利用GPS高精度監(jiān)測數(shù)據(jù)開展青藏高原現(xiàn)今地殼運(yùn)動(dòng)與形變特征研究進(jìn)展

瞿 偉,高 源,陳海祿,梁世川,韓亞茜,張 勤,王慶良,郝 明

(1. 長安大學(xué) 地質(zhì)工程與測繪學(xué)院，陜西 西安 710054； 2. 中國地震局第二監(jiān)測中心，陜西 西安 710054)

0 引 言

青藏高原是世界范圍內(nèi)地殼構(gòu)造活動(dòng)最為強(qiáng)烈的區(qū)域之一，受印度洋板塊北推擠壓動(dòng)力學(xué)作用，青藏高原不斷抬升并在其南緣形成了世界最高峰——珠穆朗瑪峰(以下簡稱“珠峰”)，在大陸內(nèi)部板塊構(gòu)造運(yùn)動(dòng)形變研究中具有重要地位，也是國際上開展地球動(dòng)力學(xué)研究的熱點(diǎn)區(qū)域[1-3]。在印度洋板塊北推擠壓與歐亞板塊阻擋作用下，青藏高原內(nèi)部及周緣發(fā)育有數(shù)條大型活動(dòng)斷裂帶，如喜馬拉雅碰撞帶、雅魯藏布江縫合帶、班公湖—怒江縫合帶、甘孜—玉樹—鮮水河斷裂帶、東昆侖斷裂帶、阿爾金—海原斷裂帶等[4-5]。這些斷裂構(gòu)造活動(dòng)導(dǎo)致青藏高原強(qiáng)震頻發(fā)，曾發(fā)生過1920年海原Mw8.5地震、1950年墨脫Mw8.6地震、1976年龍陵Mw7.3地震、1988年瀾滄—耿馬Mw7.3地震、2001年昆侖山Mw8.1地震、2013年定西Mw6.0地震、2015年尼泊爾Mw7.9地震與2020年西藏尼瑪Mw6.3地震等。因此，開展青藏高原構(gòu)造活動(dòng)研究對于認(rèn)識(shí)該區(qū)域現(xiàn)今地殼形變與孕震機(jī)制具有重要的科學(xué)意義。

以GPS為代表的空間大地測量技術(shù)可以獲取地表高精度、高時(shí)空分辨率的形變信息，在地殼形變監(jiān)測研究中得到了廣泛應(yīng)用。自“九五”時(shí)期以來，中國地殼運(yùn)動(dòng)觀測網(wǎng)絡(luò)已在青藏高原及鄰區(qū)布設(shè)了大量GPS觀測站[6]，近20余年來持續(xù)高精度的監(jiān)測為青藏高原地殼形變與動(dòng)力學(xué)研究提供了豐富的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。GPS速度場結(jié)果直觀揭示了青藏高原SN向縮短與EW向伸展形變的現(xiàn)今構(gòu)造形變模式[7-14]，地殼運(yùn)動(dòng)監(jiān)測結(jié)果進(jìn)一步結(jié)合運(yùn)動(dòng)學(xué)與動(dòng)力學(xué)模型反演獲得了區(qū)域內(nèi)部應(yīng)變與斷裂運(yùn)動(dòng)特性及深部構(gòu)造活動(dòng)特征[15-27]。

本文系統(tǒng)總結(jié)了青藏高原及鄰區(qū)GPS監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)體系的構(gòu)建與GPS監(jiān)測高精度數(shù)據(jù)處理方案策略，詳細(xì)闡述了當(dāng)前研究青藏高原地殼運(yùn)動(dòng)形變的運(yùn)動(dòng)學(xué)和動(dòng)力學(xué)模型，并結(jié)合研究成果深入剖析了青藏高原現(xiàn)今淺部與深部地殼構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與形變特征，從整個(gè)中國大陸構(gòu)造動(dòng)力學(xué)背景框架下進(jìn)一步詳細(xì)解譯了青藏高原現(xiàn)今地殼構(gòu)造活動(dòng)動(dòng)力學(xué)機(jī)制及區(qū)域動(dòng)力學(xué)背景影響下的珠峰地區(qū)隆升機(jī)制，最后對利用GPS技術(shù)開展青藏高原地殼運(yùn)動(dòng)形變與動(dòng)力學(xué)機(jī)制研究成果進(jìn)行了總結(jié)，并對該技術(shù)與其他空間監(jiān)測技術(shù)聯(lián)合開展青藏高原構(gòu)造活動(dòng)研究的未來發(fā)展趨勢進(jìn)行了展望。

1 GPS監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)與高精度數(shù)據(jù)處理

1.1 GPS監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)體系

地殼形變過程中的精細(xì)運(yùn)動(dòng)圖像可為研究地球動(dòng)力學(xué)及地震孕育機(jī)制等相關(guān)地球科學(xué)問題提供十分重要的基礎(chǔ)資料，得益于以GPS技術(shù)為代表的空間大地測量技術(shù)在大尺度、高精度觀測地殼運(yùn)動(dòng)與形變狀態(tài)的優(yōu)勢。中國地震局聯(lián)合多部門于“九五”期間投資建設(shè)了國家重大科學(xué)工程“中國地殼運(yùn)動(dòng)觀測網(wǎng)絡(luò)”(CMONOC-Ⅰ)，其中GPS監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)體系由27個(gè)連續(xù)觀測站和1 056個(gè)非連續(xù)觀測站構(gòu)成，于1999年開始正常運(yùn)行。

為進(jìn)一步提升對中國大陸地殼形變監(jiān)測能力，在中國地殼運(yùn)動(dòng)觀測網(wǎng)絡(luò)的基礎(chǔ)上，中國地震局、中國人民解放軍總參謀部測繪局、中國科學(xué)院、國家測繪局、中國氣象局和教育部于“十一五”期間投資建設(shè)“中國大陸構(gòu)造環(huán)境監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)”(CMONOC-Ⅱ)。該網(wǎng)絡(luò)于2009年開始正常運(yùn)行，目前已有260個(gè)基準(zhǔn)站與近2 000個(gè)區(qū)域站(圖1)[27-28]，可為監(jiān)測中國大陸地殼運(yùn)動(dòng)提供高精度、高時(shí)空分辨率的基礎(chǔ)研究數(shù)據(jù)[29]。此外，鑒于中國大陸內(nèi)部局部地區(qū)地震發(fā)生危險(xiǎn)性較高，如華北/首都城市圈、四川盆地、山西斷陷帶、鄂爾多斯地塊、青藏高原及其周邊地區(qū)等，各省市地震局及相關(guān)科研院所在原有監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)基礎(chǔ)上進(jìn)行了加密觀測，特別是在青藏高原及其周邊地區(qū)布設(shè)了大量加密監(jiān)測站點(diǎn)，如中國地震局地質(zhì)研究所聯(lián)合四川省地震局在四川盆地和鮮水河斷裂帶布設(shè)了20個(gè)連續(xù)觀測站，四川省地震局在四川盆地布設(shè)了17個(gè)連續(xù)觀測站，中國科學(xué)院青藏高原研究所在藏南地區(qū)布設(shè)了6個(gè)連續(xù)觀測站，中國氣象局在青藏高原及其周邊地區(qū)布設(shè)了23個(gè)連續(xù)觀測站，美國加州理工學(xué)院在喜馬拉雅地區(qū)布設(shè)了28個(gè)連續(xù)觀測站，中國地震局第二監(jiān)測中心在青藏高原東北緣布設(shè)了23個(gè)流動(dòng)觀測站，中國地震局地質(zhì)研究所在云南地區(qū)布設(shè)了59個(gè)流動(dòng)觀測站等。

圖1 青藏高原及其周邊地區(qū)GPS連續(xù)觀測站與流動(dòng)觀測站位置分布Fig.1 Distributions of GPS Continuous and Campaign Observation Stations in Qinghai-Tibet Plateau and Its Surrounding Areas

