滇西南普洱强震群地区地壳形变的数值模拟

2017-09-01李铁明白玉柱邵德晟

中国地震 2017年2期

关键词：断裂带普洱断层

李铁明白玉柱邵德晟

1）活动构造与火山中国地震局重点实验室，中国地震局地质研究所，北京市德外祁家豁子 100029

2）云南省地震局，昆明 650041

0 引言

我国滇西南普洱一带以其活动构造（断裂带）纵横交错、受力状况复杂多变、中-强地震（6.0～6.9级）时空集中的特征而成为地学界关注的焦点和科学研究的热点。

以往的研究认为滇西南地区的构造运动、应力应变、强震孕育与发生主要受控于印度板块的NE向推挤特别是其东构造结的活动（邓起东等，2002；张培震等，2003；徐锡伟等，2003；李铁明等，2003；Tapponnier et al，1982；Paul et al，2001；Clark and Royden，2000；England and Houseman，1989），以及伴随着青藏高原隆升和地壳物质侧向扩展移动（Houseman and England，1993；Engnd and Molnar，1990；Replumaz and Tapponnier，2003；Shen et al，2001）的叠加效应。如图1所示，研究区西侧为龙陵-澜沧新生活动断裂带（虢顺民等，2000），东侧为川滇菱形块体东南缘边界断裂带，形成了一个由龙陵断裂、南汀河断裂、澜沧江断裂、延伸至越南境内的奠边府断裂、维西-乔后断裂、红河断裂等组成的活动断裂环，周边分布着一个以大理-楚雄-通海-红河-江城-勐腊-耿马-龙陵-保山为边界的圈状闭合的7级地震环（李克昌等，1980），集中了云南地区大部分7级以上地震。使得被活动断裂和强震所包围的本研究区成为中心区，但其构造格局和地震分布又似乎孤立存在其中而与外围地震环毫不相干，无任何可靠联系。

普洱一带中强震集中区位于断块中部，所发生的中强地震则应属断块内部断裂强烈活动的结果（李克昌等，1980）。由于断块边界断裂活动所产生的屏蔽作用和吸收性能的强弱差异，其运动速率乃至运动方向既有整体统一协调的一面，又因受不同次级单元控制而存在明显的差别和变化。局部活动断块和断裂带运动学和动力学特征的细研究无疑是认识强震发生具体地点和动力条件的重要基础（张培震等，2003）。对于这种发生在破裂程度很高的次级地块、共轭剪切性质的活动断裂区域的强震时空集中现象的研究，其强震发生机制的探讨和解释及其与区域地壳形变和构造活动的关系是关键问题。

在前人研究成果的基础上，本研究从活动构造与现今地壳形变场的角度出发，以多期GPS复测资料为依据，从最直接的现今地壳形变场等方面入手，采用构建区域断裂的二维板模型进行有限元分析计算，结合区域地质及地球物理资料，分析普洱一带主要断裂和活动块体的现今地壳运动特征，探讨中强震群的孕育发生和演化规律及其区域动力学背景，以期对普洱中强地震群的发震机理研究抛砖引玉。

1 研究区地震活动特征

云南地区6级以上地震的空间分布，是高度非均匀的，具有空间群集（丛集）特征。滇西南地区分布着云南全区80%的6级以上强震，而其只占全区面积的20%左右（皇甫岗等，2010）。据文献（毛玉平等，2003；杨晓平等，2008）资料，自1884年有地震记录以来普洱地区6.0～6.9级中强地震以密度高、间隔短为特征，共记载有13次强震事件（表1）。

表1 普洱地区历史强震目录

此外，还应考虑因历史地震记录中存在漏载、标准不统一问题（谢毓寿等，1989）引起的缺震现象。据皇甫岗等（2010）的研究，认为滇西南为地震记录的主要漏载地区，他们根据b值估算得到仅20世纪云南地区就漏载5级地震143次，6级地震6.6次之多。而来自于印度板块对中国大陆的碰撞，每年至少向云南地区输入1次7级地震的能量，通过地震释放的能量为9.84×1014J，平均8年发生1次7级地震，每3年发生2次6级地震、每年发生5级地震3～4次。如，据朱成男等（1981）的实地考察在1979年普洱磨黑6.8级地震区，于1890年前后曾发生过一次Ⅸ度地震，造成正规穿斗木架房的倒塌。可见本研究区强震密集程度之高实属罕见。

