最小二乘配置下的新疆地区地壳形变动态分析*

邓文彬 蓝 敏， 王 辉

（1.新疆大学建筑工程学院 乌鲁木齐 830017；2.中国地震局地震预测研究所 北京 100036）

新疆地区位于我国西北部，主要覆盖了天山造山带及其南北两侧的塔里木盆地和准噶尔盆地。新生代以来印度板块与欧亚板块的碰撞，使古老的天山造山带再度复活，成为世界上规模最大的板内再生造山带（Molnar and Tapponnier，1975；邓起东等，2000）。天山造山带及其邻区强烈的构造变形导致该地区强震活动频繁（图1）。根据弹性回跳理论，地震是地壳中的构造应力和变形缓慢积累到一定极限突然释放弹性应变能而引发地震动的过程（Milne，1910）。由此，对地壳应力/应变的积累过程的认识可以帮助人们分析区域的潜在地震危险。20 世纪80 年代末以来，GPS 在我国的广泛应用，为研究地壳变形过程提供了大量的观测资料。许多学者基于不同时期的GPS 观测对新疆天山地区的应变率场进行了研究（Abdrakhmatov et al.，1996；王伟等，2014；李杰等，2015）。然而，这些研究大多采用某个单一时间段的GPS 观测资料进行分析，缺少对不同时间段的动态分析。由于地震的孕育、破裂和震后调整是地壳应力应变不断调整的结果（江在森等，2007），因此，进行地壳动态形变场的监测对于地震预报来说具有十分重要的科学意义。

图1 研究区地貌及地震分布图（图中地震活动地时间为1992～2016 年，据国家地震科学数据中心；黑色曲线表示断裂带）Fig.1 Landform and earthquake distribution map of the study area（the time of seismicity in the figure is from 1992 to 2016 provided by the National Seismic Science Data Center；the black curves represent faults）

因此，本文搜集整理了国内外正式发表的多期中国大陆GPS 观测资料，采用最小二乘配置法构建了地壳运动模型和应变率场，研究了新疆地区的地壳运动与变形的动态特征以及应变积累与地震活动性的关系，以期为地震研究提供参考。

1 资料和方法

1.1 GPS 观测资料

GPS 对地观测技术在中国大陆的应用已经有近30 年。1988 年以来，GPS 首先应用到滇西地震预报实验场，当时仅有十几个GPS 观测站。2012 年，“十一五”国家重大科技基础设施——中国大陆构造环境监测网络的建成后，中国大陆的GPS 观测站点数量已经达到2 000 多个，包括260 个连续观测和2 000 个不定期观测站（李强等，2012；Wang and Shen，2020），这些观测为研究中国大陆的地壳运动和动力过程提供了丰富的基础资料。

为了研究新疆地区地壳形变动态，本文共搜集了4 期中国大陆及其邻区GPS 观测资料。其中，Wang et al.，（2001）给出的1991～2001 年中国大陆共354 个GPS 站点的速度场；王敏等（2003）给出了中国地壳运动观测网络1998～2001 年间两期观测的1 000 多个GPS 站点的速度场；Zhao et al.，（2015）给出的数据主要使用了中国地壳观测网络和中国 大 陆 构 造 环 境 监 测 网 络1998～2014 年 间7 期（1999、2001、2004、2007、2009、2011、2013 年）定期网络联测数据以及区域观测数据，约2 200 个站点。该速度场扣除了2001 年昆仑山口西，2004 年印尼，2008 年汶川，2010 年玉树，2011 年Tohoku-Oki，2013 年芦山和2014 年于田地震的同震和震后变形的影响。Wang and Shen（2020）搜集了1991～2016 年间中国大陆及邻区约3 300 个站点的速度数据，扣除了20 多次地震的同震和震后变形对地壳运动的影响。为了研究新疆地区地壳变形的动态变化，本文采用上述不同时期的中国大陆及邻区4 期稳定欧亚参考系下的GPS 数据来研究新疆地区1992～2016 年间的地壳动态变形特征。虽然本文搜集的GPS 数据集来源不同，但都已经归算到欧亚固定参考系，确保了参考框架的一致。需要说明的是，Wang and Shen（2020）发表的1991～2016 年的GPS 观测数据包含了天山境内外最全面的站点信息，也是目前中国大陆及其邻区最新、最全面的GPS 观测资料。本文所使用的主要GPS 观测资料汇总见表1。

