2019, Vol. 62
2. 中国地震局第二监测中心, 西安 710054
2. Second Monitoring and Application Center, Xi'an 710054, China
青藏高原东南缘地处青藏高原侧向挤出变形的前缘，包括川滇块体南部、华南块体西部和滇南块体(张培震等, 2003；图 1).受印度板块北东向推挤、印缅俯冲带楔形俯冲、安达曼海南北向扩张和扬子地块的阻挡等动力条件的作用，构造活动强烈、变形复杂(Richards et al., 2007; Devachandra et al., 2014; Gahalaut et al., 2013；常利军等, 2015; Chen et al., 2013)，使其成为研究青藏高原周缘地壳运动变形和深部动力学关系的重点地方.据记载，20世纪以来在该区发生了震级大于5.0的强震超过13次，造成了巨大的灾害.区域内部发育了红河断裂带(F1)、无量山断裂带(F2)、南华—楚雄—建水断裂带(F3)和小江断裂带(F4)等一系列全新世活动断裂(图 1).因此，基于现今高密度、高精度的GPS等大地测量资料，厘定各断裂的现今滑动速率及其闭锁特征；进而结合深部地球物理资料探讨分析其动力学特征，对于认识青藏高原东南缘地壳和块体间变形的运动学特征和动力学成因及各主要断裂的发震危险性具有很重要的意义.
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图 1 青藏高原东南缘南段主要活断层、GPS、地震探测台阵、历史地震及断层和块体模型.其中，红色三角形为中国地震科学探测台阵(ChinaArray)，蓝色圆点为GPS台站，绿色圆点为5级以上历史地震，青色粗实线为本研究使用的断层模型，黑色粗实线为本文的块体模型，红色矩形为GPS(P1, P2)和小震剖面(P1).CDDB：川滇菱形块体，NYNB：川滇块体南部，ESYB：滇南块体东部，WSYB：滇西块体，YTSB：扬子块体，F1：红河断裂带，F2：无量山断裂带，F3：南华—楚雄—建水断裂带，F4：小江断裂带 Fig. 1 Sketch map in the southeastern borderland of Tibetan Plateau (STP), containing main active faults, GPS and ChinaArray stations, historic earthquakes, fault and block models. The red triangles denote ChinaArray stations, the blue dots are GPS stations, the green dots represent historic earthquakes with magnitude greater than 5, the cyan bold lines are fault models, the bold black lines are block models and red rectangles are GPS (P1, P2) and small earthquake profiles (P1). CDDB is the Sichuan-Yunnan Diamond block, NYNB is southern portion of the CDDB, ESYB is the eastern part of the southern Yunnan block, WSYB is the western Yunnan block, YTSB is the Yangtze block, F1 is the Red River fault, F2 is the Wuliangshan fault, F3 is the Nanhua-Chuxiong-Jianshui fault, F4 is the Xiaojiang fault |
19世纪末以来，随着“中国地壳运动观测网络”(简称“网络工程”)和“中国大陆构造环境监测网络”(简称“陆态网络”)的实施，为开展青藏高原东南缘现代地壳变形研究提供了新的契机.诸多学者基于已有GPS观测开展了针对青藏高原东南缘南段断层滑动速率和闭锁程度等的研究(Shen et al., 2005；王阎昭等，2008；闻学泽等，2011；刘耀辉等，2015；赵静等，2015).然而，受观测时间和反演方法所限，鲜有研究能给出较为精确的断层滑动速率和精细的闭锁系数.目前，主要存在两种反演断层滑动速率及闭锁深度的模型：其一为断层元模型(Savage et al., 1999；Gan et al., 2000, 2007)，该模型将断层分成若干段，基于深断裂位错模型通过先验给定断层锁定深度，反演断层的滑动速率；其二为块体模型(McCaffrey, 2005, 2009; McCaffrey et al., 2007)，假定断层为块体边界，将断层面划分为一系列网格，通过反演块体的旋转参数、块体内部变形和断层面各节点的闭锁系数，确定断层的滑动速率及其滑动亏损.方法一不能给出详细的断层闭锁特征.方法二反演参数较多，若观测数据较少，反演问题为欠定问题，反演结果很容易陷入局部最小而得到不真实的反演结果，因此需要提供更多的先验约束.
针对上述研究中存在的不足，本文处理获取了青藏高原东南缘南段1999—2017年的GPS速度场，并搜集了该区域的小震精定位、历史地震和活断层探测资料，首先，结合弹性半空间断层位错模型(Okada et al, 1985；Gan et al., 2000)反演了主要活断层的滑动速率；其次，以断层滑动速率和GPS速度场作为约束，利用DEFNODE负位错方法(McCaffrey et al., 2007; McCaffrey, 2009)反演了各主要活动断裂的闭锁程度和滑动亏损及由断层围限块体的内部变形；最后，利用Shen等(2015)的方法计算了研究区域的应变率场，并结合XKS和Pms剪切波分裂结果探讨分析了研究区域的动力学特征.研究成果为分析青藏高原东南缘南段的地震危险性提供了基础资料.
