喜马拉雅地区与天山地区地壳强地震的孕震因素探讨

陈应君

中国地质大学（武汉）地球物理与空间信息学院，武汉 430074

0 引言

自65Ma前新生代以来，印度板块以40～50mm／a的速率向北推挤、下插于欧亚板块（Molnar et al，1975；Wang et al，2001），同时，受到青藏高原周边塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和扬子板块等冷块体阻挡，青藏高原边界地壳急剧缩短（Wang et al，2001）、内部广泛变形（丁国瑜等，1986），其中，青藏高原南缘喜马拉雅造山带以18～20mm／a的速率汇聚缩短形变（Stevens et al，2015），青藏高原内部大量山脉构造隆升，逆冲推覆构造等断层活动极其发育，且分布于低海拔喜马拉雅地区（Molnar et al，1975），强地震频发（图1（A区域））。同时，位于塔里木盆地北缘的天山地区，受到印度板块推挤欧亚板块作用下的“远场”变形控制，该地区造山运动再次活跃（李杰等，2015），而且新生代以来断层活动发育且构造变形强烈（Avouac et al，1993），分布于山脉内部及边界地区，故地震活动也十分频繁（图1（B区域））。因此，自21世纪初以来，青藏高原边界及内部多次发生强烈地震，如发生于青藏高原东缘中国龙门山断裂带的2008年汶川MW7.8地震，发生于喜马拉雅构造带巴基斯坦段的2005年Kashmir MW7.5地震，发生于尼泊尔中部地区的2015年Gorkha MW7.8地震等。这些大型复式断层对大陆内部造山活动具有控制作用（Molnar et al，1975），也是地震活动的主要动力学因素。

图1 青藏高原、塔里木盆地、天山地区及邻区的地形及断层示意图

但是长期以来，有关地震活动性的孕震背景场的研究并未全面展开，而且对于不同地区的地震活动差异性也未深入地分析。关于此类研究，国内外研究人员的关注点多集中于传统的天然地震学方面（De La Torre et al，2007；Priestley et al，2008；Sloan et al，2011），引入大地测量观测手段的研究略显不足，且结合两者数据资料的青藏高原边界造山带的地震活动性及孕震背景场的综合研究急需补充。本文利用喜马拉雅地区与天山地区历史地震事件的震源机制解、GPS现今震间形变场、静态重力异常场及地形场，对比分析2个地区的重力异常场特征、有效弹性板厚度与历史地震震源深度耦合特征以及断层闭锁程度，并在此基础上进一步讨论了造成2个地区强地震活动差异的孕震因素。

1 地质构造背景与现今地壳形变

1.1 喜马拉雅-藏南地区

区域地质调查结果表明，由于印度板块与欧亚板块碰撞及后期印度板块快速向北推挤、下插作用和西藏板块的阻挡作用，喜马拉雅地区成为现今全球构造活动最为活跃、复杂的造山带地区，同时也是新生代以来地区构造演化历史中最为显著的事件（尹安，2001）。因此，喜马拉雅地区不仅形成了高海拔的地质地貌，且形成了一系列与其造山带走向平行的复式逆冲型断裂带，如低海拔喜马拉雅地区的主前山断裂MFT、主边界断裂MBT、主中央断裂MCT（Molnar et al，1977）及发育于地壳内部的主喜马拉雅断裂MHT。GPS研究结果表明，印度板块以40mm／a的速度持续沿NNE方向下插入欧亚板块，印度与藏南间跨喜马拉雅山的地壳汇聚速率约为20mm／a，吸收了约一半的汇聚速率，该速率为大陆其它造山带地区的数倍甚至数十倍，其能量的积累量级可以与洋-陆俯冲型的海沟或者造山带相当（Molnar et al，1977；Avouac et al，2015；Stevens et al，2015）。这些断裂带的构造活动至今仍十分强烈，依然控制着该地区的造山活动和强地震孕震周期（Stevens et al，2015）。

历史地震的震源机制解（http：／／www.globalcmt.org／CMTsearch.html；Sloan et al，2011）结果表明，低海拔喜马拉雅构造区以浅源、逆冲型地震为主，发震断层面几乎与造山带走向一致，北部邻区的阿里、藏南等地区，地震构造多以正断层为主，并伴随一定的走滑分量（图2（a））。

