张 晨，季灵运，朱良玉，徐 晶

(中国地震局第二监测中心，陕西 西安 710054)

印度板块与欧亚板块之间的相互挤压碰撞形成了青藏高原，这是地质历史上最重要的造山事件。喜马拉雅东构造结地区属于该构造碰撞的前缘，位于青藏高原东南缘、印度大陆东北以及缅甸板块西北角。该地区地貌复杂，构造活动剧烈，且地震频发。1900年以来，该地区发生5.5级以上地震近百次，且大多数集中于区域内部的主要地震带上。因此，该地区被称为地震研究天然实验场(杨建亚等，2017；王凯悦等，2021)。

地壳应力是地震孕育和发生的直接驱动力(hardebeck，michael，2006)，地壳应力场的方向也是评估断层潜在滑移的一个重要参数，地壳应力的时空变化能够较好地反映地震与应力之间的关系特征，因而能在地震危险性和风险评估中发挥至关重要的作用(heidbach，ben-avraham，2007；martinez-garzon，2014；walsh，zoback，2016；吴微微，2020)。现有推算构造应力场的方法主要包括：测井扩张破裂、实地应力测量中的水压破裂和应力解除(zoback，1992；reynolds，2006)、震源机制解(徐纪人等，2008；王晓山等，2015；黄骥超等，2016；崔华伟等，2017)、断层滑移测量(angelier，1979)等。其中，利用震源机制解求解构造应力场是研究应力构造的主要方法(谢富仁等，1993；崔效锋，谢富仁，1999；hardebeck，michael，2006；wan，2010；martinez-garzon，2014；杨帆等，2019；王晓山等，2020)。在所有利用震源机制解反演应力场的方法中，阻尼应力张量反演(satsi)是较为成熟的计算方法(hardebeck，michael，2006；zhao，2013；luo，2015；王晓山等，2015)，该方法被广泛应用于青藏高原地区的应力场研究(徐纪人等，2008；侯强等，2018；李君等，2019)。

随着现代大地测量学的发展，gps大地测量技术已成为地震监测以及形变测量的主要手段(王敏，沈正康，2020)，国内外学者利用gps数据获取了许多构造活跃区域的应变率场(allmendinger，2007)，尤其是喜马拉雅造山带(bilham，1997；vernant，2015)、青藏高原(张培震等，2002；张清志等，2005)以及阿尔金断裂带(郑文俊等，2009)。前人利用gps观测手段和震源机制解，获取全球范围的应力方向分布图(zoback，1992)，该结果为研究全球地壳应力应变特征提供了指导作用，但针对喜马拉雅东构造结及其周边地区构造应力场的精细分析尚显不足。

因此，本文利用最新发表的gps速度场数据，计算喜马拉雅东构造结及其邻区的地壳应变率场，然后收集该地区≥2.0地震的震源机制解，利用msatai程序包反演研究区的应力场，最后对比gps主应变方向与震源应力场方向，分析研究区地壳深浅部构造变形特征。

为了获取研究区的现今gps应变率场，本文使用wang和shen(2020)收集的1991—2016年的长期gps观测数据(图1)，参考框架为欧亚大陆，采用shen等(2015)提出的一种通过速度场计算应变的方法。该方法较为稳健，不依赖于对数据的某种假设，且平衡了稳定性与分辨率两方面，计算结果更为全面可靠。计算结果如图2所示。

图1 喜马拉雅东构造结及其邻区速度场

由图2a可知，最大主应变分布自西向东、由北至南呈现顺时针偏转。区域内部的大型走滑断裂，其最大主压应变也较高，表明其具有较为强烈的构造变形活动。在96°e以西、30°n以北的青藏高原地区，应变以拉张为主，方向由近ew向逐渐转为nw向；而30°n以南的喜马拉雅区域，主要以sn-ne向挤压为主，主压应变方向近似与板块边界相垂直，表明该地区受到来自印度板块的nne挤压作用。在96°e以东地区，主要包括地震活动最剧烈的青藏高原东南缘区域——川滇菱形块体，该区域受华南地块的阻挡，主应变复杂多变，整体表现为绕喜马拉雅构造结呈sn-nnw-nw向的顺时针偏转。巴颜喀拉块体内部主压应变方向为近ew向，川滇菱形块体东边界主压应变方向从北向南逐渐由近ew向转为近nw向。最大剪应变率高值区主要位于川滇菱形块体东边界，甘孜—玉树断裂带、鲜水河断裂带、安宁河断裂带、则木河断裂带、小江断裂带及其周边次级断裂(图2b)。本文研究区应变率场结果与前人研究得出的空间分布特性一致。

