青藏高原东南缘强震孕育的动力环境与孕震模型的研究始终是各方专家关注的焦点，尤其是汶川地震之后更是吸引了全世界地震学者的目光。汶川地震是一个极为“怪异”的地震事件——如此巨大的地震发生前，在龙门山断裂带上并未出现明显的前兆现象，且大震发生前龙门山断裂带强震危险紧迫性被大大低估。其原因在今天看来似乎明朗了许多，即观测误导了决策：1)GPS形变误导。GPS观测表明，断裂带附近的震前地壳变形几乎可以忽略不计，单条断裂的长期平均滑动速率只有不到1 mm/a。2)应力集中区域误导。科学家们计算出该地区的地震震源处存在负的库仑应力变化，即“应力影区”(不会发生地震的区域)。3)地震活动性误导。龙门山断裂带在过去2 700 a没有发生过7级以上的强震，而且龙门山断裂带位于地震活动性较低的区域^[1]。

青藏高原东南缘尤其是四川西部地区深部构造的一个突出特点是，在地壳上部约10~20 km深度范围内存在一个厚约10 km、延伸长度超过200 km的壳内软弱带^[2-5]，在同样的深度和大致的范围内还存在低阻高导层。通常低速高导层被认为是与部分熔融的物质或滑脱构造相关，出现在造山带内的低速低阻层通常还可以解释为大规模的滑脱层。正是由于其能够创造大空间尺度的逆冲断层等岩层内部的滑脱构造，软弱带也会被解释为一个上下地壳(或壳幔)水平解耦层。这一粘弹性层的存在不仅为青藏高原物质东移与上部块体的转动提供了有利条件，同时由于块体的相对运动也造成该地区强震频发^[6]。上下地壳(或壳幔)的解耦机制是一个包含物理化学反应的复杂过程，壳内软弱带的存在能否说明上下层面就此层面发生解耦、壳内层间解耦对上地壳脆性层的形变与破裂的控制与影响具有何种相关性质，依然是悬而未决的问题^[7-8]。徐锡伟等^[9]和闻学泽等^[10]指出，壳内软弱带在地震发生过程中起到重要作用，也许是解开地震之谜的关键。但为什么会形成这类特殊的壳内构造，它与地球深部的物质运移究竟有怎样的关系，这些地球动力学问题还没有得到很好的解释。

杨巍然等^[11]提出板内地震的三层次构造模式(图 1)——软流圈上隆的深部构造、中地壳韧性流变层及其上下强硬层组成的中部三明治构造和上地壳浅表脆性断裂构造。Lutter等^[12]利用大地电磁测深研究断裂带自地表到上地幔存在的高导体，同时也观测到青藏高原南部——青藏高原东南缘西北侧20~35 km深度范围内广泛存在着低阻层，龙门山断裂带西南侧20 km深度左右广泛发育壳内软弱带并延伸至龙门山断裂带下方。地热学^[13]、岩石学^[14]、电磁学^[15]的研究均显示这一低速带具有部分熔融的成因属性，并在协调岩石圈不同深度物质运动和应力格局方面起着关键作用，使得与青藏高原东南缘相连接的青藏高原东南缘西北部上地壳与下伏地壳和岩石圈地幔发生某种程度的解耦。对青藏高原东南缘莫霍面和地幔热流的研究显示，壳内软弱带与地壳增厚、岩石圈减薄几乎呈现较为一致的线性相关性，而软流圈上涌通常被认为是岩石圈拉张减薄的原因^[16]。从某种程度上来说，软流圈上涌、地壳增厚(莫霍面变化)、壳内软弱带发育这3者之间存在着某种必然的联系。

杨巍然等^[11]认为，地幔流体和地幔热流上升过程中和地壳岩石发生物质和能量的交换，在中下地壳这种交换作用更加显著，往往在这里形成面积较广的壳内软弱带。同时，汶川地震震源位置在壳内软弱带边缘的上侧，且与莫霍面突变位置和软流圈上涌构造对应，有学者猜测地震过程极有可能是软流圈上涌形成壳内软弱带，并在其边缘区域积累应力应变、集聚能量，最终导致岩石破裂，地震能量由断层释放。

笔者团队在前期的研究中主要探讨了青藏高原东南缘应力集中情况和动力来源^[17-18]。本文以青藏高原东南缘强震分析为例，利用GPS地壳形变以及卫星重力密度等数据, 结合横波分裂各向异性解释成果，进行相关性分析，利用分析结果重点讨论壳幔耦合在板内强震孕育过程中作用机制，提出关于孕震模型的看法，并给出验证流程和初步的验证结果。

