青藏高原東南部地震b值時(shí)空演化及其對(duì)區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)特征的啟示*

高雅婧，羅綱，王少坡，周元澤

(1 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院 中國(guó)科學(xué)院計(jì)算地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100049；2 武漢大學(xué)測(cè)繪學(xué)院，武漢 430079；3 武漢大學(xué)地球空間環(huán)境與大地測(cè)量教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，武漢 430079；4 陜西省自然資源廳，西安 710082)

青藏高原在西南受印度板塊的擠壓、在北部受西伯利亞剛性塊體的抵阻而形成大量褶皺和斷裂帶[1]，各個(gè)主斷裂帶將青藏高原東南部劃分成多個(gè)部分，其地表形變并非一致。青藏高原東南部巖石圈變形異常強(qiáng)烈，地震活動(dòng)性非常活躍，地質(zhì)構(gòu)造特征和應(yīng)力分布復(fù)雜多變，因此也是地震危險(xiǎn)性評(píng)估的難點(diǎn)地區(qū)。

震級(jí)-頻度經(jīng)驗(yàn)關(guān)系公式[2]為

log10N=a-bM，

(1)

式中：N指震級(jí)M大于等于Mc的地震累計(jì)次數(shù)，Mc為最小完整性震級(jí)；地震b值可反映區(qū)域內(nèi)應(yīng)力的分布與變化。已有的巖石力學(xué)實(shí)驗(yàn)、數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)和實(shí)際數(shù)據(jù)分析等都驗(yàn)證了b值與區(qū)域應(yīng)力存在負(fù)相關(guān)關(guān)系[3-6]。根據(jù)二者的負(fù)相關(guān)關(guān)系，利用地震b值可估計(jì)區(qū)域內(nèi)應(yīng)力大小。許多研究發(fā)現(xiàn)大地震前后在破裂區(qū)附近的b值變化顯著，反映區(qū)域內(nèi)震前期應(yīng)力累積和同震應(yīng)力釋放過程[7-15]。地震b值能指示區(qū)域地震活動(dòng)及應(yīng)力大小分布情況，因此，對(duì)地震活動(dòng)性分析和地震危險(xiǎn)性評(píng)價(jià)具有重要意義。

青藏高原東南部近年來(lái)發(fā)生多次強(qiáng)震活動(dòng)，地震數(shù)據(jù)記錄比較完備，為該應(yīng)力場(chǎng)研究提供了豐富的地震資料。前人通過地震目錄研究b值獲得大量研究結(jié)果。劉雁冰和裴順平[7]通過研究汶川地震區(qū)發(fā)現(xiàn)，在汶川地震和蘆山地震后b值出現(xiàn)下降，然后逐漸升高，在映秀附近地區(qū)震前期存在低b值異常；劉艷輝等[10]則將汶川地震和蘆山地震前后b值的變化具體化，提出b值-時(shí)間曲線在震前震后存在水平—負(fù)增長(zhǎng)—正增長(zhǎng)—負(fù)增長(zhǎng)—水平的變化，認(rèn)為汶川地震前川北存在低b值的異常區(qū)；史海霞等[11]發(fā)現(xiàn)汶川地震前b值在較長(zhǎng)時(shí)間內(nèi)存在趨勢(shì)性降低的現(xiàn)象，汶川地震前半年快速顯著下降；錢曉東和秦嘉政[12]根據(jù)小江斷裂帶周邊地震活動(dòng)和各區(qū)域b值，認(rèn)為小江斷裂帶東川段、石屏—建水段和宜良—嵩明段應(yīng)力高；易桂喜等[13]認(rèn)為川滇東部b值空間分布差異大，并指出小江斷裂帶、安寧河—?jiǎng)t木河斷裂帶和鮮水河斷裂帶上應(yīng)力較大的區(qū)域；劉靜偉等[14]分析研究鮮水河斷裂帶中段存在低異常b值區(qū)，認(rèn)為該區(qū)域具有較高應(yīng)力水平；朱艾斕等[15]根據(jù)b值分布指出鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶上可能存在的應(yīng)力較大的閉鎖段和應(yīng)力水平低的蠕滑段位置。

