青藏高原東南緣地殼速度結構及云南漾濞MS6.4地震深部孕震環境

高家乙，李永華，王志鑠，張揚，賈漯昭，李大虎

1 河南省地震局，鄭州 450016 2 中國地震局地球物理研究所，北京 100081 3 中國地震局震源物理重點實驗室，北京 100081 4 四川省地震局，成都 610041

0 引言

青藏高原東南緣(圖1)為西部高原與東部揚子地臺之間的構造過渡帶，殼幔結構橫向變化顯著，巖石圈變形強烈，并伴隨有強烈的地震活動(張培震等，2003；Wang et al.，2003).作為青藏高原內部物質向東南逃逸/地殼流動的通道(Tapponnier et al.，1982；Clark and Royden，2000)，青藏高原東南緣一直是地學研究的熱點地區.近年來許多學者在此開展了大量深部結構探測工作，取得了一系列重要成果(Wang et al.，2003，2009；Yao et al.，2008；吳建平等，2009，2013；李永華等，2009；Xu and Song，2010；胥頤等，2013； Li et al.，2014a，b；Bao et al.，2015；徐濤等，2015).

地震面波和體波層析成像(王椿鏞等，2002；Yao et al.，2008；Yang et al., 2012；Li et al.，2014b；Xin et al.，2019)揭示了青藏東南緣地殼內部存在明顯的低速異常帶和強地震波衰減，這種地殼軟弱層也被看作是地殼流(Clark and Royden，2000)存在的重要證據.Bai等(2010)的大地電磁探測研究顯示，青藏高原東南緣存在兩條低阻異常帶，據此推斷兩個中下地殼弱物質流以塑性變形為主，上地殼則以塊體走滑變形為主.需要注意的是，該低阻層分布并不在地殼內部，而是在上地幔頂部.最新接收函數和面波聯合反演(Bao et al.，2015；Li et al.，2016；鄭晨等，2016；Yang et al.，2020)以及體波和面波走時聯合反演(Liu et al.，2021)結果證實了研究區存在兩條中下地殼低速異常帶，但關于該殼內低速層的分布并不完全相同.如Li等(2016)結果顯示殼內低速帶在川滇塊體北部為一個整體，西支向西南穿過紅河斷裂并向南、東南延伸，東支沿小江斷裂向南延伸，兩者最終在云南南部交匯；鄭晨等(2016)認為東西兩條低速體向南延伸至24°N左右，未穿過紅河斷裂;Liu等(2021)成像結果顯示兩條低速異常帶位于20～30 km之間的中下地殼，東支沿小江斷裂及其東側區域向南延伸并最終穿過紅河斷裂.

國際公認的峨眉山大火成巖省(Emeishan Large Igneous Province，以下簡稱ELIP)形成于約260 Ma前(徐義剛和鐘孫霖，2001；Shellnutt et al.，2008)，內帶范圍北以麗江斷裂為界，西南以紅河斷裂為界，東以小江斷裂為界(圖1).目前關于峨眉山大火成巖省的成因也存在爭議，如，基于重力異常反演得到的Moho 深度在攀西地區明顯變淺(鐘鍇等，2005).然而，地震學、重力等研究(徐濤等，2015；石磊等，2015；Bao et al.，2015)卻顯示攀西裂谷帶的Moho面不存在明顯隆起現象，且中下地殼表現為明顯的高速、高密度異常，將其解釋為地幔柱活動引起的巖漿底侵所致.

2021年5月21日云南大理州漾濞縣發生MS6.4地震，地震活動表現為典型的前震-主震-余震型地震序列(雷興林等，2021).震源機制研究表明主震為NW走向的右旋走滑型地震(王月等，2021).地震定位結果(龍峰等，2021；王月等，2021；Yang et al.，2021)顯示，漾濞MS6.4地震序列發生在麗江斷裂與紅河斷裂交匯拐角的西南側(圖1)，震源深度介于4～10 km之間，從NW到SE逐漸加深.NW—SE向的余震序列和已知的維西—喬后斷裂相距3～10 km，地表基本沒有發現明顯的破裂，初步推測本次漾濞地震序列發震構造是一條之前未被發現的、與維西—喬后斷裂近乎平行的構造.基于機器學習構建的高分辨地震目錄進一步顯示，主斷層自北西端朝著南東向呈放射狀分布，并發育有多條貫穿主斷層的共軛斷層，表明本次地震序列具有復雜的破裂過程(蘇金波等，2021；Zhou et al.，2021).與歷史中強地震主要沿構造邊界展布不同的是，震源區歷史上未發生過6級以上地震，對漾濞地震發生的深部孕震環境進行研究將有助于認識該強震發震過程和孕震機理(Jia et al.，2021；Zhang et al.，2021).

