2017, Vol. 60
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 中国地震台网中心, 北京 100045;
4. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. China Earthquake Networks Center, Beijing 100045, China;
4. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China
地中海—喜马拉雅—南亚地震带是世界上两大地震带之一，强烈地震的孕育、发生和发展与其密切相关，兴都库什—印缅山区与南北地震带—贝加尔湖—兴都库什这一大三角地域是青藏高原与相邻西亚地域强烈地震孕育、发生和发展的重要地带.它们的活动与深层过程对东南亚的地震活动有着重要影响，为此深化认识这一地带的构造活动、深部物质与能量的强烈交换有着极为重要的作用，因为它们制约着喜马拉雅造山带南北两侧地带的地震活动强弱与孕育、发生和发展的轨迹.
2015年4月25日发生在尼泊尔的MS8.1大地震和一系列强余震(MW6.6、6.7、7.3)恰位于印度板块与欧亚板块，即两陆-陆板块碰撞、挤压的过渡带上，属板间地震(Teng，1981).这一大地震的发生对我国青藏高原南缘产生了强烈的影响，如在定日、聂拉木和吉隆地带相继发生了MW5.9、5.3和3.6的地震.这次尼泊尔大地震发生在喜马拉雅造山带的南麓，紧邻珠穆朗玛峰的博克拉(28.147°N，84.708°E)，震源深度为15 km，地震的发生造成了东西向长达100多千米的破裂，且其震中位置仅距加德满都70 km左右.大地震的发生造成了上万人的死亡、大量建筑物的倒塌和财产的重大损失.
喜马拉雅造山带与其相邻地域是全球陆内地震最为活动的地带之一，20世纪前曾发生过8级左右大地震多起(Bollinger et al.，2001; Kumar et al.，2010; Mittal and Kumar，2015; Shah，2013; Prajapati et al.，2013; 邓起东等，2014)(表 1).兴都库什—喜马拉雅造山带—印缅山区与我国的南北构造带—南亚地震带的中段，是其重要的组成部分，亦是印度板块与欧亚板块的碰撞、挤压地带，这一板块的碰撞过程始于距今约55—65 Ma，至今仍处于强烈挤压状态中.喜马拉雅造山带由MCT(主中央断裂)、MBT(主边界断裂)和MFT(主前缘断裂)三条巨大的逆冲断裂系组成，MCT在距今30—23 Ma前已经活动，晚中新世—上新世时，缩短作用向南发展到MBT，上新世—全新世发展到MFT(Hodges，2000).所以，这是一个由北向南发展的前展式逆冲断裂系.MBT和MFT于晚第四纪以来仍在活动(Nakata，1989)，尤其是其南部的最新活动边界MFT断裂系活动性最强，尼泊尔地区低喜马拉雅的变形研究求得地壳南北向缩短速率竟达21±1.5 mm·a-1(Lavé and Avouac，2000).东构造结主要影响着青藏高原东北缘和南北构造带，且围绕着该构造结作顺时针旋转；西构造结的影响涉及兴都库什和帕米尔地区，如帕米尔前缘断裂、喀喇昆仑断裂和塔什库尔干断陷盆地等(邓起东等，2014; 滕吉文等，1996a，1996b，1999，2006; 张中杰等，2002).
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表 1 青藏高原8级及以上大地震(修改自邓起东等，2014) Table 1 Earthquakes of M ≥ 8 in the Tibetan Pibetan Plateau (modifide from Deng et al . ,2014) |
喜马拉雅构造带是一条强烈活动带，沿这一条长达2500 km的构造带曾发生过多次8级及8级以上大地震.自东向西有：1950年我国察隅8.6级地震、1897年印度阿萨姆邦8.7级地震、1934年尼泊尔比哈尔邦8.1级地震、1833年尼泊尔加德满都北部8级地震、1505年尼泊尔格尔纳利河8.2级地震、1803年印度库马翁8.1级地震和1905年印度坎格拉8.0级地震(MW=7.8)，以及1669年巴基斯坦拉瓦尔品第8级地震等.这足以说明：这一地带长时期以来已处在地震强烈活动的状态.
2015年4月25日尼泊尔MS8.1大地震发生在MBT与MFT的交汇部位，这一断裂系是当今最为活跃的构造带(Wang et al.，2014; Yin，2010).依据1970年以来震源机制解求得的大多数断层面解均为逆冲型，亦表明这里是一个强烈碰撞与挤压的地带.
尼泊尔博克拉MS8.1大地震发生后，中、外有很多报道和对这次大地震的探讨，但均为对个别派生的地质现象或推断性的描述与探索，尚缺乏对其属性、发生、发展的运动行为和轨迹及其动力学机制给予较系统的或近于共识的论述.为此，本文将在这一理念下对这次MS8.1大地震发生的深部介质与结构的空间环境做一些有限的分析和探讨.
2 尼泊尔博克拉MS8.1大地震发生的长期活动背景我国青藏高原与尼泊尔处在喜马拉雅造山带主峰(8844.43 m)的南北两侧，同受喜马拉雅地震构造带所控.它们是印度洋板块与欧亚板块碰撞、挤压的产物.这一地带长期以来处于构造强烈活动的状态，故强烈地震和大地震频频发生.
