利用時移層析成像方法揭示與2014年云南魯甸MS6.5地震有關的P波速度變化

曹穎， 黃江培* ， 錢佳威， 付虹

1 云南省地震局， 昆明 650224 2 中國科學技術大學地球和空間科學學院， 合肥 230026

0 引言

據中國地震臺網測定，2014年8月3日16∶ 30在云南省昭通市魯甸縣發生了MS6.5地震(震中103.3°E，27.1°N，震源深度12 km)(CENC，http:∥www.cenc.ac.cn).此次地震震級雖不大，但地震極震區最高烈度可達Ⅸ度，且由于震源淺、震區人口密度高，是云南省近年來典型的“小震”致大災事件(李西等，2018)，引起國內外的高度關注.魯甸地震的研究結果，讓我們對魯甸地震的震源特性、運動學特征及發震構造等有了深刻的認識.重定位結果顯示，魯甸地震余震序列的震中分布主要為近EW向和SES向的共軛型分布，震源深度主要分布于13～15 km，主震位于破裂底部(張廣偉等，2014；房立華等，2014；王光明等，2018)；結合震源機制解和震源破裂過程研究(張廣偉等，2014；徐錫偉等，2014；張勇等，2014，2015；許力生等，2014)，可知此次地震為一次高傾角左旋走滑型地震，是在NW向主壓應力與NE向主張應力相互作用下發生的以NNW向破裂為主的共軛破裂事件.此次地震周邊地質構造復雜，大多數研究(徐錫偉等，2014；李西等，2014，2018；房立華等，2014；張勇等，2014，2015；程佳等，2016，付芮等，2015)在結合了野外考察、余震序列分布、震源機制解、地震烈度分布、庫倫應力變化和震源破裂過程等研究結果后認為發震斷裂為NNW向的包谷垴—小河斷裂.以往也有對魯甸地震發生前后地下速度結構的研究，Riaz等(2017)基于雙差層析成像方法給出了魯甸地震周邊區域的地殼層析成像結果，發現魯甸地震震源區低P波速度異常被高P波速度區域所包圍，大多數地震發生在低P波速度和低泊松比區域，受主震破裂的限制.趙小艷和孫楠(2014)利用震源位置和速度結構的聯合反演得出了魯甸地震余震主要分布在P波速度較高的區域.戴宗輝(2016)利用地震背景噪聲互相關方法得到了魯甸地震前后的相對速度變化，發現較大幅度的同震波速變化主要集中于則木河斷裂—小江斷裂及蓮峰斷裂區域.龐衛東等(2017)利用背景噪聲自相關方法得到了魯甸地震前后震源區周邊5個臺站的相對速度變化，發現魯甸地震具有明顯的同震速度變化，推測可能是青藏高原東南緣與華南地塊相互作用而造成了研究區地殼構造應力變化.雖然前人已經做了很多與地殼速度結構變化有關的研究工作，但是均缺乏高精度空間分辨率的結果，所以提供魯甸地震發生前后高精度的地殼波速變化的空間分布變化，有助于我們更加深入的了解地震孕育、發生和恢復的過程.