圖1 研究區構造綱要圖綠色實心圓為公元624年以來MS≥6地震.紅色五角星為2021年5月21日漾濞MS6.4地震. CXBB：川西北次級塊體；DZB：滇中次級塊體；SCB：四川盆地；YZB：揚子塊體；ICB：印支塊體；F1：怒江斷裂(NJF)；F2：金沙江斷裂(JSJF)；F3：安寧河斷裂(ANHF)；F4：麗江斷裂(LJF)；F5：則木河斷裂(ZMHF)；F6：昭通斷裂(ZTF)；F7：瀾滄江斷裂(LCJF)；F8：紅河斷裂(RRF)；F9：普渡河斷裂(PDHF)；F10：小江斷裂(XJF)；F11：無量山斷裂(WLSF).Fig.1 Structure outline map in study areaThe green solid circles are the MS≥6 earthquakes since 624 AD. The red star is the Yangbi MS6.4 earthquake occurred on May 21, 2021. CXBB: Chuanxibei sub-block; DZB: Dianzhong sub-block; SCB: Sichuan basin; YZB: Yangtze block; ICB: Indo-China block; F1: Nujiang fault (NJF); F2: Jinshajiang fault (JSJF); F3: Anninghe fault (ANHF); F4: Lijiang fault (LJF); F5: Zemuhe fault (ZMHF); F6: Zhaotong fault (ZTF); F7: Lancangjiang fault (LCJF); F8: Red river fault (RRF); F9: Puduhe fault (PDHF); F10: Xiaojiang fault (XJF); F11: Wuliangshan fault (WLSF).

本文收集、拾取了研究區固定和流動地震臺站記錄的近震P波走時觀測數據，采用體波走時層析成像方法(Haslinger et al.，1999；Haslinger and Kissling，2001)反演地殼精細三維速度結構，其較高的橫向分辨率能夠更好地約束殼內速度異常體的形態和分布范圍.同以往在研究區使用固定臺站數據源開展的體波層析成像研究(王椿鏞等，2002；劉偉等，2019)相比，本文所用臺陣數據更加密集，為揭示相關區域深部構造環境特征、探討高原物質運移及其與地震活動之間的關系提供更多地震學證據.

1 數據和方法

1.1 數據

本文所用地震走時數據包括兩部分：一是“中國地震科學探測臺陣”項目在南北地震帶南段布設的367套流動地震臺記錄到的2011年6月—2013年5月的地震波形數據，采用手動方法拾取了P波到時；二是中國地震臺網中心提供的109個固定臺站記錄的同時間段震相觀測報告.

地震事件選取規則為震級≥3.0且至少被10個臺站記錄到，最終確定1140個分布較為均勻的地震事件(圖2a)用于反演計算.圖3為原始走時數據和挑選出的26890個初至P波(Pg/Pn)走時數據的時距曲線，刪除了明顯偏離的錯誤數據.研究區內震中距大于200 km左右時，Pn波將作為初至波出現，而Pn震相的大量使用增加了下地殼至上地幔頂部射線覆蓋.射線路徑分布(圖4)顯示對研究區有很好的覆蓋.