表1 本文所使用的主要GPS 观测资料Table 1 GPS observation data used in this paper

1.2 最小二乘配置法解算应变率场的方法简述

GPS 应变率场的求解方法有很多（党亚民等，1998；李杰等，2015），如Delanuary三角形法，最小二乘配置法，多面函数法、球谐函数法、双三次样条函数法等（曹建玲等，2014）。Wu et al.（2011）对比分析了这些方法，认为最小二乘配置法的稳定性和精度最高。本文使用的是Shen et al.（2015）提出的优化最小二乘配置法，该方法能更好地平衡数据稳定性与分辨率的关系。优化最小二乘法在二维空间上以任意小的增量迭代来保证解的连续性，在每个推估点处，水平速度场由刚性块体运动（平移和旋转）模型和均匀应变场表示。速度数据与变形参数的线性关系可表示为：

h为速度数据，B为x的系数矩阵，反映x对h的贡献，x为平移，旋转和应变等未知量矩阵，δ表示误差，δ～N（0，C），C 为速度数据的协方差矩阵。（1）式可以展开为：

其中，Dx、Dy分别为x和y方向上的平移分量，ω为旋转量，τx、τy和τxy为水平应变分量。未知数x可以被写成：

Shen et al.（2015）通过将加权函数Ai乘以它的每一个对角AiCi来重构协方差矩阵C，新的Ci为：

加权函数又可以表示为：

其中，Wi为与距离相关的加权函数，Yi为与空间覆盖相关的加权函数。在Shen et al.（2015）的算法中，令Z等于总的重加权函数：

在与距离相关的加权函数Wi中引入了平滑因子d，对于一个给定的阈值Zt，d由如下函数确定：

因为Z为插值坐标的函数，因此，对于给定的Zt，d值根据现场数据强度在空间上变化。该算法将d的最优值交给用户选择，减小了d的最优值选取的随意性。该算法不仅不过分依赖于对数据稳定性和各向同性等条件的假设，还很好地平衡了数据稳定性与分辨率二者之间的关系。

通过构建相对连续的速度场，可以保证应变场解算结果的稳定性。这是因为应变的极大值往往出现在点位分布密度大的区域，为了使不同点位分布密度区域的应变率具有可比性，需要对用于应变率场计算的地壳运动模型进行滤波处理，使研究区的应变率场的分布处于相对统一的频域范围，滤波处理后的地壳运动模型和应变率场模型具有很好的稳定性，即使去掉一小部分GPS 观测点，仍能够得出较一致的地壳运动模型和应变率场。

本文的研究区范围适中，使用高斯平面坐标和球面坐标求解应变的结果差距很小，因此，本文采用高斯平面坐标系。由公式（2）和（3）可进一步得到速度数据与应变的关系为：

根据上式，可以得到最大、最小主应变率（ε1,2），面应变率（Δarea），最大剪应变率（γmax）的计算式为：

2 实测速度场及地壳运动模型构建

2.1 实测速度场

图2 是根据上述4 期GPS 观测资料给出的新疆地区相对于稳定欧亚板块下的水平速度场。GPS 观测站点数量从1992～2001 年的64 个点（图2a），增加到1998～2001 年的107 个点（图2b），再从1998～2014 年的213 个点（图2c），增加到1992～2016 年的553 个点（图2d）。从空间分布来看，新疆地区的GPS 观测站随时间从南向北进行覆盖。20 世纪90 年代初期，GPS 站点主要分布在西南天山，西南天山以外的地区站点数量寥寥无几。随着中国地壳运动观测网络以及中国大陆构造环境监测网络的相继建成，GPS观测网络逐渐覆盖天山南北和塔里木盆地，准噶尔盆地，基本满足了对一、二级活动块体，主要活动断裂带和地震重点危险区的动态监测，使观测区域的地壳运动细部特征成为可能（Wang and Shen，2020）。

图2 新疆地区不同时段的水平速度场（b、d 中的白色剖面为图3 中的剖面对应区域）Fig.2 Horizontal velocity field in different periods in Xinjiang（the white section in b and d is the corresponding area of the section in Fig.3）

