青藏高原东缘龙门山推覆构造带为巴颜喀拉地块与华南地块间的Ⅰ 级块体边界挤压构造带, 具有发生大地震和特大地震的构造环境(邓起东等, 1994; 赵小麟等, 1994; 杨晓平等, 1999; 马保起等, 2005; 朱艾斓等, 2005; 陈国光等, 2007; Densmore et al., 2007; 贾秋鹏等, 2007; 徐锡伟等, 2014)。2008年5月12日汶川地震和2013年4月20日芦山地震先后发生在龙门山推覆构造带中段和南段(图2)。已有研究表明, 龙门山推覆构造带有切割晚第四纪地层的地质剖面和断错构造地貌迹象, 其中映秀-北川断裂和灌县-江油断裂的垂直(逆)差异运动速率均≤ 1mm/a, 右旋滑动速率介于1~10mm/a之间, 属于晚更新世以来有过活动的断层(邓起东等, 1994; 赵小麟等, 1994; 杨晓平等, 1999; 马保起等, 2005; 朱艾斓等, 2005; 陈国光等, 2007; Densmore et al., 2007; 贾秋鹏等, 2007); 震前10~30a水准观测反映映秀-北川断裂和灌县-江油断裂之间的隆升速率仅为0.6mm/a, 后山汶川-茂汶断裂上盘及其以西高原的隆升速率可达2~3mm/a(杜方等, 2009)。

图2

Fig. 2

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图2 龙门山推覆构造带及汶川地震与芦山地震分布图(据Yu et al., 2010修改) 红线代表汶川地震地表破裂带; 白色圈为汶川地震重新定位的余震; 棕色圈为芦山地震重新定位的余震; 箭头与数字代表块体运动方向与速率; ATF 阿尔金断裂, KF 东昆仑断裂, HF 海原断裂, JLF 嘉黎断裂; F1 后山断裂(汶川-茂汶断裂), F2 中央断裂(映秀-北川断裂), F3 前山断裂(灌县-江油断裂); HFT 喜马拉雅碰撞带前缘逆断裂带, LTB 龙门山推覆构造带, RRF 红河断裂, XF 鲜水河断裂, XJF 小江断裂; Ⅰ 柴达木-祁连块体, Ⅱ 巴颜喀拉块体, Ⅲ 羌塘地块川滇菱形块体Fig. 2 Map showing distributions of the active faults and the Wenchuan and Lushan earthquakes along the Longmenshan thrust belt and its adjacent areas(modified from Yu et al., 2010).

2.1.1 汶川地震发震构造模型

地震地表破裂带研究表明, 2008年汶川地震同时使2条叠瓦状逆断层和1条横向次级断层发生同震破裂, 形成了长约240km的北川-映秀地表破裂带、 72km长的汉旺-白鹿地表破裂带和长约7km的小鱼洞破裂带, 最大垂直位移(6.5± 0.5)m, 最大右旋走滑位移4.9m(徐锡伟等, 2008, 2010; Xu et al., 2009; Yu et al., 2010); 地表破裂带宽度较窄, 一般为21~45m, 个别地段宽度可达100余m(徐锡伟等, 2008; Zhou et al., 2010), 具有变形局部化的基本特征(徐锡伟等, 2016a)。汶川地震的发震构造为龙门山推覆构造带内的北川-映秀断裂和灌县-江油断裂, 呈叠瓦状展布(图3), 吸收了巴颜喀拉块体向SE运动与华南地块碰撞引起的地壳缩短, 并转换为龙门山的持续隆升(Xu et al., 2009)。

图3

Fig. 3

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	图3 龙门山推覆构造带中段横剖面与发震构造示意图 红色线条为出现同震地表破裂的叠瓦状发震断层; 剖面位置见图2中的AB线Fig. 3 Geologic cross section of the middle segment of the Longmenshan thrust belt showing the seismogenic faulting model for the 2008 Wenchuan earthquake.

2.1.2 芦山地震发震构造模型

据芦山地震科学考察可知, 在芦山地震Ⅷ 和Ⅸ 度高烈度区的芦山县、 宝兴县、 天全县、 雅安市雨城区等范围内, 特别是耿达-陇东断裂(后山断裂)、 盐井-五龙断裂(中央断裂)、 双石-大川断裂(前山断裂)、 大邑隐伏断裂等沿线均没有发现地表破裂带, 表明芦山地震震源断层尚未出露到地表(徐锡伟等, 2013a, b)。重新定位的芦山地震及其2, 291个余震在平面上呈N32° E向密集条带状分布(图2), 长约45km, NW向宽约27km, 余震条带不仅跨越了双石-大川断裂上、 下盘, 还明显斜切双石-大川断裂地表迹线, 说明芦山地震与地表出露的双石-大川断裂关系不大, 从空间切割关系判断芦山地震的发震断层为地壳中正在形成的新生盲逆断层, 平均走向212° , 上部倾角约54° , 下部倾角约38° , 在上盘存在1条次级反冲盲逆断层, 2条盲断层限制了断展背斜的隆升范围(图4), 即芦山地震的地震构造模型符合断展背斜模型。这一模型能够很好地解释极震区见到的地壳局部缩短、 NE向密集张性地裂缝等许多现象: 位于芦山县城附近的GPS连续观测点(LS05)监测到约7.6cm的垂向同震抬升, NW侧远离断展背斜隆起区或块体SE向运动后方的灵关镇观测点(LS06)监测到约1.5cm的垂向下降等观测数据(图4)。也有学者认为发震断层为龙门山推覆构造带南段的大川-双石断裂, 但同震破裂没有切割到地表(Chen et al., 2014)。

图4

Fig. 4

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	图4 芦山地震双重滑脱构造模型示意图Fig. 4 Seismogenic model consisting of duplex detachments for the Lushan earthquake.

白色小圆圈为重新定位后的芦山地震余震; 黄色五角星为芦山地震震源位置; 余震与主震震源机制解由房立华博士提供; 地表变形特征依据断展背斜原理推测; 盲逆断层倾角约为38° , 倾向NW; F₁ 前山断裂(大川-双石断裂), F₂ 中央断裂(盐井-五龙断裂), F₃ 后山断裂(耿达-陇东断裂); 剖面位置见图2中的CD线

2.1.3 地震破裂填空行为与地震活动性

(1)四川地震台网记录到的中小地震双差法重新定位表明, 汶川地震前龙门山推覆构造带北川至平武间M_L≥ 2.0地震稀少, 但存在垂直推覆构造带走向的NW向地震条带; 北川至映秀间中小地震密集成带, 具有大面积显著低于区域平均b值的异常低b值、 低a值和相对较高的a/b值, 反映出汶川地震前处于高应力闭锁状态; 映秀以南中小地震数量比中段少, 且呈分散状分布, 天全地区b值中等偏高, 相对低的a值和偏低的a/b值, 表明处于较低应力水平; 但宝兴— 大邑之间中等偏低的b值和相对较高的a/b值组合表明芦山地震前存在一定的发震危险性(朱艾斓等, 2005; 易桂喜等, 2006, 2011)。

(2)汶川地震和芦山地震前, 龙门山推覆构造带破坏性地震活动较弱(图2)。 在2008年汶川地震之前至距今1, 700a间, 龙门山推覆构造带后山断裂、 中央断裂和前山断裂均没有M≥ 7破坏性地震记载, 仅在后山断裂上发生过1675年 6 12级地震和1941年6级地震, 中央断裂上发生过1958年和1970年2次6.2级地震; 邻近地区受岷江断裂和虎牙断裂控制的岷山地区发生过1630年虎牙 6 12级地震、 1713年叠溪7级地震、 1933年叠溪7.5级地震、 1960年松潘6.7级地震、 1976年3次震级为6.7≤ M≤ 7.2的松潘地震群; 文县-武都断裂带、 西秦岭北缘断裂带和鲜水河-安宁河-则木河-小江断裂带上M≥ 6以上破坏性地震频发(图2)。相对于周缘其他活动断裂带, 龙门山推覆构造带, 特别是中央断裂和前山断裂整体上成为1个M≥ 6.5地震围限的地震空区, 2008年汶川地震发生在该地震空区的中段, 2013年芦山地震发生在南段(图2)。

(3)古地震研究表明, 发生汶川地震的北川-映秀断裂和灌县-江油断裂北川以南段2008年前最近1次地表破裂型(古)地震发生在距今3, 300~2, 300a之间, 更早的1次发生在距今5, 920~5, 730a之间, 复发间隔约为 (2 800± 500)a, 服从特征位移复发模型(Ran et al., 2010, 2013), 汶川地震前的离逝率V=1.0± 0.2; 北川以北段在汶川地震之前最近1次地震发生在公元942年, 更早的1次地震发生在公元前8240— 7785年(Ran et al., 2014), 服从不规则复发模型。

(4)芦山地震现场科学考察表明, 龙门山推覆构造带南段耿达-陇东断裂没有发现晚更新世以来有新活动地貌和地质证据, 盐井-五龙断裂晚更新世早期有活动迹象, 大川-双石断裂最近1次地表破裂型地震发生在距今1, 390~650a, 垂直位错量约0.3m; 大邑断裂在山前呈隐伏状态, 应为盲逆断层(Densmore et al., 2007; 陈立春等, 2013)。

可见, 汶川地震和芦山地震发生在历史地震破裂的空段, 发震断层处于高应力闭锁状态; 有古地震资料反映出最近1次地震的离逝率已达到1.0左右, 随时有发震的危险。

2.1.4 地壳介质特性

尽管汶川地震和芦山地震均与NE向龙门山推覆构造带的最新错动密切相关, 但由于它们分别位于龙门山推覆构造带中段和南段, 其地表地质构造和深部地壳结构具有如下明显的特征:

(1)地震层析成像和接收函数反演等研究显示, 华南地块西北端的四川盆地地壳厚度介于46~52km之间, 中地壳整体表现出P波和S波高速特征, 上部10km为相对低速沉积层, 地壳平均泊松比值较高, 介于0.28~0.31之间; 巴彦喀拉块体东南端龙门山地区地壳厚度介于52~60km之间, 地壳P波和S波相对于四川盆地整体表现出低速特征, 在14~50km深度范围存在S波楔状低速区, 地壳平均泊松比较高, 介于0.29~0.31之间; 由于受映秀南深度90km以上NW向低速异常条带的影响, 巴彦喀拉块体与华南块体之间的龙门山推覆构造带表现出明显的南北分段现象: 2008年汶川地震及其余震所在的龙门山推覆构造带中段表现为高速异常条带, 12~23km深度范围S波速度可达4.0km/s, 地壳平均泊松比介于0.31~0.32之间; 芦山地震所在的南段地壳虽也为高速异常带, 但较中段偏低(王椿镛等, 2003; 朱介寿, 2008; 郭飚等, 2009; 吴建平等, 2009; 胥颐等, 2009; Zhang et al., 2010); 芦山与汶川2地震间的NW向低速异常条带成为龙门山推覆构造带地震破裂分段的持久性横向边界构造。

(2)跨龙门山推覆构造带南段宝兴附近、 中段映秀和北川附近等3条大地电磁(MT)剖面探测显示, 巴颜喀拉块体东南端, 在上地壳高阻层下方存在地壳低阻高导层, 低阻高导层顶面埋深约为20km, 南段靠近鲜水河断裂附近埋深约为10km; 龙门山推覆构造带自地表到上地幔存在高阻体, 范围自龙门山推覆构造带东边界(前山断裂)向W扩展到后山汶川-茂汶断裂以西约20km, 深部向SE与四川盆地的高阻基底相连接, 在地壳中不存在与龙门山推覆构造带西侧高导层相连接的低阻层; 龙门山推覆构造带3条主干断裂均倾向NW, 在深部20km附近交会, 尖灭在高导层顶面附近; 除中段汶川地震起始破裂点附近下方高阻体内10~20km深度范围出现电导率升高的局部区域外, 中段其他地段高阻体较完整, 但芦山地震起始破裂点位于高阻体与其东南侧次低高阻体的接触边界附近(Zhao et al., 2012)。

从上述地质与地球物理勘探可知, 龙门山推覆构造带发生汶川地震的中段和发生芦山地震的南段具有明显的深浅构造背景差异: 中段最新构造变形集中在宽度约30km的北川-映秀断裂、 彭县-灌县断裂和山前隐伏断裂上, 地壳上部发震层(≤ 20km)为强度较大的高速-高阻介质区, 中下地壳为相对软弱的低速-高导结构; 南段最新构造变形分散在宽度至少约150km的耿达-陇东断裂、 盐井-五龙断裂、 双石-大川断裂、 大邑断裂、 蒲江-新津断裂和龙泉山断裂及其相关褶皱构造上, 尽管也为高速介质区, 但其P、 S波速度值较中段偏低, 反映出南段上地壳岩石强度比中段弱。

图5

Fig. 5

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	图5 青藏高原东部及其邻区汶川地震前GPS滑动速率分布图(1999— 2007年, 由王敏提供)Fig. 5 GPS velocities(mm/a)in and around the eastern margin of the Qinghai-Tibetan plateau before the Wenchuan earthquake(1999— 2007; provided by WANG Min).

