大凉山次级块体内强震发生的构造特征与2014年鲁甸6.5级地震对周边断层的影响

程 佳 刘 杰 徐锡伟 甘卫军

1)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

2)中国地震台网中心，北京 100045

3)中国地震局地质研究所，北京 100029

0 引言

2014年8月3日16时30分，在中国云南鲁甸发生了MS6.5地震，中国地震台网中心(http://www.ceic.ac.cn)给出的该地震震中位于103.3°E，27.1°N，震源深度为12km。USGS给出的(http://comcat.cr.usgs.gov/earthquakes/eventpage/usb000 rzmg#summary)震中位于103.43°E，27.24°N，震源深度为 10km。Global CMT Catalog(http://www.globalcmt.org)给出的震源机制参数显示地震为走滑型地震。根据小震重新定位分析和地表地质调查，该地震的发震断层为NNW向的包谷垴－小河断裂(王未来等，2014;徐锡伟等，2014)，该断层位于昭通－鲁甸断裂与莲峰断裂之间，且垂直于这两条断裂。从断裂活动方式看，昭通－鲁甸断裂与莲峰断裂是两条以逆冲作用为主的断裂带(图1)(闻学泽等，2013;徐锡伟等，2014)，鲁甸6.5级地震所在的包谷垴－小河断裂则以左旋走滑为主要特征，这种位于逆冲走滑体系中的走滑型次级断裂在汶川地震破裂带上也有出现(李勇等，2009)。昭通－鲁甸断裂与莲峰断裂一起构成了大凉山次级块体的南边界，大凉山次级块体在巴颜喀拉块体、川滇块体的挤压作用下，内部变形显著，并在其南边界的昭通－鲁甸断裂和莲峰断裂区域与华南块体发生挤压作用。2014年8月3日鲁甸6.5级地震发生后，在大凉山次级块体内部陆续发生了8月17日永善MS5.0地震和10月1日越西MS5.0地震，另外在该地震前还发生了4月5日永善MS5.3地震，这些地震之间是否存在一定的关系，鲁甸6.5级地震所引起的库仑应力是否对周边断层的地震发生趋势造成影响，都值得研究。

图1 2014年鲁甸M S6.5地震周边强震分布与活动构造图ig.1 Tectonic map and strong earthquakes around the M S6.5 Ludian earthquake in 2014.

因此，对于大凉山块体内部的地壳形变特征、强震发生规律与强震引起的大凉山块体内部其他断裂带的应力变化的研究，是认识鲁甸地震的构造成因与后续影响的关键所在。

本文首先利用GPS资料计算大凉山块体的块体运动特征与边界断裂的作用，然后分析在这一块体作用下区域强震发生规律，最后计算鲁甸地震引起的库仑应力变化，分析其对周边断裂带的影响，为后续区域强震分析与预测提供参考。

