红河断裂带北、中段近期重力变化及深部变形

汪 健 申重阳 孙文科 谈洪波 胡敏章

梁伟锋3） 韩宇飞4） 张新林1） 吴桂桔1） 王青华5）

1）中国地震局地震研究所，地震大地测量重点实验室，武汉 430071

2）中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049

3）中国地震局第二监测中心，西安 710054

4）中国地震台网中心，北京 100045

5）云南省地震局，昆明 650041

0 引言

红河断裂带地处印度大陆与欧亚大陆的碰撞边界，构造变形强烈，是切割印支地块与扬子－华南地块的重要断裂带（Molnaretal．，1975；Leloupetal．，1995），在青藏高原东南缘大陆块体的挤出、旋转和逃逸过程中起到了关键作用（Tapponnieretal．，2001；向宏发等，2007）。红河断裂带经历了复杂的地质演化过程，在新生代时期发生左、右行构造转换（虢顺民等，2001；Roydenetal．，2008），断裂两侧的壳幔结构迥异：地壳厚度西薄东厚、莫霍面断距达5km，两侧速度结构差异较大，东侧中地壳存在低速层，西侧上地壳底部有低速层（胡鸿翔等，1986；丁志峰等，1999；王夫运等，2014）；哀牢山－红河断裂带附近的上、中地壳为高速异常，下地壳和莫霍面附近则为低速异常，意味着壳－幔边界仍然处于相对活动的状态（胥颐等，2003）。

红河断裂带在中国境内具有明显的地质结构分段特征，以弥渡、元江作为分界点可划分为3段（张建国，2009）。北段在大地构造上属中新生代古特提斯洋和特提斯洋封闭形成的大陆碰撞带，由于受印度板块向N运动的侧向挤压以及青藏高原东缘物质的挤出作用，北段总体呈现EW 向的挤压应力场特征，断裂活动具有挤压逆断和局部拉张正断性质（向宏发等，2007）；中段地处特提斯三江造山带的东南缘，属于板块构造结合部，是青藏高原东南缘大陆块体向SE挤出过程中重要的陆内变形带；中南段地处川滇菱形块体南端，构造活动主要受三江褶皱带变形、川滇地块运动的影响，作为东侧川滇地块、华南板块与西侧印支板块之间的主体剪切带，地震震源机制解（李亚敏等，2008）显示出区域剪切应力场的特征，断裂活动受小江断裂带、楚雄－建水断裂、曲江断裂等周边断裂叠加构造变形影响，以剪切活动为主。

红河断裂带的地质构造活动与长期地壳变形存在显著的分段特征。北段地震的频度和强度均高于中段地区（图1），1950—2020年北段发生6级以上地震10余次，其中包含2次7级以上强震；中段的地震活动较弱，可能表明该区域现阶段处于闭锁状态，其两侧的澜沧江断裂和小江断裂带则活动较强，2014年景谷曾发生MS6.6地震。杨婷等（2014）对红河断裂带的速度结构进行了研究，发现中地壳深度的低速异常可能是诱发地震的重要因素，中段地震活动性较弱，可能表明该区段现阶段处于闭锁状态；徐锡伟等（2003）认为红河断裂带以西及以东的川滇菱形块体均存在顺时针转动的现象，但顺时针转动的模式却有明显区别。红河断裂带晚第四纪以来的右旋滑动速率为3～4mm／a（虢顺民等，2001），近期垂直运动速率为（0.5±0.4）mm／a（郝明，2012）；北段断裂活动最强烈、中段和南段断裂活动较弱，沿楚雄－建水断裂、红河断裂和澜沧－耿马断裂均发生右旋走滑，形成一条宽达300km的右旋剪切带（申重阳等，2002；汪一鹏等，2003；张培震等，2003）。

图1 红河断裂带的地震活动性（1950—2020年）及重力测点分布图Fig．1 Map of seismic activity and gravity stations of the Red River fault zone．

地球重力场是反映地球物质分布与运动的基本物理场，重力场变化是探测地壳深部物质运移方式的有效方法之一。孙少安等（2009）研究了红河断裂带北段近期断裂活动的重力效应，通过分析跨红河断裂带的多组重力段差时序变化，发现红河断裂活动具有强弱交替的周期性，且每个周期的加强和减弱过程呈现不同的挤压力度和持续时间；李辉等（2009）、祝意青等（2012）分析了中国大陆重力场变化特征及其变化机制，发现区域重力场的空间变化与活动断裂构造密切相关。通过高精度同址重力复测，从中分离各种效应影响，进而进行地壳形变、构造活动研究，可为强震孕育的动力学背景和大陆动力学研究提供重要的基础信息。本文基于红河断裂带北、中段近期的流动重力观测资料，综合地震测深、地质、地壳形变等资料，分析并去除地表水循环、垂直形变、剥蚀和冰川均衡调整效应等影响，提取地壳深部物质迁移引起的重力变化信息；结合前人获得的地壳结构模型，解算莫霍面的变形方式，检核并量化红河断裂带北、中段近期的构造活动特征。本文的研究成果对青藏高原东南缘深部物质运移模式研究具有重要的科学意义，可为红河断裂带地壳形变、构造活动及动力学背景研究提供重要参考和约束。