2.1.5 应力-应变环境

震前10a左右GPS观测数据表明, 汶川地震发生在被高速应变围绕的龙门山低应变速率区(图5): 跨龙门山推覆构造带的地壳应变缩短率和右旋应变速率均≤ 2mm/a, 其中1999— 2004年相对于华南地块无明显运动, 2005— 2007年龙门山推覆构造带西北侧巴颜喀拉地块东部处于右旋应变为主兼有大尺度缓慢挤压变形状态, 而周边区域应变速率相对较大, 在10mm/a左右(Zhang et al., 2004; Shen et al., 2005; Meade et al., 2007; 张培震等, 2008; 江在森等, 2009; 赵静等, 2012); 水准测量资料进一步显示, 1975— 1997年期间龙门山推覆构造带前山断裂与中央断裂之间存在着0.6mm/a的隆升应变速率, 而龙门山后山断裂及其以西隆升应变速率可达2~3mm/a(杜方等, 2009)。所有这些资料反映出在汶川地震之前至少10~30a, 龙门山推覆构造带中段前山断裂和中央断裂处于闭锁状态, 闭锁深度21km, 闭锁程度达0.99左右, 垂直断层方向的滑动亏损速率约为2.2mm/a, 平行断层走向的右旋滑动亏损速率约为4.6mm/a; 南段只有在地表以下12km闭锁程度较高, 其中在12~16km处闭锁程度约为0.83, 垂直断层方向的滑动亏损速率约为1.2mm/a, 平行断层方向的滑动亏损速率约为3.8mm/a; 在16~21km处闭锁程度约为0.75, 垂直断层走向的滑动亏损速率约为1.1mm/a, 平行断层走向的滑动亏损速率约为3.5mm/a; 在21~24km处龙门山推覆构造带整体均转变为蠕滑(赵静等, 2012)。即发生汶川地震和芦山地震的龙门山推覆构造带中段和南段均处于滑动亏损的闭锁状态。

2010年4月14日玉树地震发生在巴颜喀拉地块与羌塘地块之间的Ⅱ 级块体边界带上, 即NW向鲜水河-甘孜-玉树-风火山断裂带的甘孜-玉树断裂上(图1)。甘孜-玉树断裂是1条全新世左旋走滑断层, 东南部与鲜水河断裂左阶斜列, 向西与青藏高原腹地的风火山断裂相接。甘孜-玉树断裂可划分为5段(周荣军等, 1996): 自NW向SE分别为当江段、 玉树段、 邓柯段、 马尼干戈段和甘孜段(图6a)。其中, 当江段和玉树段全新世左旋滑动速率为(7.3± 0.6)mm/a(周荣军等, 1996), 玉树以东邓柯段、 马尼干戈段、 甘孜段等的左旋滑动速率约为(12± 2)mm/a(闻学泽等, 2003, 徐锡伟等, 2003)。

图6

Fig. 6

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	图6 甘孜-玉树断裂分段性与玉树地震地表破裂展布示意图(据孙鑫喆等, 2012) a 甘孜-玉树断裂历史地震破裂与分段; b玉树地震地表破裂分布; 红色线条代表2010年4月14日玉树7.1级地震地表破裂Fig. 6 Map showing earthquake rupturing segmentation of the Ganzi-Yushu fault(a) and distribution of the surface ruptures of the Yushu earthquake(b)(after SUN Xin-zhe et al., 2012).

2.2.1 发震构造模型

高分辨率卫星影像和航空照片的解译以及野外实地考察表明, 玉树地震地表破裂带分布在结古镇至隆宝镇之间甘孜-玉树断裂的玉树段, 由剪切破裂、 张剪切破裂、 压剪切破裂、 张性破裂、 鼓包或陷落坑(拉分盆地)等基本地表破裂单元斜列成典型的左旋纯剪切破裂带, 整体走向约300° , 长度约65km, 最大同震左旋位移值为2.4m(孙鑫喆等, 2012); 可分为西部长约15km的结隆段和东部长约31km的结古段, 呈左阶斜列, 斜列阶区为拉分型隆宝湖盆地(图6b)。据双差法重新定位可知(朱艾斓等, 2012; 邵志刚等, 2013; 王彩勤等, 2015), 玉树主震发生在结古与结隆2条次级破裂带之间的无地表破裂段, 靠近隆宝湖拉分盆地; 余震基本沿地表破裂带或发震断层呈线性展布, 剖面上呈近垂直的断层面, 表明发震断层为近直立的甘孜-玉树断裂, 左旋走滑性质(刘超等, 2010; Li et al., 2011)。

2.2.2 地震活动性与地震破裂填空行为

据地震台网监测数据可知, 2010年4月玉树地震前, 发震的甘孜-玉树断裂及其邻近地区记录到的中小地震明显较外围地区少, 形成了1个NWW向长约500km、 NNE向宽约400km的中小地震围空区(陈学忠等, 2012)。另外, 甘孜-玉树断裂历史地震具有明显的分段破裂特征: 当江段曾发生过1738年玉树西地震(M6 12级)(顾功叙等, 1983), 地震地表破裂带长度> 50km, 最大同震左旋位移约5m(周荣军等, 1997); 1979年3月29日在玉树段与邓柯段之间青海玉树东南发生过1次M6.2地震; 邓柯段曾于1896年发生过邓柯地震(M7)(顾功叙等, 1983), 其地震地表破裂带长度至少达70km, 以左旋走滑为主, 最大同震左旋位移达5m, 推测矩震级M_W7.3(闻学泽等, 2003); 沿马尼干戈段和甘孜段存在长度约230km未知年代的近代地震地表破裂带, 分别展布在马尼干戈段和甘孜段上, 前者地震地表破裂带长度约180km, 最大同震左旋位移约9m, 推测发生年代为公元1854年, 矩震级估计为M_W7.7; 后者地震地表破裂带长度约65km, 最大同震左旋位移约5.3m, 推测发生年代为公元1866年, 矩震级估计为M_W7.3(闻学泽等, 2003)。从2010年玉树地震前历史地震地表破裂分布可知, 甘孜-玉树断裂的玉树段为历史地震破裂空段(图6a)。

跨断塞塘和断层陡坎探槽地质剖面和测年资料显示(图7), 玉树地震前还发生过5次古地震事件(孙鑫喆, 2016): 从老到新依次发生在约9, 100a, BP、 约6, 500a, BP、 约5, 200a, BP、 约3, 900a, BP和约2, 700a, BP, 复发间隔分为2组, 最早的2次地震间隔为2, 600a左右, 其他事件之间间隔为1, 300a左右, 玉树地震之前最近事件的离逝时间已经达到2, 600a左右, 离逝率接近2, 即随时都有发生地震的危险。

图7

Fig. 7

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图7 甘孜-玉树断裂玉树段甘达村西古地震探槽剖面(据孙鑫喆, 2016) a 探槽原始剖面照片拼接图; b 地质解释图; 地层单元: 1浅褐色含砾土, 砾石呈角砾状, 为晚更新世到早全新世冰碛物; 2浅黄色黄土, 有不规则角砾沿裂隙定向排列; 3深黄色黄土; 4黑褐色表层土, 含泥炭; 5黑褐色泥炭层, 断塞塘沉积; 6褐色土, 含大量粒径数mm的角砾; 7黑褐色泥炭层, 夹有褐色土条带, 断塞塘沉积; 8黄土楔; 9褐色土, 含黑色泥炭条带; 10褐色土; 11褐色土, 含大量粒径不等的角砾; 12黑色泥炭层, 为断塞塘沉积; 13褐黑色土; 14褐色土; 15黄褐色崩积楔Fig. 7 Trench geological log for paleoearthquakes across the Ganzi-Yushu Fault at western Ganda Village(after SUN Xin-zhe, 2016).

因此, 玉树地震发生在甘孜-玉树断裂西部历史地震破裂空段— — 玉树段上, 最近1次地震的离逝率已接近2.0, 很好地反映出青藏高原中东部大型走滑断层地震破裂的填空行为(图6a)。

2.2.3 地壳介质特性

玉树地震发生后, 王长在等(2013)利用青海省地震局在余震区布设的7 个流动地震台站、 中国地震局地球物理研究所14个流动地震台站和19个固定台站记录到的地震资料, 采用双差层析成像法获得的震源区3D地壳速度结构图像表明, 在12km深度以上的中上地壳巴颜喀拉地块表现为高速体异常, 羌塘地块表现为低速异常, 玉树-甘孜断裂处于高、 低速异常之间的过渡带偏高速的一侧。

2.2.4 应力-应变环境

基于中国地壳运动观测网络1999、 2001、 2004和2007年4期观测数据, 结合总参测绘局和国家测绘局大地测量控制点的数据, 与全球IGS跟踪站的数据进行联合解算得到各测站在全球参考框架下的位置和速度值, 选择甘孜-玉树断裂以南的羌塘块体为参照系, 突出甘孜-玉树断裂两侧地壳的差异运动, 扣除块体刚性旋转分量后水平运动场反映出与2008年汶川地震前一致的区域大应变和近断层闭锁的应力-应变环境: 扣除东昆仑断裂、 怒江断裂等影响后其远场左旋加载应变明显, 左旋应变速率为6.6mm/a, 其西侧风火山断裂左旋应变速率约为6.1mm/a, 东侧鲜水河断裂增大到10mm/a左右; 此外, 风火山断裂和甘孜-玉树断裂还存在着远场挤压应变加载, 速率分别为(2.8± 1.9)mm/a和(1.7± 1.6)mm/a, 而鲜水河断裂则存在少量远场拉张应变加载, 速率为(2.8± 0.7)mm/a; 甘孜-玉树断裂处于远场拉张与挤压的转换过渡地带; 尽管跨断层近场GPS观测点很少, 但观测到甘孜-玉树断裂两侧近场观测点的左旋应变率很小, 说明震前甘孜-玉树断裂处于闭锁状态(王阎昭等, 2011)。

2015年4月25日尼泊尔廓尔喀地震属板块间的1次滑脱型地震(detachment’ s earthquake), 发震断层为喜马拉雅主逆断裂(MHT), 也是1次预料中的地震(Bilham et al., 2001; Pulla, 2015)。作为印度板块向欧亚板块俯冲的主逆断裂, 在尼泊尔中部和东部该断裂的近SN向地壳缩短率为(17.8± 0.5)mm/a, 西部地区地壳缩短率为(20.5± 1.0)mm/a(Bilham et al., 1997; Lavé e et al., 2000; Ader et al., 2012), 为1条印度板块向N插入到青藏高原地壳中的低角度逆掩断层。与中国大陆板内地震相比, 其震源破裂过程和孕震构造等具有明显的相似性。

2.3.1 发震构造模型

野外考察和InSAR观测表明, 在距喜马拉雅山前主前缘断裂(MFT)北约10km的主顿逆断层(Main Dun Thrust)上出现长约26km、 垂直位移量为12cm左右的地表破裂带, 推测为主前缘断裂上盘次级断层同震或震后4d内快速滑动产生的地表破裂(Elliott et al., 2016)。 InSAR、 GPS和地震波形反演显示, 从廓尔喀地震起始破裂点(震中)到加德满都东出现1个NWW向长约150km、 NNE向宽约65km的椭圆状穹状隆起, 最大隆升幅度为1.4m, 滑脱面(断坪)上部地壳的最大水平滑动量约为6m; 北部高喜马拉雅地区表现为面状沉降, 最大沉降量为0.6m(Bilham, 2015; Kobayashi et al., 2015; Elliott et al., 2016)。综合震前和震时形变测量数据、 地震活动性资料、 喜马拉雅地形地貌等可知, 2015年尼泊尔廓尔喀地震的发震断层为向N缓倾的喜马拉雅主逆断裂(MHT), 从南到北由断坡— 断坪— 断坡— 断坪等4个几何段组成(图8): 最南段为倾向N、 倾角约30° 、 埋深约5km的断坡, 对应于走向N108° E的喜马拉雅主前缘断裂(MFT); 第2段为向N缓倾、 倾角约7° 、 埋深5~15km的断坪, 为震间闭锁和同震滑动段; 第3段为埋深15~25km、 向N倾约20° 的断坡, 为连接下部蠕滑与上部黏滑的转换段; 最北段为倾向N, 倾角5° ~7° , 下插到青藏高原中、 下地壳中的断坪, 为深部蠕滑段。

图8

Fig. 8

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	图8 尼泊尔廓尔喀地震3D发震构造图(据Elliott et al., 2016修改) 断层面上的彩色区域为同震位移区域; 蓝色线条为由震前GPS、 InSAR和水准等观测资料反演得到的断层面闭锁程度, 地震发生在深14~15km附近断坡与断坪的交会过渡地带; 横剖面显示出地震反射剖面、 黑色断层线和电阻率图像, 反映出主逆断层附近为高导性质; 剖面上的白色椭圆代表震前地震, 主要发生在闭锁程度较低的深部断坪附近; MFT 喜马拉雅主前缘逆断裂; MHT 喜马拉雅主逆断裂Fig. 8 3-D seismogenic geometry for the MHT(Adapted after Elliott et al., 2016).

