滇东南弧形构造带现今活动性质的地震学研究

呼 楠 韩竹军

(中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京 100029)

0 引言

曲江断裂、石屏-建水断裂和红河断裂位于滇东南地区(图1)，总体走向为NW—NWW向，由北向南依次排布。3条断裂在平面上呈弧形伸展，弧顶凸向SW，故被称为滇东南弧形构造带(阚荣举等，1977)，或滇东南楔形构造区(何宏林等，1992)。该弧形构造带位于川滇块体东南边缘地带，东侧受到近SN向小江断裂带的交切，并与华南块体相邻，现今构造活动剧烈，强震频繁。有历史记载以来，沿弧形构造带发生过M≥7地震5次，如1799年8月27日石屏西7级地震和1887年12月16日石屏7级地震，其震中烈度均为Ⅸ度，伤亡惨重(韩新民等，1993);1970年1月5日发生了通海MS7.7大震，死亡人数＞15 000人，震中烈度Ⅹ度。对该地区断裂带现今活动性质的研究不但能约束和检验有关青藏高原东南缘、尤其是滇东南地区构造动力学理论模型，而且有助于理解大震、甚至是特大地震的孕育和发生过程。

图1 滇东南弧形构造带主要断裂分布图Fig.1 Distributions of major faults around the arcuate tectonic belt of southeast Yunnan.

目前有关滇东南地区弧形构造带现今活动性质的认识存在较大分歧，可以概括为2种观点。一种观点认为弧形构造带具有较大的逆冲分量，并表现出明显的地壳缩短变形(闻学泽等，2011);另一种观点认为弧形构造带上地壳几乎不存在缩短变形(Schoenbohm et al.，2006)，甚至表现出一定的伸展分量(Shen et al.，2005)。李玶(1993)、闻学泽(1993)及宋方敏等(1998)认为沿着鲜水河-小江断裂系统的左旋走滑运动在川滇块体东南边缘地带受到NWW向曲江断裂和石屏-建水断裂的阻挡(图1)。闻学泽等(2011)提出的构造动力学模型认为:在小江断裂带西盘(川滇块体)长期强烈作用下，曲江断裂和石屏-建水断裂以右旋走滑、剪切—横向缩短/逆冲变形的方式吸收并转换了小江断裂带西盘的向南运动。该模型符合小江断裂带南段和红河断裂带晚第四纪时期的弱活动性、以及近500a来该区域弱地震活动的特点。但是，王椿镛等(1978)、陈立德(1988)根据地壳形变资料及地震波资料反演得到的1970年通海MS7.7地震的地震断层参数均显示出发震构造的正-走滑性质，该认识与近年来GPS资料显示的以红河断裂带为代表的NW向断裂的正-走滑运动性质相吻合(Shen et al.，2005;王阎昭等，2008)。Schoenbohm等(2006)提出了青藏高原东南缘晚新生代构造演化模型，用下地壳流展的观点对该地区上地壳几乎不存在缩短变形的现象进行了解释。与弧形构造带现今活动性质相对应，目前对于曲江断裂、石屏-建水断裂和红河断裂的深部延伸状况，即断裂的倾向也存在2种不同的认识。何宏林等(1992)、闻学泽等(2011)认为这一组断裂均倾向NE;然而，1970年通海MS7.7地震震源机制解显示NWW向的主节面倾向SW，这与极震区以及余震主要分布在曲江断裂南侧所反映的深部脆性剪切面主要倾向SW的几何学特征相一致(陈立德，1988)，由地壳形变资料反演得到的地震断层参数也表现为南倾的正-走滑性质(王椿镛等，1978)。

研究区历史上发生过多次大震，但已有的研究还未能对该区现今活动性质和倾向特征给出明确的结论。如沿着曲江断裂分布的1970年通海MS7.7地震地表破裂带，总体上以右旋走滑运动为主，断层面的倾向以梅子树为界，东北段倾向NE，西北段倾向SW，断裂力学性质也发生相应变化(刘祖荫等，1999)，但这与枢纽性走滑断裂地表形变四象限分布的特征相比(邓起东，1984;韩竹军等，1996)，通海地震地表破裂带北侧整体上升，南侧下降。石屏-建水断裂展布于曲江断裂的南侧，经历了中更新世的平静期，晚更新世以来再度活动(何宏林等，1992;俞维贤等，2004)，运动性质以右旋走滑为主，在不同地质时期，断裂某些区段的活动性质发生了正、逆断层活动性质的反转(韩新民等，1982)。在构造应力环境研究方面，前人也从震源机制解以及断层擦痕反演等方面做过许多研究(阚荣举等，1977;鄢家全等，1979;许忠淮等，1987;谢富仁等，1993;崔效锋等，2006)，揭示了该区域主压应力方向为NNW-SSE等基本特征。这些工作、尤其是震源机制解主要是针对区域性构造应力场背景展开的，并未针对弧形构造带进行讨论。

