盛书中，胡晓辉，王晓山，万永革，李红星，李振月，田宵，王向腾，张苏祥

1 东华理工大学地球物理与测控技术学院，南昌 330013 2 中国科学技术大学，合肥 230026 3 河北省地震局，石家庄 050021 4 防灾科技学院，河北三河 065201 5 河北省地震动力学重点实验室，河北三河 065201

0 引言

云南及邻区位于印度板块与欧亚板块碰撞带东侧(图1)，地处青藏高原东南缘，属于我国南北地震带南段，地理位置十分特殊.该地区受到印度板块的侧向挤压、阿萨姆角的楔入、华南块体和四川盆地的阻挡以及青藏高原物质东流等多种力源的作用(Zeng and Sun，1993)，其中青藏高原东流物质受到华南块体的阻挡，进而向SE向运移，研究区域处于东流物质由东向东南拐折的关键地带(朱守彪和石耀霖，2004)，多种力的作用使得该地区地震活动和新构造变形十分强烈.研究区域横跨华南地块、川滇块体、滇南块体和滇西块体(张培震等，2003)，不同地块的运动方式和速度各不相同，因此，在块体边界会发生强烈的相对运动.该地区深大断裂发育，主要有弧形的金沙江断裂、NS向的安宁河断裂和小江断裂、NW向的红河断裂以及NE向的丽江—小金河断裂，块体和深大断裂的运动方式控制着该地区的地壳运动.复杂的地质构造、强烈的地壳变形与断裂活动作用使得云南地区中强震频发，是我国地震活动最强烈的地区之一.云南地区平均8年发生1次7级地震，每3年发生2次6级地震，每年发生5级地震3～4次(皇甫岗和秦嘉政，2006).因此，该地区历来倍受地球科学研究者的关注，成为地球科学研究的天然试验场，地震学家也围绕该地区的震源机制解、构造应力场等开展了一系列的研究工作 (阚荣举等，1977；谢富仁等，2001；吴建平等，2004；崔效锋等，2006；Xu et al.，2016，2020；Zhao et al.，2013；郭祥云等，2014；王晓山等，2015；孙业君等，2017；Tian et al.，2019；Yang et al.，2021).

已有研究结果表明：云南及邻区地震类型以走滑型为主，兼有逆断型和正断型.构造应力场表现为走滑型为主，主压和主张应力轴倾角近水平；主压应力轴方位自北向南呈现顺时针旋转，由NNW向变为近NS向，再变为NE向.总体上来说，不同学者获得的云南及邻区应力场总体特征较为一致，但在一些局部地区应力场结果存在差异，如有研究结果表明在腾冲地区存在拉张型应力场，并认为该应力场源自腾冲火山岩浆囊的作用(Zhao et al., 2013；Tian et al., 2019)，也有研究结果表明腾冲地区应力场为不确定型(Xu et al., 2016)，应力场类型的不同，将直接影响到该地区应力场中腾冲火山作用的大小.中甸地区的研究结果均表明该地区应力场类型为拉张型，但不同学者给出的主应力轴方位存在一定差异，如Xu等(2016)研究结果表明主张应力轴为近NNW向；Tian等(2019)研究结果显示主张应力轴方位为近NNE向.这些地区应力场研究结果的差异，将会影响到该地区地壳运动动力学分析，因此，有必要深入研究这些地区的应力场，为该区域地球动力学等相关研究提供可靠的参考应力场.

先前关于云南地区地壳应力场研究中还存在以下问题，一是部分地区震源机制解资料缺乏或是较少，没有获得应力场结果或是结果误差范围较大；二是应力场反演网格大小选取存在较大的主观因素.因此，本研究收集前人的震源机制解研究结果和测定近年来发生的中强震震源机制解，为应力场反演提供更多的约束；定量地确定应力场反演网格大小，减小主观划分网格大小对反演结果的影响，进一步深入研究云南及邻区地壳应力场特征以及确定先前研究存在差异地区的地壳应力场，为深入理解该地区地震孕育背景、地质构造活动规律和地球动力学背景等研究提供参考.