2.3.2 地震活动性与地震破裂填空习性

据尼泊尔地质矿产局地震中心资料可知, 埋深在25km以下的断坪和埋深15~25km的断坡为不完全闭锁区域, 是震前中小地震密集地区, 对应于上盘块体强烈隆升、 遭受切割的中喜马拉雅和高喜马拉雅地区, 可作为间震期滑动单元和地表隆升区; 深度15~25km的断坡上部与埋深浅于15km的断坪之间的绞合线附近为廓尔喀地震起始破裂的地段, 为弹性应变积累单元, 靠近绞合线的上部断坪为地震主破裂滑动区, 间震期中小地震稀少(图8), 震前处于完全闭锁和弹性应变能积累状态。

尼泊尔及其邻区喜马拉雅主逆断裂(MHT)和主前缘断裂(MFT)是大地震频发带, 历史上发生过1505年M_W8.5地震、 1833年M_W7.6地震、 1934年M_W8.2地震等(Bilham, 2004), 这些地震之间为尚无历史地震破裂、 处于应变积累过程的尼泊尔中西部地震空段(图9中的C空段)。早在1994年就有学者认为在1505年地震震中及其邻近地段存在发生大地震的危险性, 利用喜马拉雅主逆断裂(MHT)上约20mm/a的地壳缩短率和历史地震的离逝时间等, 推测尼泊尔中西部地震空段已积累了10m左右潜在滑动量的弹性应变能, 相当于1个M_W8.2或更大震级的潜在地震(Bilham, 1994; Bilham et al., 2001)。随着对喜马拉雅碰撞带发震危险性的担忧, 地质学家也开展了古地震研究, 在尼泊尔东部MFT上揭露出4, 500a, BP以来发生过7次古地震, 单个古地震的同震位移可达12~17.5m, 复发间隔介于 (750± 140)~(870± 350)a之间(Malik et al., 2010; Sapkota et al., 2013; Bollinger et al., 2014); 若考虑到地表没有破裂的历史盲断层型大地震, 则复发间隔仅500a左右(图9)。综合古地震和历史地震资料, 在喜马拉雅碰撞带上可鉴别出A、 B、 C、 D、 F等5个地震空段, 它们各自最近1次地表破裂型地震的离逝率均在1左右, 2015年尼泊尔廓尔喀地震发生在上一次地震离逝率达1.5的C空段东部, 鉴于2015年地震仅使地震空段的东部部分破裂, 空段南部MFT断坡和西部地区尚未破裂, 且同震滑动量没有达到10m左右的预测值(Bilham et al., 2001), 预计未来不排除发生震级更大的地表破裂型地震, 释放剩余应变能(Bilham, 2015)。

图9

Fig. 9

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	图9 喜马拉雅碰撞带MFT历史大地震/特大地震/古地震与地震空段分布图(据Bollinger et al., 2014修改) 红色线代表地震地表破裂范围, 绿色线代表无地表破裂地震范围; 空心三角和方块代表古地震事件及其可能的发生时间; A、 B、 C、 D、 F所在的半透明浅蓝色阴影区为地震空段范围; 红色椭圆代表2015年廓尔喀地震破裂区Fig. 9 Synoptic calendar and positions of great/large earthquake sources along Himalayan Frontal Thrust(adapted after Bollinger et al., 2014).

2.3.3 地壳介质特性

利用震前尼泊尔和青藏高原南部地震台阵和国际地震中心1998— 2008年期间记录到的地震到时进行层析成像反演获得的三维V_p速度模型显示(Wei et al., 2016): 尼泊尔及其邻区地下10km和25km附近P波速度高、 低速变化非常明显, 2015年4月25日廓尔喀地震(M_W7.8)、 5月12日主要余震(M_W7.3)、 1833年8月26日地震(M8.0)、 1883年9月30日地震(M7.0)和1934年1月15日地震(M8.2)均发生在高速区或高、 低速过渡带偏高速一侧, 其中2015年主震和1833年地震震源区发生在同一个高速体内, 而1934年地震(M8.2)发生在尼泊尔东部另一个高速体边缘地带(Wei et al., 2016)。结合2015年地震破裂区中小地震活动稀少推测, 震源区P波高速可能代表逆断层处于无蠕滑的闭锁状态。

2.3.4 应力-应变环境

据GPS观测资料反演可知(图10), 喜马拉雅主逆断裂(MHT)具有近SN向分段滑动习性: 距离主前缘断裂(MFT)至埋深约15km的主逆断裂(MHT)宽约 (100± 20)km范围内震前基本处于完全闭锁或愈合状态, 中小地震非常稀少, 震间近SN向跨尼泊尔东部的水准测量表明地表的抬升速率很小, 甚至接近于0; 埋深15~25km的深部断坡处于部分闭锁或部分愈合状态, 具体表现为中小地震密集, 水准测量表明抬升速率接近5mm/a, 地表对应于喜马拉雅山前地形陡变带, 间震期尼泊尔境内由于主逆断裂(MHT)上部断坪和断坡闭锁引起的地震矩释放亏损率约为 (6.6± 0.4)× 10¹⁹N· m/a(Ader et al., 2012), 2015年尼泊尔廓尔喀地震破裂发生在中小地震稀少的闭锁段; 另外, 喜马拉雅主逆断裂(MHT)整带处于闭锁状态, 地震矩释放亏损率约为 (15.1± 1)× 10¹⁹N· m/a(Stevens et al., 2015), 预计未来在加德满都以南及廓尔喀以西的尼泊尔地区还会发生地表破裂型地震(图10)。

图10

Fig.10

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	图10 喜马拉雅主前缘断裂(MFT)和主逆断裂(MHT)愈合程度、 地震活动性与廓尔喀地震关系图(据Ader et al., 2012修改)Fig.10 Diagram showing special relationship among the MHT and MFT coupling from interseismic deformation(red color area), pre-earthquake background seismicity(black dots) and Gorkha earthquake, Nepal(after Ader et al., 2012).

震级M≥ 7.0地震主要发生在Ⅰ 、 Ⅱ 级块体边界带主控活动断层上(图1)。 2008年汶川地震和2013年芦山地震发生在青藏高原巴颜喀拉块体与华南地块间Ⅰ 级块体边界带龙门山推覆构造带上; 2010年玉树地震发生在青藏高原巴颜喀拉块体与羌塘块体间Ⅱ 级块体边界带甘孜-玉树断裂上。2001年昆仑山口西地震和1997年玛尼地震发生在羌塘块体与柴达木-祁连块体间Ⅱ 级块体边界带东昆仑断裂带上, 2008年于田地震和2014年于田地震发生在柴达木-祁连块体与西昆仑块体间Ⅱ 级块体边界带阿尔金断裂西段(Xu et al., 2002, 2009, 2013; Li et al., 2016)。据统计, 中国大陆几乎全部8级以上特大地震和约80%的7级以上大地震都发生在Ⅰ 、 Ⅱ 级块体边界带上(邓起东等, 2002; 张培震等, 2003)。因此, Ⅰ 、 Ⅱ 级活动块体边界带是圈定未来M≥ 7地震危险区重要的空间指标。

地震破裂空段包括历史地震破裂空段和最近1次古地震的离逝时间接近或者超过其复发间隔的活动断层段等2类。汶川地震、 芦山地震、 玉树地震等均发生在历史上没有地表破裂型地震的活动断层上。类似的例子还有新疆阿尔泰地区1931年富蕴地震、 华北地区1966年邢台地震、 1975年海城地震、 1976年唐山地震、 青藏高原及其邻区1988年澜沧-耿马地震、 1997年玛尼地震、 2001年昆仑山口西地震、 2008年于田地震和2014年于田地震等。自公元前230年有地震记录以来, 在这些地震各自的发震断层上均没有记录到地表破裂型地震, 其原因是这些活动断层的应变加载速率一般较小, 上千年的记载时间不足以积累足够的弹性应变能并在原地重复发生高震级地表破裂型地震。华北是地震记载历史最悠久的地区, 其活动断层滑动速率仅在1mm/a左右, 鄂尔多斯地块周缘7级左右地震的复发间隔介于2, 000~3, 500a之间, 而华北平原地区一般在5, 000a左右(Xu et al., 1996), 超过了人类对地震记录的有效历史(顾功叙等, 1983), 不足以积累足够的弹性应变能而重复发生高震级地震。在滑动速率较大的青藏高原地区, 尽管古地震研究揭示出各活动断层的复发间隔一般都< 2, 000a, 高速滑动的阿尔金断裂、 东昆仑断裂等复发间隔数百a, 但直到近代才有地震记录。高速滑动的鲜水河断裂是1个例外, 其全新世滑动速率约为12mm/a(闻学泽等, 2003; 徐锡伟等, 2003), GPS应变速率也达10mm/a左右(吕江宁等, 2003; Zhang et al., 2004), 在其炉霍段、 道孚段和康定段历史上均发生过地表破裂重叠或部分重叠的地表破裂型地震; 同样, 喜马拉雅碰撞带主逆断裂(MHT)的地质缩短率和GPS缩短率均在20mm/a左右(Lavé e et al., 2000; Ader et al., 2012), 历史记载和古地震探槽揭露出尼泊尔中西部廓尔喀地震震中及其邻区曾发生过1833年M_W7.6地震和1505年M_W8.5地震(图9)。可见, 历史地震空段应该是历史上至少长期处于积累弹性应变能的地段, 其发震危险性比已经发生过历史地表破裂型地震的地段高。

古地震研究也表明, 汶川地震、 玉树地震、 尼泊尔廓尔喀地震、 2001年昆仑山口西地震、 2008年于田地震等均发生在地震破裂的空段, 最近1次地表破裂型地震的离逝率(离逝时间/平均复发间隔)接近或> 1。因此, 历史地震破裂空段, 且最近1次地表破裂型历史/古地震的离逝率接近或> 1的活动断层段是识别未来可能发生地表破裂型地震危险区的时间紧迫性指标。

活动断层发震段的震前闭锁是应力或应变积累并发生高震级地震的必要条件。大地形变观测资料反演表明, 2008年汶川地震、 2010年玉树地震、 2013年芦山地震、 2015年廓尔喀地震、 2001年昆仑山口西地震、 1997年玛尼地震等发震断层震前均处于愈合程度接近1的完全闭锁状态(孙建宝等, 2007; Ader et al., 2012; 赵静等, 2012)。活动断层愈合和闭锁是震源区应变能积累的必要条件。因此, 闭锁段是识别活动断层(段)发震危险地点的必要标志。

尽管汶川地震、 芦山地震、 玉树地震、 尼泊尔廓尔喀地震等发震断层类型不同, 例如汶川地震和芦山地震发生在龙门山推覆构造带上, 发震断层为倾角40° 左右的板内逆断层, 廓尔喀地震为板块边界附近倾角仅为7° 左右的滑脱面或逆掩断层, 而玉树地震为近于直立的走滑断层, 但这些发震断层或地震破裂段均位于地震波P波或S波高速区(段)内或高、 低速过渡带偏高速一侧, 这一发震断层偏高速特性可能反映了发震断层弹性应变能积累需要的地壳介质条件: 滑动断层附近高强度围岩或局部高强度凹凸体有利于积累足够能量而发生高震级地震; 强度低的围岩其应变能易于被中小地震破裂释放, 在滑动习性上可能对应于活动断层蠕滑段或中小地震密集带。因此, 地壳地震波高速或偏高速是识别活动断层上高震级地震危险区段的介质特性标志。

震例剖析表明, 高震级地震发生在中小地震稀少的活动断层段, 可能反映了发震断层震前处于弹性应变能积累的闭锁状态, 应该是反映闭锁程度较高的一种间接地震地质学标志。历史上发生过7级以上破坏性地震的发震断层(段)现今中小地震一般密集成带, 例如1976年唐山地震区迄今已过40a, 但仍有4级左右的地震发生; 华北平原东部郯庐断裂带山东境内莒县— 郯城段曾于1668年发生过郯城8.5级地震, 沿郯庐断裂带形成了长约160km的地震地表破裂带, 自1970年以来仪器记录到的中小地震集中分布在出现地表破裂的地段及其附近, 而莒县— 郯城段南北两侧则地震活动十分稀少(图11)。这些实例从弹性应变能积累到释放过程说明, 现今中小地震活动稀少是发震活动断层在时间上已进入闭锁阶段的一种地震学指标。

上述5个方面的地震地质标志, 特别是Ⅰ 、 Ⅱ 级活动块体边界带、 活动断层上地震破裂空段、 闭锁段和地震波高速或偏高速区段等地震地质学标志可用于中长期地震危险区段的识别和划分。作为应用实例, 下面就利用这些标志对华北地区和青藏高原未来可能的高震级地震危险区进行尝试性划分和判断。

图11

Fig.11

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	图11 郯庐断裂带地震活动性分段特征(1982— 2015年) 黑色点为M< 4.7的中小地震; 红色实心圈为M≥ 4 34的破坏性地震Fig.11 Segmentation of the Tan-Lu fault zone in seismicity(1982— 2015).

