2021年5月21日云南漾濞MS6.4地震震區地殼結構特征與孕震背景

李大虎， 丁志峰， 吳萍萍， 劉韶， 鄧菲， 張旭， 趙航

1 中國地震局成都青藏高原地震研究所(中國地震科學實驗場成都基地)， 成都 610039 2 四川省地震局， 成都 610039 3 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

北京時間2021年5月21日21∶48∶35.40，云南省大理白族自治州漾濞彝族自治縣發生了MS6.4地震(99.87°E，25.67°N)，本次漾濞地震序列相對較為活躍，截至2021年5月22日08時，云南測震臺網共記錄到ML≥0.0地震2368次.其中，ML<2.0的2303次，ML2.0～2.9的34次，ML3.0～3.9的18次，ML4.0～4.9的9次，MS5.0～5.9的3次，MS6.0～6.9的1次，序列最大地震為5月21日6.4級主震.據初步統計，截至22日06時，云南漾濞6.4級地震致死傷30人.在漾濞6.4級地震發生的當晚，云南省地震局地震應急響應現場工作隊即奔赴災區，根據《地震現場工作 第 3 部分：調查規范》(GB/T18208.3-2011)開展烈度調查工作，通過對漾濞震區及周邊218個調查點的災損調查，參照震區斷裂構造展布、震源機制反演和地震序列并結合其他地震應急科技產品，結合地表強震動儀器觀測記錄，確定并編制完成了云南漾濞6.4級地震烈度分布圖(yndzj.gov.cn/yndzj/_300559/_300651/629959/index.html)(云南省地震局，2021)，漾濞MS6.4震區最高地震烈度為Ⅷ度，大理州6縣市均位于地震烈度為Ⅵ度區內.

圖1 青藏高原東南緣地形和構造概略圖 紅色五角星代表漾濞MS6.4主震位置.LMSF: 龍門山斷裂; XSHF: 鮮水河斷裂; ANHF: 安寧河斷裂; NJF: 怒江斷裂; LCJF: 瀾滄江斷裂; JSJF: 金沙江斷裂; RRF: 紅河斷裂; NTHF: 南汀河斷裂; LJ-XJHF: 麗江—小金河斷裂; XJF: 小江斷裂; LFF: 蓮峰斷裂; ZTF: 昭通斷裂; YZ： 揚子克拉通; SCB: 華南地塊; CXB: 川西北次級塊體; CYB: 滇中次級塊體; IC: 印支塊體; MYTB: 滇緬泰塊體; SC Basin: 四川盆地; SGB: 松潘—甘孜地塊.Fig.1 Topography and tectonics of the southeastern Tibetan plateau The red star denotes the location of the MS6.4 Yangbi mainshock. The abbreviations are: LMSF: Longmenshan Fault; XSHF: Xianshuihe Fault; ANHF: Anninghe Fault; NJF: Nujiang Fault; LCJF: Lancangjiang Fault; JSJF: Jinshajiang Fault; RRF: Red River Fault; NTHF: Nantinghe Fault; LJ-XJHF: Lijiang-Xiaojinhe Fault; XJF: Xiaojiang Fault; LFF: Lianfeng Fault; ZTF: Zhaotong Fault; YZ: Yangtze Craton; SCB: South China Block; CXB: Chuanxibei Sub-block; CYB: Central Yunnan Sub-block; IC: Indochina Block; MYTB: Myanmar-Yunnan-Thailand Block; SC Basin: Sichuan Basin; SGB: Songpan-Garzê Block.

圖2 滇西漾濞MS6.4震區地震構造背景圖 LJ-XJH Fault: 麗江—小金河斷裂; WX-QH Fault: 維西—喬后斷裂; CH Fault: 程海斷裂; NH-CX Fault: 南華—楚雄斷裂; YM Fault: 元謀斷裂; PE Fault: 普洱斷裂; RR Fault: 紅河斷裂; NTH Fault: 南汀河斷裂; NJ Fault: 怒江斷裂; LCJ Fault: 瀾滄江斷裂; ANH Fault: 安寧河斷裂.Fig.2 Seismotectonic setting of the Yangbi MS6.4 earthquake region in western Yunnan LJ-XJH Fault: Lijiang-Xiaojinhe Fault; WX-QH Fault: Weixi-Qiaohou Fault; CH Fault: Chenghai Fault; NH-CX Fault: Nanhua-Chuxiong Fault; YM Fault: Yuanmou Fault; PE Fault: Puer Fault; RR Fault: Red River Fault; NTH Fault: Nantinghe Fault; NJ Fault: Nujiang Fault; LCJ Fault: Lancangjiang Fault; ANH Fault: Anninghe Fault.