技術的進步，尤其是地震臺網空間密度的增加，使監測波速變化的靈敏度增加了一個數量級以上.監測波速變化有使用固定的人工震源和被動震源的方法.但是使用人工震源時，對所有危險區域進行監測的費用太高且在某些地區禁止這樣做，因此大多研究采用被動震源的方法及數據.而使用被動震源數據的一種方法是使用剪切波分裂方法，這是通過各向異性介質傳播的結果(Crampin et al.，1990；高原和吳晶，2008；常利軍等，2010).一種方法是比較具有相似位置和機制的重復地震的尾波中的散射波(Poupinet et al.，1984；Schaff and Beroza，2004；Taira et al.，2008；Zhao and Peng，2009).還有近10年發展迅速的基于背景噪聲的方法，該方法依賴于臺站的分布，已經成功應用于研究不同區域的波速變化(Brenguier et al.，2008；Obermann et al.，2014；劉志坤和黃金莉，2010).上述方法均不能得到速度變化的高精度空間分布，而能得到空間分布的一種方法是將不同時間段的速度模型相減(例如：Chiarabba et al.，2009；Patanè et al.，2006；Westman et al.，2012)，然而Julian和Foulger(2010)指出這種把不同時間段層析成像反演的速度模型相減的結果代表真實的速度變化的假設是值得懷疑的，因為由于地震位置的自然變化引起的地震射線分布變化，即使速度結構沒有變化，層析成像結果也會不同，即使地震位置沒有變化和地震臺站分布是固定的，但由于隨機觀測誤差，在反演出的模型中也會出現誤差.更好的方法是同時反演多個數據集，所以Julian和Foulger(2010)提出了一種依賴時間的成像方法，該方法通過最小化模型的差異和不同時間段的到時殘差來同時反演多個數據集，該方法對正演數據進行了測試，與傳統的直接相減的方法相比，Julian和Foulger(2010)的方法能夠得到更可靠的速度隨時間的變化，但在一定程度上可能還會受到不同時間段數據分布不均勻的影響.Qian等(2018)提出了一種新的時移層析成像方法，該方法基于雙差層析成像方法(Zhang and Thurber，2003)，通過使用不同時間段的事件對構建的到時差，可以克服部分的觀測誤差的影響和不同時間段的地震射線分布差異的影響.在反演過程中通過使用復雜的迭代策略從而解決了射線分布差異所產生的假性變化，為了消除不需要的模型差異，一個時間段的速度模型被用作另一個時間段的初始模型，因此這種新的時移層析成像可以確定可靠的波速隨時間的變化.

在本研究中，我們利用基于雙差層析成像的時移層析成像方法，使用2008年1月至2017年12月的地震數據進行時移層析成像反演來得到2014年云南魯甸MS6.5地震發生前后震源區及其周邊地區的地下介質P波速度變化，并詳細分析了P波速度隨時間和空間的演化規律，進而探討引起這種變化的原因.

1 方法和數據

1.1 基于雙差層析成像的時移層析成像方法

雙差層析成像方法通過利用絕對到時和相對到時同時得到地震速度模型和地震事件定位，與常規的地震層析成像方法相比，雙差層析成像方法能得到更加精確的源區域的速度結構(Zhang and Thurber，2003，2006)，雙差層析成像方法能表示為

(1)

(2)

在雙差層析成像方法中，用來構建事件對的事件均來自同一時間段，即(2)式中的事件i和事件j來自同一時間段，為了求解兩個時間段之間的速度變化，則要求事件i和事件j屬于兩個不同的時間段，即事件i發生在時間段1內，事件j發生在時間段2內，我們將(2)式改變為

(3)

(2)式和(3)式的不同點在于慢度參數δu1和δu2分別是時間段1和時間段2的慢度參數，并且事件i和事件j分屬于不同的時間段，這里為屬于不同時間段的事件構建的到時差.

對于基于雙差層析成像方法的時移層析成像方法，首先利用雙差層析成像方法使用時間段1的數據來得到3D的速度模型，然后將所得到的3D速度模型作為初始模型使用(3)式反演時間段2相對于時間段1的速度變化δu2.在這個過程中，僅使用不同時間段的事件對構建到時差，時間段1的慢度u1保持固定，到時差用來反演時間段2相對于時間段1的慢度變化δu2，同時也反演兩個時間段的事件位置.在計算程序中采用偽彎曲射線追蹤方法(Um and Thurber，1987)發現射線并計算走時，選取兩個時間段的地震匹配相對到時，對來自時間段1中的事件i進行射線追蹤時用的速度模型是初始速度模型，來自時間段2中的事件j進行射線追蹤時用的是每次迭代反演更新后的速度模型.模型表示為固定的三維節點，速度值用線性插值方法來進行插值(Thurber，1983).

新的時移層析成像方法不僅如傳統層析成像方法一樣能提供高空間分辨率，同時能夠改進傳統層析成像方法的一些缺陷，即能克服部分的觀察誤差的影響和不同時期地震射線分布的差異的影響，得出較為可靠的不同時間段之間的速度變化.因此這種新方法可以確定可靠的速度隨時間變化的空間分布.