本文试图从地震学角度，即在小震重新定位的基础上，进行小震震源机制解的求解，研究滇东南弧形构造带现今活动性质。小震重新定位一方面有助于认识断裂深部形态，另一方面，精确的小震震源位置可以提升小震震源机制解结果的合理性，能够更好地认识相关构造的现今活动性质。为此本文搜集了研究区1990年以来的小震资料，基于云南地区速度结构研究成果，采用hypo2000程序(绝对定位)和双差(相对定位)(Waldhauser et al.，2000)算法对小震进行了重新定位和精定位;在此基础上，搜集了研究区2007年以来的小震波形资料，对MS2.0以上地震利用¯P波和¯S波最大振幅比法进行了小震震源机制解的求解，并结合由地震测深剖面反演所得到的地壳速度结构成果(白志明等，2003)，对弧形构造带深部几何学特征和现今活动性质进行了讨论。

1 研究方法

在间震期，断裂活动以背景地震(即震级＜5.5级的小震)活动为主。研究区内小震资料比较丰富，平均每月仪器记录的小震可达20次左右。频繁的小震活动是断裂最新构造变形、局部应力调整和能量释放的结果，小震的三维空间分布特征和震源机制解，是我们推断构造力学性质、断层几何结构以及探讨深浅构造关系的重要途径(Kisslinger，1980;Hardebeck et al.，2001，2003;Shearer，2002;Schaff et al.，2002;刁桂苓等，2010;Fojtíková et al.，2010)。

1.1 小震精定位

小震三维空间分布特征与发震构造的相关性分析有赖于地震定位的精度。由于所获得的2004年以前的地震震相目录资料绝大部分没有给出定位深度，因此我们先利用hypo2000程序对区内的小震进行了重新定位，获得有效定位深度后，再利用双差定位算法(hypoDD程序)进行精定位。双差定位算法是Felix Waldhauser于2000年提出的一种以提高事件之间的相对定位精度而非绝对准确度为目的的相对定位法，这种方法能够有效地减小速度结构横向不均匀变化对地震重新定位产生的影响，并获得精度较高的相对位置。国内外已有很多学者利用该方法在不同地区进行地震的精定位研究，取得了很好的效果(杨智娴等，2003;朱艾斓等，2005;黄媛等，2006;陈九辉等，2009;Dunn et al.，2010;宋美琴等，2012)。双差定位算法基于这样一个观测事实:如果2个事件之间的距离小于事件到台站的距离和速度不均匀体的范围尺度时，那么震源区到一个共同台站的射线路径几乎在所有射线路径上都是相似的，那么就可以忽略速度不均匀体所带来的速度结构的误差。取2个地震i和j到台站k的路径异常相等，则有2个地震到时残差之差:

式(1)即为双差法的基本方程，其中Δtik表示地震i到台站k的到时残差，f'表示非线性函数对位置矢量(含发震时刻)求导，和Xi分别表示地震i的真实位置(含发震时刻)和定位得到的位置(含发震时刻)，εik为到时拾取误差。这种定位方法对速度结构依赖性较小，比较适合用于横向速度结构变化较大的云南地区。

1.2 小震震源机制解

目前，针对震源机制解的反演已经发展了不少方法，如P波初动法、地震矩张量反演和P波及S波振幅比法等，并积累了一定的经验(Gilbert et al.，1975;Stump et al.，1977;许忠淮等，1983;梁尚鸿等，1984;刁桂苓等，1996;许力生等，1999;陈天长等，2001;吕坚等，2008;龙锋等，2010)。小震释放的能量小，激发的面波强度弱，而体波的能量主要集中在高频部分，高频信号在路径传播中，振幅信息随频率的增加迅速衰减，所以不能直接使用高频震相来反演震源机制解，因此，国内外学者都提出了利用区域地震台网记录到的垂直向位移中的P波和S波最大振幅的比值来求解小震的震源机制解(Kisslinger，1980，1981;梁尚鸿等，1984)。