1.2 方法

本文采用區域尺度地震走時層析成像SIMULPS14程序開展體波走時反演(Haslinger et al.，1999；Haslinger and Kissling，2001)，它是基于Thurber(1983)反演方法基礎上改進的阻尼最小二乘迭代反演方法.在迭代計算過程中，考慮了速度不均勻引起的射線彎曲問題，采用Um和Thurber(1987)提出的近似射線追蹤方法——偽彎曲法(pseudo-bending method)計算射線路徑和速度擾動.采用三維節點模型(Thurber，1983)劃分網格來近似描述地球內部結構，其優點在于它是“局部”解，即某一節點的參數擾動僅影響該節點附近的速度結構.反演過程中可以根據走時殘差和震中距設置不同的權重來控制數據誤差的引入，并通過阻尼因子來平衡模型擾動和數據變化.

圖2 (a)本文所用數據. 紅色圓點為地震分布，藍色五角星為人工爆破震源炮點位置.(b)臺站分布圖. 紅色三角為流動地震臺，藍色三角為固定地震臺Fig.2 (a) Data used in this article. The red dots denote the distribution of earthquakes, blue stars denote explosion sources. (b) Distribution of stations. Red triangles represent location of the temporary seismic array, blue triangles represent fixed seismic stations

圖3 P波走時時距曲線Fig.3 The diagram of P travel time and epicentral distance

圖4 P波射線路徑分布圖Fig.4 Distribution of P-wave ray paths

1.3 模型構建與參數選取

地震走時成像反演對初始模型有很強依賴，與實際模型相差較大時反演結果甚至不收斂(Zhao et al.，1992，1994).考慮到研究區地殼結構強烈的橫向不均勻性，且面波成像具有良好的縱向分辨率以及接收函數反演在確定界面深度方面的獨特優勢，本文選取研究區面波和接收函數聯合反演的地殼三維S波速度模型(鄭晨等，2016)，通過經驗關系(Brocher，2005)轉換為三維P波速度并作為反演的初始模型(圖5).接收函數與面波頻散聯合反演可以彌補各自缺點進而獲得更可靠的S波速度結構(Li et al.，2008；Bao et al.，2015)，這些先驗信息作為約束可減小反演的不確定性(Xin et al.，2019)，在此基礎上的P波走時反演有助于提高模型的橫向分辨率.水平方向設置網格大小為0.5°×0.5°，垂直方向網格節點位于0、5、10、15、20、25、30、40、50、60、70 km處.

反演過程中用阻尼因子對地震位置和慢度的變化量進行約束，采用L曲線法對不同阻尼因子進行測試，建立模型方差與數據方差均衡曲線(圖6)，選取數據方差明顯降低且模型方差變化較小時對應的參數作為最優值以保證反演結果的穩定性，最終確定阻尼因子為100.人工拾取震相走時的殘差大小往往與震中距正相關，設置距離權重系數為450 km和800 km，即計算最小走時射線路徑時震中距450 km以內的走時數據權重為1，450～800 km范圍內的走時數據的權重線性地由1降低到0.為進一步約束反演所用數據質量，把殘差為1～2 s之間的走時數據的權重從1線性地降低到0.

經過5次迭代反演后走時殘差基本保持穩定，反演結束.最終P波走時均方根誤差(RMS)由0.98下降到0.46，超過87%的走時殘差在1 s以內(圖7).

1.4 分辨率測試

分辨率測試的目的是為了檢驗所采用的地震走時數據能夠分辨多大尺度的速度異常體，反映了地震層析成像的精度.本文采用棋盤格分辨率測試方法(Spakman et al.，1993)來檢驗速度結構反演的可靠性和空間分辨能力，即在初始模型中添加正負相間的擾動作為理論棋盤模型并計算理論走時，再利用初始模型和理論走時反演模型參數，反演結果中能較好的恢復理論棋盤模型的區域是可信的.本文在初始模型中加入±5%相間的速度擾動作為理論棋盤模型以正演理論走時，并加上±1 s的隨機噪聲來模擬真實的地震數據.圖8為反演得到不同深度棋盤格測試結果，在5～70 km深度上大部分區域能夠得到較好的恢復，反演結果能達到0.5°×0.5°的分辨率.