2 区域断裂活动特征

研究区位于近SN向呈S型展布的（F36）澜沧江断裂南段与NW走向的（F130）红河断裂南段所夹持的地块区内，根据航、卫片分析以及野外地质考察和微震分布规律，发现本研究区展布着NNW向、NEE向两组相互交叉的活动断裂（虢顺民等，1999；樊耀新，1998）。较早发育形成的比较连续稳定的相互之间近似平行的多条NNW向右旋活动断裂，包括（F135）景谷-普文断裂、（F132）镇远-普洱断裂、（F133）磨黑-桥头断裂、（F134）上寺断裂（毛玉平等，2003）。此外，区域内还有另一组与NNW向断裂展布近乎垂直走向的较晚发育的NEE向左旋断裂，包括（F136）三林场-思永街断裂、（F137）震东-勐先断裂、（F138）整碗-菜子地断裂，在略靠南部的江城整董地区还发育一条NEE向（F139）小勐养-象庄断裂。NEE向断裂多呈断续延伸、走向稳定，并以张扭性力学性质特点横断所有NNW向断裂，特别在普洱区域更是显得十分突出。两组断裂共同构成了研究区棋盘式网格状构造格架（虢顺民等，1999；毛玉平等，2003）。

2.1 澜沧江断裂（F36）

总体上该断裂可能起自藏北羌塘地区，于藏滇边境梅里雪山丫口附近进入云南，基本上沿澜沧江河谷延伸，南端于勐宋附近进入缅甸，总体走向NNW。本研究涉及其中南段：保山起向SE延至中缅边境，长度约500km，呈S形近SN向展布，断面向西陡倾或近直立（毛玉平等，2003；钟康惠等，2004）。关于该断裂新活动的研究资料较少，近年来在该地区的一些地震安全性评价工作提供的零星资料（毛玉平等，2004）认为该断裂为第四纪活动断裂，局部地段为晚更新世活动断裂，新活动呈北强南弱的态势。据在断层剖面中采得的断层泥样品作石英碎砾扫描电镜分析结果，断层最新活动年代为距今15万年以前。历史地震记载和现代仪器记录资料均表明，沿澜沧江断裂地震活动较弱，无6级以上地震记载，仅在云龙至凤庆间有少数5级多的地震记载。根据较为直观的地质剖面研究结果（毛玉平等，2003；钟康惠等，2004；云南省地质矿产局，1990；刘宏兵，2001），结合多项涵盖本研究区的云南地区上部地壳结构和地震构造环境层析成像研究、云南地区深部壳幔结构层析成像研究成果，特别是对其深部发育产状的研究资料（白志明等，2003、2004；林中洋等，1993），取其断层产状为倾向SW、倾角80°。地质和地球物理研究均认为蛇行弯曲的澜沧江断裂南段是隆起与坳陷的接触边界，是控制着盆地形态的基底深断裂。而地壳厚度、地电阻率、地热流等的研究均认为该区的地壳厚度在33～44.5km（白志明等，2004；李永华等，2009、张恩会等，2013；查小惠等，2013；Wang et al，2010；李冉等，2014；胥颐等，2013），建模时取其下界深度为40km。

2.2 红河断裂（F130）

红河断裂展布于点苍山、无量山、哀牢山东侧，总体呈NW-NWW走向，是我国西南地区地质时期最为重要的一级构造单元边界断裂（皇甫岗等，2010），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（虢顺民等，2001）。以往的研究指出其新生代早期的运动以左旋走滑为主，后期转变为右旋走滑（Tapponnier et al，1982）。虢顺民等（2013a、2013b）认为，断裂北段晚第四纪到现今构造活动强烈，控制了一系列历史强震的发生，而中南段尽管在地貌上有清楚的显示，但历史上未记载到震中确切的破坏性地震，表明中南段晚更新世以来活动性减弱，进入全新世后，断裂差异活动不明显，处于稳态发展阶段。