為進(jìn)一步研究青藏高原東南部地震活動(dòng)特點(diǎn)、b值及應(yīng)力時(shí)空分布特征，本文以青藏高原東南部為研究區(qū)域，采用美國(guó)地震學(xué)研究聯(lián)合會(huì)(Incorporated Research Institutions for Seismology，IRIS)提供的1970—2019年的地震目錄，對(duì)研究區(qū)域地震活動(dòng)分布進(jìn)行分析，利用地震b值估計(jì)青藏高原東南部的應(yīng)力分布及其變化特征，為地震危險(xiǎn)性評(píng)估和抗震減災(zāi)等工作提供參考。

1 青藏高原東南部構(gòu)造背景

青藏東南部是中國(guó)大陸地震活動(dòng)最頻繁的地區(qū)之一。該地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造和深部結(jié)構(gòu)復(fù)雜，活動(dòng)斷裂帶主要包括鮮水河—小江斷裂系統(tǒng)與龍門山斷裂帶，鮮水河—小江斷裂系統(tǒng)自北向南發(fā)育為西北—東南向轉(zhuǎn)化成近南北向，龍門山斷裂帶發(fā)育為東北—西南向，以上斷裂帶將青藏東南分為川滇塊體、華南塊體和巴顏喀拉塊體3個(gè)主要的構(gòu)造塊體(圖1)。由于青藏高原物質(zhì)東流與高原的隆起，青藏東南地區(qū)地殼運(yùn)動(dòng)繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)呈順時(shí)針旋轉(zhuǎn)[16-18]，華南塊體運(yùn)動(dòng)相對(duì)穩(wěn)定，川滇塊體地殼運(yùn)動(dòng)方向由近WE旋轉(zhuǎn)轉(zhuǎn)為NS方向。

圖中的高程數(shù)據(jù)來(lái)源http:∥mirrors.ustc.edu.cn/gmt/data/，地震分布數(shù)據(jù)來(lái)源IRIS(https:∥www.iris.edu/hq/)圖1 青藏高原東南部斷裂帶和地震活動(dòng)分布情況Fig.1 Distribution of faults and seismicity in southeastern Tibetan Plateau

鮮水河—小江斷裂帶是大型左旋走滑斷裂系統(tǒng)，主要包含鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶、則木河斷裂帶、大涼山斷裂帶和小江斷裂帶。鮮水河—小江斷裂帶地震活躍，是青藏高原活動(dòng)最劇烈的斷裂帶之一，20世紀(jì)以來(lái)發(fā)生多次7級(jí)以上強(qiáng)震[19-20]。近年來(lái)該斷裂帶發(fā)生2次較大地震，2014年11月22日MW6.1康定地震發(fā)生于鮮水河斷裂帶東南段，2014年8月3日MW6.2級(jí)魯?shù)榈卣鸢l(fā)生于大涼山斷裂帶西側(cè)(圖1)。

龍門山斷裂帶是巴顏喀拉塊體與穩(wěn)定的華南塊體的分界、川西震區(qū)與相對(duì)剛硬的四川盆地的分界，走向NE-SW方向(圖1)。雖然龍門山斷裂帶現(xiàn)今的活動(dòng)速率較小，但該斷裂帶孕育了2008年5月12日MW7.9汶川地震和2013年4月20日MW6.6蘆山地震(圖1)。汶川地震在龍門山斷裂系統(tǒng)的中央斷裂和前山斷裂上分別形成了長(zhǎng)度250 km和70 km的地表破裂，最大垂直和右旋水平錯(cuò)動(dòng)分別達(dá)6.5 m 和 4.8 m, 沿破裂帶平均錯(cuò)動(dòng)達(dá) 2～3 m[21-23]。

2 b值計(jì)算方法與地震數(shù)據(jù)