1 观测数据及地表环境效应分析

1.1 重力观测数据

研究区位于青藏高原东南缘，其北部为构造运动活跃的川滇菱形块体，中部为地质结构相对稳定的滇中地块，东部以安宁河－则木河－小江断裂带为界与华南地块相接。重力观测资料包括红河断裂带重力加密观测网2013—2019年的10期相对重力联测数据和昆明、下关测点2007—2020年14期绝对重力观测资料。红河断裂带重力加密观测网建于2013年6月，初期新建横跨红河断裂带北段、中南段的宾川—永平和峨山—墨江2条剖面，剖面展布与红河断裂带近垂直，以凸显断裂带两侧重力场动态变化差异。每条剖面含8个流动重力、GPS同址观测站及1个绝对重力测点（下关、昆明），点距约为17km。红河断裂带中段以往属流动重力观测空白区，断裂带周边测点稀疏、点距较大（≥150km），且多为观测支线或断裂带外围观测环，测网时空分辨率不足，难以提取断裂带两侧精细的重力变化信息。2014年11月在红河断裂带中段新增楚雄—景谷剖面，自楚雄大致沿N40°E经楚雄盆地、水塘至景谷盆地，剖面全长约220km，共布设7个测点，平均点距35km。

流动重力观测周期一般为1年2期，上、下半年的观测时间相对固定，为5月和11月，以减少气象、水文等季节性变化影响；考虑到周边环境对重力观测的影响，重力测点一般布设在地表平坦开阔、地基坚硬的位置，并尽可能避开地形或地貌易发生变化的区域。为了提高观测精度，对重力联测方式做了如下改进：测前均对相对重力仪的一次项系数进行了区域适定性标定；为了减小不同型号或同型号不同编号相对重力仪间的系统偏差对观测精度的影响，相对重力联测均采用2台及以上性能稳定的CG－5型重力仪进行观测，且相邻2期尽量使用同编号仪器进行联测；自2013年开始，观测过程中先采用顺序观测方式（即A—B—C—D—E—D—C—B—A），然后增加交替观测（即A—C—E—C—A），模拟大地四边形联测网形，增加检校条件，因此多数测线为四程，少数为五程，提高了观测网精度、减小了观测不确定度；若观测中仪器静置超过2h，在静置处进行静态测量；在尽可能短的时间内完成每条测线的观测，测段的闭合时间基本保持在12h以内，以减小漂移非线性对重力观测的影响。

绝对重力观测的周期同为1年2期，与相对重力的观测时间基本保持准同步。绝对重力测量由中国地震局地震研究所采用FG－5型绝对重力仪进行观测，观测精度优于5μGal，该类型仪器间的差异值为1～2μGal，无明显系统偏差（Xingetal．，2009）。绝对重力观测每1h观测1组、每组下落100次，每点标准差优于5.0μGal的有效组数≥25组，计算每次下落有效高度处的重力值，并进行固体潮、气压、光速有限、极移和垂直梯度等改正。垂直梯度观测利用2台CG－5型重力仪按低—高—低或高—低—高进行往返观测，高、低点仪器的高度差设置为130cm，与FG－5型绝对重力仪落体仓的参考高度一致。每次往返测量经潮汐和零漂改正，计算1个重力差成果，观测成果限差为4.0μGal，每个测点的独立成果数≥5个。将绝对重力观测值统一归算至地面后，昆明、下关2007—2020年度的绝对重力结果（以第1期为基准）如图2所示，其平均观测精度分别为1.64μGal和1.63μGal；地表重力变化速率分别为（－0.51±0.39）μGal／a和（－1.17±0.45）μGal／a；重力变化最大幅值为14.82μGal和22.5μGal。昆明和下关测点的绝对重力观测精度较高、观测结果可靠，2个测点均呈重力负变化趋势（平均为（－0.84±0.42）μGal／a），与Sun等（2009）利用1990—2008年度绝对重力观测资料所得结果（（－0.92±0.32）μGal／a）较为一致，青藏高原东南缘近期的重力场呈低速负变化特征。

图2 昆明、下关测点的绝对重力观测结果Fig．2 Absolute gravity results observed at Kunming and Xiaguan stations．

处理相对重力联测资料时将绝对重力测站视为相对稳定的高精度控制点，利用相对重力测量对该点进行定期联测，形成区域重力动态监测网（祝意青等，2012），该方法的优点在于可有效地保持区域重力场起算基准统一，稳定、可靠地解算出各测点的重力变化。具体处理流程包括：1）将各重力剖面测线的独立计算扩展为整体平差计算，优化网型、增加观测条件，使用国内先进的重力处理软件LGADJ（刘冬至等，1991）对多期重力观测资料进行统一处理，提高点值计算精度；2）统一重力基准，采用昆明、下关测点每期绝对重力实测值作为起算基准；3）对少数误差较大的观测段差实行粗差剔除和降权处理，评定各台观测仪器的观测精度、合理确定各台仪器的先验方差后再进行整体平差计算；4）相对重力观测资料处理中作了固体潮、漂移、气压、温度、一次项、仪器高等改正。

平均点值精度与观测资料质量、测网网型等密切相关，主要反映了各期观测资料的精度情况。红河断裂带重力加密网观测时间及各期平均点值精度情况如表1所示，平均点值精度的分布区间为6～12.5μGal。相比重力测量中常采用的顺序观测方式，顺序与交替相结合的观测方式的平均点值精度获得了一定程度的提升（平均约为14%）。交替观测增加了段差多余观测数，同时优化了测网网性、增加了检校条件，从而提高观测资料精度。各期重力观测资料平均点值精度相对集中于10μGal左右，表明观测数据具有高精度和稳定性。

表1 流动重力观测时间及精度Table 1 The time and accuracy ofmobile gravity measurement

1.2 地表环境的重力效应

地表观测到的重力变化主要由观测点的位置变化、地表整体变形运动以及地下物质运移的综合效应引起，影响重力变化的地表及地球外部因素主要包含地表垂直形变、地表水储量、剥蚀和冰川均衡调整等，为了从中提取地下物质迁移引起的重力场变化信息，需联合多手段的研究结果，对各种地表环境的重力效应进行压制或剔除。

