对有关震例前兆异常进行回溯性分析，对地震预测研究而言具有重要意义^[1-5]。2016-01-21青海省门源县(37.68°N，101.62°E)发生M_S6.4地震，距离1986-08-26门源(37.37°N，101.38°E)M_S6.4地震仅10 km。两次地震均发生在祁连山地震带中东段左旋兼有逆冲性质的冷龙岭断裂附近。虽然这两次地震时间跨度近30 a，但是发震震级、发震地点及发震构造基本相同，那么其孕震背景及前兆异常是否也有一定的相似性呢？

祁连山构造带是中国地震局第二监测中心的重点监测区域，在震中以西附近布设了一条自甘肃民乐至青海西宁的近南北向一等水准测线(简称民西线)，横跨祁连山多条主干断裂，自20世纪70年代以来积累了多期资料。水准点靠近两次门源地震距离最近处仅为15 km、20 km(图 1)，为研究两次门源地震的孕震背景及前兆异常提供了有利条件。

本文通过对民西线的民乐至门源青石嘴镇段30多年的垂直形变演化过程的对比分析，比较两次地震前的垂直形变的异同点，总结地震孕育过程中形变前兆变化的规律。

1 水准资料及处理

民西线水准由北向南横跨民乐盆地和祁连山脉，自1971年监测以来，先后于1979年、1983年、1986-10(门源地震后)、1989年、1995年、1999年、2002年、2004年、2005年、2007年和2013年进行了不定期观测，共积累有12期水准资料。此外，为了持续跟踪祁连山断裂的活动变化，自2005年以来每年对布设在祁连山断裂带中段的民乐综合观测场地进行了水准、GPS、重力的联合观测。其中，综合场地水准是在民乐附近加密部分水准点，长度约15 km，主要跨祁连山北缘断裂(图 1)，观测时间基本都固定在每年7~8月，观测工作截至2014年，共积累有10期水准资料。

在水准观测中，严格按照《国家一等精密水准测量规范》和《地震水准测量规范》执行，每km观测偶然中误差在±0.25~0.43 mm。民乐至门源段全长约140 km，考虑到误差传递因素，其观测误差最大影响为。

在资料处理中，由于水准监测时间跨度超过30 a，部分水准点位有变动，故1979~1999年的资料统一以位于民乐盆地的民西9为参考点；1999~2013年资料则统一以位于民乐盆地的民西4为参考点(图 1)。这两个参考点系20世纪70年代布设的混凝土普通水准标石，多年监测实践表明其稳定性良好。然后分别计算、绘制民西线分时段和累积时段的垂直形变剖面图。民乐综合场地水准则在计算水准点间自北向南的年累积高差的基础上，以2005年为时间基准，绘制垂直形变时序变化图。

2 1986年门源6.4级地震

1986-08-26青海省门源县城以北30 km左右的冷龙岭山脊北侧发生6.4级地震(图 1)。分析民乐至门源段垂直形变形剖面(图 2(a))，可以看出：

1971~1979年祁连山相对民乐盆地呈逆继承性下沉，幅度基本在－20 mm左右，速率为－2.5 mm/a。除祁连山北缘断裂附近外，包括冷龙岭断裂在内的其他区域无明显的垂直差异运动。

1979~1983年祁连山相对民乐盆地强烈上升，隆起区主要集中在两个区域：一个是祁连山北缘断裂附近，上升幅度高达30 mm，速率急速增大至7.5 mm/a；另一个是在冷龙岭断裂附近，最大上升幅度亦达24.4 mm，速率为6.1 mm/a。同期，祁连山内部升降差异运动也明显增大，当冷龙岭上升时，其南侧的门源盆地亦处于剧烈下沉时段，升降差异幅度达35 mm，速率高达8.8 mm/a。

1983~1986年期间虽然发生1986年门源6.4级地震，但祁连山相对民乐盆地整体仍保持上升态势。其中，祁连山北缘断裂带附近上升幅度最大为15.9 mm，速率为5.3 mm/a，相对上一时段有所减小；冷龙岭断裂附近，除位于断裂上、距离震中约53 km的民西29号点震后出现－4.2 mm的单点下沉外，整体仍保持11~12 mm的上升幅度，速率减至3.7~4.0 mm/a。同时，冷龙岭相对门源盆地的升降差异运动也明显减弱，幅度减至7.6 mm，速率仅2.5 mm/a。

1986~1989年祁连山相对民乐盆地继承性上升运动进一步增强，祁连山北缘断裂带附近上升幅度增大至33.9 mm，速率高达11.3 mm/a；冷龙岭断裂上的民西29号点推测呈弹性回跳，相对民乐盆地最大上升25 mm，已基本接近1979~1983年24.4 mm的上升水平。同期，除民西29号点外，冷龙岭相对门源盆地的升降差异运动已不明显，幅度减至5 mm以内，速率低至1.7 mm/a以下。

