青藏高原东缘中南部主要活动断裂滑动速率及其地震矩亏损

李煜航，郝明，季灵运，秦姗兰

1中国地震局地质研究所，北京 100029

2中国地震局第二监测中心，西安 710054

1 引言

作为青藏高原南东向“挤出逃逸”的重要通道，青藏高原东缘中南部具有大型走滑断裂广泛发育和地震活动强烈而频繁的特征（Tapponnier etal.，1982；Peltzer etal.，1989；李坪等，1993；徐锡伟等，2003；闻学泽等，2011）.地震的孕育、发生及地震灾害的影响与断层活动密切相关，活动断层分段及其长期滑动速率研究一直是地震研究的前沿，同时也是进行中长期强震危险性研究的重要依据（丁国瑜等，1993）.

与地质的方法相比GPS测量断层运动有其独到的优势，它可以提供更高空间分辨率和更加灵活时间尺度的高精度地壳表层形变信息，特别是利用长时间尺度震间期GPS速度场作为约束，结合地质学及地球物理学的研究成果反演提取的断层活动速率是对运用地质方法得到断裂活动速率的有益补充，国内外在此方面已有了较多的研究和进展（Meade etal.，2005，2007；王阎昭等，2008；王辉等，2010；Loveless etal.，2010；Chen etal.，2000；薄万举，2013）.

近年来，在青藏高原东缘中南部，已经开展了大量的运用GPS测量地壳运动的研究工作（申重阳等，2002；吕江宁等，2003；Shen etal.，2005；Gan etal.，2007）.申重阳等（2002）采用位错模型反演了多条断裂的错动速率.吕江宁等（2003）和Shen等（2005）在研究主要断裂的滑动速率中顾及了块体的刚性运动.Meade等（2007）和王辉等（2010）使用三维弹性块体模型将GPS速度场分解为块体的刚体运动和同震亏损滑动两部分，得到了该区部分主要活动断裂的长期滑动速率，但由于其研究范围大而忽略了区内次级块体和其他一些近年来新发现的重要活动断裂（徐锡伟等，2003，2008；Shen etal.，2005；何宏林等，2008），另外上述模型中均未考虑块体内均匀弹性变形对速度场的影响.

本文将在前人研究的基础上采用三维线性球面弹性块体模型（Meade etal.，2009）基于活动块体研究成果（张培震等，2003），结合活动断裂的最新研究进展，对青藏高原东缘中南部进行块体划分，建立几何断层模型；进而使用长时间间隔的震间期GPS观测结果，反演青藏高原东缘中南部主要活动断裂的长期滑动速率和最优断层闭锁深度.利用反演得到的断裂长期滑动速率和最优断层闭锁深度对其地震矩的积累进行估算，使用历史地震目录估算其地震矩释放，为强震中长期危险性研究提供参考.

2 线性球面块体模型理论

震间期的GPS速度场是板块运动、永久形变和弹性应变积累的综合作用在地壳表层的记录（Loveless etal.，2011）.Savage等（1973）的研究认为，一个理论意义上的地震周期，震间期弹性应变的积累等于同震的释放，因此在地壳地震断层的周围不存在结余的弹性应变积累.在上述研究的基础上，近年来Meade等（2005，2009）发展完善出三维线性球面块体模型.在该模型中假设震间期所有的断层均处于闭锁状态，因此震间期的速度场（VI）可表示为

其中，VB为块体整体运动速度，VCSD为块体边界断裂由于块体之间的相对差异运动但却由于断层闭锁而产生的同震亏损滑动速率，Vε·为块体之间内部均匀弹性变形对速度场的贡献，参数Ω代表块体旋转的欧拉矢量，ε·表示块体内部弹性应变张量.

块体整体运动速度（VB）可表示为

由Okada矩形位错公式可得：

式中Ss，Sd和St分别为断层滑动的走滑、倾滑和拉张分量（Okada etal.，1992），GαO为矩形位错单元的格林函数.

在模型中每一个断层单元的滑动速率s代表该断层单元两侧块体（p和q）的相对差异运动，即其中矩阵PF将断层单元两侧块体之间速度差（东向和北向）投影为断层的滑动分量Ss，Sd和St.