Gr代表深部物质运移引起的重力变化，Gobs代表地表观测获得的重力变化，Gv、Gw、Gd、Gg分别代表地壳垂直运动、地表水储量变化、剥蚀、冰川均衡调整效应引起的重力变化。

1.2.1 地表垂直运动效应

红河断裂带及其邻区地处南北地震带南段，构造变形强烈，本文基于GPS（Haoetal．，2016；Panetal．，2018）和水准（Haoetal．，2014）获得的地壳垂直运动速率结果，应用反距离加权插值方法获得了研究区的地表垂直运动速率图（图3），其中Hao等（2016）和Pan等（2018）的研究成果在27个陆态网络GNSS基准站重合，本文依据各重合点精度，采用加权平均法拟合地表的垂直运动速率，根据误差传播定律求出相应结果的不确定度，GPS、水准观测成果的不确定度均值分别为0.42mm／a和1.30mm／a。

图3 红河断裂带及邻区的地表垂直运动速率图（基于Hao et al．，2014，2016；Pan et al．，2018重绘）Fig．3 Vertical deformation rate of the Red River fault zone（after Hao et al．，2014，2016；Pan et al．，2018）．

由图3可知，研究区地表近期整体以（0.92±1.17）mm／a的速率隆升，与青藏高原隆升的背景趋势（Sunetal．，2011）相同。川滇菱形块体及南汀河断裂周边呈显著的隆升趋势，怒江断裂带—澜沧江断裂和思茅盆地呈下沉趋势。红河断裂带北段、中南段地表的垂直运动速率等值线与断裂走向平行，以断裂带为界，东侧的运动速率高于西侧，展现出红河断裂带对地表垂直变形的控制作用；而中段元江—水塘段却表现出相对较高的隆升速率（约2mm／a），等值线与断裂走向近垂直，具有明显的差异特征。

宾川—永平、楚雄—景谷和昆明—墨江剖面的地表垂直运动速率如图4所示，其中红河断裂带北段宾川—永平剖面的平均速率为（0.55±1.13）mm／a，抬升速率自东侧约1mm／a逐渐降至西侧的0.1mm／a；中段楚雄—景谷剖面的平均速率为（1.19±1.11）mm／a，红河断裂带附近的垂直形变速率高于两侧，且东侧（1.4mm／a）大于西侧（0.9mm／a）的趋势与前人的研究结果（Liangetal．，2013）基本一致，楚雄－建水断裂和无量山断裂带两侧的地表垂直形变差异较大，表现出较强的断裂活动性；中南段昆明—墨江剖面（除昆明）的平均速率为（0.88±1.11）mm／a，昆明GNSS站与周边地区的垂向运动方式迥异，这与地下水开采导致的地表沉降有关（Panetal．，2018），玉溪—墨江区间自东向西的隆升速率逐渐减小，墨江盆地处于零值线附近。

图4 宾川—永平、楚雄—景谷和昆明—墨江剖面的地表垂直运动速率图Fig．4 Vertical deformation rate of the Binchuan Yongping，Chuxiong Jinggu，and Kunming Mojiang profiles．

地壳的垂向运动将引起重力观测点随地表整体变形，垂直运动引起的重力效应采用布格改正方法计算，布格重力梯度采用－1.9μGal／cm（Sunetal．，2011）。结合上述结果，地壳垂向运动引起的平均重力变化在红河断裂带北段、中段、中南段分别为（－0.11±0.21）μGal／a、（0.22±0.21）μGal／a和（0.16±0.21）μGal／a。

1.2.2 地表水储量变化效应

地表水储量是陆地水储量的主要组成部分，全球水储量变化是引起地表重力非潮汐变化的重要因素，重力的季节性变化与全球水循环有着直接的联系，其变化幅度可达10μGal量级（周江存等，2009）。地表水对地面重力的贡献分为负荷和引力2部分：负荷部分与水储量变化导致的地表形变有关；引力部分与水质量产生的万有引力的垂直分量有关。本文的重力变化模拟利用格林函数和质量积分（Farrell，1972）进行计算，计算过程中考虑局部DEM 影响，DEM数据采用ETOP01模型，对测点周边1°范围内地表水变化引起的重力效应进行分析；水文模型采用全球陆地数据同化系统（GLDAS）提供的Noah＿0.25＿M 格网月数据（Rodelletal．，2004），其融合了来自地面和卫星的观察数据，提供了最优化近实时的地表状态变量。将GL DAS提供的0.25°×0.25°格网点处的积雪数据以及1～4层的土壤水分数据综合起来得到了该处的总的水储存含量，并扣除均值得到水储量的变化值。

图5为红河断裂带北段、中段和中南段3个剖面2000—2020年地表水储量变化引起的重力效应，重力变化幅值为－10～10μGal，地表水储量对重力变化的影响不可忽略。重力变化值随干、湿季降雨量差异呈季节性变化，每年11月—来年5月、6—9月分别为川滇地区的旱、雨季，其中全年70%的降水量集中在雨季，5月和9月为水储量变化引起重力变化的极值区。2012—2017年重力变化极值逐年增大，此段时间地表水储量亦有逐年增加的趋势。宾川—永平和昆明—墨江剖面东、西两侧水循环引起的重力变化差值多为－2～2μGal，重力变化趋势一致；楚雄—景谷剖面的重力变化差异比北段大，达－3～4μGal，断裂带东侧水塘—双柏段岩石裸露、干旱少雨，与西侧镇沅—景谷段局部降水量的差异较大。

图5 宾川—永平、昆明—墨江、楚雄—景谷剖面地表水储量变化引起的重力效应Fig．5 Gravity effect caused by surface water change in Binchuan Yongping，Chuxiong Jinggu and Kunming Mojiang profiles．

