青藏高原东缘岷山活动地块周缘的地震活动特征与启示

李佳妮 韩竹军 罗佳宏 郭 鹏

（中国地震局地质研究所，地震与火山灾害重点实验室，北京 100029）

0 引言

活动地块指被晚第四纪活动构造带所分割和围限、具有相对统一的构造运动特征且内部相对稳定的地块（张培震，1999；邓起东等，2002；张培震等，2003），地块的边界活动构造带通常是较大破坏性地震的主要发震构造（张培震，1999；徐锡伟等，2003）。最近十多年来，在青藏高原中东部发生的1997年西藏玛尼MS7.5地震、2001年青海昆仑山MS8.1地震、2008年3月新疆于田MS7.3地震和5月四川汶川MS8.0地震、2010年青海玉树MS7.1地震及2017年四川九寨沟MS7.0地震均位于青藏高原巴颜喀拉地块的边界活动构造带上，这进一步说明“活动地块控震理论”对区域地震危险性评价具有科学指导意义（张培震等，2003；邓起东等，2010；郑文俊等，2020），也暗示大地震发生的地点在空间上可能有规律可循。然而，如何深化对活动地块与地震活动之间相互关系的认识，仍是一个重要的科学问题。例如，在活动地块周围破坏性地震活动在空间上是如何迁移的、是否与活动断裂分段及其贯通存在密切关系？大地震活动及其地震序列在时间发展上又有什么特征？对这些问题开展进一步探讨，不仅可以加深我们对未来破坏性地震发生地点和时间的认识，同时也可促进活动块体理论假说的发展。相较于巴颜喀拉地块，位于青藏高原东缘的岷山活动地块范围没有那么宽泛，地块内部大断裂较少，且在板内这样一个较为狭小的活动地块两侧先后多次发生破坏性大地震（M≥6.0）的现象较为罕见，因此岷山活动地块为活动地块上地震的时空规律研究提供了一个难得的实验场（图1）。

图1 研究区的构造位置、主要断裂与M≥5.0地震分布图Fig．1 Tectonic location，main faults and earthquake distribution（M≥5.0）of the study area．断裂主要参考徐锡伟等（2017）；地震数据来自中国地震台网中心；底图为DEM 90m高程图；震源机制解来自文献（Jones et al．，1984；胡幸平等，2008；易桂喜等，2017）

岷山活动地块又称为岷山断块（图1），其主体部分为岷山隆起，东、西两侧分别发育近SN向的虎牙断裂和岷江断裂，向S与NE向的龙门山断裂带及NEE向的青川断裂相接（马杏垣，1987；周荣军等，2000）。在不到100a的时间内，沿着东、西两侧的边界断裂先后发生过4次M≥7.0地震，分别为1933年叠溪7.5级地震、1976年松潘2次7.2级地震和2017年九寨沟7.0级地震，这些地震的震源机制均显示出以左旋或左旋逆冲性质为主的运动特征（Joneset al．，1984；王康等，2011；徐锡伟等，2017）。由于该区活动断裂沿线发育的深切谷地是人口相对稠密的地区，每次大地震的发生及其伴生的大规模次生地质灾害极易造成严重的人员伤亡与财产损失，如1933年叠溪7.5级地震导致叠溪古镇被完全摧毁，山体滑坡阻断岷江并引发大洪水，累计死亡人数达2万多人（顾功叙，1983）。同时，由于青藏高原东缘山高水深，强烈的流失侵蚀等外动力作用导致地表活动断裂保存状况较差，限制了对一些大地震地表破裂带及其发震构造的深入研究，以致目前相关问题仍存在较多争议（唐荣昌等，1983；Chenetal．，1994；黄祖智等，2002；王康等，2011；Renetal．，2017）。

研究一次大地震的余震序列是约束发震构造的重要手段（Ham lingetal．，2017）。前人曾通过地震序列分析对1933年叠溪7.5级地震、1976年松潘－平武2次7.2级地震和2017年九寨沟7.0级地震的发震构造及特征做过不同程度的研究（唐荣昌等，1981；刘武英等，1996；王康等，2011；徐锡伟等，2017；易桂喜等，2017；刘华国等，2018；Xieetal．，2018），但尚缺乏对岷山活动地块周缘4次M≥7.0地震的时空发展过程整体、系统性的研究。为此，本文采用了hypoDD双差定位法（Waldhauser，2001）对研究区2000年1月—2019年12月期间所有地震事件进行了地震精定位（震相观测报告来自四川省地震局监测预报中心），并结合1972年1月—1999年12月的地震目录，对岷山活动地块周缘的大地震类型、时空迁移规律进行了进一步的深入分析，发现活动断裂的分段活动及其贯通过程在大地震的孕育与发生过程中很可能起着重要作用。而大地震空区与活动断裂分段之间的密切关系，可为区域上的地震危险区判定提供重要依据。