1.2 數據

為了更好的監測余震的發生，保證余震序列數據的完整性，云南省地震局在魯甸地震震源區附近架設了3個流動臺，并加入了昭通市小孔徑測震臺網的2個臺站以及中國地震局地球物理研究所架設的巧家地震臺陣的5個臺站，加上原有的云南省區域地震臺網以及四川和貴州區域臺網的共享臺站，使得魯甸地震震源區及其附近的地震監控能力大大提升.在魯甸地震發生前，該區域的地震主要由云南區域臺網和四川、貴州區域臺網的共享臺站所記錄，臺站的分布會隨著臺網規劃和大地震的發生而產生變化.

本研究所使用的數據是由云南區域數字地震臺網所記錄到的地震事件的觀測報告數據，由于魯甸地震的余震分布集中在一個小區域內，射線分布少且不均勻，為此我們增加了余震區以外區域的地震來提高地震的射線覆蓋度.選取的研究區域為魯甸地震余震區及其附近(26.6—27.6°N，103—104°E)，時間段為2008年1月1日至2017年12月31日，我們選取了由42個臺站(圖1)所記錄到的5623個地震事件(圖2)，每個事件由震中距小于200 km的5個以上臺站所記錄.一般來說，5個以上臺站所記錄到的地震事件的震相都較為清晰，拾取精度小于0.1 s.

為了確定魯甸地震震源區及其附近的震后速度變化，我們根據數據集劃分了五個地震數目大致相同的時間段(表1)，每個時段的P波射線數目大致相同.其中P1是魯甸地震發生前，P2是同震期，P3是震后1—4個月，P4和P5分別是震后約1年和約3年的兩個時間段，這兩個時間段的地震數目大致相同.為了檢查觀測報告中震相數據的可靠性，繪制了五個時間段的P波震相走時曲線，并且使用所選初始一維速度模型(表2)繪制了理論走時曲線，如圖3所示.從圖中可看出P波走時在所選取的距離范圍內呈現出明確的線性趨勢，并且震相的離散度較小，表明觀測震相數據的可靠性較高.觀測震相走時與理論走時曲線吻合較好，說明初始一維速度模型精度較高.圖4為五個時段內的P波二維平面射線分布圖，可看出五個時段內的魯甸地震震源區的射線密度分布均較密集.

表1 五個時段的數據Table 1 Data of the five periods

圖1 2014魯甸MS6.5地震震源區附近的臺站分布黑框表示研究區.Fig.1 The distribution of stations near Ludian 2014 MS6.5 earthquake source regionBlack frame denote research area.

圖2 研究區域活動斷裂、地震分布及網格劃分紅點表示地震，“叉”字表示網格節點，黑線表示斷裂.Fig.2 Geological tectonic settings, seismic stations used in this study and grid nodes division in the studied areaRed dots denote earthquakes, crisscrosses denote grid nodes, black lines denote faults.

2 反演步驟

2.1 雙差地震層析成像方法

由時移層析成像方法的技術路線，在劃分完時間段后，首先使用雙差層析成像方法對每個時段的數據進行反演，以得到每個時段的三維P波速度結構.首先進行地震對匹配，選擇地震對之間的最大距離為20 km，每個地震最多可與10個地震組成地震對，最終構建了相對到時數據，如表1所示.

在離散化的模型空間中進行反演，選取(27.1°N，103.4°E)為坐標原點，每個時段均劃分了相同的網格.綜合考慮每個時段內的地震分布劃分網格，在反演之前進行了大量的分辨率測試，以尋求最佳的網格分布.分別測試了3 km×3 km、5 km×5 km、10 km×10 km的網格間隔.由于地震分布不均勻，在地震分布密集的魯甸地震震源區的橫向分辨率達3 km×3 km，震源區外圍區域地震較少，橫向分辨率可達5 km×5 km，研究區邊緣地震分布很少，分辨率為10 km×10 km.如圖2所示，垂直向網格位于0、2、5、7、10、16、24、30、46 km深度.準確的參考地殼模型是獲得穩定結果的關鍵，所以在本研究中結合多個地殼模型(陳飛，2017；王光明等，2018；房立華等，2014；Riaz et al.，2017)建立了初始一維速度模型，其中陳飛(2017)是通過使用重力數據與面波數據聯合反演得到的全國三維速度結構，王光明等(2018)和房立華等(2014)均是對魯甸地震及其余震進行了重定位，Riaz等(2017)則是對魯甸地震震源區進行了雙差層析成像.在最后得到的模型中，Moho面的深度范圍在30～46 km，這與鄭勇等(2013)通過背景噪聲成像得到的結果相似，每個時間段均采用相同的初始一維速度模型，如表2所示.