块体之间由于相互作用导致的内部均匀弹性变形对速度场的贡献）：

（5）式中 （φ0，θ0）为定义的参考点，并假设参考点处块体的弹性应变为0，所以Vε·表示为测站经纬度坐标 （φ，θ）、相对参考点 （φ0，θ0）及地球半径R关于弹性张量ε·的函数（Meade etal.，2009）.

（1）式中的第二项（VCSD）与断层在震间期闭锁而产生应变积累相对应，该速率能够较好的对应于断层的长期滑动速率（Savage etal.，1973）.则一个点上震间期的模拟速率值等于块体旋转速率、来自所有断裂弹性应变积累的影响和块体内部均匀弹性应变影响的总和.在该模型下，运用GPS资料可同时反演出块体的刚性旋转、同震亏损滑动速率和块体内弹性变形.

3 青藏高原东缘中南部断层几何模型建立

活动块体是被形成于晚新生代、晚第四纪（10～12万年）至现今强烈活动的构造带所分割和围限、具有相对统一运动方式的地质单元（张培震等，2003），本文以上述定义作为块体划分的原则和依据.在具体的划分中，以张培震等（2003）给出的中国大陆活动块体划分方案为基础，结合本文获取的GPS速度场特征，在前人研究的基础上着手块体划分.

对于分布于玛尼—玉树—鲜水河断裂带和昆仑—玛沁断裂带之间的巴颜喀拉地块（张培震等，2003），本文沿用Shen etal.（2005）的划分方案，以龙日坝断裂（徐锡伟等，2008）为界将其划分为阿坝次级块体和龙门山次级块体.

在主要由鲜水河—小江断裂带、红河断裂带和金沙江断裂带所围限的川滇菱形地块（阚荣举等，1977）的划分中，徐锡伟等（2003）以丽江—小金河断裂为界，将其划分为川西北和滇中两个次级块体.本文综合了Shen etal.（2005）GPS的研究结果和程佳等（2012）利用历史地震地表破裂和震源机制解的认识，以理塘断裂为界将川西北次级块体划分为雅江次级块体和香格里拉次级块体，同时考虑到红河断裂带北段活动性弱的特点，将香格里拉次级块体的西边界调整为德钦—中甸—大具断裂.滇中次级块体的划分，主要沿用了程佳等（2012）的划分方案，对于其西边界依据地球物理探测结果（张忠杰等，2005；张恩会等，2013），沿用张培震等（2003）和Wang etal.（2011）的划分方案，以红河断裂作为滇中次级块体的西边界.此外，将由大凉山断裂和安宁河—则木河断裂所围限的区域划分出大凉山次级块体（魏占玉等，2012；程佳等，2011）.

对于怒江—龙陵—澜沧断裂带和红河断裂带之间的滇南块体内部的划分方案上（张培震等，2003），以南汀河断裂为界进一步划分出保山和景谷2个次级块体（程佳等，2012）.

通过上述工作本文共划分出12个块体：主要包括阿坝次级块体，龙门山次级块体，藏东次级块体，雅江次级块体，香格里拉次级块体，滇中次级块体，保山次级块体，景谷次级块体，华南块体和缅甸块体.各块体则被一系列主要的活动断裂所分割围限，其主要包括：龙日坝断裂、龙门山断裂带、甘孜—玉树断裂带、鲜水河断裂带、安宁河断裂、则木河断裂、大凉山断裂、小江断裂带、理塘断裂、丽江—小金河断裂、德钦—中甸—大具断裂、红河断裂带、金沙江断裂带、龙陵—澜沧断裂带、南汀河断裂、岷江断裂等.各块体分布及其主要活动断裂如图1所示.

模型中假设断层面均为直立，主要基于以下考虑：（1）绝大多数断层其深部几何形态的不确定度较高；（2）绝大多数GPS测站均远离断层，因此在GPS速度场的估值对于断层几何在深部的差异并不敏感.本文得到的断层活动速率包括走滑分量和挤压／拉张分量，直立断层上的挤压／拉张分量可以近似非直立断层面上的逆冲／正断效应类似的假设也被很多前人的研究所采用，并取得了很好的应用（Meade etal.，2005，2007；王阎昭等，2008；Loveless etal.，2011；Wang etal.，2011；McCaffrey etal.，2005）.由于断层面均假设为直立，故断层的倾滑运动（挤压／拉张）分别被水平向汇聚和伸展来表征.