1 区域构造背景

2014年鲁甸6.5级震中位于青藏高原东南缘与华南块体的交界部位(图1)。青藏高原东南缘在向东挤出过程中，以鲜水河断裂带为界可分为川滇块体和巴颜喀拉块体，其中巴颜喀拉块体以刚性块体活动为主要特征(Hubbard et al.，2009;Xu et al.，2009)，而川滇块体则主要受到下地壳流的影响，地壳运动弥散分布在鲜水河断裂带以西的整个区域内(Royden et al.，1997;Clark et al.，2005;Zhao et al.，2008;Bai et al.，2010)。在青藏高原的东向挤出并与华南块体的碰撞过程中，龙门山断裂带作为巴颜喀拉块体与华南块体的边界断层，以逆冲挤压为主要特征，其右旋走滑速率和逆冲速率大致为1.1mm/a和1.5～2mm/a(马保起等，2005)，2008年5月12日汶川8.0级地震发生在龙门山断裂带的中段，而2013年4月20日芦山7.0级地震则发生在龙门山断裂带SW段上。在川滇块体中，青藏高原地壳物质的东向挤出作用广泛分布在块体内部，其东边界的鲜水河－安宁河－则木河－小江断裂系以高速左旋走滑运动为主要特征，左旋走滑速率在10mm/a以上并发生过数十次7级以上地震(Shen et al.，2005;Wen et al.，2008)。在这一断裂系统中，NNW向的鲜水河断裂带左旋走滑速率为(12±2)mm/a并以7级地震的频繁活动为主要特征(Allen et al.，1991;程佳等，2011a;徐锡伟等，2003)。在鲜水河断裂带向南延伸至安宁河断裂带时，走向从NNW转向正北，鲜水河断裂带纯左旋走滑作用转变为安宁河断裂带上的左旋走滑作用和挤压，这与何宏林等(2007)给出的安宁河断裂带活动特征较为吻合，其新生代以来最大左旋走滑速率约为6.2mm/a，而最大挤压速率约为1.4mm/a(冉勇康等，2008)。安宁河断裂带的南、北两段上均有历史地震活动迹象，其中北段可能孕育了公元1480年级地震，南段则发生了公元1536年级地震。在SN向的安宁河断裂带转到NNW向的则木河断裂带的过程中，根据断层滑动速率的矢量分解，安宁河断裂带断层左旋走滑和挤压活动转化为NNW向的则木河断裂上左旋走滑与拉张运动，2条断裂的左旋走滑速率均为(6.4±0.5)mm/a(王阎昭等，2008;徐锡伟等，2014)。在则木河断裂发生的最显著的地震是1850年的1次大于M地震，该地震几乎破裂了则木河断裂带，长度达到90km(任金卫等，1990;闻学泽等，2007)。根据Wells等(1994)给出的经验关系，该地震可能达到MW7.4(表3)。在则木河断裂带过渡到小江断裂带时，左旋走滑速率在小江断裂带上恢复至(10±1)mm/a(徐锡伟等，2003;Shen et al.，2005)，小江断裂带的北段和中段也分别在1733年和1833年发生了M地震和M8地震。

在安宁河断裂和则木河断裂带东侧，NNW向的多条断裂吸收了鲜水河断裂带与安宁河断裂带之间的左旋走滑速率之差，这其中包括了大凉山断裂带、马边断裂带和其他一些次级断裂带，这些断裂上也多次发生强震活动，该区域也经常被划定为一个独立的次级块体来研究，即大凉山次级块体(闻学泽等，2013)。其中大凉山断裂带的左旋走滑速率为3mm/a左右(何宏林等，2008)，古地震研究也显示该断裂带上曾经发生过至少9次古地震事件(宋方敏等，2002;何宏林等，2008);而马边断裂带的左旋走滑速率在3mm/a左右(徐锡伟等，2014)，马边断裂带在1216年发生过7级地震，在1971年又发生了大关MS7.1地震，是大凉山次级块体与华南块体的边界断裂带。因此整个大凉山次级块体在巴颜喀拉块体、川滇块体和华南块体之间的地壳形变中起到了重要的调节作用，内部强震活动危险性突出。其中，大凉山次级块体北边界的龙门山断裂带SW段以挤压运动为主要特征;西边界安宁河断裂带以左旋走滑和挤压运动为特征，则木河断裂带以左旋走滑和拉张运动为主要特征;东边界马边断裂带以左旋走滑为主要特征;南边界的莲峰断裂带和鲁甸－昭通断裂带以挤压作用为主，块体内部变形则主要以NNW向的左旋走滑为主要特征。在这种挤压和NNW向的左旋走滑作用下，次级块体内部主要以NNW向的左旋走滑断裂为主(闻学泽等，2011)，其中包括了大凉山断裂带、马边断裂带等;这些左旋运动在断裂南端被昭通－鲁甸断裂带和莲峰断裂带吸收并转化为挤压活动特征(徐锡伟等，2014)(图2)。2014年鲁甸MS6.5正是发生在大凉山块体内部，莲峰断裂带与昭通－鲁甸断裂带之间，且垂直于这两条逆冲走滑断裂带的包谷垴－小河断裂上，这种在逆冲走滑断裂带内部由于逆冲速率不同而形成的次生走滑断裂带在龙门山断裂带(陈桂华等，2009)和美国加州White Wolf断裂上均有出现(Yeats et al.，1997)。