虽然覆盖程度不同，4 期GPS 水平速度场反映出的新疆地区现今地壳运动情况较为相似。研究区的主要动力来源为印度板块的北向远程推挤作用，以及西南处帕米尔高原的NE 向直接推挤。相对于稳定的欧亚板块，新疆地区75°E 以西的运动方向大体表现为NNW 向，受到西北哈萨克斯坦块体的阻挡以及东部塔里木盆地顺时针旋转的作用，75°E 以东逐渐转变为NNE 向，越往东，天山造山带受到帕米尔高原的推挤作用越小，而受到塔里木盆地的旋转作用的影响越大。天山地区的现今地壳运动存在南北差异和东西差异，其中，西南天山的运动速率最大，约为20 mm/a，往东运动速率逐渐减小，到东天山附近（89°E）约为5 mm/a。在南北方向上，由于天山南北山前和内部逆断层和褶皱十分发育，褶皱—逆断裂的吸收消减作用使得北天山的运动速率明显小于南天山。这些主要特征表明过去25 年的GPS 观测已经能较好地反映出新疆地区的水平向构造活动的基本形态。

为了定量评估GPS 测站点空间分布密度的动态变化，我们利用Matlab 设计算法计算了每期GPS 站点相互之间最小间距的平均值。GPS 站点的平均最小间距计算公式为：

其中，rij为i，j站点之间的距离。计算结果显示，第一期GPS 速度场的平均最小间距为84.7 km，第二期为72.6 km，第三期为50.6 km，第四期为28.6 km，站点分布密度增大了约3 倍。平均最小站间距的变化直观定量地描述了新疆地区GPS 站点分布由稀疏变为密集的程度。

为了进一步说明新疆地区GPS 站点水平运动速度的动态变化，本文选择不同期的GPS 速度场比较了跨天山的GPS 站点速度变化。根据天山造山带的构造特征，选取横跨东、西天山两条剖线，给出基于王敏等（2003）和Wang and Shen（2020）资料两期速度场剖面（图3）。选择这两期速度场进行比较的原因是这两期数据是同一个作者发布的不同时间的GPS 速度场，数据处理方式一致，对比起来较有代表性。从整体上看，天山造山带以南北向的地壳缩短为主要变形方式，西天山的地壳缩短速率大于东天山，变形更为剧烈。两期数据给出的天山造山带吸收地壳运动的大体趋势是一致的，剖面a 的两期地壳缩短速率均约为14 mm/a，剖面b 的两期地壳缩短速率均约为4 mm/a。

需要指出的是，由于空间分布不均匀性的影响，仅仅根据实测GPS 速度的结果可能会造成信息的缺失。例如，同一纬度处GPS 站点的运动速度有较大差异，由此得到的地壳缩短速率具有较大的不确定性或者因为某些纬度处GPS 站点很少，不足以用来计算地壳缩短速率，而且较小的点位分布密度难以给出更加细节的区域变形特征，例如，在西天山的GPS 剖面中，西北天山的GPS 点只有一个，虽然由此给出的GPS 剖面速度变化和王敏等（2003）数据给出的结果大体一致，但是缺乏在42°～43°N 之间的速度变化细节（图3a）。图3b 中北向速度42°～43°N 范围内形成了一个闭环，这是由于在该位置处为伊塞克湖，湖泊周围GPS 站点很多，但内部几乎没有GPS 站点，由此导致了该处信息的缺失。

图3 速度场剖面（三角形表示北向速度，圆形表示东向速度）a.西天山1998～2001 年期间的速度场剖面（起点77°E、39°N，终点77.5°E、44°N）；b.西天山1992～2016 年期间的速度场剖面（起点86°E、41°N，终点88.5°E、45°N）；c.东天山1998～2001 年期间的速度场剖面；d.东天山1992～2016 年期间的速度场剖面Fig.3 Velocity profile（the triangle represents the north velocity and the circle represents the east velocity）

2.2 地壳运动模型构建

受到自然环境的限制，新疆地区GPS 观测点的空间分布差异很大，稳定的塔里木盆地、准噶尔盆地和哈萨克斯坦块体内部的点位分布稀疏，而天山造山带特别是西南天山的点位分布很密集。为减小点位分布密度不均的影响，本文利用优化的最小二乘配置法对离散数据进行插值的过程中进行了滤波，以此来消除粗差、削弱点位分布密集区域的推估值出现失真或奇异的现象，使构建的地壳运动模型点位分布光滑、合理。

在实测速度场（图2）的基础上，利用优化的最小二乘配置法对不均匀分布的GPS 测站点进行插值（插值密度为0.5°×0.5°），构建的地壳运动模型如图4 所示。插值后各站点速度的东、北向误差的平均值小于0.5 mm。推估的测站点速度矢量与实测GPS 测站点的速度矢量具有很好的一致性，得到的地壳运动模型可以很好地描述新疆地区各区域的运动特征，从图中得知，新疆地区的运动趋势表现为非均匀非线性变化，这是由动力学因素、地质构造特征等多种因素共同决定的。