近些年來，國內外眾多地學科研工作者利用多種地球物理手段，圍繞著滇西地區深部結構和孕震背景開展了大量的研究工作，先后取得了一系列有意義的成果，包括深地震測深(王椿鏞等, 2003；Wang et al.，2007；徐濤等，2014)、三維密度結構(楊文采等，2015)、大地電磁MT測深(孫潔等,1989; Bai et al., 2010; 于常青等, 2017)、地震層析成像(吳建平等, 2001; 王椿鏞等，2002；Huang and Zhao, 2006; Lei et al., 2009a; Wang et al., 2010；Yang et al., 2014; Huang et al., 2015；高家乙等，2016)、噪聲成像(Yao et al., 2006, 2008; Yang et al., 2010; Li et al., 2014)以及接收函數研究(胡家富等，2005；李永華等, 2009; Liu et al., 2014; Bao et al., 2015)等.

徐濤等(2015)利用麗江—攀枝花—清鎮剖面的人工源寬角地震數據重建該地區地殼速度結構，結果表明攀枝花構造帶Moho面呈局部上隆特征.Lei等(Lei and Zhao, 2016; Lei et al., 2019)基于地震層析成像結果解釋了滇西地區騰沖火山的深部動力起源和強震的孕育機制.南華—騰沖剖面一維反演結果表明滇西地區上部地殼內普遍存在低阻層(孫潔等，1989);Bai等(2010)基于大地電磁探測結果揭示了兩條巨大的中、下地殼低阻異常帶，并認為青藏高原東南緣可能有兩條下地殼流通道，沿著兩個塊體邊界往SE方向延伸進入云南地區；盈江—姚安長周期大地電磁剖面也揭示了滇西三江地區普遍存在殼內低阻層，但沿剖面方向的埋深和厚度不一(于常青等，2017).然而，也有學者提出來自青藏高原東緣的下地殼流被小金河—麗江斷裂阻隔，僅到達云南北部地區(Chen et al., 2013).因此，青藏高原東南緣滇西地區是否存在下地殼管道流以及深部物質運移等科學問題仍尚無定論，加之此次漾濞MS6.4地震震區地處高山峽谷，且震后科學考察也沒有發現明顯的地震地表破裂帶，這就給直接探討發震機理和破裂過程的深部成因帶來了困難，漾濞地震復雜的發震構造背景和頻繁的地震活動原因仍不清楚.

強震的孕育和發生是在地球深部發生的動力過程或構造運動，并與殼幔深部物性結構及動力學環境有著密切的關系(丁志峰，2011).因此，本文分別采用地震體波層析成像(TOMO3D)和三維視密度反演方法，先后反演獲得云南漾濞MS6.4地震震區及周邊的三維P波速度結構和視密度橫向展布信息，綜合分析漾濞MS6.4地震震區地殼結構特征與地震活動關系、深部孕震環境等科學問題.該研究成果對于理解滇西地區地震孕育的深部動力機制、科學研判該區域地震活動趨勢和潛在的地震危險性，為盡可能減輕地震災害風險提供指導和依據.

1 地震數據與成像

本文收集了由科技部公益性行業科研專項資助，布設在青藏高原東南緣、川滇區域的356個中國地震科學臺陣探測I期(又稱“喜馬拉雅計劃項目”)的觀測數據(ChinArray DMC, doi:10.12001/ChinArray.Data)和四川、云南等區域測震臺網以及四川蘆山地震科考臺站和西昌流動觀測臺站等所記錄的波形數據，臺站的位置分布如圖3中的所示(紅色三角形表示四川、云南等數字測震臺，藍色正方形為中國地震科學流動臺陣探測項目I期臺站).高密度的臺站(陣)覆蓋，面狀鋪設以及密集的地震射線分布為使用體波層析成像方法研究該地區的地殼結構提供了絕佳的條件.反演用到的觀測數據源于四川、云南及其周邊區域地震臺網，還有中國地震科學探測流動臺陣等共計634個臺站，經篩選后共計近震事件18530個和遠震事件754個(圖3).首先，為了保證區域震P波數據的準確性和可靠性，我們按照震中距-走時關系曲線篩選P波數據.其次，為了確保地震資料具有較高的信噪比，我們選取震級均≥5.0且震中距30°≤Δ≤90°的遠震事件，所選取的這些遠震事件均被20個以上的地震臺站(陣)記錄到.