位于甘肃天水与平凉以及陕西陇县和宝鸡之间, 潜在的发震断层为NW向的陇县-宝鸡断裂带和渭河盆地西段秦岭北缘断裂和渭河断裂, 属于青藏高原东北缘与华北构造区之间Ⅰ 级块体边界带上的活动断层。陇县-宝鸡断裂带为青藏高原东缘与华北块体西南隅边界主断裂, 由桃园-龟川寺断裂、 固关-宝鸡断裂、 千阳-彪角断裂和陇县-岐山-马召断裂等4条断裂组成, 南端交切于秦岭北麓断裂。从1:5万活动断层填图可知, 固关-宝鸡断裂以左旋走滑为主, 约5.8ka, BP之前, 以及约3.8ka, BP之后到 (1 020± 30)a, BP之前各发生过1次地表破裂型地震事件; 最近1次地震可能对应于公元600年的秦陇地震(史志刚等, 2013)。

六盘山南— 渭河盆地西段危险区判定的主要依据如下:

(1)位于青藏高原东北缘与华北地块间Ⅰ 级块体边界带上。

(2)除公元600年的秦陇地震外, 陇县-岐山-马召断裂上无高震级地震记录, 应为地震破裂空段, 最近1次地表破裂型地震的离逝时间长达1, 400多a, 已积累了相当于2.3m的左旋位移量和约0.5m的逆断层型垂直位移量; 渭河断陷盆地西部历史上尚未记录到地表破裂型地震, 至少应为历史地震破裂空段。

(3)利用环境噪声瑞利波成像方法对2004— 2009年期间208个地震台站宽频观测数据进行反演获得的中、 上地壳横波(SV和SH)速度结构可知, 陇县-宝鸡断裂带与秦岭北缘断裂带西段等潜在的发震断层均位于高速带内或附近(鲍学伟, 2011)。

(4)1998— 2004年GPS观测资料反映出六盘山南— 西秦岭东段与发生过2008年汶川地震的龙门山地区一样, 区域上存在2.1mm/a左右的近EW向地壳缩短率和1.1mm/a左右的左旋应变速率, 但靠近断裂带应变速率很小, 反映出危险区内发震断层处于闭锁状态(Gan et al., 2007; 武艳强等, 2012; 崔笃信等, 2016); 通过对跨断层GPS、 长水准剖面和短水准监测资料进行负位错联合反演也有类似的闭锁结论(薛锋, 2014)。

(5)陇县、 宝鸡、 天水围限的三角形区内, 中小地震的活动性很弱(吕悦军等, 2016)。

色尔腾山危险区(D2)位于内蒙巴彦淖尔盟狼山、 色尔腾山和乌拉山交会部位, 潜在的发震断层为狼山山前断裂北段、 色尔腾山山前断裂和乌拉山山前断裂; 大青山危险区(D3)位于大青山山前一带, 潜在的发震断层为大青山山前断裂(图12)。狼山山前断裂全长约160km, 走向N55° E, 倾向SE, 倾角60° ~70° , 平均垂直滑动速率0.95mm/a; 探槽共揭露出古地震事件5次, 分别发生在8, 460a, BP、 3, 990a, BP、 3, 655a, BP、 2, 990a, BP和2, 380a, BP, 复发间隔可分为2组: 长间隔约4, 500a, 短间隔约500a; 最近1次事件即为公元前7年地震, 震级7 12~8级(李彦宝等, 2015)。

色尔腾山山前断裂由乌加河段、 乌句蒙口— 东风村段、 大佘太段和乌兰忽洞段组成。乌加河段平均垂直滑动速率为0.56~0.88mm/a(杨晓平等, 2003), 乌句蒙口— 东风村段垂直滑动速率为0.89mm/a(杨晓平等, 2003), 大佘太段晚更新世晚期以来为0.22mm/a, 乌兰忽洞段为0.20mm/a(陈立春, 2002)。西部乌加河段和乌句蒙口— 东风村段全新世以来发生过5次古地震事件: 事件1发生在 (9 000± 1, 300)a, BP, 事件2发生在 (6 500± 500)a, BP, 事件3发生在5, 570a, BP, 事件4发生在 (4 200± 300)a, BP, 事件5发生在 (3 250± 250)a, BP, 表现出丛状群集的复发模型(杨晓平等, 2003), 最近1次事件的离逝时间介于3, 000~4, 000a之间, 东部大佘太段和乌兰忽洞段古地震重复间隔约800a, 最近1次事件的离逝时间在700a左右。乌拉山山前断裂最新探槽揭露出2次古地震, 分别发生在7020BC之前和介于7100— 4700BC之间(李彦宝等, 2015)。

大青山山前断裂西起包头黄河南岸昭君坟, 东至呼和浩特以东, 全长约200km, 全新世平均垂直滑动速率为2.8mm/a(陈立春, 2002); 西部包头段、 土右旗西段、 土左旗西段最近1次事件的离逝时间依次为约5, 300a、 1, 100a、 4, 000~2, 000a, 呼和浩特段最近1次事件的离逝时间约4, 000a。其中土右旗西段最近1次事件应为公元849年地震, 震级为7 12~8级(李彦宝等, 2015)。大青山山前断裂的古地震重复间隔平均约为2, 400a。

河套狼山危险区和大青山危险区判定的主要依据如下:

(1)河套断陷带为强烈活动的Ⅰ 级活动块体边界带, 历史上发生过公元前7年大地震(狼山山前断裂)和公元849年大地震(大青山山前断裂土右旗西段)。

(2)狼山山前断裂、 色尔腾山山前断裂、 乌拉山山前断裂、 大青山山前断裂等均为全新世强烈活动断层, 除发生公元849年地震的大青山山前断裂土右旗西段和可能发生过公元前7年大地震的狼山山前断裂中南段外, 大部分段最近1次事件的离逝时间都已接近或超过其复发间隔。其中, 狼山山前断裂即使发生过公元前7年大地震, 其离逝时间也已经超过2, 000a, 离逝率≥ 4; 色尔腾山山前断裂最近1次地震的离逝率> 3; 大青山断裂除最西部土右旗西段最近1次事件应为公元849年地震外, 其他段的离逝率均超过1.0, 为地震破裂空段。

(3)3D地震层析成像反演表明, 河套色尔腾山危险区和大青山危险区地壳10km深度附近为P波和S波中高速边缘地带(王志铄等, 2008)。

(4)2009— 2013年期间的GPS水平运动矢量显示, 河套断陷盆地带及其两侧地壳水平运动极不均匀, 总体以E向或NEE向运动为主, 速率在3~7mm/a之间且有西小东大的特点; 跨断层图像显示, 大青山山前断裂有(2.6± 0.8)mm/a的左旋走滑应变速率, 垂直于断裂的分量在断裂附近无明显变化; 色尔腾山山前断裂左旋走滑应变速率和拉张运动均不明显, 其中左旋应变速率仅为(1.0± 0.8)~(1.4± 0.8)mm/a(崔笃信等, 2016), 结合10km深度左右中高速异常特征, 推测至少色尔腾山山前断裂已经处于一定的闭锁状态。

(5)受上述活动断层控制的河套断陷盆地至少在呼和浩特西土默特左旗至包头东达拉特旗之间以及包头西乌拉特前旗至杭锦后旗之间中小地震比色尔腾山山前断裂控制的盆地段稀少(吕悦军等, 2016); 根据83个古地震数据、 GPS监测位移数据等计算获得的发生M≥ 7.0地震的条件概率较高(潘博, 2012)。

位于晋冀蒙交界地区, 潜在发震断层为晋冀蒙盆岭构造区口泉断裂、 阳高-天镇断裂、 六棱山北麓断裂、 恒山北麓断裂、 蔚广盆地南缘断裂、 延怀盆地北缘断裂和南口-孙河断裂。

晋冀蒙盆岭构造区位于太行-五台山断块隆起区北部与燕山-阴山隆起区南部交接部位, 是山西断陷盆地带右旋走滑运动在其北端东侧形成的1个NE向次级张性构造区(Xu et al., 1992, 1993), 大多数活动断层走向NE, 个别NNE, 在与张家口-渤海断裂带交会地段发育NW向断裂。晋冀蒙盆岭构造区南边界系舟山北麓断裂, 长约100km, 走向N45° E, 倾向NW, 晚更新世以来的平均垂直滑动速率0.7~1.5mm/a, 最近1次地表破裂型地震为1038年定襄地震; 繁代次级盆地南界五台山北麓断裂长约85km, 走向N60° E, 倾向NW, 晚更新世以来的平均垂直滑动速率为0.6~1.2mm/a, 历史上曾发生过512年代县7 12级地震; 阳原盆地南缘六棱山北麓断裂长130km, 垂直滑动速率约0.56mm/a, 最近1次地震发生在距今4, 200a左右, 古地震原地复发间隔7~9ka; 涿鹿-怀来次级盆地北缘断裂长58km, 最大垂直滑动速率为0.5mm/a, 古地震平均复发间隔(2 967± 1653)a。

据 1:5万活动断层填图可知: 宣化盆地南缘断裂全新世垂直滑动速率约为0.3mm/a, 发生过3次古地震事件: 分别发生在约 (11 020± 50)a, BP之前, (11 020± 50)~(9, 460± 50)a, BP之间和约(9 460± 50)~(8 750± 40)a, BP之间, 平均复发间隔约1, 100a, 最近1次地震事件的离逝时间约为9, 000a, 离逝率约为8.0, 即随时都有发生地震的危险; 口泉断裂中段最近的地震事件发生在距今6.5~5.0ka 之间, 最近3次地震事件的平均复发间隔为6~7ka; 恒山北麓断裂距今45ka的垂直滑动速率介于0.13~0.49mm/a之间, 最近古地震发生在2.8ka, BP以来, 全新世期间古地震平均复发间隔约为2.6ka。蔚广盆地南缘断裂古地震研究显示, 第1次事件发生在 (16.66± 1.39)~(10.62± 0.87)ka, BP之间, 第2次事件发生在(9.20± 0.79)~(7.85± 0.14)ka, BP之间, 可能更靠近(9.20± 0.79)ka, BP, 复发间隔为2.7~7.5ka左右, 最近1次古地震事件的离逝率≥ 1.0。

值得指出的是, 北京地区NW向南口-孙河断裂是1条全新世断裂, 其NW段槽探揭露出3次古地震事件, 分别发生在距今(10 643± 250)~(9 706± 1, 235)a、 (7, 894± 150)~(7 640± 650)a及(3 987± 100)~(3 670± 310)a(江娃利等, 2001; 徐锡伟等, 2002); 其隐伏段钻探揭示出的复发间隔为4, 600a左右, 最近1次地震事件的离逝时间为3, 500~4, 000a。从2套古地震资料可知, 最近1次地表破裂型地震的离逝率在1.0左右, 已有发震的危险。

晋冀蒙交界危险区判定的主要依据如下:

(1)晋冀蒙盆岭构造区为鄂尔多斯东边界带北端, 属华北与东北构造区Ⅰ 级块体边界带以及鄂尔多斯块体与太行山块体2个Ⅱ 级块体的边界带, 构造活动强烈, 历史上发生过4次7级以上地震, 具备发生高震级地震的构造条件。

(2)晋冀蒙交界危险区位于盆岭构造区北部, 虽发生过多次6级左右地震, 但恒山北麓断裂、 六棱山北麓断裂、 口泉断裂、 阳高-天镇断裂、 蔚广盆地南缘断裂、 南口-孙河断裂等缺少7级左右高震级地震记录, 为历史地震破裂空区; 区内盆地主边界断裂均属全新世断裂, 最近1次地表破裂型地震的离逝率已接近或超过1.0, 具有随时发生高震级地震的危险。

(3)地震层析成像反演表明, 口泉断裂、 恒山北麓断裂、 宣化盆地南缘断裂、 蔚广盆地南缘断裂、 南口-孙河断裂等所在地壳10km至25km深度范围为P波和S波高速区(带)或其边缘地带(王志铄等, 2008; 杨婷等, 2012)。

(4)2009— 2013年期间的GPS水平运动矢量显示, 山西断陷盆地带是鄂尔多斯块体周缘断裂系除六盘山地区以外活动最为强烈的边界带, 恒山北麓断裂、 五台山北麓断裂、 六棱山北麓断裂等拉张运动和走滑运动均不明显, 口泉断裂走滑运动不明显等(崔笃信等, 2016), 可能反映出晋冀蒙交界区许多活动断层处于完全闭锁或部分闭锁状态。

(5)大同盆地及其邻近的蔚广盆地、 阳原次级盆地中小地震比其南部的忻定盆地、 太原盆地和临汾盆地等的稀少(吕悦军等, 2016)。

位于山西断陷盆地带南端的晋南张性区, 包括侯马-河津盆地和运城盆地(Xu et al., 1992, 1993)。潜在的发震断层为峨眉台地北缘断裂、 韩城断裂和中条山北缘断裂。