考虑层状介质中的某一点源位错的震源模型，采用广义投射系数快速算法，由计算¯P波和¯S波综合地震图得到各自最大振幅，通过其最大振幅比值和观测资料的拟合来确定震源参数。现假设某一点源位错模型位于S层介质的底界面处，设震源位错面的方位角、滑动角和倾角的真值记录台站数为N，那么单个台站记录中地表垂直分量最大值振幅比的对数值可以表示为

l=1，2，…，N。其中，关于¯P波和¯S波的地表垂直分量位移谱的表达公式参照姚振兴(1979)所给出的结论。由于这里仅考虑垂直分量位移记录中的¯P波和¯S波的最大振幅，故仪器特征仅考虑静态放大系数，而对最大振幅比值Ql没有贡献，因此实际工作中可以不考虑仪器特性的影响。若位错源的模型参数已知时，可由公式计算得到理论振幅比值Ql，利用理论振幅比值与相应观测资料拟合的方式求解震源参数。首先，确定目标函数

其次，以20°为采样间隔在 λ，δ，θS的定义域(－ 180°≤ λ ≤180°，0°≤ δ≤90°，0 ≤ θS≤360°)内选择一批采样值作为初值，求得各台站相应的振幅理论值后，在解空间中按目标函数f取极小的方向，经逐步迭代，最终获得各个相应的解。从这些解域中再以10°左右为间隔定出下一批初值，重复以上步骤，最后取与观测资料¯Ql的最佳拟合，即f值取最小值时所对应的模型参量作为所求得的震源参数。

林纪曾等(1991)和胡新亮等(2004)对振幅比法的可靠性进行了检验，结果表明该方法具有精度高、对台站分布要求较为宽松的特点，在资料不充分的情况下也能得出令人满意的成果，因此取代了以往利用P波初动解作粗略估计的方法，提高了小震资料的利用率，可以求得更多可靠的小震震源机制解。

2 数据处理及结果

2.1 台站的分布

本文使用的地震震相数据和地震波形数据来源于云南省地震数字台网和国家数字测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)。云南省地震数字台网建于1976年，1977年开始运行，1983年全部建成。中国地震局“十五”重大工程项目后，云南省数字地震台网由最初的26个数字地震台增加到56个，其中包括10个国家地震台。由于重新定位的地震事件时间跨度比较大，在此期间不排除因故障、停用和更新引起台站和地震计的变动，通过检查，从1990年开始运行的台站维持在50个以上，可以保证到时资料的完整性。其中以蓝色三角(图2)表示本文在波形读取中主要用到的台站，可见研究区附近台站分布不是特别密集，但对研究区形成了较好的方位覆盖，只在研究区西北部有部分缺失。

2.2 速度结构

本文所采用的速度结构模型参考了由人工地震测深剖面、区域波形以及初至波走时等资料反演的结果。中国地震局和其他单位协作先后实施了滇深82工程、滇深86-87工程、腾深99工程等野外人工地震测深(DSS)工作。前人先后对这些资料做出了详细的解释(胡鸿翔等，1986，1993，1994;阚荣举等，1986;林中洋等，1993;白志明等，2003)，其中洱源—江川剖面、孟连—马龙剖面位于研究区附近或穿过研究区。王椿镛等(2002)根据云南和四川地震台网区域初至波走时资料，并结合其他深部地球物理资料，确定了川滇地区上地幔的三维速度结构。吴建平等(2006)利用云南数字地震台网的区域地震波形资料，对川滇地区地壳上地幔速度结构进行了初步研究，给出了与人工测深相近似的结果。由各种不同手段得到速度结构有各自的优势和不足，因此本项工作利用各种不同速度模型分别进行了试算。试算结果表明，不同速度模型对定位结果的影响主要在于可以定位的地震个数的多少和平均残差的大小。因此，在保证尽量多的地震被定位且残差较小的前提下，综合前人研究成果，获得了该地区的参考速度结构(图3)。其中，在与天然地震波形反演得到的速度结构作对比时，侧重采用了研究区附近的台站得到的反演结果。根据云南地区泊松比结构(胡家富等，2003)，通海附近的泊松比值约为0.325，所以没有把该区的地壳介质单纯作为泊松介质来考虑。当泊松比为0.325时，根据公式得到P波、S波比值约为1.96。

图2 云南地区台网分布图Fig.2 Distribution of seismic stations in Yunnan.