2 大凉山块体内部地壳形变特征与强震活动

大凉山块体位于青藏高原东南缘的川滇块体、巴颜喀拉块体与华南块体的接合部位，块体内部主要发育多条平行的NNW向断裂，如大凉山断裂、马边断裂带、峨边断裂等，这些断裂主要吸收了鲜水河断裂带与安宁河断裂之间的左旋走滑速率差。块体内部地壳形变特征及其与周边块体的作用情况对于研究区域地壳形变特征与强震活动规律具有重要意义。

在青藏高原东南缘和华南块体的接合部位布设了大量的GPS站点，Shen等(2005)利用区域内的1998—2004年的200多个站点3期复测的区域观测站资料进行了断裂滑动速率与活动地块的研究(图3)。Gan等(2007)根据青藏高原及其周边726个GPS站点速度场对青藏高原地壳形变特征进行了研究，其中在青藏高原东南缘地区的GPS站点基本包括了Shen等(2005)的数据。为了更好地分析该地区的块体运动特征，在程佳等(2012)给出的川滇地区次级块体运动模型基础上加入大凉山次级块体，并选取了Gan等(2007)数据中在研究区域内的GPS站点来计算大凉山次级块体与周边块体的块体运动特征以及边界断裂活动情况。主要计算结果见图3和表1。

从图3a可见，大凉山次级块体与华南块体均存在速度上的差异，大凉山次级块体的南边界以挤压为主要特征;北边界的龙门山断裂带南段主要以右旋走滑与逆冲为主要特征，但右旋走滑速率为1.8mm/a，挤压速率为0，均明显小于发生汶川8.0级地震的龙门山中段和北段的滑动速率，显示由于大凉山次级块体的存在，可能引起了龙门山断裂西南端与中段滑动速率上的差异性，这也是汶川地震破裂为何从中段开始的原因;东边界则以挤压作用和左旋走滑作用为主要特征;西边界的安宁河断裂和则木河断裂在大凉山次级块体与滇中次级块体的相对运动中均表现为左旋走滑和拉张作用，其中安宁河左旋走滑速率为6 mm/a，与冉勇康等(2008)给出的结果相当，而块体运动给出的拉张速率为0.7 mm/a，则与冉勇康等(2008)给出的挤压速率1.4mm/a相差较大，则木河断裂的左旋走滑速率和拉张速率分别为4.9mm/a和4.2mm/a，拉张速率明显大于GPS单独反演则木河断裂所给出的滑动速率结果(王阎昭等，2008)，这是由于滇中次级块体的GPS站点主要位于中部及南部，所计算的速率更能代表块体整体运动的特征;这也是我们计算所得到的安宁河断裂带的拉张速率与野外地质考察所给出的挤压速率相差较大的原因(冉勇康等，2008);而从整体上看，大凉山块体内部活动并不显著，其内部除大凉山断裂带之外，其他断裂活动规模不大，块体内部历史地震以5～6级为主，虽然在大凉山断裂带上有多次7级古地震发现，但其复发周期较长(宋方敏等，2002;何宏林等，2008)。

图2 大凉山块体内部主要活动断裂与强震分布Fig.2 Main active faults and strong earthquake distribution in the Daliangshan sub-block.