1 主要活动断裂的构造与地震背景全长1000 km的红河断裂带(Red River Fault, RRF，F1)是连接青藏高原东南缘和南海扩张的一级构造，在理解陆-陆碰撞作用的形成和演化过程中具有举足轻重的作用(Allen et al., 1984).红河断裂带的演化过程经历了左旋走滑、左旋向右旋转变到现今右旋运动三个阶段(Chung et al., 2008; Zhu et al., 2009; Tapponnier et al., 1982, 1990; Leloup et al., 1993, 1995；Schoenbohm et al., 2006; 常祖峰等，2015; Wang et al., 2016).地球物理研究结果表明，红河断裂带两边存在显著的结构差异，断裂带下插到地幔以下(Sun et al., 2014；Bai et al., 2010)，是一条重要的深大边界断裂，与曲江—石屏断裂带共同承担了小江断裂带西侧岩块长期向南的水平推挤作用，构成了川滇活动块体的最南边界(闻学泽等, 2011, Wang et al., 2014).该断裂带第四纪以来的活动速率约为2 mm·a-1(Wang et al., 1998；虢顺民等, 2013)，断裂北西段包含正断分量，而在东段有较小的逆冲分量，断裂整体运动表现为顺时针旋转和缓慢滑动.古地震研究表明，红河断裂带自晚第四纪以来存在地震活动，其北段发生了包括1652年弥渡7级地震和1925年大理7级地震在内的6.0级以上地震9次；南段存在全新世中、晚期活动证据(李西等, 2016)；中段500年以内缺少强震，形成了红河地震空区(M7专项工作组，2012).现代地震活动性研究表明，自1970年以来红河断裂带中部小震活动性较弱(Wen et al., 2016)，处于低b值高应力区域(谢卓娟等，2015).
无量山断裂带(F2)位于红河断裂带以西的兰坪—思茅盆地内，断裂带由多条断裂组成，由东至西主要包括磨黑断裂、宁洱断裂、普文断裂和景谷—云仙断裂.该断裂带表现为明显的右旋走滑性质，历史上发生了10次6级以上强震及20次5~5.9级地震，构成了一条NW向地震活动带(虢顺民等，1999；常祖峰等, 2016).其中，地质资料确定的磨黑断裂的滑动速率为1.6~2.5 mm·a-1，宁洱断裂的滑动速率为2.5~2.8 mm·a-1，普文断裂的滑动速率为1.0~2.0 mm·a-1，景谷—云仙断裂的滑动速率为1.3~1.4 mm·a-1.南华—楚雄—建水断裂带(F3)是由楚雄—南华断裂、曲江断裂和石屏—建水断裂构成的一组斜列的右旋走滑为主的活动断裂带.其中，楚雄—南华断裂的滑动速率为1.6~2.0 mm·a-1(常祖峰等, 2015)，石屏—建水断裂的平均水平滑动速率为3.0~3.6 mm·a-1(韩新民等，1982)或2.8~5.3 mm·a-1(王怡然等，2015)，曲江断裂晚第四纪以来的水平滑动速率2.3~4.0 mm·a-1(王洋等, 2015；闻学泽等, 2011).目前，红河断裂带主断裂南段地震活动性较低，而地震活动主要集中在石屏—建水断裂和通海—曲江断裂这一区域附近(图 1)，例如曲江断裂为1970年MS7.7通海地震的发震断裂.
作为川滇菱形块体东南边界的小江断裂带(F4)呈现为以西盘为主动盘的强烈左旋走滑运动，该断裂带的左旋滑动速率为-(8~9)mm·a-1 (闻学泽等，2011)、-(14~22)mm·a-1 (He and Oguchi, 2008)、-(9.1±1.2)mm·a-1和-(10.4±2.0)mm·a-1(王阎昭等, 2008).如此高速率的活动使得小江断裂带成为云南地区最强烈的地震发生带，最近500多年来发生M≥5地震16次，其中，M≥7级地震4次，M>8地震1次(闻学泽等，2011).