1.2.3 地表剥蚀效应

在强构造运动的青藏高原东南缘地区，欧亚板块与印度板块持续碰撞，壳幔介质伴随产生构造变形，同时该区域降水充沛、河流密布、气候变化差异大，在构造活动和气候因素的双重作用下，青藏高原东南缘地区地表剥蚀速率明显高于青藏高原其他地区，因此地表剥蚀对重力动态变化的影响不容忽视。地表剥蚀卸荷一方面导致地貌变化，甚至在强烈挤压条件下非均匀的剥蚀可引起山脉的加速隆起；另一方面将导致重力场的变化，由于重力均衡调整而引起构造作用将导致岩石圈再次负荷或卸荷。前期一些学者从地球化学、地质、地形地貌等研究领域对研究区剥蚀情况进行了大量研究：Westaway（1995）假设青藏高原物质流量守恒，从印度板块挤入的物质体积为4.4km3／a，其中经过风化剥蚀的物质体积为1.7km3／a，因此还有大量物质在高原内被聚集，导致了高原隆升或地壳增厚；Métivier等（1999）给出了新生代亚洲的沉积厚度分布图，认为从渐新世以来沉积盆地物质增加的速率呈指数增长，在第四纪达到最大，从青藏高原剥蚀的质量达1.5km3／a；王国芝等（1999）对滇西地区第四纪以来的剥蚀速率进行了计算，其平均剥蚀速率达到0.94mm／a；Lal等（2004）给出青藏高原东缘地表剥蚀速率为2mm／a；Sun等（2009）综合前人研究结果，估算出青藏高原地表剥蚀速率为2.3mm／a。本文对Sun等（2009）、王国芝等（1999）和Lal等（2004）的地表剥蚀速率结果取均值（1.75mm／a），将剥蚀层看作布格层并加以改正，获得地表剥蚀引起的重力变化为（－0.19±0.1）μGal／a。

1.2.4 冰川均衡调整效应影响

冰川均衡调整是黏弹地球对末次冰期地表冰和海水负荷改变的响应，对地壳运动、海平面变化、地球重力场变化、地球旋转运动和应力状态等都有着重要影响。冰川均衡调整模型计算本质上为黏弹性负荷问题，需基于相应的冰模型和地球模型开展。其中，冰模型包括随时间变化的冰和海水负荷；地球模型包括地球流变学参数和密度结构。根据采用冰模型和地球模型的不同，针对冰川均衡调整效应对青藏高原重力场变化影响的研究结果也不一致：Kaufmann（2005）基于Kuhle、tibet4和tibet6冰川模型计算了冰川均衡调整对青藏高原地区重力场变化的影响为－0.3μGal／a；Wang（2001）和Sun等（2011）分别计算和讨论了冰川均衡调整在拉萨、下关和 昆 明 测 站 引 起 的 重 力 变 化 速 率 为（－0.26±0.2）μGal／a、（－0.06±0.1）μGal／a和（－0.08±0.1）μGal／a。上述研究结果由于冰模型缺乏足够的约束条件，且对地球模型也进行了简化，因此结果具有较大的不确定性。汪汉胜等（2009）利用GPS观测、验潮站结合卫星测高、GRACE重力、相对海面、地震剪切波层析模型等多种观测约束，提出了新的冰川均衡调整模型（ICE－4G＋RF3L20（β＝0.4）），其给出的横向非均匀的地幔黏滞度模型与实际地球更为接近；基于此模型，可知冰川均衡调整对东亚重力长期的变化影响在下关、昆明和楚雄测站分别为（－0.035±0.008）μGal／a、（－0.033±0.008）μGal／a和（－0.034±0.008）μGal／a（汪汉胜等，2010），本文引用该值作为宾川—永平、昆明—墨江和楚雄—景谷剖面冰川均衡调整引起的重力场长期变化速率。

2 趋势性重力变化特征

趋势性重力变化代表着区域重力场变化的背景信息，较大程度上反映出深部地质构造活动引起的质量重新分布，与断裂构造活动密切相关。根据上述观测数据处理与地表环境效应分析结果，下面主要阐述横跨红河断裂带北段、中段和中南段的3条剖面近期的趋势性重力变化特征。

2.1 宾川—永平剖面结果

宾川—永平剖面横跨红河断裂带北段，自NE向SW 穿越宾川－永胜断裂、红河断裂带、维西－巍山断裂和无量山断裂。2013—2019年重力平均变化率（图6）的分布区间为（－2.91～1.24）μGal／a、误差的分布区间为±（0.43～2.65）μGal／a，重力变化自NE向SW 由负逐渐变正。北段两侧地块以红河断裂带为界差异显著：1）NE侧整体为重力负变化，自北向南重力变化率绝对值逐渐减小，至红河断裂带下关测点附近达到极小值。2）SW 侧整体为重力正变化，重力变化速率自红河断裂带附近（下关为0.02μGal／a）向W 逐渐增加（永平为1.24μGal／a）。黄连铺—永平测段为重力正变化区，其跨越的无量山断裂倾向NE，存在超壳断裂现象（李永华等，2014），持续的重力正变化可能是无量山断裂近期构造运动物质累积的体现。感通寺—平坡测段的重力呈反向变化，表现出维西－巍山断裂具有一定的活动性，该区域地表出露苍山变质岩带，地震层析成像结果同样显示沿变质岩带的上中地壳为条带状高速异常、下地壳和上地幔为低速异常，早期左旋韧性剪切活动终止后的快速冷却只影响到上中地壳，下地壳和壳幔边界仍受现今深部物质活动影响（白志明等，2003）。近期重力负变化显示的质量亏损可能与下地壳热交换及青藏高原东南缘侧向挤出使深部物质沿低速相对软弱层迁移有关。3）近期北段两侧的重力变化存在显著差异，SW 侧相对NE侧重力增加趋势显著，总体以（3.1±0.55）μGal／a·100km的重力变化率增加，SW 侧的质量堆积更多。