2.1 b值計(jì)算方法

目前，b值計(jì)算方法主要有2種，即最小二乘法和最大似然法。前者是對(duì)震級(jí)-頻度關(guān)系log10N-M分布進(jìn)行最小二乘線性回歸估算b值。而后者最大似然法計(jì)算結(jié)果相對(duì)穩(wěn)定可靠且更常用，該方法由Aki[24]最先提出：

(2)

(3)

其中:ΔM為震級(jí)劃分的最小間隔，本文選取ΔM=0.1。式(3)將MC替換為MC-ΔM/2，因?yàn)镸C-ΔM/2更接近真實(shí)的最小完整性震級(jí)。本文采用最大曲率法確定MC。

b值的不確定度常用δb來(lái)評(píng)估：

(4)

此處N為樣本量。

2.2 地震數(shù)據(jù)

本文的地震數(shù)據(jù)資料于IRIS的網(wǎng)站(https:∥www.iris.edu/hq/)下載。該網(wǎng)站提供了全球范圍內(nèi)1970年至今連續(xù)的地震資料，數(shù)據(jù)資源時(shí)間跨度廣、涵蓋震級(jí)范圍大，相對(duì)全面豐富。選用IRIS網(wǎng)站公布的地震目錄，首先是考慮到該網(wǎng)站地震數(shù)據(jù)的可獲取性和可共享性，也便于其他研究者驗(yàn)證我們的結(jié)果。IRIS的地震資料包含的信息有：地震發(fā)生時(shí)間、震源經(jīng)緯度、深度、震級(jí)和震級(jí)類型(mb、ML、MS和MW)、地震發(fā)生城市和數(shù)據(jù)來(lái)源等。為確保計(jì)算結(jié)果的準(zhǔn)確性，將地震資料中的震級(jí)類型統(tǒng)一化。下載的地震數(shù)據(jù)中絕大多數(shù)使用的震級(jí)類型為mb，為減少震級(jí)換算帶來(lái)的誤差，故將各類震級(jí)統(tǒng)一換算轉(zhuǎn)化為mb類型的震級(jí)，采用的是李瑩甄等[26]的經(jīng)驗(yàn)公式：

mb=0.71ML-0.009ML2+1.86，

(5)

mb=0.56MS+2.57，

(6)

mb=0.73MW+1.37.

(7)

為調(diào)查青藏高原東南部的地震資料的完整性及地震分布特征，統(tǒng)計(jì)了該區(qū)域1970—2019年地震數(shù)據(jù)的震級(jí)-時(shí)間和震級(jí)-深度分布情況(圖2)。從圖2可以看出，該區(qū)域1970—1980年4級(jí)以下地震記錄缺失比較嚴(yán)重；1980—1995年3級(jí)以下記錄有一定缺失；1995年1月—2015年8月，2～3級(jí)以上地震記錄完整性最好；而在2015年之后，IRIS未記錄4級(jí)以下的小地震(圖2(a))。青藏東南的地震主要分布在0～100 km深度范圍，5.5級(jí)以上的地震分布于深度50 km以內(nèi)，7級(jí)以上的大地震分布于深度40 km甚至更淺的深度(圖2(b))。

圖2 青藏高原東南部地震記錄統(tǒng)計(jì)Fig.2 Seismic records in southeastern Tibetan Plateau

3 b值的空間分布

青藏高原東南部的震源深度主要集中于20 km以上的脆性上地殼[27-28]，參考王椿鏞等[29]的地殼速度結(jié)構(gòu)的研究，并結(jié)合青藏高原東南部地震目錄資料的震源深度特征(圖2(b))，深度大于40 km的地震數(shù)目較少，為充分探究該區(qū)域b值和應(yīng)力的空間分布特征，將地震事件按震源深度分為3層：0～20、20～40和大于40 km。將不同深度層的地震事件按經(jīng)緯度投影到水平剖面，計(jì)算每個(gè)網(wǎng)格點(diǎn)的b值和MC，可得到整個(gè)水平剖面上的b值和MC分布(圖3)。

圖3 青藏高原東南部不同深度的水平剖面(0～20 km和20～40 km)上的b值及MC值分布Fig.3 The distribution of b values and MC on horizontal profiles of southeastern Tibetan Plateau(0-20 km and 20-40 km)