2 数据和方法 2.1 GPS数据及其处理方法国家重大科技基础设施建设项目“网络工程”和“陆态网络”的实施，为本研究提供了高精度的GPS观测资料(图 2，总共140个点).其中，“陆态网络”项目于2007年12月开始建设，在本文的研究区域增补了近100个GPS测点，同时，为了减小汶川地震同震对解算结果的影响，本文将数据分成1999—2007年和2009—2017年两段，分别利用GAMIT/GLOBK 10.6(Herring et al., 2015)软件进行处理.处理过程如下：首先利用GAMIT获得GPS测站坐标、卫星轨道及台站对流层天顶延迟等参数及其方差-协方差矩阵的单日松弛解.为避免因框架和模型的差异所引起的定位结果差异混同于真实的形变信息，同期的全球IGS站及网基准站数据，采用相同的模型和方法进行统一的处理.然后，利用GLOBK软件(卡尔曼滤波)进行多时段综合解算，以获得网平差结果.在进行GLOBK综合解算时，把区域站单日松弛解和全球IGS站单日松弛解捆绑在一起，并选取全球均匀分布的90多个稳定站为基准点，将区域站速度场固定到ITRF2008框架下.利用Altamimi等(2011)提供的ITRF2008框架下欧亚板块的欧拉极，获取研究区域相对稳定欧亚板块的水平运动速度场.此外，为了剔除同震和震后变形的影响，在获取速度场的时候采用Zheng等(2017)的策略对时间序列进行改正，主要包括2004年MW9.1苏门答腊地震，2008年MW7.9汶川地震，2011年MW9.0 Tohoko地震，2013年芦山地震和研究区域其它MW≥5.9地震.最后，将获得的两期速度场进行加权平均，获得1999—2017年的长期速度场，权值为速度场N、E向残差平方和的倒数.
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图 2 青藏高原东南缘南段1999—2017年的GPS速度场，相对于欧亚参考框架，取1σ置信水平.蓝色箭头为Zheng等(2017)的计算结果，红色箭头为本文的计算结果 Fig. 2 GPS velocity field from 1999—2017 in STP, relative to the stable Eurasia Reference Frame with 1σ confidence level. The blue arrows are the velocities from Zheng et al., 2017, red arrows are velocities processed in this study |
为了准确限定各断层的闭锁深度，本文搜集了研究区域小震精定位结果(Fang et al., 2015)和主震震源机制解资料(国家地震数据共享中心，CEDC，图 3)，上述资料表明青藏高原东南缘壳内地震主要集中在20 km以上的深度范围内.P、S波层析成像结果表明，青藏高原东南缘在中-下地壳存在大范围壳内低速层(Chen et al., 2013; Lei et al., 2014; Fu et al., 2017; Hu et al., 2018; Hua et al., 2018)，而地震活动与20 km深度以上的壳内低速层的空间分布基本一致(Hua et al., 2018, Fig. 8, 9, 10).综合上述成果，本研究选取20 km作为先验闭锁深度.“Okada深断裂位错模型”反演结果对断层闭锁深度不敏感(程佳等，2008；Savage et al., 1999)，DEFNODE负位错反演在反演中自动调整闭锁深度，因此，本研究选取20 km作为闭锁深度先验值是比较合理的.
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图 3 地形和地震活动剖面，剖面位置见图 1红色方框.图中，蓝色点为小震精定位结果(Fang et al., 2015)；红色倒三角形为主要活断层位置，红色震源机制解为1976年以来的5级以上地震，引自国家地震科学数据共享中心.F1：红河断裂带，F2：无量山断裂带，F3：南华—楚雄—建水断裂带，F4：小江断裂带 Fig. 3 Topography and earthquake profiles located in Fig. 1 (red rectangular). The blue dots are relocated small earthquakes from Fang et al., 2015, the red inverted triangles are the location of main active faults, and the focal mechanisms are earthquakes with magnitude greater than 5 from CEDC since 1976. F1 is the Red River fault, F2 is the Wuliangshan fault, F3 is the Nanhua-Chuxiong-Jianshui fault, and F4 is the Xiaojiang fault |
跨研究区域主要活断层的GPS剖面结果表明，沿红河断裂带、南华—楚雄—建水断裂带和无量山断裂带300 km范围内，GPS速度场平行于断层分量存在7~8 mm·a-1的右旋滑动(图 1红色方框，图 4a)，其中，无量山断裂带(F2)和南华—楚雄—建水断裂带(F3)两侧存在明显的震间“S”型曲线(Savage et al., 1999, 图 4a)；垂直于断层方向的离散度比较大，无明显差异运动(图 4b).横跨小江断裂带的GPS速度剖面表明小江断裂带的左旋滑动速率超过了10 mm·a-1，且存在明显的震间变形(图 4c).
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图 4 跨研究区域主要活断层的GPS剖面，取1σ置信水平.其中，(a)、(c)为平行断层分量，(b)、(d)为垂直断层分量. F1：红河断裂带，F2：无量山断裂带，F3：南华—楚雄—建水断裂带，F4：小江断裂带 Fig. 4 GPS profiles across the main active faults with 1σ confidence level. (a), (c) are the parallel fault components, (b), (d) are the orthogonal fault components. F1 is the Red River fault, F2 is the Wuliangshan fault, F3 is the Nanhua-Chuxiong-Jianshui fault, and F4 is the Xiaojiang fault |
Okada(1985)提出了各向同性弹性半无限空间位错理论，即弹性体内一矩形几何面发生滑动(走滑、倾滑)所引起某一点的位移与滑动面的滑动量成正比关系，比例系数由该点与滑动面的相对位置、滑动面的几何尺度、倾角、深度和弹性介质唯一确定.若地下有多个矩形滑动面，则在某一点所引起的位移为矩形几何面各自滑动所产生位移的叠加，具体计算公式参考Okada(1985)，在此不做赘述.在实际应用Okada断裂位错模型时，通常将断裂带分解成上部断层面闭锁、下部断层面“无限”延伸并自由错动的一系列“断层段”矩形面的组合.每个断层段矩形面不仅尺度和倾角可以互不相同，而且闭锁深度、错动量和错动方式也可各有差异.其中，下部断层面无限延伸，即“深断裂位错模型”(Savage et al., 1999；Gan et al., 2000, 2007).“深断裂位错模型”将错动矩形面看作无限向下延伸，可在某种程度上等价体现深部大范围粘弹性差异拖曳的效果.
