青藏高原東南緣深部多參數屬性變化與中強震孕育響應關系

劉冠男， 柳存喜， 王志

1 地球探測與信息技術教育部重點實驗室(成都理工大學)， 成都理工大學地球物理學院， 成都 610059 2 數學地質四川省重點實驗室(成都理工大學)， 成都 610059 3 雅礱江流域水電開發有限公司， 成都 610051 4 中國科學院南海海洋研究所， 邊緣海與大洋地質重點實驗室， 廣州 510301 5 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州)， 廣州 511458

0 引言

前人的大量研究表明，在過去一個世紀里發生在中國的大地震，超過80%的7.5級以上的大地震和超過70%的6.0級以上地震都位于青藏高原(Wang et al., 2010a, 2021；孫成民, 2010; Hu and Wang, 2018).這些大地震的一部分發生在深部高波速異常區，而有些卻發生在低速度區，還有部分地震發生在高低速度變化的過渡區域 (如，Lei and Zhao, 2009; 呂子強和雷建設，2016；Wei and Zhao，2016；胡亞平等，2017; Wang et al., 2021).那么，青藏高原的大地震的空間分布特征與深部多參數結構屬性變化之間存在怎樣的關聯？是什么因素控制了地震沿著不同的地震波速度或其他參數變化的區域分布？厘清這些科學問題對于該區域的中長期防災減災和大型工程建設都具有非常重要的指導意義.

青藏高原東南緣是強震事件發生最為頻繁的地區之一.在過去的50 Ma內，印度板塊和歐亞板塊之間持續性的碰撞和匯聚造就了青藏高原的隆升(Yin and Harrison, 2000).在板塊不斷強烈碰撞和擠壓下，青藏高原的主體碎裂為多個塊體(Tapponnier et al., 1982).其中，松潘—甘孜塊體被向東擠出并受到四川盆地的阻擋，一部分可塑性高原物質堆積在碰撞區域內，另一部分則轉而向南逃逸(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000).該過程導致松潘—甘孜塊體與其南北側相鄰的祁連—大別塊體和川滇塊體之間產生了顯著的運動速度差異(Meade, 2007)，進而在青藏高原東南緣產生了大規模的左旋運動，形成了由龍門山斷裂帶、鮮水河—安寧河斷裂帶組成的大型“Y”字型斷裂帶系統(圖1).最近50年內，該斷裂帶系統及其鄰近區域發生過多次大地震，如1970年發生在哀牢山—紅河斷裂上的7.1級通海地震、1973年發生在鮮水河—安寧河斷裂帶上的7.4級康定地震、1976年發生在龍門山斷裂帶附近虎牙斷裂上的7.2級松潘—平武地震，以及發生在龍門山斷裂帶上的2008年8.0級汶川地震和2013年7.0級蘆山地震.特別是隨著近10年的時間內兩次大地震帶來的構造“活化”特征，更加引發對該構造域的深部結構、淺層變形機制和強震響應關系的廣泛關注(徐錫偉等，2003；Lei and Zhao, 2009; Pei et al., 2010, 2019; Wang et al., 2010b，2015，2021；Wang et al.，2021).這種淺層強烈形變和地震誘發響應與深部結構及流體侵入之間存在怎樣的關聯仍不十分清楚.

圖1 研究區域的板塊構造示意圖以及近50年來(1970年至2020年)強震事件(M 5+)分布黑色粗實線表示主要的構造邊界，細實線代表活動斷層(鄧啟東等，2002；鄧啟東，2007)，箭頭符號代表主要塊體的運動方向.黑色實心圓點、藍色圓和紅色五角星分別代表不同震級范圍的強震事件，具體的震級在右下角的圖例中給出.SG，松潘—甘孜塊體； QL，祁連—大別縫合帶； CD，川滇塊體； SCB，四川盆地； HM，喜馬拉雅塊體； LS，拉薩塊體； QT，羌塘塊體； QDB，柴達木盆地； OB，鄂爾多斯盆地； TRB，塔里木盆地.Fig.1 Schematic illustration of tectonics and distribution of large earthquakes (M 5+) occurred in the past 50 years (1970—2020) in the study regionArrows show the directions of main tectonic blocks′ motion. Black thick and thin lines indicate the main tectonic boundaries and active faults, respectively (Deng et al., 2002; Deng, 2007). Black solid dots, blue circles and red stars indicate large earthquakes with different magnitudes. The magnitudes of the earthquakes are shown in the right bottom corner of the figure. SG, Songpan-Garze Block; QL, Qilian-Dabie Suture Zone; CD, Chuandian Block; SCB, Sichuan Basin; HM, Himalaya Terrain; LS, Lhasa Terrain; QT, Qiangtang Terrain; QDB, Qaidam Basin; OB, Ordos Basin; TRB, Tarim Basin.