图1 云南及邻区构造背景及地震分布图地震数据来源于GCMT(https:∥www.globalcmt.org/)，时间为1976年至2020年，青色圈为MW4.8以上地震；红线表示块体边界，黑线表示主要断层；F1龙门山断裂；F2马边—盐津断裂；F3莲峰断裂；F4小江断裂；F5安宁河—则木河断裂带；F6丽江—小金河断裂带；F7红河断裂；F8金沙江断裂；F9澜沧江断裂；F10南汀河断裂.Fig.1 The tectonic setting and earthquake distribution of Yunnan and its adjacent areasThe seismic data is from GCMT (https:∥www.globalcmt.org/) which occurred between 1976 and 2020. Cyan circles indicate the earthquakes with magnitude ≥MW4.8. Red lines indicate block boundaries and black lines indicate major faults. F1, Longmenshan fault; F2, Mabian-Yanjin fault; F3, Lianfeng fault; F4, Xiaojiang fault; F5, Anninghe-Zemuhe fault; F6, Lijiang-Xiaojinhe fault; F7, Red river fault; F8, Jinshajiang fault; F9, Lancangjiang fualt; F10, Nantinghe fault.

1 资料与方法

1.1 地震资料

本研究中的云南及邻区范围为：北纬21°—31°，东经96°—106°.国家测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)提供了2014年1月1日至2019年7月5日583个3.5级以上地震波形资料，其中3.0～3.9级地震392个，4.0～4.9级地震156个，5.0～5.9级地震29个，大于6级的地震6个，使用gCAP方法测定了428次地震震源机制解.除上述震源机制解外，还收集了1970年1月至2013年11月研究区内的874次地震的震源机制解(谢富仁等，2003；Xu et al.，2010；徐彦，2013；吕坚等，2013a,b；王晓山等，2015； GCMT目录).最终用于应力场反演的震源机制解个数为1302个(表1).

表1 本研究中所用的云南及邻区震源机制解来源Table 1 Source of focal mechanism solutions in Yunnan and its adjacent areas used in this study

1.2 震源机制反演方法

采用由CAP(Cut and Paste)方法(Zhao and Helmberger，1994；Zhu and Helmberger，1996)发展而来的gCAP(generalized Cut and Paste)方法(Zhu and Ben-Zion，2013)反演震源机制解.该方法采用双力偶模型，将地震波分成Pnl波和面波部分，分别计算理论波形和观测波形误差函数，并使用网格搜索法寻找最优震源机制参数和质心深度，计算过程中允许体波和面波在合理的时间窗内移动，在一定程度上减弱了一维速度结构不准确带来的影响，克服了震源机制解反演的两个主要困难：震源位置偏差和地下速度结构不精确导致计算的格林函数不准确.基于上述优点该方法得到广泛应用(李圣强等，2013；张广伟等，2014； Yu et al., 2016；梁姗姗等，2017；王亮，2017；Lei et al.，2017，2019；徐志国等，2019).

在反演震源参数的过程中，选取震中距在50～400 km范围内的台站波形资料，参考前人的经验(Luo et al.,2015；Zhu and Zhou, 2016)，根据震级的不同Pnl波和面波选取不同的滤波频率，地震事件为M3.5～3.9、M4.0～4.9和≥M5.0时，Pnl波滤波范围分别为0.05～0.2 Hz、0.05～0.17 Hz和0.05～0.15 Hz；地震事件为M3.5～4.9和≥M5.0时，面波滤波频率分别为0.05～0.15 Hz和0.05～0.1 Hz.走向、倾角和滑动角搜索步长均为10°，深度搜索步长为1 km，震级搜索步长为0.1.地壳速度模型使用杨军等(2014)的速度模型(图2).