本研究以红河断裂带、无量山断裂带、南华—楚雄—建水断裂带和小江断裂带的空间几何展布为参考，将断裂带简单地分段处理，其中红河断裂分为4段，南华—楚雄—建水断裂分为2段，小江断裂带分为4段，无量山断裂带未分段(图 1).基于断层弹性半空间位错模型(Okada, 1985)，以1999—2017年的GPS速度场为约束，反演了各断层段的滑动速率，其中，断层倾角、滑动速率和闭锁深度均先验给定(表 1).为了减小澜沧江断裂及其以西的活动断裂对反演结果的影响，反演时剔除了该断裂带周围的GPS点，反演结果见表 1和图 5.
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表 1 青藏高原东南缘南段主要活断层的几何和运动学参数 Table 1 Geometric and kinematic parameters of main active faults in STP |
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图 5 GPS速度场观测值与模拟值比较，相对于欧亚参考框架，取1σ误差椭圆. (其中：(a) GPS速度场，红色箭头为GPS速度场观测值，蓝色箭头为模拟值；(b)拟合残差) Fig. 5 Comparison of observed and fitted GPS velocity, relative to the Eurasian Reference Frame with 1σ confidence level. (a) Contains observed (red arrows) and fitted (blue arrows) GPS velocity; (b) Represents velocity residuals |
基于GPS速度场和活断层资料约束的Okada断裂位错模型能很好的厘定断层滑动速率，但不能详细给出断层闭锁系数.在此引入可以反演断层面详细闭锁系数和滑动亏损的DEFNODE方法.DEFNODE方法假定现今地壳形变场可分解为块体刚性旋转、断层震间闭锁和块体内部永久变形.将研究区域划分为不同的块体，块体之间通过断层(或伪断层)分隔，将需要研究的断层面划分网格，利用断层走向、倾向和垂向位置确定网格节点坐标.待定参数包括断层面各节点的闭锁系数、块体的旋转欧拉极和块体内部的应变率.结合网格搜索和模拟退火等非线性反演方法求解满足最小二乘原理的参数最优解，并引入χ2统计量对结果进行检验，以期获得能够最佳拟合观测数据的模型解，χ2值越接近于1，表明模型对数据的解释程度越高.
对DEFNODE基本原理地介绍详见参考文献(McCaffrey et al., 2005, 2009; McCaffrey, 2007; 赵静等, 2015).本文研究目的之一是分析红河断裂带、南华—楚雄—建水断裂带，无量山断裂带和小江断裂带的现今闭锁状态和滑动亏损.因此，以上述四条断层为中心，将研究区域进行详细地块体划分(图 1)，断层模型参数与2.3.1一致(表 1).此外，引入2.3.1反演的断层滑动速率为反演模型提供先验约束，反演结果如图(6，7a)所示.
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图 6 青藏高原东南缘南段主要活动断裂的闭锁系数和滑动亏损.其中，(a)为断层闭锁系数(无量纲)，1为断层完全闭锁，0为断层自由滑动；(b)为滑动亏损，单位为mm·a-1 Fig. 6 Locking coefficients and slip deficit of main active faults in STP. (a) is fault locking coefficients, in which 1 means completely coupling and 0 is freely slip. (b) is slip rate deficit, units: mm·a-1 |
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图 7 应变率场、活断层以及Pms和XKS剪切波分裂观测结果.其中，7a底图为应变率第二不变量，黑色箭头为利用Shen等(2015)计算的主应变率，蓝色和红色箭头为DEFNODE方法反演的挤压和拉张应变率；7b为利用Shen等(2015)计算的面应变率；7c底图为最大剪切应变率，黑色短线为Pms剪切波分裂结果(Chen et al., 2013)，红色为XKS剪切波分裂结果(常利军等，2015).1 nano/a=1×10-9/a Fig. 7 Strain rates, active faults, Pms and XKS shear wave splitting observations. In Fig. 7a, the background is the second invariant strain rates, black arrows are principal strain rates from Shen et al., 2015. The blue and red arrows are compressional and dilatational strain rates inverted from DEFNODE. 7b denotes dilatational strain rates from Shen et al., 2015. In 7c, the background is maximum shear strain rates, blue bars are Pms splitting observations from Chen et al., 2013, red bars denote XKS splitting parameters intepolated from Chang et al., 2015. 1 nano/a=1×10-9/a |
基于Okada断裂位错模型的反演结果如表 1和图 5所示，其中，图 5a为速度场观测值和模拟值，图 5b为拟合残差.除了模型边缘少数点之外，GPS速度场在1σ误差范围内均得到很好地拟合.整体而言，红河断裂带的活动性远小于无量山断裂带和南华—楚雄—建水断裂带，小江断裂带的滑动速率最高.其中，无量山断裂、南华—楚雄—建水断裂和红河断裂以右旋走滑运动为主，红河断裂带兼具正断分量，无量山断裂和南华—楚雄—建水断裂兼有较小的逆冲分量，小江断裂带以左旋走滑为主.