图3 b为除去大凉山次级块体整体运动后块体内部及周边的活动特征。从图中可以看出，川滇菱形块体相对于大凉山块体有一个较大的左旋走滑运动，且在安宁河断裂带仍然以挤压活动为主要特征，在则木河断裂带则以左旋走滑兼具拉张作用为主;龙门山断裂带SW段由于GPS站点较少，所显示的挤压作用不明显，但其中段和北段具有明显的挤压作用;块体西边界的马边断裂带具有明显的左旋走滑特征;块体南边界周边由于GPS站点有限，显示的挤压作用不明显;大凉山次级块体内部GPS站点除去整体运动后显示，内部的NE向断裂仍然存在左旋走滑运动，其中大凉山断裂左旋走滑速率最为明显，南侧的GPS站点也显示存在着逆冲挤压作用。

图3 GPS显示的青藏高原东南缘地壳形变特征(据程佳等，2012修改)g.3 Crustal deformation of the southeastern Tibetan Plateau from GPS(after CHENG Jia et al.，2012).

表1 青藏高原东南缘次级块体运动情况表Table 1 Sub-block motion parameters in the southeastern margin of Tibetan Plateau

因此，位于川滇块体、巴颜喀拉块体和华南块体之间的大凉山次级块体，主要受到了三者之间的挤压作用的影响。2014年鲁甸6.5级地震正是发生在次级块体南侧挤压逆冲构造内部的次生左旋走滑断裂上(徐锡伟等，2014)。

3 鲁甸6.5级地震对周边断层的影响

大地震震后静态应力变化可能会对后续强震有所触发，因此本文计算了震中周边3次较大的强震所引起的在鲁甸MS6.5地震断层面上的库仑应力变化，其中包括了1733年发生在小江断裂带北段的M地震，1850年发生在则木河断裂带上的M地震以及1974年5月11日发生在马边断裂带上的大关MS7.1地震，断层破裂参数见表2。2014年8月3日鲁甸6.5级地震发生后，在邻近区域内陆续发生了8月17日永善MS5.0地震和10月1日越西MS5.0地震，另外在该地震前还发生了4月5日永善MS5.3地震。本文同样也计算了2014年8月3日鲁甸地震对其后几次5级地震的库仑应力变化的影响。

表2 本研究所用的地壳与上地幔模型参数Table 2 Parameters of the crust and upper mantle model used in this study

在计算鲁甸6.5级地震对大凉山块体内部断层的库仑应力作用时，使用了Wang等(2006)给出的水平分层的粘弹性应力应变程序PSGRN/PSCMP，并考虑了地球重力对形变场的影响(程佳等，2011b)。在地壳结构方面，根据陈石等(2014)通过重力数据反演给出的密度分层结果进行分层，各分层速度主要来源于吴建平等(2006)对川滇地区的地震波反演结果作为参考，各层密度参数来源于陈石等(2014)，其他参数参考了程佳等(2011a)的模型，分层结果和参数见表2。发震断层主要参数参考了GCMT给出的震源机制解参数，其中节面1走向70°，倾角85°，滑动角180°;节面2走向160°，倾角90°，滑动角5°。根据王未来等(2014)给出的余震展布情况，确定节面2为主破裂面;标量地震矩为2.193×1018N·m，震级为MW6.2。在破裂参数上使用了适用于该地区的震级与破裂长度关系的Wells等(1994)的统计公式(程佳等，2011a)，破裂宽度主要根据朱艾斓等(2005)给出的川西地区断层缺震层深度确定为15km，平均位错主要使用式(1)计算得到:

式(1)中:μ为地壳的刚度系数，L为破裂长度，W为破裂宽度，D为平均位错。本文取地壳刚度系数为μ=3×1010N/m2，主要参数见表3。接收断层数据主要来源于震源机制解结果(表4)，其中则木河断裂带和大凉山断裂带由于近年来没有强震发生，主要根据程佳等(2011a)利用GPS反演出的速率，求解断层走滑分量和倾滑分量之间的夹角并根据滑动特征转变为滑动角，而其他断裂均有强震震源机制解对应，主要计算了地下10km处2014年鲁甸MS6.5发震断层在震前受到1733年M、1850年MW7.4和1974年大关MS7.1地震所产生的库仑应力作用以及周边各条断裂所受到鲁甸6.5级地震的库仑应力作用。