2.1 喜马拉雅地震带北部青藏高原周边地带的强烈地震活动青藏高原周边是大型构造带或构造单元的边界和造山带，是布格重力异常的强烈变化带，它与东部、西部、南部、北部地壳厚度的差异幅度可达15±5 km.在印度洋板块和欧亚板块，即两陆-陆板块南北向碰撞、挤压作用下，形成了边界地带的地震活动，8级左右的大地震都绕高原边界展布(图 1)，中、小地震则更为频繁.2014—2015年期间4级以上地震几乎遍及高原地区(图 2)，特别是其南缘与东构造结周边地带更是活动强烈.这表明，喜马拉雅地震活动带和东亚陆内“大三角”地区正处在地震的强烈活动时期，并孕育着7级以上大地震的发展和发生.
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图 1 青藏高原及其邻近地区强烈地震震中分布图(修改自滕吉文等，2015) 图中以A、B、C为顶点的点划线所围“大三角”地震活动带. Fig. 1 Distribution of major earthquake epicenters in the Tibetan plateau and adjacent regions(modified from Teng et al.，2015) The “big triangle” formed by dashed line and three vertexes A，B，C is the seismically active zone. |
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图 2 近年来青藏高原与其相邻地区4级以上地震分布图(中国地震局，2015提供) 灰色：2014-05-05—2015-07-17; 红色：2015-07-18—2015-11-15. Fig. 2 Distribution of earthquakes with magnitude larger than four in the Tibetan plateau and adjacent regions in recent years(offered by Earthquake Administration，2015) Grey: 2014-05-05—2015-07-17; Red: 2015-07-18—2015-11-15. |
青藏高原在南北向强烈挤压作用下，地壳缩短增厚、高原隆升，由此引发的东西向拉张与南北向挤压的耦合效应使得高原陆内壳、幔物质向东(主体)、向西(少部分)运移，并越过幅度达15±5 km的边界阻隔而流展(Tapponnier and Molnar，1976; 张中杰等，2002; Teng et al.，1994).实际上青藏高原的隆升过程十分复杂，在其整体隆升进程中，各块体的隆升历史和变形响应亦不完全一致.
2.2 喜马拉雅地震带南部尼泊尔地区的强烈地震活动尼泊尔北缘在历史上一直是一个地震强烈活动的地带，它是千百万年来在喜马拉雅造山带地区发生破坏性大地震的主要地域.近500年来由于喜马拉雅地震带的强烈活动，一系列大地震在这里不断发生，由地震所引发的地表变形十分显著，且近500年来该区的7级或7级以上大地震的数量是惊人的.其中一些地震所造成的地表变形远远大于博克拉MS8.1(MW7.8)大地震(图 3).
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图 3 近500年来喜马拉雅造山带南坡发生的7个大地震所引发的地表变形示意图(丁林，2015) Fig. 3 Sketch map of surface deformation caused by seven megaseisms occurred in the southern slope of Himalaya orogenic belt during the last 500 years(Ding，2015) |
由于这一地带长期处于不稳定状态，在喜马拉雅弧形山系南北两侧，重力未达均衡，深部物质存在重新分异和调整，山体不论在纵向还是横向均尚在运移，高山仍在上升，这种变异与在这一地带所发生的多次强烈地震和大地震导致的垂向变形效应相关.由当今尼泊尔博克拉MS8.1大地震的发生与其引发的喜马拉雅山系地带的局部塌陷和隆起可推测过去曾发生大地震所造成的响应.这是因为在其形变过程中会造成低喜马拉雅山地带的抬升与高喜马拉雅山地带的下沉，高喜马拉雅山体下沉是由于震源处的应力辐射效应所致，而其南侧上升，则为其剥落物的向南迁移与堆积(图 10).
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图 10 喜马拉雅造山带与山麓地带断裂倾角的重新厘定与尼泊尔博克拉MS8.1大地震震源位置向北迁移的合理分布示意图 MFT，主前缘断裂； MBT，主边界断裂；MRF，主山梁断裂；MCT，主中央断裂.(a)喜马拉雅山地区断层位置分布示意图(Ponraj et al.，2010); (b)喜马拉雅山地区MS8.1大地震后山体南麓地带局部下降与上隆表征示意图(修改自丁林，2015). Fig. 10 Sketch map of the re-estimated fault distribution in Himalaya orogenic belt and mountain foot area and reasonable migration of the Pokhara MS8.1 megaseism epicenter，Nepal MFT，Main Front Thrust; MBT，Main Boundary Thrust; MRF，Main Ridge Fault; MCT，Main Center Thrust.(a)Sketch map of the faults distribution in Himalaya mountain area(Ponraj et al.，2010);(b)Schematic map of local decline and ascent in Himalaya mountain area after the MS8.1 earthquake(modified from Ding，2015). |
在喜马拉雅造山带的山脊线南侧，亦即从喜马拉雅山南坡到恒河平原之间，有一个陡峭的山脉地带，在不到150 km的距离内，地表平均海拔从6000 m下降到100 m.地质学家根据地表海拔高度的不同，将这一区域从北向南依次划分为“高喜马拉雅山”、“低喜马拉雅山”和“次喜马拉雅山”三个地带.这三个地带彼此之间的界线，则对应着地质学上喜马拉雅造山带中3条主要的断裂带：MCT(主中央断裂)、MBT(主边界断裂)和MFT(主前缘断裂).近2000万年以来所有强烈的地震几乎无一例外的均发生在这一活动的断裂系地域.
基于以上分析可见，尼泊尔博克拉大地震(MS8.1)的孕育、发生和发展乃是这一地带长期以来活动和应力积累的必然产物.