地球內部受大量深部流變物質侵入的影響作用，導致巖石的構造屬性發生復雜的變化，從而在地球的某些特定區域形成構造屬性參數的高梯度值的邊緣帶，在層析成像領域被稱為“層析成像邊界帶”(Tomographic Edge Zone，簡稱TEZ)(Wang and Kao，2019).前人的研究發現，近一個世紀以來，中國臺灣地區70%以上的強震(M≥6.0)都發生在TEZ上，其中包括最近20年內發生的三起最具破壞性的大地震：1999年7.6級集集地震、2016年6.5級美濃地震，以及2018年6.4級花蓮地震(Wang and Kao，2019).事實上，在中國臺灣地區近百年內總共發生了9次極具破壞性的地震，其中7次發生在TEZ(Wang and Kao，2019).此外，還有其他構造域的一些著名強震事件同樣發生在TEZ，例如：2010年智利莫爾8.8級地震(Hicks et al., 2014)、1934年8.2級和2015年7.3級尼泊爾地震(Wei and Zhao, 2016)、2016年日本鳥取中部6.6級地震(Zhao et al., 2018)，以及2010年新西蘭達菲爾德7.1級地震(Ellis et al., 2017).那么，在青藏高原東南緣的地震孕育與深部構造屬性空間變化之間是否也存在類似的分布規律呢？這是本次研究重點要討論的科學問題.

為了認識青藏高原東南緣的強震發震規律，探究地震的孕震構造與成因，許多科學家從地震學角度利用層析成像方法進行了長期而深入的研究.基于不同尺度、資料和方法的層析成像研究發現，“Y”字型斷裂帶系統的中-下地殼范圍內的塑性形變及流變特征十分明顯(Huang et al., 2002, 2009; Wang et al., 2003, 2009，2010b，2011a，b，2012，2014b，2015，2021; 黃忠賢等，2013；吳建平等，2013；江為為等，2014；Lei and Zhao, 2016；胡亞平等，2017；王志等，2017; Hu and Wang, 2018；Pei et al., 2019; 劉冠男和王志，2020).其中，Pei等(2019)通過4D成像技術揭示了汶川和蘆山地震發生前后，龍門山斷裂帶地震波速度快速恢復，并推測這一現象可能與該區域的深部結構的強烈各向異性和塑性形變有關.Wang等(2021)通過多參數聯合反演和動力學模擬，結合地球化學和地熱分布特征等綜合研究，揭示了2008年汶川地震及其破裂過程與深部流體侵入的制約機制.在青藏高原東緣，前人的地震層析成像和大地電磁測深研究同時揭示了在深部存在物質流變的特征(Nelson et al., 1996; Huang et al., 2009; Bai et al., 2010; Rippe and Unsworth, 2010; Zhao et al., 2012; Wang et al., 2012, 2014a, 2015)，來自深部的流變物質可能被擠入到青藏高原東南緣孕震層的巖石裂縫或斷層中，對該區域內強震的觸發有著顯著的影響(Zhao et al., 2012; Zhang et al., 2015; Wang et al., 2016, 2021).相比之下，罕有涉及關于青藏高原東南緣深部構造屬性變化與強震觸發之間響應關系的研究.

為進一步認識青藏高原東南緣地震孕育及分布規律與深部構造屬性變化的響應機制，探究該區域的強震分布與TEZ構造帶之間相關性，以及該構造域地震孕育與深部物質流變的響應關系，我們對大量高質量的P波和S波到時數據對進行了層析成像反演，獲得了青藏高原東南緣(98°E—108°E，22°N—35°N)地殼范圍內的高分辨率三維速度(VP、VS)和泊松比模型.基于獲得的三維多參數模型，我們還計算了以上這些模型的空間梯度場.在此基礎上，結合研究區域內近50年來發生的5.0以上中強震事件，探討了強震觸發與TEZ結構之間的響應關系.研究結果對更進一步認識青藏高原東南緣深部構造、強震孕育機制及其發震規律具有重要參考意義.

1 數據和方法

為了得到高分辨率成像結果，我們整合了多個臺網記錄的地震數據，主要的數據來源包括：(1)中國地震臺網(CSN)2009年1月1日至2020年9月30日期間震級大于等于2.0(M2+)地震事件的震相報告；(2)中國地震局地球物理研究所(IGCEA)記錄的數據；(3)四川省和云南省地震局的固定和臨時臺網記錄的地震資料，包括了2008年汶川地震(MS8.0)以及2013年蘆山地震(MS7.0)的背景地震和余震事件，其中，從臨時臺網記錄的地震波形數據中拾取了大量的走時數據.為保證地震數據質量，我們對這些數據進行了嚴格的篩選：第一步，對數據進行初步的挑選，剔除可能存在的無效數據或重復數據；第二步，分別對每種震相的到時數據擬合出震中距-走時曲線，并且根據走時曲線進一步篩選數據；第三步，在第二步的基礎上嚴格控制P波與S波震相之間的對應，挑選出至少包含6組同時記錄到P-波-S波震相的走時數據對的地震事件作為最終的反演數據.最終，從27,889個地震事件中挑選出294,777對P波和S波走時對數據參與了反演.如圖2所示，這些數據被來自416個地震臺站記錄，這些臺站在青藏高原東南緣具有較密集的空間分布.在上述三個步驟中，最后一個步驟具有重要的意義.一方面，P波與S波震相之間的嚴格對應，不僅能夠說明這些到時數據所對應的波形是相對比較清晰的，其拾取過程中帶來的誤差較小.另一方面，通過VP和VS模型直接計算VP/VS(或泊松比)會產生比VP和VS的獨立反演模型更大的誤差(Thurber, 1993; Chevrot and van der Hilst, 2000; Zhang et al., 2009)，尤其是P波和S波數據集之間具有較大差異的情況下.因此，為了能夠在最大程度上降低直接計算泊松比參數所產生的誤差，保證P波-S波震相數據的嚴格一一對應是非常必要的.此外，為了保障和提高中、下地殼以及下地殼-地幔上邊界附近的成像分辨率，數據集中除了包含有發生在淺層和近距離的Pg、Sg震相外，還包括了震源深度和震中距較大的震相數據(P、S、Pn、Sn).在上述過程中，需要說明的是，本研究是分別對P波和S波到時數據進行單獨反演，筆者在利用P波和S波走時數據和雙差定位方法(Waldhauser and Ellsworth, 2000)對震源位置進行了重新定位的同時單獨反演了P波速度結構，然后再利用S波走時數據和重新定位的震源參數反演了S波速度結構.