图2 P、S波一维速度模型Fig.2 1D velocity model of P and S waves

1.3 应力场反演方法及参数设置

采用区域应力场阻尼反演方法(Hardebeck and Michael，2006； Martínez-Garzón et al.，2014)反演云南及邻区构造应力场，该方法相对于传统应力场反演方法的优势为考虑了应力场的空间连续性，在时空应力场反演时加入了阻尼因子，使区域应力场反演结果更加连续.通过选取合适的阻尼系数使得相邻网格的应力张量差异减小，同时可以有效地去除应力场反演结果中相邻网格间应力场的伪变化.因此，该方法被广泛用于应力场研究工作(Martínez-Garzón et al.，2013；Zhao et al.，2013；Ickrath et al.，2014；王晓山等，2015；Xu et al.，2016；崔华伟等，2019；Tian et al., 2019；Sheng and Meng, 2020).

一般情况下，研究者希望划分的网格尽可能小，以便获得更精细的应力场信息，但是这样会使得每个网格内参与应力场反演的震源机制解数减少，进而会降低该网格反演结果的可靠性.因此，如何合理地设置应力场反演网格大小，既保证应力场研究结果的可靠性，又尽可能地获得更精细的应力场结果，需要综合考虑.当网格划分较小时，每个网格内的震源机制解数量较少，网格内应力场不均匀性小，此时，反演残差会显著降低，但是约束应力场的震源机制解数量少，则反演结果的不确定性较大；随着网格的增大，每个网格内的震源机制解数量以及应力场不均匀性均会增加，这样会使得应力场反演的平均残差增大；而此时约束应力场的震源机制解数量多，应力场结果的不确定性会减小.因此，尝试用大小不同的网格反演研究区应力场，得到一系列平均反演残差和平均的σ1轴不确定范围(图3)，选择图3中两条曲线交点对应的网格大小，即0.8°×0.8°网格.选用σ1轴不确定范围作为参考是基于以下考虑：研究区应力场类型以走滑型为主，σ1和σ3总体上近水平，走向不确定性较低；σ2轴近直立，走向不确定性较高，因此，我们选用σ1的不确定范围作为参考.

图3 应力场反演网格大小与平均反演残差以及平均σ1轴不确定范围关系图虚线为平均反演残差曲线，实线为平均σ1轴不确定范围曲线.Fig.3 The relationship between the grid size of the stress field inversion and the mean inversion residual and the mean uncertainty range of the σ1 axisThe dashed line is the mean inversion residual curve, and the solid line is the mean uncertainty range curve of σ1 axis.

基于上文所述的震源机制解和试算结果，将研究区域划分为0.8°×0.8°的网格.考虑到震源机制解反演应力场时待求参数有4个，即三个主应力轴(σ1、σ2和σ3)走向和倾角以及R值大小(R=(σ1-σ2)/(σ1-σ3))，为了尽可能地获得更多网格内应力场反演结果，将每个网格内参与应力场反演的最少地震事件数设置为5个，置信度水平设置为95%，重采样次数为2000次.有研究表明当网格内数据较少时，应力场反演结果可能会存在较大的误差(Hardebeck and Michael，2006)以及研究结果置信区间过大.因此，为了获得可靠的研究结果，本研究对研究区应力场分别进行了阻尼和无阻尼应力场反演，获得59个网格应力场结果(图5)，其中阻尼应力场反演时，阻尼系数e为1.6(图4).由图5可见，有少数网格应力场结果性质发生了变化，即应力场类型发生改变，如图5中序号I的网格，无阻尼应力场反演结果为走滑型，阻尼应力场反演结果为正断型.

图4 数据拟合误差与模型长度之间的折中曲线黑色十字示意最优阻尼系数，圆圈旁数字表示阻尼系数e的取值.Fig.4 Trade-offcurve between data misfit and model lengthThe black cross is the best damping parameter, the number next to the circle indicates the value of damping parameter e.