3.1.1 红河断裂带(F1)红河断裂带作为一条深大边界断裂(Wang et al., 2014)，与金沙江断裂一起构成了川滇菱形块体的西南边界.本文结果显示：红河断裂带南段(哀牢山山前断裂和中谷断裂)的活动性要强于中、北段.北段的右旋走滑和拉张速率分别为(1.4±0.6)mm·a-1和(-1.8±0.2)mm·a-1；中段的右旋走滑和拉张速率分别为(1.3±1.0)mm·a-1和(-2.5±0.3)mm·a-1；南段的右旋走滑和拉张速率分别为(2.9±0.8)mm·a-1和(-2.0±0.3)mm·a-1.红河断裂带新活动地貌地质证据表明，早更新世以来，红河断裂带北段、中段、南段的水平滑动速率分别为1.6、3.1、2.6 mm·a-1；中更新世以来的滑动速率分别为1.6、2.6、3.2 mm·a-1；晚更新世以来的滑动速率分别为2.6、2.4、2.4 mm·a-1.垂直滑动速率：早更新世北段、中段、南段分别为-1.6、-0.17、-0.11 mm·a-1；中更新世分别为-1.08、-0.23、-0.15 mm·a-1；晚更新世分别为-1.4、-0.6、-0.6 mm·a-1(虢顺民等，2013).本文结果与其它研究成果基本一致(虢顺民等，2013；王阎昭等, 2008).GPS垂向速度场(Pan and Shen, 2017)揭示出红河断裂带东北侧的川滇块体西南部以~1 mm·a-1的速率抬升，而红河断裂带南部以~1 mm·a-1的速率下沉，上述运动可能形成了红河断裂带~2 mm·a-1的拉张变形.
3.1.2 无量山断裂带(F2)受青藏高原隆起的影响，滇西南块体向南运动，中下地壳广泛存在的低速层为块体运动提供了有利条件，但刚性的临沧花岗岩体对其南西运动起着顶托作用，使得东、西两侧块体运动出现差异且块体运动方向与无量山断裂带呈小角度相交，在此背景下，无量山断裂带表现为水平右旋走滑运动，起着滑动分解应变的作用(常祖峰等，2016).无量山断裂带晚第四纪以来活动明显，孕育了2007年普洱6.4级地震和2014年景谷MS6.6级地震等强震.基于GPS速度场资料，本研究给出的无量山断裂带右旋走滑速率和倾滑速率分别为(7.4±0.2) mm·a-1和(3.1±1.7) mm·a-1，与活动构造的6.4~8.7 mm·a-1总滑动速率(虢顺民等, 1999; 常祖峰等, 2016)及其它研究成果得到的(4.3±1.1) mm·a-1(王阎昭等, 2008)基本一致.
3.1.3 南华—楚雄—建水断裂带(F3)南华—楚雄—建水断裂带在几何展布上与红河断裂带近乎平行，前人将该断裂作为哀牢山—红河断裂带中南段的重要分支(常祖峰等，2015)，与红河断裂带共同构成了川滇菱形块体的西南边界.断裂带内孕育了1680年楚雄63/4级地震和1970年通海MS7.7地震等一系列大地震，表明该断裂带现今较强的活动性.本文给出两段的右旋走滑和倾滑速率分别为(4.4±0.8) mm·a-1、(5.3±0.5) mm·a-1和(2.2±0.2) mm·a-1和(1.8±0.5) mm·a-1，与地质上的2.3~4.0 mm·a-1的右旋滑动和0.6~1.1 mm·a-1的构造抬升(王洋等，2015)以及约4.5 mm·a-1的大地测量资料研究结果(王阎昭等，2008；闻学泽等, 2011)基本一致.南华—楚雄—建水断裂带的活动性明显强于红河断裂带，这与红河断裂带中南段近期的低地震活动性和南华—楚雄—建水断裂带较强的地震活动性现状完全吻合.前人研究认为，位于小江和普渡河断裂西侧的地壳在运动过程中不断发生近东西向的冲断、逆掩，造成地壳的隆升和水平缩短.由于这种构造作用的转换，小江断裂带西盘(川滇块体)的主动向南运动对建水断裂带具有长期强烈的作用，建水断裂带以右旋走滑/剪切-横向缩短/逆冲变形的方式吸收与转换小江断裂带西盘的向南运动，从而导致了小江断裂带靠近红河段活动性的骤减和南华—楚雄—建水断裂带的活动性增强(Wang et al., 1998; 闻学泽等，2011).