1 区域地震构造

青藏高原东缘地处印度板块向中国大陆NNE向碰撞挤压变形区域的前沿地带（邓起东等，2003），岷山活动地块是巴颜喀拉地块东部边界带上的一个次级地块，也属于南北构造带或南北地震带的重要组成部分（周荣军等，2006）。该地块在晚新生代期间经历了快速剥蚀，并且地表的“最大剥蚀带”与深部的“莫霍斜坡”基本重合，对应着青藏高原东边界的构造位置（Tanetal．，2019）。在现今大陆动力学背景上，岷山活动地块的活动特征与东昆仑走滑断裂东端的挤压构造环境密切相关，属于左旋走滑断裂末端的剪切－挤压变形区（Chenetal．，1994；Kirbyetal．，2007）。

岷江断裂是岷山活动地块的西边界断裂，其空间分布大体与岷江北段一致，两侧地貌反差强烈。该断裂以西为松潘高原，地表未受切割，夷平面保存完好，海拔高程为3 800～4 000m；断裂东侧为岷山隆起，夷平面高程为4 200～4 500m，形成绵延起伏的山顶面，最高峰雪宝顶达5 588m，构成岷江和涪江的分水岭，兼具左旋走滑性质，并造成两侧显著的地貌差异（唐荣昌等，1991；周荣军等，2000；张岳桥等，2012；张军龙等，2013）。岷江断裂北段在海西期时就已存在，是划分摩天岭逆冲－滑脱叠置岩片与巴颜喀拉－马尔康逆冲－滑脱叠置岩片的重要边界断裂；自喜马拉雅运动以来，在SEE－NWW 向主压应力场的作用下，岷江断裂表现出强烈的逆断层活动，兼具左旋走滑性质（杨景春等，1979；唐荣昌等，1983；邓起东等，1994；赵小麟等，1994；Kirbyet al．，2000；周荣军等，2000）。岷江断裂晚第四纪以来具有明显的分段活动特征（Chenetal．，1994；钱洪等，1995；李峰等，2018）。Chen等（1994）以松潘北虹桥关一带为界将岷江断裂分为南、北2段。北段有较好的地表出露，表现出明显的挤压特征；而在松潘以南，地表出露的连续性则较差（钱洪等，1999）；李峰等（2018）以弓嘎岭、川主寺、镇江关为界将岷江断裂分为4段。周荣军等（2000）以较场、川主寺为界将其分为南、中、北3段。对于岷江断裂中北段，周荣军等（2000）获得的晚第四纪以来的平均垂直滑动速率为0.37～0.53mm／a，垂直位移量与水平位移量大致相当；张军龙等（2013）给出的垂直活动速率为0.45mm／a；李峰等（2018）获得岷江断裂北段的垂直位移速率和水平走滑速率为0.7～0.9mm／a。1933年叠溪7.5级地震发生在岷江断裂南段（王康等，2011）。岷江断裂中北段属于低滑动速率段，历史上没有7级以上强震的记载，震级最大的是1960年松潘北6.7级地震，但也不能低估这些区段未来的地震危险性。例如，2008年汶川8.0级地震正是发生在青藏高原东部边界构造带上一个历史地震和断裂活动水平较低的构造段（邓起东，2008；张培震等，2008）。

虎牙断裂为岷山活动块体的东边界断裂，南起平武县银厂沟一带，向N经土桥、虎牙、小河后，可能继续向NW 延伸至九寨沟附近，并与东昆仑断裂相交（徐锡伟等，2017）。走向NNW—SN，全长约160km。尽管虎牙断裂沿线大地震活动频繁，如1976年松潘－平武2次7.2级地震和2017年九寨沟7.0级地震，但目前对虎牙断裂晚第四纪运动性质的认识分歧较大：一些学者认为其为第四纪逆冲断裂（邓起东等，1994；赵小麟等，1994）；也有学者认为其以走滑为主、兼具逆冲性质（Jonesetal．，1984；徐锡伟等，2005；周荣军等，2006）或以逆冲为主、兼有左旋走滑性质（王康等，2011）。究其原因，可能与该断裂地表出露状况较差有关，如刘华国等（2018）在详细的构造地貌调查基础上开挖的探槽也未能揭示其断错晚第四纪地层的构造现象，推断该断裂自北向南表现为由隐伏走滑断裂向逆冲断裂逐渐转换。周荣军等（2006）利用夷平面高度与出露地层年龄给出了虎牙断裂第四纪以来的平均垂直滑动速率为0.5mm／a，利用河流阶地垂直位错及阶地年龄给出其晚更新世以来的平均垂直滑动速率为0.3mm／a，利用洪积扇位错及年龄计算获取其晚第四纪以来的平均水平滑动速率为1.4mm／a。王康等（2011）根据GPS资料获得其地壳缩短速率为2mm／a。