1 多圈层壳幔耦合孕震模式框架

壳幔耦合的讨论在很多文献中都有涉及，但是都没有一个统一、明晰的思路与框架。本文主要从3个角度讨论壳幔耦合：1)动力来源的多样性，壳幔耦合的动力来源主要是陆陆碰撞、地幔对流和重力均衡作用；2)应力集中的选择性，壳幔的耦合性往往体现在应力的集中程度中，可以从GPS形变反演应力场，也可以从震源机制解反演应力分布及利用地幔流动性反演地幔流对下地壳的拖曳应力场；3)应力传递机制的时效性，应力传递机制在垂直方向上主要体现在上地幔各向异性特征与应力场的相关程度中，在水平方向上主要体现为库仑应力触发，同时利用计算地球动力学方法可以再现地幔柱与岩石圈的相互作用过程^[19]。概括来说，在地壳外部动力和物质交换的不断作用下，地壳内部产生变形, 促使地壳内部物质发生调整和改变(密度变化)，同时地壳内部密度的变化又促使地壳内部形变的调整和改变, 两者相互耦合，使地壳处于不断变化的过程中, 形成构造运动。本文以青藏高原及青藏高原东南缘强震为例，着重讨论应变能的积累如何通过岩石部分熔融的传递进行耦合与释放，初步讨论板内强震孕育过程中壳幔耦合机制的技术思路和研究现状。地幔物质上涌过程中，由于深部高温物质的入侵，会使其顶部脆性发震层变薄，在变薄的边缘部位物质的机械强度要高于物质上涌中心部位的低速区，弱于发震层的其他部位，这种边缘区往往也是大地震的潜在发震区。

对强震孕育过程的正确认识是地震预测的基础，而地壳和上地幔的耦合方式是大陆动力学的核心问题，能为孕震过程提供有直接参考价值的模型。大陆地壳内板内地震的壳幔耦合成因主要受两个因素的制约：一是物质的代谢与交换；二是能量的集中与释放。这种物质与能量的交换特点在横向表现为非均匀性，在纵向则表现为各圈层耦合的特性，从而构成了大陆强震孕育的复杂环境条件。张国民等^[20]通过对中国大陆地震震源深度分布特征的研究，结合中国大陆地热研究相关成果，探讨了中国东、西部地壳内脆韧性转化带的深度。王绳祖^[21]根据大陆岩石圈网络状流动与多层构造变形观点认为，板块边缘驱动力主要通过岩石圈下层的网络状塑性流动实现其远程传递，并牵引上层，控制板内构造变形和地震活动，从而形成多层构造应力场。任金卫^[22]在研究大陆壳幔运动的耦合关系后认为，这种分层的耦合作用对地块的活动性和强震发生等有重要影响，特别是在研究中国大陆地壳运动的动力学问题时显得更为重要。

1.1 多圈层壳幔耦合孕震模式

受以上思路及模型的启发，在收集查证多方面资料及总结前人研究的部分成果后^[23-26]，本文提出多圈层壳幔耦合孕震模式。如图 2所示，软流圈是地震能量提供者，热量较高，物质呈熔融态，同时存在小尺度地幔对流现象，对岩石圈底部造成一定程度的拖曳应力；垂向上，由于岩石圈地幔与地壳中下部熔点差距较大，热量通过岩石圈地幔源源不断地被输送到下地壳和中地壳，达到一定程度后便形成壳内软弱带，物质逐渐呈粘塑性流动，并在其上部和周围边界区域形成一定的膨胀压力和剪切作用力，热能转换为应力应变能不断聚集；当能量达到极值时，弹性上地壳产生突然破裂，发生地震，能量随着断层运动不断释放直至静止，地震结束。

多圈层壳幔耦合孕震模式分3个层次诠释了地震由因到果的过程。下层：热能提供，软流圈隆起形成热源库，给地壳下部持续供热。一般情况下，岩石圈和软流圈界线相对较平直，但在构造活动强烈区域二者界线参差不齐、犬牙交错，软流圈常以各种形态插入岩石圈，故需要观察软流圈的上涌构造，并研究热能传导及地震能量积聚过程。中层：应力积累，地壳脆韧转换边界上下受压，应力及应变能集中，首先需要确定下地壳韧性流变层的存在及其几何形态特征，观察其上部脆韧转换边界的应力积累过程，包括水平和垂直方向的应力变化，了解韧性流变层中的热能及化学能转换为上覆脆性层应变能的过程。上层：能量释放，上地壳浅表脆性断裂，诱发地震，当脆韧转换边界应力达到临界点时便沿接触面破裂产生地震，能量在断层处得以释放。从这一点上看，断层只是地震爆发的触发结构，对活动断层的研究可找到形变及应力的闭锁区域，从而判断发震地点。