图6 宾川—永平剖面重力长期变化率Fig．6 Long term gravity change rate of Binchuan Yongping profile．

2.2 楚雄—景谷剖面结果

楚雄—景谷剖面横跨红河断裂带中段，自NE向SW 分别被楚雄－建水断裂、红河断裂带和无量山断裂等一系列断裂带分割，2014—2019年的重力变化率（图7）分布区间为－2～2μGal／a，误差分布区间为±（0.72～2.45）μGal／a。中段重力变化率近期呈断裂带周边平缓、两侧起伏较大的鞍状分布特征。NE侧的楚雄盆地属滇中地块，较低的重力变化率（0.47μGal／a）表现出滇中地块较为稳定、地壳介质相对刚性的性质，地震层析成像结果（白志明等，2003）也显示其中下地壳波速为高速异常；楚雄—双柏测段跨越楚雄－建水断裂带，两侧的重力变化速率存在较大差异，体现了楚雄－建水断裂带两侧深部构造活动差异性；SW 侧景谷盆地与楚雄盆地类似，存在中生代较厚沉积层，近期重力负变化特征可能与景谷盆地所处的澜沧江缝合带与无量山断裂间特殊的深部构造环境有关，该区域属三江褶皱系，岩石圈结构横向变化显著，新生代以来构造活动强度及地表变形强烈。景谷—按板测段重力变化率逐渐增加，无量山断裂横穿西侧正变化核心区，该区域近期处于地下物质致密逐渐加强的过程；红河断裂带与两侧区域相比重力变化率显著偏低，低速变化区的西边界为哀牢山断裂，喜马拉雅期造山型金矿带也沿此分布，喜马拉雅期中期印度板块发生顺时针旋转，哀牢山构造带发生左行走滑，形成了各个矿区的断裂构造系统，为深源流体上升提供了通道，发生了大规模的金成矿作用，条带状的金矿分布表明地壳深浅物质流动通道沿哀牢山构造带成体系分布，新生代晚期左、右行构造运动转换后，岩石圈深浅部能量交换、物质流动随深部力源不断演化，近期重力变化体现了红河断裂带的深部边界控制作用。

图7 楚雄—景谷剖面重力长期变化率Fig．7 Long term gravity change rate of Chuxiong Jinggu profile．

2.3 昆明—墨江剖面结果

昆明—墨江剖面横跨红河断裂带中南段，自NE向SW 分别被曲江断裂、楚雄－建水断裂、红河断裂和哀牢山断裂所分割。2013—2019年重力变化率（图8）的分布区间为－1.87～3μGal／a，误差分布区间为±（0.58～2.51）μGal／a，中南段近期整体呈重力低速正变化特征，NE侧变化幅值大于SW 侧。

图8 昆明—墨江剖面重力长期变化率Fig．8 Long term gravity change rate of Kunming Mojiang profile．

NE侧的昆明地处普渡河断裂和小江断裂西支夹持区，其所在的昆明－宾川地块因东边界断裂的水平滑动速率远大于西边界呈顺时针转动，致使小江断裂叠加挤压应力，区域横向重力变化图像（陈兆辉等，2019）也显示出自西向东由负变正的重力增加趋势；峨山—双江测段跨越曲江断裂，两侧的重力变化率差异较大，近期重力正变化与地质研究结果（闻学泽等，2011）显示的曲江断裂东南段右旋走滑兼具显著逆冲分量、具有走滑挤压性质相一致，挤压构造环境表征深部介质存在应力积累、地下致密从而导致质量累积；双江—大开门测段横跨楚雄－建水断裂带，两侧的重力变化反向彰显了楚雄－建水断裂带近期复杂而差异化的运动特征；大开门—青龙场测段沿青扬断裂展布，横跨大开门河断裂及其南侧的鲁奎山式沉积变质铁矿床，自NE向SW 重力由负变化逐渐增至为正变化；青龙场—甘庄—元江测段跨越红河断裂，近期呈重力正变化率逐渐减小、跨越红河断裂后重力反向变化的趋势，元江处于红河断裂带地表弯曲部分，受青藏高原东移、红河断裂带右旋走滑和小江断裂带左旋走滑运动的共同影响，红河断裂带NE盘相对隆升，近期基于SBAS－InSAR的近场形变研究发现北盘隆升、南盘沉降，两盘的运动速率差约为8mm／a（陆好健等，2018），该区域的中地壳底界面为P波高速异常区（胥颐等，2003），其重力低速负变化特征可能源于中下地壳的高速刚性异常体侵占了深部物质韧性流动空间，阻碍了区域间的热交换、深部物质运移过程。

SW 侧的重力变化较平缓，其中因远镇—墨江测段的重力场呈反向变化特征，该测段位于哀牢山浅变质岩带、九甲－安定断裂的东侧，跨越元江—墨江镍、金矿区，成矿物质主要来自地幔，深大断裂是这些成矿物质上升的通道，矿区处于重力变化率零值线附近，同时也是岩石圈深浅部物质交换、能量传递的过渡地带；墨江测点近期的重力场呈负变化特征（（－0.33±1.11）μGal／a），其上中地壳深度的P波波速显示出低速异常（杨婷等，2014），随着印支地块与华南块体间不断的剪切运动，能量和深部物质易于在中地壳低密度体内通过物质韧性流动的形式迁移，从而导致重力场变化。