中条山北麓断裂是运城盆地南缘主控边界断层, 垂直滑动速率为0.14~0.53mm/a; 全新世期间曾发生过5次古地震事件, 依次发生在 (465± 45)~(675± 45)a, BP、 (4 540± 110)~(4 695± 125)a, BP、 (7 860± 80)~(8, 100± 90)a, BP, 7, 300~6, 520a, BP和 (10 420± 145)~(11 245± 55)a, BP, 平均复发间隔约为3, 370a, 最近1次地震发生在永济以南的NNE走向段(LÜ et al., 2014)。

峨眉台地北缘断裂是侯马-河津盆地南缘主控边界断层, 垂直滑动速率≥ 0.36mm/a, 据1︰50, 000活动断层填图可知, 至少发生过2次古地震事件: 一次发生在西汉初期, (1 947± 197)~(2 176± 157)a, BP, 另一次在西汉之前, 约4, 600a, BP。韩城断裂是侯马-河津盆地西缘边界断裂, 垂直滑动速率在0.12~0.79mm/a之间, 最近1次事件发生在6.0~12.4ka, BP, 平均复发周期为7.84ka, 已接近或达到了古地震复发间隔。

晋南危险区判定的主要依据如下:

(1)晋南张性区是鄂尔多斯与太行山2个Ⅱ 级块体的边界带, 其北的临汾盆地历史上发生过包括1303年洪洞8级地震在内的多次7级以上地震, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)3条发震断层存在古地震遗迹, 历史上尚未记录到高震级地震, 最近1次地表破裂型地震的离逝率约为1, 是地震破裂空段。

(3)利用环境噪声瑞利波成像方法对2004— 2009年期间208个地震台站宽频观测数据进行反演获得的中、 上地壳横波(SV和SH)速度结构可知, 峨眉台地北缘断裂、 韩城断裂和中条山北缘断裂等均位于高速带或高、 低速边界带附近(鲍学伟, 2011)。

(4)2009— 2013年期间的GPS水平运动矢量显示, 山西断陷盆地带是鄂尔多斯块体周缘断裂系除六盘山地区以外活动最为强烈的边界带, 受中条山北麓断裂控制的运城盆地及其附近地区应变较大, 最大达3.2× 10^-8/a; 运城以北和以东万荣— 闻喜— 新绛一带则处于较强的压性应变区域, 均值为-2.0 × 10^-8/a(崔笃信等, 2016)。

(5)晋南张性区, 特别是中条山北麓断裂附近及其南部灵宝盆地中小地震稀少(吕悦军等, 2016), 可能反映出至少中条山北麓断裂处于闭锁状态。

静海-武邑危险区位于华北平原中部静海— 武邑一带, 邢台-新乡危险区位于华北平原西南部邢台— 邯郸— 安阳— 新乡一带, 潜在的发震断层为唐山— 河间— 磁县新生地震带沿线隐伏活动断层。以NW向海河断裂、 衡水断裂、 隆尧凸起南缘断裂、 磁县断裂、 新乡-商丘断裂等为界, 新生地震带可分为5段: 北段为长约160km的唐山段, 发生过1976年唐山M7.8地震; 海河断裂至衡水断裂之间为长约190km的静海— 武邑段, 曾发生过1967年河间M6.5地震; 衡水断裂至隆尧凸起南缘断裂之间为长约100km的邢台段, 由3条尚未出露地表的牛家桥、 东汪和百尺口等隐伏深断裂斜列而成, 分别发生过1966年马栏M6.8地震、 东汪M6.7级和M7.2地震(徐锡伟等, 2000); 隆尧凸起南缘断裂与磁县断裂之间为长约90km的邯郸段, 历史上不曾发生过地表破裂型地震, 但NW向的磁县断裂发生过1830年磁县M7 12级地震(江娃利等, 1996); 磁县断裂与新乡-商丘断裂之间为长135km的汤阴段, 也是唐山-河间-磁县新生地震带最南段, 由更新世晚期活动的汤西断裂和汤东断裂组成。

静海-武邑危险区和邢台-新乡危险区判定的主要依据如下:

(1)唐山-河间-磁县地震带是1条强烈活动的新生地震带, 是华北平原与太行山之间Ⅱ 级块体边界带(徐锡伟等, 1994)。

(2)历史上唐山-河间-磁县地震带发生过包括1966年邢台7.2级和1976年唐山7.8级在内的数次6.5级以上地震, 静海— 武邑段、 邯郸段和汤阴段是这一新生地震带上的3个历史地震破裂空段, 也是中小地震相对稀少的段。其中, 静海-武邑危险区对应于海河断裂至衡水断裂之间的静海— 武邑段, 以1967年河间M6.5走滑型地震为界可分为长约120km的静海— 大成次级段和长约70km的献县— 武邑次级段, 前者有一定的中小地震活动性, 对应于天津空段(Yin et al., 2015); 后者中小地震十分稀少, 也为历史地震空段。

(3)地震层析成像反演表明, 静海— 武邑段的静海— 大成次级段10km和25km水平切片面上P波和S波均为高速区, 献县— 武邑次级段和汤阴段位于中高速异常与低速异常过渡带(王志铄等, 2008)。

(4)唐山-河间-磁县地震带的发震活动断层均处于隐伏状态, 迄今为止还没有对隐伏的发震断层几何学、 运动学和发震危险性等做过详细的探测与鉴定工作。

(5)静海-武邑危险区和邢台-新乡危险区中小地震比发生过1976年唐山地震和1966年邢台地震的段明显稀少。

山东昌邑-安丘危险区和江苏宿迁-泗洪危险区位于莱州湾以南的郯庐断裂带上, 潜在的发震构造为莒县-安丘断裂。

郯庐断裂带是中国东部1条区域性右旋走滑断裂带, 北起中俄边界的黑龙江鹤岗、 萝北一带, 南抵长江岸边的湖北广济(武穴), 总长约2, 400km(国家地震局地质研究所, 1987)。莱州湾以南主要包括安丘— 嘉山段和大别山— 广济段。安丘— 嘉山段又称沂沭断裂带, 北起莱州湾南岸, 经山东临沂、 江苏宿迁, 南至安徽嘉山(明光市), 整体走向NNE, 主要由5条断裂组成两堑夹一垒的构造格架。1︰50, 000活动断层填图和宿迁市活动断层探测表明, 莒县-安丘断裂为全新世断层, 右旋走滑性质, 兼有挤压逆断层分量(晁洪太等, 1997; 王志才等, 2015; 张鹏等, 2015; 许汉刚等, 2016), 具有明显的地震破裂分段特征(李家灵等, 1994): 安丘以北长约100km、 走向SN的潍坊地震破裂段为逆走滑断层, 迄今为止实质性研究工作很少, 尚缺少有关活动性的定量参数; 中部莒县-郯城地震破裂段曾在安丘附近发生过公元前70年安丘7级地震, 据报道在莒县胡家孟晏附近存在走向N30° E、 长约7km的地表破裂带, 有低矮断层陡坎和洼地等组成, 最大右旋走滑位移约2.5m, 这一破裂带对应于同地点探槽中被¹⁴C年龄为 (2 140± 190)a的地层覆盖(何宏林等, 2004), 推测应为公元前70年安丘地震破裂遗迹; 1668年郯城地震是莒县-郯城地震破裂段记录到的震级最大地震, 形成了长约160km的走滑型地表破裂带, 地震复发间隔约为3, 500a, 沿发震断层现今中小地震密集线状分布(图11); 郯城以南新沂-嘉山地震破裂段尚未有历史地表破裂型地震记载, 但古地震探槽揭露全新世期间发生过多次地表破裂型地震, 分别发生在15.12~11.82ka, BP, 11.76~10.53ka, BP, 10.15~8.16ka, BP和4, 960~3, 510a, BP(沈小七等, 2015; 杨源源等, 2016)。大别山— 广济段主要在安徽境内, 合肥市活动断层探测没有发现确切的第四纪晚期活动的地质证据, 可能与其走向偏西有关, 现今区域应变很有可能分解、 转移到了其西侧安徽霍山-罗田断裂和江苏茅山东麓断裂上。

郯庐断裂带昌邑-安丘危险区和宿迁-泗洪危险区判定的主要依据如下:

(1)郯庐断裂带是中国东部1条强烈活动的Ⅱ 级块体边界带, 华北境内莒县-安丘断裂为全新世断裂, 历史上发生过1668年山东郯城8 12级、 公元前70年安丘7级和多次6级左右地震, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)2个危险区均为郯庐断裂带上历史地震地表破裂空段, 发生过1668年郯城地震的莒县-郯城地震破裂段沿线, 中小地震异常密集; 已有古地震资料的宿迁-泗洪危险区发震断层最近1次古地震离逝率已在1.0左右, 而昌邑-安丘危险区内已知最近的1次古地震发生在距今3, 500a之前(王志才等, 2015)。

(3)利用华北地区2009— 2014年GPS水平运动速度场数据, 采用块体负位错模型反演结果表明, 郯庐断裂带莱州湾以南右旋应变速率约为1mm/a, 安丘— 莒县段和宿迁以南段现今处于闭锁状态(朱泽, 2014; 李彦川等, 2016), 推测安丘— 莒县段和宿迁以南段分别累积了约3.5m左右的同震位移量。

(4)采用天然地震近震走时反演获得的地壳三维速度结构表明, 郯庐断裂带鲁苏皖沿线段昌邑-安丘危险区和宿迁-泗洪危险区在5~10km深度范围处于中低速区, 而10~15km震源优势深度为2个明显的高速区(熊振等, 2016)。

(5)郯庐断裂带鲁苏皖沿线段昌邑-安丘危险区和宿迁-泗洪危险区中小地震十分稀少(图11)。

位于帕米尔高原-西昆仑一带, 潜在的发震断层为帕米尔高原东边界右旋斜滑构造系, 包括喀喇昆仑断裂北段、 喀拉喀什断裂和帕米尔东缘逆断裂系, 属于塔里木盆地与帕米尔高原和西昆仑等Ⅰ 级块体边界带。

喀喇昆仑断裂是1条大型右旋走滑断层, 全长约1, 200km, 在木杰-塔什库尔干一带右旋滑动速率为6.9~10.8mm/a(Robinson, 2009)。喀拉喀什断裂长约700km, 由康西瓦(走滑)断裂和柯岗逆断裂组合而成, 位于塔里木盆地与青藏高原之间的地壳厚度陡变带上, 局部地段伴有第四纪火山岩分布(Raterman et al., 2007; Taylor et al., 2009; Xu et al., 2013), 左旋滑动速率6~7mm/a(Li et al., 2012)或8~12mm/a(付碧宏等, 2006), GPS数据反演得到的现今左旋应变速率为(7± 3)mm/a或介于2~3mm/a之间(Meade, 2007), 但InSAR观测到近期滑动不明显, 应变速率约为(5± 5)mm/a(Bendick et al., 2000; Wright et al., 2004; Elliott et al., 2008)。帕米尔东缘逆断裂系包括英吉沙逆断裂-褶皱带和克斯勒陶-库兹拉普走滑逆断裂, 均为全新世活动断层。

帕米尔东缘-西昆仑危险区判定的主要依据如下:

(1)帕米尔东边界构造系是帕米尔高原、 青藏高原与塔里木盆地间的Ⅰ 级块体边界带, 曾发生过多次7级以上地震, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)喀喇昆仑断裂北段、 康西瓦断裂和帕米尔高原东缘逆断裂系均为全新世断裂, 康西瓦断裂还存在着80km长、 年代未知的地震地表破裂带, 同震左旋位移约4m, 震级M相当于7.3(付碧宏等, 2006), 西段与NW向喀喇昆仑断裂的交会部位发生过1963年麻扎西6.0级地震。帕米尔东缘逆断裂系曾发生过1902年6.8级和1975年6.1级地震, 1895年塔什库尔干M7地震在其西侧NNE慕士塔格正断层南段和整个塔合曼正断层发生破裂形成长约27km的地震地表破裂带(李文巧等, 2011), 但喀喇昆仑断裂北段、 喀拉喀什断裂带和帕米尔东缘逆断裂系大部分地段自1900年以来尚未发生过M≥ 7.0地震, 为历史地震地表破裂空段。

(3)已有近EW向GPS剖面显示, 帕米尔高原与塔里木盆地之间右旋应变率< 1~2mm/a, 推测帕米尔高原东边界右旋斜滑构造系现今已处于闭锁状态, 但也有不同的认识(陈杰等, 2011)。

(4)尽管天山-帕米尔-塔里木结合部位地震监测台站稀少, 利用已有流动和固定地震台站观测资料获得的P波和S波速度结构显示出强烈的地壳横向不均匀性, 在塔里木盆地西部与帕米尔高原东部之间埋深11~32km范围存在高速区带(胥颐等, 2006; Sippl et al., 2013), 2016年11月25日新疆阿克陶6.7级地震就发生在高速区内。

