2018, Vol. 38
青藏高原东南缘东邻稳定的扬子块体，西侧受到印度板块与欧亚板块的对接碰撞，构造背景十分复杂，特殊的地理位置加上强烈的地壳变形导致该区地震频发。图 1标注了青藏高原东南缘的主要活动断裂带，这些断裂将整个地区划分为5个一级块体，分别为马尔康块体(Ⅰ)、川滇菱形块体(Ⅱ)、扬子块体(Ⅲ)、滇西南块体(Ⅳ)和拉萨块体(Ⅴ)，其中岷江断裂又将马尔康块体划分为松潘-甘孜块体(Ⅰ1)和秦岭块体(Ⅰ2)两个次级地块，小金河-丽江断裂则将川滇菱形块体分为北侧的滇西北块体(Ⅱ1)和南侧的滇中块体(Ⅱ2)。
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图 1 青藏高原东南缘主要断裂带及块体分布 Fig. 1 The major fault zones and block partition in southeastern Qinghai-Tibet plateau |
强震孕育机制和地震危险性分析是目前国内外地震学者着力探讨的重要问题。与大洋岩石圈不同，大陆岩石圈在横向和纵向上均存在极大差异，横向上主要表现为不同块体之间断层的相互作用，纵向上则有不同圈层间的耦合影响，这种横向分块、纵向分层的特点使得大陆孕震环境复杂多变，经典的板块构造理论已面临巨大挑战[1]。
对于地震发生机理的探讨，国内外大多数学者依旧局限于水平向的浅层地壳，强调活动断层是地震爆发的原因[2]。地震孕育不仅受断层间相互挤压的影响，垂向上深部物质上涌、壳内软弱带分布以及壳幔耦合关系亦不可忽视，只有横向和纵向相互结合，形成孕震构造的三维环境，才能全面分析地震爆发的全过程，深刻了解其特点和规律。壳内软弱带控制着地壳与地幔间相互作用的强弱，制约岩石圈层间耦合关系，同时也影响地块的相互作用方式，这种耦合作用可以通过比较不同深度的形变和应力特征来分析[3]。
利用有限元软件建立符合实际情况的地质块体，通过设定不同的材料属性和边界条件来模拟其运动变形和应力演化，是分析多圈层相互作用引起孕震环境变化的有效方法。本文采用多种观测手段，融合GPS资料、地震各向异性、莫霍面深度、震源机制解以及重力等多种数据，综合分析青藏高原东南缘形变、应力的分布特点及耦合作用，从而建立该区岩石圈三维粘弹性有限元模型，分析应力应变异常区域，深入理解该区强震孕育环境，并尝试探讨未来地震发展趋势。
1 岩石圈形变耦合特征 1.1 水平向形变特征板块运动是地壳和上地幔变形的主要驱动力之一，将GPS获得的上地壳形变与地震波反演得到的下地壳和上地幔形变场进行比较，是检验大陆构造变形由软弱带流动控制，还是岩石圈整体变形为主导的重要手段，有利于分析壳幔运动耦合作用[4]。同时，分析形变耦合特征时，不仅应考虑水平方向上的运动差异，垂向上的连贯变形也能从侧面反映壳幔运动的耦合关系，同时为数值模拟垂向作用力加载和软流圈上涌对地震孕育过程的影响提供一定的参考依据。莫霍面和岩石圈底部形变与软流圈上涌和壳内软弱带发育存在着某种联系。
研究使用的GPS数据来自中国地震局GNSS数据产品服务平台提供的基础数据，选取研究区域(96°E~108°E，21°N~35°N)内的100多个基准站和流动站，下载其坐标时间序列数据，对该序列进行一元线性回归分析即可得到台站所在位置的年平均速度，使用欧拉矢量法去除板块整体运动，最终对测站速度进行样条插值得到如图 2(a)所示的连续变化速度矢量图。
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图 2 青藏高原东南缘水平向形变 Fig. 2 Horizontal deformation in southeastern Qinghai-Tibet plateau |
SKS波在传播过程中，通过各向异性介质时，分裂为偏振方向与各向异性对称轴平行的快波和垂直的慢波，快波偏振方向被认为是地幔中橄榄岩晶体在区域应力作用下的晶格优势方向，反映的是上地幔的形变；快慢波时间延迟则表征各向异性层的厚度和强度。本文搜集了王椿镛等[5]、常利军等[6]提供的位于研究区域内130个台站的SKS剪切波分裂参数，如图 2(b)所示。