1.2 GPS監(jiān)測資料高精度數(shù)據(jù)處理

目前國際上GPS數(shù)據(jù)處理主流軟件主要有GAMIT/GLOBK、GIPSY/OASIS、Bernese與PANDA等。本文主要總結(jié)介紹利用GAMIT/GLOBK軟件進(jìn)行青藏高原GPS數(shù)據(jù)處理的流程與策略，數(shù)據(jù)處理大致分為4個(gè)主要步驟[16,30-31]：第一步，采用GAMIT軟件中單日松弛解處理基線，采用sp3精密衛(wèi)星星歷削弱軌道誤差，衛(wèi)星軌道約束為10-8，光壓模型采用BERNE模型，并進(jìn)行海潮與固體潮改正，選用中國大陸及周邊的國際IGS跟蹤站(如BJFS、KUNM、WUHN、ULAB與CHAN等)進(jìn)行聯(lián)合解算獲得基線單日松弛解h文件；第二步，利用GLOBK軟件將區(qū)域單日松弛解文件與SOPAC(Scripps Orbit and Permanent Array Center)全球IGS跟蹤站單日松弛解合并獲取包含所有GPS觀測站的全球分布松弛解；第三步，利用QOCA軟件統(tǒng)一平差獲取ITRF(International Terrestrial Reference Frame)參考框架下各站點(diǎn)GPS速度場(圖2)，目前ITRF參考框架已更新到ITRF2014[32]；第四步，為更好展示出青藏高原內(nèi)部的形變狀況，進(jìn)一步計(jì)算獲得青藏高原相對于歐亞板塊運(yùn)動(dòng)速度場，同時(shí)顧及觀測時(shí)段內(nèi)大震同震及震后對速度場結(jié)果影響，需進(jìn)一步基于同震形變場模型進(jìn)行數(shù)據(jù)處理，獲取干凈可靠的震間形變場[13,28,30]。

圖3為中國地震局第二監(jiān)測中心郝明副研究員基于青藏高原1999～2007年GPS監(jiān)測數(shù)據(jù)，按照上述高精度數(shù)據(jù)處理步驟計(jì)算獲得的相對于歐亞板塊基準(zhǔn)下的青藏高原及其周邊地區(qū)GPS速度場[13]。該速度場清晰揭示出：印度洋板塊北推擠壓動(dòng)力學(xué)作用下青藏高原具有NNE向運(yùn)動(dòng)趨勢，在青藏高原西南緣環(huán)喜馬拉雅造山帶地殼擠壓運(yùn)動(dòng)速率約為35 mm·年-1；由于受其北部穩(wěn)定準(zhǔn)格爾盆地與中亞造山帶阻擋，青藏高原地殼運(yùn)動(dòng)速度向北逐漸減小，在青藏高原北緣地殼運(yùn)動(dòng)速率逐漸減小至約14 mm·年-1；又受其東北緣鄂爾多斯地塊阻擋，地殼運(yùn)動(dòng)速度場由近EW向轉(zhuǎn)為SEE向，同時(shí)受穩(wěn)定四川盆地的阻擋，地殼運(yùn)動(dòng)速率減弱至約7 mm·年-1；在穩(wěn)定華南地塊阻擋下，青藏高原東南緣地殼運(yùn)動(dòng)速度場由北部近EW向轉(zhuǎn)為SSE向，地殼運(yùn)動(dòng)速率約為9.4 mm·年-1，同時(shí)推擠華南地塊朝SEE向逸出。

圖件引自文獻(xiàn)[13]圖3 青藏高原及其周邊地區(qū)GPS速度場(歐亞板塊基準(zhǔn)，1999～2007年)Fig.3 GPS Velocity Field in Qinghai-Tibet Plateau and Its Surrounding Areas (Eurasian Plate Benchmark, 1999-2007)

盡管相對于歐亞板塊基準(zhǔn)下的GPS速度場可較好地揭示青藏高原及其周邊地區(qū)整體運(yùn)動(dòng)特征(圖3)，但難以直觀表征出區(qū)域內(nèi)塊體間運(yùn)動(dòng)形變差異，近年來相關(guān)研究也采用了區(qū)域參考基準(zhǔn)獲取區(qū)域內(nèi)塊體間形變差異特征。Ge等探討了相對于印度洋板塊基準(zhǔn)下GPS速度場較歐亞板塊基準(zhǔn)可更加清晰地揭示出青藏高原與印度洋板塊匯聚作用、青藏高原EW向伸展形變，特別是沿喜馬拉雅東部的順時(shí)針旋轉(zhuǎn)作用[24]；鄒鎮(zhèn)宇等研究了南北地震帶相對于穩(wěn)定華南地塊基準(zhǔn)下GPS速度場在汶川地震前后的形變差異與主干斷裂相對運(yùn)動(dòng)差異[33]。圖4為青藏高原相對于華南地塊基準(zhǔn)下GPS速度場，青藏高原表現(xiàn)為顯著SN向縮短與EW向伸展形變。青藏高原西南緣運(yùn)動(dòng)速率為近SN向約36 mm·年-1，西北緣運(yùn)動(dòng)速率減小為NE向約17 mm·年-1；受鄂爾多斯地塊阻擋作用，其東北緣逆時(shí)針朝北運(yùn)動(dòng)，地殼運(yùn)動(dòng)速率約為5 mm·年-1，而東南緣相對華南地塊則表現(xiàn)為順時(shí)針旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)。

2 地殼運(yùn)動(dòng)與形變分析模型

2.1 運(yùn)動(dòng)學(xué)方法

區(qū)域地殼運(yùn)動(dòng)與形變分析的運(yùn)動(dòng)學(xué)方法可分為連續(xù)與非連續(xù)兩種。連續(xù)分析方法主要將整個(gè)研究域視作一整體，進(jìn)行應(yīng)變率、滑動(dòng)速率等反演計(jì)算，獲取區(qū)域整體運(yùn)動(dòng)特征；而非連續(xù)分析方法則根據(jù)先驗(yàn)地質(zhì)資料，將研究域進(jìn)行塊體單元?jiǎng)澐郑謩e獲取各單元運(yùn)動(dòng)與形變特征，然后再整合區(qū)域整體運(yùn)動(dòng)與形變特征。

圖件引自文獻(xiàn)[13]圖4 青藏高原及其周邊地區(qū)GPS速度場(華南地塊基準(zhǔn)，1999～2007年)Fig.4 GPS Velocity Field in Qinghai-Tibet Plateau and Its Surrounding Areas (South China Block Benchmark, 1999-2007)

2.1.1 連續(xù)分析方法

(1)多尺度球面小波模型。該模型基于小波理論從平面空間向球面空間延伸，已在地球重力場[34]、地殼運(yùn)動(dòng)速度場[35]等相關(guān)地球科學(xué)研究中得到了廣泛應(yīng)用。球面小波模型分析方法借助其對空間和頻率局部化的優(yōu)勢，通過調(diào)整分解尺度控制信號(hào)頻率信息，將觀測數(shù)據(jù)所反映出的不同空間尺度地殼運(yùn)動(dòng)與形變信息進(jìn)行刻畫。大尺度對信號(hào)的整體特征更為敏感，主要體現(xiàn)出低頻信息；而小尺度則對信號(hào)的局部特征較敏感，主要體現(xiàn)出高頻信息。

以高斯函數(shù)差(Difference of Gaussians)構(gòu)建的球面DOG小波[36]作為球面小波模型的基函數(shù)，其表達(dá)式為

(1)

相對于基函數(shù)，通過位置和尺度離散化得到的球面小波框架可更加靈活表示信號(hào)，一般可選擇正十二面體球面三角剖分方式，將不同尺度因子取值所對應(yīng)球面剖分的格網(wǎng)點(diǎn)作為中心極點(diǎn)，可得到不同尺度下球面小波框架(W)，其表達(dá)式為

W={ψo(hù)(q,i),a(o′),o(q,i)∈Gq,

q=0,1,2,…,qmax}

(2)

式中：o(q,i)為不同尺度對應(yīng)的球面小波中心極；i為格網(wǎng)點(diǎn)序號(hào)；Gq為格網(wǎng)點(diǎn)集合。

考慮到球面格網(wǎng)點(diǎn)數(shù)會(huì)隨著剖分層次而呈指數(shù)增長，按照“空間支撐”思想建立以站點(diǎn)分布為基礎(chǔ)的框架選取方式。站點(diǎn)分布范圍越大，尺度因子最小值(qmin)越??；站點(diǎn)分布密度越大，尺度因子最大值(qmax)越大。

GPS觀測站點(diǎn)可用三維表示，以式(2)中得到的球面小波框架作為估計(jì)GPS速度場框架，可將速度場表示為

(3)

圖5為不同尺度因子對應(yīng)的球面小波函數(shù)圖像。當(dāng)q=3時(shí)，中心極為北極。

需要注意的是，上述模型是通過對球面小波函數(shù)的位置和尺度進(jìn)行離散化提取小波框架，該策略可能存在冗余，進(jìn)而引起速度場存在不唯一解的問題。此外，觀測誤差和數(shù)據(jù)分布異常也可能導(dǎo)致病態(tài)問題，但通過正則化方法可保證獲得上述模型向量H的穩(wěn)定、唯一解[37]，其表達(dá)式為