图2 喜马拉雅-藏南地区（a）、天山地区及邻区（b）GPS汇聚速率、历史地震分布

GPS震间位移场结果表明，位于喜马拉雅地区的GPS台站相对于印度板块的位移速率由北向南递减，总缩短速率近18～20mm／a，即印度板块推挤速率的近50%被喜马拉雅造山带吸收，且其精度误差控制在0.5～1.0mm／a。同时，喜马拉雅地区的不同构造区域的应力积累状态也存在差异，如尼泊尔东部与西部的汇聚速率存在近2mm／a的差异以及喜马拉雅西段的巴基斯坦地区与喜马拉雅东段的汇聚速率存在近5～8mm／a的差异（图2（a））。

1.2 天山-前陆地区

受印度板块的推挤“远程”作用，天山山脉成为迄今为止欧亚大陆内部规模最大的再生造山带。同时，由于新生代以来强烈而持续的再生造山作用，天山-前陆地区形成了近EW向的逆冲推覆断裂带，且引起了SN向地壳急剧缩短（王琪等，2000）。

地质调查结果表明，天山-前陆地区除逆冲褶皱断裂带发育外，且发育近NW向的左旋走滑断裂，显示该地区南北区域的形变不均匀性和多类型的地震活动（乔学军等，2014）。历史地震震源机制解（http：／／www.globalcmt.org／CMTsearch.html；Sloan et al，2011）结果表明，天山-前陆地区的地震多以近EW向断裂面的逆冲型为主，同时西部地区的地震为伴有走滑分量的逆冲型地震（图2（b））。

为了利用境外的天山GPS测站观测结果（Zubovich et al，2010），本文同样选取哈萨克地台及西伯利亚地块作为西南天山地区构造变形的运动基准，获取了精度误差为0.5～1.0 mm／a的GPS形变场，结果表明天山地区地壳形变的主特征为SN向挤压，横跨天山地区的GPS站点相对于周边稳定的哈萨克斯坦地块的形变速率呈现由南向北递减、由西向东递减的趋势（乔学军等，2014），如天山地区东部的地壳缩短速率（8～10mm／a）仅为西部地区（18～20mm／a）的50%，体现了天山地区的南北、EW向变形的不均匀性（图2（b））。而且，天山内部地区地壳变形相对较小，近80%的形变速率被该地区前山边界地带吸收，这也对应了该地区的活跃地震带（图2（b））。

2 静态重力异常场的获取

现今卫星重力测量为全球提供了高精度地球重力场，尤其是当测量更为困难的喜马拉雅地区时。本文根据位场理论及Stokes球谐系数利用下式获得空间域中的重力位能

其中，r、φ、λ分别为球谐系数坐标点的半径、纬度、经度；R为参考地球的平均半径；GM为引力常数与地球质量的乘积；l、m分别为球谐系数的阶数和次数；Plm为正则化的勒朗德函数；Slm、Clm为完全正则化的球谐系数。

然而，卫星重力异常位被定义为重力扰动位

式（1）、（2）中球谐系数最高阶lmax决定地球表面重力场最小空间分辨率，即 λmin＝40000／（lmax+0.5）。

同时，利用式（2）得出的重力扰动可获取如下的不同阶次（不同波长）的大地水准面、重力异常场

最后，利用式（3），结合GFZ研究中心的数据产品360阶GGM03S模型、2190阶EGM2008模型的球谐系数，且通过高频滤波和增大网格来降分辨率采样（付广裕等，2015），计算了青藏高原及邻区的与地形具有较高相关性的自由空气重力异常场。布格重力异常场是利用已计算出的自由空气重力异常场数据和地形模型SRTM／DEM，将近场、中场和远场的网格分别定义为10″*10″／0.5′*0.5′／1′*1′，经各项改正获取的。均衡重力异常场是利用地形模型Topo和自由空气重力异常场数据，结合弹性板均衡校正模型获取的（付广裕等，2015）。为了减少计算时间且避免边缘效应，最后重点探讨的构造区域为喜马拉雅地区（25°～35°N，75°～100°E）（图3（a）、3（c）、3（e））、天山-前陆地区（35°～45°N，75°～90°E）（图3（b）、3（d）、3（f））。