由图 2(c)可知，滇西北块体和拉萨块体GPS给出的地壳形变方向较为一致，为NW-SE方向，且呈现顺时针偏转；SKS快波分裂方位虽然部分也呈现出NW-SE向，但仍然有一定角度的偏转，部分结果差异较大，总体来看快波分裂方向与断裂带的走向平行。位于青藏高原东南缘东侧的扬子块体和秦岭块体上层地壳形变方向和SKS波反映的地幔变形方向几乎一致，形变耦合特征明显。北侧的松潘-甘孜块体快波分裂方位大部分为NWW-SEE走向，GPS位移方向则表现为NEE-SWW方向，上下层形变方向似乎呈现一定的解耦。位于青藏高原东南缘南部的滇中块体和滇西南块体GPS显示的上地壳形变仍然延续了北侧的挤压作用，围绕东构造结的旋转使得方向变为NS或是NNE-SSW；与之截然不同的是，快波表现出来的却是近EW向的形变。
1.2 垂直向形变特征青藏高原地壳最厚可达80~90 km，平均70 km左右，巨厚的地壳使得研究者不断探索该区复杂的深部构造和动力学过程。位于青藏高原东南缘的莫霍面受到高原以及扬子块体的深度影响，变化剧烈，出现了大面积的突变，这也成为青藏高原东南缘地震频发的原因之一。
图 3给出了莫霍面等值线图像。研究区莫霍面深度在37.5~66 km，其中西北部的松潘-甘孜块体Moho埋深达66 km，而四川盆地Moho面埋深最浅，约37.5 km。总体来看，研究区Moho面埋深趋势为东南浅西北深，且在龙门山过渡带上变化显著，由西侧松潘-甘孜块体56~66 km陡然降到四川盆地的46~38 km；南部川滇块体与滇西地块下方莫霍面深度约为40~50 km，变化趋势缓慢；西南和东南侧出现的极浅区域缺乏真实数据，是否与实际相符还有待验证。
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图 3 青藏高原东南缘莫霍面深度等值线 Fig. 3 Contour map of Moho depth in southeastern Qinghai-Tibet plateau |
我国岩石圈总体趋势是西厚东薄、南厚北薄，青藏高原东南缘正位于西侧巨厚岩石圈向东尖灭的过渡区域，滇西北块体以及拉萨块体与青藏高原主体相连，保持较厚的岩石圈结构，约为160~180 km。扬子块体北侧岩石圈根基深厚，但其中松潘-甘孜块体却略有减薄，可能与该区存在一定的软流圈上涌构造有关；南侧云南大部分区域，包括滇中、滇西南以及扬子块体南侧岩石圈均存在减薄现象，这一观点也与王椿镛等给出的S波速度扰动低速异常结果相符[7]。
分析区域内岩石圈厚度和莫霍面深度信息，可以得到各块体垂直耦合特点。滇西北块体和拉萨块体属于青藏高原的东向延伸部分，同时具有较厚的岩石圈和地壳，即岩石圈厚度和莫霍面深度是同向变化的。扬子块体和秦岭块体已被各类观测证据证实具有厚的岩石圈和薄的地壳，且整个岩石圈非常坚硬，上下层紧密相连，呈现一致的构造变形特征。松潘-甘孜块体表现出一定的软流圈上涌构造，但并不是很强烈，它的岩石圈厚度相对西侧的块体来说较薄，但地壳厚度仍然较厚；多项资料联合表明，松潘-甘孜块体中下地壳广泛发育低速高导层，本文给出的水平方向形变解耦、垂直方向岩石圈与地壳厚度的负相关均证实了低速高导层的存在。滇中块体和滇西南块体是研究区域内岩石圈最薄的地方，软流圈上涌构造明显，但与松潘-甘孜块体不同，软流圈上涌减薄了岩石圈，却并没有使该区的地壳增厚，岩石圈与地壳厚度呈现正相关。
2 岩石圈力学耦合特征地震是一个力学过程，地球物理探测和研究揭示的强震孕育的发震结构和物性条件尚需要与介质的力学性质相联系，才能深入理解强震孕育和爆发的物理机制[1]。杨晓松等[3]研究指出，大陆块体可划分为岩石圈型块体和地壳型块体两种类型，岩石圈型块体在岩石圈尺度上是力学耦合的；地壳型块体仅包含大陆上部地壳，壳内软弱带为其底面边界和潜在解耦带。位于岩石圈底面的地幔对流应力场与地壳内多震层应力场的相关性在一定程度上反映了岩石圈层间耦合作用的强弱。
统计青藏高原东南缘1970年以来613次5级以上地震的震源深度发现，大多数震源位于10~25 km的多震层内，使用大量震源机制解资料推断得到的区域应力场正是多震层应力场的真实反映。本文采用Hardebeck等[8]于2006年提出的区域应力场阻尼反演法及其编制成的时空应力场反演(spacial and temporal stress inversion, SATSI)程序，震源机制解数据主要来自美国哈佛大学CMT目录，对其进行网格化处理，输入SATSI程序运算并提取结果数据，得到青藏高原东南缘部分网格点的应力方位角及倾伏，并对其进行薄板样条插值，最终得到网格间距为0.5°×0.5°的青藏高原东南缘多震层应力场，如图 4(a)所示。