3 尼泊尔博克拉MS8.1大地震发生的重力场响应通过重力布格异常场、均衡重力异常场和由此而获得的有效弹性厚度，即通过重力边界场响应，对理解喜马拉雅地带的构造活动、地震活动及变形特征有着极为重要的指导作用.
3.1 喜马拉雅地带的地震活动与重力异常场响应(1) 重力布格异常特征
喜马拉雅地震活动地带的南(尼泊尔)、北(青藏高原)两侧处于重力异常的强烈变化地带，由南向北其变化幅度可达500±50 mGal，在高原腹地下可达550 mGal，由-80 mGal(尼泊尔北部)～-200 mGal(两陆-陆板块碰撞挤压过渡带)～-500 mGal(青藏高原南部)，即为由南向北布格重力异常逐渐升高的阶梯状展布，其差异幅度可达180±20 mGal.在两陆-陆板块碰撞挤压过渡带地域重力布格异常值跃变幅度达600 mGal，加德满都地带重力布格异常为120 mGal，即远未达均衡(滕吉文等，2015).青藏高原腹地布格重力异常值为-550 mGal，而尼泊尔及其以南地区则仅为-200 mGal左右.在这样的重力效应作用下，壳、幔物质必会发生强烈变形，重新分异、调整和运移，乃至失稳垮塌.因为这里是重力强烈非均衡地带，亦为布格异常的阶梯状陡变地带(图 4).
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图 4 尼泊尔MS8.1大地震地带及其南、北地域的布格重力异常分布(付广裕等，2015);(b)两陆-陆板块耦合地带重力边界场变化特征 Fig. 4 Distribution of Bouguer gravity anomalies in Nepal MS8.1 earthquake area and its south and north adjacent regions(Fu et al.，2015);(b)Variation characteristic of gravity boundary field in the coupling zone of two tectonic blocks |
(2) 重力均衡异常特征
喜马拉雅地震带与其相邻地域的重力均衡异常场具有明显的分带性，该地区的重力均衡异常和过渡带的重力均衡异常跳跃变化显著(图 5a，5b).两陆-陆板块相互作用地带的喜马拉雅地震带重力均衡异常变化强烈，短波长信息较多，且呈规律的重力异常条带状展布(付广裕等，2015).尼泊尔MS8.1地震以南地区的地壳均衡异常为-100~0 mGal左右，北部的喜马拉雅地震活动带地壳正均衡异常可达300~400 mGal，尼泊尔MS8.1地震就发生在地壳均衡负异常向正异常过渡的高梯度带上，即重力均衡与不均衡的耦合部位，向北抵雅鲁藏布江地带时地壳重力均衡异常趋近于零.这表明，整个喜马拉雅造山带地区，即由加德满都—大吉岭地带(NWW)重力均衡异常为零值，珠穆朗玛峰地带重力均衡异常为+120 mGal，向北抵雅鲁藏布江地壳均衡异常趋近于零，在近500 km的两陆-陆板块碰撞、挤压过渡带则完全处于非均衡状态，即“0~200 mGal~0”.这不仅充分表明壳、幔深部物质在重新分异、调整，而且更为重要的是物质与能量在进行着强烈的交换(滕吉文，2001，2005; 滕吉文等，2015).
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图 5 尼泊尔MS8.1大地震地带及其南、北地带重力均衡异常展布(付广裕等，2015);(b)过渡带重力均衡异常变化特征 Fig. 5 Distribution of isostatic gravity anomaly in Nepal MS8.1 megaseism area and its south and north(Fu et al.，2015);(b)Variation characteristics of isostatic gravity anomalies in transition zone |
喜马拉雅造山带岩石圈有效弹性厚度的分布是不均匀的，呈近东西向的带状分布(图 6).在印度和尼泊尔地带，即造山带南部岩石圈有效弹性厚度为80±5 km；在两陆-陆板块碰撞挤压过渡带为55±5 km；在青藏高原南缘地带则减薄为20±5 km.过渡地带与南、北两侧有效弹性厚度幅值差均达25±5 km(图 6).可见，仅在这宽约500 km左右的地带岩石圈有效弹性厚度的差异竟如此之大.
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图 6 青藏高原及其邻区岩石圈有效弹性厚度(Te)和主要构造边界(姜效典等，2014) 图中Te等值线间距为5 km，MFT：主前缘断裂； MCT：主中央断裂；YZS：雅鲁藏布江缝合带； KRF：喀喇昆仑断裂； LS：拉萨地块；BNS：班公湖—怒江缝合带； QT:羌塘地块；JRS：金沙江缝合带； SG：松潘—甘孜地块； KF：昆仑山断裂；KS：昆仑缝合带； WKF：西昆仑断裂； ATF：阿尔金断裂； ATT：阿尔金逆冲带. Fig. 6 Effective elastic thickness(Te)of the Tibetan plateau and its vicinity shown by the colored background and scaled in color bars(Jiang et al.，2014) The interval of Te contours is 5 km. The abbreviations from south to north are Main Front Thrust(MFT)，Main Center Thrust(MCT)，Yarlung Zangbo Suture(YZS)，Karakorum Fault(KRF)，Lhasa Block(LS)，Bangong-Nujiang Suture(BNS)，Qiangtang Block(QT)，Jinsha River Suture(JRS)，Songpan-Garzê Block(SG)，Kunlun Fault(KF)，Kunlun Suture(KS)，West Kunlun Fault(WKF)，Altun Fault(ATF)，Altun Thrust(ATT). |
全球各地活动造山带的岩石圈有效弹性厚度(Te)分布与相应深度发震频度之间的关系极为相近，即Te与地震活动间存在一定的关系(Jordan and Watts，2005).尼泊尔MS8.1大地震区的岩石圈有效弹性厚度大约为90 km，相对“刚性”，相应的加载比为F1=0.29，F2=0.11，F3=0.60，这意味着印度洋板块岩石圈的加载主要来自地幔与下地壳界面的深处.震中以北的拉萨块体岩石圈有效弹性厚度约为20 km，即相对较软，相应的加载比为F1=0.78，F2=0.12，F3=0.10，这表明拉萨块体岩石圈加载来自地壳的浅表层.