圖3 區域數字測震臺站、密集流動地震臺(陣)分布和地震事件位置 紅色三角形代表區域固定臺站，藍色正方形代表流動地震臺陣，黃色圓圈代表事件分布， 紅色五角星代表漾濞MS6.4主震位置，綠色邊框代表研究區范圍.Fig.3 Distribution of regional digital seismic stations, dense mobile seismic stations (arrays) and location of seismic events The red triangle denotes the regional fixed station, the blue square denotes the mobile seismic array, the yellow circle denotes the distribution of seismic events,the red star denotes the location of the MS6.4 Yangbi mainshock, and the green frame denotes the scope of the study area.

本文采用了Zhao等(1994)提出的體波層析成像方法(TOMO3D)來反演三維P波速度結構，分析和探討云南漾濞MS6.4地震震區及其周邊的地殼速度結構特征.該成像方法即在三維空間范圍內，速度值是可以任意變化的，待求解的是三維空間網格節點上速度擾動未知量.在射線追蹤過程中對Um和Thurber (1987)提出的近似彎曲算法進行了改進，迭代地應用偽彎曲技術和斯奈爾定律進行三維射線跟蹤，使之適用于復雜的速度間斷面存在的情況，在反演過程中，采用帶阻尼因子的最小二乘反演方法(least squares QR factorization, 簡寫為 LSQR) (Paige and Saunders，1982)求解大型稀疏的觀測方程組，且阻尼滿足了模型和數據方差均為最小.

2 反演結果可靠性分析

2.1 檢測板測試

為了測試速度結構的可靠性，我們對反演結果進行了檢測板測試.先建立三維網格節點，將±3%的擾動值加在一維初始速度模型之上，然后，根據網格劃分大小、±3%速度擾動值的棋盤模型正演計算，最后，再結合選擇的初始速度模型進行反演計算(Zhao et al.，1994；丁志峰，1999).圖4是此種組合方式下不同深度上的水平檢測板測試結果，結果表明漾濞M6.4地震震區及周邊不同深度層的擾動幅度恢復較好.

圖4 不同深度分辨率測試結果 紅色五角星代表漾濞MS6.4主震位置.Fig.4 The checkerboard resolution test at different depths The red star denotes the location of the Yangbi MS6.4 mainshock.

2.2 射線密度分布

射線密度分布情況同樣可以作為衡量反演結果可靠性的一種手段.地震射線密度分布情況對最終反演結果的可靠性影響較大，地震射線較為密集的地區，其反演結果的可靠性相應地就會較高.從圖5中可以看出，漾濞MS6.4地震震區及周邊絕大部分區域中上地殼范圍內射線密度在6000～10000條之間，下地殼范圍穿過震區周邊的射線密度也在1500～4500條之間，密集的射線分布也說明了我們的成像結果在該區具有較高的可靠性.

圖5 研究區域P波射線分布圖 紅色五角星代表漾濞MS6.4主震位置.Fig.5 Distribution of P-wave ray paths in the study area The red star denotes the location of the Yangbi MS6.4 mainshock.

3 P波速度結構特征

2021年5月21日漾濞MS6.4地震及其序列主要發生在維西—喬后—巍山斷裂西南側，由于震區構造較為復雜且震后的地震現場科考資料并未發現同震地表破裂現象，鑒于此，我們重點剖析和研究云南漾濞MS6.4地震震區及其周邊區域的三維P波速度結構.圖6給出了漾濞震區及周邊地殼1～50 km范圍內的三維P波速度異常分布圖，可以看出漾濞震區及其周邊三維殼內P波結構橫向不均勻展布，說明了震區地殼物質存在顯著的橫向差異.