本研究涉及其中南段，自弥渡苴力开始向SE至中越边境的河口，全长约460km。中段结构比较简单，表现为右旋走滑活动性质。南段自元江春元至河口，由规模相当、相距数百至1500m且大致平行的两条次级断裂即哀牢山山前断裂和中谷断裂构成（虢顺民等，2013a、2013b）。该段走向由NW转为NWW向，并在平面形态上呈向西凸出的弧形。郭令智等（2001）认为NE向的奠边府断裂带在河口与红河断裂带相接。综合地表地质调查以及云南地区上部地壳结构和地震构造环境层析成像研究、云南地区深部壳幔结构层析成像研究成果，特别是对其深部发育产状的研究资料及断裂带两侧地壳厚度和Moho深度、地壳平均速度的变化等研究资料与结论（白志明等，2003、2004；张恩会等，2013；李冉等，2014；胥颐等，2013；虢顺民等，2001、2013a、2013b；王椿镛等，2002；徐鸣洁等，2005），取建模时断层产状为倾向NE、倾角80°、深度40km。

2.3 普洱地区相互交叉断裂下界深度的确定

以往的地球物理探测等多项研究表明普洱地区的地壳厚度为32～38km（白志明等，2003、2004；张恩会等，2013；吴建平等2001；查小惠等，2013；张淑荣等，1994；Wang et al，2010）。Wang等（2003）关于川滇地区大多数强烈地震的地壳深部环境研究认为，震源部位具有正常的速度或正异常速度，而其下方分布有负速度异常；负速度异常的存在有利于应力在其上部的脆性地壳内集中。林中洋（1993）也得出类似的结论：普洱地区的莫霍面深度为38km，且在上地幔顶部存在一个低速区，推断这里的上地幔顶部物质可能处于部分融熔状态，使地壳局部不稳，引起普洱地震区的地震活动。虢顺民等（1999）的研究指出：普洱地区在15～20km深处发育一低速层，区内存在一个深度不超过20km的滑脱面，测深结果表明低速层即软弱层在20km以下，其上部为脆性地壳。胥颐等（2013）的研究更加明确指出：壳内低速异常具有分层和分区特征，在红河断裂与澜沧江断裂之间主要分布在10～20km的地壳中上部。熊熊等（2001）利用青藏高原东部岩石层温度场的分布计算了这一地区岩石层的强度，其分布基本一致。他们的研究结果认为，沿三江地区岩石层整体强度较弱，地壳高强度部分仅局限于上地壳20～25km。

刘祖荫等（2002）通过对云南省1966～2001年间1735次M≥2.0级地震给出的震源深度资料统计分析，发现普洱地区地震震源下界面约深20km左右，地震发生的最优深度在5～10km。2007年普洱6.4级地震序列及区域小震精定位等多项研究给出了精确的震源深度分布图像，如谢英情等（2007）经统计分析显示，滇西南地区震源深度分布范围是1～40km，平均11km，震源深度在10～14km的地震最多，占47.2%，震源深度在5～9km的次之，占23.8%，震源深度在15～19km的最少，占13.8%；区域地震的破裂深度以5～14km为主，占71%，反映出地震主要发生在软流层之上的介质条件以脆性为主的上地壳。张勇等（2008）通过反演全球范围内的宽频带波形资料，得出2007年6.4级地震初始破裂点和最大位移区为沿断层倾向的深10km区域。

综上研究，区内以脆性为主的上地壳，即可积累构造应力的孕震区深度应在20km左右，因此，本研究模型将区内相互交叉构成棋盘格式的NNW和NEE向断裂下界定在深20km处。各断裂简述如下。