岩石圈有效弹性厚度的变异、如此大幅度的落差表征着这一地带岩石圈物质属性与结构的重大差异.
3.3 两陆-陆板块的碰撞、挤压过渡带是尼泊尔MS8.1大地震发生的源地(1) 喜马拉雅地震活动地带的岩石圈下方地幔对流应力场
印度洋板块与欧亚板块，即两陆-陆板块的碰撞、挤压过渡带宽约500 km.基于对青藏高原深部结构的一系列研究得出，高原中部和北部下方地幔较热，而南部较冷，由此推断(Molnar，1988)，高原下方可能存在小尺度地幔对流(图 7a).由图 7b可见，在青藏高原中部存在一个较大范围的地幔物质发散流，而在高原南缘、高原北缘与周边几个大盆地处，地幔均呈汇聚下降流势态.由于两大陆块的相互作用，深部壳、幔物质重新分异调整，在卫星重力异常场上亦清晰地表征着高梯度带的变异(37~100阶卫星重力异常，2~360阶卫星重力异常场).这充分说明，这一地带壳、幔物质正在进行着强烈的交换，从而驱动着主前缘断裂、主边界断裂和主中央断裂系的活动及相互作用，特别是前两者在地下深处汇聚，为强烈地震的孕育提供了一个良好的介质与构造环境.
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图 7 青藏高原及邻区上地幔小尺度对流示意图(Molnar，1988)；(b)下地幔对流应力场(最大量级为50 MPa)(熊熊等，2005 ) Fig. 7 Sketch of small-scale convection within upper mantle beneath the Tibetan plateau and adjacent areas(Molnar，1988);(b)The mantle convection generated stress field(the maximum order of the stress is 50 MPa)(Xiong et al.，2005) |
(2) 尼泊尔MS8.1大地震激发的地形与重力场变化
这次地震将震中周边地带的地层向南推移，其最大推移距可达1.5 km，而在震中区东南部，即余震发育地区，最大下降幅度大于0.5 m.重力场变化在整体上为正，最大值为60 mGal(1 mGal=10-5m·s-2)，断层面以南的垂向位移亦为正，最大幅值约0.7 m.
(3) 尼泊尔博克拉MS8.1大地震恰发生在这样的部位，即:
① 重力布格异常场的跃变部位，最大变化幅值达600 mGal；
② 重力均衡异常为正值，即远未达均衡的耦合地带；
③ 岩石圈有效弹性厚度强烈跃变带；
④ 喜马拉雅地震活动带为青藏高原腹地岩石圈地幔流的收敛地带，这里恰为两陆-陆板块碰撞与挤压的过渡带与应力集中带.
4 尼泊尔博克拉MS8.1大地震的破裂响应与震源断层面解 4.1 采用数据与反演(1) 数据来源与波形反演及变形特征
尼泊尔博克拉MS8.1大地震发生后，各国地震学家格外关注，因为大家都预计了这次大地震发生的必然性，所以快速做出了反应(王卫民等，2015;Yagi and Okuwaki，2015; China Earthquake Administration，2015; Institute of Geophysics，CEA，2015).用于地震破裂过程和震源机制研究的数据采用USGS(U.S. Geological Survey，美国地质调查局)、IRIS(Incorporated Research Institutions for Seismology，国际地震联合会地震数据中心)的数据，且均选用了30°~90°震中距范围内方位角分布均匀的30~40个台站的垂向P波波形，并利用10余个GPS站30 s的采样数据进行联合反演这次地震发生而导致的破裂响应、地表的滑动区域及方向(图 8)(刘刚等，2015).