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图 4 青藏高原东南缘应力图 Fig. 4 Figures of stress in southeastern Qinghai-Tibet plateau |
地幔对流是指地幔特别是软流圈中发生的物质自然对流或热对流[9]。本文使用EGM2008地球重力场模型的11~36阶完全归一化球谐系数，计算青藏高原东南缘岩石圈底面地幔对流应力场，网格间距为0.5°×0.5°，如图 4(b)所示，图中箭头指示应力方向，长短代表应力大小。
点对点计算地幔对流应力和多震层应力网格数据间相关系数，得到图 4(c)的耦合关系图像。青藏高原东南缘大部分位于耦合与解耦的中间地带；耦合区域基本上按块体分布，东侧的扬子块体耦合程度高，与青藏高原相连的西北部滇西北和拉萨块体存在部分高度耦合带，西南部的滇西南块体则有小部分耦合；力学解耦主要发生在松潘-甘孜块体附近，毗邻耦合强烈的扬子块体，中间便是地震多发的龙门山断裂带，同时解耦的还有围绕川滇菱形块体的安宁河、则木河以及红河断裂带附近，东南部还有滇西南块体和拉萨块体之间的南汀河断裂带西南段也存在解耦现象。观察强震位置，地震基本上均发生在耦合程度变化较大的区域。
3 岩石圈三维数值模拟有限单元法(finite element method，FEM)是一种用于求解场问题数值解的数值模拟方法，广泛应用于固体力学、流体力学、热学、电磁学等多个领域，后被引入地学研究中，解决了很多传统地学方法难以解决的难题。ABAQUS是世界上最著名的非线性有限元分析软件之一，具有种类齐全的单元模式、丰富的材料模型以及精确的分析过程，不仅可用于分析常用线性问题，在求解非线性问题时表现也十分可观，特别适用于岩土工程方面的模型分析。
3.1 三维模型结构横向上，根据青藏高原东南缘地质构造概况，忽略部分较小的褶皱构造，提取大型断裂带作为模型块体划分边界；选取分区控制点原则并非越密越好，要求既要能够反映断裂带的主要特征，又不能过于简略以致与实际不符。纵向上，各个块体呈现不同的分层构造，其中松潘-甘孜块体、滇西北块体和拉萨块体上地壳厚约22 km，中地壳22~32 km区域广泛存在软弱带，下地壳较厚，分为上下两层。滇中块体、滇西南块体、秦岭块体、扬子块体具有相似的分层结构，这几个块体相对其他3个偏硬、地壳也偏薄，其中，滇中块体地壳厚约45 km，其余的均为40 km。所有块体岩石圈内的地幔部分均分为上下两层，下层厚度均为20 km，上层厚度根据各个块体莫霍面深度而定。本文采用的纵向分层结构参考陈化然等[10]、柳畅等[11]、杨辉等[12]的研究成果。
使用介质分区工具对模型进行横向分块和纵向分层，断裂带位于上地壳，参照杨辉等[12]、杨兴悦等[13]、马宏生等[1]的处理方法，断裂带设置为软弱带，上地壳每个块体内单独划分出沿断裂带分布且宽度为10 km的独立分区。需注意，这里并没有将秦岭块体与松潘-甘孜块体之间的分界线设置为软弱带，是考虑岷江断裂对其他断裂带来说影响较小，且并没有贯穿整个北侧块体、形成东西侧分区。
3.2 介质参数模型采用粘弹性材料，相比弹性材料能更大程度地模拟岩土力学过程，得到更为真实的模拟结果。模型中涉及到的材料属性主要包括密度、扬氏模量、泊松比以及表征粘弹性材料的粘滞系数和松弛时间数据。模型共划分有39个介质分区，采用33种材料来表示，表 1给出了7个块体地壳范围内各个层次的介质参数，材料编号A1-Fault~G1-Fault分别表示每个子区上地壳内断层区域物质，其扬氏模量为该区的1/3，泊松比则比周围区域稍高[13]；表 2给出了岩石圈地幔上下两层的介质参数，本文主要参考柳畅等[11]、杨辉等[12]、马宏生[1]、杨兴悦等[13]给出的材料属性数据。
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表 1 青藏高原东南缘各块体地壳介质参数表 Tab. 1 The medium parameters of blocks in southeastern Qinghai-Tibet plateau |