圖2 本研究中使用的臺站和地震事件分布圖黑色實線表示主要的構造邊界,黑色三角形符號表示中國地震臺網的固定臺站，深灰色方形符號表示四川省地震局、云南省地震局和中國地震局地球物理研究所(IGCEA)布置的固定和臨時臺站.白色圓形符號表示不同震級地震事件的震源位置，具體震級如右下角的圖例所示.Fig.2 Distributions of seismic stations and earthquakes used in this studyBlack solid lines indicate the main tectonic boundaries; black triangles represent permanent stations of Chinese Seismological Network (CSN) and darkgray squares indicate both permanent and temporary stations deployed by the Earthquake Bureaus of Sichuan and Yunnan provinces and the Institute of Geophysics of the China Earthquake Administration (IGCEA). White circles denote the earthquakes with different magnitudes shown in the right bottom corner of the figure.

合理的參數化是保證層析成像的反演結果可靠性的重要環節之一.我們不僅采用了嚴格數據篩選條件，同時還在模型參數化方面進行嚴格的控制.在網格設置方面，根據前人的研究(Wang et al., 2009, 2010b, 2011a, 2012, 2014b, 2015；胡亞平等，2017；王志等，2017; Hu and Wang, 2018；劉冠男和王志，2020)以及研究區域內臺站和事件的分布特點，我們對網格模型進行了如下設定：(1)在臺站和地震比較集中的區域，水平網格間距設置為0.25°，而在臺站稀少的區域為0.5°；(2)最深的反演深度為60 km，在30 km以上的深度，垂直網格間距為5 km，而在30 km以下的深度，其網格間距為10 km.在初始速度模型的選擇上，通過插值的方式從“USTClitho1.0”(Xin et al., 2019)中提取的三維初始速度模型(表1)，根據研究區域Moho面橫向變化劇烈的特點，從CRUST1.0模型(Laske et al., 2013)中提取出含起伏的三維Conard面和Moho面模型作為速度間斷面模型，在反演中考慮了Conard面和Moho面起伏對反演結果的影響.基于上述參數化模型和數據集，我們使用了Zhao等(1992，1996)的走時層析成像的反演方法對研究區域內的P波和S波速度結構進行了反演，并根據反演結果計算了泊松比.

表1 反演前后各深度上的平均速度和泊松比比較Table 1 The comparison between the mean velocity and Poisson′s ratio before and after inversion at each depth

2 地殼結構與強震成因

2.1 反演圖像的質量

為了評估成像結果的可靠性，我們反演之前進行了棋盤分辨率測試(Checkboard Resolution Tests，簡稱CRTs)(Humphreys and Clayton, 1988)，主要步驟包括：(1)在初始的參數化模型的網格點中加入±3%交替出現的速度異常值擾動；(2)正演計算出合成理論走時數據(即利用將要反演的數據以及加入擾動的參數化模型計算含擾動的走時數據)；(3)反演成像(即采用與最終反演相同的參數化模型和反演參數設置，對含擾動的走時數據進行反演).圖3給出P波(圖3a)和S波(圖3b)的CRTs結果，可以看出，研究區域內速度異常值擾動的恢復情況比較理想，CRT結果表明P波和S波具良好的一致性，這主要是由于本研究采用了相同的P波和S波走時數據.在前文關于數據和方法的討論中，我們詳細地介紹了本研究所采用的嚴格的數據篩選條件.其中，P波與S波震相的嚴格一一對應不僅是為了保證挑選走時數據質量的可靠性，而且也是為了保證計算出的泊松比模型具有較高的可靠性.這是因為成對出現的P波和S波震相走時對地震波形的質量要求比較高，暗示著對應的地震波形可能具有較為高的信噪比；同時反演P波和S波走時數據對保證了反演獲得的P波和S波速度模型具有較好的一致性，從而保證了計算出的泊松比圖像的可靠性，這一特征從P波和S波的CRT結果的高度一致性得到了很好的驗證.綜合考慮以上各方面因素，我們認為本研究選擇的參數模型是合理的，反演獲得的多參數模型較為可信，這為認識青藏高原東南緣地殼及上地幔三維結構屬性變化特征提供了保障.