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图 8 尼泊尔MS8.1大地震的滑动分布及GPS揭示的永久同震位移、动态形变波(刘刚等，2015) GPS水平同震位移以蓝、绿、红边框箭头及95%的置信区间表示不同尺度的形变量组成；垂直位移以点位处的不同颜色的柱体表示，图左上方的插图为图中白色方框区域，标明了此处的GPS位移矢量；动态形变波形以归一化尺度绘制于点位四周，波形附近的同色数字表示最大振幅值，单位为m；黑色粗线为发震断层；灰色细线为绘图区域的主要断裂；黑色方框为本文断层模型边界在地表处的投影；红色及粉色圆圈为余震分布；红色五角星为震源位置；灰色圆点表示城市或城镇位置；图右上角的地球模型上的品红色圆点为联合反演的远震地震台站分布. Fig. 8 Slip distribution of the Nepal MS8.1 earthquake and surface deformation including permanent offset and kinematic wave inferred from GPS measurements(Liu et al.，2015) The horizontal displacements are depicted using differently scaled arrows with 95% confidence ellipses，as well as the vertical displacements are inferred by the rectangles fitted with different color. The upper left insert shows the GPS displacements in the white rectangle in detail. The locations of the XZAR，XZRK，XZZF，LHAZ，and XZZB station are surrounding the corresponding kinematic deformation waves，respectively，and the max amplitudes are annotated nearby with same colors. Black heavy line indicates the causative fault. Gray thin line shows the main faults in mapping area. Black solid line box outlines the profile of the fault model. Red and pink circles correspond to the aftershocks with magnitude greater than MW6.6 and smaller than MW6.0，respectively. Red star shows the epicenter. Gray dots with white circle infer the locations of cities and towns. Magenta dots on the earth model inserted on the right upper depict the distribution of teleseismic waves used in this paper. |
利用InSAR和GPS资料可对这次MS8.1大地震的近地表变形进行分析，并获得了同震形变场(图 9).其形变场集中在南北相邻的两个形变中心区域，呈东偏南向展布(图 9a).
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图 9 ALOS-2获取的尼泊尔地震同震形变场(单新建等，2015) (a)干涉条纹图，其中每个条纹代表 11.8 cm的视线向形变；(b)解缠后的形变场； F1为推测发震断层的地表位置. Fig. 9 Coseismic deformation field of 2015 Nepal mainshock derived from ALOS-2 Japanese SAR satellite data(Shan et al.，2015) (a)Before unwrapping，each fringe represents 11.8 cm displacement in line of sight; (b)After unwrapping，F1 refers to surface location of the causative fault. |
北中心与南中心的干涉色序相反，因此形变亦相反，北形变区域为下沉，南形变中心为抬升，从形变的干涉条纹数量上可以判断出抬升量大于沉降量，在虚线F1南侧区域同震干涉条纹已开始发散，即呈反向包络的形态.因此，结合震源机制解，可以初步判定，F1为发震断层的地表行迹，该行迹与MBT在地表的位置较为一致.从图 9b的解缠图可以清晰得知，南形变中心的视线向抬升量为1.1 m，北形变中心的视线向沉降量为0.8 m，抬升和沉降两个中心均位于断层上盘，显示出低倾角逆断层强震的变形特征(单新建等，2015).
(2) 联合反演的结果
尽管不同作者反演所利用的数据基本相同，但其所得结果却并不完全一致，这是由反演的不确定性造成的.例如，在对2011年日本东北(Tohoku)MW9.0地震的研究中，远震地震波和陆地GPS反演同震位移数据得到的最大滑动量约30 m(Ide et al.，2011; Wang et al.，2013)，明显小于反演海底GPS位移和海啸波数据得到的50~60 m的结果(Lay et al.，2011a; Wang et al.，2013)；再如，对2010年Mentawai MW7.8地震的反演工作中，不同作者得到的最大滑动量可介于3.5~20 m之间(Lay et al.，2011b; Yue et al.，2014)，反映出极强的不确定性.因此，基于以上各反演计算结果和趋势，可综合归纳为：
① 博克拉MS8.1大地震是发生在喜马拉雅造山带深部低角度滑脱断层面上的一次大地震.GPS观测反映出印度洋板块以约40 mm·a-1的速度向北与欧亚板块会聚，造成喜马拉雅山脉的隆起(Bilham et al.，1997; Avouac，2003)，在尼泊尔东部，地震深反射资料揭示该滑脱断层向北延伸到藏南的雅鲁藏布江一带，向南在恒河平原最北缘斯瓦利克山前出露地表(Schulte-Pelkum et al.，2005)，滑脱断层以上为楔状薄皮构造，以挤压变形为主(Lavé and Avouac，2000)，而断层面以下的印度洋板块基本不变形，平缓插入青藏高原之下，控制了区域内构造变形的样式和空间轨迹.
② 尼泊尔博克拉MS8.1大地震的破裂响应
这次大地震的断层位错主要集中在沿走向150 km，沿倾向20 km的范围内(单新建等，2015)，其破裂特点是以逆冲为主，破裂的滑动量平均为2.4 km，在深部11 km处滑动量最大，并以单侧破裂方式向南传递.在距震源约35 km处，即在加德满都西北约20 km处，其滑动量可达4.3 m，向上至浅部则逐渐减弱，即断层浅部未发生明显破裂，而在20~30 km深处，其滑动量却迅速减小.这次地震以逆冲为主，喜马拉雅山系整体向南仰冲，并造成了喜马拉雅山系(在地震区内)向南水平移动了约2 m，垂直向上抬升了1 m左右.
应当特别指出的是，尼泊尔MS8.1大地震发生后，不仅导致构造活动、应力状态重新调整，而且在一定程度上改变了震源区及其周边地带介质的物理属性、结构和应力状态.在尼泊尔博克拉MS8.1大地震发生后对5次较强余震(5≤MS≤6)和强余震(5月12日，MS7.5)求得的断层面解中就有正断层、走滑断层和逆冲断层(张广伟和雷建设，2015).
③ 这次MS8.1大地震爆发的持续时间约80 s，主要子事件发生在15~45 s之间，破裂最强时段为35 s以前，45 s以后滑动速率强度与空间分布均整体降低，但却仍向东南方向延伸.其破裂的平均速率为2.5 km·s-1，依据破裂过程反演求得的MS8.1大地震的地震矩约为9.4×1020 N·m，矩震级为7.8±0.1.
