震深度范围为15～25km以外，大部分地震的震源质心深度为5～15km的范围。本文结果与张国民等(2002)认为川滇地区震源平均深度不超过15km的观点相吻合。地震主要发生在具有塑性破裂性质的层位，而中等地震能够较好地反映区域的构造应力环境，因此我们认为川滇块体及周边的脆性孕震层位于5～15km的层内。而在四川盆地内部，由于盆地的沉积层厚度达到12km左右(戴金星，2003)，地震大都发生在15～30km的深度。

5 结论

本研究获得了2007—2013年4月川滇块体及其周围区域75次3.5级以上地震的震源机制解和震源深度，综合地质调查、动力学、GPS观测等研究，分析并讨论了川滇块体及周边地区的震源机制解的分区特征，及其与构造活动背景的关系。主要得到以下结论:

(1)川滇块体各不同断裂带、块体内部各次级块体之间、块体内外表现出不同的震源机制解空间分布特征，揭示出位于青藏高原东南缘这个特殊部位的川滇块体及周边区域应力场的非均匀性。

(2)研究区各主要断裂带所反映的各个次级块体上的震源机制解类型表现出与构造背景相一致的分区特征，认为川滇块体及周边近期断层破裂方式主要受到各个断裂带的构造活动以及次级块体之间相互作用的控制。

(3)丽江-小金河断裂带上特殊的震源机制特征和发震应力轴的分布特征，进一步证实了丽江-小金河断裂带对高原逃逸物质的抵挡和屏蔽作用。

(4)震源深度分布特征表明，川滇块体及周边地震震源深度主要分布于15km的上地壳，优势分布于5～15km的范围，揭示出研究区地壳脆性孕震层位于5～15km的上地壳。

程佳.2008.川西地区现今地壳运动的大地测量观测研究［D］:［学位论文］北京:中国地震局地质研究所.

CHENG Jia.2008.Present-day crustal deformation of western Sichuan inferred from geodetic observation［D］.Dissertation.Institution of Geology，China Earthquake Administration，Beijing(in Chinese).

程佳，徐锡伟，甘卫军，等.2012.青藏高原东南缘地震活动与地壳运动所反映的块体特征及其动力来源［J］.地球物理学报，55(4):1198—1212.

CHENG Jia，XU Xi-wei，GAN Wei-jun，et al.2012.Block model and dynamic implication from the earthquake activities and crustal motion in the southeastern margin of Tibetan plateau ［J］.Chinese J Geophys，55(4):1198—1212(in Chinese).

程万正，刁桂苓，吕戈培，等.2003.川滇地块的震源力学机制、运动速率和活动方式［J］.地震地质，25(1):71—87.

CHENG Wan-zheng，DIAO Gui-ling，LÜ Ge-pei，et al.2003.Focal mechanisms，displacement rate and mode of motion of the Sichuan-Yunnan block［J］.Seismology and Geology，25(1):71—87(in Chinese).

成尔林.1981.四川及其邻区现代构造应力场和现代构造运动特征［J］.地震学报，3(3):231—241.

CHENG Er-lin.1981.Recent tectonic stress filed and tectonic movement of the Sichuan Province and its vicinity［J］.Acta Seismologica Sinica，3(3):231—241(in Chinese).

崔效锋，谢富仁，张红艳.2006.川滇地区现代构造应力场分区及动力学意义［J］.地震学报，28(5):451—461.

CUI Xiao-feng，XIE Fu-ren，ZHANG Hong-yan.2006.Recent tectonic stress field zoning in Sichuan-Yunnan region and its dynamics interest［J］.Acta Seismologica Sinica，28(5):451—461(in Chinese).

戴金星.2003.中国大气田及其气源［M］.北京:科学出版社.

DAI Jin-xing.2003.Gas Field and Its Source in China［M］.Science Press，Beijing(in Chinese).

邓起东，张培震，冉勇康，等.2002.中国活动构造基本特征［J］.中国科学(D辑)，32(12):1020—1030.

DENG Qi-dong，ZHANG Pei-zhen，RAN Yong-kang，et al.2002.Basic features of active tectonics in China ［J］.Science in China(Ser D)，32(12):1020—1030(in Chinese).

胡鸿翔，陆涵行，王椿镛，等.1986.滇西地区地壳结构的爆破地震研究［J］.地球物理学报，29(2):133—144.

HU Hong-xiang，LU Han-xing，WANG Chun-yong，et al.1986.Explosion investigation of the crustal structure in western Yunnan Province［J］.Chinese J Geophys，29:133—144(in Chinese).

阚荣举，张四昌，晏凤桐，等.1977.中国西南地区现代构造应力场与现代构造活动特征的探讨［J］.地球物理报，20(2):96—108.

KAN Rong-jü， ZHANG Si-chang， YAN Feng-tong， et al.1977.Study on the current stress filed and the characteristics of current tectonic activity in southwest China ［J］.Chinese J Geophys，20(2):96—108(in Chinese).