圖5 初始三維P波速度模型Fig.5 Initial 3D P-wave velocity model

圖6 L曲線法選擇阻尼因子Fig.6 The damping parameter selected by L-curve

圖7 反演前(灰色)和反演后(紅色)P波走時殘差分布Fig.7 Histogram of P travel-time residuals before (gray) and after (red) inversion

2 結果

P波速度分布如圖9所示，研究區地殼和上地幔結構具有明顯的橫向不均勻性.5～10 km上地殼速度結構與沉積構造明顯相關，四川盆地表現為低速異常，Yong等(2003)認為四川盆地沉積層厚度可達10 km.在5 km深度上(圖9a)，景谷、思茅、保山、楚雄附近也表現為明顯的低速異常特征，與Huang等(2012)近震體波走時層析成像結果一致，對應盆地內較厚的中新生代沉積(胥頤等，2013；李永華等，2014；潘佳鐵等，2015)；10 km深度上(圖9b)，研究區內主要斷裂控制了上地殼高、低速異常分布，如瀾滄江斷裂、紅河斷裂、麗江斷裂等兩側速度結構有明顯差異.由于川西北次級塊體內被廣泛分布的三疊紀復理石沉積所覆蓋，石棉以西至理塘—稻城之間的低速異常主要和該區巨厚的沉積層有關(Yin and Harrison，2000；潘佳鐵等，2015；劉偉等，2019).以攀枝花為中心的滇中次級塊體內整體表現為高速，范圍同峨眉山大火成巖省內帶范圍一致，但與滇西北的高速體并不相連.騰沖地區在10 km深度表現為低速，該低速異常的深度范圍不超過20 km，可能指示了騰沖火山區殼內巖漿房的存在(李永華等，2014；Li et al.，2014b；李雪壘等，2014).

20～30 km速度圖像較上地殼有明顯的“分塊”特征，川西北次級塊體整體表現為低速，沿安寧河斷裂、則木河斷裂與小江斷裂中地殼低速體相連.四川盆地20 km以深均呈現出相對高速，反映了四川盆地為穩定的構造塊體.以攀枝花為中心的峨眉山大火成巖省內帶范圍整體為高速特征.川西北次級塊體、小江斷裂帶在20～30 km深度整體為低速特征，而小江斷裂帶更低的波速異常則與深部熱作用相關(吳建平等，2013).

40～50 km速度圖像反映了研究區地殼厚度變化，總體趨勢是由西北向南向東逐漸減薄(李永華等，2009，2014；Li et al.，2014a).研究區西南保山地塊、思茅地塊以及東南揚子地塊在40 km深度已達上地幔頂部而整體表現為高速；西北部川西北次級塊體及川西高原地區仍表現為顯著的低速異常，異常范圍隨深度增加逐漸向西北方向縮小，說明該區域下方地殼厚度普遍超過50 km(李永華等，2009，2014).60～70 km深度圖像顯示了上地幔頂部速度變化特征，紅河斷裂以西地區較低的速度分布與印緬板塊向東俯沖引起的地幔上涌有關，東部的揚子塊體則相對高速.

對比初始模型，反演結果具有更高的分辨率，對于更小尺度的高、低速異常體的形態和分布范圍能夠更好的刻畫.5 km深度反演結果較初始模型反映出更為顯著的橫向非均勻性.初始模型在10 km深度顯示峨眉山火成巖省內帶殼內高速異常為一個整體并同研究區西北部高速體相連，而反演結果則顯示高速體并非統一整體而是具有“分塊”特征；四川盆地、景谷—思茅盆地為低速，小江斷裂以東的揚子地塊高、低速相間分布，未表現出明顯的高速異常.20 km深度的反演圖像顯示集中在普渡河斷裂和小江斷裂下方的低速異常尤為顯著.與淺部相比，40 km以深的速度模型與初始模型總體特征相似，說明面波和接收函數聯合反演得到的初始模型對下地殼至上地幔頂部速度結構能夠較好地約束；滇中次級塊體兩側及印支塊體內高速體形態和位置的差異則反映了體波走時尤其是Pn波走時數據對深部結構有一定程度的優化.