图3 各类静态重力异常场

由图3可见，喜马拉雅地区、天山地区的各类静态重力异常场都处于高梯度带，且异常变化特征存在一定的差异。喜马拉雅地区的布格重力异常变化显著，如2015年尼泊尔MW7.8地震震中区以北藏南地区的布格重力异常为显著的负异常，幅值最大为600mgal，地震诱发区以南的尼泊尔低海拔地区布格重力异常为较小的负值，为110～170mgal。相反，喜马拉雅地区的自由空气重力异常场、均衡重力异常场与该地区的地形变化正相关，且处于急剧异常变化区，喜马拉雅造南部地区为负异常区，两者最大幅值分别为180、120mgal；喜马拉雅造北部地区是正异常区，最大幅值区分别为260～300、180～200mgal。然而，天山地区的布格重力异常梯度特征较喜马拉雅地区有所减弱，整个研究区域布格重力异常特征为显著负异常，最大幅值区域为天山西部地区，可达到300～340mgal，地震活动性较弱的盆地地区的布格重力异常为较小负值，维持在小于200mgal。自由空气重力异常、均衡重力异常的异常特征较喜马拉雅地区梯度变化范围减小，天山地区为正异常区，两者最大幅值区分别为190～220、90～110mgal；南部盆地地区为负异常区，最大幅值分别为170、130mgal。

3 地壳地震活动性与区域地壳构造模拟

3.1 地壳结构与其历史地震活动性对比

Crust2.0地壳模型表明，喜马拉雅地区与天山地区的地壳层结构存在较大的差异，前者地壳厚度为50～60km，后者为40～45km，且造山带地区沉积层几乎为零。此外，喜马拉雅地区各地壳层两侧结构均存在较大的差异，而天山地区仅地壳上层存在差异。

本文统计了1962～2016年约300个历史地震，结果表明2个地区的震源深度分布与其地壳结构的差异间存在密切的关系。其一，喜马拉雅-藏南地区与天山-前陆地区的上地壳、中地壳厚度较为一致，且与界面几乎处于同一深度，但是其地震活动却大为不同，从震级、数量大小比较，前者强于后者（图4）。其二，喜马拉雅地区地壳历史地震活动近90%集中在上地壳（＜20km），且上地壳上层的历史地震活动远远强于上地壳下层（图4（a））；天山地区地壳历史地震活动90%也集中于地壳上部（＜30km），但与前者不同，其上部（＜15km）的历史地震活动与其下部（15km≤d＜30km）的历史地震活动相当（图5（b））。其三，喜马拉雅地区在地壳深度为20.0km≤d＜32.5km的区域出现耐震区，几乎无历史地震（图5（a））。

3.2 有效弹性板厚度Te对比

20世纪70年代，Walcott（1970）最早利用局部简单弹性板模型和观测的地形、重力异常数据，较好地估计了不同典型构造区域（冰川、海岛、造山带等）的荷载加载地区的岩石圈挠曲刚度岩石圈挠曲刚度公式显示，在板块弹性参数（杨氏模量E＝5987MPa、泊松比σ＝0.295）一定时，弹性板厚度Te决定岩石圈的挠曲度。此后，国外学者开始大量计算大陆其他构造地区的Te分布，并根据Te分布探讨了大陆岩石圈不同区域的构造差异性（McNutt et al，1978；Bechtel et al，1990；Alonso-Perez et al，2009）。然而，有关中国大陆的岩石圈Te分布研究则较少，这可能与缺少数据有关。但近期随着空间重力卫星技术的发展，国外GFZ等地学研究机构产出了大量的中国大陆重力异常和高精度地形数据，尤其是青藏高原及邻区的数据。本文在喜马拉雅地区与天山地区分别选择了2个剖面（图6中沿剖面在二维频率域运用弹性板挠曲理论对弹性板厚度Te进行了计算。在计算时，先假定一个Te值，利用地形2190阶Topo模型（图6），采用下面的二维剖面导纳函数，结合区域地壳结构及物理参数（喜马拉雅地区平均地壳厚度55km，天山地区45km（ρm＝3300kg／m3，ρc＝2650kg／m3），g＝9.80m／s2），得到各剖面相应的理论自由空气重力异常及理论布格重力异常，并与实际重力异常值进行比较，通过实际数值与不同Te下重力异常理论计算值的对比，可以得到对应地区拟合效果最好的有效弹性板厚度