圖3 五個時段的P波震相走時Fig.3 P phase travel-time curve of the five periods

圖4 五個時段P波二維射線分布紅色點表示地震，黑色三角形表示臺站.Fig.4 Distribution of 2-D P wave ray paths for the five periodsRed dots denote earthquakes, black triangles denote stations.

表2 一維P波速度模型表Table 2 1-D P wave velocity model

在反演中，為了反演出較小尺度的異常并能找到地質上可行特征的反演模型而系統地測試了不同組合的平滑參數(η)和阻尼參數(ε)，最后設置了一個較小的平滑參數(η=6)，然后測試了不同的ε，并選擇一個可以確保條件數在150至200之間的ε，保持條件數的數值范圍較低但不太窄是很重要的，因為真實的條件數與使用LSQR所計算的條件數不同，可能更小(Zhang and Thurber，2007).所以最后5個時間段的ε選取會有一定差別.對5個時段的數據均進行了16次迭代以確保最終的結果能夠達到令人滿意的收斂，前6次迭代，重點放在擬合絕對數據上，包括3個速度與地震位置的聯合反演及3個重定位的反演.而在后10次迭代中，重點放在到時差數據上，包括7個速度與地震位置的聯合反演及3個重定位的反演.反演后5個時段到時殘差的均方根都有顯著的降低，如表3所示，表明了所獲得的最終模型的穩定性.

圖5 五個時段不同深度處的P波速度棋盤測試結果(a) 時段1； (b) 時段2； (c) 時段3； (d) 時段4； (e) 時段5.Fig.5 Checkerboard resolution test of P wave velocity for the five periods(a) P1; (b) P2; (c) P3; (d) P4; (e) P5.

表3 五個時段反演前后觀測到時差與理論到時差之間的均方根殘差變化Table 3 The RMS residuals between observed and predicted differential travel times based on 1D model and 3D model for the five periods

2.2 時移層析成像方法

同時在本文中對5個時段的反演結果的分辨率進行棋盤測試，在初始一維速度模型上分別增加了±5%的正負相間速度擾動.如圖5所示，在此選取了5、10、16 km深度剖面的分辨率測試結果，可以看出P2～P5這4個時段內的三個深度的魯甸地震震源區的P波速度均恢復較好，而P1時間段由于射線數目較少，在魯甸地震震源區恢復的相對較差.為了進一步量化模型分辨率，我們使用了衍生加權總和(DWS，Thurber and Eberhart-Philips，1999)對模型分辨率進行補充.DWS值代表給定網格節點附近所有射線長度(乘以數據權重)的總和，一般來說，DWS值是解釋可接受分辨率區域的有效工具.總的來說，DWS=100(圖6中的白色等值線)包圍的基本是棋盤測試恢復良好的區域(圖5).圖6為最后反演出的5個時間段的5、10、16 km深度的P波速度分布圖，可看出在5個時段的不同深度處均能較好的表現出P波速度.

在使用雙差層析成像方法計算出5個時段的P波速度模型后，接著用時移層析成像方法得到相鄰時間段的P波速度變化.在這里首先構建兩個時段的事件對的到時差，為了盡量多的構建分屬于兩個時段的兩個事件的事件對，要求地震對之間的最大距離為50 km，一個時間段內的每個事件最多可以與30個事件相連接.從P1到P2，構建了平均空間距離為7 km的616007個到時差，挑選出了70470個分屬于兩個時段的事件對的到時差；從P2到P3，構建了平均空間距離為4.2 km的667502個到時差，最后挑選出250680個符合要求的到時差；從P3到P4，我們構建了平均空間距離為4.8 km的462766個到時差，最后挑選出符合要求的到時差164765個；從P4到P5，我們構建了平均空間距離為7.3 km的665468個到時差，最后挑選出了206155個符合要求的到時差.