圖8 不同深度棋盤格分辨率測試結果Fig.8 The checkboard resolution test at different depths

圖9 不同深度P波速度剖面黑色虛線示意峨眉山大火成巖省內帶和中帶范圍；紅點為2021年5月21日云南漾濞MS6.4地震序列重定位結果(Yang et al., 2021).Fig.9 P wave velocity profiles at different depthsThe black dash lines outline the boundaries between the inner and intermediate zones of Emeishan Large Igneous Province; The red dots show the relocation result of the MS6.4 earthquake sequence that occurred on May 21, 2021 in Yangbi, Yunnan (Yang et al., 2021).

3 模型驗證

從兩方面進一步驗證本文三維P波速度模型的可靠性：一是基于本文三維模型正演體波走時，并同研究區內已有的人工源爆破觀測走時數據對比；二是基于本研究的三維模型合成瑞利面波相速度頻散同實際觀測頻散對比.

3.1 人工源爆破走時比較

由于人工源爆破的激發時間、位置都是已知的，與人工震源爆破記錄走時進行比較可以檢驗模型的可靠性.研究中收集中國地震局地球物理勘探中心于2013年1月1日—1月20日在滇西地區激發的5個人工源爆破震源記錄(震源位置見圖2a)(潘素珍等，2015)，人工拾取177個初至P波走時.采用最終VP模型正演的P波走時同人工源爆破P波觀測走時對比(圖10)，兩者走時曲線具有很好的一致性，走時殘差在±2 s以內的數據占94.9%，±1.5 s以內的數據占81.4%，±1 s以內的數據占58.2%，平均誤差0.28 s，說明我們的反演模型在震中距300 km范圍內能夠較為準確地計算P波走時.

圖10 反演模型正演走時和人工源爆破觀測走時對比Fig.10 Comparison between observed travel-times from explosion sources and predicted travel-times by the inverted model

3.2 面波觀測頻散對比

基于本研究得到的VP模型，提取出每個網格節點下方的1D速度模型，通過經驗關系式(Brocher，2005)轉換得到相應S波速度和密度；采用CPS(Computer Programs in Seismology)程序包(Herrmann，2013)正演得到每個網格節點處瑞利波相速度頻散，并同實際觀測頻散對比(潘佳鐵等，2015)，均方根誤差值(RMS)小于0.05 km·s-1的節點占比40.7%，超過95%的RMS值小于0.10 km·s-1.

圖11展示了12 s和30 s周期的速度圖像，預測值與觀測值總體速度異常分布相似，但異常幅度及對高低速異常分布范圍的刻畫仍存在明顯差異；兩者殘差較小，介于±140 m·s-1，殘差高值主要分布在川西北次級塊體以及小江斷裂帶北段等速度橫向差異尤為顯著的區域.圖12為A—I 9個節點處合成頻散與觀測頻散曲線對比，整體來看正演得到的瑞利波相速度頻散能夠較好地擬合實際觀測頻散，研究區東南邊緣RMS值較大的主因是該區域臺站和射線均較少.

4 討論與結論

4.1 峨眉山大火成巖省高速特征

圖9中10～20 km深度剖面上，紅河斷裂、麗江斷裂、則木河斷裂和小江斷裂圍限區域內存在明顯的高速異常，這與峨眉山玄武巖內帶分布范圍一致(徐義剛和鐘孫霖，2001；He et al.，2003；Munteanu et al.，2013).吳建平等(2009)的地震體波走時層析成像結果也顯示了這一殼內高速異常的存在，但其所揭示的高速異常以攀枝花附近為中心并延伸至中下地殼，且比本文得到的空間分布范圍要小很多；而Huang等(2012)P波成像結果并沒有這一顯著高速特征.

從圖13B和圖13E縱向切片看，峨眉山火成巖省內帶下方高速體大致以紅河斷裂、麗江斷裂、小江斷裂為界，深度上一直延伸至下地殼，巖石實驗和人工地震探測對地殼巖石地震波速度的研究表明鎂鐵質和超鎂鐵質巖石具有較高的波速(Christensen and Mooney，1995)，推測高速體為二疊紀時期地幔柱活動殘留在地殼內部的基性和超基性幔源物質(Xu et al.，2004；吳建平等，2013；徐濤等，2015；鄭晨等，2016).王慶良等(2008)水準觀測獲得的地殼垂直運動速度場發現，麗江斷裂以北地區長期形變表現為強烈的隆升，而以南地區則相對運動較緩，認為是青藏高原物質向南擠出過程中受到基性、超基性侵入巖體的阻擋，北部次級塊體由于相對較低的介質強度從而不斷抬升.同時我們也注意到，火成巖省內帶殼內高速體并非統一的整體，而是具有分塊特征，對應莫霍面不同程度的局部隆起(圖13E)，認為均是古地幔柱的活動遺跡.