为了进一步分析阻尼和无阻尼反演结果中应力场性质发生变化的原因，选取其中3个典型网格进行分析，这3个网格对应于图5中红色圆圈示意的网格，其区域阻尼应力场反演结果和无阻尼应力场反演结果见表2，图6为这3个网格内的震源机制解空间分布和无阻尼应力场反演结果.

图5中序号为Ⅰ的网格内有10个震源机制解，震源机制解类型有走滑型、正断型和不确定型.无阻尼应力场反演结果为拉张型应力场，σ1轴走向和倾角分别为162°和68°，σ3轴走向和倾角分别为295°和16°；阻尼应力场反演结果显示该网格为走滑型应力场，σ1轴走向和倾角分别为203°和3°，σ3轴走向和倾角分别为294°和12°.可见，添加阻尼对σ3轴反演结果影响较小，其余两轴受到的影响较大.从图6可见，无阻尼反演应力场时，仅σ3轴的95%置信区间较小，σ1和σ2轴的95%置信区间非常离散且相互重叠.无阻尼和阻尼应力场反演结果出现这种差别的可能原因为：一方面，R值非常小，表明最大主应力和中间主应力的量值较为接近.因此，在无阻尼反演时，难以区分σ1轴和σ2轴，表现为两个轴的置信区间相互重叠，且结果中的σ1轴和σ2轴与阻尼反演结果差异较大；另一方面，可能是由于参与反演的震源机制解数量较少，且该网格内应力状态较为复杂，无阻尼应力场反演时，现有的震源机制解资料提供的约束不足，使得应力场反演结果难以区分σ1轴和σ2轴.当使用阻尼反演时，该网格点受到周边网格点的平滑约束，使得σ1轴和σ2轴反演结果表现出与周边网格结果相近.综上可见，无阻尼反演结果表明该网格点约束不足或是应力场复杂，而阻尼反演结果反映该网格点受到周围网格点约束较大，因此，在后续反演中，我们舍弃了这样的网格点.

图5中编号为Ⅱ的网格内有17个震源机制解.无阻尼反演结果显示该网格应力场为逆冲型应力场，σ1轴走向和倾角分别为130°和3°，σ3轴走向和倾角分别为36°和48°.阻尼应力场反演结果显示该网格为走滑型应力场，σ1轴走向和倾角分别为145°和1°，σ3轴走向和倾角分别为55°和14°，可见两种反演结果的应力场性质不一致.该网格内震源机制解数量相对充足，但无阻尼反演结果的95%置信区间仍然较大，这可能反映该网格内应力场较为复杂.不同反演方式得到不同的结果，反映了反演结果稳定性较差.虽然理论研究表明一种应力场在理想状态下可以产生多种类型震源机制解(万永革，2020)，但网格内不同类型地震的成簇发生，仍在一定程度上反映了该网格内应力场可能存在不均匀性.因此，该网格应力场反演结果变化的原因可能是网格内应力场不均匀性以及无阻尼反演时结果的不稳定所致.

表2 3个典型网格的应力场反演结果表Table 2 Stress field inversion results of three typical grids

图5 云南及邻区空间阻尼(a)和无阻尼(b)应力场反演结果图图中标有序号的圆圈示意两种反演结果中应力场性质发生变化的网格.Fig.5 Inversion results of spatial damped (a) and undamped (b) stress fields in Yunnan and its adjacent areasThe circles marked with serial numbers in the figure show the grid where the stress regime changes in the two inversion results.

图6 3个典型网格震源机制空间分布(a)与各自应力场反演结果(b)图左图中左下角的数字为参与应力场反演的震源机制解数.Fig.6 Focal mechanism distribution (a) and stress field inversion results (b) of three typical gridsThe numbers in the lower left corner of the left figure are the number of focal mechanisms used in the stress field inversion.