對于時移層析成像方法，使用由雙差層析成像方法所得到的第一個時間段的速度模型作為初始模型，重定位結果作為初始位置，然后使用兩個相鄰時間段所構建的到時差來得到速度隨時間的變化.為了確保最后的結果能很好的收斂，反演過程經過了32次迭代，反演后到時殘差的均方根變化如表4所示，4個到時殘差的均方根均有顯著的下降，說明最后得到的速度變化與兩個相鄰時間段內的事件非常合適.

表4 不同時段利用時移層析成像方法反演前后觀測到時差與理論到時差之間的均方根殘差變化Table 4 The RMS residuals between observed and predicted differential travel times based on initial 3D model and final 3D model for the different periods

同時還進行了棋盤測試，與3D層析成像的棋盤測試相類似，在第一個時間段的初始3D模型中加入了±5%的正負相間速度擾動，圖7顯示了4個相鄰時段棋盤測試的恢復結果.P1與P2，地震分布和所使用臺站差異較大，雖然盡量選取多的地震對，但是仍然過于分散，所以分辨率恢復的并不好，這在一定程度上會影響反演結果的精度.其余時段由于地震分布和所使用臺站差異不大，所以分辨率相對較好.但是棋盤測試恢復出來的模型分辨率與反演實際數據獲得的速度模型之間沒有完全的相互映射，這是因為這兩個模型具有不同的速度(Share et al.，2019)，所以同時也使用了DWS值(圖7中的白色虛線)來解釋可接受分辨率的區域，如圖7所示.由于在魯甸地震震源區有相對多數量的射線覆蓋，該區域棋盤恢復的相對較好，圖中也顯示了DWS值大于300的區域基本覆蓋了震源區，所以接下來主要討論魯甸地震震源區的P波速度變化.

圖6 五個時段不同深度處的P波速度和地震分布黑點表示地震，白色五角星表示主震，白色實線表示DWS值大于100的區域. (a) 時段1； (b) 時段2； (c) 時段3； (d) 時段4； (e) 時段5.Fig.6 Distribution of P-wave velocity and earthquakes at different depths for the five periodsBlack dots denote earthquakes, white five-pointed stars denote the main shock, white lines denote the areas that their DWS value are greater than 100. (a) P1; (b) P2; (c) P3; (d) P4; (e) P5.

圖7 不同時段之間利用時移層析成像方法得到的不同深度處的棋盤測試結果白色虛線表示DWS值大于300的區域. (a) 時段2相對于時段1； (b) 時段3相對于時段2； (c) 時段4相對于時段3； (d) 時段5相對于時段4.Fig.7 Recovered checkerboard models for different periods by using time-lapse tomographyWhite dotted lines denote the area that their DWS values are greater than 300. (a) P2-P1; (b) P3-P2; (c) P4-P3; (d) P5-P4.

3 2014年云南魯甸地震的速度變化

根據分辨率和DWS值的分布情況主要討論魯甸地震震源區P波速度變化，所以在圖8中主要顯示了分辨率較好的魯甸地震震源區在5、10、16 km深度處的不同時間段之間的P波速度變化.由圖8可以清楚的看出魯甸地震發生前后的P波速度的降低及恢復.其中圖8a是由P1和P2兩個時段的數據得到的魯甸地震同震速度變化，可以看出每個深度處的震源區的速度均下降，下降的幅度不大，約在0.2%以下，大多為百分之零點零幾，其中16 km深度處的速度下降幅度小于5 km和10 km深度處.圖8b是P2和P3兩個時段的數據得到的震后1—4個月相對同震期的速度變化，可看出震源區的速度大幅下降，下降幅度大多在0.2%～3%內，這個范圍與前人對相同量級地震發生前后速度變化研究結果相一致.例如Li等(1998)計算的2004年ParkfieldM6地震發生后速度下降了2.5%；Nishimura等(1998)計算的1998年Intra-PlateM6.1地震發生后速度下降了0.3%～10%.相比P2-P1，P3-P2的速度下降的幅度有很大的變化，達到了最大的速度降幅，說明魯甸地震發生后速度并沒有立即下降到最大，而是在震后1—4個月期間速度下降到了最大.這與龐衛東等(2017)利用背景噪聲自相關方法得到的魯甸地震發生后最大波速降出現在震后1個月的時間相一致，也與劉志坤和黃金莉(2010)計算的汶川地震、王俊等(2020)計算的蘆山地震發生后的最大波速降出現在震后1—4個月內相符合.