青藏高原東南部的水平方向b值顯示(圖3(a))：區(qū)域西南部b值比東北部的b值略高，龍門山斷裂帶附近b值較低，推測(cè)龍門山斷裂帶附近所受應(yīng)力相對(duì)較大；安寧河斷裂帶北部b值較高，推測(cè)此處附近所受應(yīng)力相對(duì)較?。粍t木河斷裂帶、大涼山斷裂帶和小江斷裂帶交匯處及其東側(cè)b值較低，推測(cè)此處所受應(yīng)力較大。另外，沿龍門山斷裂帶走向可識(shí)別出汶川地震與蘆山地震之間的地震空區(qū)，該空區(qū)的b值比其周圍的b值高；安寧河—?jiǎng)t木河斷裂帶及其西側(cè)的b值高于大涼山斷裂帶附近及其東側(cè)的b值，推測(cè)安寧河—?jiǎng)t木河斷裂帶附近的應(yīng)力小于大涼山斷裂帶周邊應(yīng)力。

將深層20～40 km(圖3(b))與淺層0～20 km(圖3(a))結(jié)果對(duì)比，在龍門山斷裂帶附近地區(qū)兩層b值都比較低；四川盆地和安寧河—?jiǎng)t木河斷裂帶西側(cè)的區(qū)域在深層的b值比淺層小得多，說(shuō)明應(yīng)力水平隨深度的增加而增大。

在青藏高原東南部，震源深度>40 km的地震數(shù)目較少(圖2(b))，搜索半徑R在最大值內(nèi)無(wú)法搜索出足夠的地震數(shù)目N，所以未能計(jì)算深度>40 km的水平剖面上的b值。

圖3(c)和3(d)分別顯示了在0～20 km和20～40 km剖面上的MC分布。淺層的MC大部分在3.7～3.9，局部地區(qū)(小江斷裂帶西側(cè))在3.9～4.0；深層的MC在3.8～4.0。表明淺層的地震事件完整性比深層完整性好。

由于使用的地震數(shù)據(jù)可能存在震源深度定位的誤差，因此我們也測(cè)試了不同分層深度范圍，調(diào)查不同的分層深度對(duì)b值分布結(jié)果的影響(圖4和圖5)。在原分層深度范圍(0～20 km和20～40 km，圖3)的基礎(chǔ)上，計(jì)算了不分層(所有深度，圖4)及其他測(cè)試深度范圍的b值分布，包括0～16和16～40 km、0～18和18～40 km(圖5)。

不分層的結(jié)果(圖4(a))與0～20 km層的結(jié)果(圖3(a))較為接近，是由于該區(qū)域的震源深度主要集中于20 km以上的脆性上地殼[27-28]。淺層(0～16/0～18/0～20 km)的結(jié)果比較接近，均可反映青藏高原上地殼脆性層中的相對(duì)高應(yīng)力(b值相對(duì)較低)和相對(duì)低應(yīng)力(b值相對(duì)較高)區(qū)域(圖5(a)～5(c))。對(duì)比深層(16～40/18～40/20～40 km)的結(jié)果(圖5(d)～5(f))，隨著數(shù)據(jù)深度增加，b值有降低的趨勢(shì)。這與前人關(guān)于圍壓由淺至深逐漸增大、巖石由脆性逐漸轉(zhuǎn)化為韌性會(huì)得到低b值的實(shí)驗(yàn)結(jié)果[30]相一致。該結(jié)果也與圖3的結(jié)果一致。

圖4 青藏高原東南部b值及MC值分布Fig.4 The distribution of b values and MC of southeastern Tibetan Plateau

圖5 青藏高原東南部不同深度地震活動(dòng)的b值分布Fig.5 Distributions of b values at different depths of southeastern Tibetan Plateau