1.2 多圈层壳幔耦合孕震模式的验证

对于孕震模式的验证，本文以汶川地震和芦山地震为分割点，将验证过程分为3个部分：汶川地震前、汶川-芦山震间、芦山地震后，主要将川滇地区形变场、应力场分别与SKS各向异性、地幔对流应力场进行相关分析，目的是观察芦山地震震前和现今的应力状态及耦合性质的变化，提取强震的异常特征，并对未来地震趋势作出分析(图 3)。采用壳幔耦合孕震模式，以芦山地震前的数据来验证芦山地震的发生，此过程也可对模型进行细微调整，使之更精确；再利用所有数据及孕震模型对青藏高原东南缘未来地震发展趋势进行一定的预测，评估龙门山地区的地震危险性。

验证过程中采用的方法和手段分为3个层次，如图 4所示。一是验证下层热能提供环节，采用的验证方法为重力场和层析成像，利用现有的重力数据经过纬度、高度、中间层及地形改正后得到布格重力异常值，绘出平面等值线图，即重力场；地震波数据经过预处理、互相关计算、信噪比估计、面波层析成像等步骤后可反演出速度结构；最后通过地震波速度结构约束下的重力场反演，得到青藏高原东南缘地下壳幔三维地质结构，由此观测软流圈的上涌构造及地壳韧性流变层是否存在。二是验证中层应力积累环节，利用全球应力数据WSM网站提供的青藏高原东南缘应力数据，加上震源机制解及GPS资料反演的应力分布情况，综合得到青藏高原东南缘应力场，由此观察应力集中区域。三是验证上层能量释放环节，采用的验证方法为活动场和形变场，由地震目录可以得到青藏高原东南缘震中分布图和震源深度图，由此判断能量释放场所；GPS资料经过数据解算得到形变场，由此探寻闭锁区域，即可能的能量释放场所。

1970年以来，研究区共发生5.0级以上强震613次，约69%的地震发生在10~20 km的上地壳底部，深度的优势分布可作为壳内软弱带存在的依据。Crosson^[27]指出，青藏高原内部属于壳幔强耦合，其边缘和外部则表现为壳幔解耦。青藏高原东南缘西北部由于受青藏高原物质溢出影响，地壳显著增厚，且壳内大范围存在软弱带。赵永贵等^[28]和黄金莉等^[29]利用地震层析成像方法反演了青藏高原东南缘活动构造区详细的三维速度结构。结果表明，龙门山断裂带附近是莫霍面突变区域，从松潘-甘孜块体到扬子块体，地壳厚度从50~60 km陡然减薄至40 km左右；川滇菱形块体和松潘甘孜块体下部普遍存在大范围的壳内软弱带，地震震源则分布于各类脆韧转换边界；中下地壳相对于上地壳和下伏的岩石圈地幔硬度较低，呈一定的流变性；但扬子地块却是非常坚硬且垂向行为较为统一的块体，围绕其上下的滇西南块体和秦岭块体其次，其他部分相对较软，软硬变化明显的区域与地震活动性呈正相关^[28-31]。

2 青藏高原东南缘断层分布与震源深度

熊熊等^[32]通过人工源地震深部探测等技术，获得了青藏高原及其邻近区域深部信息，精细刻画了研究区分层速度结构。其一维和二维速度分布指出，青藏高原东南部(即青藏高原东南缘西北部)地壳内约20 km深度普遍存在低速层。罗艳等^[16]研究南北地震带岩石圈的S波速度结构认为，位于高原东缘的青藏高原东南缘两侧的速度结构显著不同，西北侧与高原相接的部分地壳较厚、波速较低，中地壳广泛发育软弱带；而与之相邻的东侧，尤其是扬子地块地壳薄、波速高，并具有非常厚的岩石圈，对高原的侧向扩张具有非常强烈的阻挡和碰撞作用，形成陡峭的边界地形和差异显著的内部构造。青藏高原东南缘西北部与青藏高原相连区域的中下地壳已呈现非常明显的低速高导性质。壳内软弱带的存在使得这些区域具有上地壳与下地壳和上地幔顶部解耦的条件，但是否解耦与上下层物质运动形态、水平受力方位等均有联系，需要综合考虑。