3 讨论

3.1 红河断裂带北段、中段和中南段近期的重力变化分段性成因分析

红河断裂带北段经历了自中始新世末以来的地壳整体隆升和地壳垂向差异升降的新构造运动，近期北段整体的重力负变化（平均为（－0.39±1.30）μGal／a）特征与此地质构造背景相关。SW 侧相对NE侧重力变化率增加（（3.1±0.55）μGal／a·100km））的特征显示，在青藏高原东缘物质东流的大背景下，深部物质跨越红河断裂带后受澜沧江刚性块体阻挡、质量不断累积的特征，同时也彰显出东侧川滇块体作为相对主动盘是青藏高原侧向挤出作用的主要受力区，而西侧印支块体作为相对被动盘存在深部物质不断聚集的过程，这与前人的地壳应力研究中（张建国，2009）NE侧应力降较SW 侧高、NE侧为地壳深部运动动力来源的结论一致；北段以红河断裂带为界，NE侧呈重力正变化、SW 侧呈重力负变化（差值为（1.57±1.60）μGal／a）的特征，显示红河断裂带北段具有一定的边界控制作用。宽角地震反射、折射研究成果（白志明等，2003）显示，其北段切穿地壳，上部W 倾、下部倒转倾向至NE，总体E倾25°，在上地壳底部与维西－巍山断裂归并；地质研究结果（常祖峰等，2016）也表明维西－巍山断裂自新生代以来具有与红河断裂和金沙江断裂相似的运动学特征、相同的地质演化历史和构造变形机制，是红河活动断裂的北延部分，红河断裂带与维西－巍山断裂间一致的重力负变化趋势表明两者同是块体深部物质迁移的主要载体，共同承担和吸收了川滇北侧块体传递而来的运动能量和应变。

红河断裂带中南段近期的重力变化呈分化特征。NE侧曲江断裂－红河断裂带整体表现为重力正变化，表明在青藏高原物质东移背景下的深部物质迁移并非只沿具有超壳断裂性质的红河断裂带发生，而是整体沿红河断裂带—楚雄－建水断裂带—曲江断裂展布。地表GPS观测结果（Zhangetal．，2004）显示，川滇块体近期呈顺时针旋转运动，具有跨红河断裂带连续变形的特征，有关学者提出青藏高原挤出的西南边界可能由一组断续、分散、滑动速率较低的右旋走滑断裂共同组成，反映地壳深部物质分布的重力场变化同样显示红河断裂带—楚雄－建水断裂带—曲江断裂间的重力变化趋势较为一致。地震层析成像及地震波反演结果（闻学泽等，2011）显示，红河断裂带、楚雄－建水断裂带和曲江断裂三者在上地壳底层12km深处交会于一个基底滑脱面，形成“对冲”型构造格局，3条断裂更像是红河深大断裂系统的地表分支。从几何学特征来看，3条断裂均发生向SSW 凸出的弯曲变形，表明它们之间的岩块和次级断裂共同承担了川滇活动块体向S的水平推挤作用。地壳浅层和深层连续变形特征表明，红河断裂带中南段上、下地壳具有耦合变形性质，徐震等（2006）利用接收函数Ps转换波研究了地壳的各向异性，发现壳内各向异性的快波方向与川滇地块SE向挤出的特征一致，而地壳与地幔的各向异性快波方向相差90°，地壳与上地幔解耦。中南段SW 侧相对于NE侧以（－0.21±0.48）μGal／a·100km的重力变化率逐渐减小，东侧深部的物质累积略多，较小的差异值表明两侧地壳介质“环境刚度”较接近，它与地壳的物质组成、活动断裂发育、介质的破碎程度等因素相关，决定着活动块体内部与活动块体之间运动的动力传递机制和变形调节机制（张建国，2009）。徐鸣洁等（2005）利用接收函数研究了哀牢山－红河断裂带地壳上地幔特征，发现红河断裂带两侧壳幔边界同具有壳－幔过渡带特征。低速的下地壳为易于流动的韧性层，是地壳与壳下岩石圈解耦的有利部位，下地壳低速层在红河断裂带NE侧较厚，因此NE侧深部的物质迁移、累积程度也略高于SW 侧。

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红河断裂带中段近期的重力变化率较北段和中南段低（平均为（0.16±1.57）μGal／a），重力场变化不显著。其重力正变化低值区与密度扰动、地震P波速度扰动结果（王椿镛等，2015）中20～30km深度的低密度、低速异常区较为一致，表明中段重力变化可能主要反映了中下地壳壳内介质的韧性流动；两侧重力正变化的速率相当，GPS观测结果（Zhangetal．，2004）同样显示NE侧的南华－楚雄－建水断裂和SW 侧的无量山断裂带分别具有（4.2±1.3）mm／a和（4.3±1.1）mm／a的右旋活动，上、中地壳运动具有整体性且连续变形的特征。中段重力变化率自NE向SW 以（－1.01±0.58）μGal／a·100km的速率逐渐减小，表明NE侧质量累积更多。以往的地震测深结果（丁志峰等，1999）显示，NE侧的地壳厚度较SW 侧深4～5km，中下地壳的低速异常区可能为韧性层，伴随欧亚与印度板块持续碰撞与挤压，青藏高原深部物质向周边软弱地带迁移，川滇菱形块体地壳增厚并向SE侧运动，其运动速率和位移量均大于华南块体和红河断裂变形带，导致红河断裂带NE侧的地壳增厚大于SW 侧，近期NE侧的重力变化率高于SW 侧是红河断裂带地壳厚度东厚西薄背景趋势的继承。