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表 2 青藏高原东南缘岩石圈地幔介质参数表 Tab. 2 The medium parameters of lithospheric mantle in southeastern Qinghai-Tibet plateau |
ABAQUS划分网格有多种策略。首先需要在部件上建立种子用来控制网格节点的密度，本文选择全局种子尺寸为30 km，断裂带附近由于精度要求高，故根据断裂长度将断裂附近边界种子尺寸适当缩小。同时需要指定单元的类型和划分技术，自由网格生成是最为灵活的划分技术，几乎可以适用于任意形状的物体，因此选择自由网格划分技术，通过四面体单元来划分网格，共建立了161 978个网格、231 962个节点(图 5)。
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图 5 青藏高原东南缘岩石圈三维有限元模型 Fig. 5 Three dimensional finite element model of lithosphere in southeastern Qinghai-Tibet plateau |
由GPS数据处理的结果可得到青藏高原东南缘速度场，选取模型各个边界上的网格节点作为控制点，通过样条插值得到这些点的速度值，并逐一添加至模型中，如图 6(a)所示。考虑时间步长，模型设置位移条件而非速度条件，边界约束施加的是年位移量。模型上表面为自由表面，底部垂直方向固定，水平方向自由。根据前面利用Runcorn模型计算的青藏高原东南缘岩石圈底部地幔对流应力数据，采用Matlab进行插值，得到对应于模型底面各个网格点的拖曳力，将其逐点输入模型底部，如图 6(b)。
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图 6 模型边界条件 Fig. 6 Boundary conditions of the model |
将场输出请求(field output request)设置为关心的物理量，创建相应模型的Job并提交给软件进行计算，即可得到模拟结果。使用Visualization功能即可将计算结果数据进行可视化处理，直接在软件内部查看模拟结果，方便快捷。
4.1 位移场模拟结果图 7(a)为ABAQUS模拟的位移场结果，箭头方向代表位移矢量方向，长短以及颜色均代表位移大小；图 7(b)为各基准站模拟结果与GPS实测值的对比，黑色箭头为GPS实测值，红色为模拟值。对比二者可以看出，数值模拟结果较好地反映了青藏高原东南缘西北部青藏高原推挤、东侧扬子块体阻挡的格局，同时位移方向在川滇菱形块体及拉萨块体内部绕东构造结顺时针旋转。图 7(b)中大部分站点在大小和方向上吻合较好，使北侧松潘-甘孜块体内部以及南侧滇西南块体内部少数存在一定差异，分析其原因可能是这些地块内部存在某些特殊构造导致模型未能较好地模拟[14]。
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图 7 位移场模拟结果 Fig. 7 The simulated results of displacement field |
青藏高原东南缘1970年以来发生的5.0级以上强震共613次，其中超过99%发生在地壳中，约69%的地震震源深度在20 km以内。经计算，震源深度平均为12.95 km，故本文选取该深度的应力应变与投影到该平面的地震震中分布共同分析，如图 8(a)所示。
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图 8 12.95 km深度应力应变模拟结果与震中分布 Fig. 8 The simulated results of stress and strain in 19.95 km depth and epicenter's distribution |
可以看出，大部分地震位于断裂带附近，尤其是北侧的Y字型结构，地震吻合度较高。观察应力应变变化幅度，地震往往发生在变化较大的区域，高低应力差极易造成应变能积累。需要注意的是，南汀河断裂带南北两侧发生了一些大地震，且震源深度普遍较大，分析前面23.5°N的剖面结果发现，该断裂带在壳幔之间的下地壳区域出现了软弱带，而在软弱带的上下边界有明显的应力差，这可能是导致地震的原因之一。滇西南内部的地震则可以用形变解耦来解释，西侧喜马拉雅东构造结附近也存在地震，可能与地幔对流应力和上地壳应力差异有关。