2.3.1 景谷-普文断裂（F135）

该断裂由景谷盆地南端开始至F136呈近SN走向（图1），F136以南呈略向西突出的弧形向南延伸，之后自普洱经普文向SSE直线延伸，推测接近NEE向小勐养-象庄断裂，地貌上表现为断层谷、断层三角面、水系右旋位错等，总长度约150km。地质地貌考察、断层剖面分析（毛玉平等，2003）和深部探测资料的研究（白志明等，2003）结果显示断裂产状为倾向NE，倾角约70°。1942年在普洱东南约5km处发生6¾级地震，推测与该断裂带活动有关，2014年10月7日在其西部北侧发生了景谷6.6强震（房立华等，2014、http：／／www.cea-igp.ac.cntpxw270908.shtml）。

2.3.2 镇远-普洱断裂（F132）

北起景谷盆地北端，呈近乎直线型经普洱向南延伸，NNW走向，全长约240km。在普洱以北地段被NE向断裂切错。地貌上表现为断层谷、丫口、梳状水系、断错水系等。该段区域在1884～2007年共发生过9次6.0级以上地震。班海段为2007年普洱6.4级地震的发震断裂。综合地质地貌考察、断层剖面分析以及震后现场科考等相关研究资料（虢顺民等，1999；毛玉平等，2003；谢英情等，2007；杨晓平等，2008），断层产状为倾向NE，倾角70°。

2.3.3 磨黑-桥头断裂（F133）

该断裂沿民权、磨黑、勐先、曼克老展布，NNW走向，全长约140km。断裂在普洱以北被NE向断层切错，断裂穿过勐先河右岸，使多条支流发生右旋断错，断距120～230m。南端曼克老一带断裂线性清楚，延伸笔直，其上发育两期断层三角面，曼老河左岸一系列支流发生同步右旋位错45～65m。1981年9月19日在普洱县普义乡发生6.0级地震，震中位于该断裂带附近。关于产状参数，以往的地质构造和地球物理探测等均未给出明确的描述和研究结果，本文建模参照F135、F132的结果，取其倾向NE、倾角70°。

2.3.4 上寺断裂（F134）

断裂发育于磨黑断裂东侧，NNW走向，全长约80km。在老许坝附近使一系列山脊、水系发生右旋位错，其位错量达150～180m。1979年普洱6.8级地震在扎牛田使该断裂产生一条长230m的地震裂缝，使田埂右旋位错15cm，垂直位错18cm（虢顺民等，1999）。本文建模参照F135、F132的结果，取其倾向NE、倾角70°。

2.3.5 三林场-思永街断裂（F136）

NEE走向，全长约80km，属NEE向断裂群，研究程度较低，与NEE走向隆起带和地震分布带基本一致，推测断裂深部有活动，并具一定的区域规模。与NNW向（F135）景谷-普洱断裂、（F132）镇远-普洱断裂、（F133）磨黑-桥头断裂彼此交错切割。参考F139（邓起东等，2002、2007），取其倾向SW、倾角70°，2014年10月7日在其西段北部发生了景谷6.6级强震。

2.3.6 震东-勐先断裂（F137）

NEE走向，全长约60km，沿断裂多条冲沟与山脊发生同步左旋位错达10～15m。中段同心村南株栗河断裂沿枯河南岸展布，断层三角面发育，3个小山脊发生同步左旋位错，位移量达15～20m。类似的现象在普洱南头塘村也有分布，其位错量达18～22m。参考F139（邓起东等，2002、2007），其产状取为倾向SW、倾角70°。

2.3.7 整碗-菜子地断裂（F138）

NEE走向，全长约20km，普洱北10km断裂沿纳加河、木栗河分布，形成断层谷。局部冲沟、山脊发生左旋位错。参考F139（邓起东等，2002、2007），其产状取为倾向SW、倾角70°。

2.3.8 小勐养-象庄断裂（F139）

呈弧形延伸，弧顶向南突出，总体走向NEE，长约50km。其形成与普洱隆起块体向南移动有关。1965年于该断裂带南侧发生江城整董6.1级地震，等震线长轴为SN向。推测应是该断裂带与镇远-普洱断裂（相接处）共同作用的结果。参考邓起东等（2002、2007）的描述，取其产状为倾向SW、倾角70°。