圖8 不同深度處的不同時段之間的P波速度變化和地震分布(a) 時段2相對于時段1； (b) 時段3相對于時段2； (c) 時段4相對于時段3； (d) 時段5相對于時段4.Fig.8 Distribution of temporal P-wave velocity changes and earthquakes at different depths for different periods(a) P2-P1; (b) P3-P2; (c) P4-P3; (d) P5-P4.

圖9 不同時段之間的P波速度變化及地震事件沿垂直剖面AA′和BB′的分布圖(剖面位置見圖2)紅色虛線表示DWS大于300的區域. (a) 時段2相對于時段1； (b) 時段3相對于時段2； (c) 時段4相對于時段3； (d) 時段5相對于時段4.Fig.9 Distribution of temporal P-wave velocity changes along the cross sections AA′, BB′ for different periods(section location is in figure 2)Red dotted lines denote the areas that their DWS values are greater than 300. (a) P2-P1; (b) P3-P2; (c) P4-P3; (d) P5-P4.

在震后速度下降達到最大值后，震源區開始愈合，速度開始上升，由P4-P3和P5-P4的速度變化可以清楚的看出震源區在時空上的愈合過程.愈合從淺層開始，首先是5 km深度處的震源區的速度開始上升，上升幅度大約為0.1%以下，而10 km和16 km深度處的速度仍然是在下降，說明淺層區域開始愈合.隨著時間發展，愈合延伸至更深的深度，5 km和10 km深度處的震源區的速度也上升，16 km深度處的震源區的速度雖然在下降，但是有一部分區域的速度在上升，說明愈合在16 km深度處也在進行，上升的幅度約在0.2%～2%，說明基本在向震前的水平進行愈合.

總的來看，2014年魯甸地震發生后，震源區的速度變化特征為，同震期速度下降，但沒有下降至最大，而是在震后1—4個月內速度下降至最大，然后愈合過程開始，愈合從淺層逐漸發展至深層.值得注意的一點是，由于我們的觀測同時對應于空間和時間的平均值，因此不應過度解釋所有變化幅度的數值大小.

由于魯甸地震余震分布呈共軛型分布，所以我們還做了如圖2所示的兩個剖面的速度變化示意圖(圖9)，其中AA′剖面主要沿著地震序列的SES方向穿過震源區，BB′剖面主要沿著地震序列的近EW向穿過震源區，這樣我們就能看到兩個余震優勢分布方向上的速度變化的時空分布.在同震期，AA′和BB′兩個剖面下方均為速度下降，且靠近AA′剖面的A′端即SES端的區域和靠近BB′剖面的B′端即近E向端的區域的速度下降幅度略大，這可能是因為這兩個區域是魯甸地震發生后余震最初集中發生的區域.在震后1—4月，兩個剖面下方速度下降劇烈，其中靠近A′端的區域和靠近B端的區域的速度下降最為劇烈，這是因為震后余震分布發生了變化，不再局限于主震附近，近EW向分支的余震繼續往W向發展，SES向分支的余震則仍然往SES向發展(王光明等，2018)，對于余震發展的方向的解釋，Riaz等(2017)和趙小艷和孫楠(2014)均認為是由于震源區的北部存在一個高速異常，對余震有阻礙作用.兩個剖面的震后愈合恢復過程均是從淺層開始，AA′剖面余震分布較為集中的SES端的區域及BB′剖面余震最開始發生的靠近近E端的區域的下方至5 km深度的速度上升，隨著時間發展，AA′剖面的SES端區域下方速度上升幅度增大，延伸至約8 km深度，同時BB′剖面下方速度上升的區域延伸至近W端，即后來余震發展的方向，且該區域下方速度上升幅度較大，同時速度上升的區域擴大至約15 km深度.