图1 青藏高原东缘中南部模型的块体边界（白线）和主要边界断裂（灰线）主要边界断裂据程佳等（2012），附图表示本文块体模型总图，黑线表示块体边界.F1东昆仑断裂；F2龙日坝断裂；F3玉树断裂；F4鲜水河断裂；F5龙门山断裂；F6岷江断裂；F7安宁河断裂；F8则木河断裂；F9大凉山断裂；F10小江断裂；F11丽江—小金河断裂；F12程海断裂；F13红河断裂；F14澜沧—龙陵断裂；F15南汀河断裂；F16怒江断裂；F17德钦—中甸—大具断裂；F18金沙江断裂；F19巴塘断裂；F20理塘断裂；F21甘孜—理塘断裂；F22嘉黎—察隅断裂.Ⅰ阿坝次级块体；Ⅱ龙门山次级块体；Ⅲ藏东次级块体；Ⅳ雅江次级块体；Ⅴ香格里拉次级块体；Ⅵ拉萨东次级块体；Ⅶ大凉山次级块体；Ⅷ滇中次级块体；Ⅸ保山次级块体；Ⅹ景谷次级块体；Ⅺ缅甸地块；Ⅻ华南地块.Fig.1 Block boundaries（white lines）of the block model in mid and south part of the Eastern margin of Tibet plateau and gray lines are the main boundary faults.Main boundary fault is originated from previous study（Cheng etal.，2012）.Inset shows blocks boundaries（black lines）of the overall block model.

4 GPS数据

本文使用的GPS资料主要来自于“中国地壳运动观测网络”（简称网络工程）（牛之俊等，2002），此次研究使用的数据是其1999—2007年的观测结果，该期资料分别于1999、2002、2004和2007年完成了4次观测.GPS测站数据采样间隔30s，24h为一时段，采用双差模式，数据处理由GAMIT／GLOBK软件完成（Herring etal.，2009）.将获得的每天多个单日解，通过公共的参数合并，得到一个包含了所有区域GPS点和全球IGS站的单日松弛解，最后采用QOCA软件（Dong，1998），通过所有单日松弛解估算出测站的位置和速度.具体处理方法参见文献（王敏，2009）.剔除各块体速度场中非构造作用导致的运动方向及量值与周围测站差异较大的少数GPS测站后，得到用于本文模拟计算的GPS速度场如图2所示，该GPS数据集是包含301个GPS测站的速度场，其东西方向分量平均误差和南北方向分量平均误差分别为1.36mm·a-1和1.35mm·a-1.

图2 研究区GPS速度场（相对于欧亚板块，误差椭圆代表70%的置信区间）Fig.2 GPS velocity field of research area in respect to Eurasia frame（Error ellipses represent the 70%confidence level）

5 模拟结果

由于断层的闭锁会在断裂周围产生明显弹性形变梯度，且断层闭锁深度越大这种影响就会越大.断层的闭锁深度可以通过本模型拟合GPS数据的方法得到限定.图3表示研究区GPS数据拟合程度与主要断层闭锁深度的变化.

主要断裂的最优闭锁深度采用卡方检验获得，对应于RMSχ2最小.

图3 青藏高原东缘中南部断层最优闭锁深度（a）研究区平均值；（b）龙门山断裂；（c）鲜水河断裂；（d）小江断裂.Fig.3 Optimal fault locking depth for mid and south part of the Eastern margin of Tibet plateau（a）Average value of faults；（b）Longmenshan fault；（c）Xianshuihe fault；（d）Xiaojiang fault.

其中，γ为模拟GPS速度场残差向量，C为GPS数据的协方差阵.

据此首先确定研究区主要活动断裂闭锁深度的均值，作为模型最初闭锁深度约束，最优值为21km，见图3a；进而确定了一些主干断裂的最优闭锁深度，见图3（b—d）.本文通过GPS数据确定的断层闭锁深度与利用震源深度来约束闭锁深度的研究结果基本一致（张国民等，2002；朱艾澜等，2005；Yang etal.，2005）.