2.3 结果的初步分析

对数据的处理分为3个阶段。首先利用hypo2000程序对区内1990—2011年的小震进行了重新定位。2004年以前小震目录震源参数绝大部分没有给出震源深度，而且定位精度普遍为Ⅲ类或Ⅳ类(误差≤30km为Ⅲ类，误差≥40km为Ⅳ类)，且没有说明该误差是指水平误差还是垂直误差。由于大部分地震目录没有给出震源深度，因此认为这些误差是水平误差。经过hypo2000程序重新定位后，75%的事件水平误差平均≤8km，垂直误差平均≤22km，所有事件都获得了深度结果。

其次，利用hypoDD程序对重新定位后的小震进行了双差定位。双差定位之前，删除了重新定位后误差明显过大的小震，保留了有4个及4个以上台站记录的小震。位于研究区内的经过精定位的小震有527个，精定位后水平误差≤1.5km，垂直误差≤1.9km，走时残差均方根平均值由1.43s降到0.45s。由于研究区周围台站分布比较稀疏，与中国其他区域利用双差方法重新定位误差相比，略显偏大，但已大大提高了原始定位精度，并且满足了研究的需求。精定位前后震中分布如图4所示，可以看出:小震主要集中于曲江、石屏-建水和红河等3条断裂之间，靠近断裂成面状丛集分布，在石屏-建水断裂与红河断裂带之间小震丛集现象尤为明显。沿地表走向，3条断裂相距较近，平均只有40km左右。在向深部延伸的过程中，断层之间的相关性会更加密切，并有可能汇聚为一个断裂系统，因此小震在水平面上的投影并没有沿某一条断裂成线性分布。沿曲江断裂两侧小震分布相对离散，这可能与1970年通海MS7.7大震后该断层应力积累能量得到充分释放有关。精定位前，小震震源深度集中在0～20km之间，平均震源深度为10.22km;精定位后，平均震源深度明显增加为14.15km，并呈现出由北向南逐渐加深的趋势，这与该地域第四系覆盖物贫乏，整体处于一个抬升状态，地壳厚度加厚相符。

图3 云南地区速度结构Fig.3 Velocity structure of Yunnan.

最后，从搜集到的研究区内2007—2011年的Sac二进制数字波形记录177 408条(P波前100s;P波后600s)中，选取震级2.0级以上的垂直向波形记录9240条，利用Seismic Analysis Code 101.5(http:∥www.iris.washington.edu/software/sac)软件对波形进行预处理，以理论走时表和台站-事件相对位置为标定依据，选取震相清晰的地震事件，标注P波初动，截取¯P波和¯S波的最大振幅双周期，获取最大振幅值。主要利用了楚雄台、昆明台、易门台、建水台、个旧台、金平台、元江台、思茅台和景谷台的数字波形数据，这9个台(图2中蓝色三角)能够比较好地包围研究区，且震中距不超过150km，保证了波形数据记录清晰易辨。采用刁桂苓研究员研发的APAS软件，在精定位的基础上，最终反演得到滇东南弧形构造带地区(23°～25°N，101°～103°E)148个震源机制解，这些震源机制解基本覆盖了NW向弧形构造带(图5)。

3 震源机制解参数总体特征

图4 精定位前后震中及震源深度分布图Fig.4 Distribution of epicenters and focal depth before(a)and after(b)relocation.

图5 研究区震源机制解分布图Fig.5 Distribution of focal mechanism solutions in the study region.