3 GPS资料及计算

现代空间大地测量技术（特别是GPS）的迅速发展，能以前所未有的高时空分辨率获取对地球的观测数据，使之逐步成为监测现今地壳运动的重要手段。本研究采用1999、2001、2004、2007、2011共5期GPS复测资料以及2007年普洱6.4级地震后笔者实地选择和连续观测30天的加密观测资料，目的是从观测速度中扣除同震形变引起的速度值，得到区域不受同震影响的地壳运动速度场。

GPS原始数据的处理采用GAMIT／GLOBK软件包完成，为了保证数据处理的可靠性，把涉及的所有GPS原始观测数据都采用相同的模型、参量和方法进行统一处理，其中包括与普洱地震区观测数据同步的全球IGS站和CMONOC基准站的数据。为了提高数据处理的效率，数据处理分为全球、全国和区域3个层次进行，然后通过公共GPS点的坐标参数和卫星轨道参数结合，由此获得一系列包括全球IGS站、CMONOC基准站和震区区域GPS点的单日解。单日解给出了这些站点的坐标、极移和卫星轨道参数的松弛解及其方差-协方差矩阵，更详尽的方法介绍参见文献（王敏等，2008），最后给出欧亚板块参考系下2011年相对于1999年的区域地壳水平运动速度场（图2）。

图2 区域地壳水平运动速度场（欧亚参考系）

4 有限元模型的构建与计算结果

普洱地区位于内部破裂程度较高的次级断块中，以往的地质调查和研究成果表明，在区域右旋剪切力作用下，块体发生绕垂直轴的顺时针旋转（徐锡伟等，2003；虢顺民等，1999；云南省地质矿产局，1990），相关地球物理研究资料也表明普洱地区经历过相对复杂的陆内变形过程（陈海泓等，1993；Cheng et al，1995；仝亚博等，2014；张海峰等，2012）。本研究尝试建立由澜沧江和红河断裂带所夹持的呈棋盘式构造格架的普洱地块区二维板有限元模型，用有限元方法，研究普洱地块区的地壳形变空间分布，从垂直于计算区（简称NEE向）和沿计算区走向（简称NNW向）的两个方向给出高解析度的区域地壳水平形变场和区域垂直形变场（垂直于地表方向）。

4.1 模拟计算思路

建立云南普洱地区包含10条断层的二维板有限元模型，断层几何参数如表2所示。区域内的活动断裂可分为2部分，一部分就是普洱棋盘式地块包含的断裂，另一部分是普洱地块外围的东西2个（深）大断裂，即东部的红河断裂和西部的澜沧江断裂。

表2 计算区域内的主要活动断层及其相关参数

参考前人地质构造研究结果，以现今GPS测量计算得到的块体年运动量作为模型区域的边界约束，计算构造形变在普洱地区的空间分布，从数值模拟角度论证普洱地区的地壳形变特征，并将计算结果与野外实地科考和GPS实测结果进行对比。数值计算中包含普洱地区内的沿NEE和NNW向水平形变场以及区域垂直形变场的模拟，具体分析形变场各分量在该地区跨越断裂空间上的变化特征。