阚荣举，韩源.1992.云南遮放至马龙地学断面(说明书)［M］.北京:地震出版社.

KAN Rong-jü，HAN Yuan.1992.Geoscience Transect of Zhefang and Malong，Yunnan ［M］.Seismological Press，Beijing(in Chinese).

龙锋，张永久，闻学泽，等.2010.2008年8月30日攀枝花-会理6.1级地震序列ML≥4.0事件的震源机制解［J］.地球物理学报，53(12):2852—2860.

LONG Feng，ZHANG Yong-jiu，WEN Xue-ze，et al.2010.Focal mechanism solution of ML≥4.0 events in the MS6.1 Panzhihua-Huili earthquake sequence of Aug.20，2008［J］.Chinese J Geophys，53(12):2852—2860(in Chinese).

罗艳，倪四道，曾祥方，等.2010.汶川地震余震区东北端一个余震序列的地震学研究［J］.中国科学(D辑)，40(6):677—687.

LUO Yan，NI Si-dao，ZENG Xiang-fang，et al.2010.A shallow aftershock sequence in the northeastern end of the Wenchuan earthquake aftershock zone［J］.Sci China(Ser D)，53(11):1655—1664.

王椿镛，颜其中.1994.昆明地震台网下方的三维速度结构［J］.地震学报，16(2):167—175.

WANG Chun-yong，YAN Qi-zhong.1994.Three-dimensional velocity structure beneath Kunming seismic network［J］.Acta Seismologica Sinica，16(2):167—175(in Chinese).

王椿镛，吴建平，楼海，等.2003.川西—藏东地区的地壳P波速度结构［J］.中国科学(D辑)，33(增刊):181—189.

WANG Chun-yong，WU Jian-ping，LOU Hai，et al.2003.P-wave velocity structure in western Sichuan and eastern Tibetan region［J］.Science in China(Ser D)，46(Suppl):254—265.

王椿镛，Mooney W D，王溪莉，等.2002.川滇地区的地壳上地慢三维速度结构研究［J］.地震学报，24(1):1—16.

WANG Chun-yong，Mooney W D，WANG Xi-li，et al.2002.Study on 3-D velocity structure of crust and upper mantle in Sichuan-Yunnan region，China［J］.Acta Seismologica Sinica，24(1):1—16(in Chinese).

汪一鹏，沈军，王琪，等.2003.川滇块体的侧向挤出问题［J］.地学前缘，10(特刊):188—192.

WANG Yi-peng，SHEN Jun，WANG Qi，et al.2003.On the lateral extrusion of Sichuan-Yunnan block(Chuandian block)［J］.Earth Science Frontiers，10(Special):188—192(in Chinese).

王阎昭，王恩宁，沈正康，等.2008.基于GPS资料约束反演川滇地区主要断裂现今活动速率［J］.中国科学(D辑)，38(5):582—597.

WANG Yan-zhao，WANG En-ning，SHEN Zheng-kang，et al.2008.GPS-constrained inversion of present-day slip rates along major faults of the Sichuan-Yunnan region，China［J］.Science in China(Ser D)，51(9):1267—1283.

闻学泽，范军，易桂喜，等.2008.川西安宁河断裂带上的地震空区［J］.中国科学(D辑)，38(7):797—807.

WEN Xue-ze，FAN Jun，YI Gui-xi，et al.2008.Seismic gap of Anninghe Fault in western Sichuan，China ［J］.Science in China(Ser D)，38(7):797—807.

向宏发，徐锡伟，虢顺民，等.2002.丽江-小金河断裂第四纪以来的左旋逆推运动及其构造地质意义:陆内活动地块横向构造的屏蔽作用［J］.地震地质，22(2):188—198.

XIANG Hong-fa，XU Xi-wei，GUO Shun-min，et al.2002.Sinistral thrusting along the Lijiang-Xiaojinhe Fault since Quaternary and its geologic-tectonic significance:Shielding effect of transverse structure of intracontinental active block［J］.Seismology and Geology，24(2):188—198(in Chinese).

谢富仁，祝景忠，梁海庆，等.1993.中国西南地区现代构造应力场基本特征［J］.地震学报，15(4):407—417.

XIE Fu-ren，ZHU Jing-zhong，LIANG Hai-qing，et al.1993.Basic characteristics of recent tectonic stress field in southwest China［J］.Acta Seismologica Sinica，6(4):843—855.

谢富仁，崔效锋，赵建涛，等.2004.中国大陆及邻区现代构造应力场分区［J］.地球物理学报，47(4):654—662.

XIE Fu-ren，CUI Xiao-feng，ZHAO Jian-tao，et al.2004.Regional division of the recent tectonic stress field in China and adjacent areas［J］.Chinese J Geophys，47(4):654—662(in Chinese).