单个地震的震源机制解不但与区域构造应力场有关，而且受震源区局部构造特征的影响较大，对于小震更是如此。显然利用单个小震的震源机制解不足以说明区域构造应力场的情况。因此，为研究区域构造应力的分布情况，必须将局部构造条件的影响压制掉，这需要借助一定的统计方法，对小震震源机制解参数的总体特征进行分析，对研究区内的构造环境进行判断(许忠淮等，1987;吴荣辉等，1989;于利民等，1990;蒋维强等，1992;刁桂苓等，1996;陈天长等，2001)。因此，对得到的148个震源机制解给出的各个震源参数进行了统计分析，以10°为间隔进行归一频数统计分析，观察震源机制解各个参数在阈值内的分布情况。

3.1 P轴和T轴的分布

由图6可以看出，虽然P轴、T轴方位角散布域较宽，但有较明显的优势分布。P轴在NNW(345°)、SSE(155°)和 NNE(5°)有3 组主优势分布，在 SEE(105°)有 1 组次优势分布;P 轴倾角集中分布在0°～30°之间，占到总数的85%以上;T轴在SWW(265°)有1组主优势，在SEE(95°)和SSW(215°)有2组次优势分布，与P轴优势方位近直交;倾角集中分布在0°～30°之间，占到总数的96%以上。一般在以走滑运动为背景的地区，N轴的倾向近似直立，因此统计其走向的意义不大。在本研究区，N轴的倾向以大倾角60°～80°居多，而近于水平的0°～10°有35个左右，占总数的24%。通过以上统计分析可以看出，研究区在以NNW(SSE)为主压应力的构造背景下，P轴和T轴的走向表现出了和构造背景较为统一的优势分布;P轴和T轴的倾向总体以近水平为主，比较符合该地区以走滑为主的构造背景，N轴的倾角分布说明区内断层活动性质以斜滑为主，通过3轴的综合分析，发现研究区内的断层都表现出了斜滑性质，纯走滑运动比较罕见。

图6 148个小震P轴、T轴和N轴倾角及走向每10°归一频数分布Fig.6 Normalized frequency distribution of plunge and azimuth of P axis，T axis and N axis at intervals of 10°.

3.2 节面Ⅰ、Ⅱ的分布

震源机制解给出的2个节面解，其中一个是真正的破裂面，另一个是辅助面。由于二者难以区分，对于小震来说更是如此，因此对节面Ⅰ、Ⅱ的震源特性进行统一分析。

节面方位角的散布域较宽，其中比较集中的为NNE(SSW)和NWW(SEE)(图7);节面以高倾角为主，位于60°～90°之间的占到了62%以上;滑动角有3组明显的优势分布，分别对应于正断层、左旋走滑和右旋走滑。节面走向的优势分布与研究区内近SN向的断裂带(小江断裂带中南段、普渡河断裂带南段等)和NNW向弧形构造带相吻合。较宽的散布域说明破裂除了发生于主断裂以外，在区域构造环境不断调整的过程中可能还会产生一些新的破裂面。高倾角节面的集中分布与构造应力的近水平分布相互一致。滑动角除在走滑方位表现优势外，270°附近分布也较为集中。对比区内节面高倾角的分布，说明断层的活动性质以正走滑为主。

图7 节面Ⅰ、Ⅱ走向、倾角和滑动角每隔10°归一频数分布Fig.7 Normalized frequency distribution of strike，dip and rake of nodal planeⅠ＆Ⅱat intervals of 10 degrees.

由以上对震源机制解各个参数的统计分析可知，研究区内断层虽多以走滑运动为主，但大部分都伴有斜滑分量。斜滑运动能细致地刻画断裂在走滑背景下处于拉张还是挤压的剪切环境中，正走滑断层和逆走滑断层分别对应这2种环境下的断层类型。因此，按节面滑动角和倾角大小划分滑动性质的标准①陈运泰，顾浩鼎，1999，震源理论基础，北京大学地球与空间科学学院讲义。，对148个震源机制解的滑动性质进行了细致的分类。

根据标准，对2个节面解分别进行了滑动性质的划分，共分为4类(图8)，绝大多数小震的震源机制解都表现为斜滑运动性质，其中表现为正-走滑滑动性质的节面数几乎为逆-走滑的2倍，正走滑断层的大量存在说明破裂主要发生在拉张的剪切环境中，这与GPS资料反演得到的该地区的张性走滑环境一致(Shen et al.，2005;王阎昭等，2008)。

4 精定位后震源深度分布特征及其构造意义

利用hypoDD程序(双差)精定位后，加强了对小震源深度的限定，使得我们可以从三维角度分析小震的分布形态，从而推断弧形构造的深部几何学特征。结合震源机制解的结果，分析弧形构造带的现今活动性质。

图8 滑动性质统计结果Fig.8 Statistical result of slip charactoristics for nodal planeⅠ＆Ⅱ.