应当指出的是，MS8.1大地震发生后，由于震源区与周围地带介质受到影响，特别是同震位移引起的应力拉张及其导致的挤压，导致余震的震源机制解并不完全与主震一致，即地震发生的介质和构造环境已遭破坏，故在诸多要素制约下可以出现正断层、走滑断层和逆冲断层.这就是说，因为它们之间在物理机制上是存在差异的，不能或不能完全以强余震和小地震求得的断层面解来理解或认识MS8.1大地震发生的震源机制.
4.2 尼泊尔博克拉MS8.1大地震的震源位置(1) 对已给定震源位置的理解
这次大地震发生后，基于各有关地震台站所记录的波形资料和尼泊尔、中国西藏地带的GPS站观测的资料联合反演了地震的破裂过程与滑动速率和滑动量，可是均未能得到准确的震源位置和深度.由于远震体波波形和尼泊尔南部相邻地带所布设的地震台站确实远不够密集，再加上当今确定震源深度和震源位置方法的本身局限及较宽的误差范围，故尚难以给出比较逼近量化的地震参量数值.
(2) 对尼泊尔博克拉MS8.1大地震震源位置的思考与厘定
当今人们均将这次MS8.1大地震的震源深度聚焦在15 km，即地震发生在主前缘逆冲断层面上.
1) 若发生在主前缘断裂断层面上可能吗？
在震中与相邻地带恰好中国地震局地质研究所刘启元研究组已经布设了百余台宽频带地震仪进行网式观测，就这样其锁定的地震参数仍存在±5 km的误差，且至今亦难取得一个共识的“确定值”.
由于主前缘断裂自印度恒河平原北缘出露地表，当喜马拉雅造山带整体向南仰冲时，在所定震源位置处未能遇到可阻挡它向南运移的任何障碍或阻隔，而在恒河平原北缘与低喜马拉雅南缘，即山前冲积层处也未见任何由于这次MS8.1大地震而导致的地表震后效应.因此，尚难以理解在如此均匀的长距离近于水平滑动的仰冲过程中却在这里发生了MS8.1大地震.
2) 尼泊尔博克拉MS8.1大地震不可能发生在主前缘断裂近水平向滑动的走滑断层面上.
MFT，MBT，MCT三条大型断裂系的地表位置可通过地质构造现象判定，但在跨越地表向深部延伸时，纯属推断(图 10a)，而至今又无地震探测资料来确定或证实，故存在着相当的不确定性.
由于在强烈地震激起辖区断裂活动过程中，壳、幔物质重新分异、调整并产生运动，而在其运动进程中必须受到其他块体的阻隔或物质与构造的相互作用方能驱动其所储集的能量立即释放而发生地震.显然，在MFT近水平向断层面上难以发生如此强烈的MS8.1大地震.
3) 尼泊尔博克拉MS8.1大地震最可能发生的震源位置在哪里？
图 10上的MFT、MBT、MCT均以黄色虚线表示，其倾角均十分平缓，对其倾角和向深部延伸的样式可作更为合理的解释(图 10b).
① MFT是一组由南向北延伸很长的平滑断裂，基本上在长距离上呈水平运动，只是在恒河平原北缘的地表似以较高的角度(≥45°)呈现，并出露地表.
② MBT在地表的位置是正确的，向下延伸的推断也基本上合理，但在深部与MFT相交汇之前倾角增大(由平缓变为陡倾角).
③ MBT与MCT之间尚应存在一条角度较陡的断裂MRF(主山梁大断裂)，实际上这里的确存在一条断裂(Ponraj et al.，2010).只不过，他们没有对它标以名称(图 10a).
当然，对这几条北倾断裂在深部的倾向均为依地表地质现象所推断.这条主山梁大断裂(MRF)的地表起点应为原MCT的起点，但并不沿着原有倾角向深处延伸，而是由原MCT的地表起点以陡倾角向深处延伸，并在深处与MFT和已修正的MBT位置相汇聚.在这一条MRF的地表起点上、下方又为由于强烈地震发生而造成的局部凹陷与局部隆起的带界.
④ MCT断裂的起点应在强烈地震发生后山麓下凹地段由陡(约60°)变缓(约10°)的拐点处，然后以较陡的角度(＞45°)向下延伸，并在深处逐渐变缓，而后与MFT、MBT、MRF三条不同倾角的断裂在深部震源处汇聚.
为此，在已修正其向深部延伸的MFT、MBT与MRF相交汇的地点，应为这次尼泊尔博克拉MS8.1大地震发震的深部震源位置，即发生在MFT与MCT之间的震源体积内，以不同角度北倾的三条大型断裂系相交的汇聚断裂处.
显然，要符合这一空间断裂展布与力系作用格局，则尼泊尔博克拉MS8.1大地震的震源位置较之前结果(丁林，2015)应向北移3~5 km似乎更为合理，同时亦与反演求得的地震破裂和滑动量及方向更为相符.如果是这样，则对理解断裂活动的样式、轨迹及空间状态，对理解其对我国西藏南部造成的如此强烈的影响，对深化认识大地震发生后对地表的变形影响都是十分重要的.从区域构造背景上看，特别是三条以不同角度北倾的断裂系及其活动特征都与2008年5月28日在四川汶川发生的MS8.0大地震的发生背景和发震断裂的形成与空间分布相近(滕吉文等，2008，2009，2014; 滕吉文，2010).