圖3 棋盤分辨率測試(CRTs)結果(a) P波反演結果； (b) S波反演結果.黑色實線表示主要的構造邊界.Fig.3 The results of Checkboard Resolution Tests(a) Resolutions of P-wave and (b) that of S-wave. Black solid lines indicate the main tectonic boundaries.

(圖3續)

2.2 青藏高原東南緣地殼結構

圖4展示了反演獲得的P波和S波速度模型(圖4a和圖4b)以及計算出的三維泊松比模型的水平切片.可以看出，在青藏高原東南緣上地殼范圍內(5～15 km的深度范圍)，松潘—甘孜塊體和川滇塊體表現為高速、低泊松比異常.與之相反，四川前陸盆地表現出了大范圍的低速、高泊松比異常.這個觀測結果與前人的研究(如，雷建設等，2009，2018；胥頤等，2009； Wang et al., 2009，2011a，2014b，2015， 2021; 王志等，2017; 李志偉等，2011；鄧文澤等，2014)具有高度的一致性.來自青藏高原的下地殼流變物質富含鐵鎂成分，并且受到持續的擠壓.同時，大量下地殼及幔源物質擠入到上地殼中(Lei and Zhao, 2009)并增強了地殼巖石的力學強度.以上兩方面因素形成了松潘—甘孜塊體東邊界附近以及川滇塊體淺部變得堅硬，進而表現出高速、低泊松比異常.其中，以攀枝花(101.8°E，26.05°N)為核心的川滇塊體高速、低泊松比異常帶的形成，對高原物質向南逃逸的過程形成了阻礙，導致其北部地形的快速上升(Wang et al., 2011a; 吳建平，2013).四川前陸盆地所表現出的低速、高泊松比異常對應該區域內三疊紀到晚白堊紀的沉積物.沉積物具有較高的孔隙度，在前陸盆地的南部，其沉積物厚度超過了10 km.

圖4 三維地震波速度和泊松比模型的水平切片(a) 三維P波速度模型； (b) 三維S波速度模型； (c) 三維泊松比模型.黑色實線代表主要的構造邊界.實心圓點、空心圓形符號和白色五角星符號分別代表不同震級范圍的強震事件， 具體震級標注在圖1中. SG，松潘—甘孜塊體； QL，祁連—大別縫合帶； CD，川滇塊體； SCB，四川盆地.Fig.4 Plain views of 3-D seismic velocity and Poisson′s ratio models(a) P-wave velocity model; (b) S-wave velocity model; (c) Poisson′s ratio model. Black solid lines indicate the main tectonic boundaries. Solid circles, hollow circles and white stars show the large earthquakes with different magnitudes which are shown in Fig.1. SG, Songpan-Garze Block; QL, Qilian-Dabie Suture Zone; CD, Chuandian Block; SCB, Sichuan Basin.

(圖4續)

(圖4續)

隨著深度的增加(深度≥20 km)，松潘—甘孜塊體和川滇塊體淺部的高速、低泊松比異常，逐漸轉變為大范圍的低速、高泊松比異常特征，并且后者與大地電磁結果(Nelson et al., 1996; Bai et al., 2010; Rippe and Unsworth, 2010; Zhao et al., 2012)中的高電導率特征相一致.這個結果在很大程度上支持了下地殼管道流模型假說(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000).與之相反，在四川前陸盆地以及研究區域的最南部，出現了大范圍的低速、高泊松比異常，并隨著深度增加逐漸轉變為高速、低泊松比異常.雖然兩個區域的變化現象非常相似，但所代表的構造屬性及其形成過程卻是不同的.在四川前陸盆地下方，三疊紀到晚白堊紀沉積物組成的沉積層下方存在前寒武紀的結晶基底.遠震成像結果(如，Lei and Zhao, 2016; Hu and Wang, 2018)表明，上揚子板塊下方存在大范圍的、古老而堅硬的克拉通構造，對應高速和低泊松比異常特征.相比之下，哀牢山紅河斷裂西側成像特征在深度上的變化很可能與印度板塊深俯沖至地幔轉換帶、然后在地幔轉換帶內長距離行走形成“大地幔楔”結構中的板塊脫水和地幔角流引起的熱物質上涌有關(Li et al., 2008; 雷建設等，2009；Lei and Zhao, 2016；Lei et al., 2019).

2.3 青藏高原東南緣大地震成因

1970年1月5日發生的7.8級通海地震發生在低速、高泊松比異常帶邊緣(圖5中L6和L7).1974年云南昭通7.1級地震震源區表現出顯著的低速、高泊松比異常，該異常從Moho面以下一直延伸至震源區(圖5中L5).上述兩起M7+地震事件的發生很可能與深部流體的作用之間有著密切的關系.1976年云南保山地區龍陵縣先后發生了7.3級和7.4級地震.與之前兩起M7+地震事件不同的是，龍陵地震震源位于高速、低泊松比異常帶內部(圖5中L7)，可以解釋為脆性塊體的破裂.1988年11月6日云南瀾滄7.4級地震及其7.2級的余震發生在介于Conard面和Moho面之間的低速、高泊松比異常帶內部(圖5中L6).我們推測，由于震源下方深處(Moho面以下)存在大范圍的高速異常，可能對應印度板塊穿過緬甸弧下方的向東深俯沖，而瀾滄地震震源區的低速異常所代表的流變物質特征很有可能與板塊脫水有關.這些現象說明，來自上地幔的深部流變物質上涌并且侵入地殼中的脆性巖石的裂縫或斷層中，在印度板塊強烈地東向深俯沖形成的“大地幔楔”構造背景(Lei and Zhao, 2016; 雷建設等，2009；Lei et al., 2019)下，造就了青藏高原東南緣的南段的大地震孕育及空間分布.因此，青藏高原東緣地震的發生不僅與地殼結構相關，還可能與地幔結構相關(Lei et al., 2014a; 雷建設等，2018).