为了研究弧形构造带在深度上的几何学形态特征，我们沿近垂直于弧形构造带走向(AA')(图4)制作了地形高程图、震源深度剖面图(沿剖面线两侧各取35km)和地壳速度结构剖面图(白志明等，2003)(图9)。由分辨率为30m的ASGTM提取剖面高程信息(图9a)，图中除了标示了曲江、石屏-建水和红河等3条弧形断裂外，还给出了与这3条断裂平行的、分布在红河断裂南侧的哀牢山断裂。沿着这4条断裂均发育断层谷地，处于石屏-建水断裂与红河断裂围限的中间块体地势较低，向两侧地势逐渐升高。第四纪时期，沿着东北侧的曲江断裂和石屏-建水断裂继续发育盆地，如曲江盆地、石屏盆地，它们均位于断裂南侧(Wang，1998)。

在小震震源深度剖面图上(图9b)，震源深度集中分布于4～20km，说明小震主要为构造成因，不排除个别由地表塌陷或滑坡引起的小震。绝大多数小震发生在中上地壳，在40km以下仅有少量地震分布。研究区的莫霍面深度为42km左右(王椿镛等，2002)，因此该深度以下发生地震的可能性很小，精定位前这些震源深度＞42km的地震位置可靠性不高，这主要与地震震相的数量少以及到时读取精度低有关，也可能由台站方位角分布不均匀、或者近台数量较少造成(宋美琴等，2012)。

在地震震源深度剖面图上(图9b)，地震分布的整体形态特征表现为向下倒置的三角形，小震在剖面中间的红河断裂和石屏-建水断裂之间尤其密集。在该剖面的东北侧，由曲江断裂至石屏-建水断裂，震源深度较大的小震逐渐增多，并呈现出2条倾向SW的趋势面。与此相一致的，在曲江断裂和石屏-建水断裂南侧分布的小震明显多于北侧，显示了这2条断裂在深部倾向SW的特点。在小震震源深度剖面南半部的红河断裂和哀牢山断裂一侧，小震在深度上的分布特征勾画了2条北倾的趋势面，小震主要分布在这2条断裂的北侧，反映了它们倾向NE的构造特征。相比而言，倾向SW的趋势面规模更大，并截断了倾向NE的趋势面。小震的震源机制解显示了以正-走滑型地震为主。

图9 滇东南弧形构造带地形高程(a)、震源深度(b)和地壳速度(c)剖面图Fig.9 Terrain elevation(a)，focal depth(b)and crust velocity structure(c)of the arcuate tectonic belt on SE Yunnan.

白志明等(2003)利用改进的有限差分方法，对云南地区的地壳结构进行了层析成像研究，该方法能够获得更加清晰和精细的结构特征。资料来源于孟连-马龙人工地震测深(DSS)剖面(以滇深82工程为主，含滇深86-87工程的一部分)，该剖面东北段穿过研究区弧形构造带并与之近直交(图4)，因而该成像结果能较好地反映断裂构造的深部特征。根据层析成像获得的地壳速度结构图(图9c)，弧形构造带向下汇聚为1条断裂系统，表现为1条倾向SW的速度异常等值线梯级带，并显示出延伸到中下地壳的迹象，曲江断裂、石屏-建水断裂和红河断裂均属于该深大断裂构造带在近地表的分支构造(白志明等，2003)。弧形构造带下方的地壳深度结构在上地壳呈现出向下倒置的三角形形态特征，即在曲江断裂、石屏-建水断裂一侧的速度结构面倾向SW，红河断裂、哀牢山断裂一侧倾向NE。由于图9b中断裂剖面形态主要依据地表断裂调查和震源深度剖面勾画，其中震源深度剖面AA'和9c中所示的地震测深剖面(孟连—马龙)走向基本一致，但由于地震测深剖面是人工布线，平面上为1条折线;而地震测深剖面为1条近乎垂直于弧形构造带的直线，因此2条剖面线之间的空间对应关系存在着一定的差异;另外，2种方法本身对断层深部形态分辨率不同，以上这些原因使得图9b，c断裂延伸深度解释上存在差异，但2种方法所获得的弧形构造带上不同断裂的深部倾向特征是一致的。