5 喜马拉雅地震活动带与其南北地带强烈地震和大地震孕育、发生与发展的深部介质属性和构造环境非常遗憾的是在这一地域，尚没有一条由我国的青藏高原向南跨过喜马拉雅造山带深入到尼泊尔境内的高精度的、连续的，并且具有完整的相遇和追逐观测系统的人工源深部地震探测纵剖面，以采集高分辨率的数据，反演刻画沿剖面辖区的精细速度结构.因为这对厘定喜马拉雅地震带强烈地震与大地震发生的震源深度、震源位置和地面震中位置从而提出逼近的地震参数都是十分关键的，而当今却只能依据由藏南到尼泊尔的地震非纵剖面与其求得的Moho界面起伏分布做一些分析和讨论.
5.1 人工源地震探测与地壳厚度(Moho)的变化特征(1) 定日—雅鲁藏布江—尼泊尔地带的人工源地震非纵剖面探测
早在1981、1982年中法合作期间曾在青藏高原进行过一系列的地球物理观测与壳、幔结构的探测工作，其中人工源深部地震探测是一个很重要的方面.为了获得珠穆朗玛峰地带的壳、幔结构，曾进行了非纵剖面的探测，其中包括北起定日，南至珠穆朗玛峰以南30 km，跨越100 km空间范围，较完整穿越珠穆朗玛峰地区的地震记录(图 11a).以及在佩古错放炮在加德满都—马哈巴特山进行接收的地震记录(图 11b).由于这是两条非纵剖面，其波传播到达接收点的方向大多与断裂带走向相交或垂直，因而在地壳断裂带两侧可以记录到明显的垂向错动，特别是强震相PmP的走时会出现明显的差异.首先将每一个台站的地震记录归位到实际反射点上(当然这只能是近似的)，然后把投影点的相对位置作为该剖面的横坐标.现依由定日南向南穿过珠穆朗玛峰抵尼泊尔境内的这两条剖面(图 11)来进行分析.
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图 11 青藏高原、珠穆朗玛峰、恒河平原地带壳幔结构的地震记录与莫霍界面深度起伏(虚线表示莫霍界面位置) (a)定日—尼泊尔地区非纵测线地震记录剖面图；(b)藏南佩古错爆炸在中喜马拉雅—尼泊尔马哈巴特山南北向非纵剖面地震记录图；(c)从珠穆朗玛峰到雅鲁藏布江地带的Moho深度分布. Fig. 11 Structure of crust and upper mantle，and Moho interface depth beneath the Tibetan plateau，Qomolangma peak and Gangetic plain(dotted line is the Moho location) (a)Profile of out-of-line record in the Tingri-Nepal region;(b)NS profile of out-of-line record in Mid-Himalaya-Omaha Bart mountain in Nepal from the explosion in Peigu Co，southern Tibet;(c)Moho interface depths from the Qomolangma Peak to the Yarlung Zangbo River. |
由图 11可见，在两陆-陆板块碰撞的耦合地带，亦即碰撞-挤压过渡带内的珠穆朗玛峰地带Moho界面深度为53±2 km，其Moho界面落差达15±5 km.向北在两陆-陆板块耦合的北界，即雅鲁藏布江地带Moho界面深达70 km(北侧)到76 km(南侧).雅鲁藏布江亦为一深断裂带，断距可达6±2 km.显见，喜马拉雅地震活动地带恰处在尼泊尔薄地壳(40±2 km)―喜马拉雅地带的中厚地壳(53±2 km)与青藏高原巨厚地壳(70±5 km)的突变转折部位，充分反映出在这一部位深部物质与能量的强烈交换及运移(滕吉文，2001; Teng et al.，1983，1985; Teng，1987；熊绍柏等，1985; Wei and Teng，1987).
5.2 布格重力异常与地壳厚度由于该区尚缺乏高精度的、完整观测系统的人工源地震纵剖面的观测，故除上述非纵剖面地震观测可给出青藏高原—珠穆朗玛峰地区—尼泊尔地区大型构造体的Moho界面复杂变化外，别无其他资料.现通过重力场数据反演所得Moho界面的平面分布来讨论其变化特征.
(1) 青藏高原、喜马拉雅地带和尼泊尔地带的Moho界面起伏分布特征
我国青藏高原地壳巨厚，其厚度可达70±5 km，但其东、西、南、北周缘较薄，则为55±5 km(图 12).在喜马拉雅地带Moho界面深度大幅度减薄，厚度在50~60 km之间变化，平均为55±5 km.向南在尼泊尔地区却呈大幅度下降，Moho深度为35~45 km，平均为40±5 km.显见，在这长约1000 km的地带Moho界面深度变化可达30 km以上，特别是喜马拉雅地带向南、向北均为地壳厚度的阶梯状陡变地带.而且这里也恰为重力异常的不均衡地带，故喜马拉雅弧形山系不论在垂向还是在水平向均处于强烈活动或变化之中.