地壳内部形变与密度变化的耦合运动是地球运动的基本形式，在地壳外部动力和物质交换持续作用下，地壳内部产生变形，促使壳内物质重新分布（密度变化），同时密度的变化又促使壳内形变的调整和改变，两者相互耦合、相互作用，使地壳处于不断变化的过程中，形成构造运动（申重阳等，2007）。其在地表直接表现为地表变形和重力场的时空变化，重力场变化主要是伴随活动断层的物质变迁和构造变形引起的重力效应。红河断裂带及邻区近期的重力变化包含各种信号源（例如地表垂直运动、地表水循环、剥蚀等），这些信号源彼此耦合、共同影响地表重力变化，例如地表垂直运动可能产生新的张裂，或改变已有破裂规模，地表水或岩浆将流出或流进变化空间，使测点附近的介质质量发生变化，从而引起重力变化。本文对研究区的地表垂直运动、地表水循环、剥蚀、冰川均衡调整效应引起的重力变化进行了分析并扣除，主要从形变的角度讨论了重力变化特征，而地表的重力变化实质是由地壳形变与密度变化耦合运动共同引起。综合多种信号源及其耦合效应分析，将是今后获取更精确地壳运动模型的有效途径。

3.2 红河断裂带近期的重力变化反映的莫霍面变形

区域重力场变化模型包括密度变化、膨胀扩容、质量迁移、质源体、莫霍面变形和断层位错等，其中陈运泰等（1980）、Sun等（2011）、邢乐林等（2017）等提出了物质运移－莫霍面变形模式解释重力变化机理。考虑到地震测深和层析成像结果显示的地壳内高速体构成控制红河断裂两侧块体内和块体间低速体运移的三维构架，本文将地壳看作刚性块体，岩石圈内物性差异、密度差异较大的莫霍面在应力积累和重力势能作用下，密度界面及周边介质易产生不规则运移和重新分布，从而导致重力场变化。

红河断裂带及邻区的莫霍面模型源自远震接收函数（Wangetal．，2017）和重力反演结果（汪健等，2015），依据各自精度经加权平均得出（图9a）。红河断裂带及邻区的莫霍面总体呈自SE（约36km）至NW 递增（约50km）的特征，以红河断裂带为界，东侧深度普遍大于西侧，断裂带两侧的地壳结构横向差异显著；红河断裂带和小江断裂带北段之间的川滇菱形块体内莫霍面深度较浅，存在幔隆现象，对应峨眉山大火成岩省内带范围；北段与中南段的莫霍面等深线与地表断裂方向平行，中段近垂直。壳幔密度差由地震波速参考模型（王椿镛等，2002）经速度－密度转换公式获得：地壳P波的平均波速为6.0km／s；莫霍面以下壳幔转换带平均波速为8.2km／s，密度差为0.58g／cm3。

基于红河断裂带北段、中段重力观测获得的重力变化信息，以莫霍面分布和壳幔密度差作为初始参考模型，应用Parker－Oldenburg迭代算法（Parker，1973；Oldenburg，1974）反演莫霍面深部变形结果如图9b所示（设定向上为正）。红河断裂带的平均变形速率为0.54cm／a，与Jiao等（2019）和Rao等（2021）利用GRACE、GPS和水文模型等资料获得的反演结果（分别为2.17cm／a和0.42cm／a）趋势一致。反演结果间出现差异的主要原因在于数据源不同及研究区域不重合，其中Rao等（2021）的研究区域为整个青藏高原地区（海拔≥2 500m）、Jiao等（2019）则为青藏高原东缘地区，但上述结果均显示处于青藏高原东南缘的红河断裂带近期莫霍面呈持续隆升趋势。相比于青藏高原中南部近期莫霍面的下沉趋势（Jiaoetal．，2019；Raoet al．，2021），深地壳流动和对流岩石圈脱离可能是青藏高原东南缘莫霍面隆升的主要原因（Yiet al．，2016）。

图9 a红河断裂带及邻区的莫霍面深度分布；b近期的莫霍面变形速率Fig．9 Depth of Moho（a）and recent Moho deformation rate（b）of the Red River fault zone．

红河断裂带附近近期莫霍面的变形不均，北段、中段和中南段的莫霍面变形速率为－0.06cm／a、1.36cm／a和0.32cm／a。断裂带两侧莫霍面变形差异北段最大、中段次之、中南段最小。其中，北段宾川—永平剖面自NE至SW 莫霍面由下沉逐渐转为隆升，断裂带处于过渡转折区；中段楚雄—景谷剖面的莫霍面变形速率以红河断裂带为界，NE侧整体隆升而SW 侧下沉，SW 侧的变形差异大于NE侧；中南段昆明—墨江剖面的莫霍面变形速率值较小，地壳深部变形不显著；红河断裂带区域莫霍面的变形速率均处于零值线附近，小于两侧地块，体现了作为具有深部背景、超壳断裂的红河断裂带对地壳深部变形的边界控制作用。