5 讨论与结论

5.1 讨论

在精定位的基础上，反演得到了148个震源机制解，这些震源机制解覆盖了NW向弧形构造带的不同部位。对2个节面进行了断层滑动性质的划分，正-走滑滑动性质的节面数几乎为逆-走滑的2倍。在弧形构造带的深部几何学特征上，根据重新定位后的小震震源深度剖面分布特征，曲江断裂、石屏-建水断裂最新剪切断层面倾向SW，红河断裂、哀牢山断裂倾向NE，与该地区地壳速度结构剖面反映的断裂几何学特征一致。在地形地貌特征上，位于红河断裂和石屏-建水断裂之间的地势高程较低，符合上盘下降、下盘上升的正断性质。综上所述，可以认为现今的滇东南弧形构造带处于一个张-剪性的力学环境，现今构造活动以正-走滑活动性质为主。由于该认识与一些学者认为的滇东南弧形构造带由1组北倾的逆-走滑断裂组成的观点存在明显分歧(何宏林等，1992;闻学泽等，2011)，故要对以下一些科学问题进行解释和讨论。

(1)地壳缩短变形。地壳缩短变形在沿着NW向曲江、石屏-建水和红河等断裂发育的新近纪盆地中普遍存在，如曲江盆地的新近系呈不对称向斜分布，南翼缓、北翼陡，局部发生倒转①中国人民解放军00933部队，1978，1/20万建水幅区域水文地质普查报告。，新近纪时期来自川滇块体北部的SSE向的推挤作用在研究区内更多地被缩短变形所吸收，并产生了一系列弧形挤压构造(何宏林等，1992)。但滇东南弧形构造带的上地壳缩短变形可能并没有持续到晚第四纪。沿着NW向断裂发育的曲江盆地、建水盆地以及沿着新寨断裂发育的第四纪盆地内，第四系厚度一般＜30～50m，以河流冲积相为主，未见明显的挤压变形迹象①。虽然1970年通海MS7.7地震地表破裂带的考察研究未能就该区现今活动性质和倾向特征给出明确的结论，且近地表地震地质工作研究尺度的局限性也为复杂构造现象的合理解释增加了难度，但通海MS7.7地震余震和极震区主要分布在曲江断裂西南侧，说明了地震断层在深部应倾向SW;震源机制解以及地形变资料反演的地震断层参数均显示了正-走滑性质(王椿镛等，1978;陈立德，1988;刘祖荫等，1999)。与GPS资料显示的以红河断裂带为代表的NWW向断裂正-走滑运动性质相吻合(Shen et al.，2005;王阎昭等，2008)。

(2)小江断裂带南段和红河断裂带晚第四纪活动性。基于滇东南弧形构造带逆-走滑运动性质的认识，闻学泽等(2011)提出的构造动力学模型似乎对小江断裂带南段和红河断裂带晚第四纪时期的弱活动性、以及近500a来弱地震活动性进行了解释。但是，对小江断裂带南段最新研究表明，在晚第四纪断裂活动性方面，该段不但发育地震地表破裂带，而且可见地震滑坡沿着地震断层线状分布，这与前人的认识明显不同②韩竹军等，2012，第五届全国构造地质与地球动力学学术研讨会摘要集。。GPS观测资料也证实:沿着鲜水河-小江断裂系统的左旋走滑运动在小江断裂带南段并未受到NWW向曲江、石屏-建水断裂的阻挡，而是继续向S、SW延伸，Shen等(2005)获得的新寨断裂及其跨过红河断裂带后的南延部分左旋走滑速率约为7mm/a，王阎昭等(2008)获得的该区段左旋走滑速率为(10.1±2.0)mm/a，甚至高于小江断裂带中段(9.4±1.2)mm/a。换言之，目前地质上有关小江断裂带南段晚第四纪时期弱活动性的认识，有可能低估了该断裂段未来的地震危险性。