图5中编号为Ⅲ的网格内有7个震源机制解，均为走滑型地震.无阻尼应力场反演得到的最优σ1轴近直立，反映应力场类型为拉张型，但σ1轴倾角的95%置信范围非常大，结果可靠性较差.阻尼应力场反演结果显示该网格为走滑型应力场.从图6a(Ⅲ)可见，该网格内的震源机制解均为走滑型，震源机制解间空间旋转角总体上分布在7°～21°，接近于Kagan(2000)指出时空距离较近的相似地震对间最小空间旋转角(10°～15°)，可见该网格内震源机制解高度相似，缺乏多样性.因此，在反演应力场时提供的约束不足，致使无阻尼反演结果的置信区间较大，且σ1和σ2轴置信区间重合.阻尼应力场反演时，应力场反演结果除了受到网格内震源机制解约束，还受到周围网格震源机制解约束，使得应力场结果的性质发生改变.本网格应力场反演结果变化的原因为网格内震源机制解缺乏多样性，致使反演结果不稳定.

部分网格内由于震源机制解数量有限、应力场不均匀、震源机制解缺乏多样性等原因，使得其阻尼和无阻尼应力场反演结果差异较大，反映该网格点应力场反演结果受周围网格的影响较大.为了获得可靠的应力场结果，避免由于数据或阻尼反演导致应力场结果的不可靠，在后续工作中删除了上述阻尼反演中应力场性质发生变化的网格，最终的应力场结果仅给出阻尼和无阻尼反演中结果稳健网格的应力场反演结果.

2 震源机制解反演结果及分析

剔除台站波形记录差、台站覆盖不好的数据，选取相关系数65%以上的反演结果，共得到428个震源机制解.为考察震源机制的可靠性，将所得结果与研究区发生的中强震震源机制解进行比较，采用最小空间旋转角(Kagan，1991；万永革，2019)定量描述震源机制解结果间的差异.大多数中强震震源机制解已有较为可靠的研究结果，可以从GCMT(全球矩心矩张量)、NEIC(美国地震信息中心)、IPGP(法国巴黎地球物理研究所)、USGS、GFZ等国外研究机构和国内学者的研究论文中获得.本研究共对比分析了14次中强震的震源机制解，获得30组对比结果(表3和图7).由表3和图7可见，地震间的最小空间旋转角最大值为36.9°，最小值为2.2°.最小空间旋转角大于30°的有3组结果，占10%；最小空间旋转角在15°～30°共8组结果，占26.7%；最小空间旋转角小于15°共有19组结果，占63.3%；其中与GCMT结果的最小空间旋转角基本上都在15°内.Kagan(2000)研究地震对间最小空间旋转角时，指出相似地震对间最小空间旋转角一般在10°～15°.本文计算的最小空间旋转角在15°范围内结果占63.3%，说明本文所得结果与主要机构给出的结果基本一致，反映了本研究结果的可靠性.

图7 本研究给出的震源机制解与其它研究结果间的最小空间旋转角分布图地震事件序号与表3中地震事件序号对应.Fig.7 The minimum 3D rotation angle distribution map between the focal mechanism solutions given in this study and other research resultsThe seismic event number corresponds to the seismic event number in Table 3.

参照Zoback(1992)的分类标准，将1302个震源机制解划分正断型、正走滑型、走滑型、逆走滑型、逆冲型和不确定型.其中，走滑型地震为825个，占全部地震的63.4%；正断型和正走滑型地震为168个，占12.9%；逆走滑型和逆冲型地震为195个，占15.0%；不确定型地震为114个，占8.7%，震源机制解空间分布见图8.走滑型地震遍布整个云南及邻区.逆走滑和逆冲型地震集中分布云南与四川盆地交界地区，该地区位于川滇块体的东侧，由于青藏高原物质向东挤出，受到华南块体的阻挡，进而往东南方向运移(滕吉文等，2008)，对华南块体造成侧向挤压，造成该区域逆冲型地震较多；正断型和正走滑型地震较少，主要分布在滇西和滇西北地区.震源机制类型和分布特征与前人(Zhao et al.，2013；Xu et al.，2016；Tian et al.，2019)结果总体上是一致的，震源机制解的多样性，在一定程度上反映了研究区构造活动和应力场的空间差异性.