(4)

式中：L為已測站點(diǎn)的GPS觀測值；Bnn為GPS觀測向量的觀測誤差自協(xié)方差陣；ρ為正則化參數(shù)；G為模型系數(shù)陣；R為正則化矩陣；H為ak、bk和ck組成的模型向量。

(2)球面最小二乘配置模型。該模型將地殼形變分為剛體旋轉(zhuǎn)和隨機(jī)形變信號(hào)兩部分，在觀測數(shù)據(jù)信號(hào)空間連續(xù)性良好的前提下，可獲取大區(qū)域應(yīng)變場的低頻分布，繼而反映區(qū)域應(yīng)變場整體特征。該模型解具有較高的抗差性和穩(wěn)定性特征[20]，其函數(shù)模型為

L=AΩ+CZ+Δ

(5)

式中：L為GPS觀測值；A為歐拉系數(shù)矩陣；Ω為歐拉參數(shù)；C由單位矩陣和零矩陣組成，分別對應(yīng)已測點(diǎn)和未測點(diǎn)的形變信號(hào)；Z為形變信號(hào)；Δ為觀測信號(hào)的噪聲。

(6)

(7)

B=Boo+Bnn

(8)

式中：Boo為已測點(diǎn)信號(hào)協(xié)方差矩陣；Bou為未測點(diǎn)信號(hào)與已測點(diǎn)信號(hào)的協(xié)方差矩陣。

通常未測點(diǎn)與已測點(diǎn)信號(hào)的協(xié)方差是未知的。相關(guān)研究表明，在觀測區(qū)域較大和觀測數(shù)據(jù)較多的情況下，可利用信號(hào)統(tǒng)計(jì)特征提取形變信號(hào)的經(jīng)驗(yàn)協(xié)方差分布函數(shù)。常用的經(jīng)驗(yàn)協(xié)方差分布函數(shù)有高斯函數(shù)[40-41]、指數(shù)函數(shù)[42]和顧及距離尺度因子的映射函數(shù)[43]。其中，高斯函數(shù)為最常用的經(jīng)驗(yàn)協(xié)方差分布函數(shù)。其模型形式為

f(d)=f(0)e-k2d2

(9)

式中：d為觀測站點(diǎn)間距(以千米為單位)；f(0)和k為未知參數(shù)。

經(jīng)驗(yàn)函數(shù)模型參數(shù)通過在給定距離范圍內(nèi)建立信號(hào)協(xié)方差與測點(diǎn)距離的統(tǒng)計(jì)關(guān)系，并基于最小二乘方法求解。通過上述流程可獲取研究域連續(xù)的形變場數(shù)據(jù)，建立隨機(jī)形變信號(hào)與位置函數(shù)關(guān)系，進(jìn)一步微分可求解獲得區(qū)域地殼形變特征的空間分布。

(3)反距離加權(quán)算法。該算法通過對不同測區(qū)速度給予不同權(quán)重，自動(dòng)化實(shí)現(xiàn)觀測數(shù)據(jù)分區(qū)處理[44]。反距離加權(quán)算法在二維空間以任意小的增量進(jìn)行迭代，確保連續(xù)應(yīng)變函數(shù)可解，在其插值位置

圖5 不同尺度因子對應(yīng)的球面小波函數(shù)圖像Fig.5 Images of Spherical Wavelet Function in Different Scales

R處，GPS水平速度場被擴(kuò)展為一階導(dǎo)數(shù)，用剛性塊體運(yùn)動(dòng)和均勻應(yīng)變模型表示。線性函數(shù)模型為

L=Kh+Δ′

(10)

式中：h為未知參數(shù)向量，包括平移、旋轉(zhuǎn)和應(yīng)變參數(shù)；K為設(shè)計(jì)矩陣；Δ′為觀測誤差。

僅考慮水平形變時(shí)，h由平移分量(Ux和Uy)、應(yīng)變分量(τxx、τxy和τyy)和旋轉(zhuǎn)率(ω)組成。上述模型參數(shù)可通過式(11)求解。

(11)

進(jìn)一步考慮到大區(qū)域范圍內(nèi)對加密觀測數(shù)據(jù)插值的需求，基于“觀測點(diǎn)距插值點(diǎn)越近，權(quán)重越大”的思想，對初始觀測誤差方差進(jìn)行重構(gòu)。其表達(dá)式為

(12)

(13)

(14)

式中：加權(quán)函數(shù)Gi=Li×Zi，Li和Zi的取值分別依賴于距離和觀測數(shù)據(jù)的空間覆蓋率[45]；D為平滑因子；Ri為觀測點(diǎn)i和插值點(diǎn)的水平距離；ni為所選定的用于計(jì)算插值點(diǎn)位移的數(shù)據(jù)個(gè)數(shù)；θi為插值點(diǎn)附近選擇的第i個(gè)和第i+1個(gè)數(shù)據(jù)之間的方位角。

(4)刀刃模型。Savage等提出了以地表位移為約束，斷層滑動(dòng)和閉鎖深度為反演目標(biāo)的斷層剖面擬合彈性模型[46]。該模型假定斷層滑動(dòng)發(fā)生在閉鎖深度以下。其表達(dá)式為

(15)

式中：V為平行于斷層的速率；x為臺(tái)站與斷層的垂直距離；E為閉鎖深度；V∞為斷層滑動(dòng)速率。

模型參數(shù)可通過格網(wǎng)搜索獲得，其不確定性常采用蒙特卡洛隨機(jī)試驗(yàn)結(jié)果統(tǒng)計(jì)分析做出評(píng)價(jià)[47]。彈性模型假設(shè)斷層附近形變梯度大，遠(yuǎn)離斷層形變梯度變小(圖6)。

x代表平行于斷層方向；y代表垂直于斷層方向；m為最大有效距離；圖件引自文獻(xiàn)[46]圖6 走滑斷層形變模型示意圖Fig.6 Schematic Diagram of Strike-slip FaultDeformation Model

考慮到平行斷層間的相互作用，Savage等于1999年提出了對應(yīng)的改進(jìn)模型[48]。其表達(dá)式為

V(x)=b0-{b1arctan[(x-x1)/h1]+

b2arctan[(x-x2)/h2]+

b3arctan[(x-x3)/h3]}/π

(16)

式中：h1、h2和h3為各個(gè)斷層閉鎖深度；b1、b2和b3為各個(gè)斷層在x1、x2和x3位置處的滑動(dòng)速率；b0是與參考框架相關(guān)的常數(shù)；模型參數(shù)可用最小二乘擬合得到。

在上述模型基礎(chǔ)上，Segall考慮到部分?jǐn)鄬邮軠\層蠕滑影響[49]，對上述模型進(jìn)行了進(jìn)一步改進(jìn)。其表達(dá)式為

(17)

式中：bicreep為斷層蠕滑速率；hicreep為斷層蠕滑深度；模型參數(shù)常用粒子群優(yōu)化算法反演得到[50-51]。

2.1.2 非連續(xù)分析方法

(1)活動(dòng)塊體模型。區(qū)域活動(dòng)塊體一般可被視為剛體[52]，其函數(shù)模型[53]為

(18)

式中：ve和vn分別為板塊任一位置(λ，φ)的東向與北向GPS觀測值；r為地球半徑；ωx、ωy和ωz為塊體歐拉參數(shù)。

實(shí)際上，活動(dòng)塊體會(huì)受到周緣塊體的擠壓、碰撞，其整體運(yùn)動(dòng)不僅會(huì)發(fā)生旋轉(zhuǎn)，其邊緣和內(nèi)部也會(huì)發(fā)生彈性形變。假設(shè)塊體內(nèi)部形變是均勻的，則地殼形變模型為整體旋轉(zhuǎn)與均勻應(yīng)變模型(REHSM)。其函數(shù)表達(dá)式[31,53]為

(19)

式中：εee為EW向線應(yīng)變;εen為EW—SN向剪應(yīng)變;εnn為SN向線應(yīng)變；x0=rcosφ(λ-λ0)，y0=r(φ-φ0)，(λ0，φ0)為塊體中心位置。

若進(jìn)一步假設(shè)塊體內(nèi)部形變是非均勻的，可將其描述為位置與應(yīng)變的線性函數(shù)，則地殼形變模型可表征為整體旋轉(zhuǎn)與非線性應(yīng)變模型(RELSM)。其函數(shù)表達(dá)式[31,53]為