在青藏高原東南緣的北段，1973年7.9級爐霍地震發生在鮮水河斷裂帶上.該地震的震源位于大范圍的高速、低泊松比異常帶上(圖5中L1、L3和L4).與龍陵地震的孕震構造類似，這種構造同樣可以解釋為巖石的脆性形變.2008年汶川8.0級地震是自1976年唐山大地震之后發生在我國最具破壞力的、人員傷亡和經濟損失最為嚴重的一次地震.汶川地震發生以后，松潘—甘孜塊體及其周邊開始變得“活躍”起來，如2008年汶川8.0級地震后，隨后就發生2013年7.0級蘆山地震和2018年九寨溝7.0級地震.從本研究獲得多參數模型中可以看出，汶川地震的震源位于明顯的高-低速度邊界帶和高泊松比異常體內部.該特征可能暗示了兩個不同的塊體相互碰撞帶，該碰撞帶內有大量的流變物質匯集(Wang et al., 2021).這主要是由于以高速和低泊松比異常為主要特征的松潘甘孜塊體與低速和高泊松比的四川前陸盆地發生劇烈碰撞及其引起的逆沖過程所導致的.雖然地表GPS數據顯示松潘—甘孜塊體的運動速率很小(Meade, 2007；Wang et al., 2011b)，但地殼的強烈形變、長期的應力積累以及流變物質的作用仍然促成了此次災害性地震的發生.此外，我們還看到一個特別現象：多數沿龍門山斷裂帶分布的M5+地震似乎發生在高-低速度邊緣帶，或者(以及)高-低泊松比邊緣帶上.這個現象說明，參數變化的邊緣帶可能是其余震序列的主要分布區域，或者(以及)是該斷裂上主要的孕震構造特征.

汶川地震的同震破裂長達～300 km，其主要向北發展.然而5年后，同樣發生在龍門山斷裂帶南段的2013年7.0級蘆山地震卻位于汶川地震主震的南側，兩者之間存在明顯的地震空區.關于地震空區的形成原因、過程及其潛在的孕震能力一直存在爭議.雖然前人通過多種方法證明該地震空區是一個應力難以積累的區域(Wang et al., 2009, 2015；Lei et al., 2014b; 梁春濤等, 2018)，但我們仍然不能排除汶川地震的同震影響.與以往研究一致(如，Wang et al., 2015，2017，2021；胡亞平等, 2017)，本研究顯示蘆山地震震源區是高速、低泊松比異常帶.蘆山地震發生之后5年，2018年7.0級九寨溝地震發生在龍門山斷裂帶西北部的虎牙斷裂上.虎牙斷裂是一個非常活躍的斷裂.除2018年九寨溝地震外，1976年7.2級松潘—平武地震及其震級為7.2的余震同樣發生在虎牙斷裂上.雖然這兩起M7+地震事件都發生在同一條斷裂上，但它們的孕震構造特征截然不同.成像結果顯示(圖5中L2)，九寨溝地震震源位于明顯的高速、低泊松比異常帶上，而松潘—平武兩次M7+地震震源位于低速、高泊松比異常帶內部.后者的孕震構造特征與發生在1995年日本神戶的里氏7.3級地震非常相似，暗示著震源區以及周圍存在大范圍的流變侵入(Zhao et al., 1996).我們注意到，研究區內許多M7+地震事件發生在高速、低泊松比異常帶上.高速異常所展示巖石一般比較堅硬，觸發破裂所需的能量更大,例如2015年尼泊爾MW7.8地震(如，呂子強與雷建設, 2016；Wei and Zhao, 2016).綜上所述，我們認為青藏高原東南緣仍是地震危險性較高的區域.

圖5 插圖所示測線的地震波速度和泊松比垂直剖面其中，虛線表示Conard面和Moho面深度(Laske et al., 2013)，剖面上方的灰色部分表示對應的地形.實心圓點、空心圓形符號以及白色五角星符號分別代表不同震級范圍的強震事件，具體震級標注在圖1中.TH，1970年通海地震(MS7.8)； LH，1973年爐霍地震(MS7.9)； ZT，1974年昭通地震(MS7.1)； LL，1976年龍陵地震(MS7.3、MS7.4)； SP，1976年松潘—平武地震(MS7.2、MS7.2)； LC，1988年瀾滄地震(MS7.4、MS7.2)； WC，2008年汶川地震(MS8.0)； LS，2013年蘆山地震(MS7.0)； JZG，2017年九寨溝地震(MS7.0).Fig.5 Profiles of seismic velocity and Poisson′s ratio along the lines shown in the insert mapBlack dash lines represent the depth of Conard and Moho interpolated from the Crust1.0 model (Laske et al., 2013). The gray area on the top of each profile is the surface topography. Solid and hollow circles, and white stars stand for earthquakes with different magnitudes that are shown in Fig.1. TH, 1970 Tonghai earthquake (MS7.8); LH, 1973 Luhuo earthquake (MS7.9); ZT, 1974 Zhaotong earthquake (MS7.1); LL, 1976 Longling earthquake (MS7.3, MS7.4); SP, 1976 Songpan-Pingwu earthquake (MS7.2、MS7.2); LC, 1988 Lancang earthquake (MS7.4、MS7.2); WC, 2008 Wenchuan earthquake (MS8.0); LS, 2013 Lushan earthquake (MS7.0); JZG, 2017 Jiuzhaigou earthquake (MS7.0).