4.2 有限元模型及边界条件

有限元模型及划分网格后的模型如图3（a）和3（b）所示，其中3（a）为建立的有限元模型，模型的尺度即矩形长边×短边×深度＝660km×420km×40km；3（b）为进行网格划分之后的结果；采用立方体单元，网格划分之后整个计算区域的单元数目为369472；从图3（b）可以发现，网格在普洱地块区划分较细，这是因为在该地区断层较多。为了简化有限元模型，这里不考虑层状地质结构模型，也不考虑地表起伏等地貌因素，将计算介质视为各向同性介质。根据现今GPS测量结果参考以往地质构造研究资料（徐锡伟等，2003；向宏发等，2002），我们取红河断裂和澜沧江断裂两条断裂各自的平均错动速率为4mm／a。这里取GPS测得的两条断裂错动速率的平均值实际上考虑了模型外断裂活动对澜沧江断裂及红河断裂运动的影响，因此以GPS测得的平均错动速率计算相应的边界平均应力值也是考虑了模型外部断裂对模型边界的影响。按照Okada（1985、1992）的位错模型计算，当断裂错动速率4mm／a时，西部及北部边界应当施加的边界载荷为4MPa和3MPa。4MPa和3MPa为模型深度中部的值，相当于在模型的西部、北部边界施加平均载荷值。由于红河断裂错动速率取4mm／a时计算得到的应力值小于由澜沧江断裂错动速率4mm／a计算得到的应力值，因此，这里取澜沧江断裂错动速率4mm／a时的平均应力值，在模型的西部和北部边界施加4MPa和3MPa的压应力。模型南部及东部边界若按照上述方法计算将得到同样的应力值，因为Okada（1985、1992）模型是一个均匀模型，若按照同样的应力值施加于模型的东、南部边界将很难满足边界上的GPS位移约束，为此这里对整个模型采用混合边界约束，对东南边界采用位移约束。采用混合边界条件的优点是既考虑本区域主要断裂即红河断裂和澜沧江断裂运动及运动产生的构造应力又考虑了GPS测量的结果，因此采用混合边界条件应当是合理的。模型底部采用三方向位移完全约束边界条件。

图3 计算区域有限元模型及网格划分

模型南部边界附近的位移约束按照该地区GPS测量计算结果取模型南部附近4个GPS点的SN方向位移的平均值，即在模型南部施加方向为南且4mm／a的位移约束，模型东部边界同样的方法取东向的位移量，即施加方向为东且为2mm／a的位移约束，具体如图4所示，因为研究区域内地壳厚度不均匀，因此这里采用张恩会（2013）的地球深部模型，并选取中地壳花岗岩密度及弹性模量和泊松比作为整个研究区域的材料模型（表3）。

断层面采用摩擦接触-库伦摩擦定律即

式中，f为断层面摩擦力，c为内聚力，μ为断面摩擦系数，f0为法向应力。在本模型中，暂不考虑塑性变形，因为塑性变形的区域，包括在断裂端部塑性变形较强的区域，其尺度相对于断裂尺度而言都是较小的，因此这里不考虑塑性变形。

在模型边界应力及位移作用下，断层面根据应力状态可以分为两个区域：接触区域和滑动区域。断层上下盘在边界力及位移作用下，首先发生接触，接触时按照相容条件，断层两盘的物质不能相互侵入，因此断层面上的位移满足连续性条件，相应力满足作用力和反作用力条件，即大小相等，方向相反。当接触边界上某一点处的切向力小于抵抗强度时，即

断层面仅接触，不发生滑动，位移仍然满足连续性条件。当断层面接触边界上某一点处切向力达到其抵抗强度时，即

断层面发生相对滑动，此时除法向位移保持连续外，切向位移不连续。在断层面和模型边界外，其它地质体的变形及本构关系按照连续弹性体本构关系计算。

图4 计算边界条件

表3 模型参数

4.3 计算结果

4.3.1 NEE向的形变场

由图5可见，形变场在左侧的澜沧江断裂和右侧红河断裂外侧的值较大，在澜沧江断裂与红河断裂之间的普洱棋盘式断层切割地块的形变场明显小于澜沧江和红河断裂的形变场。

此外，从图中还可以看到NEE走向的断裂，除小勐养-象庄断裂（F139）外，都具左旋走滑特征，其中三林场-思永街断裂（F136）的左旋走滑量最大为1.1mm／a。在普洱地块区，NEE走向断裂左旋量的空间分布还有一个特点是走滑分量的较大值出现在断裂的西北侧，形成形变场高值区域。那么，从区域形变场的角度分析，我们认为这种左旋分量西部大于东部的现象及最大值出现的区域应为景谷6.6级地震（图中红点）孕育的反映。