图4 新疆地区不同时段地壳运动模型Fig.4 Crustal movement model in different periods in Xinjiang region

实测速度场剖面受到GPS 站点密度的影响较大，例如图3a 中43°～44° N 范围内的GPS 测站点只有一个，而图3b 中43°～44° N 范围内的GPS 测站点分布丛集，但同一纬度处的速度差异却很大，这将导致由实测速度场得到的地壳缩短速率的精度受到很大的影响。图5 是本文基于插值后的地壳运动模型得到的剖面，从图像来看，图5 与图3的站点的运动趋势和速度是基本一致的，但也有差别，经计算，剖面a 处的1998～2001 年和1992～2016 年的地壳缩短速率相同，均为15 mm/a，剖面b 处的1998～2001 年和1992～2016 年的地壳缩短速率分别为3 mm/a 和4 mm/a，此结果与实测速度场剖面得到的结果相差不大，但该结果的不确定度较小。同纬度处GPS 站点SN 向的运动速率与1998～2001 年相比有增大的趋势，反映了东天山的变形在增强，这可能与青藏高原的东向挤出有关。

图5 地壳运动模型剖面（黑色三角形表示北向速度，圆形表示东向速度，其余表示方法与图3 相同）Fig.5 Profile of crustal movement model（the black triangle represents the north velocity and the circle represents the east velocity，other representation methods are the same as those in Fig.3）

3 应变率场动态

3.1 应变率场动态变化

地壳运动模型扣除了整体刚性运动之后，只剩下格网点之间的变形部分。由公式（8），可以从构建的均匀速度场进一步计算水平应变分量τx，τxy和τy及其误差（图6）。从图6 中可以看到，随着点位分布密度的增大及覆盖面的扩张，水平应变率的平均误差越来越小，第一期的平均误差约为0.2×10-8/a，到第四期平均误差已经降到了0.1×10-8/a。在第四期图像中，伊塞克湖以西（75°E，43°N 附近）的南北向应变量值很大，而且误差达到了0.9×10-8/a，这是因为该位置处的点位分布密度很大，而且地壳的运动方向存在较大差异，运动方向的不均衡导致了应变的积累以及该处地壳运动模型和应变率场的不平滑，因而误差增大。研究区整体呈现南北向的挤压收缩状态，且1992～2016 年期间南北向应变在持续积累，这一现象与印度板块新生代以来的持续南北向的推挤作用相关（Yang and Liu，2009）。

图6 新疆地区不同时段南北向应变率及误差分布图（其中，a、c、e、g 为南北向应变率；b、d、f、h 为南北向应变率误差）Fig.6 Strain rate and error distribution in SN directions（a，c，e and g are the SN strain rates；b，d，f and h are the SN strain rate error）

根据水平应变各分量与面应变率、最大剪应变率和最大主应变率的关系公式（9），可以求得研究区面应变率、最大剪应变率和最大主应变率（图7～图8）。4 期面应变率、最大剪应变率和最大主应变率的变化幅度均大于解算误差，说明由此解算的应变率场反映了真实的地壳变形，用来比较地壳形变动态变化的可信度较高。

面应变率分布图（图7）显示新疆地区的面应变呈现出明显的分区特征。与南北向的水平应变率相对应，天山造山带面应变率显示研究区整体表现为压缩变形，这是由于天山造山带的壳幔密度较小，在受到南北两侧结构稳定、坚硬的刚性块体的双向俯冲下，天山造山带受到挤压而迅速隆升（郭飚等，2006；李杰等，2015）；而塔里木盆地内部表现出了拉张的趋势，这与在地壳运动模型中，塔里木盆地既做顺时针旋转，又有一个扩张分量的现象相对应（李水平等，2021）。1992～2016 年研究区的面应变的变化趋势较为平缓，反映出研究区的地壳变形十分稳定。第一期面应变显示中西天山表现为明显的挤压变形，东天山和南北两侧盆地的挤压拉张特征不明显，面应变率约为-0.5×10-8/a，中西天山面应变率变化较为均匀，面应变率由西向东逐渐减小。乌恰地区由于处在帕米尔高原与塔里木盆地和西南天山交汇处，受到帕米尔高原的直接推挤作用，其面应变率为整个研究区最高值，约为-5×10-8/a，沿着南天山往东，越过柯坪塔格推覆体，往北直到伊塞克湖的区域为整个研究区面应变率的次高值区，约为-4×10-8/a，面应变在乌鲁木齐山前坳陷以东的区域已经减小到与南北盆地无异。图7d 中可以看出研究区面应变率的细部变化，面应变最高值区逐渐集中于伊塞克湖附近，约为-7×10-8/a；次高值区位于伽师地区，约-6×10-8/a，南北两盆地和哈萨克斯坦块体的面应变率几乎没变，约为-0.5×10-8/a，说明其内部基本不发生变形。伊塞克湖的面应变率变化最大，这与早更新世以来该地区地壳的持续下沉有关（Tychkov et al.，2008）。