采用上述方法确定断层闭锁深度后，模拟计算得到青藏高原东缘中南部对应GPS测站的速度场.如图4，如图5a所示，模拟的GPS速度与观测速度非常吻合.另外图5b显示，70.6%的GPS测站拟合残差小于1mm·a-1.大的拟合残差分布于测站稀疏的阿坝、藏东和拉萨东次级块体，这些地区其观测误差本身相对较大.

图4 块体模型模拟GPS速度场Fig.4 Modeled GPS velocities by blocks model

图5 残差速度场（GPS观测值与模拟值的残差）与残差分布（a）残差速度场；（b）残差分布.Fig.5 Residual velocities（the difference between the predicted and the GPS site velocities）The inset shows the distribution of residual velocities.

图6 青藏高原东缘中南部模拟的主要断裂活动速率（a）蓝色代表左旋走滑，红色代表右旋走滑；（b）蓝色代表拉张速率，红色代表挤压速率（其中线宽正比于活动速率，比例尺见图注）Fig.6 Predicted fault slip rates along major active faults（a）Blue color represents sinistral slip，red color respects dextral slip.（b）Blue color represents extensional slip，red color respects converged slip.Thickness of lines is proportional to the rates（scales are shown in the legend）.

基于最优模型反演得到了青藏高原东缘中南部主要活动断裂的活动速率，如图6，表1所示，甘孜—玉树断裂、鲜水河断裂和小江断裂共同组成了青藏高原东缘现今高速活动的左旋走滑带，活跃的右旋走滑断裂主要分布于川滇菱形地块西边界及其西侧.下文将对研究区主要活动断裂的反演结果简要分析.

5.1 鲜水河—小江断裂带

甘孜—玉树、鲜水河、安宁河、则木河、大凉山和小江断裂共同构成了青藏高原东缘活动性最强的一条左旋走滑弧形断裂带.

甘孜—玉树断裂带是分隔巴颜喀拉块体和羌塘块体的边界断裂，反演得到其左旋走滑速率为13.3±1.3mm·a-1，北西段挤压速率0.6±1.2mm·a-1，南东段自西向东拉张速率逐渐增大.与闻学泽等（2003）得到的12±2mm·a-1和徐锡伟等（2003）得到的14±3mm·a-1的左旋走滑速率基本吻合，较周荣军等（1996）张裕明等（1996）得到的7mm·a-1的左旋走滑速率偏高.

本次反演得到鲜水河断裂各段左旋走滑速率差异不大，炉霍段15.5±2.0mm·a-1，道孚段15.3±2.0mm·a-1，康定段14.8±2.0mm·a-1，康定—石棉段15.6±0.9mm·a-1，其中道孚段与康定段与采用地质方法得到的10～15mm·a-1结果（闻学泽等，2000；周荣军等，2001）非常吻合.徐锡伟等（2003）研究表明鲜水河断裂南段隆升速率为3.2mm·a-1，并认为与鲜水河断裂南西盘运动受阻有关.本文反演显示鲜水河断裂康定—石棉段挤压活动明显增强，其速率达3.8±1.1mm·a-1，与郝明（2012）利用长期水准资料得到该区相对于四川盆地4mm·a-1的隆升速率具有可比性.

鲜水河断裂在石棉以南分为近对称的东西两支，东支为大凉山断裂，西支为安宁河断裂和则木河断裂.安宁河断裂反演结果为左旋走滑速率6.1±2.3mm·a-1，与冉勇康等（2008）运用识别古地震事件的方法得到同震位移及复发间隔，从而计算得到5mm·a-1的左旋滑动速率及裴锡瑜等（1998）和徐锡伟等（2003）给出的5.5～8.5mm·a-1和6.1±1mm·a-1的左旋滑动速率非常接近.则木河断裂左旋走滑速率5.3±2.4mm·a-1的反演结果与徐锡伟等（2003）给出的6.4±0.6mm·a-1的左旋走滑速率非常吻合.

大凉山断裂其北段和南段左旋走滑速率分别为7.1±2.1mm·a-1和6.5±1.9mm·a-1，挤压速率分别为2.1±2.6mm·a-1和1.5±3.3mm·a-1.与地质上给出的3～4mm·a-1的左旋走滑速率（魏占玉等，2012）相对偏高.推测可能与该断裂处于新生阶段，小的次级断裂分担了断裂带部分走滑速率而导致了这种差异.