4 b值的時(shí)間變化

近些年來(lái)青藏高原東南部發(fā)生4次較大的地震：2008年汶川地震、2013年蘆山地震與2014年的魯?shù)榈卣鸷涂刀ǖ卣?圖1，圖6(a))。通過b值-時(shí)間變化(圖6(b))與震級(jí)-時(shí)間關(guān)系(圖6(a))對(duì)照，可以發(fā)現(xiàn)大地震發(fā)生時(shí)該區(qū)域b值明顯降低且處于較低水平。汶川地震前的2002—2008年，該區(qū)域的b值有持續(xù)降低的趨勢(shì)，應(yīng)與區(qū)域內(nèi)的構(gòu)造應(yīng)力一直不斷累積有關(guān)；2008—2010年，汶川地震發(fā)生后區(qū)域b值呈升高趨勢(shì)；2010—2015年區(qū)域b值持續(xù)下降，與2013年蘆山地震和2014年的魯?shù)榈卣?、康定地震的孕育有一定的相關(guān)性；而更早的1970—1995年以及震后的2015年后，b值的變化明顯、波動(dòng)劇烈(圖6(b))，可能與區(qū)域應(yīng)力水平的變化有關(guān)，但期間的地震記錄缺失較嚴(yán)重，導(dǎo)致計(jì)算的b值可靠性與準(zhǔn)確性有所降低。1995—2015年期間的地震數(shù)據(jù)資料比較完備，其δb明顯小于其他時(shí)間段(圖6(b))，選取該時(shí)間段內(nèi)的地震數(shù)據(jù)估計(jì)研究區(qū)域震級(jí)-頻度關(guān)系的b值(圖6(c))。該時(shí)間段青藏高原東南部b值估計(jì)在1.04左右，最小完整性震級(jí)MC為3.6。

圖6 青藏高原東南部地震目錄、b值和震級(jí)-頻度關(guān)系Fig.6 Seismic records, b value, and magnitude-frequency relationship of southeastern Tibetan Plateau

分別對(duì)2008汶川地震、2013蘆山地震、2014魯?shù)榈卣鸷涂刀ǖ卣鹫鹬?圖1)附近的地震活動(dòng)區(qū)域進(jìn)行b值時(shí)間掃描(圖7)?？紤]到以上地震發(fā)生的間隔，為分別調(diào)查它們對(duì)震中及鄰區(qū)的影響并保證有足夠的地震事件數(shù)量，以及便于跟前人研究結(jié)果[10]對(duì)比討論，以一年為單位進(jìn)行b值時(shí)間掃描。在2008年，汶川、蘆山和康定的b值都出現(xiàn)明顯的下降，汶川的b值降低尤為顯著，距汶川較近的蘆山比距汶川略遠(yuǎn)的康定b值降低多，而距汶川更遠(yuǎn)的魯?shù)榈腷值在2008年波動(dòng)較小，甚至出現(xiàn)略微的上升趨勢(shì)(圖7)。在2013年，震中蘆山和近處的汶川b值明顯降低，而較遠(yuǎn)的康定和魯?shù)榈腷值受蘆山地震的影響較小。2014年的魯?shù)榈卣鸷涂刀ǖ卣鸬恼鹬衎值都在該年明顯下降，汶川和蘆山的b值受這2次地震的影響較小，一方面是由于汶川和蘆山距魯?shù)檩^遠(yuǎn)，另一方面這2次地震震級(jí)在6級(jí)左右，相對(duì)前2次的震級(jí)較小，故影響也較小。綜上所述，震級(jí)越大對(duì)b值(應(yīng)力)的影響范圍越廣，中小震對(duì)b值(應(yīng)力)的影響范圍比較有限；距震中越近，b值的降低越明顯，而距震中較遠(yuǎn)的區(qū)域甚至?xí)霈F(xiàn)b值升高的現(xiàn)象。馬鴻慶[31]和周翠英等[32]在研究華北和山東強(qiáng)震前后地震活動(dòng)性特征時(shí)也發(fā)現(xiàn)了類似震中的近場(chǎng)b值降低而遠(yuǎn)場(chǎng)b值升高的現(xiàn)象。