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图 12 中国海陆1∶500万莫霍面深度梯级带分区图(郝天珧等,2014) Fig. 12 Moho depth gradient zone and regional division map on the scale of 1∶5000000(Hao et al.，2014) |
(2) 两陆-陆板块耦合地带的深层动力过程和响应
由喜马拉雅造山带与其南北两侧的Moho界面深度分布可见，喜马拉雅山系地带的地壳厚度呈大幅度减薄恰恰证明这里在进行着两陆-陆板块碰撞、挤压和浅层与深层的相向运动及深层作用过程，并驱使着这一地带深部的物质重新分异、调整和物质与能量的强烈交换.由于构造运动和壳、幔物质与能量的交换，故在喜马拉雅地震带形成了极为复杂的破裂和介质物理属性的变异，因而地震波的能量受到强烈吸收(图 13).这便表明，这一地带地壳深部长期以来处于活动状态，并形成了特异的壳、幔结构形态和地球物理边界场响应，从而孕育着强烈地震和大地震的发生.显见，这一地带的构造和地震活动强弱与印度板块和欧亚板块碰撞、挤压，深部物质运动的行为与轨迹与其深层动力过程及其在时间序列上的强弱和变异密切相关.
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图 13 青藏高原及邻区Lg波传播与Lg波能量强度分布特征(Ruzaikin et al.，1977) Fig. 13 Characteristics of Lg wave propagation and energy intensity distribution in the Tibetan plateau and adjacent areas(Ruzaikin et al.，1977) |
尼泊尔博克拉MS8.1大地震的地球物理场、壳幔结构、地震前变形和同震应变释放的能量表明，这次地震发生在活动的喜马拉雅地震带上，其孕育范围与同震应变释放区域均较大，故必将会对我国青藏高原，特别是未来在其南缘强烈地壳变形与异常应力场分布地带强烈地震的孕育、发生和发展起着重要作用.
6.1 两陆-陆板块持续作用与响应印度板块与欧亚板块碰撞、挤压、变形尚在延续，且具阶段性特征(即相对稳定与加速).近年来青藏高原地壳南北向短缩，东西向拉张亦在延续，且并不会因为尼泊尔博克拉MS8.1大地震发生而终止，而是挤压作用尚在增强，应变积累尚处于高值区.基于地球物理边界场响应和壳、幔边界特异结构及其在边界处的陡变特征，当必会对我国青藏高原壳幔介质的应力、应变场产生影响，同时对深部物质分异、调整和物质与能量的交换起到重要的驱动作用.为此青藏高原南缘沿喜马拉雅造山带地带仍存在可能发生强烈地震(MS7.0)或大地震(MS＞7或MS≥8.0)的深层过程和动力作用的边界条件.
6.2 尼泊尔博克拉MS8.1大地震发生与发展及其地震序列对中国大陆的水平应力变化响应(1) 尼泊尔博克拉MS8.1大地震发生后，其动力学响应是十分复杂而又明显的.首先波及青藏高原的南缘定日、聂拉木和吉隆各地，并引发了MS5.9、5.3和3.6等数个较强烈地震的发生，尽管它们各图 12 中国海陆1∶500万莫霍面深度梯级带分区图(郝天珧等，2014)
自的断层面解有所不同，但确是MS8.1大地震的触发响应，特别是与地震有关的活动断裂系及其震后的应力场变化相关.
(2) 水平应力场变化特征
尼泊尔博克拉MS8.1大地震及其所产生的地震序列，在两陆-陆板块碰撞、挤压的耦合地带，即其南北两侧相邻地带导致了较大水平应力场的变化(量值达兆帕)(万永革等，2015)，且水平向拉张应力量值向北衰减，抵青藏高原北部则锐减量可达数千帕，天山南北仅为百帕的量级(图 14).
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图 14 2015年尼泊尔地震序列造成的水平应力变化(万永革等，2015) 红色箭头、黑色箭头分别表示水平主压应力和主张应力.底色表示水平面应力，伸张为正. Fig. 14 The horizontal stress changes generated by 2015 Nepal earthquake sequence(Wan et al.，2015) The red and black quivers are horizontal compressional and extensional stress，respectively. The horizontal area stress changes are presented by background color. |
应给予重视的是，在MS8.1大地震震中两侧产生了较大的水平向挤压应力，东侧最强达105Pa，而西侧较弱.对青藏高原来说，受力作用的主要应力源为印度板块与欧亚板块，即陆-陆板块的长期碰撞、挤压.为此，对喜马拉雅地震带的活动与发展应给予特别关注.
7 结语尼泊尔博克拉MS8.1大地震的发生表明，地中海—喜马拉雅—南亚地震带对我国及整个东南亚强烈地震和大地震的发生起着控制作用.而地震的孕育、发生和发展则是由于该地区在两陆-陆板块强烈作用下深部物质在进行着重新分异、调整，深部物质与能量在进行着强烈交换.人们对尼泊尔博克拉MS8.1大地震的发生已有了进一步的认识，而且对这次大地震发生的地点和强度及概率在大地震发生前已有诸多认识和必然发生的警惕，但遗憾的是只知已临地震，但却不知其较准确的时间.
为此中、尼、印应携手合作共同强化这一地域的高精度重力场的观测，高精度人工源地震的深部探测、GPS测量和震兆现象的观测，即要对由沉积建造、结晶基底、壳、幔介质物理属性和构造环境进行精细刻画.同时要部署井中(500 m深井)应变(应力)测量，记录由“微破裂”到应力不断集中形成“破裂链”的全过程.在综合要素集成的基点上，以资“捕捉”和厘定喜马拉雅地震强烈活动地带南、北两侧及邻域未来可能发生强烈地震和大地震的概率及其发震时间、地点和强度(滕吉文，2010).要通过这一地带的上述研究和探索，向物理预测迈进！
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