图7 新疆地区不同时段面应变率分布图Fig.7 Distribution of surface expansion rate in different sections in Xinjiang region

新疆地区最大剪切应变率略小于面应变率，表明新疆地区地壳变形以挤压缩短为主。最大剪切应变率空间分布特征与面应变空间分布特征类似（图8）。图8a 中，伊塞克湖和乌恰以西的最大剪应变率最高，约为2.5×10-8/a，东天山和塔里木盆地的最大剪应变值最低，约为0.5×10-8/a。图8b 中，天山造山带的剪切应变从西段最高值区乌恰地区，以约5×10-8/a 往东逐渐减少到东天山（85°E）的0.5×10-8/a，这是因为塔里木盆地作为印度板块的北向推挤作用的传递介质，在经过上千公里的传播以及南天山山前褶皱—逆断裂带吸收消减下，塔里木盆地对东天山的剪切作用力已经不强，而更近的帕米尔高原的北向旋转推挤作用对西南天山的影响很大，导致了该处剪应变的较大积累量，而沿着天山造山带往东，帕米尔高原的影响逐渐减弱，导致了东天山低水平的剪切应变，几期图像表明，东天山与塔里木盆地、准噶尔盆地、哈萨克斯坦块体在1992～2016 年期间，最大剪切应变积累量几乎为零，说明其内部不发生剪切变形；伊塞克湖附近为次高值区，最大剪应变率约为4×10-8/a，与第一期相比，最大剪应变的变化量较大，这可能是由于该地区早更新世以来，下地壳与上地幔之间长期发生地幔对流，导致该地区地壳逐渐下沉，因而剪应变长期积累并通过地震释放（Tychkov et al.，2008）；速度场中GPS 点位的运动方向在75°E 处发生了转变，这种不均衡的运动将会导致应变的积累，当剪应变的积累量超过岩石所能承载的最大剪切强度，岩石破裂失稳后，导致地震的发生。1992 年以来，GPS 观测到的MS≥6.0 地震集中发生在乌恰、伽师一带的最大剪应变高值区。乌恰、伽师地区构造环境复杂，断裂带十分发育，地壳缩短速率高，运动方向不均衡，应变在此处积累和释放的频率快，具备发生强震的构造条件（王晓强等，2007）。

图8 新疆地区不同时段最大剪应变（0.5°×0.5°）与最大主应变分布图（1°×1°）Fig.8 Distribution of maximum shear strain（0.5°×0.5°）and maximum principal strain（1°×1°）in different periods in Xinjiang

从最大主应变分布情况来看，新疆地区主要表现为近南北向的压缩应变，东西向的拉张应变值很小，这与面应变率的结论相对应。各个区域、不同时期最大主应变分布特征有所不同。整体上，天山造山带的主压应变方向主要为南北方向。其中，天山造山带西段为北北西向的挤压，向东则转变为北北东向的挤压，挤压的强度也由西向东逐渐减小，这与速度场的结论相对应。1～3 期图像反映出中天山造山带的主压应变较为均匀，第四期的数据给出了非均匀性更加强烈的主应变方向。这些非均匀性变化应该是反映了局部构造活动对变形场的影响。

3.2 应变积累与地震活动性

通常而言，区域变形强烈的地方地震活动频繁。为了定量讨论应变积累与地震活动的相关性，本文利用国家地震科学数据共享中心发布的中国大陆及其邻区1970 年以来的地震目录计算新疆地区的地震发生率，作为衡量研究区地震活动性的指标。在此基础上，采用Spearman 关联分析方法计算了地震发生率场与1992～2016 年最大剪应变率场（图8d）的相关系数。