表3 发震断层破裂参数表Table 3 Rupture parameters of the seismogenic faults

表4 接收断层参数表及库仑应力值Table 4 Parameters of the receiver faults and Coulomb stress change value

从图4a可以看出，2014年鲁甸MS6.5地震位于1733年M地震、1850年MW7.4和1974年MS7.1地震的库仑应力增强区内，其中主要影响来源于距离此次震中更近且震级更大的1733年M地震和1850年MW7.4，这3次地震对2014年鲁甸MS6.5地震的库仑应力值达到0.03MPa，这一库仑应力值加速了此次强震的发生。图4b给出了鲁甸6.5级地震对2014年8月17日MS5.0地震的库仑应力作用，库仑应力值为负，显示此次地震可能与鲁甸地震的影响无关，主要是溪洛渡水库库区内的一次与水库相关的地震活动。图4c则给出了鲁甸6.5级地震对2014年10月1日MS5.0地震的库仑应力作用，库仑应力值为正，从断层迹线上看这两次地震的发震断层也基本位于一条直线上(徐锡伟等，2014)，因此该地震可能直接受到了鲁甸地震的触发作用，虽然该库仑应力＜0.01MPa触发中强震的阈值(Stein，1999)。图4d给出了鲁甸6.5级地震对周边断裂的库仑应力作用，其结果都不是很大。从周边断裂所得到的库仑应力值看，安宁河断裂带、则木河断裂带北段、马边断裂带南段、大凉山断裂带南段、小江断裂带北段、莲峰断裂带西段与东段以及昭通－鲁甸断裂带西段均为负值，显示鲁甸6.5级地震对这些断层能量积累有负作用;而大凉山断裂带北段、峨边断裂带、则木河断裂带南段、莲峰断裂带中段和昭通－鲁甸断裂带东段均为正值，显示鲁甸6.5级地震增加了这些断层的地震危险性，其中昭通－鲁甸断裂带东段所受到的库仑应力值最大，为3 450Pa，但＜0.01MPa的库仑应力阈值，显示该断裂地震危险性程度加大。另外，在8月3日鲁甸6.5级地震发生后，8月17日在永善地区发生了1次5.0级地震，计算结果显示鲁甸6.5级地震对该地震断层为负值，由于永善5.0级地震位于溪洛渡水库地区，其结构较为复杂，可能受鲁甸6.5级地震的影响不大;而在2014年10月1日大凉山断裂带北段的越西县境内发生的MS5.0地震，其所受到的库仑应力值为72Pa，虽然较0.01MPa的阈值相比较小，但鲁甸6.5级地震的库仑应力影响作用也不可忽视。

4 结论与讨论

2014年鲁甸MS6.5地震发生在青藏高原东南缘的巴颜喀拉块体、川滇块体与华南块体之间的大凉山次级块体内部，震源机制为左旋走滑型。大凉山次级块体内部受到龙门山断裂带、鲜水河断裂带北段和安宁河断裂带的挤压作用，该块体内部主要以NNW向的左旋走滑断裂为主要活动特征，南边界鲁甸－昭通断裂和莲峰断裂则以逆冲走滑为主要活动特征，包谷垴－小河断裂发生在莲峰断裂带与昭通－鲁甸断裂带之间，且垂直于这两条逆冲走滑断裂带。除去块体整体运动后GPS站点速率显示大凉山内部活动并不显著，主要左旋走滑速率集中在大凉山断裂带上，其他断裂的左旋走滑速率较小，整个大凉山次级块体与华南块体之间存在2.4mm/a的挤压相对运动，这一运动速率主要分布在南边界鲁甸－昭通断裂和莲峰断裂上，左旋走滑的鲁甸6.5级地震正是发生在这两条断裂之间的NNW向包谷垴－小河断裂上，陈石等(2014)给出的布格重力异常也显示，包谷垴－小河断裂正是位于2个高值异常区之间的NNW向相对低值区，因此可以推测包谷垴－小河断裂带的左旋运动是大凉山次级块体南边界的挤压断裂带由于逆冲速率不均匀而形成的次生构造，并在次构造上发生了2014年鲁甸6.5级地震。