4.2 殼內低速體

前人地震研究揭示，青藏高原東南緣殼內廣泛分布有低速層(Huang et al.，2002；王椿鏞等，2002；Wang et al.，2003；吳建平等，2009；李永華等，2009；胥頤等，2013；Liu et al.，2021)，但關于是否存在地殼流及地殼流的范圍仍存在爭議.如Yao等(2008)背景噪聲成像結果認為殼內低速層分布十分復雜且被斷裂和構造邊界限制在一定范圍內，不存在大規模的流動；而大地電磁(Bai et al.，2010)、體波層析成像(韋偉等，2010)、面波和接收函數聯合反演(Bao et al.，2015；鄭晨等，2016；Li et al.，2016；Yang et al.，2020)結果則認可東、西兩條地殼通道流的存在，只是形態和位置分布不完全一致.如Bai等(2010)認為東側的高導通道主要沿鮮水河斷裂和小江斷裂，經過松潘—甘孜塊體向南穿過滇中次級塊體；鄭晨等(2016)研究結果顯示東西兩條低速體相互獨立、并不相連，向南延伸至24°N左右，未穿過紅河斷裂；Li等(2016)成像結果顯示低速帶在川滇塊體北部為一個整體，西支向西南穿過紅河斷裂并向南、東南延伸，東支沿小江斷裂向南延伸，兩者最終在云南南部交匯.

圖11 理論與實測面波相速度頻散比較：上、下圖分別為12 s和30 s周期的頻散分布圖，左、中、右分別為理論、實測相速度頻散(潘佳鐵等，2015)及二者之差；右下圖中A—I為圖12中9個節點位置Fig.11 Comparison of predicted (left column) and observed (middle column) Rayleigh-wave phase velocity (Pan et al., 2015) for 12 s and 30 s periods. The differences between predicted and observed one for the corresponding periods are shown in the right column. Letters A—I in the lower right show the nine selected grids indicated in Fig.12

圖12 典型位置瑞利波相速度合成頻散(紅線)與觀測頻散(黑線)(潘佳鐵等，2015)對比：左上角為網格點經緯度坐標和RMS值；A—I節點位置見圖11Fig.12 Comparison of observed (black lines) and predicted (red lines) (Pan et al.，2015) phase velocity dispersions for different locations indicated in Fig.11. The corresponding geographic coordinate and RMS value are shown on the left-top corner of each subplot

圖13 P波速度垂直剖面圖剖面位置見圖9a，白色實線為地殼厚度(Li et al.，2014a)，紅色五角星和黑點為漾濞MS6.4地震序列重定位結果(Yang et al., 2021).Fig.13 Vertical profiles of P-wave velocity modelThe locations of vertical profiles are shown in Fig.9a. The white lines indicate the thickness of crust (Li et al.，2014a). The red star and black dots represent relocation result of the Yangbi MS6.4 earthquake sequence (Yang et al., 2021).

圖14 漾濞MS6.4地震震源區5 km和10 km深度速度結構與震中分布圖紅色五角星和白點為漾濞MS6.4主震及序列重定位結果(Yang et al.，2021)；黑色虛線指示峨眉山大火成巖省(ELIP)內帶范圍西南邊界；斷裂分布同圖1一致.Fig.14 The P-wave velocity structure and epicenter distribution at the depth of 5 km and 10 kmThe red star and white dots represent relocations of the Yangbi MS6.4 main shock and earthquake sequence (Yang et al.，2021)；The black dash line outlines the southwest boundaries of the inner zone of ELIP. The fault distribution is the same as Fig.1.