(5)喀拉喀什河流域及其邻区为中小地震稀少区域(吕悦军等, 2016)。

且末危险区位于阿尔金断裂且末西-若羌一带, 阿克塞-肃北-石堡城危险区位于阿尔金断裂阿克塞老县城西, 东至石堡城附近, 潜在的发震断层为阿尔金断裂。

阿尔金断裂是青藏高原与塔里木盆地间Ⅰ 级块体边界带, 全长约1, 600余km, 由多条平行或斜列断裂组成, 且末至若羌段平均左旋走滑速率为11~17mm/a, 宽滩山所在的东段递减为1~5mm/a(Xu et al., 2005; Zhang et al., 2007), 也有学者认为阿尔金断裂85° ~94° E之间走滑速率均为9mm/a(Bendick et al., 2000; He et al., 2013)。已有研究表明, 在阿尔金断裂沿线存在许多未知年代的地震地表形变带, 阿尔金断裂带最东端宽滩山段最晚地表破裂时间发生在距今5, 000a以来, 疏勒河段在距今约7, 000a(王峰等, 2002); 据 1︰5万活动断层填图可知, 肃北至石堡城之间最近1次地表破裂型地震发生在距今约2, 600a, 复发间隔约为1, 500a; 阿克塞老城附近最近1次古地震发生在距今 (665± 40)a, 第2次发生在距今 (1 172± 63)a, 第3次发生在距今 (1 470± 160)a, 复发间隔约600a 左右(Xu et al., 2015b); 索尔库里、 平顶山、 乌尊肖尔等地发现的地表破裂带和同震位移量可能对应于矩震级M_W≥ 7地震, 甚至M_W≥ 7.8地震, 其中乌尊肖尔段(西)最近1次地震发生在 (518± 268)a, BP之前, 索尔库里段发生在 (650± 80)a, BP之前, 复发间隔分别为 (700± 400)a和 (1 100± 300)a(Washburn et al., 2001)。

阿尔金断裂且末危险区和阿克塞— 苏北— 石堡城危险区判定的主要依据如下:

(1)阿尔金断裂是青藏高原与塔里木盆地之间的Ⅰ 级块体边界带, 晚第四纪以来活动强烈, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)除且末附近1924年曾发生过2次7.2级地震, 西端部发生过2008年7.3级地震和2014年7.3级地震外, 且末以东各段历史上无高震级地震记录, 为历史地震地表破裂空段(徐锡伟等, 2014); 古地震研究反映除平顶山附近段外, 阿克塞老县城及其以东各段最近1次地表破裂型地震的离逝率均超过1.0, 属随时可能发生高震级地震的空段。

(3)据近SN向的密集GPS剖面观测可知, 且末附近左旋应变速率约为9mm/a, 处于闭锁状态, 闭锁深度14.5km(He et al., 2013); 利用历史地震、 活动断层和GPS等资料联合反演的形变场模型估算, 阿尔金断裂地震矩亏损量达5.1× 10²⁰N· m, 对应的矩震级为M_W7.7(李长军等, 2015)。

(4)采用 Rayleigh 面波双台法和Tarantola 最小二乘反演法反演得到中国西部及其邻域的三维横波速度结构显示, 地壳20km深度附近阿尔金断裂位于塔里木盆地高速区向青藏高原异常低速区过渡带的偏高一侧(徐果明等, 2007)。

(5)阿尔金断裂带整体记录到的中小地震比较稀少(吕悦军等, 2016), 也可能与监测台站少、 监控能力差有关。

位于甘肃、 青海交界的祁连山中段地区, 潜在发震断层为祁连山北缘断裂带中段、 冷龙冷断裂、 金强河断裂和老虎山-毛毛山断裂。

祁连山北缘断裂带为祁连山与河西走廊酒西、 酒东、 民乐、 武威等前陆盆地之间的边界断裂, 由旱峡-大黄沟断裂、 玉门断裂、 佛洞庙-红崖子断裂、 民乐-大马营断裂和皇城-塔儿庄断裂等多条全新世断裂组成。皇城-塔儿庄断裂曾发生过古浪8级地震, 佛洞庙-红崖子断裂曾发生过1609年红崖子7 14级地震(Xu et al., 2010)。民乐-大马营断裂是民乐盆地与祁连山之间的分界断裂, 据1︰50, 000活动断层填图可知其近EW向地壳缩短率约为3mm/a, 垂直滑动速率为1~4mm/a, 距今1, 400a以来发生过1次地表破裂型地震。冷龙岭断裂以左旋走滑为主, 晚更新世晚期以来平均垂直滑动速率为0.6~1.2mm/a, 左旋滑动速率约为4mm/a, 其东、 西2段发现有多次古地震事件(何文贵等, 2010)。金强河断裂、 老虎山-毛毛山断裂左旋滑动速率为(6.6± 2.0)mm/a(陈文彬, 2003)。据古地震研究可知, 冷龙岭断裂古地震复发间隔约为2, 700a, 最近1次地表破裂推测为1540 AD地震; 老虎山-毛毛山断裂毛毛山段的平均复发间隔约为400a, 最近1次地震发生在1, 750a, BP(郑文俊等, 2004)。

祁连山中段危险区判定的主要依据如下:

(1)潜在发震断层属于青藏高原东北缘与阿拉善地块间的Ⅰ 级块体边界带, 曾发生过1927年古浪8级地震、 1954年山丹7.3级地震、 1932年昌马7.6级地震和1609年红崖子7 14级地震, 具备发生高震级地震的构造条件(Xu et al., 2010)。

(2)祁连山北缘断裂带中段民乐-大马营断裂、 金强河断裂和老虎山-毛毛山断裂历史上无高震级地震记录(徐锡伟等, 2014), 最近1次古地震离逝率已超过了1.0, 为地震破裂空段(Gaudemer et al., 1995)。

(3)利用GPS观测资料反演得到金强河断裂、 老虎山-毛毛山断裂毛毛山段处于强变形的闭锁和位移亏损状态, 闭锁深度约为22km(崔笃信等, 2009; 李强等, 2013, 2014; 赵静等, 2016), 发震累积概率 ≥ 53% (郑文俊等, 2004)。

(4)联合接收函数、 背景噪声和双平面波法反演获得的S波速度结构显示, 地表至20km深度范围的祁连山地区均为高速异常区, 25~40km深度范围存在着低速异常(王琼, 2015; 郑丹, 2015)。

(5)相对于河西走廊和祁连山其他地区, 祁连山中段危险区内中小地震明显较少(吕悦军等, 2016)。

位于西秦岭北缘的甘南夏河、 岷县、 天水一带, 潜在的发震断裂为西秦岭北缘断裂中、 西段。

西秦岭北缘断裂东起宝鸡以西, 经天水、 武山、 漳县, 西至临夏以西, 全长约 400km, 走向 280° ~310° , 由宝鸡、 天水、 武山、 漳县、 黄香沟和锅麻滩等段左阶斜列而成, 斜列区为拉分盆地, 以逆左旋走滑活动为主, 走滑速率为(2.3± 0.2)mm/a(邵延秀等, 2011)。宝鸡段长约90km, 迄今为止尚未发现全新世活动的可靠证据; 天水段长约50km, 走滑速率2.8mm/a, 发生过公元734年天水7 12级地震(雷中生等, 2007); 武山段长约75km, 滑动速率约为2.8mm/a, 发生过公元前47年的陇西6 34级地震、 公元128年甘谷6 12级地震和1765年甘谷-武山6 12级地震; 漳县段长约45km, 滑动速率约为2.5mm/a, 曾发生公元143年的 7 14级地震; 黄香沟段长约75km, 走滑速率约为2.3mm/a, 推测公元前193年的临洮地震发生在该段上; 锅麻滩段长约120km, 滑动速率约为2.1mm/a, 曾发生1936年的康乐6 34级地震。

西秦岭北缘中西段危险区判定的主要依据如下:

(1)西秦岭北缘断裂为青藏高原东部Ⅱ 级块体边界带, 晚第四纪以来活动强烈, 曾发生过多次7级左右地震, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)宝鸡段应为历史地震破裂空段, 天水段历史地震离逝时间已近1, 300a; 漳县段与黄香沟段之间的拉分盆地探槽揭露出3期古地震事件, 发生时间分别为(1, 150± 70)a, BP、 (3 055± 90)a, BP、 (4 970± 90)a, BP, 复发间隔推测为1, 000a左右(李传友等, 2010), 最近1次地表破裂型地震的离逝率已经超过1.0, 随时发生地表破裂型地震的危险。

(3)基于1999— 2007年、 2009— 2013年2期中国大陆GPS水平速度场数据, 使用DEFNODE负位错程序反演可知, 西秦岭北缘断裂中西段处于闭锁状态, 闭锁深度为20~25km(武艳强等, 2012; 李强等, 2013, 2014; 赵静等, 2016)。利用时间相依的地震潜势概率评估方法对西秦岭北缘断裂进行地震危险性概率评估可知, 黄香沟段和漳县段的发震概率最大, 其次为宝鸡— 天水段(邵延秀等, 2011)。

(4)联合接收函数、 背景噪声和双平面波法的面波频散反演获得的S波速度结构显示, 地表至20km深度范围西秦岭北缘断裂带均为高速异常带(王琼, 2015; 郑丹, 2015)。

(5)沿西秦岭北缘断裂宝鸡段、 天水段、 黄香沟段和锅麻滩段现今中小地震活动相对较弱(吕悦军等, 2016)。

位于甘、 青、 川3省交界区, 包括青海的玛沁, 甘肃玛曲、 迭部, 四川若尔盖与九寨沟等地, 潜在的发震断层为东昆仑断裂东段及附近分支断层。

东昆仑断裂是青藏高原北部1条巨型左旋走滑断裂, 具有地震破裂分段特征: 从西向东分别为鲸鱼湖段、 库赛湖段、 东大滩— 西大滩段、 阿拉克湖段、 阿尼玛卿山段、 玛沁— 玛曲段和岷江段。已有研究表明, 阿尼玛卿山段以西的阿拉克湖段、 东大滩— 西大滩段、 库赛湖段和鲸鱼湖段的左旋滑动速率可达12mm/a(青海省地震局等, 1999; Van Der Woerd等, 2002); 阿尼玛卿山段为东昆仑断裂中部向S偏转的挤压弯曲段, 左旋走滑速率约为11.5mm/a, 在玛沁— 玛曲段玛沁附近约为9mm/a, 向东在西贡周和莫合塘南侧存在着NW向的阿万仓断裂西支和东支断层, 分解了部分走滑运动分量, 使玛曲附近速率递减为5mm/a左右(Kirby et al., 2007; 李陈侠, 2009), 而NW向阿万仓断裂的左旋走滑速率约为3mm/a(李陈侠等, 2016); 最东端的岷江段又称塔藏断裂, 左旋滑动速率约为3.0mm/a(付俊东等, 2012)或7.7~9.4mm/a(张军龙等, 2014)。

历史上鲸鱼湖段、 阿拉克湖段、 阿尼玛卿山段等分别发生过1997年玛尼地震、 1963年都兰地震和1937年花石峡地震等, 2001年库赛湖段发生昆仑山口西8.1级地震后, 东昆仑断裂东大滩— 西大滩段、 玛沁— 玛曲段和岷江段成为历史地震破裂空段(闻学泽等, 2009), 其未来的大震危险性和紧迫性一直备受中外科学家的关注。

已有古地震研究表明, 玛沁段全新世早期以来发生过7次古地震事件(Lin et al., 2008; Li et al., 2011a): 第1次在514~534a, BP, 第2次在 (1 070± 180)a, BP, 第3次在1, 713~(2, 000± 300)a, BP, 第4次在3, 058~3, 454a, BP, 第5次在(6.6± 0.7)~(7.2± 0.8)ka, BP, 第6次事件在7, 971~8, 632a, BP, 第7次事件在(9.9± 1.0)~(10.1± 1.0)ka, BP, 复发间隔为500~1, 000a; 距今2, 000a以来复发间隔为 (600± 100)a。最近1次古地震的离逝时间为400a, 距最小复发周期大约还有100a。

玛曲段全新世以来也发生过7次古地震事件, 发震时间分别为(Li et al., 2011a): 1, 055~1, 524a, BP, (1 210± 40)~(1 730± 50)a, BP, (1 730± 50)~(2, 530± 40)a, BP, (2 530± 40)~(4 850± 40)a, BP, (4 850± 40)~(7 460± 60)a, BP, (7 460± 60)~(8 690± 40)a, BP, 9, 000~10, 000a, BP。最近3次古地震的复发间隔约为1, 000a, 早期4次古地震的复发间隔为1, 500~2, 000a。最近1次古地震的离逝时间为1, 055~1, 524a, 已经超过最新3次地震的复发间隔, 其地震危险性应引起重视。

岷江段或塔藏断裂的2次古地震分别发生在(340± 30)~(500± 30)a, BP和(2 730± 30)~(2 840± 30)a, BP, 复发间隔约为2, 300a(付俊东等, 2012)。

玛沁-玛曲危险区判定的主要依据如下:

(1)东昆仑断裂为强烈活动的青藏高原内部巴颜喀拉和柴达木-祁连间的Ⅱ 级块体边界带, 近期发生过2001年昆仑山口西8.1级地震, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)玛沁— 玛曲段玛沁次级破裂段最近1次地表破裂型地震的离逝率为0.67, 最东端岷江段或塔藏断裂的离逝率< 0.2, 而玛曲次级破裂段离逝率≥ 1.0; 考虑到古地震事件时间本身的不确定性, 认为玛沁和玛曲2个次级破裂段均具有发震危险性, 其中玛曲次级破裂段的发震危险性更高; 另外, 由于2个次级破裂段较为平直, 不排除发生级联破裂引发特大地震的可能性。

(3)利用GPS观测数据反演地壳应变场显示, 东昆仑断裂玛沁— 玛曲段和岷江段处于闭锁状态, 与近SN向的岷江段断裂、 雪山断裂和龙门山断裂带等交会部位的主压应变率值比其他地区大(陈长云等, 2012; 马海萍, 2014), 2001年昆仑山口西8.1级地震和2008年汶川8级地震破裂对东昆仑断裂东段及其邻近地区具有应变加载作用(唐红涛等, 2011), 地震矩亏损量相当于M_W6.9地震(李长军等, 2015); 玛曲段和塔藏段未来百年发生M_W7.6左右地震的危险性较高(李正芳等, 2012)。

(4)联合接收函数、 背景噪声和双平面波法的面波频散反演获得的S波速度结构显示, 地表至20km深度范围东昆仑断裂玛沁— 玛曲段和岷江段位于地壳偏高速带内(王琼, 2015; 郑丹, 2015)。

(5)现今中小地震稀少, 且联合GPS约束的活动断层地震危险性概率评估结果显示该段断裂未来6.5级以上地震发震概率相对较高。

位于川西北红原县龙日曲一线, 潜在的发震断裂为NE向的龙日坝断裂带, 包括2条近于平行的毛尔盖断裂和龙日曲断裂(Xu et al., 2008)。

已有研究表明, 龙日坝断裂带为右旋走滑断裂, 在若尔盖东缘向N偏转成NE向或近SN向。据GPS观测数据和野外断错地貌测量等可知, NE向的龙日坝断裂带现今右旋走滑速率为(5± 1)mm/a(吕江宁等, 2003; Xu et al., 2008); 全新世期间至少发生过3次古地震事件, 分别发生在约(8 510± 420)a, BP、 约(7 100± 70)a, BP和约(5 170± 80)a, BP, 复发间隔约为1, 700a(Ren et al., 2013), 显示出龙日坝断裂带在全新世早、 中期地震服从丛状群集复发模型; 约5 100a, BP以来没有发生过地表破裂型地震, 或者由于探槽位置不理想而漏了最新古地震事件。

龙日坝危险区判定的主要依据如下:

(1)龙日坝断裂带与龙门山推覆构造带一起构成了青藏高原巴颜喀拉块体与华南地块间的Ⅰ 级块体斜滑边界带。其中, 龙门山推覆构造带主要吸收了斜滑边界带的地壳挤压缩短变形, 而龙日坝断裂带转换了斜滑边界带的右旋走滑分量。

(2)近代没有记录到地表破裂型地震的发生, 为历史地震破裂空段(徐锡伟等, 2014); 另外, 假定古地震序列是完整的, 则龙日坝断裂带最近1次地表破裂型地震的离逝率在3.0左右, 为地震破裂空段, 具有随时发生高震级地震的危险性。

(3)据从跨形变阶跃带的GPS速率剖面(Shen et al., 2005 图5n)推测, 龙日坝断裂带现今处于闭锁状态。

(4)利用四川地震台网观测资料和体波地震层析成像法反演结果可知, 不仅汶川地震破裂主要发生在S波速度相对较高带内, 龙日坝断裂带相对于邻近地段15km深度附近S波速度也局部有偏高现象(吴建平等, 2009; 胥颐等, 2009)。

(5)尽管台站控制能力有限, 重新定位的现今中小地震稀少(吕悦军等, 2016)。

位于川滇块体东边界带四川石棉— 云南东川一线, 潜在的发震断层为鲜水河-安宁河-小江断裂系的安宁河断裂、 小江断裂北段和大凉山断裂。

鲜水河-安宁河-小江断裂系是川滇块体东边界带, 控制了有历史记载以来17次7级以上高震级地震的发生(图1)。鲜水河断裂全长约400km, 可分为炉霍段、 道孚段、 乾宁段、 雅拉河段、 色拉哈段、 折多塘段和磨西段等, 除雅拉河段走滑速率为1~2mm/a外, 其他各段的走滑速率一般都> 5mm/a, 乾宁盆地以北的炉霍段和乾宁段要高于南边几个段, 在12mm/a左右。已有古地震研究显示各段地表破裂型地震复发间隔为300~1, 500a, 离逝时间多为几十a, 只有色拉哈段和磨西段离逝时间可能接近复发间隔。据历史记载, 自1725年以来, 除雅拉河段外, 鲜水河断裂其他段均发生过6.5级以上的地表破裂型大地震(徐锡伟等, 2014)。

石棉附近为巴颜喀拉块体、 川滇块体和华南地块等3个块体交会处, 发育着近SN向的安宁河断裂、 大凉山断裂和马边-盐津断裂, 前2条断裂在云南巧家附近汇交, 与南部小江断裂带相连, 马边-盐津断裂带呈隐伏状态。安宁河断裂左旋走滑速率为4~6.2mm/a, 垂直(逆)滑动速率为0.9~1.4mm/a(冉勇康等, 2008); 历史上, 在西昌地区记载有公元1536年和1850年2次7 12级地震, 但在安宁河断裂上除1952年在冕宁以南发生过1次6 34级地震外, 距今150多年来没有更大地震发生; 其南段地表破裂型古地震复发间隔平均为 (700± 100)a, 北段最近几次地表破裂型地震的平均复发间隔为 (590± 70)a, 最近1次地震发生在公元1480年和1536年(Ran et al., 2008; Wang et al., 2014)。

大凉山断裂位于大凉山腹地, 由公益海断裂、 越西断裂、 普雄断裂、 布拖断裂、 交际河断裂等斜列而成, 左旋滑动速率平均为(3.3± 0.3)mm/a, 普雄断裂最近1次地表破裂型地震发生在700a, BP左右, 复发间隔约为2, 300a(宋方敏等, 1998; 高伟等, 2016)。

则木河断裂展布于西昌与巧家之间, 长约130km, 以左旋走滑为主。其西北段(西昌— 松新段)长约90km, 左旋走滑速率为(6.4± 0.6)mm/a, 同时带有一定的正断倾滑分量(任金卫, 1994)。历史上曾发生过公元814年西昌7级地震和1850年西昌大箐梁子7 12级地震。根据大箐梁子和四呷布史2个探槽研究可知, 则木河断裂西北段全新世以来发生过7次古地震事件, 复发间隔介于1, 036~1, 758a之间, 均值为1, 323a, 最近2次地震的复发间隔为 (750± 50)a。则木河断裂东南段长约40km, 晚更新世以来的左旋走滑速率为2~3mm/a。

小江断裂北起巧家盆地, 南止于建水南, 走向近SN, 全长380km。可分北、 中、 南3段。北段长约50km, 晚更新世以来的左旋走滑速率达4mm/a。中段长约180km, 左旋滑动速率为2.5~11.3mm/a, 由东、 西2支断裂构成, 宽达10~20km: 东支由蒙姑-东川断层、 东川-田坝断层、 功山-寻甸盆地西缘断层、 塘子-小新街盆地西缘断层、 小新街盆地东缘-宜良断层、 宜良-徐家渡断层、 马家-南羊街断层、 宜良盆地东缘断层等组成; 沿中段东支断裂发生过多次大地震, 其中1733年东川地震沿蒙姑-东川、 东川-田坝等次级断层形成长达82km的地震地表破裂带(宋方敏等, 1998), 1713年寻甸级地震沿功山-寻甸盆地西缘断层中间段形成长约40km的地震地表破裂带, 1500年宜良7级地震沿小新街盆地东缘-宜良断层和宜良-徐家渡断层形成长约81km的地震地表破裂带。据探槽揭示, 东川-田坝断层全新世以来发生过4次古地震事件, 最近1次为1733年东川地震; 功山-寻甸盆地西缘断层全新世期间发生过5次古地震事件, 其中最近1次为1713年寻甸地震; 宜良-徐家渡断层全新世期间发生过4次地震事件, 最近1次为1500年宜良7级地震(宋方敏等, 1998)。西支主要由达朵-乌龙盆地西缘断层、 乌龙盆地东缘断层、 沧溪盆地西缘断层、 沧溪盆地东缘-清水海盆地西缘断层、 清水海盆地东缘-羊街盆地西缘断层、 陆良山断层、 杨村-前所断层、 山几岗-海风园断层和阳宗海东南-澄江断层组成, 左旋走滑速率为2.5~12.0mm/a; 1833年嵩明8级地震沿小江西支断裂中南段形成长达126km的地震地表破裂带(宋方敏等, 1998)。南段从澄江、 宜良盆地南端向S延伸的段, 止于建水南山花一带, 走向近SN, 全长130km, 由徐家渡-华溪断裂、 大革勒-华宁断裂、 李浩寨断裂和建水东断裂等组成, 对华宁、 建水、 盘溪盆地有明显的控制; 在华宁西北沿大革勒-华宁断裂曾发生过1789年7级地震; 李浩寨断裂全新世左旋走滑速率约为2mm/a, 建水东断裂左旋滑动速率为1.6~1.8mm/a。

值得指出的是, 近SN向的安宁河断裂和NW向的则木河断裂及其东侧的大凉山断裂和马边-盐津断裂一起构成了青藏高原东南缘最新构造变形带, 分解了青藏高原东缘近SN向的左旋走滑运动分量, 使安宁河断裂的左旋走滑运动速率明显小于其北的鲜水河断裂和其南的小江断裂。其中, 鲜水河断裂左旋滑动速率约为12mm/a, 小江断裂左旋滑动速率约为10mm/a, 减少的部分约有3.3mm/a分解到了大凉山断裂, 1mm/a分解到了马边-盐津断裂(Xu et al., 2015a)。

石棉-东川危险区判定的主要依据如下:

(1)鲜水河-安宁河-小江断裂系为强烈活动的青藏高原与华南地块之间的Ⅰ 级块体边界带, 控制了有历史记载以来17次7级以上强震的发生, 包括1833年嵩明8级地震, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)石棉— 东川段为鲜水河-安宁河-小江断裂系上历史地震破裂空段(图14), 安宁河断裂北段、 则木河断裂南段、 大凉山断裂南段和小江断裂北段最近1次地表破裂型地震的离逝率已接近或超过1.0, 说明安宁河断裂、 大凉山断裂和小江断裂北段是未来发生大地震需要关注的地震空段。

图14

Fig.14

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	图14 川滇块体东边界鲜水河-小江断裂系历史/古地震破裂空区分布图(历史地震据Wen et al., 2008) 蓝色阴影区垂直实线为地点确定的历史地震破裂, 虚线为位置不确定的历史地震; 浅蓝色区域内的虚线为古地震Fig.14 A spatial-temporal earthquake surface-rupturing pattern of historical earthquakes(M≥ 6)or paleoearthquakes along the Xianshuihe— Xiaojiang fault system of the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block(after Wen et al., 2008 for historical earthquakes).