(20)

式中：A0、B0、C0、ξ1、ξ2、ξ3、S1、S2、S3分別為塊體應(yīng)變參數(shù)。

上述3類模型均是在活動(dòng)塊體劃分的基礎(chǔ)上進(jìn)行計(jì)算分析，考慮到活動(dòng)塊體內(nèi)部形變特征具有的未知特性，通常需進(jìn)一步利用統(tǒng)計(jì)理論對模型對應(yīng)應(yīng)變分量進(jìn)行參數(shù)顯著性假設(shè)檢驗(yàn)[54]；線性假設(shè)為H0∶Y=0，當(dāng)H0成立時(shí)，可構(gòu)造F統(tǒng)計(jì)量為

(21)

對應(yīng)的拒絕域?yàn)?/p>

F>F6,2n-12

(22)

(2)負(fù)位錯(cuò)模型。負(fù)位錯(cuò)模型假設(shè)地殼形變是由活動(dòng)塊體整體旋轉(zhuǎn)、內(nèi)部均勻應(yīng)變和邊界斷層閉鎖產(chǎn)生的負(fù)位錯(cuò)效應(yīng)等3個(gè)部分組成的地表彈性形變之和(圖7)[55-56]，考慮了活動(dòng)塊體的旋轉(zhuǎn)效應(yīng)、內(nèi)部永久形變和Okada位錯(cuò)。其表達(dá)式為

Vsf=Vbr+Vis+Vfs

(23)

式中：Vsf表示地表形變；Vbr表示塊體整體旋轉(zhuǎn)引起的形變；Vis表示塊體內(nèi)部均勻應(yīng)變引起的形變；Vfs為斷層閉鎖負(fù)位錯(cuò)效應(yīng)引起的形變。

圖件引自文獻(xiàn)[57]圖7 負(fù)位錯(cuò)模型示意圖Fig.7 Schematic Views of Negative Dislocation Model

可以聯(lián)合GPS速度場、InSAR數(shù)據(jù)、地震和地質(zhì)資料作為約束，采用格網(wǎng)搜索法和模擬退火法反演塊體旋轉(zhuǎn)歐拉極、斷層滑動(dòng)速率和震間閉鎖系數(shù)。

對于彈性形變部分，可以將斷層進(jìn)行離散化，形成一系列節(jié)點(diǎn)。每個(gè)節(jié)點(diǎn)是一個(gè)位錯(cuò)點(diǎn)源，每個(gè)點(diǎn)源的位錯(cuò)[u]是由節(jié)點(diǎn)處的閉鎖程度(θ)和滑動(dòng)矢量(Vθ)共同決定。其表達(dá)式為

[u]=-θ×Vθ

(24)

閉鎖程度的取值范圍為0≤θ≤1。當(dāng)θ=1時(shí)，Vs=0,斷層處于完全閉鎖狀態(tài)，應(yīng)變積累能力達(dá)到最強(qiáng)；當(dāng)θ=0時(shí)，Vs=Vb,塊體邊界處于自由滑動(dòng)狀態(tài)，無彈性形變積累。

相鄰節(jié)點(diǎn)之間的斷層分割為微小格網(wǎng)，選擇雙線性插值得到格網(wǎng)處的閉鎖系數(shù)，從而得到斷層的連續(xù)閉鎖分布。負(fù)位錯(cuò)模型反演的條件方程為

Vk(X)=[ΩG×X]k+[ΩB×X]k+εkkDk+

(25)

式中：X為觀測點(diǎn)坐標(biāo)；Vk(X)為觀測點(diǎn)X的GPS觀測值；k為速度分量；ΩB為塊體相對于參考框架的角速度；ΩG為GPS速度場相對于參考框架的角速度；εkk為應(yīng)變參數(shù)；D為應(yīng)變偏差；ΩF為斷層下盤相對于上盤的歐拉極；N為斷層走向的節(jié)點(diǎn)數(shù)；Qi為第i個(gè)節(jié)點(diǎn)的坐標(biāo)；φi為第i個(gè)節(jié)點(diǎn)的閉鎖系數(shù)；Gjk(X,Xi)為格林函數(shù)；j為斷層面方向分量。

2.2 動(dòng)力學(xué)方法

基于地表觀測數(shù)據(jù)的運(yùn)動(dòng)學(xué)模型可較好地表征地殼淺部運(yùn)動(dòng)與形變特征，但難以深入揭示巖石圈深部動(dòng)力過程及活動(dòng)機(jī)理，因此，需進(jìn)一步建立動(dòng)力學(xué)分析模型探討巖石圈深部構(gòu)造活動(dòng)影響下的地殼運(yùn)動(dòng)與應(yīng)力應(yīng)變特性。數(shù)值模擬方法顧及了巖石圈幾何結(jié)構(gòu)與物理結(jié)構(gòu)的不均勻性以及主干構(gòu)造斷裂的空間展布特征，被廣泛用于地殼形變與應(yīng)力特征數(shù)值模擬中[58-62]。隨著力學(xué)理論的成熟與計(jì)算機(jī)技術(shù)的迅速發(fā)展，模型幾何結(jié)構(gòu)也逐步由二維發(fā)展到三維(圖8)，力學(xué)模型也由簡單的彈性材料發(fā)展到考慮材料應(yīng)力隨時(shí)間松弛的黏彈性材料，再進(jìn)一步發(fā)展到黏彈塑性材料。對于黏彈塑性材料而言，其應(yīng)變增量[63]可表示為

{dε}={dεe}+{dεv}+{dεp}

(26)

{dεe}=[D]-1{dσ}

(27)

{dεv}=[Q]-1{σt}dt

(28)

(29)

式中：{}代表應(yīng)變張量的6個(gè)分量；ε代表應(yīng)變張量；上標(biāo)e、v與p分別代表彈性、黏性與塑性應(yīng)變；σt為t時(shí)刻的應(yīng)力；dσ為應(yīng)力增量；[D]為與彈性模量相關(guān)的彈性材料矩陣；[Q]為與黏滯系數(shù)相關(guān)的黏性材料矩陣；Gp為塑性勢函數(shù)；dλ為塑性乘子。

斷裂是地殼物質(zhì)的重要組成部分，對地殼運(yùn)動(dòng)與巖石圈應(yīng)變能累積有重要影響，因此，對斷裂帶的處理是數(shù)值模擬中的難點(diǎn)所在。目前大多數(shù)研究采用降低斷裂帶彈性強(qiáng)度的方法使其在模擬過程中更容易發(fā)生形變[64-66]，但這種物性參數(shù)的不連續(xù)性會(huì)導(dǎo)致斷裂與地殼接觸面出現(xiàn)人為的應(yīng)力集中現(xiàn)象，可能未必與實(shí)際的力學(xué)情況相符[67]。另一種方式是采用摩擦接觸分析，即認(rèn)為斷層上盤與下盤之間存在摩擦關(guān)系，采用庫倫滑動(dòng)定律表征接觸面之間的黏著和滑移行為[68-70]，當(dāng)滑動(dòng)面上的剪應(yīng)力超過極限應(yīng)力，接觸面發(fā)生相對位錯(cuò)；這種方法比采用弱化帶更真實(shí)地模擬斷層的相對運(yùn)動(dòng)特征，但在實(shí)際運(yùn)算中易遇到模型收斂時(shí)間過長甚至不收斂的問題[63,71]。在黏彈塑性數(shù)值模擬中，給斷裂帶賦予較低的屈服強(qiáng)度而非彈性強(qiáng)度，采用斷層區(qū)域的穩(wěn)態(tài)塑性蠕變模擬斷層長期滑動(dòng)，當(dāng)累積應(yīng)力達(dá)到屈服強(qiáng)度時(shí)在斷層外產(chǎn)生塑性應(yīng)變。該方法已被廣泛用于青藏高原的地殼形變與地震循環(huán)演化研究中[62,72-75]。

圖件引自文獻(xiàn)[75]圖8 青藏高原三維有限元模型Fig.8 Three-dimensional Finite Element Model ofQinghai-Tibet Plateau

3 現(xiàn)今地殼構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與形變特征分析

3.1 淺部地殼運(yùn)動(dòng)與形變特征

考慮GPS速度場數(shù)據(jù)在研究區(qū)域分布的不均勻性，本文進(jìn)一步反演計(jì)算了整個(gè)青藏高原及其周邊地區(qū)地殼應(yīng)變場分布特征[76]。