表1 模拟主要断裂的滑动速率Table1 Predicted Fault Slip Rates on Major Faults

小江断裂的反演结果表明，其左旋走滑速率12.4±0.8mm·a-1，其北段和南段拉张速率分别为1.4±0.4mm·a-1和4.7±1.6mm·a-1，与何宏林等（2002）运用地质地貌及年代学得到的13.0～16.5mm·a-1左旋走滑速率吻合较好.

在使用GPS资料研究断裂滑动速率时，存在数据时间间隔长短、模型尺度、及数学物理模型不相同的情况，可能导致得到的结果存在差距，所以在比较时尽量基于选择时间间隔具有可比性的GPS研究结果.对于鲜水河—小江断裂带诸断裂与前人相应的基于GPS得到的结果（Meade etal.，2007；王阎昭等，2008；王辉等，2010；Shen etal.，2005）基本一致.

5.2 金沙江—红河断裂带

该断裂带作为川滇菱形地块的西边界，与鲜水河—小江断裂近对称，是研究区一条重要的右旋弧形断裂带.

本次反演得到金沙江断裂和德钦—中甸—大具断裂右旋走滑速率分别为10.6±2.2mm·a-1和6.2±2.4mm·a-1，金沙江断裂挤压速率1.3±1.9mm·a-1，德钦—中甸—大具断裂拉张速率为2.4±1.6mm·a-1.地质上给出上述两条断裂右旋走滑速率分别为6～7mm·a-1和5±1.0mm·a-1，金沙江断裂的逆倾滑速率为2～3mm·a-1（徐锡伟等，2003；沈军等，2001）与本文研究结果基本吻合.

前人研究认为程海断裂和南汀河断裂的左旋走滑运动具有连续性（Socquet etal.，2005）.本次反演结果显示，程海断裂和南汀河断裂左旋走滑速率分别为6.1±1.4mm·a-1和4.7±2.1mm·a-1，拉张速率分别为2.9±1.1mm·a-1和1.3±1.3mm·a-1.其中在南汀河断裂，相对徐锡伟等（2003）得到2.7mm·a-1的左旋走滑速率，本文的结果略高.

红河断裂是川滇菱形地块的西南部边界断裂，虢顺民等（1996）对红河断裂进行的分段研究表明，该断裂北段（洱源—弥渡）全新世晚期以来的右旋滑动速率1.5mm·a-1，中段和南段分别为3.6mm·a-1和3.7mm·a-1.北段断陷活动强，垂直滑动速率0.9mm·a-1，中段和南段则非常微弱.本次反演计算中将红河断裂分为三段，其中北段相对于文献（虢顺民等，1996）中的北段（洱源—弥渡），结果显示该断裂北段右旋走滑速率很小而伸展速率达到7.2±1.1mm·a-1，中段和南段右旋走滑速率明显增强，分别为4.8±1.6mm·a-1和3.7±1.8mm·a-1，与上述研究结果相吻合.本次反演结果与Shen等（2005）和王阎昭等（2008）的结果基本吻合.

5.3 怒江—龙陵—澜沧断裂带

怒江—龙陵—澜沧断裂带是青藏高原东南缘一条弧形展布的断裂带.从GPS测站的分布可见（图2），在怒江断裂的西侧并未有GPS测站，所以反演得到的怒江断裂的结果并不可靠，在本文中将不做讨论.反演得到龙陵—澜沧断裂右旋走滑速率7.2±1.3mm·a-1，挤压速率3.9±1.4mm·a-1.与地质研究（徐锡伟等，2003；虢顺民等，2000）给出5.3±1.1mm·a-1的右旋走滑速率大致吻合，与Shen etal.（2005）基于GPS数据得到的6mm·a-1的结果基本一致.

5.4 川滇菱形块体内部断裂

丽江—小金河断裂是川滇菱形地块内部一条全新世以来持续活动的次级边界断裂（向宏发等，2002）.本文反演得到该断裂左旋走滑速率，南西段与北东段分别为1.5±2.9mm·a-1，0.8±1.5mm·a-1，挤压速率上述两段分别为3.8±0.9mm·a-1，2.2±1.8mm·a-1.徐锡伟等（2003）利用错断的冲沟结合C14测年及断层陡坎给出3.8±0.7mm·a-1左旋走滑速率和0.64±0.14mm·a-1的逆冲倾滑速率.向宏发等（2002）利用错断阶地地貌及同沉积层的年代学测试得到3.7～3.8mm·a-1左旋滑动速率和1.0～1.5mm·a-1逆冲倾滑速率.与前人GPS的研究结果（邓起东等，2010）基本一致.