圖6 不同深度層的P波速度擾動 圖中黑線為區內主要斷裂，紅色星號代表漾濞MS6.4主震.Fig.6 The images of P wave velocity disturbance at different depths Black lines denote main faults in the study region, red star denotes the Yangbi MS6.4 mainshock.

其中，1 km速度結構分布圖可以看出，MS6.4漾濞震區及周邊表現為不同規模的高低速相間的分區特征，其中低速異常主要分布震區以南的維西、劍川、洱源等第四紀盆地，騰沖地區也表現為低速異常分布特征，以往研究結果也表明騰沖地區淺層的地殼結構低速特征明顯(曹令敏等，2013).漾濞震區北側的蘭坪—云龍地區，區域地質資料顯示蘭坪盆地沉積地層主要為三疊系、白堊系和侏羅系等海相地層，故高速異常與這些地層巖性關系密切.位于滇中塊體內部的攀枝花構造帶高速異常較為顯著.漾濞MS6.4震區西南側的保山—施甸區域表現為高速異常分布，根據區域地質資料顯示，該區域內廣泛出露前海西期、海西—印支期、燕山期和喜馬拉雅期花崗巖類巖石(陳福坤等，2006；董美玲，2016)，推測這些中高阻體可能與花崗巖類存在有關.我們的反演結果也得到了盈江—姚安寬頻大地電磁反演結果的證實(于常青等，2017)，且該高速異常向下延展深度可達15 km.

脂肪潔白，肌肉有光澤，肉色淡紅均勻，外表微干或微濕潤，用手指壓在瘦肉上凹陷能立即恢復，彈性好，且有鮮豬肉特有的正常氣味；而不太新鮮的豬肉，脂肪失去光澤，肌肉顏色稍暗，外表干燥或有些黏手，新切面濕潤，指壓后的凹陷不能立即恢復，彈性差，稍有氨味或酸味；通過肉眼觀察也可以辨別出來。

10 km深度處，MS6.4漾濞震區及其周邊上地殼速度結構依然呈現出明顯的橫向不均勻分布特征，震區南、北兩側速度結構特征各異.其中，低速異常主要分布在震區北側的維西—喬后斷裂和中甸—龍蟠—喬后斷裂之間，而高速異常則分布在震區以南.2021年漾濞MS6.4地震位于高低速異常的過渡帶附近，這種震區特有的速度結構特征也在以往四川蘆山MS7.0地震、云南魯甸MS6.5地震等多次強震的研究中得到體現(李大虎等，2015，2019).15 km深度處的漾濞震區及周邊速度異常分布形態和展布范圍均有所改變，位于川滇菱形塊體西北部的中甸構造帶表現出大規模的低速異常分布特征，騰沖地區存在大范圍低速異常分布.楊文采等(2015)基于小波變換多尺度分析和密度反演方法獲得的滇西區域上地殼密度擾動圖像結果也表明中甸構造帶、維西—喬后斷裂和騰沖地區存在低密度異常展布.華雨淋和呂彥(2019)速度成像結果顯示騰沖火山地區地殼內存在明顯的地震波低速區，P波速度比整個區域地殼速度平均值低超過15%，并推測騰沖火山地區存在較大規模的地幔熱物質上涌以及向地殼的侵入.我們的結果還揭示了金河—箐河斷裂帶以西、麗江斷裂帶以東的永勝—寧蒗構造帶低速異常分布也逐漸明顯，已有重力異常和大地電磁測深結果表明永勝—寧蒗構造帶內密度和電阻率變化明顯，在橫向上表現出分塊特性，地殼內主要以低值異常為主，這一介質特性與我們速度結構所揭示的低速異常展布特征相一致(楊文采等，2015；羅愫等，2020).

隨著反演深度的增加,漾濞震區及周邊地殼速度結構分布特征呈現一定的趨勢性變化，20 km和25 km深度圖均顯示了震區北側、來自川滇菱形塊體西北部的低速異常向西南擴展并越過維西—喬后斷裂到達云龍附近，該低速異常也得到了以往地震學成像研究結果的支持(王椿鏞等, 2002; 徐濤等, 2014; Bao et al., 2015)，同時大地電磁測深結果也表明該區深部發育有大范圍且近水平狀賦存的低阻層(孫潔等，1989；李文軍等，2016).震區以南的蘭坪—思茅地塊永平—巍山的高速異常特征依舊存在，并隨著反演深度的增加愈發明顯，30～50 km深度處的P波速度結構反映漾濞震區以南下地殼的速度結構特征，于常青等(2017)電性結果揭示該區下地殼上地幔未發現明顯的低阻異常，電阻率最高達到上千歐姆米，為蘭坪—思茅塊體內部的永平—巍山等區域存在的殼幔高阻異常塊體.