圖9(a)顯示了青藏高原及其周邊地區(qū)的最大剪應(yīng)變、主應(yīng)變張量空間分布特征，其中環(huán)喜馬拉雅和天山中部區(qū)域擠壓形變最為顯著。環(huán)喜馬拉雅弧主應(yīng)變方向近似垂直于板塊邊界走向，較好地反映了印度板塊對歐亞板塊的俯沖推擠作用；天山中部主應(yīng)變近SN向分布，較好地反映了地殼近SN向縮短。最大主應(yīng)變高值區(qū)的最顯著區(qū)域位于喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)，平均值約為48 nonstrain·年-1，天山中部、環(huán)喜馬拉雅弧和青藏高原東南緣也是最大剪應(yīng)變高值區(qū)，平均值為25～45 nonstrain·年-1，由此反映了上述區(qū)域內(nèi)現(xiàn)今地殼劇烈的構(gòu)造形變特性。

圖9(b)顯示了青藏高原及其周邊地區(qū)面應(yīng)變分布特征。面應(yīng)變正值表示地殼下陷運(yùn)動(dòng)，而面應(yīng)變負(fù)值表示地殼隆升運(yùn)動(dòng)。從圖9(b)可以看出：環(huán)喜馬拉雅弧和天山中部面應(yīng)變約為-80 nonstrain·年-1，預(yù)示著印度板塊俯沖作用下青藏高原現(xiàn)今整體抬升的運(yùn)動(dòng)特性；青藏高原東北緣面應(yīng)變約為-20 nonstain·年-1，表明該地區(qū)地殼也呈隆升狀態(tài)，預(yù)示著青藏高原北向運(yùn)動(dòng)受阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊阻礙而形成的地殼抬升作用；青藏高原中部部分地區(qū)和東南緣面應(yīng)變約為20 nonstrain·年-1，表明這些區(qū)域地殼以下陷運(yùn)動(dòng)為主。

圖9(c)顯示了青藏高原及其周邊地區(qū)地殼旋轉(zhuǎn)率分布特征，有助于理解區(qū)域構(gòu)造形變模式。青藏高原中部和南部地殼呈順時(shí)針旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)，揭示了青藏高原物質(zhì)的東向擠出作用，其北部、東南緣和天山中部地殼則呈逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)；喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)相對于歐亞板塊順時(shí)針旋轉(zhuǎn)率最高可達(dá)60 nonstrain·年-1，青藏高原東南緣逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)率最高則可達(dá)30 nonastrain·年-1。

青藏高原在印度板塊碰撞北推擠壓作用下呈NNE向運(yùn)動(dòng)，位移由南向北逐漸減小[8，10]，其東南緣位移圍繞東喜馬拉雅順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，反映了地殼SN向縮短和SE向逃逸的特征，區(qū)域運(yùn)動(dòng)與形變整體受控于印度板塊北推擠壓、印緬俯沖帶深源俯沖以及緬甸微板塊與巽他板塊后撤的共同作用[77]；青藏高原西北緣構(gòu)造形變主要通過天山地區(qū)地殼近SN向縮短而吸收調(diào)節(jié)[27]，而東北緣主要受周邊阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊阻擋呈NE向運(yùn)動(dòng)并進(jìn)行順時(shí)針旋轉(zhuǎn)。值得注意的是，青藏高原內(nèi)部大部分地區(qū)形變是連續(xù)的，只在垂直于歐亞板塊碰撞方向的大型走滑斷層上存在較大的形變梯度，但青藏高原東側(cè)和西側(cè)均發(fā)生了橫向擠壓，西側(cè)擠出最高達(dá)6 mm·年-1，而東側(cè)擠出最高達(dá)20 mm·年-1，東南部和南部應(yīng)變?yōu)?0～20 nanostrain·年-1，呈明

圖9 青藏高原及其周邊地區(qū)連續(xù)形變分布Fig.9 Distributions of Continuum Deformation of Qinghai-Tibet Plateau and Its Surrounding Areas

顯擴(kuò)張趨勢，圍繞喜馬拉雅東部則主要做順時(shí)針旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)[11，27]，但東側(cè)擠出又受到華南地塊的阻擋，地殼運(yùn)動(dòng)速度逐漸減小，在華南地塊西部邊界趨于0[33，78]；青藏高原喜馬拉雅弧形區(qū)域在歐亞板塊和印度板塊的匯聚方向上受強(qiáng)烈擠壓作用，其壓縮應(yīng)變高達(dá)30～60 nanostrain·年-1。

從應(yīng)變特征來看，青藏高原主應(yīng)變從西向東呈現(xiàn)出由NW向逐步轉(zhuǎn)化為北向和NE向的變化特征；青藏高原東部斷層應(yīng)變積累速率明顯高于西部，表現(xiàn)出顯著的近SN向拉伸特征，但東南緣由于受華南地塊阻擋，在多條大型斷裂的控制作用下應(yīng)變強(qiáng)烈，主應(yīng)變方向變化復(fù)雜，EW向拉張擴(kuò)散和SN向擠出壓縮特征十分明顯[77]。此外，鮮水河斷裂帶應(yīng)變積累速率是青藏高原內(nèi)最高區(qū)域[23]，值得進(jìn)一步關(guān)注；青藏高原東北緣主應(yīng)變主要表現(xiàn)為NE—SW向擠壓和NW—SE向拉伸的特征，應(yīng)變分布較均勻[79]，但剪應(yīng)變在海原斷裂帶、東昆侖斷裂帶、鮮水河斷裂帶區(qū)域則非常集中，海原斷裂帶剪應(yīng)變一直處于高值區(qū)，但剪應(yīng)變在鄂爾多斯地塊附近則迅速減小，原因可能是其運(yùn)動(dòng)形變被六盤山轉(zhuǎn)換斷層所吸收[26，79]，與之相反的是東昆侖斷裂帶剪應(yīng)變由西向東逐漸減小，直至西秦嶺附近消散。面膨脹率結(jié)果也同樣表明青藏高原東向擠出在東昆侖斷裂帶附近被吸收，地殼明顯增厚，而海原斷裂帶受到北部巖石圈阻擋，也呈現(xiàn)出高度收縮形態(tài)。青藏高原中西部存在顯著正面膨脹區(qū)，而在喜馬拉雅弧形區(qū)域和天山地區(qū)則存在較顯著的負(fù)面膨脹區(qū)[27，40]；青藏高原北部和南部垂向應(yīng)變分別為(8.9±0.8)和(7.4±1.2)nanostrain·年-1，進(jìn)一步表明了青藏高原內(nèi)部非常重要的減薄動(dòng)力學(xué)過程[24，27]。

塊體運(yùn)動(dòng)模型研究結(jié)果表明：青藏高原平均閉鎖深度約為21 km[80]，東南緣各塊體歐拉極處于93°E～96°E和22°N～25°N內(nèi)，圍繞東喜馬拉雅順時(shí)針旋轉(zhuǎn)；此外，青藏高原內(nèi)各斷層走滑速率明顯高于中國大陸其他區(qū)域，最大滑動(dòng)速率位于青藏高原南邊界[21，80-81]，反映了印度—亞洲板塊擠壓作用；喜馬拉雅斷裂帶擠壓速率由東至西從22～18.3 mm·年-1逐漸減小，東部斷裂帶主要呈走滑運(yùn)動(dòng)特征[22，80]，走滑速率最高可達(dá)40 mm·年-1，東部邊界龍門山斷裂帶的擠壓速率為3.2 mm·年-1，右旋走滑速率為1.2 mm·年-1，而川滇地區(qū)主要受鮮水河斷裂帶、安寧河和小江則木斷裂的控制，以走滑剪切形變?yōu)橹?，表現(xiàn)出明顯北強(qiáng)南弱、西強(qiáng)東弱的特點(diǎn)，鮮水河斷裂帶作為邊界斷裂，其左旋滑動(dòng)速率為10～11 mm·年-1，對東喜馬拉雅物質(zhì)的北向擴(kuò)張進(jìn)行了有效限制[16]；青藏高原內(nèi)部喀喇昆侖斷裂帶主要呈右旋走滑趨勢，走滑速率為11.6 mm·年-1，擠壓速率為4.3 mm·年-1，但其東段表現(xiàn)為相對一致的高速左旋走滑運(yùn)動(dòng)，表明東昆侖斷裂帶吸收了部分青藏高原的側(cè)向擠出運(yùn)動(dòng)[82]；青藏高原北部阿爾金斷裂帶作為主控邊界斷裂，對中國大陸新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響顯著，其擠壓速率約為3 mm·年-1，平均走滑速率為6.9 mm·年-1，由西到東逐漸減小[11，25，80]；青藏高原東北緣的祁連—海原、六盤山斷裂表現(xiàn)出中速左旋走滑特征，活動(dòng)速率為3～5 mm·年-1，其中六盤山斷裂具有一定的逆沖分量特征，而西秦嶺活動(dòng)速率較小[25，79]，青藏高原東北緣斷層活動(dòng)速率整體呈現(xiàn)自西向東減小趨勢，也進(jìn)一步表明了構(gòu)造形變被其東端山脈隆升和逆沖斷裂轉(zhuǎn)換吸收。