1989~1995年与前几个时段不同，祁连山相对民乐盆地又一次呈逆继承性下沉态势，祁连山北缘断裂带附近最大下沉为－22.9 mm，速率减小为－3.8 mm/a；冷龙岭附近下沉幅度也基本在-20 mm左右，速率为－3.3 mm/a。同时，冷龙岭相对门源盆地也呈逆继承性下沉，幅度为-14.2 mm，速率为-2.4 mm/a。

1995~1999年祁连山相对民乐盆地恢复继承性上升态势，形变差异主要集中在祁连山北缘断裂带附近，最大上升幅度为16.9 mm，速率小幅增大至4.2 mm/a；冷龙岭断裂附近形变已转平，最大上升幅度为17.7 mm，速率为4.4 mm/a。同时，冷龙岭相对门源盆地也恢复继承性上升，幅度为18.6 mm，速率为4.6 mm/a。

从上述分析可以看出，1986年门源6.4级地震前，祁连山由相对下沉恢复为继承性强烈上升，并伴有隆起区的形成，反映1980年以后区域性压应力经历了一个显著增强过程^[5]。此外，发震断裂冷龙岭附近在地震前出现活动速率的急速增大，震后则出现速率减小、反向直至稳定的过程(表 1)。

从门源地震后民乐至门源段累积垂直形变来看(图 2(b))，祁连山相对民乐盆地总体呈继承性上升态势。在时间上，具有一定的非平稳性，隆起幅度最大的时间段为门源地震后的1979~1989年，高达65.4 mm，速率为6.5 mm/a；隆起幅度最小的时段在1979~1995年，为27.3 mm，速率减小至1.7 mm/a。在空间上，上升幅度较大的区域主要集中在祁连山北缘断裂和冷龙岭断裂附近。其间，祁连山北缘断裂带附近的隆起区一直存在，而冷龙岭断裂附近的隆起区在门源6.4级地震后经历了一个减弱直至转平的过程。反映出1986年门源地震后，冷龙岭断裂附近应力、应变下降，应力、应变主要向祁连山北缘断裂带附近集中。

3 2016年门源6.4级地震

2016-01在1986年门源地震震中以东10 km处又一次发生M_S6.4地震，在这次地震之前，2003年祁连山北缘断裂以北附近的甘肃民乐发生M_S6.1地震(图 1)。分析民乐至门源段垂直形变形剖面(图 3(a))，可以看出：

1999~2002年祁连山相对民乐盆地继承性上升运动进一步增强，形变差异和隆起区主要集中在祁连山北缘断裂附近，上升幅度高达28.0 mm，速率最大至9.3 mm/a；冷龙岭断裂附近相对和缓，相对民乐盆地上升幅度为15.0 mm，其相对门源盆地垂直差异运动不明显，幅度约为－4.9 mm。

2002~2004年期间，由于2003年民乐6.1级地震的发生，区域应力场调整，祁连山相对民乐盆地呈现快速下沉，祁连山北缘断裂附近最大下沉量为－36 mm左右；而冷龙岭至门源盆地呈相对隆升态势，虽上升幅度最大仅为5.8 mm，但整个祁连块体内部的升降差异运动幅度高达41.8 mm。

2004~2005年整个剖面形变幅度不大，尤其是跨祁连山北缘断裂附近，最大上升幅度仅为4 mm左右；冷龙岭附近相对民乐盆地出现－10 mm左右的小幅下沉。

2005~2007年祁连山相对民乐盆地继承性上升不明显，幅度仅为5.1 mm左右。祁连山北缘断裂至冷龙岭断裂以北区域形变波动幅度不大，但冷龙岭断裂以南的门源盆地相对下沉幅度较大，为－27 mm左右，速率高达－13.5 mm/a，垂直差异运动比较显著。

2007~2013年和上一时段相似，祁连山北缘断裂附近至冷龙岭断裂以北区域形变波动幅度不大，但冷龙岭断裂以南的门源盆地由上一时段的下沉呈反向上升，最大为11.3 mm，速率为1.9 mm/a。

从跨祁连山北缘断裂的民乐综合观测场地垂直形变随时间变化看(图 4)，除2005~2007年祁连山(南盘)小幅上升2~4 mm外，2008~2014年祁连山(南盘)相对民乐盆地(北盘)年变化幅度基本维持－4~－6 mm的小幅下降态势。

从上述分析可以看出，2016年门源6.4级地震前，由于2003年民乐6.1级地震的孕育和发生，祁连山相对民乐盆地经历了一个“快速上升-地震-下降-小幅变化”的过程，而祁连块体内部冷龙岭附近垂直差异运动则出现幅度明显增大的过程。