4 三維視密度反演

為了揭示云南MS6.4漾濞震區地殼不同深度處視密度的橫向展布特征，分析漾濞地震震區的介質特性和孕震背景，我們采用一種基于位場分離和延拓的三維視密度反演方法.該反演方法不但在很多非震區的重力數據處理和地殼結構研究中均取得較好效果(Pawlowski, 1995; Fedi and Florio, 2002; Cooper, 2004; 徐世浙等，2007，2009；楊金玉等，2008)，而且在研究一些強震區(如魯甸MS6.5地震、康定MS6.3地震)的深部孕震背景和動力機制方面也逐漸得到了廣泛的應用(李大虎等，2015,2019).

圖7顯示了MS6.4漾濞震區不同深度層的視密度反演結果，可以看出，P波速度結構與視密度展布特征在深度和分區特征上均具有較好的聯系和可比性，如5 km深度圖可知滇中塊體內部攀西構造帶近似NS向的軸部地區相對視密度高值異常特征顯著，而川滇菱形塊體西北部的中甸構造帶和維西—喬后斷裂則出現了明顯的條帶狀視密度低異常區，鹽源、寧蒗盆地則顯示出低密度異常分布特征，騰沖地區也存在低速異常分布，已有研究結果也表明了這一點(樓海等, 2002; Lei et al., 2009a; 楊曉濤等, 2011; 胥頤等, 2012, 2013).從10 km深度圖上可以看出，攀西構造帶高密度異常依然存在，本次漾濞MS6.4地震位于高低視密度異常的過渡帶附近，漾濞震區以北的維西—喬后斷裂和中甸構造帶區域依舊表現出條帶狀圈閉的低值異常，楊文采等(2015)認為該低密度擾動帶沿著揚子克拉通西外緣和紅河斷裂帶展布，反映了揚子克拉通與印支地塊碰撞帶地殼的碎裂，導致上地殼結晶基底密度的降低(程裕祺，1994；滕吉文等，2004).

圖7 震區不同深度的三維視密度反演圖 圖中星號代表漾濞MS6.4主震.Fig.7 The figures of 3D apparent density inversion at different depths The star denotes the Yangbi MS6.4 mainshock.

隨著反演深度的增加，漾濞震區殼內視密度異常分布特征呈現出趨勢性變化，15 km水平層的視密度信息切片圖表明了震區北側及南側騰沖地區低密度異常分布范圍擴大，這與我們反演獲得的漾濞MS6.4地震震區三維P波速度結構所揭示的低速異常展布相一致.總體呈NS向展布排列的相對高密度異常代表了攀西構造帶的地殼內部存在著高密度的堅硬巖體，這點同樣已得到高波速結構和高磁化強度等物性特征的支持(李大虎，2016).20 km深度處，漾濞震區北側整體上表現出低值異常分布特征，并形成了明顯的維西—喬后—洱源低密度中心帶，震區殼內塊體介質強度的橫向變化導致了震源區應力積累的不均一性，在構造應力作用下易于破裂，為此次MS6.4地震的發生提供了深部孕震條件.本文的三維P波速度結構和視密度反演結果均揭示了震區以北存在低速、低密度的異常分布，漾濞MS6.4地震震源體處于相對較為脆硬的上地殼范圍內.