壳幔解耦通常以软弱带上方断裂带的应力释放为基本特征，换句话说，通常观测到的地震活动，其实质就是深部圈层解耦的外在表现。本文研究的龙门山构造带是由一系列大致平行的叠瓦状冲断带构成，具有典型的逆冲推覆构造特征，自西向东发育汶川-茂汶断裂、北川断裂、彭灌断裂和大邑断裂。龙门山推覆构造是由其北西侧松潘-甘孜褶皱带中的NE-SW向收缩派生的SE向挤压而逐渐发育起来的，推覆作用是自北西往南东逐渐扩展的，龙门山断裂逐渐由正断层演化为逆冲为主的断裂，并呈现一定的活动性。从大尺度构造动力环境来看，印度洋板块与欧亚板块的挤压碰撞或汇聚形成了青藏高原；随着高原不断向北推进与挤压，使其自身不断隆升、地壳加厚与南北缩短；同时，在推挤压力与重力等作用下，高原物质向四周运移，但受所围限高原的较强刚性块体阻挡，导致高原物质侧向流出，并形成大型走滑剪切带。其中，高原物质东流过程中，受到华北鄂尔多斯和华南四川盆地等高强度块体的阻挡，在青藏高原东缘形成局部挤压推覆构造带及其前陆盆地系统，其中包括青藏高原东部巴颜喀拉与华南两个地块分界的龙门山推覆构造带^[33]。

2.1 青藏高原东南缘主要断裂带与大震分布

青藏高原东南缘横跨中国3大构造区域：西部为特提斯-喜马拉雅构造域, 东部属于滨太平洋构造域, 北部为古亚洲构造域。其境内东、西构造分界明显, 以北川-汶川-康定-小金河为界, 东部为扬子块体, 西部为松潘-甘孜块体和三江褶皱系^[34]。通过分析可以初步看出，地震主要发生在块体边界和断裂带处，其中以龙门山断裂带和丽江小金河断裂带附近最甚，断裂带和块体边界附近地质构造相对复杂，动力来源多样，因此该地区发生的地震频率相对更高，也是本文研究的重点。该块体总体沿SE方向展布，长约1 300 km，面积约26万km²，区域边界明显，鲜水河、安宁河、则木河和小江4条活动断裂带构成其东边界，巨大的红河断裂带为其西边界。其运动方向稳定，持续保持SSE向的运移，并有顺时针旋动；东边界主要断裂带均为左行错动，西边界断裂带为右行错动。该块体地震活动频繁，川滇菱形块体东边界长约1 500 km，由若干大型活动断裂构成，是我国南北地震带南段强震活动的主要断裂带。1700年以来，该断裂经历了4个强震活跃期，除第2个(1786~1850年)较长外，其他3期强震程活动持续时间均为30~40 a，期间的平静期持续时间相当，但有逐渐缩短的趋势，分别为39 a、37 a、29 a。若以汶川大地震作为第5个强震活跃期，与上个强震活跃期相距26 a，间隔依然呈缩短趋势^[34]。图 5给出了1700年以来川滇菱形块体及其周边1 000 km范围内7级以上地震的分布，共33次。

2.2 青藏高原东南缘孕震深度与震源深度分析

孕震深度与震源深度的关系一直是地震动力学关注的焦点问题。从图 6(a)中b值随深度的分布可以看出，b值较大的深度在10 km和30 km，明显对应于图 6(b)的2个相似深度的地震优势分布。通常认为，b值小对应应力的积累较大，b值大对应应力释放率比较高。从这一点上看，b值深度分布与地震活动深度分布正好相对应，这中间b值较小的部分与壳内软弱带有较好的对应关系。在本文的孕震模型中，认为壳内软弱带与上下地壳接触的脆韧转换部分集中了大部分的地震，应该符合孕震模式的假设。

按照张国民等^[3]的定义，震源深度是地震数目占全部地震90%左右的深度，该深度为地震活动深度下界D，这个定义的好处是避免了由于少数因定位误差而影响地震活动深度下界的确定。对青藏高原东南缘来说，其特殊性还在于，该地区有2个震源深度的优势分布区域，或者换句话说有2个下界D₁和D₂。如图 6(b)所示，浅层下界D₁的平均震源深度为10 km左右，深层下界D₂在30 km左右，而此深度大致与软弱带的顶、底面的深度相当，很多专家也就此提出一种假设，即壳内脆韧性转换带(软弱带顶底面)有可能是控制大陆地震震源深度分布的主要原因(图 7)，这与本文提出的壳幔耦合孕震模型在某种程度上不谋而合。本文认为，中间层软弱带(10~30 km之间)之所以能够孕育强震，是因为该区域的软弱带积累了大量的应力，由于其粘性性质使其应力积累大而释放少，这一点从图 6的地震深度分布与b值深度分布上也可以看出一些端倪。而对于震源深度很浅的小震，一般认为是主震之后的余震，其发震模式受控于主震，因此没有考虑小震情况。