圖7 震中附近的b值-時(shí)間變化Fig.7 The b-value-time variation near epicenters

以汶川地震為例，調(diào)查了大地震發(fā)生前后一段時(shí)間內(nèi)地震活動(dòng)及b值隨時(shí)間變化情況。利用震源深度0～40 km的地震數(shù)據(jù)(圖8)，對(duì)汶川地震前后的地震活動(dòng)和b值變化進(jìn)行調(diào)查和分析(圖9)。在對(duì)汶川地震前后時(shí)間段劃分時(shí)，根據(jù)汶川地震前后地震活動(dòng)性的變化，在保證b值的穩(wěn)定性以及滿足網(wǎng)格點(diǎn)上地震數(shù)目N≥50的情況下，盡可能詳細(xì)地了解龍門山斷裂帶上b值分布的時(shí)間變化，因而將2008年5月12日前后分為T1～T8時(shí)間段。

圖8 汶川地震前后地震活動(dòng)分布Fig.8 Seismicity distributions before and after Wenchuan earthquake

五角星為汶川地震震中圖9 汶川地震后龍門山斷裂帶附近b值分布Fig.9 Distributions of b-value near Longmenshan fault zone after Wenchuan earthquake

T1時(shí)間段，汶川地震發(fā)生前3～5年，鮮水河斷裂帶南端和安寧河斷裂帶北端以及小江斷裂帶南北端附近的地震活動(dòng)略多(圖8(a))；龍門山斷裂帶附近地震活動(dòng)相對(duì)平靜，前人研究也發(fā)現(xiàn)汶川地震及其他大地震前存在“地震平靜現(xiàn)象”[11,33-39]。由于沒有足夠數(shù)目的地震活動(dòng)，無(wú)法準(zhǔn)確計(jì)算龍門山斷裂帶及其附近在該時(shí)間段的b值。

T2時(shí)間段，龍門山斷裂帶附近的地震活動(dòng)性有增加的趨勢(shì)(圖8(b))；但地震活動(dòng)的數(shù)目仍不足，故無(wú)法計(jì)算此段時(shí)間龍門山斷裂帶及其附近的b值分布。

T3時(shí)間段，即震后20 d左右，龍門山斷裂帶附近的地震活動(dòng)急劇增加(圖8(c))，汶川地震后發(fā)生大量的余震；由于震后20 d的時(shí)間較短，只有龍門山斷裂帶附近發(fā)生了大量的地震(圖8(c))。b值空間分布結(jié)果(圖9(a))只顯示了龍門山斷裂帶附近的b值，在0.7～1.2，震中附近b值較低。

T4時(shí)間段，龍門山斷裂帶附近地震活動(dòng)仍保持較活躍的程度(圖8(d))，但與上一階段相比頻率有所降低，地震主要發(fā)生在龍門山斷裂帶的中部和東北部；斷裂帶附近b值在0.9～1.4，T4時(shí)間段的b值(圖9(b))較T3的b值(圖9(a))整體有略微升高，尤其是龍門山斷裂帶中段較T3時(shí)間段升高明顯，說(shuō)明余震活動(dòng)也釋放了應(yīng)力，使龍門山斷裂帶的應(yīng)力水平降低。

T5時(shí)間段，地震活動(dòng)較活躍(圖8(e))；龍門山斷裂帶附近在該月b值(圖9(c))較上月明顯升高，在震中附近尤為明顯，推測(cè)此時(shí)龍門山斷裂帶應(yīng)力水平仍在下降，斷裂帶中部b值高而東北端b值低。

T6時(shí)間段，龍門山斷裂帶附近地震活動(dòng)(圖8(f))比上月降低；此時(shí)震中附近100 km左右的范圍內(nèi)b值達(dá)到最高，龍門山斷裂帶中段b值最高(圖9(d))。

T7時(shí)間段，震后4～7個(gè)月龍門山斷裂帶附近的地震活動(dòng)仍然明顯高于其他地區(qū)(圖8(g))，龍門山斷裂帶b值開始回落(圖9(e))，斷層面開始閉鎖，構(gòu)造加載導(dǎo)致應(yīng)力增加。