由地壳速度结构剖面可以看出，红河断裂、石屏-建水断裂和曲江断裂3条断裂在深部汇聚为1条倾向SW的深大断裂构造带。由图4可以看出，小震沿红河断裂带分布比较稀少，且历史上罕有大震发生，红河断裂现今活动性减弱趋势明显。小震主要集中在其北侧的石屏-建水断裂和曲江断裂，且沿这2条断裂近代均有大震发生，活动性明显强于红河断裂带，且曲江断裂和石屏-建水断裂与该深大断裂构造带倾向相同，可能是深大断裂构造带在近地表的直接表现形式，而红河断裂与该深大断裂构造带倾向相反且活动性较弱，有可能为其次级分支断裂。该认识与崔效锋等(2006)、Shen等(2005)根据构造应力场和GPS观察资料研究所获得的红河断裂带已经不构成1条重要的活动构造单元边界带的认识相一致。结合深部构造分析，滇东南弧形构造带可以作为1条统一的构造带考虑，曲江断裂、石屏-建水断裂构成了该构造带的主体部分，是该构造带的主要活动边界，由此可以对弧形构造带3条断裂之间的发震能力差异进行初步解释。

(3)大陆动力学机制。如何从区域大陆动力学背景解释滇东南弧形构造带现今正-走滑活动性质?从川滇块体的SSE滑移似乎能更好地理解在该块体东南边缘地带的相对挤压的力学环境。川滇块体位于青藏高原东南缘，目前涉及青藏高原东南缘的构造动力学模型均认同该地区地壳物质围绕着东喜马拉雅结作顺时针转动(Avouac et al.，1993;Royden et al.，1997;England et al.，1997;Tapponnier et al.，2001;Replumaz et al.，2003;徐锡伟等，2003;张培震等，2005)，尤其是近年来GPS观测资料清晰地勾画出这一顺时针转动图像(Zhang et al.，2004;Shen et al.，2005)，Allmendinger等(2007)认为很可能是NNW-SSE向的苏门答腊-缅甸海沟的回拉(rollback)导致了这种绕东喜马拉雅结(EHS)作顺时针转动的发生。滇东南弧形构造带的现今构造活动既受到川滇块体SSE向滑移的影响，又受到缅甸海沟回拉(trench rollback)的作用(Schoenbohm et al.，2006)。基于本项研究，可以认为苏门答腊-缅甸海沟的回拉效应影响边界，向NEE方向已经深入到曲江断裂和石屏-建水断裂，而川滇块体SSE向的推挤作用在滇东南弧形构造带可能已居于次要地位。即与SSE-NNW向的挤压作用相比，SWW-NEE向的拉张效应在滇东南现今构造活动中起着更重要的作用。这样的一个大陆动力学背景与小震震源机制解参数总体特征所显示的该区应力场环境特征也是一致的，滇东南弧形构造带可能是一个正在形成的张-剪性构造区。

5.2 结论

在搜集研究区1990—2011年小震震相资料的基础上，利用hypo2000和hypoDD程序先后对区内小震进行了重新定位和精定位;精定位后小震位置的水平误差不超过1.4km，垂直误差不超过1.9km;在此基础上，根据¯P波和¯S波最大振幅比法，计算得到区内2007—2012年间148个小震的震源机制解。经过分析、讨论，获得如下一些初步结论:

(1)滇东南弧形构造带小震震源机制解覆盖了区内不同部位，根据对节面解断层滑动性质的划分，正-走滑滑动性质的节面数几乎为逆-走滑的2倍，这种特点并非在构造带的某一段中突出表现，而是弧形构造带整体呈现出的一种普遍性特征(图5，8)，显示该区现今以正-走滑活动性质为主。

(2)在弧形构造带的深部几何学特征上，根据精定位后的小震震源深度剖面特征，曲江断裂、石屏-建水断裂倾向SW，红河断裂倾向NE，与该地区地壳速度结构剖面反映的断裂几何学特征一致。

(3)在大陆动力学背景上，苏门答腊-缅甸海沟的回拉效应影响边界，向NEE方向已经深入到曲江断裂和石屏-建水断裂，而川滇块体SSE向的推挤作用在滇东南弧形构造带可能已居于次要地位。即与SSE-NNW向挤压作用相比，SWW-NEE向拉张效应在滇东南现今构造活动中起着更重要的作用，这样的构造动力学背景与小震震源机制解反演获得的应力场环境特征也是一致的，滇东南弧形构造带可能是一个正在形成的张-剪性构造区。

在本项研究中还存在一些实际问题，例如台站分布不够密集，双差定位时大量小震由于不满足计算要求被删除，使得小震的样本量降低，对断层几何形态的刻画造成了一定的影响;精定位对小震震源机制解精度的提高缺少定量化评比等，需要在以后的工作中做进一步的改进。

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