3.1.4 小江断裂带作为川滇菱形块体东南边界的小江断裂带呈现为以西盘为主动盘的强烈左旋走滑运动，该断裂带的左旋滑动速率为-(8~9)mm·a-1(闻学泽等，2011)、-(14~22)mm·a-1 (He and Oguchi, 2008)、(-9.1±1.2)mm·a-1和(-10.4±2.0)mm·a-1(王阎昭等, 2008).本文反演得到的小江断裂带北(F4-1)、中(F4-2)、中南(F4-3)和南段(F4-4)的左旋走滑速率分别为(-10.3±0.5)mm·a-1、(-13.3±0.8)mm·a-1、(-12.3±0.8)mm·a-1、(-9.0±1.2)mm·a-1，倾滑速率分别为(-2.9±1.1)mm·a-1、(-1.4±0.5)mm·a-1、(-2.6±0.7)mm·a-1、(-2.5±0.8)mm·a-1，与前人的研究结果基本一致.然而，关于小江断裂带最南端的活动性还存在较大争议，闻学泽等(2011)认为该段滑动速率较小，~4 mm·a-1，韩竹君等(2017)认为该段的滑动仍然很强，速率达到了(-7.02±0.2)mm·a-1，本文得到了(-9.0±1.2)mm·a-1的左旋走滑速率和(-2.5±0.8)mm·a-1的倾滑速率.
3.2 断层闭锁系数和滑动亏损以2.3.1反演获得的断层滑动速率和GPS速度场资料作为约束，基于DEFNODE负位错方法反演了红河断裂带、小江断裂带、无量山断裂带和南华—楚雄—建水断裂带的闭锁系数、滑动亏损和块体内部永久变形.反演结果的χ2值为2.35，随着权重因子f的继续增加，χ2值在逐渐变小，但断层闭锁系数和块体应变率不再发生变化，表明当χ2=2.35时，反演结果已趋于稳定.此外，除了模型西南角的几个GPS点之外，其它点残差均在2 mm·a-1以内，与GPS速度场本身~1.5 mm·a-1的误差比较接近，表明反演结果能很好地解释GPS速度场观测结果.
图 6(a, b)给出了研究区域主要活断层震间闭锁系数和滑动亏损，红河断裂带的平均闭锁深度为5.0 km，平均滑动亏损为2.8 mm·a-1，最强闭锁区域为元江—元阳段(12 km)和洱源—弥渡段(10 km)，与M7圈定的地震危险区和Wen等(2016)的认识相符，而红河断裂带最南端强闭锁特征与资料稀少且受边界效应的影响有关.南华—楚雄—建水断裂带的平均闭锁深度为4.3 km，平均滑动亏损为3.6 mm·a-1，该断裂中段的闭锁程度最强，闭锁深度达到了10 km以上，与该段较少的历史地震记录(图 1)比较吻合；南段的曲江断裂和建水断裂的闭锁程度较低，可能与该区域自1799年以来发生了3次M6级地震和4次M7级以上地震有关(闻学泽等, 2011).无量山断裂带的平均闭锁深度为4.4 km，平均滑动亏损为5.2 mm·a-1，断裂带中-北段的闭锁程度最强，南段较弱，弥补了断裂带地震活动性整体表现出的南强北弱的态势(图 1，常祖峰等, 2016).小江断裂带北段的闭锁程度强于南段，平均闭锁深度为5.8 km，平均滑动亏损为3.6 mm·a-1，强闭锁区域位于1833年M8和1733年M73/4两大强震破裂的交接部位和断裂带最北段，其中，断裂带北段属于地震破裂空段(闻学泽等, 2011).总体而言，模型反映的断层闭锁强弱特征与断层各段历史地震活动性相关，即强闭锁段历史地震活动性较弱；弱闭锁段，历史地震活动性较强，符合“地震空区理论”.
3.3 青藏高原东南缘南段现今变形特征与动力学机制讨论目前存在两种壳幔变形运动学端元模型，即简单软流圈流动和“垂直贯通”模型(Holt, 2000, Flesch et al., 2001, 2005, 2007; Flesch and Bendick, 2012; Chen et al, 2013; 常利军等, 2015).简单软流圈流动意味着板块自驱动，即板块运动的力源主要来自于地幔驱动的板块间相互作用力，并由力学上软弱的软流圈与岩石圈有效解耦，地幔变形归因于软流圈顶部和底部的速度差异；岩石圈垂直贯通预示地壳强烈耦合于地幔.从运动学角度来说，地壳和地幔形变场的耦合关系则能最直观的反映这种动力学特征.本节通过XKS、Pms剪切波分裂快波方向与地壳构造变形场剪切应变方向之间的差异，探讨青藏高原东南缘南段不同圈层介质各向异性方向之间的差异所反映的壳幔耦合运动.