3 利用相关分析验证壳幔耦合强震孕育模型

上地幔地震各向异性能够揭示深部岩石圈介质的形变特征，反映深达上地幔的深部介质的运移特征和应力环境，有助于青藏高原东南缘上地幔各向异性的研究及探查川滇活动块体的深部构造、形变场特征，剖析不同圈层的耦合关系，深化各向异性与应力应变场、构造过程的相关性认识。同时，相关分析的结果也对解释板块运动、软流圈对流、地震成因和强震深部背景力源等问题有重要意义，尤其对青藏高原隆起的动力学过程具有特殊意义^[35]。由于地壳中存在大量定向排列的微裂隙，复杂的断裂构造和应力场控制了微裂隙的结构，而剪切波分裂可以揭示这种特性，是研究地震各向异性的有效工具^[36-37]。研究发现，应力状态及应力变化对剪切波分裂特征会产生直接的影响，而利用剪切波分析特性, 可以对地壳应力场和断裂分布进行分析。地壳应力场和地壳形变及断裂分布是相互影响的两个状态，两者对剪切波分裂特征的影响都很大。地壳的地震各向异性特征与形变场和应力场关系密切, 已有的研究主要是利用应力场背景对剪切波分裂特征进行对比分析^[38-41]。然而, 既然快剪切波偏振特性与裂隙优势排列方向和原地主压应力方向一致, 那么如何利用快剪切波偏振特性分析主压应力场特征，就自然成为一个新的研究方向。本节所使用的数据来源如下：利用中国地震局GNSS数据产品服务平台提供的基础数据产品得到青藏高原东南缘的形变场(图 8(b))；利用GFZ全球应力场数据The World Stress Map(WSM)得到青藏高原东南缘应力场分布(图 9(b))；利用全球的各向异性数据(http://geodynamics.usc.edu/~becker/data.html)得到青藏高原东南缘横波各向异性分布(图 8(a)、9(a)与10(a))；利用卫星重力数据EGM2008 anomaly maps得到青藏高原东南缘岩石介质密度分布(图 10(b))。

3.1 川滇地区地壳形变速率场与各向异性快慢波时间延迟相关分析

地震各向异性能够深刻反映地球内部的动力学机制，而这种壳幔各向异性的分布体现了应力传递的某种机制。SKS横波分裂参数之一的快慢波时间延迟(图 8(a))同时也显示出深部构造运动与地表GPS测量形变(图 8(b))的复杂关系。本节将SKS横波分裂中的快慢波时间延迟与GPS测量的板块运动速率场结合起来，利用目前收集与处理的地震各向异性观测数据，结合全球板块运动模型给出的各板块的运动规律，运用线性相关分析方法，对SKS快慢波时间延迟与GPS台站相对运动速率的相关性进行分析，从而验证耦合模型的合理性。

通过欧拉矢量公式计算出来的川滇地区台站绝对速度减去欧亚板块移动速度后得到的相对板块速度分布比较不均匀，使用克里金插值法可得出川滇地区相对欧亚大陆的速度值(计算过程详见文献[17])。由于地壳形变速率和SKS快慢波时间延迟大小具有不同的量纲，因此在统计中先分别对形变速率和时间延迟进行归一化处理，再对两者作差并取绝对值。分别用1减去2个绝对值在[0, 1]之间归一化后的值，值越大，表示两者的相关性越好；反之则越差。根据结果给出评判相关性好坏的标准：0~0.33为相关性差；0.33~0.67为相关性一般；0.67~1.0为相关性好。

如图 8(c)所示，大震发生的地点既不是在相关性大的地方，也不是在相关性小的地方，而是更多地发生于相关性梯度大的地方，如(27°N，101°E)、(31°N，104°E)、(32°N，105°E)等地区，耦合相关性的梯度大，强震发生的频率也高，是地震分布比较密集的地带。此外，小金河断裂带和云南西部的强震分布同样位于耦合梯度带上，耦合相关性梯度突变形成的强震聚集，可能是由壳内软弱带因上地幔物质运移拖曳造成断裂带交汇处应力集中所致。云南西部地震分布在相关性较小的区域，可能是因为滇西块体长期作为相对被动体相应地向南推挤，与此同时，印度板块作为相对主动体持续向北推移，在这个过程中，东侧地块相对向南滑移，形成以SN向或NNW向为主、相间存在EW向挤压格局的云南现代构造应力场。前面观测到的各向异性快慢波时间延迟整体上有顺时针旋转的趋势，说明上地幔物质在印度板块和欧亚大陆板块的挤压下，在云南地区下方可能发生了深部旋转流变。