T8時(shí)間段，地震活動(dòng)聚集于龍門山斷裂帶中部至東北部(圖8(h))，該裂帶附近的地震活動(dòng)仍然比青藏高原東南部的其他地區(qū)頻繁；龍門山斷裂帶附近b值繼續(xù)降低，應(yīng)力累積。

T3～T8時(shí)間段，龍門山斷裂帶的b值經(jīng)歷了先升高后降低的過程。b值升高反映汶川地震及大量余震使震前累積的應(yīng)力得以釋放，在震后3個(gè)月左右b值達(dá)到最高即所受應(yīng)力最小(圖9(d))，此后b值開始回落(圖9(e)和9(f))，應(yīng)力開始逐漸累積增大。

5 討論

5.1 b值空間分布與構(gòu)造特征

龍門山斷裂帶附近b值較低(圖3～圖5)，推測(cè)是因?yàn)榍嗖馗咴∩?，龍門山斷裂帶西北側(cè)的巴顏喀拉塊體自北西向南東推覆和擠壓于華南塊體之上，受華南塊體內(nèi)四川盆地高強(qiáng)度塊體的堅(jiān)強(qiáng)抵阻[40-41]，應(yīng)力在逆沖的龍門山斷裂帶附近累積，斷層面受較強(qiáng)烈的擠壓[42-46]；另外，龍門山山脈在四川盆地的西北邊緣擠壓隆生，高程載荷在龍門山斷裂帶附近施加額外的擠壓，造成該區(qū)域所受應(yīng)力較大，b值較低。圖3(a)暗示汶川地震和蘆山地震之間的地震空區(qū)應(yīng)力較小。

大涼山斷裂帶附近b值低于安寧河—?jiǎng)t木河斷裂帶(圖3，圖4)，推測(cè)大涼山斷裂帶的所受應(yīng)力更大。青藏東南部自西向東由NW-SE逆沖應(yīng)力場(chǎng)變?yōu)镹S拉張應(yīng)力場(chǎng)的轉(zhuǎn)變中，大涼山斷裂帶承擔(dān)著重要的作用，分擔(dān)著更多華南塊體和川滇塊體的相對(duì)運(yùn)動(dòng)，側(cè)面說(shuō)明了大涼山斷裂帶在鮮水河—小江斷裂帶中段“截彎取直”的趨勢(shì)和結(jié)果[47-48]。

對(duì)比不同深度的水平剖面b值結(jié)果(圖3，圖5)可以發(fā)現(xiàn)，深層的b值比淺層的b值低，反映出深層的應(yīng)力水平大于淺層，與實(shí)驗(yàn)室發(fā)現(xiàn)的b值與圍壓負(fù)相關(guān)的現(xiàn)象[30]，以及隨著圍壓的增大巖石的韌性增強(qiáng)的實(shí)驗(yàn)結(jié)果[30,49-50]相吻合。

5.2 b值時(shí)間變化與地震孕育

汶川地震前5～6年，青藏高原東南部的b值一直存在降低趨勢(shì)(圖6)，直至2008年該地區(qū)b值迅速而顯著下降(圖6(b)，圖9)，與劉艷輝等[10]估算的結(jié)果趨勢(shì)接近。汶川地震及大量的余震發(fā)生后，龍門山斷裂帶附近的b值在2～3個(gè)月內(nèi)迅速顯著升高，達(dá)到峰值后逐漸降低(圖9)。由于震前處于應(yīng)力累積的狀態(tài)，應(yīng)力增大，b值降低；大地震和余震的發(fā)生使累積的應(yīng)力得以釋放，應(yīng)力減小，b值升高；震后由于斷層閉鎖和構(gòu)造加載導(dǎo)致應(yīng)力累積，因而b值開始回落；至下一次大地震發(fā)生前，應(yīng)力累積程度達(dá)最高、b值也再次達(dá)到低谷。其他區(qū)域(例如日本和中國(guó)臺(tái)灣)的大地震發(fā)生前后b值變化也有類似的降低—升高—降低的過程[51-53]。地震的發(fā)生伴隨著應(yīng)力的累積與釋放，應(yīng)力變化會(huì)造成b值的波動(dòng)，大地震可以使b值顯著升高[7-8,54-55]。