5 討論

5.1 速度結構特征與地震序列分布

為了進一步揭示漾濞MS6.4地震震區速度結構特征與地震序列分布之間存在的關系，我們基于云南數字測震臺網記錄的震后3天的地震觀測數據，完成了2021年5月21日漾濞MS6.4地震序列的重定位工作，獲得了415個ML≥1.0余震的精確位置，并繪制了定位后的漾濞地震序列分布圖(圖8).從圖中可以看出該地震序列集中分布在主震的SE側，并沿著維西—喬后斷裂呈NW向條帶狀分布，長約20 km，主震震源深度為8.607 km，與龍鋒等(2021)獲得的主震重新定位結果基本一致.且序列震源深度優勢分布層位在5～15 km，地震事件主要發生在上地殼范圍內.再綜合地震矩張量反演和震源機制解等地震應急科技支撐結果(http:∥www.cea-igp.ac.cn/kydt/278248.html)，表明此次地震的斷層面走向為320°左右，傾向SW，維西—喬后—巍山斷裂北端自巴迪以北，向南東經維西、馬登、喬后至平坡，后分為兩支，東支經大麥地與紅河斷裂帶相接，西支延伸至巍山一帶，區內長220 km，總體走向NNW，SW傾為主，陡傾角.已有震源機制解研究結果表明，2017年3月27日漾濞MS5.1及MS4.8地震的發震構造為維西—喬后斷裂(潘睿等，2019)，古地震研究結果表明了維西—喬后斷裂自晚更新世以來發生過多次破裂至地表的強震事件(Chang et al.，2018)，尤其是近些年來，維西—喬后斷裂及周邊區域的斷層上接連發生過多次MS5.0以上的中強地震，如2013年洱源MS5.5、MS5.0地震(趙小艷和付虹，2014)和2016年云龍MS5.0地震(Jiang et al.，2019).漾濞MS6.4地震發生后的震后應急科考工作并未發現地震地表破裂帶，震區地震序列展布與殼內斷裂深部介質結構及構造背景關系如何，仍是一個值得研究的科學問題.

圖8 地震序列平面圖、剖面圖以及震區速度結構與序列分布關系 (a) 定位后震中分布圖; (b) A—A′剖面; (c) B—B′剖面; (d) C—C′剖面; (e)震區速度結構與序列分布關系.Fig.8 (a) Distributions of epicenter after precise relocation and the (b) A—A′, (c) B—B′, (d) C—C′ profile, and (e) the relationship between velocity structure and sequence distribution in earthquake region

綜合三維P波速度結構和地震序列展布研究結果可以看出，漾濞MS6.4地震序列的空間分布特征與震區上地殼介質速度結構存在密切關系.漾濞MS6.4地震震區及其周邊上地殼速度結構依然呈現出明顯的橫向不均勻分布特征，震區南、北兩側速度結構特征各異.其中，低速異常主要分布在震區北側，而高速異常則分布在震區以南.我們又截取了10 km深度處漾濞震源區局部速度結構圖，該圖顯示漾濞MS6.4地震發生在高、低速異常過渡帶附近(圖8e)，這種介質物性發生變化的邊界帶可能是中強地震孕育和發生的有利部位.漾濞地震序列總體上也位于高、低速異常過渡帶附近，因此，漾濞MS6.4地震震區殼內介質結構的非均勻分布是控制漾濞地震及其序列展布形態的深部構造因素.

5.2 漾濞震區的深部孕震背景

漾濞MS6.4地震震區位于青藏高原東南緣滇西三江構造帶，屬于喜馬拉雅造山帶的一部分(陳炳蔚等，1987)，國內外許多學者通過地質和不同地球物理方法研究該區地殼深部結構，并推測出了青藏高原東南緣滇西三江地區存在殼內物質流(Royden et al.,1997; Clark and Royden,2000; Beaumont et al., 2004; Unsworth et al.,2005; Schoenbohm et al.,2006).滇西地區的寧蒗、騰沖、龍陵、盈江和洱源等地接連發生多次5.0級以上地震，表明該地區確實是一個構造活動強烈、地震活動頻繁且變形復雜的區域，對該區地殼結構特征的研究可為地震構造環境評價和地震活動趨勢分析提供科學的深部資料.