从民乐至门源段累积垂直形变演化(图 3(b))可以清晰看出:1999~2004年、1999~2005年，祁连山相对民乐盆地小幅下沉，祁连山北缘断裂附近形变量最大为－10 mm左右，而冷龙岭断裂区域则出现隆起区，相对民乐盆地上升幅度达17 mm左右，断裂之间升降差异幅度达高达27 mm；1999~2007年、1999~2013年，祁连山相对民乐盆地继续下沉，祁连山北缘断裂附近下沉量最大分别为－17 mm、－25 mm，而冷龙岭断裂区域继续保持相对上升，虽上升幅度仅为2.6 mm、1.1 mm，但祁连块体内部断裂之间升降差异幅度仍维持在19.6 mm和26.6 mm。

4 垂直形变演化与两次门源6.4级地震

地震是地壳运动过程中应变能积累到一定程度突然释放的结果，地壳形变则是构造运动在地表的反映。民乐至门源水准测线横跨民乐盆地和祁连山脉，是反映区域应力场微动态变化的一个敏感窗口。在青藏块体NE向挤压作用下，剖面垂直形变总趋势反映的是新构造运动以来祁连山脉抬升、走廊盆地下沉的继承性运动。但构造运动并非线性运动，而是具有一定的非平稳性，会出现加速、反向甚至停顿^[6]。

1986年门源地震前，1971~1979年祁连山相对民乐盆地呈逆继承性下沉，反映这一时期区域应力场相对松弛；1979~1983年祁连山相对走廊盆地大幅度隆起，垂直形变速率明显增大，并在祁连山北缘断裂和冷龙岭断裂附近出现隆起区，反映这一时期随着青藏块体NE向挤压运动增强，相关构造部位处于应力、应变能的快速积累阶段。事实上，同期南北地震带和青藏块体东部包括西海固、银川、川西、滇西等监测区都出现继承性构造形变增大现象^[6-8]，并在之后发生一系列强震(1986年门源6.4级地震、1990年共和7.0级地震、1990年景泰6.2级地震等)。

2016年门源地震前，由于2003年民乐6.1地震的震后效应，2002~2004年、2004~2005年，祁连山相对民乐盆地由地震前1999~2002年的大幅上升，发生反向直至幅度减弱，反映这一时期区域应力场处于调整态势，震中附近的祁连山北缘断裂附近应力、应变下降，而冷龙岭断裂附近则出现局部隆起区和祁连块体内部垂直差异运动增大现象。2005~2007年门源盆地相对冷龙岭山区的大幅下沉，反映应力、应变又一次向门源地震所在的冷龙岭断裂附近集中。随着2008年汶川8.0级、2010年玉树7.0级地震的陆续发生，导致更大范围区域应力场的调整^[9]。2007~2013年祁连山相对民乐盆地呈小幅波动现象，反映期间区域压应力相对松弛，但祁连块体内部的门源盆地相对冷龙岭山区的大幅反向上升，表明冷龙岭断裂局部已处于不稳定变化中。

5 结语

1) 1986年门源地震发生前，祁连山相对民乐盆地、冷龙岭相对门源盆地大幅上升，反映地震前区域性压应力呈显著增强态势，地震的发生可能是祁连山和民乐盆地之间以及祁连山内部升降差异运动共同作用的结果；2016年门源地震发生前，祁连山相对民乐盆地上升不明显、冷龙岭相对门源盆地呈起伏不定的不稳定变化，反映地震前区域性压应力相对松弛，地震的发生则可能更多是祁连山内部升降差异运动作用的结果。两次门源6.4级地震孕震背景的不同反映了地震孕育的复杂性。

2) 两次门源地震前在发震断裂附近都观测到地表隆起区，符合地震孕育的膨胀模式^[10]。不同的是，1986年门源地震前冷龙岭附近出现了加速上升，2016年门源地震前冷龙岭附近出现上升和下降相间的不稳定变化，反映了地震前地壳形变异常的复杂性^[11]。

日本学者藤井阳一郎总结了30个震例的地形变演化过程，认为其可以划分为长期缓慢形变、震前快速形变、震时突变和震后调整4个阶段，即人们所熟知的“α、β、δ、γ”阶段，它们相应地反映了应变能量的积累、集中、释放和调整的过程。其中，震前快速形变标志着地壳形变由线性进入非线性阶段，处于应变能的集中阶段。其形成机制可能是震源区应力积累到一定程度后，岩石内微裂纹大量增加导致地面局部隆起。民乐至门源水准剖面1979~1983年、2005~2007年冷龙岭相对民乐盆地、门源盆地的大幅隆起可能就属于这个阶段。之后不久可能就会发生地震，如1986年门源6.4地震；也可能转为快速下降和不稳定变化后发震，如唐山地震^[12]。按照地震孕育膨胀模式的“干模式(IPE模式)”解释，由于岩石裂纹逐渐由断层两侧向未来的破裂面集中的过程，震源区周围微破裂逐渐闭合，膨胀消失，应力得以下降。冷龙岭至门源盆地间的水准点距震中约20~30 km，2007~2013年出现的冷龙岭山区相对门源盆地的反向下沉可能就是微破裂闭合、应力下降的效应。