关于1976年松潘－平武MS7.2地震群以及2017年四川九寨沟MS7.0地震，前人对这几次地震发震构造的认识比较一致，一般均认为与虎牙断裂密切相关（Jonesetal．，1984；徐锡伟等，2005；周荣军等，2006；朱航等，2009；王康等，2011；季灵运等，2017；刘华国等，2018；Xieetal．，2018）。对1933年叠溪地震的发震构造争议较大，钱洪等（1995）、Chen等（1994）、王康等（2011）认为叠溪地震的发震构造为岷江断裂；而唐荣昌等（1983）、黄祖智等（2002）和Ren等（2017）提出叠溪地震的发震构造有可能为NW 向的松坪沟断裂。即便如此，对于松坪沟断裂的分布位置与运动性质也存在不同看法。上述分歧的存在显然影响到对岷江地块周缘未来地震危险性的科学研判。因此，需要进一步结合该区M≥7.0地震及2008年汶川MS8.0地震后的区域地震序列分布特征揭示岷江活动地块周缘大地震的孕育发生过程及其特征，从而为区域地震危险性评价提供更可靠依据。

2 地震数据与处理

2.1 基础数据

地震空间分布特征与发震断裂相关性分析的准确性同地震定位的精度呈正相关（Schaffet al．，2002；Shearer，2002）。地震定位可分为绝对定位和相对定位，其中地震台网定位多使用基于全球速度结构模型的绝对定位方法，常带来较大的误差。为了提高震中位置的准确性，需要采用相对定位法对岷山地块及其邻近地区有记录的地震事件进行小地震精定位。研究区于1982年起有相关震相观测报告记录，但又经过记录格式和台站编码的不断更迭，因此2000年以前的震相观测报告不满足此次精定位的要求。考虑到研究区内一些地震序列的发生时间早于2000年，故本文将地震数据分为2部分：1）2000年之前的地震目录；2）研究区内2000—2019年的精定位地震事件。

2000年之前的地震目录又可分为2部分：1982年之前的数据从中国地震数据共享网络提取；1982年1月—1999年12月的数据从四川省地震监测中心提供的震相观测报告中提取。考虑到1972年前地震记录的完整性和精确度较差，且松潘－平武MS7.2地震群发生于1976年，故将收集地震目录的起始时间定为1972年1月1日，共获得9 034个地震事件的相关数据。

2000年以来的小地震精定位中所使用的震相观测报告和台站位置由四川省地震监测中心提供（图2）。在定位前，为保证研究区边缘的地震定位精度，适当将数据收集范围扩大。在地震目录和震相的筛选过程中，要求每个事件至少有6个震相，且实际到时和理论到时之间的偏差≤5s，一共获得了39 076个地震事件的相关数据，其中包括245 003条P波走时和242 130条S波走时。

图2 研究区及其周边的地震台站分布图Fig．2 Distribution of seismic stations in and around the study area．

2.2 数据处理

本次小地震精定位使用的双差定位法（hypoDD）是Waldhauser等（2000）提出的一种以提高事件间相对定位精度而非绝对准确度为目的的相对定位法，Waldhauser（2001）进一步完善了该算法。该方法利用在各台站同时记录到的2个相邻事件的观测和理论计算走时差的残差（即双差）来确定地震事件的相对位置。所有事件的相对走时相互制约，通过调整它们相对于事件簇的矩心位置，使得观测走时差与理论走时差达到最小，从而实现定位并提高相对定位的精度。

根据射线理论，地震事件i相对于台站k的到时可表示为沿射线路径的积分：

其中，τi为事件i的发震时刻，u代表慢度，其中震源参数（x1，x2，x3）、发震时刻、射线路径及慢度场是未知量。将式（1）中观测到时在震源处展开为一阶泰勒级数：

将事件i和事件j相应的到时差相减即可得到双差：＝－，

根据数据处理流程（图3）可知，双差定位程序分为2部分，即预处理程序Ph2dt和主定位程序hypoDD。其中，预处理程序Ph2dt的作用是对输入的地震目录数据和台站信息数据进行处理，将地震事件组成事件对，整理数据得到hypoDD程序的输入文件；定位程序hypoDD则是在Ph2dt所整理数据的基础上，结合走时差数据对地震事件进行重新定位。

图3 hypoDD精定位程序的流程图Fig．3 HypoDD process flowchart．

设置最小连接数miNLNK和最小观测数miNOBS为4，震源间距＜25km，事件对到台站的距离＜400km，每个事件的最大邻居数MAXNGH 为100。在定位时设定P波到时的权重为1.0，S波震相的权重为0.7。地震定位时分3组10次迭代，在第1组的4次迭代中不设置阈值，在第2组和第3组的6次迭代中采用4倍标准差作为阈值，剔除计算过程中残差过大的数据。最后采用共轭梯度方法求解方程，得到阻尼最小二乘解。一维速度模型则参考Wang等（2007）给出的青藏高原东缘的P波速度结构（表1），房立华等（2018）对九寨沟7.0级地震后1个月内的余震进行的精定位中也采用该速度模型，设置波速比为1.73。精定位后得到38 926个地震事件的定位结果，残差由初始的0.873 4降为0.194 5。平均定位误差在EW 方向为0.154km、SN方向为0.164km、Z方向为0.206km。