3.3 趋势重力变化与地震活动的关系

红河断裂带中段近期地震活动性较弱，2012—2019年共发生MS≥2.0地震14次，多为上中地壳浅源、走滑断层型地震。有学者提出由于受川滇地块运动和红河断裂带北段活动的共同影响，红河断裂带中段长期处于压扭环境，形成宽厚的断层泥带，断层长期运动可能以蠕滑的形式缓慢释放，应变难以积累（李亚敏，2008）。中段地震主要发生在楚雄－建水断裂与磨盘山－绿汁江断裂交会处、无量山断裂景东段和景谷盆地周缘，除2018年2月20日景东MS4.0地震距红河断裂带较近（40km）外，其余地震距红河断裂带均＞100km，与红河断裂带的直接关联度较小。邻区近期最大地震为2014年景谷MS6.6地震，地震发生在无量山断裂西支的NW 延长线上，主震及其余震位于上地壳低速异常区内，低速异常可能与地壳高度破碎及断层、微裂隙中存在流体有关，断层带存在超压流体使得断层强度降低，促使断层进一步活动、破裂（李永华等，2014）；震前区域重力场的演变过程（孙少安等，2015）表明滇西南区域重力场变化速度快、升降转换周期短，在复杂构造环境和反复增强的应力场条件下，地震能量快速积累和释放的区域性特征。本研究的结果表明，中段近期的重力变化率较低，重力变化不显著，地壳深部物质累积差异小；近期GPS观测到的地壳形变结果亦显示中段的垂直断层运动速率较小，以右旋走滑为主，闭锁程度与滑动亏损速率高于北段和中南段（徐文等，2019）。较小的重力变化和水平形变速率，彰显出红河断裂带中段地壳“弱变形”特征。作为一条重要的块体边界断裂带，红河断裂带中段具有发生高震级地震的构造条件，近期重力变化率较低，表明该区处于重力正、负变化过渡区，加之中段闭锁程度强，易于积累应力而孕育地震。因此，红河断裂带中段应是未来重点监测区域之一。

中南段近期地震活动频繁，2012—2019年共发生MS≥2.0地震26次，主要沿曲江断裂、阿墨江断裂和个旧断裂分布，其中较大的2组地震为2018年9月8日墨江5.9级地震和8月13日通海5.0级地震，短短一个月内发生2组3次5级以上破坏性地震，表明中南段近期的地震活动似乎进入活跃阶段，该区域中小地震频发，应力积累和释放周期较短，加之红河断裂带附近变形区普遍基底反射较弱，地幔热物质持续加热壳幔过渡带性质的下地壳，脆性的上地壳成为应力失衡突破点。地震层析成像结果显示，红河断裂带中南段地壳介质硬度整体东强西弱，两侧震群大多位于重力变化率零值线附近，处于物质膨胀（密度减少）和收缩（密度增加）的过渡部位，也是地下物质差异运动较大的区域，在周边应力持续失衡的作用下易产生剪应力而首先破裂。两侧的地震活动性亦存在差异性，NE侧楚雄－建水断裂和曲江断裂附近众多中强地震多发生在断裂交会处及中地壳低速层与上地壳高速块体的接触边界上，而SW 侧的地震频次低于东侧，且多发生在单一断裂上地壳高、低速体过渡带处。

4 结论

由于受川滇菱形块体SSE向挤出、印支块体SE向挤出、印缅块体侧向挤压和向E俯冲等周边块体运动的影响，红河断裂带及邻区的地壳变形横向差异显著。重力变化是反映深部物质迁移的直接体现，区域重力变化既反映了现今地壳物质重新分布，同时也受到更广域构造动力环境的制约和影响。本文基于红河断裂带北段、中段、中南段2013—2019年的重力观测资料，扣除地壳垂直运动、地表水储量变化、剥蚀和冰川均衡调整等重力效应，提取了深部物质迁移引起的重力变化信息；基于近期重力变化和地壳结构模型，反演了红河断裂带北段、中段、中南段的莫霍面变形特征。

（1）红河断裂带北段、中段、中南段因地壳垂向运动引起的重力变化平均为（－0.11±0.21）μGal／a、（0.22±0.21）μGal／a和（0.16±0.21）μGal／a，近期红河断裂带及邻区地表整体以（0.92±1.17）mm／a的速率隆升，与青藏高原隆升的背景趋势相同；地表水储量变化引起的重力效应不可忽略，变化幅值达－10～10μGal，断裂带两侧的重力变化趋势一致，两侧差值中段高于北段。

（2）红河断裂带北段、中段、中南段近期的重力变化具有分段性特征：北段的平均重力变化率为（－0.39±1.30）μGal／a，整体呈重力负变化趋势，以红河断裂带为界，NE侧呈负变化、SW 侧呈正变化，两侧重力变化差异显著，SW 侧相对NE侧以（3.1±0.55）μGal／a·100km的重力变化率增加，反映出在青藏高原物质东流大背景下深部物质跨越红河断裂带后受澜沧江刚性块体阻挡，质量不断累积的特征；中段平均以（0.16±1.57）μGal／a的速率呈重力低速正变化趋势，断裂带区域较两侧的重力变化率低，体现了红河断裂带的深部边界控制作用，SW 侧相对NE侧以（－1.01±0.58）μGal／a·100km的重力变化率逐渐减小，东侧质量累积更多；中南段近期的平均重力变化率为（0.29±1.25）μGal／a，作为印支块体与川滇菱形地块、华南块体交界区，重力正变化表现了块体间较明显的相互侧向挤压、深部物质累积的性质，断裂带NE侧的变化幅值大于SW 侧，SW 侧相对于NE侧整体以（－0.21±0.48）μGal／a·100km的重力变化率逐渐减小。

（3）近期红河断裂带附近区域的莫霍面平均以0.54cm／a的速率持续隆升，北段、中段和中南段平均变形速率为－0.06cm／a、1.36cm／a和0.32cm／a。北段自NE至SW，莫霍面由下沉逐渐转为隆升，断裂带处于过渡转折区；中段整体表现为以红河断裂带为界NE侧隆升SW 侧下沉的趋势；中南段的莫霍面变形速率较低且两侧差异小；红河断裂带区域的莫霍面变形速率处于零值线附近，明显低于两侧地块，体现了其对地壳深部变形较强的边界控制作用。

致谢中国地震台网中心、二测中心、云南省地震局、双柏县地震局协助实施了重力观测；审稿专家提出了宝贵的修改意见和建议；作者与中国科学院精密测量科学与技术创新研究院邢乐林博士进行了有益探讨。在此一并表示感谢！