图4 喜马拉雅-藏南地区（0～90km）和天山-前陆地区（0～45km）强地震的震源深度分布

图5 1962～2016年喜马拉雅地区（a）、天山地区（b）地壳历史强地震的震源深度分布

其中，ρm为地幔密度；ρc为地壳密度；ρf为负载密度；k为波数；zm为均衡补偿深度；G为万有引力常数；H为地表地形的二维傅里叶变换；Q为地表负载引起的补偿地球引力；Δg为重力异常；D为挠曲刚度。

图6 喜马拉雅地区与天山地区的Topo模型

结果表明，喜马拉雅地区的弹性板厚度均小于15km，越靠近高喜马拉雅构造区，有效弹性板厚度越小，且最小值可至6km（＜10km），朝着印度板块方向则有着弹性板厚度增加的趋势（图7）。同时，受印度板块“远程”构造控制作用的天山地区，其剖面b1-b1′／b2-b2′数据表明该地区的Te值为20～30km，较喜马拉雅地区，东西段差异较小，且其南部前寒武塔里木盆地的Te可达100km左右（图8）。在有效弹性板厚度的计算中，模型的选取及一些细节的处理都会造成计算结果的差异（如卫星数据模型、荷载模型的选取及滤波窗口的差异等），而本文的计算结果除了一些细节差异之外，其他均与以往的研究结果大体一致（Chen et al，2013），这进一步说明了本文弹性板厚度计算结果的可靠性。

3.3 前缘断裂带的活动性对比

图7 喜马拉雅地区不同弹性板厚度下的重力异常对比

沿主要断层闭锁区域的弹性应变积累和释放控制着断层附近的震间GPS速度场的变化，也为浅层地震的发生提供了动力来源，因此，可以认为断层闭锁区的深度反映了孕震层的深度。本文利用二维均匀弹性半空间位错模型，分别以主喜马拉雅断裂带和天山前缘断裂带附近的震间GPS速度场为约束，模拟2个俯冲断层的运动，并对比了上述2个地区断层闭锁深度的差异。二维弹性半空间位错模型假定断层沿走向和倾向无限延伸，并且不考虑断层运动的横向差异（Freund et al，1976），如假设滑脱断层埋深于各向同性、均匀、弹性半空间，且断层沿走向无限长，其弹性位错模型为

图8 天山地区不同弹性板厚度下的重力异常对比

其中，υ为GPS测站变形；α为断层倾角；s为断坡以下滑脱断层的倾滑速率。如果将断坡投影到地表，则x为测站与地表形迹间的距离；h为向上投影距离，即断层闭锁深度。

在模拟主喜马拉雅断裂的运动时，根据已有的研究（Gahalaut et al，1999），设定主滑脱断层倾角为6.5°，反演获得中喜马拉雅地区（图2（a）剖面a2-a′2）的俯冲速率为（14.5±0.6）mm／a，西喜马拉雅地区（图2（a）剖面a1-a′1）的俯冲速率为 （15.5±2.7）mm／a。在模拟天山及其前缘断裂的运动时，将主滑脱断层倾角设定为2.5°（李杰等，2015），反演获得西天山段（图2（b）剖面b1-b′1）的俯冲速率为 （8.0±0.4）mm／a，中天山段（图2（b）剖面b2-b′2）的俯冲速率为 （9.6±0.6）mm／a，上述结果与已有的研究结果基本一致（Meade，2007；杨少敏等，2008），表明本文结果具有较好的可靠性。然后，根据获得的断层俯冲速率和倾角，分别确定喜马拉雅、天山地区的最优断层闭锁深度（图9）。由图9可见，喜马拉雅主滑脱断层的闭锁深度小于30km，中喜马拉雅地区的最佳闭锁深度约为15km（图9（c）），西喜马拉雅地区约为10km（图9（a）），而天山南缘滑脱断层的闭锁深度可达40km（图9（b）、9（d）），大于喜马拉雅地区的断层闭锁深度。