3.3.1 地壳应变率场利用Shen等(2015)提供的应变率计算程序，取网格距离为0.3°×0.3°，结合1999—2017年的GPS速度场计算了地表应变率场(主应变率(图 7a黑色箭头)、第二不变应变率(图 7a底图)和面应变率(图 7b)).应变率场及历史地震震源机制解揭示出青藏高原东南缘南段的地壳整体以剪切变形为主(Holt, 2000; Flesch et al., 2005; 常利军等, 2015)，强变形带沿主要断裂带展布，主要包括左旋的小江断裂带和丽江—小金河断裂带以及右旋的南华—楚雄—建水断裂带和无量山断裂带等，而红河断裂带的变形较弱.在DEFNODE反演结果中，块体内部表现为近W-E向的拉张和近N-S向的挤压，与Pan and Shen(2017)利用网格距离加权法和网格最小近邻法及本文利用Shen等(2015)的方法得到的变形方式基本一致(图 7a)，滇西块体(WSYB)应变率差别较大，可能与数据分布和块体几何结构有关.
3.3.2 XKS和Pms剪切波分裂横波分裂现象是各向异性在地震波记录中最明显的表现形式，包括XKS和Pms分裂.其中，XKS(SKS, SKKS和PKS)横波分裂现象与上地幔各向异性和应变密切相关，反映了深部构造的变形和动力过程.分裂参数为快波偏振方向和快、慢波的时间延迟，分别反映了地幔变形的方向和强度(Silver and Chan, 1991; Holt, 2000; Flesch et al., 2005; 常利军等，2015).Pms(Moho P-to-S phase)壳幔边界转化波则反映了地壳介质的各向异性，可以将地壳各向异性与地幔分开，用来研究整个地壳内部的变形.剪切波分裂反映的地震各向异性有两方面的起因：岩石微裂纹(Microcrack)和矿物晶格的优势取向(Mineral lattice preferred orientation, LPO)(Chen et al., 2013; Meissner et al., 2010).中-下地壳和上地幔各向异性一般认为是由于应变作用下地幔物质变形(有限应变)导致橄榄岩中晶格的优势取向(LPO)所引起的(Barruol and Mainprice, 1993; Holt, 2000; Flesch et al., 2005; Chen et al., 2013; 常利军等, 2015)，上地壳各向异性主要来源于岩石的微裂纹(Crampin and Peacock, 2008).
常利军等(2015)对布设在南北构造带南段的中国地震科学探测项目一期350个宽频带流动台站和中国地震台网90个宽频带固定台站(图 1，红色三角形)记录的远震XKS波形资料做偏振分析，获得了南北构造带南段XKS各向异性图像.Chen等(2013)利用四川区域数字地震网络52个地震台和云南46个台站获取的远震波形资料，计算了青藏高原东南缘的Pms分裂参数.本文搜集了常利军等(2015)和Chen等(2013)的结果，以Pms数据分布为基础，利用距离加权方法对XKS观测结果重采样(图 7c).
3.3.3 动力学机制讨论岩石力学实验研究表明，在简单剪切和纯剪切假设下，有限应变引起的快波方向φ分别平行于简单剪切下的地表瞬时最大剪切方向和纯剪切下的地表瞬时最大伸展方向(Chen et al., 2013; Hu et al., 2018；常利军等, 2015; Zhang and Karato, 1995).主震震源机制解(图 3)、主应变率(图 7a)、最大剪切应变率(图 7c背景色)和面应变率(图 7b)及活断层等资料表明青藏高原东南缘南段的地壳以剪切变形为主，地表活断层的空间展布指示了最大剪切方向(Holt, 2000；图 7c).由于上地壳对Pms各向异性贡献较少，其各向异性特征主要来自于中-下地壳(Chen等(2013))，因此，Pms快波方向与活断层展布方向的一致性可能反映了地壳内部的耦合作用.XKS快波方向与地壳最大剪切方向(断层展布方向)和Pms快波方向的明显不一致主要反映了地壳和上地幔的完全解耦，这种解耦作用使上地壳的活动与其下“大地幔流”的运动趋势发生差异，从而产生构造应变能积累.云南地区中-下地壳10~30 km范围内存在的壳内低速层(Bai et al., 2010, 图 2：P4；Sun et al., 2014, 图 4A和4B；Fu et al., 2017, 图 10b；Hu et al., 2018)可能是壳幔解耦的主要原因之一.其中，以小江断裂带和红河断裂带为东、西边界的川滇菱形块体底部的低速层主要来自于高温部分熔融引起的下地壳流(Fu et al. 2017；Hu et al., 2018)，中-下地壳低速层不一致表明印度和欧亚板块碰撞引起的变形在东南缘南段表现为块体挤出和下地壳流两种模式，而地壳浅部的构造变形被下地壳流注入引起的连续变形所替代.在红河断裂带以西的低速层位于27°N以南区域的莫霍面以下，其形成原因包括热地幔物质上涌和部分熔融.扬子地块西部地壳和上地幔低速层来自于青藏高原物质的热侵蚀作用，侵蚀仅局限于青藏高原东南边界和扬子克拉通浅部(＜70 km)(Yang et al., 2015; Fu et al., 2017).从印支地块北部(模型以南)到扬子地块西部莫霍面以下的低速带可能来自于印缅板块深源俯冲引起的小尺度地幔对流.