3.2 川滇地区地壳应力场与地震各向异性偏振方向相关分析

对地壳应力场耦合进行相关性分析，利用目前收集与处理的地震各向异性观测数据，结合GFZ全球应力场数据及前期通过震源机制解计算获得的壳内应力场数据，运用线性相关计算方法^[18]分析SKS各向异性快波偏振方向(图 9(a))与地壳应力场方向的相关性，探讨地壳应力场(图 9(b))与地幔各向异性特征间的相互关系。由于应力方向与快波偏振方向具有相同的量纲，对2组数据直接相减并取绝对值即可。从图 9(b)可以看出，青藏高原东南缘地壳运动方向由E向运动主导，其速度分布规律与地壳运动规律相符，呈顺时针旋转并逐渐减小；N向运动速度则呈扩散式分布，(100°~102°N，27°~29°E)地区为S向最大处，中心向四周扩散，数值逐渐增大，在青藏东北缘数值N向最大，这也反映了川滇地壳运动的顺时针分布特征。插值后的速度场可以进一步反映上述速度变化趋势，同时也能得到一些新的结论。插值后的速度场更加直观地表示了川滇块体的整体运动趋势，从喜马拉雅东构造结——阿萨姆为中心，GPS测点的移动速度在青藏高原东南缘由北向南发生大幅偏转，甚至与初始方向相反，表现为SSE向的总体运动和顺时针偏转。

研究表明, 青藏高原内部和其外部的川滇地区西部的壳幔变形特征明显不同。高原内部的壳幔变形属于垂直连贯变形-壳幔强耦合模型，高原外部云南地区的壳幔变形方式则属于壳幔解耦模型，它们有着不同的力学驱动机制。从强耦合到解耦的区域变化可以推测，在岩石圈强度剖面上存在一个重要的横向过渡带。它意味着围绕东喜马拉雅构造结的过渡区域内存在大的水平剪切应变，因而云南地壳从高原滑落，而下伏的地幔却继续受板块碰撞的挤压。高原内部和外部之间的垂直流变的变化可能是由于每个区域的形成方式不同，或是由于这个特殊的造山作用的一种形成方式所产生的。

需要注意的是，应力耦合仅仅只能说明区域岩石圈范围内上下层应力呈现一定的相关性，控制关系较强的区域属于岩石圈型块体的可能性较大，例如耦合关系非常强烈的扬子块体和秦岭块体；大片的弱相关区域从侧面说明了该区应力呈现上下层解耦，典型的有松潘-甘孜块体。应力耦合并不能说明该区一定是强烈耦合的岩石圈型块体，也不能作为没有壳内软弱带的证据，这一点在前面形变耦合特征分析时也提到了，比如受青藏高原侧向挤压影响的滇西北和拉萨块体，其应力和形变耦合是因为挤压作用占据该区主导，迫使岩石圈上下层以及其中的壳内软弱带均呈现东流趋势。同时，某些应力解耦的区域也不足以说明该区存在软弱带分布，特别是沿断裂带分布的解耦区域，可能受到插值影响。

从图 9可以看出，各向异性快波偏振方向与地壳应力场相关性大的地方地震分布较密集，其中尤以(27°~28°N，101°E)附近和(32°N，104°~105°E)这2个区域为甚，这2个区域也分别位于丽江小金河断裂带和龙门山断裂带附近，也是松幡-甘孜块体与华南块体的交界处，受到块体相互之间的碰撞挤压作用，介质密度可能较大，岩石圈排列间隙较小，因此速率较小，偏振方向较大, 地震分布比较密集。

图 8(c)和图 9(c)均标注了芦山地震及以后发生的6级以上地震(黑三角形)。观察强震位置发现，地震基本上都发生在耦合程度变化较大(即耦合梯度较大)的区域，这些区域通常是断裂带一侧相对另一侧耦合程度较高，且地震往往发生在耦合一侧，尤其是龙门山断裂带附近，完全解耦的松潘-甘孜块体和强烈耦合的扬子块体在该处碰撞，造成该区地震频发。同时两图还反映出强震发生后耦合程度明显降低的情况。