图9 喜马拉雅地区与天山地区的主滑脱断层闭锁深度

4 讨论与结论

被称为世界第三级的青藏高原，其地震活动十分频繁，尤其是在逆冲断裂带发育的喜马拉雅造山带地区。与此同时，新生代以来，受印度板块-青藏高原的“间接”碰撞作用，中-古生代构造成山的天山造山带再挤压隆升构造（Tapponnier et al，1979），造成断裂构造变形强烈，地震频发。

自20世纪70年代以来，关于喜马拉雅造山带强地震活动的深度分布与地壳结构相关性的研究不断深入，其中，最引人注目的是国际合作完成的IDEPTH计划（赵文津等，2008；姜枚等，2008）和IRIS、USGS、哈佛大学等共同提供的全球历史地震数据库。本文通过对历史地震数据的统计发现，喜马拉雅地区的地壳强地震90%集中在上地壳（＜20km），中下地壳（＞20km）的历史地震活动远远弱于上地壳，这与已有的研究结果较为一致（Molnar et al，1989）。除此之外，由重力卫星获得的全球高阶次静态重力场模型GGM03S／EGM2008（GRACE计划）则有助于从弹性板厚度方面进一步认识地壳结构特征（Chen et al，2014、2015；Molnar et al，2015），本文定量计算得到了喜马拉雅-藏南地区的有效弹性板厚度（＜15km），这个厚度与地震活动较为集中的上地壳上层较为一致。同时，20世纪90年代以来，我国的大地测量数据日益丰富，青藏高原及其邻区的高精度GPS、InSAR、水准等数据为我们进一步揭示相关构造特征提供了帮助，据此我们获得了喜马拉雅复式逆冲造山带的近几十年的平均应力-应变速率（Stevens et al，2015），主滑脱断层MHT的不同深度范围的闭锁耦合程度也有了反演结果（Avouac et al，2015），在本文中，同样使用GPS震间三维形变场约束进行了断层运动的模拟。结果显示，喜马拉雅地区的最佳闭锁深度为15km左右，与历史地壳强地震活动主要集中在上地壳上层的结论相吻合，这与喜马拉雅地区地壳上部处于震间平均应力-应变高速率和高闭锁耦合状态密切相关（Gahalaut et al，1999；Avouac et al，2015）；相对而言，地壳深部低应力状态和高喜马拉雅地区地壳中上部低速层（存在物质的熔融状态，波速低于上地壳上部）（滕吉文等，1983）与其较少诱发强地震等现象有关。

与此同时，对于新生代再生构造天山地区的地壳强地震活动性的研究不断深入。本文也统计了天山地区的地壳历史强地震，结果表明，天山地区及前陆盆地地区的地壳地震活动主要集中在地壳的上部、中部（图4（b）、5（b）），同时结合该地区的地壳波速速度结构、物质组成及温压环境等，较为定量地揭示了上地壳再发育的活跃断裂带及深部再构造的壳幔物质交换环境下的强地震活动规律。同样，文中计算得到的天山地区有效弹性板厚度（20～30km）及天山南缘滑脱断层闭锁深度（＜40km）均与历史地震活动深度（图5（b））基本吻合。此外，国内外学者也根据GPS、InSAR等形变场数据对该地区进行了相关研究（Molnar et al，2000；杨少敏等，2008），结果表明天山地区的南北挤压和应力场并不均匀分布，这与本文中计算获得的GPS形变场（图2（b））、重力异常场（图3）、有效弹性板块厚度（图8）存在南北差异的结论一致。

本文综合利用国内外研究所获得的历史地震震源参数和近场大地测量数据（GPS、GRACE静态卫星重力场模型），研究喜马拉雅地区与天山地区的历史地震深度分布与地壳结构间的相关性及孕震动力学因素等。结果表明，活跃的断裂带和快速震间形变积累不是“诱发”2个地区地壳强地震的单一因素；2个地区地壳强地震活动的区域差异与地壳有效弹性板厚度及断裂带闭锁深度密切相关。