表1 青藏高原东缘一维P波速度模型（W ang et al．，2007）Table 1 One dimensional P－wave velocitymodel in the eastern margin of the Qinghai Tibet Plateau（Wang et al．，2007）

图4 震中距－走时曲线图Fig．4 Epicentral distance travel time curve．

2000—2019年研究区小地震精定位前、后的结果如图5所示。对比精定位前、后的地震分布情况可知，精定位后地震事件的聚集性明显提高，且具有线性排列的特征。总体而言，精定位后的地震数据使得构造含义更为清晰。将其与1972—1999年的地震目录、有历史记载以来的破坏性地震资料相结合，可为地震序列的分布特征及其时空发展的讨论提供重要的基础资料（图6）。

图5 研究区小地震精定位前、后的对比图（2000－01－01—2019－12－31）Fig．5 Comparison of small earthquakes before and after relocation in the study area（2000－01－01—2019－12－31）．a定位前的震中分布图；b定位后的震中分布图

图6 岷山地块及其邻区仪器记录地震分布图（1972－01—2019－12）Fig．6 Distribution of instrumental earthquakes of minshan block and its adjacent area（1972－01—2019－12）．

3 地震序列时空分布特征

对于一次大地震来说，前震、主震和余震共同组成一套完整的地震序列，地震序列可以认为是震源体释放应变能的一个缓慢过程（陈运泰等，2000）。从地震序列中获得的信息远比单独一次主震多得多，这对地震构造特征及其迁移规律的研究具有重要意义。

3.1 基本特征

岷山活动地块周缘最近100a的破坏性地震活动特征不但充分彰显了活动地块与地震孕育发生的密切关系，同时，2017年发生的九寨沟地震填充了虎牙断裂北段破坏性地震活动的空区（图1），岷山地块周缘各个断裂段似乎也都经历了一次能量释放过程，为剖析破坏性地震孕育发生的构造条件及其时空迁移规律提供了难得的实例。

和单独研究主震的各种性质相比，仪器记录的地震数据群能够更细致地刻画研究区内大地震（M≥6.0）的发震构造及发生前后的微破裂演化过程（万永革等，2008；刘白云等，2015）。图6中，除岷江断裂中北段仪器记录的地震较为稀疏外，其他区段仪器记录的地震震中分布则较为清晰地勾画了岷山活动地块周缘边界带的分布特征及其走向变化。同时也可以看出：一些区段，如岷江断裂南段和虎牙断裂北段的小地震密集条带与现今认识的断裂构造之间似乎不存在较好的对应关系，这一现象很可能是因为这些区段地势反差强烈且外动力作用强烈，导致对该区域内对最新活动构造的认识不足及研究深度和精度不够。因此，在这些地区，对仪器记录地震的时空分布特征开展细致分析，可为了解地震的孕育发生过程提供多方面的启示。

由于岷山地块南边界被NE向的龙门山构造带所截断，该边界的地震活动特征也就淹没在密集的汶川MS8地震活动序列中，下文不再做进一步分析。虎牙断裂北段在走向上发生了明显拐折，偏向NW，因此在某种程度上可以说该断裂构成了岷山地块的东部和北部边界，而岷江断裂构成了岷山地块的西部边界。下面分别对这2条断裂自1972年以来由仪器记录的地震的时空分布特征进行分析。

3.2 虎牙断裂的地震活动特征

3.2.1 松潘－平武地震序列

1976年8月23日，四川省松潘、平武一带相继发生了2次7.2级地震，学界一般认为其是双主震型地震，称为松潘－平武地震。从1975年以前仪器记录的地震分布特征来看（图7a），虎牙断裂中北段在松潘－平武地震发生前已经有了较为明显的小地震活动，即这2次7.2级地震在地震活动性方面存在前兆。陈运泰等（2000）认为一些主震事件发生前会相应地在震源区产生一些小地震，称为前震序列，前震序列是预测地震的有效方法之一。在松潘－平武地震中，先是在中北段发生7.2级地震，接着向中南段扩张，发生了第2次7.2级地震（唐荣昌等，1981），同时也触发了大量余震活动，形成一条总体上近SN向的小地震密集带（图7b）。

图7 1976年松潘－平武地震前、后仪器记录地震的分布特征对比图Fig．7 Comparison of seismic distribution characteristics recorded before and after the Songpan Pingwu earthquake in 1976．a 1972－01－01—1976－08－15；b 1976－08－16—1986－12－31

从地震目录中筛选出1976年8月23日—1976年12月31日时间段内MS≤4.0的所有地震事件，在ARCGIS 10.2系统支持下，搜索半径设置为0.1°，绘制松潘－平武地震余震序列的核密度图（图8）。核密度（KDE）分析是一种非参数空间插值方法，通过计算事件密度分析点事件分布的一阶性质。从概念上看，点的核密度分析是在每个点上方均覆盖着一个具有相同半径的平滑曲面，该曲面大致呈伞状。在点所在位置处密度表面值最高，随着与点距离的增大表面值逐渐减小；在与点的距离等于搜索半径的位置处表面值为零（Silverman，1986；Baileyet al．，1995；Xieetal．，2008），具体可表示为其中，s是工作区内任意一点，λ（s）为点s处的核密度值，r为搜索半径，i为采样点，n为采样点的数量，k为采样点i到s的距离（dis）的权重（Al Ahmadietal．，2014）。