图8 全部地震震源机制解分布Fig.8 Distribution of focal mechanism solutions of all earthquakes used in this study

3 应力场反演结果及分析

基于上述震源机制解和参数设置，获得41个网格的应力场反演结果(图9).由图9可见，由北向南，自东向西，研究区主压应力轴方位呈顺时针旋转，主压应力轴方位迹线总体上呈现出以西北角为中心的扇形分布，主张应力轴方位迹线总体上呈现出以西北角为中心的弧形分布，总体上反映青藏高原物质向东南运移对研究区应力场具有控制作用.研究区应力场类型以走滑型为主，局部地区出现逆冲和拉张型应力场，所得结果与前人应力场研究结果(邓起东等，1979；阚荣举等，1977；崔效锋等，2006；王晓山等，2015；Xu et al.，2016；祁玉萍等，2018；李君等，2019)以及主应变方向研究结果(Wang and Shen, 2020)总体上一致.下面分区域对应力场反演结果进行详细分析.

表3 本研究所得震源机制解与其它研究结果间最小空间旋转角列表Table 3 The minimum 3D rotation angles between the focal mechanism solutions obtained in this study and other researches

续表3

图9 云南及邻区地壳应力场反演结果图灰色扇形示意σ1或σ3轴走向的不确定范围，网格中数字表示参与反演的震源机制解数.Fig.9 Inversion results of crustal stress field in Yunnan and its adjacent areasThe gray segment indicates the orientation uncertainty range of the σ1 or σ3 axis, the numbers in the grid indicate the number of focal mechanism solutions involved in inversion.

川滇块体与四川盆地交界处应力场表现为逆断型(图9)，主压应力轴方位为WNW，倾角接近水平，主张应力轴倾角近乎垂直，R值均大于0.5，中间主应力在量值上接近于主张应力，与前人结果基本一致.该区域主要受到青藏高原物质向东挤出，遇到稳定的华南块体阻挡后向SE方向运移，对于华南块体的边缘造成挤压，形成以挤压为主的应力场环境.

川滇块体东部自北向南主压应力轴方位由NW转至NNW，存在顺时针旋转的现象，倾角近水平，R值均为0.5左右.林向东等(2010)分析小江断裂带中段及邻区应力特征，主压应力轴方向为NNW，走滑特征明显；李君等(2019)反演了川滇东边界应力场，结果表明沿鲜水河—小江断裂自北向南主压应力方位存在顺时针旋转.上述结果与本文的川滇块体东部应力场偏转趋势相同，但偏转大小存在差异，鉴于本研究所得结果置信区间较小，以及删除了阻尼和无阻尼反演存在差异的网格，认为所得结果是可靠的.

滇南块体应力偏转较大，自东向西主压应力轴方位由NNW变为近NS再变为NNE，主张应力轴方位由NEE变为近EW再变为SSE，倾角均水平，为走滑型应力场，滇南块体西北端R值较小，其它区域R值约为0.5左右.该结果与张培震等(2003)根据活动断裂和GPS资料给出的该块体总体运动方向相一致，同时也与Zhao等(2013)、Xu等(2016)和Tian等(2019)应力场研究结果一致，该区域应力场可能是川滇块体SE运动和印度板块的侧向挤压共同作用的结果.

滇西地区应力场结果显示该区域主压应力轴方位为NNE，主张应力轴方位为SEE，倾角均水平，为走滑型应力场；该区域R值变化较大，24°N以北地区R值较低，24°N以南地区R值约为0.6左右，应力场结果与先前结果较为一致(谢富仁等，2001；Zhao et al.，2013；王晓山等，2015；Xu et al.，2016；Tian et al.，2019).主压应力轴方向与张培震等(2003)给出滇西块体运动方向较接近.谢富仁等(2001)单独使用断层滑动资料获得主压应力方位为近NS或NNW，认为该地区应力场较为复杂.而本研究中，该地区应力场结果显示出连续性和规律性，没有显示其应力场的复杂性，可能是所用的方法为区域应力场阻尼反演方法以及网格较大，获得的是区域应力场的总体规律.从大范围看，滇西块体受到印度板块的侧向挤压、川滇块体SE楔入以及东南亚板块向北作用.