漾濞MS6.4地震震區的三維P波速度結構顯示震區地殼物質存在顯著的橫向差異，且震區北側中甸構造帶區域在15～20 km深度范圍存在低速異常展布，維西—喬后斷裂是紅河斷裂NW向的延伸，再往北與金沙江大斷裂相接,共同構成川滇菱形塊體的南西邊界(湯沛和常祖峰，2013)，而中甸—龍蟠斷裂北起中甸以北，向南經小中甸、龍蟠、劍川，止于喬后.基于本文所獲得的速度結構結果，我們認為中地殼低速層的存在，為川西北次級塊體內部青藏高原弱物質向南運移的通道，低速物質在該處穿過維西—喬后斷裂并散布于斷裂下方地殼深度范圍內.我們的三維視密度反演結果還表明，漾濞MS6.4地震位于高低視密度異常的過渡帶附近，漾濞震區以北的維西—喬后斷裂和中甸構造帶表現出條帶狀圈閉的低值異常，也說明了該區中地殼物質相對較為軟弱.由于該區中上地殼存在三條低密度的擾動帶已成普遍認識，如對滇西地區的重力數據進行小波多尺度分解和反演獲得的地殼三維密度結構也揭示了這一點(楊文采等，2015)，MS6.0以上的強震常常位于密度較低的異常區或異常區域邊界，上地殼的破裂與具備低密度異常的中下地殼物質蠕動可能有關聯.由于造成地殼內部低密度異常的原因存在多種可能性，如溫度變化、壓力變化、巖性變化及流體物質增加等，溫度的變化或流體物質增加，不但會造成巖石密度的降低，而且也會刺激地殼內部物質產生蠕動，因此地殼內部存在的低密度異常可能與物質蠕動有一定的關聯性，下地殼的軟弱物質運移有可能會導致中強地震發生，中下地殼的密度擾動結果圖揭示物質流變蠕動上方對應地震活動區帶，據此推測6級以上地震震中都位于地殼低密度的中新生代活動帶，也可能與青藏高原下地殼管道流的位置相吻合(楊文采等，2015).由于大地電磁測深(MT)方法對深部介質電導率變化反映最靈敏、分辨力較高(徐常芳，1997)，目前已被廣泛應用于地震構造區的孕震背景、斷裂帶介質屬性的探測研究(趙國澤等，1998; Ogawa et al.,2001；Chen et al.，2002；Unsworth et al.,2004；詹艷等，2008，2013；Becken et al.,2011)，如果地殼低密度異常區反映中新生代地殼物質蠕動有關的區段，那么這里也應該是地殼低電阻率的異常區(楊文采等，2015).據已有的大地電磁測深結果表明，位于川西北次級塊體內部的中甸構造帶存在大范圍分布的低阻層(孫潔等，1989；李文軍等，2016)，這與本文所揭示的中甸地區展布的低速、低密度異常范圍基本一致.當來自于川西北次級塊體內部的低速、低密度物質向SW運移過程中，會影響到維西—喬后斷裂及其伴生構造的結構組成和屬性并降低其斷層本身強度，區域應力場的改變導致維西—喬后斷裂及其伴生構造應力出現集中、破裂，這可能是漾濞MS6.4地震孕育和發生的深部構造背景和動力學成因.

除此之外，考慮到漾濞震區北側洱源—下關等地的地表溫泉較發育、大地熱流值顯著偏高等地熱分布以及上地幔P波速度結構等研究結果(王云等，2018；趙慈平等，2014；李其林等，2019；Nie et al.， 2021)，我們又沿著維西—喬后斷裂(140°)和斜交維西—喬后斷裂(40°)分別繪制了兩條穿過漾濞主震的速度結構和視密度結構剖面圖(圖9)，NW-SE剖面顯示出漾濞MS6.4地震震區NW側存在地殼尺度的低速、低密度異常這一最顯著特征，漾濞主震位于高低速、高低視密度過渡帶附近；SW-NE剖面同樣揭示了漾濞MS6.4地震震區NE側存在地殼尺度的低速、低密度異常分布，且低值異常在15 km深度附近尤為明顯，據已有的云南思茅—中甸地震剖面的地殼結構結果表明，剖面右所—中甸地區存在的強反射同相軸是低速異常區底部的強反射，該低速異常區可能是深部上涌的巖漿囊(張智等，2006).上地幔局部熔融引起軟流圈上涌可使大量的幔源流體運移到中下地殼，同時伴隨有熱量的運輸，形成富含流體的中下地殼高溫異常區或高導低速層( Gold and Soter, 1984; Italiano et al., 2000).上地殼中活動斷裂和火山通道等構造的存在，為深部熱和流體向地表運移起通道作用，造成上地殼淺層地熱異常呈帶狀或區域性分布.趙慈平等(2014)認為這是地熱異常區內巖漿的存在導致上部地殼與下覆殼幔充分解耦，在區域應力場的作用下引起上部地殼應力集中，同時地熱流體活動使斷層更容易錯動而發生地震.王云等(2018)通過He同位素的時空變化特征研究青藏高原東南緣地熱與地震活動，認為由深部流體活動導致震源區熱狀態的改變是觸發大地震的關鍵因素.Nie等(2021)研究結果表明震區及周邊的上地幔Pn波速度較低，暗示著該區的巖石圈地幔相對較薄.雷興林等(2021)基于震源機制和應力場反演等資料認為地震活動的觸發作用及其深部的流體運移推進或驅動了北西向主要斷層的活動從而發生了主震，并提出尋找漾濞地震條帶地震活動背后直接和間接的流體作用或者斷層預滑的證據，將是深入研究的重點.我們的結果揭示了漾濞震區北側低速、低密度異常可能與殼內流體的存在有關，流體存在有助于減小斷裂強度和增強地震活動性.國內外強震區已有的研究成果也均表明了這一點(Sibson，1992；Hickman et al.，1995；Zhao et al.，2002)，如黃金莉和趙大鵬(2005)對首都圈地區強震發生的深部環境研究表明，多數大地震都發生在高速塊體的邊側，而在震源區的下方存在明顯的低速體分布，并認為這些低速異常與流體有關，下地殼中的流體容易引起中上地殼發震層的弱化和應力集中，使孕震斷層易于破裂，從而發生大震.Lei和Zhao (2009b)研究發現汶川主震震源區下方存在明顯的低波速異常體，且這種低波速異常體散布于龍門山斷裂帶整個地殼深度范圍內，暗示著流體作用于整個斷裂帶，并據此認為汶川地震的發生可能與沿龍門山斷裂帶上浸的下地殼流密切相關.