2013年蘆山地震、2014年魯?shù)榈卣鸷涂刀ǖ卣鸢l(fā)生前，b值也存在下降趨勢(shì)，但較汶川地震的b值變化幅度小，這是因?yàn)檎鸺?jí)小釋放的應(yīng)力少，b值波動(dòng)較小。對(duì)比汶川地震和蘆山地震前b值的變化(圖6)，可以發(fā)現(xiàn)地震震級(jí)越大，震前b值負(fù)增長(zhǎng)持續(xù)時(shí)間越久，地震發(fā)生后b值降低越顯著。

5.3 b值時(shí)空掃描的不確定性

在本研究中，圖6(b)1995—2015年的b值不確定度δb(公式(4))大致在0.05以內(nèi)；b值空間分布的網(wǎng)格點(diǎn)上(圖3～圖5，圖9)的不確定度δb大致不超過0.15。

1995年以前和2015年以后青藏高原東南部的地震記錄不夠完整，早期(1995年以前)的記錄在各個(gè)震級(jí)都有一定的缺失，晚期(2015年以后)的記錄則是4級(jí)以下的小地震缺失嚴(yán)重。青藏高原比地震頻繁的板塊交界處的地震臺(tái)網(wǎng)密度低，檢測(cè)到小地震的能力相對(duì)略差。IRIS網(wǎng)站關(guān)于青藏高原東南部的地震記錄的震級(jí)類型(MW、mb、ML、MS等)不統(tǒng)一，計(jì)算b值前需要通過經(jīng)驗(yàn)公式進(jìn)行換算，震級(jí)換算帶來(lái)的誤差也影響到b值計(jì)算的準(zhǔn)確度。

本文沒有對(duì)震源位置進(jìn)行重新定位，原因有兩個(gè)方面：其一，本文研究區(qū)域?yàn)榍嗖馗咴瓥|南部，空間尺度較大，IRIS網(wǎng)站的數(shù)據(jù)相對(duì)精度較高；其二，參考前人在該區(qū)域的工作[13,56-58]，并結(jié)合本文研究區(qū)域的范圍尺度，故未對(duì)震源位置進(jìn)行重新定位，一般相對(duì)小尺度問題的相關(guān)b值估計(jì)是需要考慮震源位置重定位的[7,15,59]。

6 結(jié)論

通過對(duì)青藏高原東南部地震活動(dòng)的分析及b值的時(shí)空掃描研究，得到主要結(jié)論如下：

1)在鮮水河—小江斷裂系統(tǒng)的中部，大涼山斷裂帶附近的b值比安寧河—?jiǎng)t木河斷裂帶低，推測(cè)大涼山斷裂帶承擔(dān)較多的應(yīng)力，是未來(lái)地震風(fēng)險(xiǎn)較高的斷裂帶。

2)研究區(qū)淺層(0～20 km)比深層(20～40 km)的b值高，表明淺層區(qū)域比深層應(yīng)力小，與淺層區(qū)域圍壓低、巖石傾向脆性破裂，而深層區(qū)域圍壓高、巖石傾向韌性變形的特征一致的。

3)汶川地震發(fā)生前后，震源及周邊區(qū)域的b值存在降低—升高—降低的過程，揭示了區(qū)域內(nèi)應(yīng)力的累積—釋放—累積的演化過程。震級(jí)越大，b值波動(dòng)越大，震前b值降低趨勢(shì)持續(xù)越久。

4)龍門山斷裂帶及其附近地區(qū)的b值較低。巴顏喀拉塊體自北西向南東推覆于華南塊體之上，應(yīng)力在逆沖的龍門山斷裂帶附近累積，斷層面受較強(qiáng)烈的擠壓；另外，青藏東部的高程載荷也對(duì)龍門山斷裂帶施加了額外的擠壓，因此造成該區(qū)域應(yīng)力較大。此外，汶川地震和蘆山地震之間的地震空區(qū)應(yīng)力較小。