龙陵断裂北部的腾冲火山地区，Zhao等(2013)和Tian等(2019)研究结果显示腾冲地区存在正断型应力场，并认为该应力场主要源自腾冲火山岩浆囊的贡献；Xu等(2016)研究结果为走滑型和不确定型应力场，上述应力场研究结果在腾冲地区存在明显差异.研究表明火山地区应力场主要构成为背景应力场、火山体荷载引起的应力场和岩浆压力产生的应力场三个方面(Martí and Geyer, 2009; Geyer et al., 2016; Currenti and Williams, 2014)，不同类型的火山区应力场则反映该地区三种应力场的强弱，也反映该地区的地震活动成因与控制因素以及现今腾冲火山的活动情况.因此，本研究对该区域应力场进一步研究，以确定该地区地壳应力场类型.本研究将腾冲地区(北纬24.5°—26.5°，东经98°—100°)划分为1°×1°网格进行反演应力场(图10a和10b)，研究结果表明该区域的应力场为走滑型，主压应力轴和主张应力轴倾角近水平，与该地区综合震源机制解法获得的应力场结果一致(Sheng et al.，2021)，同时也与该地区主要断裂为走滑型相一致.腾冲火山区的走滑型应力场反映其地震活动主要受控于印度板块对欧亚板块的碰撞，以及在块体缝合线侧面形成的挤压剪切作用；而岩浆活动产生的拉张作用对应力场的影响较小，一定程度上反映了现今岩浆活动较弱.本结果可以为该区地质构造活动、火山岩浆活动和地震动力背景等相关研究提供参考.

前人研究结果显示中甸地区正断型应力场的主张应力轴方位存在差异(Xu et al.，2016；Tian et al.，2019；罗钧等，2015；吴微微等，2015).本文的反演结果显示：主压应力轴倾角近直立；主张应力轴方位为NNE，倾角近水平，主张应力轴方位与先前研究结果较为一致(罗钧等，2015；吴微微等，2015；Tian et al., 2019).该地区GPS应变场结果显示中甸地区处于主应变场剧烈变化地区，该地区从北向南，主张应变由近南北向转为NEE向(Gan et al., 2007；Wang and Shen, 2020)，反映该地区是地壳物质运动方向的转换带，因此，该地区必然也是应力场的转换带.GPS应变场结果显示中甸地区主张应变相对较大(Gan et al., 2007；Wang and Shen, 2020)；程佳等(2012)根据GPS资料认为地震发生在边界断裂带垂直的次生构造上，由藏东次级块体受到NNE向拉张作用引起的，该区域还受到川滇块体SE向运动作用和阿萨姆角联合作用，多种力源导致该区域拉张作用显著.综上可见，该区域应力场为正断型，拉张作用明显.所以当该地区震源机制解资料不够充足且地震丛集时，使用区域阻尼应力场反演方法获取区域应力场，难免会出现该地区应力场被个别网格内反演结果所平滑，这时从应力场结果上看，总体上一致性强，未能显示该地区应力场的差异性变化.这时使用不同的资料，就会获得不同的结果，这或许是先前研究结果给出的主张应力方向存在差异的原因.在本研究中，阻尼和无阻尼应力场反演结果显示该地区的主张应力方向为NE向和NNE向，考虑该地区处于应力场剧烈变化地区，而震源机制解资料相对较少，以及周边多数网格内缺乏震源机制解资料，因此，本研究认为无阻尼应力场反演结果更可靠，即该地区的主张应力方向为NNE向(图10d).