4 青藏高原东南缘应力应变场趋势分析

结合上文提出的壳幔耦合孕震模型，利用有限元数值模拟技术对壳幔耦合应力传递模型在ABAQUS中模拟青藏高原东南缘5 a后的应力应变场，模拟的前提是假定5 a内青藏高原东南缘运动趋势基本保持一致^[42]。本文使用的是1999~2018年GPS数据计算得到的速度场(计算方法详见文献[17])，在点位坐标序列图上位移呈现为线性变化趋势，因此未来5 a的运动趋势也可以近似看为线性变化。使用多年的年位移及壳幔耦合的相关性作为边界条件进行数值模拟^[17-18]，如图 10所示，选取13 km处的应力应变结果进行分析，图 10(a)、10(b)分别为Mises应变云图和应力主成分图。

如图 10(a)，应力集中区域与上节的1 a模拟情况类似，但应力值明显增大，最大值从3 950升至1.5×10⁴左右。变化较为明显的是金沙江断裂带中段(30°E, 98.5°N)，部分区域应力梯度变化较明显；红河断裂带与南汀河断裂带交界处(23.5°E~25°E, 100.5°E~101.5°N)的应力有相对周围变大的趋势，且方向由SE偏转为SEE-SE。如图 10(b)，与应力结果类似，龙门山断裂带西侧(23.5°E~25°E, 100.5°E~101.5°N)的应变由SE转为SE-SSE；安宁河断裂带出现应变的梯度变化。综合上述分析认为，这2个区域在5 a的壳幔耦合模拟中出现明显的应力、应变异常变化，是未来需要重点监测和关注的区域。

5 讨论与结论

虽然前人对青藏高原东南缘构造单元，尤其是上下地壳耦合分布已有较深入的研究, 但对断层运动的控制方式及其地震活动性影响中的几何约束、运动协调、耦合演化及如何构成一个统一的变形运动学系统尚不明确。对于研究大陆岩石圈，尤其是上地壳地块变形、断层滑动与下地壳流变耦合问题来说, 仅仅知道结构以及物质组成等还不能直接给出岩石圈地壳变形方面的信息。因为由此得到的是静态结构, 而没有变形运动学方面的直接信息。本文认为，首先应加强壳幔耦合模型的理论研究与数值模拟。其次剪切波分裂是分析地震各向异性的有效方法，但该方法也存在一定的局限性。当前对各向异性的成因研究依然处于定性阶段，不足以完全解决科学问题，需要建立一些单层或者多层各向异性模型拟合观测的剪切波分裂结果。另外，目前的剪切波分裂方法还无法辨识介质中不同深度范围的各向异性特征，需要有进一步的创新研究手段。地震的发生受多种因素的影响，需要有应力的集中、应变能的积累，一般情况下还需要有断层作为能量释放的通道。但应力的增强并不是引发强震的决定性因素，还需要考虑所在地区的深浅部构造及岩石的坚硬程度，只有应力积累水平达到岩石的破裂极限时才可能发生地震。

青藏高原东南缘地质构造比较特殊，区域内发育多条大断层，将整个地块切割成相对独立的各个块体，同时青藏高原对西北部的挤压、印度板块对西南部的推力以及东侧扬子块体的强烈阻挡，构成该区3大力源相互制约的格局。多种研究资料表明，青藏高原东南缘中下地壳广泛发育着壳内软弱带，并在一定范围内形成水平流动和垂向膨胀。壳内软弱带是青藏高原东南缘，尤其是龙门山断裂带孕震机制的关键，同时控制着岩石圈壳幔粘弹耦合作用的强弱。

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。结合壳内软弱带，本文提出图 11所示的青藏高原东南缘强震孕育模型，为未来地震趋势分析提供一定的参考。壳内软弱带的边缘是应力较易集中的区域，一方面受到水平方向上软弱带物质流动的推挤力作用，另一方面软弱带还会对其上伏地壳产生一定的膨胀力作用，即使是遇到异常坚硬的岩石圈型块体，也会在块体地壳中上部形成一定范围的应力集中、应变能积累区域，当应力积累水平达到岩石破裂极限时，断层的突然错动致使地震爆发。

在青藏高原东南缘的某些区域，尤其是松潘-甘孜块体下方，软流圈上涌形成高热异常区，同时也使得这些地区岩石圈减薄。不断上涌的软流圈就像一个巨大的热源库，一方面通过地幔流体和地幔热流向上传递热量，另一方面由于物质熔点差异，不断与地壳内部分物质进行能量交换持续供热，导致地壳中下部软化形成韧性流变层。青藏高原东南缘壳内软弱带的形成很大程度上还受到青藏高原物质东流的影响，高原内部中下地壳的塑性流动冲击着与之相连的松潘-甘孜块体、滇西北块体以及拉萨块体，使得这些地块中下地壳逐渐形成软弱带，并推挤着东南侧的部分块体。同时，壳内软弱带影响了壳幔耦合构造，为岩石圈上下部运动和力学解耦创造了条件，但不能直接凭借软弱带的存在断定解耦运动的发生，还需考虑水平方向作用力，故称壳内软弱带为潜在解耦带是比较准确的说法。