3.2 深部地殼運(yùn)動(dòng)與形變特征

針對青藏高原深部地殼運(yùn)動(dòng)與形變機(jī)制，國內(nèi)外學(xué)者采用大地測量監(jiān)測數(shù)據(jù)結(jié)合地質(zhì)、地球物理資料研究了印度板塊北推擠壓與歐亞板塊阻擋作用下的青藏高原形變特性，并探討了地殼有效黏滯系數(shù)與冪律指數(shù)的差異性對模擬結(jié)果的影響[2，58，83]。二維黏彈性有限元模型顯示軟弱下地殼流與殼幔運(yùn)動(dòng)的解耦作用導(dǎo)致了青藏高原東南緣的順時(shí)針旋轉(zhuǎn)特性與東部的伸展形變[84]；二維縱剖面黏彈性模型反演出的青藏高原深部黏滯系數(shù)特征表明，東部底層地殼內(nèi)的流體以地表位移近8倍的速度圍繞剛性的四川盆地和塔里木盆地流動(dòng)[85]；基于GPS觀測結(jié)果與震源機(jī)制解建立的三維黏彈性有限元模型顯示出巖石圈橫向于縱向流變特性，以及不同邊界約束影響下的青藏高原伸展形變機(jī)制[9]；青藏高原近200 ka巖石圈運(yùn)動(dòng)形變過程也顯示出，印度板塊北推擠壓作用對青藏高原隆升機(jī)制具有重要影響，但這不是導(dǎo)致青藏高原隆升的唯一機(jī)制，還可能包括深部地幔對流等因素[86]；青藏高原東南緣構(gòu)造活動(dòng)斷裂分布于流變特性的三維有限元模型揭示出，當(dāng)下地殼運(yùn)動(dòng)速率比地表GPS觀測速度高10 mm·年-1時(shí)，數(shù)值模擬青藏高原東南緣地表位移與GPS觀測結(jié)果會(huì)達(dá)到最佳擬合，青藏高原東南緣現(xiàn)今地殼形變模式主要受區(qū)域邊界動(dòng)力作用控制與主要活動(dòng)斷裂影響[87]；基于GPS速度場的柔性地殼動(dòng)力學(xué)作用下，青藏高原整體抬升現(xiàn)象及繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)特性顯示當(dāng)下地殼邊界位移大于地表時(shí)，地表水平速度的均方根誤差達(dá)到最小[88]；青藏高原下地殼不同流動(dòng)方式與地表地貌關(guān)系的二維模型則揭示出地殼流變特性的橫向非均勻性和地表構(gòu)造特征的時(shí)序演化特征以及地殼黏性物質(zhì)流動(dòng)對青藏高原垂向形變的控制作用，表明下地殼管道流影響下的物質(zhì)黏度變化會(huì)影響隆升速率[89]；熱力學(xué)模型揭示出亞洲板塊內(nèi)部的軟弱帶在青藏高原形成過程中起作用，青藏高原尤其是其東南緣廣泛存在的下地殼流也被數(shù)值模擬結(jié)果[90-93]所證實(shí)，而大地電磁成像結(jié)果也進(jìn)一步表明青藏高原深部存在的下地殼流從青藏高原水平擴(kuò)展800 km直至中國西南地區(qū)，并對青藏高原的隆升起到了促進(jìn)作用[94]。

除下地殼流變作用影響青藏高原深部運(yùn)動(dòng)形變之外，基于震源機(jī)制解與地質(zhì)調(diào)查資料的三維遺傳有限元模型，研究青藏高原東南緣下地殼對上部地殼的拖拽作用對地表運(yùn)動(dòng)的影響，認(rèn)為考慮下地殼對上地殼SSE向剪切作用的模型更為合理[95]；青藏高原東北緣巖石圈波速、流變結(jié)構(gòu)與GPS觀測結(jié)果的三維有限元模型模擬結(jié)果揭示了地幔對地殼對流拖拽力影響下的地塊內(nèi)部形變，更加明確了地幔拖拽作用對青藏高原運(yùn)動(dòng)形變的明顯控制作用，并且不同地塊殼幔耦合程度的差異性支持地震波各向異性這一特點(diǎn)[96]；地球物理探測結(jié)果進(jìn)一步表明青藏高原內(nèi)部溫度高，中下地殼局部地區(qū)可能存在熔融，因此，在運(yùn)動(dòng)過程中下地殼更容易流動(dòng)，從而對上地殼產(chǎn)生拖拽作用[97]。

4 現(xiàn)今區(qū)域構(gòu)造動(dòng)力學(xué)背景

4.1 構(gòu)造動(dòng)力學(xué)背景

中國大陸位于歐亞板塊東南部，是一個(gè)晚第四紀(jì)和現(xiàn)代構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈的地區(qū)，其構(gòu)造形變的動(dòng)力源主要來自板塊邊界作用力：東部受西太平洋板塊向西、菲律賓板塊向西北的俯沖和削減聯(lián)合作用，形成了一系列與弧后擴(kuò)張有關(guān)的陸海緣伸展和斷陷盆地，構(gòu)造應(yīng)力場的主體特征表現(xiàn)為NEE—SWW向擠壓；西部和西南部主要受印度板塊向北持續(xù)碰撞北推影響，形成了著名的“喜馬拉雅—青藏高原”造山帶，構(gòu)造應(yīng)力場的主體特征也表現(xiàn)為近SN—NNE向擠壓(圖10)[78，81，98]。

圖件引自文獻(xiàn)[81]圖10 中國大陸及鄰區(qū)主要活動(dòng)斷裂、活動(dòng)地塊分布Fig.10 Distribution of Main Active Faults and Blocks in Mainland China and Adjacent Areas

在中國大陸構(gòu)造格局中，青藏高原處于十分特殊的構(gòu)造位置，被譽(yù)為世界“第三極”，是現(xiàn)今大陸上最年輕、面積最大的地塊，構(gòu)造活動(dòng)極為強(qiáng)烈且至今仍在繼續(xù)。青藏高原塊體內(nèi)部可細(xì)劃分為拉薩、羌塘、巴顏喀喇—松潘甘孜、昆侖—柴達(dá)木、祁連山以及川滇地塊，每個(gè)地塊均被狹長的活動(dòng)構(gòu)造所分割[99]。青藏高原周緣的活動(dòng)構(gòu)造主要有阿爾金活動(dòng)構(gòu)造帶、祁連山—河西活動(dòng)構(gòu)造帶、海原—六盤山活動(dòng)構(gòu)造帶、龍門山活動(dòng)構(gòu)造帶和安寧河—?jiǎng)t木河—小江活動(dòng)構(gòu)造帶。大多活動(dòng)構(gòu)造帶表現(xiàn)出的逆沖或左旋逆沖幾何形態(tài)很好地反映了印度板塊與歐亞板塊碰撞作用下青藏高原的受力狀態(tài)。