3 深部結構屬性變化與強震孕震構造特征

3.1 TEZ和強震分布特征

層析成像邊界帶TEZ，它是指在層析成像模型中參數值急劇變化即變化梯度值最大的特征帶(Wang and Kao, 2019).在反演圖像中，最常見的TEZ特征就是速度、泊松比或其他參數的高-低變化之間的過渡帶.我們推測TEZ不僅僅出現在俯沖帶構造域，如中國臺灣和日本東北地區，而且也可能在其他構造域，如青藏高原等.該過渡帶的形成可能與許多復雜的構造演化過程有關，如板塊構造和流體等，它很可能是一種具有較高危險性的強震孕震構造.

如圖6所示，深部流變物質的侵入，包括下地殼流體(如部分熔融)和(或)上地幔熱物質的上涌，是形成TEZ特征的重要因素.由于流體侵入到板塊的碰撞帶，形成流體應力和巖石強度不同的兩種構造屬性的板塊邊界.以兩種構造屬性區別較大的地質體所組成的斷層模型為例，假設大量流變物質在斷層具有較高滲透性的一側持續侵入，流變物質的增加將大幅度地降低介質中地震波(尤其是橫波)的傳播速度，導致泊松比和孔隙流體壓力升高.該演變過程將在深部構造模型中產生橫向劇烈變化和提高孔隙流體壓力梯度.在該構造帶，在高孔隙流體壓力的作用下，流變物質開始向斷裂帶的剛性較強的一側遷移，由于斷裂帶的剛性一側是由低孔隙度(滲透率)巖石所組成的，因其流變物質成分稀少且通常表現為高速、低泊松比異常.這樣一來，發生遷移的流變物質很可能會在斷裂帶的邊界處積累，進一步提高應力水平，減小了巖石的靜摩擦系數，同時降低了剛性塊體邊緣的巖石骨架的機械強度.上述過程很可能會在較大程度上提高強震觸發概率.該過程的結果是：一方面，侵入的深部流體發揮了“潤滑”的作用，主要增加孔隙壓力、降低了斷層面有效正應力，從而減小了斷裂帶中斷層面的摩擦力(Lei and Zhao, 2009)并使其更容易發生滑動；另一方面，侵入的深部流變物質發揮了“腐蝕”的作用，將剛性巖石邊緣的力學強度大幅度削弱，使其更容易發生脆性形變.前人大量的地震學、大地電磁、地球化學和動力學模擬等研究表明，在青藏高原地殼內部的高溫、高壓環境下，中下地殼(30～60 km)的巖石確實發生了部分熔融(如, Zhao et al., 2012; Wang et al., 2016, 2021).與此同時，地殼劇烈形變和頻繁發生的強震活動所產生的大量活動斷層，為中下地殼流變物質的運移以及上地幔熱物質的上涌提供了理想的通道.這種TEZ結構通常由高速、低泊松比或者低速、高泊松比兩種構造屬性差異較大的地質體組成，在該構造帶表現為低幅度的參數擾動和顯著的梯度差異.然而，TEZ結構不僅僅局限于這種組成，如果在相近構造屬性帶的流變物質含量差異較大的區域同樣可以表現出TEZ特征，而這種TEZ結構通常兼具較高幅度的參數擾動和較高的梯度值.因此，不同參數梯度值的大小可以作為判斷和識別TEZ結構的參考依據之一.

圖6 TEZ的概念圖紅色區域表示低速、高泊松比異常帶，藍色區域表示高速、低泊松比異常帶，它們之間被虛線劃出的區域是過渡帶.灰色箭頭表示深部流變物質(部分熔融或流體)的運移.Fig.6 The conceptual graph of TEZThe red area represents a low-V and high-σ zone, while the blue one stands for a high-V and low-σ zone. The area between the red and the blue areas lined out by two dash lines indicates the transition zone. Gray arrows show the migration of deep rheological materials (e.g., partial melting and fluids).

上述過程在青藏高原東南緣具有非常理想的發生條件.首先，地殼深部含有大量流變物質，包括下地殼的部分熔融和以巖漿為主要成分的地幔熱物質上涌.其次，青藏高原東南緣劇烈的地殼運動使地殼巖石發生了強烈形變，產生了大量的活動斷層，巖石破裂的深度隨著強震不斷發生而不斷地向深部擴展，為深部流變物質的上涌提供了可能通道.最后，研究區域內構造屬性的差異比較明顯，特別是碰撞板塊邊界的兩側，甚至是某一條具體斷裂帶或斷層的兩側.從本研究獲得三維多參數模型和梯度參數可以看出，上述特征與反演和計算結果所展示出的構造屬性變化特征一致性較高.