Shen等（2005）和程佳等（2012）的研究表明理塘断裂具有边界断裂的性质，本文采用了这一划分方案.反演结果表明该断裂右旋走滑速率2.4±2.2mm·a-1，拉张速率3.6±1.5mm·a-1，比徐锡伟等（2005）得到的4±1mm·a-1的右旋走滑速率略低.

5.5 龙门山断裂与龙日坝断裂

龙门山断裂右旋走滑速率南西段和北东段分别为1.2±1.0mm·a-1和1.3±1.0mm·a-1挤压速率分别为1.7±1.0mm·a-1和1.6±0.8mm·a-1，与地质给出的长期滑动速率有较好的可比性（马保起等，2005；周荣军等，2006）.龙日坝断裂的反演结果显示其右旋走滑速率6.1±1.1mm·a-1南西段拉张速率2.4±1.2mm·a-1，北东段挤压速率2.6±1.2mm·a-1，其中右旋走滑速率和北东段的挤压速率与徐锡伟等（2008），得到的5.3±2.0mm·a-1和0.7mm·a-1基本一致.值得注意的是在运用GPS数据反演研究龙门山断裂滑动速率时，顾及龙日坝断裂与否对结果影响较大，本次反演得到的断层滑动速率与邓起东等（2010）和Wang etal.（2009）的模拟结果基本一致，而明显小于Wang etal.（2011）和赵静等（2012）给出的结果.

6 地震矩平衡

震间期弹性应变的积累与同震释放之间的平衡关系反映了地震断层及其强震的盈余或亏损的程度，对于上述地震矩平衡的研究能够帮助人们认识地震断层的中—长期危险性（Meade etal.，2005；Wang etal.，2009，2011）.

Wang等（2009）使用上述方法对巴颜喀拉块体周缘主要活动断裂的中长期危险性进行了研究.本文将研究重点放在川滇菱形块体及其周缘，利用反演得到的主要断裂滑动速率和闭锁深度计算弹性应变积累率，结合研究区强震记录估算主要断裂的地震矩释放，进而估算断裂的地震矩亏损（还未释放的地震矩）.

6.1 地震矩积累

6.2 地震矩释放

一次地震释放的地震矩（MO）可以由其矩震级（MW）估算得到：

因为矩震级（MW）和面波震级（MS）之间差距很小（刘瑞丰等，2006），所以可近似的将所有地震目录中的震级都当作MW来估算地震矩的释放（Wang etal.，2009，2011）.

使用（7）式估算出研究区自公元1500年以来，强震释放的地震矩为4.91×1021，低于这一时期地震矩积累6.72×1021，其差异（地震矩亏损）为1.81×1021，等同于一次MW8.1级地震释放的地震矩，显示了研究区的强地震活动性背景，研究区主要边界断裂地震矩释放与其地震矩积累将在下文讨论.

6.3 地震矩亏损

强震目录的完整和可靠性是估算断层（段）上地震矩释放，进而估算其地震矩亏损的基础（Wang etal.，2011）.本次研究从相关参考文献中（徐锡伟等，2005；国家地震局震害防御司，1995，1999；M7专项工作组，2012；Wen etal.，2008；俞维贤等，2005），共收集到与本文划分出的断层（段）相关的可靠性较高的强震记录66个，详见表3.其中鲜水河—安宁河—则木河—小江断裂带的强震目录及其与相关断层（段）的关系参考闻学泽等（2000）和Wen etal.（2008）的研究结果.滇西地区包括金沙江断裂、德钦—中甸—大具断裂、红河断裂、龙陵—澜沧断裂、南汀河断裂的强震目录及其与相关断层（段）的关系，主要据文献（国家地震局震害防御司，1995，1999；M7专项工作组，2012）的结果给出.程海断裂和丽江—小金河断裂则据文献（国家地震局震害防御司，1995，1999；徐锡伟等，2003；俞维贤等，2005），给出与其分别相关的强震事件目录.此外，据徐锡伟等（2005）的研究结果，补充了理塘断裂的强震目录.