同时，位于青藏高原东南缘南部的滇中块体和滇西南块体覆盖了云南大部分区域，是研究区岩石圈最薄的地方，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，这也从侧面说明该区域可能并没有发育较为成熟的壳内软弱带，岩石圈与地壳厚度呈现正相关。水平方向上，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。前面指出，由于岩石圈减薄，南侧区域的SKS剪切波更多反映的是软流圈流动方向。这种EW向流动可能拖动岩石圈下部与之一起运动，从而使上下层解耦，但该区剖面的速度结构却显示并没有大面积的解耦构造(即软弱带分布)。猜测原因可能是软流圈上涌造成的EW向拖曳力并不强烈，导致块体的侧向挤压和断裂带的相互作用在该区域占据了主导地位，地壳内还没有形成解耦构造(但在未来解耦的可能性较大)，岩石圈形变依旧耦合，但与软流圈完全解耦。

应该注意的是，应力的单方面增大并不是孕震的关键，应力的不均匀发展才是地震能量积聚的重要影响因素，而应力不均匀发展可以通过多圈层应力耦合模型得到展现。例如具有相当应力值的2个块体处于平衡状态，当某一个块体应力骤然增大或是骤然减小都可能会破坏平衡，产生一定的构造运动。图 11中壳内软弱带的侧向边缘区域是应力不均最明显的区域，软弱带的流动缓解了带内的应力，但给处于同一层的另一侧强硬块体造成了一定区域的应力集中，另外，壳内软弱带的膨胀作用给其上伏地壳形成压力，这种上浮力及物质构造削弱了对坚硬块体上层地壳的作用力，使得两类块体无论是水平向还是垂直向都有应力不均的现象，加大了地震发生的危险性。

6 结语

本文融合了地球动力学中的多种观测数据，重点分析青藏高原东南缘形变及应力的水平、垂直耦合特征，由此探讨研究区岩石圈层间耦合作用，并结合前人研究，综合考虑活动地块构造、岩石圈流变分层结构、位移约束及地幔对流拖曳力作用，建立青藏高原东南缘三维粘弹性有限元模型，模拟研究区形变并与实际速度场作对比，同时得到不同块体的分层应力应变场，由此分析强震孕育机制并探讨未来地震发展趋势。

从壳幔耦合作用来看，在壳内软弱带广泛发育的地壳型地块内部容易形成滑脱面，造成耦合程度降低、应力出现分层现象；而力学行为统一的岩石圈型块体壳幔粘弹耦合程度高，物质坚硬。两种类型块体碰撞在一起形成应力不均匀发展、积累应变能，地震危险性较高，这一点在图 10中也得到很好的体现。

通过本文一系列的研究得到如下认识：

1) 水平和垂直形变耦合结果显示，青藏高原东南缘位于各类形变强烈变化的梯度带上，东西南北各个地区变化显著，但主要仍以块体为单位变化。扬子、秦岭块体具有厚岩石圈和薄地壳，形变耦合强烈；松潘-甘孜块体上下层形变解耦，岩石圈与地壳厚度负相关。

2) 地幔对流应力与地壳应力耦合图像显示，青藏高原东南缘大部分位于应力耦合与解耦的中间地带，东侧扬子块体及与青藏高原相连的西北部存在部分高度耦合带，力学解耦主要发生在松潘-甘孜块体附近；强震发生后应力耦合程度明显降低。

3) 数值模拟得到的应力应变结果显示，北侧应力大于南侧应力，松潘-甘孜块体、滇西北块体和拉萨块体应力分层现象明显，扬子块体北侧上地壳下部出现一定的应力集中区域，南部变化较小，滇中和滇西南应力分布较均匀，各大断裂带下部均有一定的应力集中。

4) 结合强震发生位置分析壳幔粘弹耦合孕震机制，认为应力水平和垂直的不均匀发展是地震能量积聚的重要影响因素；壳内软弱带的边缘是应力较易集中的区域，一方面受到水平方向上软弱带物质流动的推挤力作用，另一方面软弱带还会对其上伏地壳产生一定的膨胀力作用，增大了地震发生的危险性。