印度板塊與歐亞板塊碰撞后，大陸板塊之間的作用并沒有停止，印度板塊仍以44～50 mm·年-1的速率向北運(yùn)動(dòng)，青藏高原則受到由南向北運(yùn)動(dòng)擠壓作用后向北擴(kuò)展，而其北部又受到西伯利亞板塊阻擋和塔里木地塊向南的約束作用，致使青藏高原快速隆起。至少1 500 km的SN向縮短量被吸收，使青藏高原成為兩倍于正常地殼的巨厚陸殼體，并在印度板塊與西伯利亞板塊之間形成了超大范圍(SN向?yàn)? 000 km，EW向?yàn)? 000 km)的新生代陸內(nèi)形變區(qū)域[100-101]。在青藏高原內(nèi)部，早期由于沿幾條EW向斷裂帶發(fā)生陸內(nèi)俯沖，導(dǎo)致一系列推覆構(gòu)造群和地殼隆升，后期則由于均衡調(diào)整，產(chǎn)生大幅度快速隆升[102]。Zhang等對青藏高原及其周邊地區(qū)GPS觀測資料的分析發(fā)現(xiàn)，印度板塊與歐亞板塊相對運(yùn)移的70%～94%被青藏高原內(nèi)部的構(gòu)造形變所調(diào)整吸收[10]。在青藏高原北緣，阿爾金斷裂帶受到擠壓，運(yùn)動(dòng)速率向北逐漸減小，被祁連山內(nèi)部隆起和兩側(cè)新生代盆地形變引起的縮短所吸收，而在海原—祁連山斷裂帶則被斷裂尾端的隴西盆地形變以及六盤山隆起所吸收[12，103-104]。

印度板塊與歐亞板塊碰撞的同時(shí)，受塊體內(nèi)部一系列大規(guī)模走滑斷裂的影響，青藏高原應(yīng)力場EW向呈現(xiàn)出明顯的拉張作用[11，58]，主應(yīng)力則為NE向[105]。塊體內(nèi)部物質(zhì)在重力均衡作用下向東運(yùn)移[15，106]，且不同地塊間物質(zhì)運(yùn)動(dòng)的方向和速率均存在一定差異：由南向北，北向地殼運(yùn)動(dòng)速率逐漸減小，運(yùn)動(dòng)方向從南部恒河平原約NE20°起逐漸向東偏轉(zhuǎn)，東向運(yùn)動(dòng)速率逐漸增大，在青藏高原腹地瑪尼—玉樹區(qū)域達(dá)到最大，此時(shí)運(yùn)動(dòng)方向約為NE70°；再向北跨過昆侖和柴達(dá)木地塊后，運(yùn)動(dòng)方向轉(zhuǎn)為約NE60°，東向運(yùn)動(dòng)速率略有降低，總體上形成了以瑪尼—玉樹—鮮水河斷裂帶為中心的流動(dòng)帶[77，107]。

青藏高原東北緣由于受北部阿拉善地塊和東部鄂爾多斯地塊的阻擋，區(qū)域地殼在印度板塊的擠壓作用下不斷縮短、抬升，印度板塊與歐亞板塊碰撞作用則由近SN向轉(zhuǎn)換為NEE向，區(qū)域應(yīng)力也由青藏高原西部的NNE向轉(zhuǎn)變?yōu)镹EE向，成為物質(zhì)東流的重要匯聚帶[108]。而較為穩(wěn)定的揚(yáng)子地塊和鄂爾多斯地塊則限制了青藏高原向東擴(kuò)張，造成了青藏高原東緣抬升[85，109]。甘東南區(qū)域北部應(yīng)力場呈NE—SW向擠壓，而中部則轉(zhuǎn)變?yōu)榻麼WW—SEE向擠壓，這種應(yīng)力場的變化直觀地反映了鄂爾多斯地塊對青藏高原向東擴(kuò)張的阻擋作用；甘東南區(qū)域南部受揚(yáng)子地塊的阻擋，區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場則由近EW向擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)镹NW—SEE向擠壓[110]。青藏高原向東運(yùn)移的物質(zhì)受到阻擋后，在東南緣發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)以SE向進(jìn)入川滇地塊南部后轉(zhuǎn)為向南運(yùn)動(dòng)[80，111]，通過玉樹—甘孜、鮮水河、安寧河—?jiǎng)t木河—小江以及怒江、瀾滄江等斷裂活動(dòng)吸收和調(diào)整[16，112-113]。同時(shí)，緬甸微板塊向東俯沖導(dǎo)致川滇地塊構(gòu)造應(yīng)力場形式較復(fù)雜，西北部川西地區(qū)壓應(yīng)力場主要表現(xiàn)為NNE—NE向，而川滇地塊內(nèi)部則主要表現(xiàn)為NW向，在塊體南部邊界附近則轉(zhuǎn)為近NW向[114]。

4.2 區(qū)域動(dòng)力學(xué)環(huán)境下珠峰地區(qū)構(gòu)造隆升機(jī)制

地塊隆升通常會(huì)伴隨著構(gòu)造特性的巨大改變。為進(jìn)一步探討青藏高原南部最為特殊的珠峰地區(qū)隆升機(jī)制和構(gòu)造動(dòng)力學(xué)特征，國內(nèi)外學(xué)者在喜馬拉雅地區(qū)開展了大量研究。1991～1995年，中美兩國科學(xué)家首次將GPS技術(shù)應(yīng)用到喜馬拉雅地區(qū)板塊形變監(jiān)測，Bilham等分別對測量結(jié)果進(jìn)行分析，得出喜馬拉雅中段地殼現(xiàn)今匯聚速率為(17.5±2)mm·年-1[115]，西北段匯聚速率為14～17 mm·年-1[116-117]，東段匯聚速率為17～22 mm·年-1[117-118]。青藏高原是全球板塊運(yùn)動(dòng)最為劇烈的地區(qū)之一，珠峰高程變化也一直是關(guān)注的焦點(diǎn)。繼1975與2005年后，2020年12月8日中尼兩國聯(lián)合發(fā)布珠峰最新高程為8 848.86 m。相比于以往，此次珠峰高程測量的科學(xué)性更高、可靠性更強(qiáng)、創(chuàng)新性更高，此次獲取的珠峰高程數(shù)據(jù)將為該地區(qū)的隆升機(jī)制研究提供重要的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)[119]。

國內(nèi)學(xué)者基于青藏高原構(gòu)造動(dòng)力學(xué)背景，從多種不同角度分析了青藏高原區(qū)域構(gòu)造動(dòng)力學(xué)機(jī)制及其對喜馬拉雅造山帶的影響機(jī)制。傅容珊等以地殼短縮為基礎(chǔ),從地幔動(dòng)力學(xué)角度論證了地塊剝離隆升、擠壓隆升到對流隆升達(dá)到目前的高度,且得出地塊隆升的非穩(wěn)性、多階段、多機(jī)制驅(qū)動(dòng)特征[120]；滕吉文等從力學(xué)角度提出了隆升、地殼短縮和增厚的動(dòng)力學(xué)模式，論證了地塊整體隆升的主要因素是印度板塊與歐亞板塊碰撞、擠壓和長期楔入，并發(fā)現(xiàn)重力均衡作用和熱作用雖在地塊隆升和地殼短縮過程中發(fā)揮了重要作用，但不是主要?jiǎng)恿υ碵121]；李廷棟認(rèn)為地塊隆升過程可總結(jié)為陸內(nèi)匯聚、地殼分層加厚、重力均衡調(diào)整3種模式[102]；許志琴等認(rèn)為地塊隆升驅(qū)動(dòng)力來自多種因素，印度板塊俯沖、地塊周緣克拉通作用及深部熱驅(qū)動(dòng)都是地塊隆升不可忽視的地內(nèi)因素，從而提出“周緣內(nèi)向的陸內(nèi)俯沖及腹地地幔底辟”隆升機(jī)制[122]；孔祥儒等通過分析西藏西部地球物理剖面與巖石圈結(jié)構(gòu)特性，發(fā)現(xiàn)地塊深部構(gòu)造由具有不同特性的多個(gè)塊體組合而成，認(rèn)為青藏高原的形成具有多階段、多形式、多機(jī)制與多塊體的特性[123]；方小敏從青藏高原隆升的演化過程角度，將其劃分為3個(gè)主要生長隆升期次，早期隆升階段主要集中在地塊中南部的拉薩地塊和羌塘地塊，中期在喜馬拉雅和可可西里—昆侖山地區(qū)開始強(qiáng)烈隆升，晚期在喜馬拉雅和地塊東北部隆升顯著加速[124]；葛偉鵬發(fā)現(xiàn)在地塊內(nèi)部和邊緣地區(qū)的垂向運(yùn)動(dòng)存在很大差別，地塊內(nèi)部的地殼正在減薄，而邊緣地區(qū)卻存在不同程度的增厚與隆升[125]；Niu再次明確了俯沖板片的拖拽力是板塊運(yùn)動(dòng)與喜馬拉雅造山帶隆升的主要驅(qū)動(dòng)力[126]。