表2 主要断裂的滑动速率和地震矩平衡Table 2 Slip Rates and Moment Balance on Major Faults

依据上述强震目录，本次估算得到了相关断层（段）的地震矩释放，与计算得到的地震矩积累进行比较，获取了相应断层（段）的地震矩亏损（地震矩积累大于地震矩释放），详见表2.其中鲜水河断裂康定段（0.64×1020N·m）、小江断裂南段（1.93×1020N·m）、金沙江断裂（1.90×1020N·m）、德钦—中甸—大具断裂（0.85×1020N·m）、红河断裂北段（2.02×1020N·m）和南汀河断裂（0.31×1020N·m）地震矩亏损明显.红河断裂中—南段长期缺少强震及大地震，但Allen etal.（1984）发现该断裂具有全新世活动的证据，本次研究显示其中段具有较大的地震矩积累率（9.28×1017N·m·a-1），初步推测红河断裂中—南段很可能地震矩亏损较大.

表3 青藏高原东缘中南部强震记录（M≥6.0）Table 3 Earthquakes of M≥6.0in mid and south part of the Eastern margin of Tibet plateau

7 讨论

7.1 线性球面块体模型

线性球面块体模型与以往的弹性块体模型相比（李延兴等，2003，2007），顾及了边界断裂的同震亏损滑动，与Wang etal.（2011）使用的模型比较，又考虑到了块体内部均匀弹性应变的影响，因此该模型的物理含义更加明确和完备，式（1）所示.

运用该模型使用震间期尽可能长时间间隔的GPS资料进行反演计算得到的震间期同震亏损滑动速率在物理含义与断层长期滑动速率更加一致.本文使用1999—2007年的GPS资料并未受到强震活动的影响，因此用它研究青藏高原东缘中南部主要断裂的构造活动就更为有效.

断层的几何模型，即不同的块体划分方案会对结果产生明显的影响，本文使用的模型是在前人研究的基础上通过不断试算和改进后被固定下来的，前文已经叙及.块体模型的划分首先要基于活动断裂的研究，Wang etal.（2009）和赵静等（2012）在顾忌龙日坝断裂存在与否的模型前提下，得到的龙门山断裂滑动速率存在明显差异即前者得到的速率明显小于后者，本文在顾忌龙日坝断裂的情况下得到的结果与Wang etal.（2009）基本相同.徐锡伟等（2008）的研究确定了龙日坝断裂的存在，并阐述了该断裂对巴颜喀拉块体东向流动的吸收作用，使得沿龙门山断裂地质研究和GPS观测均未发现有较大的滑动速率.张培震等（2012）研究表明相对于四川盆地，川西高原龙日坝断裂以东现今垂直隆升速率达2mm·a-1，而映秀—北川断裂两侧近百公里范围内处于闭锁状态垂直隆升速率较小，这一研究揭示龙门山断裂现今除具有右旋走滑以外还具有明显的垂向运动（逆冲断层作用）且这种垂向运动的动力可能与下地壳流动并受四川盆地阻挡有关（Clark etal.，2000；蒋锋云等，2011），而并非简单的地壳水平推挤缩短.当断裂以逆冲或正断作用为主时必须考虑垂向速率约束.

7.2 制约地震矩平衡模型的因素

利用大的地震矩亏损进行强震中—长期危险性研究，需要特别注意对现有地震目录的认识和地震复发间隔的理解.Stein etal.（2012）针对上述问题进行过详细的讨论，迄今掌握的地震目录是否完整和地震复发间隔是否存在变化都会对结果产生较大的影响，因为在地震矩亏损模型中一个尽可能长的完整的且能包含多个地震周期的地震目录才能够更准确的提供地震矩的释放，所以在运用上述地震矩亏损的结果进行强震中长期危险性研究中，还要综合考虑不同断裂的复发习性和地震目录的完整性.表2所示，红河断裂中—南段历史上并未有强震记录，未能估计出其地震矩亏损，大凉山断裂、甘孜—理塘断裂、巴塘—理塘断裂和巴塘断裂由于人烟稀少可能存在历史上强震未被记录的可能，上述情况都会对结果造成很大影响.