3.2 強震孕震構造的普遍特征

基于反演所獲得的三維VP，VS和S波多參數模型，我們分析了最近50年內(1970—2020)發生在青藏高原東南緣的M5+地震的分布特征與深部構造屬性變化的響應關系.研究過程中涉及的大地震(5+)目錄來自中國地震臺網(CSN)和美國地質調查局(USGS).其中，2009年1月以及之后的事件目錄是由全國范圍內1,000余個地震臺站記錄，而2009年1月之前的數據是由包含88個臺站的國家臺網所記錄，2020年10—12月的事件目錄來自CSN速報目錄.然而，不同來源的事件目錄之間存在較大的差異，主要體現在震源位置和震級描述方面.為了保證所揭示的規律具有普遍性，我們從USGS收集了發生在相同時間區間內事件目錄.CSN的臺站分布在研究區域內比較密集，主要采用的震級類型是里氏震級.USGS事件目錄主要采用的震級類型是矩震級，但臺站的分布在研究區域內比較稀少.經過比較和篩選，最終獲得324起同時出現在CSN和USGS事件目錄中的M5+地震事件.如果根據來源不同的強震目錄進行的討論分析，能夠得到相同或相似的結果，那么該結果的可靠性和普適性將會得到很好的保證.

為保證結果的可靠性，我們采用了二維Sobel-Feldman算子(Sobel and Feldman, 1968)計算震源處的梯度.Sobel-Feldman算子考慮了目標點周圍包括沿對角線方向在內的8個點并根據距離加權計算梯度，其結果的精確性明顯高于中心差分法和近鄰梯度因子法，對模型中的噪聲具有一定的抗性.在確定TEZ的過程中，我們采用了如下規則：對P波和S波速度結構而言，根據反演的速度模型將TEZ結構的條件定義為“梯度值≥3.0%(速度擾動)/0.5°(變化間距)”，而非TEZ區域定義為“梯度值<3.0%/0.5°”；對于泊松比而言，由于其變化的幅度比速度更加明顯，相應的篩選條件被放大至2倍.在此基礎上，如果地震發生在速度梯度值≥3.0%/0.5°(對于泊松比而言是“梯度值≥6.0%/0.5°”)的區域，則被認為發生在TEZ上.反之，該地震事件就被認為不發生在TEZ.圖7展示了各深度上參數的水平梯度場.如圖所示，高梯度值集中在主要的構造邊界上，即龍門山斷裂帶與鮮水河—安寧河組成的“Y”字型斷裂系統.圖8展示了最終的統計結果.其中，以速度為例，HVZ和LVZ分別表示梯度變化小的穩定高速和穩定的低速塊體，分別對應圖6中右側和左側的高速和低速塊體，而泊松比參數模型中的HVZ和LVZ剛好與速度模型相反.速度異常的HVZ以及泊松比異常的LVZ可能與穩定的堅硬或脆性塊體對應，通常具有較低的巖石孔隙及流體或流變物質的含量.相反，速度的LVZ和泊松比的HVZ展現出的是較為明顯的流變物質特征，可能對應于下地殼部分熔融的巖石或者來自地幔的熱物質.從圖8中可以看出，USGS給出的事件目錄對TEZ的敏感性比CSN更高，但兩者體現出的規律大致是一致的，展示出了具有普遍性的孕震構造特征規律.盡管我們對泊松比的TEZ識別條件提出了更高的要求，但結果顯示TEZ構造觸發M5+地震事件占有絕對的優勢比例.對于P波速度而言，TEZ孕震構造特征所占的比例為63.4%～64.2%.對于泊松比而言，TEZ孕震構造特征所占的比例為77.5%～78.4%.相比之下，P波速度和泊松比的HVZ和LVZ孕震構造特征所占的比例分別為8.4%～20.1%和11.7%～16.7%.盡管S波速度的TEZ孕震構造特征比例相比于P波速度和泊松比有較為明顯的下降(45.7%～46.7%)，但其優勢地位并未發生變化.相應地，其HVZ孕震構造特征比例明顯升高(36.4%～36.7%)，LVZ孕震構造特征比例無明顯變化(17.3%～17.6%).根據上述現象我們推測：首先，P波速度與泊松比的孕震構造特征分布說明了青藏高原東南緣構造屬性的變化對地震的觸發有著顯著的控制作用.泊松比是對流變特征較為敏感的參數，震源處顯著的高泊松比梯度異常表明，青藏高原構造屬性邊緣帶傾向于流變物質的梯度帶，暗示流變物質的運移對該區域內構造演化以及強震孕育有著重要的影響.另一方面，S波速度統計結果中TEZ比例的下降以及HVZ上升進一步表明，雖然深部流變物質的運移對研究區域內強震孕育的影響較為明顯，但高速、低泊松比異常帶所代表的脆性塊體具有較為顯著的強震孕育能力.由于此類巖石通常比較堅硬，其發生破裂所需的應力較大，孕育的地震通常具有較大的震級.發生在2008年的汶川地震(MS8.0)和2013年的蘆山地震(MS7.0)就是最典型的例子.綜上所述，在青藏高原東南緣，強震的觸發的主要控制因素可能是塊體間的動力學過程與相互作用，而流體的作用更像是加速強震事件的催化劑.