图8 1976年松潘－平武地震余震（1976－08－23—1976－12－31，M S≤4.0）序列密度图Fig．8 Density map of aftershock sequence of the Songpan Pingwu earthquake in 1976（1976－08－23—1976－12－31，M S≤4.0）．

而传统地震密度分布图中反映地震数量的等值线是通过几个等值点确定的曲线，并不能保证该曲线上任一点都具有相同的值。因此和传统方法相比，核密度分析法能够更准确地反映出不同位置地震发生的频次。考虑到这点，本文使用了ARCGIS 10.2的核密度分析工具，根据不同的搜索半径限定不同大小的圆形邻域，计算地震点要素在其周围邻域的密度，绘制地震序列的核密度分布图。

从核密度图中可以看出（图8）：余震序列并非笼统地近SN向分布，而是可分出2个在走向上存在明显差异的段落。北侧段落走向NW，约315°；南侧段落走向NNE，约15°，走向上的差异约达60°。因此可以认为松潘－平武地震中的2次7.2级地震应该属于2个相对独立的地震破裂段，即第1次7.2级地震的发震断层走向NW，可称为松潘地震；第2次7.2级地震的发震断层走向NNE，可称为平武地震。目前对虎牙断裂NNW 向空间分布特征的认识很可能与实际状况或与地震活动性反映的构造特征之间还存在不协调。这种不协调不但表现在中南段小地震条带的NNE走向上，同时在反映在中北段小地震条带的NW 走向上，虎牙断裂最新活动段落的几何学特征很可能比现今所认识的更为复杂。

3.2.2 九寨沟地震序列

为了研究2017年8月8日九寨沟地震发生之前震区是否也存在前震活动密集的现象，图9给出了研究区1997年8月8日—2007年8月7日和2007年8月8日—2017年8月7日2个时段的地震震中分布图。相对研究区其他地段，九寨沟地震震区在前一个10a时段（1997年8月8日—2007年8月7日）沿NW 向已出现小地震密集发生的现象（图9）。在后一个10a时段（2007年8月8日—2017年8月7日），沿着NE向的龙门山构造带发生了汶川MS8.0地震，故在研究区右下角出现了1条NE向的小地震密集带。尽管如此，在2017年九寨沟地震震区，与前一个10a时段相比，NW 向小地震密集活动的现象更为明显，直至MS7.0九寨沟地震的发生。由此看来，与1996年松潘－平武2次7.2级地震类似，2017年九寨沟地震在地震活动性方面也存在前兆。这种前兆现象在青藏高原东缘的大地震活动中是否具有普遍性，还需要更多的震例佐证，但至少在岷山地块东边界的强震活动中已经显示了这一特点。

图9 2017年九寨沟地震前不同时段的地震震中分布图Fig．9 Epicentre distribution of earthquakes at different times before the 2017 Jiuzhaigou earthquake．a 1997－08－08—2007－08－07；b 2007－08－08—2017－08－07

对于2017年8月8日九寨沟地震，除了前震活动值得我们注意，其余震序列也值得进行更深一步的研究。本文从小地震精定位结果中筛选出2017年8月9日—2019年12月31日时间段内的地震数据，得到九寨沟地震余震序列分布图（图10a），从中可看出九寨沟地震的余震主要沿虎牙断裂北段集中分布，之后在ARCGIS 10.2的支持下基于MS≤4.0的地震数据绘制出九寨沟余震序列密度图（图10b），搜索半径为0.01°。图10a中九寨沟地震余震序列条带在线状特征上与前人的认识类似（季灵运等，2017；易桂喜等，2017；安艳茹等，2018；Xieetal．，2018），但图10b更精细地揭示了九寨沟地震序列的小地震密集分布条带及条带不同段落走向上的差异，可以获得一些有关2017年九寨沟地震发震构造的新认识。九寨沟地震的发震构造可分为南、北2段，其中，南段的走向为320°～330°，小地震密集程度高，条带较为细窄，应该反映了发震构造高角度、以走滑运动为主的动力学性质。同时，许忠淮（2001）和Wan（2010）的构造应力场反演结果均认为岷山活动地块所在地区应力为挤压状态。表2中的数据表明岷山活动地块的σ1走向NW，倾角＜10°，σ2的倾角＞σ3，说明其发震断裂为走滑断层，且兼具高角度逆冲性质。

表2 岷山活动地块的应力场反演结果（W an，2010）Table 2 Table of inversion results of stress field in minshan active block（after Wan，2010）

图10 2017九寨沟地震余震序列的分布图及密度图（2017－08－09—2019－12－31；M S≤4.0）Fig．10 Density map of aftershock sequence of the Jiuzhaigou earthquake in 2017（2017－08－09—2019－12－31；M S≤4.0）．