印度板块对欧亚板块的碰撞作用、印缅俯冲带的深源俯冲、缅甸微板块的楔形向北推挤及巽他板块的后撤作用，共同形成了青藏高原东南缘南段复杂的形变场.而红河断裂带以西的拉张变形和岩石圈减薄与上述深部动力作用密切相关，该动力作用在地表被一系列近NE-SW向的左旋走滑断裂(如小江断裂带)、NW-SE向的右旋走滑断裂(红河断裂带等)和N-S向的地堑调节吸收.由于红河断裂带与无量山断裂带之间的GPS观测点较少，反演得到断层滑动速率可能存在误差，不能准确地反映断层的真实运动特征，需要进一步增加观测.此外，关于小江断裂带与红河断裂带之间的交切关系，本文受观测资料限制未进行进一步讨论，还需进一步开展研究.
4 结论本文首先基于1999—2017年的GPS速度场、活断层探测结果、小震精定位和强震震源机制解资料，利用断层位错模型和DEFNODE负位错方法反演了青藏高原东南缘南段主要活断层现今滑动速率、断层闭锁系数以及断层围限块体的刚性运动和内部永久变形；其次，结合应变率场、活断层空间展布、XKS和Pms剪切波分裂结果，探讨分析了青藏高原东南缘的动力学特征.主要结论包括如下几个方面：
(1) 红河断裂带现今滑动速率明显低于南华—楚雄—建水断裂带和无量山断裂带.其右旋走滑和倾滑速率分别为：北段(1.4±0.6)mm·a-1和(-1.8±0.2)mm·a-1、中段(1.3±1.0)mm·a-1和(-2.5±0.3)mm·a-1、南段(2.9±0.8)mm·a-1和(-2.0±0.3)mm·a-1；南华—楚雄—建水断裂带各段的右旋走滑和倾滑速率分别为(4.4±0.8)mm·a-1、(5.3±0.5)mm·a-1和(2.2±0.2)mm·a-1、(1.8±0.5)mm·a-1；无量山断裂带右旋走滑和倾滑速率分别为(7.4±0.2)mm·a-1和(3.1±1.7)mm·a-1.小江断裂带的活动性最强，其北、中、中南和南段的左旋走滑速率分别为(-10.3±0.5)mm·a-1、(-13.3±0.8)mm·a-1、(-12.3±0.8)mm·a-1、(-9.0±1.2)mm·a-1.
(2) 红河断裂带闭锁程度最强的区域为元江—元阳段(12 km)和洱源—弥渡段(10 km)，与M7圈定的地震危险区结果相符.南华—楚雄—建水断裂带中段的闭锁程度最强，闭锁深度达到了10 km以上，与该段有历史记载以来地震活动性较低的情形相符.无量山断裂带中-北段的闭锁程度最强，南段较弱，弥补了断裂带整体地震活动性表现出的南强北弱的态势.小江断裂带北段的闭锁程度强于南段，闭锁程度最强的区域位于1833年M8和1733年M73/4两大强震破裂交接的部位和断裂带的北段，其中，断裂带北段属于地震破裂空段.
(3) 青藏高原东南缘南段地壳变形以近E-W向的拉张运动和近南北向的挤压运动为主，剪切方向与Pms和XKS剪切波分裂的快波极化方向呈一定角度，表明该区域的地壳与地幔处于完全解耦状态，而该区域存在的中-下地壳低速层可能是壳幔解耦的主要原因之一.区域整体变形受控于印度地块的推挤、印缅俯冲带的深源俯冲和缅甸微板块与巽他板块后撤的共同作用，而缅甸微板块与巽他板块的后撤是红河断裂带以西区域出现拉张变形的主要动力源.
致谢 匿名审稿人对本文提供了很好的修改建议，中国地震台网中心为本研究提供了GPS观测数据，本文使用的画图软件为GMT，作者在此一并表示感谢.也感谢中国地震局第二监测中心和中国地震局地质研究所各位老师和师兄的指导和帮助及外业测量人员的辛苦付出.
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