为了更好地观察地震发生的水平、垂直位置及其与应力应变的关系，选取某些大地震作为观测对象，取经过这些地震震中并垂直于断层的剖面，其位置如图 9所示，共选取4条剖面。
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图 9 剖面水平位置 Fig. 9 Horizontal position of sections |
1) 剖面AA′
图 10为剖面AA′(长度333 km, 切面深度100 km)的Mises等效应力以及最大主应变的纵切面结果。受青藏高原强烈挤压影响，整体应力应变水平相对较高，2010-04-13玉树MS7.1地震发生在甘孜-玉树断裂带上，与之相邻的还有金沙江断裂，震源深度14 km，该剖面横跨了松潘-甘孜块体、滇西北块体以及拉萨块体。
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图 10 剖面AA′应力应变结果 Fig. 10 Results of stress, strain of profile AA′ |
从应力结果来看，甘孜-玉树断裂带和金沙江断裂带内部应力相对较小，但其下方均有一定的应力集中现象，尤其是金沙江断裂应力集中明显，但地震却首先爆发在甘孜-玉树断裂带的中下层，这可能与断裂带岩层坚硬程度有关，金沙江断裂的岩石可能较为强硬。水平方向上来看，上地壳的应力集中滇西北和拉萨块体明显要大于松潘-甘孜块体，甘孜-玉树断裂北侧的应力值比南侧偏小许多，最大达1 MPa，这种应力差很可能是造成地震的又一原因，而金沙江断裂带南北两侧上地壳应力虽然都比较大，但应力差不如甘孜-玉树断裂带显著。断裂带内部应变能均有集中，甘孜-玉树断裂带受到两侧夹击，三大块体的下地壳流动性强，变形严重。
2) 剖面BB′
1976-08-16、08-23四川省北部松潘、平武之间相继发生两次7.2级强烈地震，两次地震均发生在岷江南北向构造带的虎牙断裂上，震源深度24 km和23 km，垂直于该断裂带的剖面BB′(图 11，长度555 km, 切面深度100 km)穿过了两次地震震中以及龙门山断裂带，两次地震的发震位置非常相近，纬度略有差别。
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图 11 剖面BB′应力应变结果 Fig. 11 Results of stress, strain of profile BB′ |
从应力整体水平来看，岷江断裂带西侧的松潘-甘孜块体中下地壳呈现塑性流动，应力值较低，但其上伏的上地壳以及下伏的岩石圈地幔应力值高出许多，尤其是地幔靠近青藏高原部分，考虑这部分物质温度较高，成分与上地壳差别很大，即使是破裂，传导到地面的能量也非常小(当然也不排除地幔地震的可能性)，所以我们更应该关注的是上地壳的应力集中，其破裂造成的伤害是毁灭性的。松潘-甘孜块体此处剖面的应力分层结构有些类似前人提出的“三明治”模式。
松潘以及平武地震发震位置的水平向应力明显不均，松潘-甘孜块体受物质东流影响对秦岭块体以及扬子块体的挤压强烈，但这两个块体基底深厚、岩石强硬，内部几乎感受不到挤压而呈现应力低值区，只是位于断裂带的边缘区域受损严重，应力差使得该处地震危险性较高。垂直方向上，两次地震震源较深，可能与松潘-甘孜块体上地壳相对较厚以及岩石的抗压性有关；应变能在震源下方的下地壳集中明显，不排除是下地壳形变联动中上地壳导致地震的可能性。
3) 剖面CC′
2008-05-12汶川地震震中位于四川省阿坝藏族羌族自治州汶川县映秀镇与漩口镇交界处，震级达MS8.0，震源深度约为14 km，属于浅源地震。
松潘-甘孜块体对扬子块体的挤压力一直存在，相对东北侧的扬子块体，西南侧地壳应力有所增加，特别是靠近龙门山断裂带的中下地壳区域，水平方向上来看，扬子块体的下地壳受到松潘-甘孜块体中地壳东南向流动冲击，其内部形成一定区域的应力集中，而在上地壳，应力水平却恰恰相反，物质流动也会对上伏地壳形成膨胀作用，松潘-甘孜上地壳应力较大，而扬子块体上地壳受到的推挤力不如下地壳明显，因此横向上形成了两层截然相反的应力差，扬子块体上地壳底部承受着两股应力差，应变也在此处有着2~3倍的集中，岩石破裂可能性大大增加(图 12，长度555 km, 切面深度100 km)。