虎牙断裂北段略向N偏转，走向为335°～345°，小地震密集程度有所降低，条带变宽，尤其在北边的端部更为明显。出现这种现象的原因主要包括：1）与走滑断裂端部帚状构造样式有关，由于破裂散开呈面状分布，导致了地震密集条带在端部递进式变宽现象的形成；2）2017年九寨沟地震震中正是位于南、北2段的结合部位，即该走滑断裂段的枢纽部位；3）岷江断裂限定了九寨沟地震序列密集条带向NW 扩展的范围，小地震活动似乎都没有越过岷江断裂的地表迹线。

通过虎牙断裂沿线1972年1月以来的地震密度分布图（图11）可以看出：2017年九寨沟地震序列和1976年松潘－平武地震序列的密集条带呈现出首尾相连的分布特征，表明这几次大地震的孕震构造单元已被地震破裂贯通。同时，图11中地震序列密集条带的时－空分布特征揭示了这几次大震的分布与构造单元边界带之间存在密切关系。尽管目前对岷山地块东部及北部边界带上的活动断裂的几何学和运动学特征的研究还有待进一步深化，但对这3次大地震沿线存在活动地块边界带的认识较为一致。这3次大地震序列的密集条带清晰地勾画了岷山地块东部及北部最新活动边界带的几何学特征。此外，图12中的AB剖面显示1976年松潘MS7.2地震的发震断层是具有高角度逆冲分量的走滑断层，这与房立华等（2018）给出的2017年九寨沟MS7.0地震的发震断层结果相似，即1976年松潘MS7.2地震与2017年九寨沟MS7.0地震的发震断层应属于树正断裂的不同段落，共同构成了岷山地块的北部边界带。但同时也可看出这2次地震与1976年平武MS7.2地震的发震断层在走向上存在约60°的差异（图11）——这种程度上的走向差异足以使与之对应的断裂构造表现出不同的动力学性质与活动特征。因此，尽管可以认为2017年九寨沟MS7.0地震、1976年松潘MS7.2地震和1976年平武MS7.2地震的发震断层为同一条构造带，但也不宜笼统地将其看作虎牙断裂的不同区段（季灵运等，2017；徐锡伟等，2017；易桂喜等，2017；安艳茹等，2018）。由于树正断裂的运动性质为左旋走滑，空间展布上走向SE，倾向SW，是与虎牙断裂呈斜列关系的同一断裂带（图10b），再加上前文中提到1976年松潘－平武地震群的发震断层存在角度差异，故将树正断裂视为虎牙断裂在NW 方向上的分支更为合理，即为2个独立的地震破裂段。

图11 虎牙断裂地震事件的密度图（1976－08－23—2019－12－31，M S≤4.0）Fig．11 Seismic event density map of Huya Fault（1976－08－23—2019－12－31，M S≤4.0）．

在地震活动性方面，目前普遍认为2017年九寨沟MS7.0地震的发生使作为岷山活动地块东边界的虎牙断裂基本贯通，但从图12中可以看出CD剖面上的地震事件较AB剖面在横向上更为分散。结合2次地震事件的震源机制解（Jonesetal．，1984）可知，1976年松潘MS7.2地震和1976年平武MS7.2地震的发震断层均以走滑为主，兼具逆冲性质，走向近SN的虎牙断裂带在运动性质上自北向南逆冲分量逐渐增加。因此，本文推测1976年平武MS7.2地震的震中位置可作为分界点，将其发震断层归为虎牙断裂中段，是具有逆冲性质的走滑断层。南段则为具有走滑性质的逆冲断层，走滑分量随虎牙断裂在南部的延伸最终被吸收。即2017年九寨沟MS7.0地震发震断层为树正断裂；1976年松潘MS7.2地震的发震断层为NW 走向的虎牙断裂北段；1976年平武MS7.2地震的发震断层则为近SN向的虎牙断裂中段。由于虎牙断裂带中段和南段地表出露条件较差，故其具体划分至今仍存争议，本文仅以地震数据作为切入点开展探讨，后续也会进行更深入的研究。

图12 跨岷山活动地块两侧边界断裂带的地震深度剖面图Fig．12 Seismic depth profile of minshan active block．

除此之外，这3次大地震的时空发展过程对于判定地震危险区也有着重要的启示。对比图8和图11可以看出：2017年九寨沟MS7.0地震发生在1976年松潘MS7.2地震与岷江断裂之间的空区，这2次大地震的发生使得NW 向的树正断裂（即岷山地块的北部边界）在1次大地震周期中累积的能量得到比较完全的释放。从图5中岷山地块东部边界带的小地震活动特征来看，虎牙断裂南段似乎还存在一个地震活动的空区。根据类比分析，应该重视该区段未来的地震危险性。