图5 沿垂直于研究区走向的形变场（mm／a）

4.3.2 NNW向的形变场

计算区域内走向为NNW的断裂均表现出了右旋走滑的性质。由图6可见，与沿NEE向的形变场变化有所不同，NNW向形变场与澜沧江断裂（F36）和红河断裂（F130）造成的形变场在数值上，尤其最大值是接近的。而棋盘式构造格架区域所呈现出的复杂、无规律的形变图像，正是两组共轭断裂带活动的真实反映，可见这种无规律的地壳形变图像是棋盘式复杂构造格架存在的必然产物，也进一步证明了相对显著的形变场高值区域的存在与景谷6.6级地震（图中红点）的孕育是相对应的。而沿NNW向的形变场则分布在活动构造明显的区域之外，即镇远-普洱断裂（F132）北部和小勐养-象庄断裂（F139）南部变化则比较均匀。

图6 沿研究区走向的形变场（mm／a）

4.3.3 垂直于地表的形变场

计算区域内地壳的隆升形变主要集中在断裂出露附近（图7）。隆升形变的主体部分集中在普洱棋盘式断裂切割构造上，形变量约1mm／a～3mm／a，与该区域水平形变场混乱的图像相呼应，成因于在该地块上多条走向上近似垂直的断裂相互切割破坏了地表自由表面的完整性。

图7 垂直于地表的形变场（mm／a）

NNW向的镇远-普洱断裂（F132）、磨黑-桥头断裂（F133）、上寺断裂（F134）和近南北走向的景谷-普文断裂（F135）与走向NEE的三林场-思永街断裂（F136）、震东-勐先断裂（F137）以及整碗-菜子地断裂（F138）交汇处附近的垂直位移量都较大；其中，形变最大值出现在小勐养-向庄断裂（F139）的上盘为4mm／a，反映了该断裂逆冲运动的特征。此外，在澜沧江断裂以西地区的平均隆升值要略大于红河断裂以东地区，但是除小勐养-象庄断裂（F139）外的所有断裂上沿断裂走向的隆升形变没有变化，并且在断裂两盘（除断裂的交汇处）隆升值没有差异，呈现区域整体隆升形变特征，这也反映了这些断裂以走滑为主的活动性质。但是本区也存在局部下沉形变的区域，如在整碗-菜子地断裂（F138）和小勐养-象庄断裂（F139）之间的区域以及上寺断裂（F134）和红河断裂之间的区域有下沉形变，但下沉量很小，为0.1～0.6mm／a。

郭良迁等（2013）利用1951～2011施测的大区域水准测量资料计算了云南地区地壳垂直形变场，云南地区1951～1980年、1980～1994年、1994～2011年3个时间段的垂直形变速率显示，第一阶段中南部上升，北部下降，第二阶段以上升为主，第三阶段东部和南部上升，西部下降。1951～2011年的垂直形变场代表了本区60年来的地壳垂直运动。表明云南西北部和北部地区的地壳下降，速率为-（1～3）mm／a，南部和中东部地区为上升区，上升速率为（1～6）mm／a，与本文得出的普洱地区以隆升变形为主的计算结果基本吻合。

5 讨论与结论

综上所述，本文参考活动构造研究，以现今多期GPS复测资料计算得出的研究区地壳运动为边界约束，通过有限元分析计算，从两个方向给出了研究区现今地壳水平形变场的详细图像，以及区域现今垂直形变场变化特征。结果表明沿NEE向的水平形变西部明显大于东部、最大值出现在NEE向断裂带附近的特征。沿NNW向的水平形变场和区域垂直形变场的结果均反映了在高原物质南东向移动的区域动力学背景下，两组共轭交叉断裂带相互牵引、共同活动而呈现出这种复杂、分散、无规律的形变场图像。联系到近年来集中在该区域发生的1981年6.0级、1993年6.3级和2007年6.4级地震，我们认为，沿NNW向的多点集中区为已发地震区，较明显的形变场叠加了震后调整的过程。研究区主体以持续上升为主的垂直形变场，推测为其南部NE向奠边府断裂带阻挡了部分高原物质南东向移动的结果，可将该断裂带视为普洱地块南边界。