運(yùn)用構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、地震學(xué)對地殼運(yùn)動(dòng)進(jìn)行研究仍是一種間接估算的方法，近年來在青藏高原開展的GPS高精度觀測有力推動(dòng)了青藏高原地殼運(yùn)動(dòng)研究的發(fā)展[127-130]。圖2～4中得到的速度場能為青藏高原現(xiàn)今構(gòu)造形變總體態(tài)勢、長期構(gòu)造演變歷史等科學(xué)問題提供最直觀并且有效的證據(jù)，也可在一定程度上為更好地解釋珠峰地區(qū)隆升擴(kuò)展機(jī)制，以及深入認(rèn)知產(chǎn)生大陸碰撞帶構(gòu)造形變背后的大陸地球動(dòng)力學(xué)背景提供必要且定量的參考信息。研究青藏高原地殼構(gòu)造運(yùn)動(dòng)形變的核心是印度板塊與歐亞板塊碰撞動(dòng)力學(xué)效應(yīng)，因此，在廣泛地質(zhì)和地球物理觀測的基礎(chǔ)上，對該動(dòng)力學(xué)過程進(jìn)行數(shù)值模擬研究就顯得尤為重要。一些學(xué)者利用數(shù)學(xué)物理方法對地殼形變分析和模擬進(jìn)行了大量研究，但這也僅僅是研究的開始。對于現(xiàn)今青藏高原南緣特別是珠峰地區(qū)地殼形變來說，如何結(jié)合局部詳細(xì)地質(zhì)條件并且綜合多技術(shù)手段深入分析斷裂活動(dòng)與塊體運(yùn)動(dòng)形變特征，還需要科研工作者的不懈努力和探索。

5 結(jié) 語

5.1 結(jié) 論

本文系統(tǒng)總結(jié)了青藏高原GPS監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)體系與高精度數(shù)據(jù)處理方法及策略，全面闡述了當(dāng)前用于青藏高原地殼運(yùn)動(dòng)與形變分析的模型，結(jié)合3類模型計(jì)算結(jié)果從淺部與深部兩方面深入分析了青藏高原現(xiàn)今地殼運(yùn)動(dòng)與形變特征，最后從板塊運(yùn)動(dòng)構(gòu)造動(dòng)力學(xué)機(jī)制角度詳細(xì)解譯了青藏高原現(xiàn)今動(dòng)力學(xué)環(huán)境及其影響下的珠峰隆升機(jī)制。GPS高精度地殼運(yùn)動(dòng)速度場定量表明了青藏高原現(xiàn)今地殼SN向擠壓與EW向伸展運(yùn)動(dòng)的特征，主干斷裂帶走滑與擠壓速率較高，深部地殼活動(dòng)研究則進(jìn)一步揭示了青藏高原下地殼流變特性以及地幔對地殼拖拽作用可能是導(dǎo)致青藏高原隆升的重要原因之一，而青藏高原與珠峰的隆升是大陸板塊俯沖、區(qū)域重力加載與地殼深部地幔多尺度對流等多因素協(xié)同作用的結(jié)果。

5.2 展 望

(1)現(xiàn)階段中國用于大陸地殼形變監(jiān)測的“中國大陸構(gòu)造環(huán)境監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)”國家重大科技基礎(chǔ)設(shè)施建設(shè)項(xiàng)目的建設(shè)完成與不斷完善，可為青藏高原及其周邊地區(qū)提供長期高精度形變監(jiān)測數(shù)據(jù)?？紤]到特殊需求，近年來國內(nèi)外相關(guān)研究機(jī)構(gòu)和高?？蒲性核矊η嗖馗咴瓋?nèi)部重點(diǎn)關(guān)注地區(qū)進(jìn)行加密觀測，豐富了區(qū)域地殼形變監(jiān)測數(shù)據(jù)，為更精細(xì)獲取青藏高原現(xiàn)今地殼運(yùn)動(dòng)信息提供了寶貴的基礎(chǔ)資料。但受限于觀測環(huán)境，青藏高原內(nèi)部仍存在許多觀測盲區(qū)，一些大型活動(dòng)斷層近場觀測資料仍較缺乏，因此，今后需對青藏高原內(nèi)部重點(diǎn)區(qū)域進(jìn)一步加密臺(tái)站。此外，融合多源觀測資料獲取更高精度、更高時(shí)空分辨率的監(jiān)測信息，實(shí)現(xiàn)各種監(jiān)測技術(shù)的優(yōu)勢互補(bǔ)，將成為未來青藏高原地殼形變監(jiān)測研究的重要發(fā)展趨勢。

(2)青藏高原下地殼與地表運(yùn)動(dòng)的解耦效應(yīng)為數(shù)值模擬工作中深部位移約束帶來了困難，因此，研究巖石圈深部運(yùn)動(dòng)特性仍是未來青藏高原深部地殼構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與形變研究的重點(diǎn)。此外，若采用近20年的GPS觀測結(jié)果作為位移約束模擬青藏高原數(shù)十萬年甚至百萬年的構(gòu)造形變特征，大地測量與地質(zhì)學(xué)時(shí)間尺度的不對等問題也需進(jìn)一步深入探討。

(3)青藏高原處在全球構(gòu)造運(yùn)動(dòng)最為活躍的地區(qū)之一，受多種驅(qū)動(dòng)力源作用，板塊邊界構(gòu)造機(jī)制復(fù)雜。雖然學(xué)者們對青藏高原形成演化機(jī)制與構(gòu)造動(dòng)力學(xué)特征進(jìn)行了很多年研究，但目前仍存在許多爭論。例如，青藏高原北邊界活動(dòng)斷裂對地塊隆升的動(dòng)力學(xué)約束作用至今仍存在爭議；青藏高原周緣不同地形特征的差異是受何種結(jié)構(gòu)控制？此外，雖然相關(guān)研究也證實(shí)了青藏高原物質(zhì)東流受阻擋后轉(zhuǎn)向SE向，但物質(zhì)的流動(dòng)方式和流動(dòng)深度尚未準(zhǔn)確確定；青藏高原東北緣復(fù)雜的橫向擴(kuò)展模式詳細(xì)機(jī)制等也欠缺探索。這一系列科學(xué)問題仍需今后深入研究。

謹(jǐn)以此文慶祝長安大學(xué)七十周年華誕。七十年風(fēng)雨兼程，七十年青春如歌；年華流轉(zhuǎn)，不變的是您永駐的學(xué)者心；歲月如流，永恒的是您鑄造的師者魂！2001年8月，我從一個(gè)毗鄰邊境僅僅二十多公里的新疆邊陲小鎮(zhèn)吉木乃，拖著沉重行李箱，帶著當(dāng)時(shí)全縣唯一一個(gè)高三理科班考取疆外重點(diǎn)大學(xué)的應(yīng)屆生“光環(huán)”，經(jīng)歷了短途汽車、長途大巴、綠皮火車近四天四夜的時(shí)間輾轉(zhuǎn)來到了母校。至今還清晰記得2001年8月25日清晨天蒙蒙亮的時(shí)候,和父母一起站在雁塔校區(qū)東門口敲擊傳達(dá)室窗戶請求開門的場景，當(dāng)走進(jìn)長安大學(xué)的一剎那，心中是莫名的感動(dòng)，周圍的一切是那么的新鮮，也是那么的讓人憧憬！當(dāng)偶然聽到周圍有人抱怨學(xué)校操場地面灰塵太大時(shí)，我淡然一笑，心中卻已開始遐想自己馳騁沙場的英姿！當(dāng)偶然聽到周圍有人抱怨教室設(shè)施不夠現(xiàn)代化時(shí)，我會(huì)心一笑，心中卻已開始憧憬自己坐在明亮教室里沐浴著師恩的教誨！當(dāng)偶然聽到周圍有同學(xué)抱怨專業(yè)的辛苦而選擇離開時(shí)，我微微一笑，心中卻已開始期待若干年后自己的學(xué)業(yè)有成！對于母校，我內(nèi)心只有感恩，感恩母校給予了我與我心中“女神”一場如此美妙的相遇！這一場相遇從大學(xué)到工作至今已有約二十年時(shí)間。時(shí)至今日，也難忘開學(xué)典禮時(shí)，1號(hào)食堂大禮堂墻壁上的紅色醒目大字“今天我以長安大學(xué)為榮，明天長安大學(xué)以我為傲”，這時(shí)刻激勵(lì)著我努力學(xué)習(xí)的熱血。到現(xiàn)在一路在專業(yè)上的堅(jiān)持以及與母校七千多個(gè)日夜的相守，“弘毅明德，篤學(xué)創(chuàng)新”的母校精神已深深融入我的生命，融入我的心靈，亦融入我的靈魂！