兩個剖面的速度變化的發展過程同時也反映了余震分布的發展過程.結合房立華等(2014)和王光明等(2018)對魯甸地震余震序列的重定位研究結果，可以得出：魯甸地震發生后余震主要分布在主震附近及其東南側，這些區域下方的速度開始下降，下降幅度較小，此后主震西側開始出現余震，而東南側的余震分布范圍基本穩定，余震呈現出不對稱的共軛分布特征，主震西側及東南側這兩個區域下方的速度下降劇烈，速度下降至最大后愈合過程開始，余震最初出現的主震附近及其東南側區域下方的淺層的速度上升，隨著時間的發展，愈合延伸至余震后來發展的區域，即主震西側，且該區域下方速度上升幅度增大，整個近EW向分支區域下方速度上升的深度擴展至約15 km深度處，而余震分布穩定的主震東南側區域下方速度上升幅度增大，范圍擴大至約8 km.

4 討論

一般認為，引起地震發生前后波速變化的物理機制有以下幾種：地震斷層區的破壞與愈合(Li et al.，1998；Vidale and Li，2003)，強地面運動引起的地表破壞(Peng and Ben-Zion，2006)，斷層區及周邊地殼介質的應力變化(Wegler et al.，2009；Brenguier et al.，2008；Niu et al.，2008；Pei et al.，2019)，地下水位變化(Sens-Sch?nfelder and Wegler，2006)等(劉志坤和黃金莉，2010).而要準確地判定引起地震波速變化的物理機制是非常困難的.魯甸地震發生后，對魯甸地震震源運動學、余震分布特征、應力變化以及地質構造等方面的研究有很多，可以將本研究所得到的結果與已有的地質與地球物理研究成果相結合，從而進一步分析造成速度變化的可能機制.

一般來說，速度變化能反映強地面運動所造成的巖石損傷，預計主要發生在頂部幾百米(Pei et al.，2019)，而本研究在中上地殼均發現了P波速度的明顯變化，因此大地震的強地面運動引起的淺部地殼介質破壞對本研究得到的波速變化結果影響不大，不是主要因素.

魯甸地震發生后，在由中國地震局組織的野外應急科學考察中并沒有發現明顯的地震地表破裂現象(徐錫偉等，2014)，但是李西等(2018)基于詳細的野外地質地貌調查發現了自龍頭山鎮以南謝家營盤—光明村—王家坡一段長約8 km斷續展布的地表破裂帶，呈左行右階排列，伴有30～35 cm走滑分量，局部段落伴有15～25 cm傾滑分量.這段地表破裂帶主要位于魯甸地震余震帶SES向分支上，而主震附近及近EW向分支上并沒有觀察到地表破裂，而在本研究中整個震源區均有明顯的波速變化，表明本研究得到的波速變化對整個震源區的介質性質變化都有所反映.并且地表破裂帶應該僅對地表淺層區域有較大影響，對深層區域的介質影響不大，而本研究得到的波速變化從淺層至深層均有明顯變化，所以判斷地震斷層區的破壞并不是影響本研究所得到的波速變化的主要原因，但是對淺層區域及主震東南方向區域介質變化具有一定的影響.