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图 12 剖面CC′应力应变结果 Fig. 12 Results of stress, strain of profile CC′ |
4) 剖面DD′
前面的剖面基本上均集中在青藏高原东南缘的北部，南部特别是西南部发生的地震也不在少数，这里选取地震最为集中的南汀河断裂带附近进行垂向分析。剖面DD′(图 13，长度666 km, 切面深度100 km)穿过拉萨块体和滇西南块体，1976-05-29断裂带北侧的龙陵县连续爆发了两次地震，1988-11-06南侧的澜沧-耿马又连续发生了两次7级以上地震。
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图 13 剖面DD′应力应变结果 Fig. 13 Results of stress, strain of profile DD′ |
拉萨块体的应力分层结构与松潘-甘孜块体类似，下地壳应力值较低，中上地壳以及岩石圈地幔应力较高，滇西南块体应力整体较低，地壳应力相对岩石圈地幔高出1倍左右。这4次地震与前面的地震不同，它们不是发生在本文选定的大型断裂带上，而是围绕南汀河断裂带的细小断裂发生。从应力分布来看，虽然南汀河断裂带下方应力集中，存在一定应力差，但应变能积累不明显；龙陵地震震源位置较深(24 km和21 km)，几乎达到了中地壳区域，可以看到，发震位置下方应力较小，与中地壳尤其是上地壳应力差明显，加上断裂的存在，地震危险性确实较高。澜沧-耿马地震发生在滇西南块体内部，震源较浅，位于中心应力低值区的边缘，也存在一定应力差，但不够明显，应变能也未见积累，分析其原因可能是模型与实际地质情况存在偏差。查看地质构造图发现，滇西南内部，尤其是澜沧-耿马地震发生的地方，存在很多复杂的纵横交错的细小断裂，受建模条件制约，模型中未能体现这一点。
5 孕震机制及地震危险性分析强震孕育既要考虑水平方向的应力不均、应变能集中，同时也应考虑垂直方向的应力应变作用，并结合壳内软弱带。通过上面的分析认为，应力不均、应变能积累、壳内软弱带边缘、断层附近以及上地壳底面等区域是地震危险性较大的区域。通过数值模拟得到应力应变结果，对青藏高原东南缘地震危险性作一定标记，如图 14所示。
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图 14 青藏高原东南缘地震危险性 Fig. 14 Seismic risk of southeastern Qinghai-Tibet plateau |
危险性评估主要依据的是应力不均的程度以及应变能积累的大小，同时综合考虑岩石强度和历史地震等数据。图 14将地震危险性分为了7个级别，蓝色的1级，在未来20 a尺度上暂时稳定，发生地震的可能性最小，主要分布在龙门山断裂带东北段以及红河断裂带东南段，这两个区域分割开的块体具有相似的分层构造和较为坚硬的物质属性。浅蓝和青色的2、3级别是较为稳定的区域，但不排除发生地震的可能性，这部分区域一般围绕着较为危险的构造带，例如甘孜-玉树断裂带东南段、鲜水河断裂带两端、金沙江断裂带大部分区域、则木河断裂带、小江断裂带、南汀河断裂带东北段以及红河断裂带部分区域。黄色4级和橙色5级是潜在危险区域，这些地方因地震爆发量少极易被我们忽视，但其应力应变结果均存在异常，特别是甘孜-玉树断裂带西北段，小金河-丽江断裂带将川滇菱形块体一分为二，北侧的滇西北块体与南侧的滇中块体存在不同的岩石圈流变结构。粉色6级标志该区未来地震危险性较大，这些区域的上地壳底部出现了明显的应力差和应变能集中，历史上这些区域出现过一些强震，但再次发生地震的可能性依然存在。危险级别最高的7级使用红色标记，包括熟知的龙门山断裂带，先后爆发的汶川地震、芦山地震虽然释放了部分地震能量，但本文认为，龙门山断裂带仍然具备孕育强震的储能条件，地震危险性较高，极有可能再次发生地震；Y字型结构的中心区域也是高度危险区域，这种特殊的3个块体汇聚的构造极易造成应力分布不均匀；南汀河断裂带中段的高危险性主要是由于北侧东构造结物质流旋转急速、南侧又受到印度板块的直接挤压，多重应力作用于此造成的。
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