圖7 三維地震波速度和泊松比擾動的水平梯度(a) P波速度擾動； (b) S波速度擾動； (c) 泊松比擾動.白色箭頭和圖下方色標中給出的顏色分別代表多參數梯度的方向和數值.黑色實線代表主要的構造邊界.大小不同的圓形符號和白色五角星符號分別代表不同震級范圍的強震事件，具體震級標注在圖1中.SG，松潘—甘孜塊體； QL，祁連—大別縫合帶； CD，川滇塊體； SCB，四川盆地.Fig.7 Horizontal gradients of 3-D seismic velocity and Poisson′s ratio perturbations(a) P-wave velocity perturbations; (b) S-wave velocity perturbations; (c) Poisson′s ratio perturbations. White arrows and various colors given by the color bar at the bottom of each sub-figure respectively represent the directions and values of multi-parameter gradients. Black solid lines indicate the main tectonic boundaries. White circles with different sizes and stars show the large earthquakes with different magnitudes which are shown in Fig.1. SG, Songpan-Garze Block; QL, Qilian-Dabie Suture Zone; CD, Chuandian Block; SCB, Sichuan Basin.

(圖7續)

(圖7續)

圖8 青藏高原東南緣強震事件(M 5+)分布與構造參數屬性變化之間的關系圖圖中(a—c)分別表示M 5+地震震中位置的縱波、橫波和泊松比以及它們的梯度值，每一參數的上排為參數擾動值，而下排為對應參數的梯度值.左側欄為M 5+地震發生在TEZ、HVZ以及LVZ的比例，其中深灰色柱子表示以USGS地震目錄統計的結果，而白色為基于CSN地震目錄統計的結果.中間欄表示M 5+地震(CSN)的震源所對應的不同參數的擾動值和梯度值分布，而右側欄則為USGS統計的結果.黑色虛線表示用于識別多參數TEZ結構的閾值.Fig.8 Relationships between the distributions of M 5+ earthquakes and the property variations of multi-parameters in SE Tibetan plateau(a—c) indicate the parameter variations of P-wave, S-wave and Poisson′s ratio and their corresponding gradients in the hypocenters of the M 5+ earthquakes. For each parameter, perturbations are shown in the top row and gradient value are given in the bottom row. Left column shows the percentage of M 5+ earthquakes that are counted to have occurred in TEZ, HVZ and LVZ respectively. White and darkgray bars indicate the statistic results calculated from the CSN and USGS earthquake catalogues, respectively. The middle column shows the parameter variations in the M 5+ hypocenters and the right column is calculated from USGS catalogue. Black dashed lines show the threshold values used to identify the TEZ from the gradient values of different parameters.

4 結論

本研究首先對大量高質量的縱、橫波震相走時對進行反演，獲得了青藏高原東南緣地殼的三維多參數結構.在此基礎上，結合多參數梯度場分步以及CSN和USGS提供的近50年的歷史性大地震(M5+)目錄，分析了研究區域大地震分布與深部多參數構造屬性變化之間的響應關系.結果表明，青藏高原東南緣呈現出明顯的橫向不均性，中下地殼中含有大量的低速、高泊松比異常，反映了該區域的深部構造中存在發生了塑性形變的物質，該屬性變化對強震的觸發可能發揮了重要作用.研究發現，63.4%～64.2%的地震事件發生在P波速度的TEZ上，77.5%～78.4%的地震事件發生在泊松比的TEZ上.相比之下，P波速度和泊松比的HVZ和LVZ孕震構造特征所占的比例分別為8.4%～20.1%和11.7%～16.7%.雖然S波速度的TEZ孕震構造特征比例仍占有優勢，但相比于P波速度和泊松比有明顯的下降(45.7%～46.7%).相應地，其HVZ孕震構造特征比例明顯升高(36.4%～36.7%)，LVZ孕震構造特征比例無明顯變化(17.3%～17.6%).可見，在青藏高原東南緣，強震的觸發的主要控制因素是板塊之間的相互作用，高速、低泊松比異常帶內部可能醞釀著震級較大的地震事件.考慮到本研究用于判定TEZ的條件是比較保守的、嚴格的，或許以TEZ為孕震構造特征的強震事件在實際中所占的比例更高.綜上所述，本研究認為青藏高原東南緣絕大多數強震事件與TEZ之間的顯著響應關系并不是一個偶然，可能是深部構造屬性變化與地震孕育存在的一種普遍現象.

致謝研究使用的震相數據是由國家地震科學數據中心提供的(https:∥data.earthquake.cn/index.html)，使用的事件目錄來自中國地震臺網(CSN)以及美國地質調查局(USGS).感謝日本東北大學趙大鵬教授為本研究提供了層析成像反演方法，感謝GMT(Generic Mapping Tools Graphics)團隊為本研究提供了繪圖軟件.