1970 年以来，新疆大部分地区的最小地震完整震级可达2.0～2.5 级，部分地方如乌鲁木齐，可达1.0 级（李文倩等，2019）。为了保证地震目录的完整性，本文采用MS≥3.0地震目录来研究地震活动性。具体方法是将研究区划分为0.5°×0.5°的网格，以网格点为圆心，以0.5°为半径，搜索每个圆形区域内的地震数目，计算得到每个网格点单位面积平均每年的地震发生率（王辉等，2013）（图9）。从图中可以看到，地震发生率总体与最大剪应变率对应良好，地震多发生于应变较高的天山造山带，而塔里木盆地，准噶尔盆地和哈萨克斯坦块体等低应变的区域地震发生频次低，地震发生率最高的区域为西南天山的伽师地区和乌恰以西的帕米尔高原弧形断裂附近，而伽师地区的最大剪应变积累不高，这可能与1997～1998 年间伽师地区发生的9 次MS≥6.0 地震有关，一是9 次强震释放了大量的能量，导致最大剪应变量值不大，二是多次强震引发了大量余震，导致该区域地震发生频次高于背景地震活动水平。

图9 新疆地区1970 年以来的MS≥3.0 地震发生率场Fig.9 Occurrence rate of MS≥3.0 earthquakes in Xinjiang since 1970

为了定量分析研究区地震发生率与最大剪应变率的相关性，本文利用SPSS 软件，采用Spearman 关联分析方法，以双尾法作为显著性检验方法。Spearman 法根据等级资料研究两列数据相关性，相关性强度的划分为：0～0.2 为不相关，0.2～0.4 为弱相关；0.4～0.6 为中等程度相关，0.6～0.8 为强相关，0.8～1 为极强相关。地震发生率与最大剪应变率两组数据（共768 个网格点）的量纲不同，为了使两组数据具有可比性，本文将两组数据同时进行归一化处理后进行相关性计算，最终计算得到研究区地震发生率与最大剪应变率的相关性为0.715（表2）。较高的相关系数表明最大剪应变率与地震发生率具有强相关性，这进一步揭示了地壳变形程度对地震活动的指示作用，应变高值区往往对应着地震活动率高的区域。

表2 相关性分析结果Table 2 Correlation analysis results

4 结 论

本文基于1992～2016 年的4 期GPS 观测资料，采用优化最小二乘配置法，计算了新疆地区地壳运动模型并反演了研究区应变率场，通过对比不同期速度场和应变率场的变化来研究新疆地区地壳运动和变形的动态特征，并结合地震目录，讨论了应变积累与地震活动的相关性。

新疆地区1992～2016 年GPS 站点逐渐增多，平均的GPS 最小站间距由1992～2001 年间的84.7 km 减小到1992～2016 年间的28.6 km，实测速度场的点位分布密度增大了近3 倍。点位密度的差异将会影响结果的准确性。为此，本文利用带滤波的最小二乘配置法对实测速度场进行插值，得到了点位分布均匀的地壳运动模型，其东西向速度的平均误差小于0.5 mm/a，该模型与实测速度场具有很好的一致性。1992～2016 年新疆地区的地壳运动比较稳定，不同期地壳运动速度具有一定的继承性。

利用速度与应变的偏导关系构建应变率场模型，4 期水平应变的平均误差均小于0.2×10-8/a，由Shen et al.，（2015）的方法解算的应变率场使得不同点位密度的区域的应变具有可比性。不同期应变率场显示，1992～2016 年间新疆地区的地壳变形较为稳定。西南天山的乌恰地区和北天山的伊塞克湖附近的应变值变化较大，这是由于乌恰地区受到帕米尔高原的直接强烈挤压，运动速度大且运动方向不均衡，导致了应变的快速累积，并通过地震释放；而伊塞克湖地区由于长期的地壳下沉作用，应变值变化也较大。此外，应变高值区有向东扩张的趋势，反映了帕米尔高原的直接推挤作用在增强。准噶尔盆地、哈萨克斯坦块体、塔里木盆地和东天山的应变值的变化很小，说明块体内部变形很小或基本不发生变形。本文结合1970 年以来的M≥3.0 地震，计算了研究区地震发生率，其图像与最大剪应变率对应很好，利用Spearman 相关性分析方法计算得到研究区地震发生率与最大剪应变率的相关系数为0.715，二者表现为强相关，说明应变积累对地震活动的具有指示性意义。

致 谢由衷感谢匿名审稿专家给予的建设性意见，使得本文得以改进和提高！