(3)利用多期InSAR和GPS观测数据对鲜水河-安宁河-小江断裂系进行位移亏损计算和分析识别出鲜水河断裂炉霍段、 康定段和则木河断裂巧家段处于部分闭锁状态, 而安宁河断裂冕宁至西昌附近完全闭锁, 具有随时发生高震级地震的可能性(Jiang et al., 2015)。利用1999— 2007年和2009— 2013年中国大陆GPS速度场数据, 采用DEFNOD负位错反演程序估算闭锁程度和滑动亏损空间分布可知, 安宁河断裂中北段、 则木河断裂中北段、 小江断裂南段、 大凉山断裂等均处于闭锁状态, 闭锁深度为10~20km, 亏损速率分别为7~9mm/a、 1~3mm/a和2~4mm/a, 且这些地段基本上均为低b值和高应力异常段(赵静等, 2014)。

(4)安宁河断裂石棉段、 大凉山断裂等为地壳P波和S波高速带(王椿镛等, 2002; 吴建平等, 2009), 具有发震的深部介质条件。

(5)至少安宁河断裂石棉段现今中小地震非常稀少(吕悦军等, 2016)。

位于川滇菱形块体中部云南宁蒗— 四川木里、 冕宁一线, 潜在的发震断裂为丽江-小金河断裂。

丽江-小金河断裂是川滇菱形块体内中新生代龙门山-锦屏山-玉龙雪山推覆构造带西南段基础上形成的1条NE向活动断层, 全新世左旋走滑速率3.1~(4.5± 0.2)mm/a, 垂直(逆)滑动速率(0.65± 0.14)mm/a(徐锡伟等, 2003)。1︰50, 000活动断层填图和古地震探槽揭露, 丽江-小金河断裂汝南— 南溪段最新3次古地震事件的发生时间分别为 (5 420± 160)~(5 140± 200)a, BP(更接近 (5 140± 200)a, BP)、 (2 770± 40)~(770± 100)a, BP和(770± 100)a, BP以来; 丽江— 干塘子段最近2次古地震事件的发生时间分别为 (6 970± 140)~(4 030± 100)a, BP与 (2 460± 200)~(1 850± 80)a, BP(更接近 (2 300± 120)a, BP); 红星— 尖山营段最近3次古地震事件的发生时间分别为 (7 960± 80)~(6 500± 100)a, BP、 3, 960~4, 880a, BP与 1, 220~1, 920a, BP; 初步认为宽7.5km的丽江盆地构成了丽江-小金河断裂地震破裂分段的边界。

宁蒗-木里-冕宁危险区判定的主要依据如下:

(1)丽江-小金河断裂为川滇菱形块体内部川西北和滇中之间Ⅲ 级块体边界带, 历史上发生过多次6~7级地震。

(2)有史以来缺少高震级地震记录, 为历史地震破裂空段(徐锡伟等, 2014); 古地震记录反映丽江— 干塘子段最近1次地震的离逝时间约为2, 300a, 离逝率接近1; 红星— 尖山营段最近1次地震的离逝时间至少为1, 220a, 至少累积了可发生3~4m同震位移的地震应变能。

(3)利用1999— 2007年和2009— 2013年中国大陆GPS速度场数据反演获得2008年汶川地震前丽江-小金河断裂的左旋走滑应变速率为3.7mm/a, 挤压应变速率约为1.8mm/a, 汶川地震后左旋应变速率减少到1.9mm/a, 拉张应变速率约为1.5mm/a(赵静等, 2014), 吸收、 转换了其北侧川西北块体向SE 3~4mm/a的水平运动速率, 导致滇中块体SE向运动速率的明显减少(徐锡伟等, 2005), 处于长时间应变积累状态, 位于利用历史地震资料、 第四纪活断层资料和GPS监测数据联合反演出的地震亏损区(李长军等, 2015)。

(4)丽江-小金河断裂位于上地壳(≤ 30km), 为P波和S波高速异常区或高速异常区的边缘地带(王椿镛等, 2002; 吴建平等, 2009)。

位于川滇藏交界的芒康、 德钦、 迪庆一带, 潜在的发震断裂为金沙江断裂带巴塘— 中甸段和德钦-中甸-大具断裂。

金沙江断裂带为羌塘地块与川滇块体间的边界带, 由多条向E凸出的近SN向弧形逆断裂和NNE向巴塘断裂等组成, 总体走向近SN, 长约1, 200km, EW宽近60km。晚新生代以来近EW向强烈挤压的缩短量约80km。现今GPS测量结果表明羌塘地块自西向东的运动速率为17~18mm/a, 至川西次级块体为14~16mm/a, 据此估计金沙江断裂带的地壳缩短速率为2~3mm/a。

NNE向的巴塘断裂右旋走滑速率约为6mm/a, 曾发生过1870年巴塘7 14级地震, 巴塘县城北黄草坝一带近代洪积扇上残存的一些高仅(0.6± 0.2)m的逆断层陡坎等地震地表破裂遗迹仍依稀可辨, 同震右旋走滑位移约1.5m(徐锡伟等, 2003, 2005)。

巴塘以北, 金沙江断裂带局部线性影像特征清晰, 但至今尚未发现断错晚第四纪地层剖面, 亦未见明显的微地貌显示, 历史上亦无6.0级以上地震记载。巴塘以南至云南中甸间, 沿金沙江断裂带多处见有第四纪褶皱或断错现象, 德仁多— 亚日贡一线冲沟或洪积扇断错现象尤为清晰, 历史上曾发生过多次6.0~6.9级地震。中甸以南断裂带活动性减弱, 历史上无6级以上强震记载。

德钦-中甸-大具断裂长约220km, 总体走向310° ~330° , 沿线发育有串珠状第四纪盆地, 多处可见直接断错晚更新世晚期— 全新世地层, 右旋走滑兼正断性质。根据阶地形成年龄和位移量推算, 全新世右旋滑动速率为1.7~2.0mm/a, 垂直滑动速率为0.6~0.7mm/a(常祖峰等, 2014)。

川滇藏交界危险区判定的主要依据如下(研究程度较低):

(1)金沙江断裂带属于强烈活动的川滇Ⅱ 级块体西边界带, 曾发生过1870年巴塘7 14级地震和多次6~7级地震, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)金沙江断裂带中段和德钦-中甸-大具断裂均为晚更新世以来的活动断裂, 但历史上无地表破裂型大地震记录, 为历史地震破裂空段(徐锡伟等, 2014)。

(3)从1999— 2009年的GPS剖面可知, 金沙江断裂带右旋应变速率介于2.5~3.2mm/a之间, 挤压缩短速率介于0.8~2.0mm/a之间(赵静等, 2012), 地震矩累积量2× 10¹⁷N· m/a, 闭锁深度为18km(张希等, 2013); 位于利用历史地震资料、 第四纪活断层资料和GPS监测数据联合反演出的地震亏损区(李长军等, 2015)。

(4)金沙江断裂带中段和德钦-中甸-大具断裂等发震断层位于上地壳(≤ 30km), 为P波和S波高速异常区或高速异常区的边缘地带(王椿镛等, 2002; 吴建平等, 2009; 范文渊等, 2015)。

分别位于嘉黎县一带和察隅县一带, 潜在的发震断层为嘉黎断裂的嘉黎段和察隅段。

嘉黎断裂是青藏高原主体向E挤出的南部主边界带, 由多条右旋走滑断层斜列而成。嘉黎断裂第四纪活动较强, 推测其平均右旋走滑速率为15mm/a左右(Armijo et al., 1986), 与GPS监测到的约(10± 2)mm/a的右旋应变速率基本一致, 但这一GPS速率是否集中在嘉黎断裂上还存在着很大争议(Zhang et al., 2004), 特别是嘉黎县城以东地段断层迹线不清。在距桑地盆地东北缘约40km地段, 发现有年代未知的地表破裂带。

嘉黎段危险区和察隅段危险区判定的主要依据如下(研究程度较低):

(1)嘉黎断裂为青藏高原南部拉萨地块与羌塘地块间的Ⅱ 级块体边界带, 与当雄断裂带的交会部位发生过1735年当雄8级和1952年当雄 7 12级地震, 具备发生高震级地震的构造条件。

(2)嘉黎断裂带嘉黎段和察隅段均为晚更新世以来的活动断层, 但历史上无高震级地震记录, 为历史地震破裂空段。

(3)危险区内嘉黎断裂的2个段GPS监测数据缺乏, 有关活动断层闭锁程度的研究程度较低, 但位于利用历史地震资料、 第四纪活断层资料和GPS监测数据联合反演出的地震亏损区(李长军等, 2015)。

(4)由于地处青藏高原东南缘附近强烈侵蚀地带, 地震台站比较稀少, 2个危险区及其邻近地区的地震层析成像研究程度较差, 从已有结果可知危险区内嘉黎断裂位于地壳(≤ 25km)P波高速异常区(范文渊等, 2015)或那曲和拉萨以东藏东低速区南P波速度相对较高的梯度带上(丁志峰等, 1999)。

(5)嘉黎断裂东部主要沿易贡藏布(河流)延伸, 历史上中小地震稀少(吕悦军等, 2016)。

位于红河沿线的南涧南— 元阳一带, 潜在的发震断层为红河断裂带中南段。

红河断裂带是川滇菱形块体的南边界断裂, 右旋走滑性质。北段(洱源— 弥渡段)由一系列NW、 NNW向断裂组成, 控制着洱源、 洱海、 凤仪、 弥渡等第四纪断陷盆地的发育, 晚更新世以来的平均右旋走滑速率为2.6~5.0mm/a, 垂直滑动速率为5.2~7.4mm/a, 历史上发生过1925年大理7级和1652年弥渡南7级地震; 中段(苴力— 大斗门段)以线性断裂谷地和系列水系同步右旋错动为特征, 晚更新世以来的最大右旋走滑速率为3.1mm/a; 南段(春元— 河口段)由哀牢山山前断裂和中谷断裂等2条近于平行断裂组成, 嘎洒附近达哈村和发启村多个古地震探槽揭露在1250— 1730, AD、 240— 580, AD和1700— 650, BC分别发生过地表破裂型古地震事件(李西等, 2016)。

据韩竹军等对小江断裂带建水以南段填图可知, 红河断裂带北侧小江断裂最南端白云-山花断裂左旋走滑速率为3.1~3.5mm/a, 存在着可能为1606年建水地震形成的长约55km的地表破裂带, 在此之前 (5 627± 21)~(3 908± 38)a, BP间和 (12 491± 60)~(5 627± 21)a, BP间还发生过地表破裂型地震事件。

红河断裂带中南段危险区判定的主要依据如下:

(1)红河断裂带为川滇菱形块体和西盟块体间的Ⅱ 级块体边界带, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)红河断裂带中南段存在全新世活动的地质迹象, 嘎洒达哈村最近1次地表破裂型地震发生在公元1250— 1730年之间; 发启村附近2次古地震事件分别发生在公元前1700— 650年和公元240— 580年(李西等, 2016), 至少说明红河断裂是1条全新世断层, 但历史上无高震级地震记录, 至少为历史地震破裂空段(徐锡伟等, 2014)。

(3)从1999— 2009年的GPS剖面可知, 红河断裂北段右旋应变率约为3.2mm/a, 拉张应变率约为2.0mm/a; 中段右旋应变率约为1.0mm/a, 拉张应变率约为0.2mm/a(赵静等, 2012), 地震矩累积量5× 10¹⁷N· m/a, 闭锁深度15~20km(张希等, 2013), 位于利用历史地震资料、 第四纪活断层资料和GPS监测数据联合反演出的地震亏损区(李长军等, 2015)。

(4)危险区内红河断裂带位于上地壳(≤ 25km)P波高速异常区内(丁志峰等, 1999), 或在高、 低速边界带靠高速一侧, 特别是红河断裂与小江断裂交会部位为高速区(王椿镛等, 2002)。

(5)红河断裂带元阳附近, 特别是元江以北中小地震稀少(吕悦军等, 2016)。

分别位于印度板块与欧亚板块之间喜马拉雅碰撞带东部不丹附近和尼泊尔西部至印度交会部位, 潜在的发震断层为喜马拉雅碰撞带主前缘逆断裂(MFT)及其深部向N缓倾的喜马拉雅主逆断裂(MHT)。

喜马拉雅碰撞带是现今陆-陆碰撞带, 呈近EW向弧形展布, 长度超过2, 000km, 由主中央逆断裂(MCT)、 主边界逆断裂(MBT)和主前缘逆断裂(MFT)等组成1条宽100~200km的巨型前展式推覆构造系, 最新活动构造为主前缘逆断裂(MFT)。已有研究表明, 喜马拉雅碰撞带地壳缩短率介于17~21mm/a 之间(Armijo et al., 1986; Bilham et al., 1997; Larson et al., 1999; Lavé e et al., 2000; Ader et al., 2012)。

喜马拉雅碰撞带是1条强烈活动的地震带, 带内在19和20世纪先后发生过6次8~8.7级地震和多次7级左右地震。自东向西有1950年8月15日中印交界处的察隅8.7级地震、 1897年6月12日印度阿萨姆8.7级地震、 1934年1月15日尼泊尔比哈儿(Bihar)8.4级地震、 1833年8月26日中尼交界处聂木拉8级地震、 1905年4月4日印度克什米尔康格拉(Kangra)8.6级地震、 1669年6月4日巴基斯坦伊斯兰堡8级地震、 2005年10月8日巴基斯坦巴拉考特(Balakot)7.6级地震(国家地震局中国地震区划图编委会, 1991)。

普兰东-吉隆西段危险区和亚东-错那段危险区判定的主要依据如下:

(1)喜马拉雅构造带是现今强烈活动的板块边界, 历史上发生过多次7.5级以上大地震和8级以上特大地震, 包括2015年4月25日廓尔喀7.8级地震, 具有发生高震级地震的构造条件。

(2)普兰东-吉隆西段和亚东-错那段是喜马拉雅构造带上8级地震破裂空段(图9)。尽管普兰东-吉隆西段危险区已发生了2015年尼泊尔廓尔喀地震, 但2015年地震仅使地震空段的东部破裂, 且MFT断坡和西部地区尚未破裂, 释放的能量没有达到预测值(Bilham et al., 2001), 不排除未来发生震级更大的地震, 释放已积累的应变能(Bilham, 2015); 同样, 亚东— 错那段也是历史地震破裂空段, 已经积累的能量足以发生矩震级8.2级以上的地震(Bilham et al., 2001)。

(3)据GPS等形变测量数据反演可知, 这2个危险区均处于愈合程度较好的闭锁状态(Ader et al., 2012)。

(4)喜马拉雅主前缘逆断裂(MFT)和向N缓倾的喜马拉雅主逆断裂(MHT)位于上地壳P波高速区(Wei et al., 2016)

(5)普兰东— 吉隆西段危险区和亚东— 错那段危险区现今中小地震稀少(图8)。