徐纪人，尾池和夫.1995.南北地震带南段应力场特征及其与板块运动的关系［J］.地震学报，17(1):31—40.

XU Ji-ren，Oike Kazuo.1995.Earthquake mechanisms and its implication for tectonic stress field in the southern part of the North-South Seismic Belt in China［J］.Acta Seismologica Sinica，17(1):31—40(in Chinese).

徐锡伟，闻学泽，郑荣章，等.2003.川滇地区活动块体最新构造变动样式及其动力来源［J］.中国科学(D辑)，33(增刊):151—162.

XU Xi-wei，WEN Xue-ze，ZHENG Rong-zhang，et al.2003.Pattern of latest tectonic motion and its dynamics for active blocks in Sichuan-Yunnan region，China［J］.Science in China(Ser D)，46(Suppl):210—226.

徐锡伟，张培震，闻学泽，等.2005.川西及其邻近地区活动构造基本特征与强震复发模型［J］.地震地质，27(3):446—461.

XU Xi-wei，ZHANG Pei-zhen，WEN Xue-ze，et al.2005.Characteristics of active tectonics and models of earthquake recurrence in weatern Sichuan［J］.Seismology and Geology，27(3):446—461(in Chinese).

许忠淮，汪素云，黄雨蕊，等.1987.由多个小震推断的青甘和川滇地区地壳应力场的方向特征［J］.地球物理学报，30(5):476—486.

XU Zhon-huai，WANG Su-yun，HUANG Yu-rui，et al.1987.Directions of mean stress axes in southwestern China deduced from microearthquake data［J］.Chinese J Geophys，30(5):476—486(in Chinese).

朱艾斓.2006.川西地区主干活动断裂带间震期滑动习性与运动状态的地震学初步研究［D］:［学位论文］.北京:中国地震局地质研究所.

ZHU Ai-lan.2006.Preliminary seismological studies on deep behavior and movement characteristics of major active faults in the interseismic interval in western Sichuan，China［D］.Ph D thesis.Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing(in Chinese).

张国民，汪素云，李丽，等.2002.中国大陆地震震源深度及其构造含义［J］.科学通报，47(9):663—670.

ZHANG Guo-min，WANG Su-yun，LI Li，et al.2002.Focal depth research of earthquakes in mainland China:Implication for tectonics［J］.Chinese Science Bulletin，47(12):969—974.

赵翠萍.2006.1997—2003年新疆伽师震源区特征的地震学方法研究［D］:［学位论文］.北京:中国地震局地球物理研究所.

ZHAO Cui-ping.2006.Seismological studies on the characteristics of Jiashi source region from 1997 to 2003［D］.Ph D thesis.Institute of Geophysics，China Earthquake Administration，Beijing(in Chinese).

郑勇，马宏生，吕坚，等.2009.汶川地震强余震(MS≥5.6)的震源机制解及其与发震构造的关系［J］.中国科学(D辑)，(4):413—426.

ZHENG Yong，MA Hong-sheng，LÜ Jian，et al.2009.Source mechanism of strong aftershocks(MS5.6)of the 2008/05/12 Wenchuan earthquake and the implication for seismotectonics［J］.Science in China(Ser D)，39(4):413—426.

Bassin C，Laske G，Masters T G.2000.The current limits of resolution for surface wave tomography in North America［J］.Eos Trans AGU，81:F897.

Kan R J，Hu H X，Zeng R S，et al.1986.Crustal structure of Yunnan Province，People's Republic of China，from seismic refraction profiles［J］.Science，234(4775):433—437.

Niu F L，Li J.2011.Component azimuths of the CEArray stations estimated from P-wave particle motion ［J］.Earthq Sci，24(1):3—13.

Shen Z K，Lü J，Wang M，et al.2005.Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan plateau ［J］.J Geophys Res，110:B11409.doi:10.1029/2004JB003421.

Wei S，Zhan Z，Tan Y，et al.2012.Locating earthquakes with surface waves and centroid moment tensor estimation［J］.J Geophys Res，117:B04309.doi:10.1029/2011JB008501.

Wessel P，Smith W H F.1991.Free software helps map and display data［J］.Eos Trans AGU，72(41):441.doi:10.1029/90EO00319.

Zhao L S，Helmberger D V.1994.Source estimation from broadband regional seismograms［J］.Bull Seismol Soc Amer，84(1):91—104.

Zhu L P，Helmberger D V.1996.Advancement in source estimation techniques using broadband regional seismograms［J］.Bull Seismol Soc Amer，86(5):1634—1641.

Zhu L，Rivera L A.2002.A note on the dynamic and static displacements from a point source in multi-layered media［J］.Geophys J Int，148:619—627.

Zoback M L.1992.First-and second-order patterns of stress in the lithosphere:The world stress map project［J］.J Geophys Res，97:11703—11728.