7.3 地震矩亏损与地壳深部结构

地震矩亏损对应于地震矩积累明显而地震矩释放小的断层或断层段.由于研究区多数地震发生在地壳内（吴建平等，2004），因此探讨地震矩亏损明显的断层（段）与地壳结构的关系，将有助于理解造成地震矩亏损的本质原因.

前人在青藏高原东缘中南部开展了大量的地球物理研究工作，为地震构造及孕震机制研究提供了重要资料.天然源地震层析成像（Huang etal.，2002；Wang etal.，2003；胥颐等，2013）和接收函数（胡家富等，2003；王椿镛等，2008；李永华等，2009）的研究结果从区域尺度揭示了该区地壳深部结构的总体特征，即四川盆地中下地壳为明显的地震波速的高速异常，不存在中下地壳壳内低速层.川西高原及云南地区中下地壳低速层（体）发育，且Moho界面埋深具有南浅北深的特征.而人工地震测深则在上述基础上揭示了更加精细的地壳结构及断裂深部特征.王椿镛等（2003a，2003b）在川西藏东地区开展的两条深地震测深剖面显示，其中、下地壳及上地幔顶部存在低速异常，鲜水河断裂为超壳断裂与下地壳贯通，金沙江断裂和甘孜—理塘断裂深至中地壳低速体中，而其东侧的四川盆地地壳范围内不发育低速层.白志明等（2004）对云南地区遮放—宾川和孟连—马龙宽角地震剖面的已有资料重新处理后发现，怒江断裂为超壳断裂，其对应的下地壳存在低速体.红河断裂、小江断裂均为切穿地壳的深大断裂.张恩会等（2013）的深地震测深结果则显示红河断裂两侧上地壳速度差异明显，同时滇西地块和川滇地块下地壳具有明显的低速异常.

对比上述地壳深部探测结果，本文得到的地震矩亏损明显的断层（段）所在的断裂带均具有深大断裂的特征，且往往与壳内特别是中下地壳低速体贯通（如鲜水河断裂、金沙江断裂和怒江断裂），或者断裂界面本身就是一个明显的速度分界面（如红河断裂和小江断裂）.正如前人指出，该地区大多数强烈地震位于正异常区或正负异常的过渡带上，震源部位具有正速度异常，而其下方是负速度异常分布.负速度异常有利于应力在其上部的脆性地壳内集中（苏有锦等，1999；王椿镛等，2002；白志明等，2003）.因此，上述地壳结构特征及深层过程可能是造成在上述断裂某些部位出现地震矩亏损现象的本质原因.

8 结论

本文基于线性球面块体模型，利用1999—2007年GPS资料反演得到了青藏高原东缘中南部主要活动断裂的长期滑动速率.结果显示青藏高原东缘弧形断裂带（甘孜—玉树断裂、鲜水河断裂、安宁河断裂、则木河断裂、大凉山断裂和小江断裂）是一条明显的高速滑动的左旋断裂带，具有较大的左旋走滑速率（5.3±2.4mm·a-1～15.6±0.9mm·a-1）.反演得到了主要断裂不同断层段的滑动速率，其中鲜水河断裂康定—石棉段兼具有明显左旋走滑和挤压活动特征，其速率分别为（15.6±0.9）mm·a-1和（3.8±1.1）mm·a-1.该弧形断裂带以西并未成带出现的高速滑动断裂带，巴塘断裂、金沙江断裂和德钦—中甸—大具断裂右旋走滑速率较大分别为（10.8±2.3）mm·a-1，（10.6±2.2）mm·a-1和（6.2±2.4）mm·a-1.

利用反演得到的断裂滑动速率及最优断层闭锁深度，结合可靠的历史强震目录分别估算了主要断裂的地震矩积累和释放.在比较两者之间平衡关系的基础上得到了青藏高原东缘中南部地震矩亏损明显的断层（段）.鲜水河断裂康定段、小江断裂南段、金沙江断裂、德钦—中甸—大具断裂、红河断裂和南汀河断裂地震矩亏损明显，上述结果可以作为强震中长期危险性研究的参考.

致谢 感谢哈佛大学Meade博士提供线性球面块体模型的计算程序，以及在试验过程中给予的无私帮助和指导.感谢王敏研究员提供的GPS数据.感谢匿名审稿专家给予本文的宝贵意见及建议！作图均使用GMT软件，在此一并感谢！

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