图4 历史地震对鲁甸6.5级发震断层产生的库仑应力作用(a);鲁甸地震对2014年8月17日M S5.0地震库仑应力作用(b);鲁甸地震对2014年10月1日M S5.0地震库仑应力作用(c);鲁甸地震对周边各断层的库仑应力影响值(d)Fig.4 (a)Calculated static Coulomb stress changes induced by the historical earthquakes on the fault plane of seismogenic fault of the M S6.5 Ludian earthquake.Black lines are the rupture plane of the historical earthquakes.Gray circles are the epicenters.(b)Calculated static Coulomb stress change induced by the Ludian earthquake on the fault plane of the seismogenic fault of the M S5.0 earthquake of 17 Aug 2014;Red beach ball is the focal mechanism of the M S 5.0 earthquake of 17 Aug 2014.Red lines are the rupture plane.(c)Calculated static Coulomb stress change on the fault plane of the M S5.0 earthquake of 1 Oct 2014.Red beach ball is the focal mechanism of the M S5.0 earthquake of 1 Oct.2014.Red lines are the rupture plane.(d)Maximum static stress changes on each fault plane of the faults around the M S6.5 Ludian earthquake.

在库仑应力的计算过程中，只考虑了静态库仑应力传递作用，而对于通过粘弹性下地壳的持续粘弹性应力加载和通过地震波“动态触发”的因素没有考虑。通过地震波“动态触发”往往集中在中远距离的中小地震上，触发地震的震级一般＜5级(Parsons et al.，2011)。对于粘弹性应力触发作用，与静态应力触发的正负影区基本变化不大(Freed et al.，1998;Zeng，2001)，因此计算了静态库仑应力作用。从计算的静态库仑应力结果显示，2014年鲁甸6.5级地震受到了发生在小江断裂带上的1733年M地震、则木河断裂带上的1850年MW7.4地震和马边断裂带上1971年MS7.1地震的静态应力作用而提前发生，这一应力值为0.03MPa，超过0.01MPa的触发中强地震的阈值(Stein，1999)，可见这3次历史地震对2014年鲁甸地震具有明显的促进作用。2014年鲁甸6.5级地震对周边断层的库仑应力改变量显示，该地震对发生在溪洛渡水库地区的2014年8月17日MS5.0地震影响值为负值，该地震可能是鲁甸地震地震波动态应力所引起的水库内部的一次地震活动，与鲁甸地震的静态库仑应力影响作用无关;2014年10月1日发生在大凉山断裂带中段上的越西5.0级地震由于受到鲁甸6.5级地震库仑应力作用为正，由于这两次地震的发震断层基本在一条直线上，越西5.0级地震直接与鲁甸6.5级地震在构造上具有显著的相关性，虽然其影响值明显＜0.01MPa的阈值。从鲁甸6.5级地震对周边其他断层的影响结果看，鲁甸地震对大凉山断裂带北段、峨边断裂带、则木河断裂带南段、莲峰断裂带中段和昭通－鲁甸断裂带东段库仑应力影响值为正，显示鲁甸6.5级地震增加了这些断层的地震危险性，其中昭通－鲁甸断裂带东段所受到的库仑应力值最大，显示该断裂地震危险性程度加大。

从上述结果可以看出，大凉山次级块体中强震活跃，南边界以5～6级地震频繁活动为主要特征，其他边界主要以7级强震为主要活动特征，而内部除大凉山断裂带发生过多次7级古地震外主要以5～6级地震为活动背景，2014年鲁甸6.5级地震对2014年8月17日5.0级地震影响不大，而对2014年10月1日越西5.0级地震有促进作用。此外，鲁甸地震对大凉山断裂带北段、峨边断裂带、昭通－鲁甸断裂带东段以及则木河断裂带南段有一定的库仑应力增强作用。