3.3 岷江断裂的地震活动特征

如前所述，构成岷山地块西边界的岷江断裂以较场和川主寺为界可分为南、中、北3段。最近100a来，岷江断裂南段和北段曾发生了1933年叠溪M7.5地震和1960年漳腊MS6.7地震，前后相隔27a。在地震地质的层面上，前人对于叠溪地震发震构造的认识存在分歧：Chen等（1994）、钱洪等（1995）和王康等（2011）认为叠溪地震的发震构造与近SN向的岷江断裂密切相关，可认为是该断裂南段；唐荣昌等（1983）、黄祖智等（2002）和Ren等（2017）则认为叠溪地震的发震断层为以左旋走滑为主的NW 向松坪沟断裂，但他们对于此断裂的空间分布特征又有不同的看法。之所以存在上述差异，应与1933年叠溪M7.5地震震区及其邻近地区地表地质调查工作的难度较大有关。

自1972年以来研究区的仪器记录地震震中分布图（图6）显示在1933年叠溪地震震区及其邻近地区仍有大量小地震活动。从1972年以来地震目录和小地震精定位结果中筛选出1933年叠溪地震M≤4.0的地震事件，在ARCGIS 10.2的支持下，设搜索半径为0.15°，生成了叠溪地震震区及其邻近地区仪器记录地震核密度分布图（图13），从该图可以看出：叠溪地震震区及其邻近地区的小地震密度条带以近SN向为主。尽管该SN向小地震密集条带的空间位置与目前普遍认为的对岷江断裂南段存在偏差，但这很可能与这些区段的活动构造研究的深度和精度有关。图12中EF剖面显示1933年M7.5叠溪地震震中位置的西侧地震深度均约为10km；震中东侧5～8km处地震仅在约12km和18km的深度分布；再向E则集中于约16km深处。这也印证了岷江断裂南段为逆断层，1933年叠溪M7.5地震的震中正位于断层面附近。因此，从地震活动性角度，把岷江断裂南段作为1933年叠溪地震的发震断层更为合理。

图13 叠溪地震震区及其邻近地区仪器记录的地震密度分布图Fig．13 Density distribution map of instrumental earthquakes in the Diexi earthquake area and its ad jacent region（1972－01－01—2019－12－31；M S≤4.0）．

1933年叠溪地震距今已近90a，从经典的弹性回跳理论来看，震后调整仅可能持续几个月甚至几年。然而，Toda等（2008）认为：虽然大地震导致的震源区应力改变是瞬间的，但由此引发的震区及其邻近地区地震活动性影响可能要持续几十年到几个世纪才会消失。如Qian等（2013）对2008年汶川地震后余震的持续时间的计算结果表明：地震活动率恢复到主震前的正常值所需要的时间约为100a。对于大地震之后的余滑现象，Cakir等（2005）以土耳其北安纳托尼亚断裂1944年MW7.4地震为例开展的研究显示，震后余滑可持续50～70a，Li等（2017）也认为1920年海原断裂的震后余滑已经持续了近100a。因此，自1933年叠溪地震之后约40a的1972年开始至2019年，在该震区及其邻近地区仍记录到反映发震构造特征的余震序列属正常现象。当然，究竟是何种机制控制着大地震的余震活动能够持续几十年的时间，仍是一个值得探讨的科学问题。

上述的分析表明：构造活动在岷江断裂南段积累的能量很可能在1933年叠溪地震中得到了比较彻底的释放。对于岷江断裂北段，周荣军等（2000）曾认为该区段可以分为川盘－川主寺和弓嘎岭－尕米寺2个低序次地震破裂单元，它们分别在1960年、1748年发生了6.7级地震和6.5级地震。如此看来，岷江断裂北段在岷山地块周缘最近一次的地震活跃期中也可能已经释放了能量并进入了相对稳定的阶段。事实上，尽管不如其他区段明显，但相对于岷江断裂中段而言，沿着岷江断裂北段东侧仍存在较为密集的小地震活动。在岷山地块西边界上，岷江断裂中段已经凸显为一个重要的地震活动空区，这在2000—2019年精定位地震震中分布图上表现得更为明显（图5b）。

4 讨论

4.1 区域主要控震断裂及与大地震孕育－发生过程的关系

尽管岷山地块周缘的地震序列空间分布特征与现今所认识的断裂构造之间似乎并不存在较好的对应关系，但这不妨碍我们对这些大地震的孕育发生与活动地块的边界带具有密切相关性的观点进行探讨。这种对应关系的偏差固然与目前对这些区段的活动构造研究的深度和精度有关，也受到断裂性质及其深部几何学特征的影响，但也很可能反映了近地表的断裂构造与发震构造之间复杂的对应关系。

近年来，越来越多的震例表明板块会聚带或一些大型活动地块边界带上的应变释放过程与调节方式比先前认识的更为复杂，涉及到多条不同运动性质的断裂发生破裂。如2008年MW7.9汶川地震的地表破裂带贯穿了NE向的右旋逆冲型北川－映秀断裂和逆冲型灌县－江油断裂以及NW 向逆冲左旋型小鱼洞断裂（Liuetal．，2009；Xuetal．，2009；Zhangetal．，2010），同时产生了新生地震断裂（邓起东，2008）；地表破裂带还突破了青藏高原东部边界、扩展到相对稳定的四川盆地内（杨晓平等，2009）。2016年MW7.8新西兰凯库拉地震产生了至少12条不同性质和不同走向的地表断裂，形成了一个长约170km、宽35km的破裂带（Ham lingetal．，2017；韩竹军等，2017）。