前人在该区域所进行了长期、详细的地质地貌、活动构造等研究，如虢顺民等（1999），利用水系溯源侵蚀速率法和水系长度与形成年代关系时比法来估算水系形成年代，进而估算断错水系形成年代。认为，本区NNW向断裂活动时代多为第四纪中晚期，而NE向断裂多为第四纪晚期，普洱地区中强地震的发生，受该区内NEE向横向块状隆起构造的控制。樊耀新等（1998）研究了滇西南地区地壳构造和地震活动特点，认为NE向断裂在普洱地区地震活动中起重要控制作用。李克昌等（1980）研究了普洱地区部分新构造运动特征，亦指出该区在新生代构造活动中，两组断裂都有程度不同的活动，而NE向断裂的活动程度更高，在区域地壳运动中占据主导位置，对NNW向断裂产生了牵引作用，1970年至今的整个地震过程中，以NE向断裂发震为开端，继而以为数众多的NNW向断裂持续发震。如1993普洱6.3级地震现场科考报告（1993）就明确指出本次地震的发生是NE向构造活动加剧的结果，2007年在NNW向的普洱断裂班海段又发生了6.4级强震（杨晓平等，2008）。那么，本研究区地震的孕育发生受断裂活动所控制，但震中分布又与断裂带分布位置无完全的对应关系，震中与极震区展布也无明显优势方位，不呈条带状分布、发震间隔时间短、无明确迁移规律，应属局部分散、持续、漫游式中强地震活动过程。1995年日本阪神大地震之后，日本科学家立即在发震的Nojima断裂带实施了科学钻探，并分别于1997年、2000年和2003年进行了3次注水实验，以了解大地震之后断裂带空隙度和渗透性的演化规律，他们发现地震6年后断裂带的渗透性仅减少40%，说明断层愈合往往是非常缓慢的（Kitagawa et al，2007）。联系到本研究区，可推测沿NNW向形变场无规律变化的高值区，特别是前次地震发生区应处在震后恢复和应力积累的双重过程中，而不能用严格的“发震-恢复-集中-发震”的常规方式来理解本区域内的单一地震过程。基于本区的动力来源主要为青藏高原物质南东向扩展流动的认识，那么根据本文计算结果，我们认为本区构造运动过程、强震发生机制是：在区内起到阻挡作用的NEE向断裂带首先活动，随后与之共轭交叉的NNW断裂带在NEE向断裂带活动的牵引作用下开始活动，形成两组断裂的共轭丛集运动，那么沿断裂的形变场高值区显然是断裂活动的产物，造成了沿断裂的位于前次地震空区的应力应变累积，导致地震的孕育发生。而断裂带所围限的次级断块的活动、旋转与变形产生的形变场高值区，则造成位于前次的地震空区的地表破裂型地震的孕育发生，2014年景谷6.6级地震的孕育发生就很好地释义了这个过程。正是在这种持续的南东向能量传递的动力学背景下两组断裂的共轭丛集运动，使得本研究区呈现中强地震的此起彼伏。普洱地震区与青藏高原东南缘构造相连、动力同源，目前关于高原隆升的4种模式即地壳缩短增厚模式、走滑逃逸模式、下地壳流动模式、分阶段隆升模式均有其合理性也存在差异（邓起东等，2002；Tapponnier et al，1982；England et al，1989；Houseman and England，1993；Engnd and Molnar，1990；Replumaz and Tapponnier，2003；Shen et al，2001），但其共同点是均承认高原物质东南扩展的侧向移动说，认为物质的东南移动是青藏高原在隆升过程中能够保持基本均衡的主要原因，但对物质移动方式有不同看法。根据本研究给出的研究区域形变场分布演化及其与地震活动特征，我们认为，本研究区强震时空集中的特殊现象的力源问题较为符合青藏高原分阶段隆升模式、重力滑塌型高原物质南东向流动的动力学模型（图8）。