圖9 穿過漾濞震區的NW-SE剖面(140°)及SW-NE剖面(40°)Fig.9 The NW-SE profile (140°) and SW-NE profile (40°) that cross Yangbi earthquake region

綜上，我們的研究結果揭示了漾濞MS6.4地震震區北側洱源附近存在地殼尺度的低速、低密度異常這一最顯著特征，該結果與該部位地表溫泉較發育、大地熱流值顯著偏高等地熱分布高度一致，這些均暗示著漾濞地震機制除了與青藏高原東緣深部物質SE向逃逸有關外，可能還與來自上地幔的熱異常和深部過程密切相關.

6 結論

基于“中國地震科學臺陣探測(ChinArray)南北地震帶南段項目”(“喜馬拉雅”項目Ⅰ期)和四川、云南等區域數字測震臺網所記錄的波形數據，反演得到了2021年5月21日云南漾濞MS6.4地震震區及周邊三維P波速度結構，再結合殼內不同深度層的視密度橫向展布特征，綜合分析本次漾濞MS6.4地震震區地殼結構特征與地震活動關系、深部孕震環境等科學問題，具體結論如下：

(1)反演結果表明漾濞震區P波速度結構與視密度展布特征在深度和分區特征上均具有較好的聯系和可比性，震區三維速度結構和視密度反演結果均表現出明顯的橫向不均勻分布特征，震區南北兩側速度結構和視密度分布特征各異，綜合說明了漾濞震區地殼物質存在顯著的橫向差異.

(2)漾濞MS6.4地震序列集中分布在主震的SE側，并沿著NW-SE向呈條帶狀與維西—喬后斷裂近似平行展布，長約20 km，震源深度優勢分布層位在5～15 km，漾濞MS6.4地震及其序列處于高低速異常過渡帶附近，震區殼內介質結構的非均勻分布是控制漾濞地震及其序列展布形態的深部構造因素.

(3)研究結果還揭示了云南漾濞MS6.4地震震區北側洱源附近存在地殼尺度的低速、低密度異常這一最顯著特征，該結果與該部位地表溫泉較發育、大地熱流值顯著偏高等地熱分布高度一致，這些均暗示著漾濞地震機制除了與青藏高原東緣深部物質SE向逃逸有關外，可能還與來自上地幔的熱異常和深部過程密切相關.

致謝感謝日本東北大學趙大鵬教授提供的地震體波層析成像程序，感謝應急管理部國家自然災害防治研究院劉耀煒研究員和中國地震局地質研究所詹艷研究員對文章給予的指導和幫助，三位審稿專家對本文提出了非常寶貴的修改建議，作者在此表示最衷心的感謝.