图10 腾冲地区(a,b)和中甸地区(c,d)震源机制分布(a,c)和应力场反演结果(b,d)图网格中数字表示参与反演的震源机制解数.Fig.10 Focal mechanism distribution (a,c) and stress field inversion results (b,d) in Tengchong area (a,b) and Zhongdian area (c,d)The numbers in the right figure indicate the number of focal mechanism solutions involved in stress field inversion.

4 结论与讨论

为了获得云南及邻区最新构造应力场，本研究反演和搜集了1302个震源机制解，给出了地震类型空间分布特征；提出定量设置区域应力场反演网格大小的方法，删除阻尼和无阻尼反演应力场性质存在差异的网格，仅给出反演结果可靠网格的应力场结果，最终获得研究区整体应力场空间分布特征，并对先前研究存在差异的局部地区构造应力场进行了详细分析.获得以下结论：(1)云南及邻区震源机制解类型以走滑型为主，遍布整个研究区，逆走滑和逆冲型地震集中分布云南与四川盆地交界地区，正断型和正走滑型地震较少，主要分布在滇西和滇西北地区，震源机制解的多样性，在一定程度上反映了构造活动和应力场的空间差异性；(2)云南及邻区整体应力场表现为：主压应力轴方位迹线呈以西北角为中心的扇形分布，主张应力轴方位迹线呈以西北角为中心的弧形分布，总体上反映青藏高原物质向东南运移对区域应力场的控制作用；(3)研究区应力场类型以走滑型为主，局部地区出现逆冲和拉张型应力场，所得结果与前人应力场研究结果(邓起东等，1979；许忠淮等，1989；阚荣举等，1977；崔效锋等，2006；王晓山等，2015；Xu et al.，2016；祁玉萍等，2018；李君等，2019)以及主应变方向研究结果(Gan et al., 2007；Wang and Shen, 2020)总体上一致；(4)腾冲火山区地壳应力场为走滑型，与该地区走滑型断裂相一致，一定程度上反映现今火山活动对浅部地壳应力场的影响较小.

云南及邻区位于印度板块与欧亚板块碰撞带东侧，该地区受到印度板块的侧向挤压、阿萨姆角的楔入、华南块体和四川盆地的阻挡以及青藏高原物质东流等多种力源的作用 (Zeng and Sun，1993；张培震等，2003；朱守彪和石耀霖，2004)，使得该地区地震活动和新构造变形十分强烈，因此，该地区应力场异常复杂(谢富仁等，2001；Xu et al.，2016；孙业君等，2017).本研究中发现阻尼和无阻尼应力场反演时，部分网格应力场结果差异较大，甚至有性质不同的结果出现，这在一定程度上反映了该地区应力场的复杂性；同时也反映使用区域应力场阻尼反演方法时，特别是在资料较少的网格点，存在过度平滑的可能，从而掩盖了局部应力场的复杂性.因此，在该方法使用过程中要注意是否存在过度平滑以及在结果解释时不能过度解读局部应力场特征.利用大量震源机制解资料，采用区域应力场阻尼反演方法获得震源机制解资料丰富地区的应力场，所得应力场反映了该地区地壳应力场的总体特征，而关于该地区应力场细节特征还需要在资料进一步积累的基础上进行深入研究，以揭示应力场空间差异，为解释应力场作用下的断裂活动及地震发生空间差异性提供力学背景.本研究中所用震源机制解资料来源较多，震源机制解结果精度不一，难以用应力场反演残差直接衡量结果好坏，因此，提出了定量确定区域应力场阻尼反演网格大小方法，但该方法所用的主应力轴不确定范围和反演残差是区域总体平均的结果，难以保证每个网格的大小达到最优.在后续的应力场研究中，我们将继续寻求确定最优的定量网格大小的方法，为获得可靠的应力场结果提供保证.

致谢感谢审稿专家提出宝贵的修改意见，感谢国家测震台网数据备份中心提供的波形资料，感谢云南大学徐彦教授为本研究提供震源机制解资料.此外，本文部分图件使用GMT绘图软件进行绘制(Wessel and Smith, 1991).