张培震等（2005）曾指出：以黏塑性流变为特征的下地壳从底部驱动着上覆脆性地块的运动。那么，不同活动地块之间的差异性运动有可能直接导致地块边界带上的能量积累以及大地震的发生，复杂的地表断裂系统只是地震释放能量过程中的一种表现形式。

4.2 区域未来强震危险区的判别

对未来的地震危险区进行判定是一项挑战性很强的课题，而对岷山地块周缘大地震及其地震序列的分析研究为此项工作提供了一些启示。

从时间上来看（表3），在1976年松潘MS7.5地震和2017年九寨沟MS7.0地震发生前，沿主震区均存在小地震密集发生的现象，说明这些大地震的发生在地震活动性方面存在前兆，岷山地块周缘大地震类型很可能表现为前震－主震－余震型。前震序列是预测地震的有效方法之一，依照不同定义可将前震分为广义前震和直接前震。直接前震的定义为距离大地震发生时间较短、距离较近的小地震，通常被认为是较大地震的“种子”（陈运泰等，2000）；广义前震则是在直接前震定义上的延伸，指发生在一个地震序列之前较长时间（几个月、几年甚至更长）、较远距离（距震源数十千米甚至数百千米）、与该序列孕育有关的单个地震（即前兆地震）或地震群（即前兆震群及其组合（陆远忠等，1982））。

表3 岷山活动地块周缘破坏性地震（M≥7.0）特征表Table 3 Characteristics of destructive earthquakes（M≥7.0）around minshan active block

在下次大地震发生的位置方面，2017年九寨沟MS7.0地震无疑提供了一个典型的样本。此次地震正是发生在1976年松潘MS7.2地震与岷江断裂之间的空区，这2次大地震的发生使得NW 向的树正断裂在一个大地震周期中累积的能量得到了较为完全的释放。同时，潘家伟（2021）的研究表明，2021年玛多MS7.4地震的发生意味着巴颜喀拉地块的活动尚未平息，仍具有较强的活动性。那么，如何判定某个区域是否存在地震风险将至关重要。由于活动断裂的不同区段存在相互关联，某段发生强震活动后，会触发其他区段的地震活动，且在活动性较强的地块（地区），一次地震的发生可能会使地震活动表现出丛集性和准周期性（韩竹军等，2000，2008）。从这一观点出发，结合前文中的地震序列和历史大地震目录等历史资料可知，岷山地块东、西边界断裂带上存在无历史大地震的区域。因此，本文推断在岷山活动地块周缘很可能还存在2个地震危险区，分别位于虎牙断裂南段和岷江断裂中段（图14），建议加强对这2个地区的地震监测。

图14 岷山地块周缘未来危险区预测图Fig．14 Map of future earthquake risk area around minshan block．

5 结论

本文对岷山活动地块及其邻近地区2000—2019年的39 076个小地震采用双差定位法进行了重新定位，并结合1972—1999年同区域仪器记录的地震目录，共计获得研究区48 110个地震事件的相关数据。针对研究区内自1933年叠溪M7.5地震后的各个大地震，开展了不同时段地震序列空间分布特征的研究，并在生成的小地震密度条带的基础上进行了精细分析，获得了如下一些认识：

（1）自1933年叠溪M7.5地震发生以来的4次M≥7.0地震序列在空间上均沿岷山活动地块的边界带分布，显示出岷山地块对该区大地震的孕育和发生具有明显的控制作用。

（2）在具体发震断层的判定方面，1933年叠溪地震的发震断层应为岷江断裂南段。2017年九寨沟MS7.0地震的发震断层与1976年平武MS7.2地震的发震断层在走向上存在约60°的差异，而1976年松潘MS7.2地震位于两者之间的过渡地带，故这3次大地震可能分属于同一断裂带不同的地震破裂段。其中，2017年九寨沟MS7.0地震的发震断层为NW 向树正断裂；1976年平武MS7.2地震的发震断层为近SN向的虎牙断裂中段；1976年松潘MS7.2地震则是处于前两者之间的虎牙断裂北段。

（3）2017年九寨沟MS7.0地震发生在虎牙断裂带北支树正断裂的北段空区。在岷山活动地块周缘很可能还存在2个地震危险区，分别位于虎牙断裂南段和岷江断裂中段。岷山地块周缘大地震类型很可能属于前震－主震－余震型。因此，从地震预报的角度建议加强对这2个地震空区的监测。

致谢四川省地震监测中心为本研究提供了震相观测报告；观测人员在记录数据方面付出了辛勤劳动；审稿专家对本文进行了认真审阅并提出了宝贵意见；文中部分图件使用GMT软件绘制。在此一并表示感谢！