破裂區深度內的結構變化和開放裂縫導致應力場的變化可能發生在不同的深度(Pei et al.，2019)，通過觀察圖8發現同震期的5 km和10 km深度處及震后1—4個月的10 km和16 km深度處均呈現出按象限分布的現象，且在以前的很多研究中(Wegler et al.，2009；Cheng et al.，2010；劉志坤和黃金莉，2010；王俊等，2020)均發現了這一現象.為了探究波速變化呈象限分布是否是由地震的應力變化引起的，查找了相關的研究結果.繆淼和朱守彪(2016)計算了魯甸地震靜態庫倫應力變化，發現兩個方向的余震分布都主要集中在主震產生的庫倫應力增大區，付芮等(2015)也發現余震主要位于沿破裂面及主破裂以西的庫侖應力增強區.對比圖8發現5 km和10 km深度處及震后1—4個月的10 km及16 km深度處P波速度下降的區域基本為余震主要分布區，說明P波速度下降區主要對應于應力增大區，表明魯甸地震主震產生的應力變化與P波速度變化之間有緊密的聯系，這也從另一角度反映出，地震引起的應力變化是造成魯甸地震速度變化的一個重要原因.并且在第3節內容中提到魯甸地震發生后最大速度下降發生在震后1—4個月，并沒有發生在同震期，而速度的下降及上升在空間上的分布變化均與余震發生的空間變化有關，這表明地震波速變化與余震的時空分布有關，可能是余震的動態和靜態應力造成震源區介質物理屬性的改變從而影響了地震波速的變化.

魯甸地震發生在南北地震帶南段，青藏高原東南緣鮮水河—小江斷裂系以東走向NE向昭通—蓮峰斷裂帶西段，北臨NNW至近NS向大涼山斷裂和馬邊—鹽津斷裂，屬青藏高原東南部川滇菱形塊體與華南地塊之間I級塊體邊界構造帶(徐錫偉等，2014).龐衛東等(2017)認為魯甸地震是青藏高原東南緣與華南地塊相互作用而造成地殼內部構造應力變化的結果；程佳等(2016)認為魯甸地震受到了主要來自于則木河斷裂帶上的應力作用并積累地震能量；洪敏利用應變場時序分析法(洪敏等，2014)計算出的魯甸地震發生前的云南地區應變場分布發現滇東北地區出現明顯的擠壓活動增強(1)云南省地震局形變測量中心 2018年年度會商報告..所以區域應力場的變化對魯甸地震的發生有著很大的影響，而魯甸地震對后續余震具有觸發作用，從而對震源區介質的物理性質變化有著一定的影響.

5 結論

運用基于雙差層析成像的時移層析成像方法能夠得到高精度的地震波速變化的時空分布.在本研究中我們利用云南區域數字地震臺網所記錄到的地震資料，使用該方法來得到了2014年魯甸MS6.5地震發生前后的P波速度變化的時空分布，結果表明：2014年魯甸地震發生后，同震期的震源區速度下降，但沒有下降至最大，而是在震后1—4個月內速度下降至最大，接著P波速度開始上升，開始愈合，愈合過程從淺層逐漸發展至深層，并逐漸恢復至震前水平.由于魯甸地震余震區呈共軛形態，所以我們做了分別穿過兩個余震分支的垂直剖面，發現P波速度變化與余震分布變化相一致，余震最初分布的主震附近及其東南側區域下方的速度最先下降，然后主震西側開始出現余震，則主震西側及東南側這兩個區域下方的速度下降劇烈，愈合過程則是余震最初出現的區域下方開始，之后延伸至余震后來發展的區域.

進一步將所得到的結果和已有的地質與地球物理觀測相結合來分析引起這種變化的可能機制，認為強地面運動引起的地表破壞及地震斷層區的破壞并不是影響本研究所得到的波速變化的主要原因，但是對淺層區域介質變化具有一定的影響.由于在空間上魯甸地震應力變化與波速變化之間有較緊密的聯系，且波速變化與余震分布變化相一致，所以我們認為地震引起的應力變化是造成魯甸地震波速變化的一個重要原因，余震的動態和靜態應力會造成震源區介質物理屬性的改變從而影響了地震波速的變化.并且由以往的研究也可得出區域構造應力場變化對魯甸地震的發生有很大作用，從而對震源區地下物理性質的改變造成影響.

致謝感謝中國科技大學地球和空間科學學院胡景博士在本研究過程中提供的幫助，感謝云南省地震局的王光明助理研究員和洪敏高工對文章的熱心幫助，感謝三位匿名審稿專家提出的寶貴意見和建議.