图2 喜马拉雅东构造结及其邻区面应变率(a)和最大剪应变率(b)分布

本文使用的数据为1976年1月1日至2020年9月25日喜马拉雅东构造结及周边地区(23°～34°n，90°～105°e)的7 092个震源机制解，对应震级范围为2～7.9级。其中，420个震源机制解数据来源于gcmt(global centroid-moment-tenso)，对应震级范围为4.7～7.9级，其余数据来源于四川地震台，震级范围为2～6.2级。按照aki和richards(1980)的分类方法对震源机制解数据进行分类(图3)，分别是：正断层，逆断层，走滑断层以及斜滑断层，具体分类依据见表1。

图3 喜马拉雅东构造结及其邻区震源机制解分布

表1 本文研究震源机制解划分依据

通常情况下，由于研究区空间应力场分布的非均匀性，我们常将其划分成更为细小的多个子区域，并独立拟合出每个子区域的应力张量，但这种模型下的应力场空间变化存在难以解释的情况。因此本文采用阻尼应力张量反演法尽可能消除应力变化产生的虚假信息，该方法能使相邻子区域的应力张量分量之间的差异最小化，也令震源机制解与应力张量的匹配程度达到最高。鉴于该方法在空间应力场分布反演上具有极大潜力，material-garzon等(2014)在satsi算法的基础上开发了matlab环境中运行计算的msatai程序包。在进行应力张量反演时，将震源机制解数据按照0.5°×0.5°的网格进行分区，共计660个子区域，如图4a所示。在输入参数设置时，为了保证更多的子区域能够反演得到应力结果，将每个网格地震最少个数设置为1，但由于每个子区域至少需要包含4个地震数据才能计算，此时，程序会根据该子区域周围的震源机制解对该区域的应力张量反演进行约束。最后，对于该区域，本文选取最佳阻尼系数为1.2(图4b)。

图4 0.5°×0.5°网格地震数目统计(a)及模型拟合曲线图(b)

本文的反演结果提供了3个主应力轴的方向以及反映3个主应力相对大小的参数：应力形因子(pesicek，2010)，可表示为：

(1)

式中：、和分别是最大主压应力、中间主压应力以及最小主压应力；主要反映中间应力更接近于最大主压应力或是最小主压应力，其取值为0～1。当05时，最大主压应力轴的方向可靠性更大，中间应力呈现张应力，与的大小表现为正相关。极端情况下，=1时，最大主压轴确定、最大主张轴不确定；=05时，两轴均确定；=0时，最大主张轴确定、最大主压轴不确定。

利用上述震源机制解数据，通过msatai程序包反演得到研究区的应力结果，如图5a所示，蓝色线段代表最大主压应力轴，红色线段代表最小主压应力轴。线段的长度表示应力轴倾角的大小，线段越短倾角越大，越长则倾角越小。

图5 震源应力场反演结果(a)、应力形因子r与最大水平应力shmax分布结果(b)

为了更加清晰直观地展示该区域的应力状态，本文基于lund和 townend(2007)提出的最大水平应力计算方法，获取了该区域的最大水平应力分布情况，如图5b所示，图中红色直线表示最大水平应力max，最大水平应力的背景值为应力形因子。

从图5a可以看出，在99°e以西地区，为ne向，呈nww或nw走向；在羌塘块体内部，垂直于断裂走向，则与断裂走向平行；自西向东、由北向南存在nne-ne向偏转，轴倾角也逐渐增大，其中怒江、澜沧江断裂处轴倾角近垂直(qiu，qiao，2017)；自西向东呈现出nww-nw向偏转，且该区域的轴倾角较小，接近于水平。在缅甸弧俯冲带区域指向nne向，指向see向。

在99°e以东地区，由北至南呈现ew-see-ns的偏转，轴倾角也存在较大的变化。巴颜喀拉块体内部、川滇菱形块体东边界轴倾角较小，其西边界轴倾角较大；表现为ns-nne-ew的顺时针偏转，轴倾角较小。该区域主要是地震活动最强烈的川滇菱形块体，应力方向在区域内存在很大差异，川滇菱形块体东边界主要为主压应力方向是see向的走滑断层，其西边界则主要是主压方向为sse向的正断结构，其内部西北区域为正断型应力状态，主要集中于金沙江断裂带以及理塘断裂，龙门山断裂则主要为逆断型应力状态。

从图5b可以看出，区域内最大水平应力max方向呈现出较为明显的分区特征。96°e以西地区，max主要为nne向，且在羌塘地块内部