本文結果顯示研究區中下地殼存在兩條低速帶(圖13中L1和L2).在川西北次級塊體為一個整體，西側以金沙江斷裂—紅河斷裂為邊界，東南以麗江斷裂為界(圖13A).圖13B顯示在峨眉山大火成巖省內帶下方高速體兩側存在兩個顯著的低速異常，推測高原物質向南運移過程中受到基性、超基性巖體阻擋后分為東西兩支(圖13B中L1和L2).西支通道流L1在麗江斷裂西南端受紅河斷裂帶所圍限，在約20 km深度沿紅河斷裂帶向上地殼運移并逐漸穿過紅河斷裂帶(圖13D)，繼續向南運移過程中受瀾滄江斷裂限制停滯在約25°N，這也是大理地區在10 km深度顯示為低速異常的原因；東支低速帶L2則沿安寧河斷裂、則木河斷裂、小江斷裂向南延伸，最終停滯在滇中次級塊體南端(圖13C、圖13F).值得注意的是，小江斷裂帶附近中下地殼低速異常尤為顯著，我們推測這是殼內弱物質塑性流動和斷裂下方熱流活動共同作用引起的效應.

4.3 漾濞震區深部結構特征與孕震環境

2021年5月21日21時48分在云南大理州漾濞縣(25.67°N，99.87°E)發生MS6.4地震，震源深度8 km.Yang等(2021)采用雙差地震定位方法計算得到2021年5月18日至5月28日漾濞MS6.4地震序列中2144個地震的精確震源位置，地震主要集中在14 km以淺的上地殼(圖15)，平均深度7.4 km，5～10 km占比84.9%，主震震源深度5.6 km.從圖14可以看出地震序列主體沿NW—SE向展布，主發震斷裂近乎平行于東北側的維西—喬后斷裂(相距約3～10 km)；主震位于序列NW端，震源機制解(段夢喬等，2021)顯示漾濞MS6.4地震受高傾角右旋走滑兼具少量正斷分量的構造運動控制，走向136°的節面與主發震斷裂走向一致，震源區整體受NNW向水平擠壓、NEE向水平拉張的構造應力場控制(Tian et al.，2019；段夢喬等，2021).

圖15 漾濞MS6.4地震序列震源深度統計圖(Yang et al.，2021)Fig.15 Static map of source depth of Yangbi MS6.4 earthquake sequence (Yang et al.，2021)

圖14顯示漾濞MS6.4地震序列空間分布特征同震源區上地殼速度結構密切相關，漾濞MS6.4地震序列周圍介質速度結構差異顯著，整體處于高、低速異常轉換帶上：5 km深度上序列東、西兩側楚雄盆地、保山盆地為低速，紅河斷裂帶速度整體較高；10 km深度上序列北側麗江地區高速異常為殼內基性、超基性火山侵入巖體，序列以南至瀾滄江斷裂區域由5 km深度高速特征轉變為顯著低速異常.圖13D縱剖面顯示漾濞地震震源區的速度結構極為復雜，上地殼速度結構南低北高，而中地殼速度結構北低南高，漾濞地震序列處于高低速轉換帶且下方約20 km存在低速通道.震區及周邊介質速度結構在橫向和縱向的非均勻分布特征及斷裂和構造方向可能是控制漾濞地震序列展布形態的深部構造因素，而驅動構造活動的動力源或邊界條件則需結合研究區動力學背景來考慮.

在印度板塊向北擠壓的動力背景下，川滇塊體整體SE向運動(張培震等，2003)，導致紅河斷裂及其分支斷裂右旋走滑錯動，漾濞MS6.4地震震源機制亦表現出相同特征.中下地殼通道流在川西北次級塊體內為統一的整體(圖13中L1+L2)，向南運移過程中受到峨眉山大火成巖省殼內基性、超基性侵入巖體阻擋后分為東西兩支，其中西支通道流L1在麗江斷裂西南端受紅河斷裂帶所圍限，在約20 km深度沿紅河斷裂帶向上地殼運移并逐漸穿過紅河斷裂帶(圖13D)，值得注意的是，漾濞MS6.4地震序列定位深度(圖15)全部位于該低速通道上部，震源區主壓應力方位與通道流L1運移方向相近，這也使得漾濞震源區殼內物質橫向和縱向上非均勻性顯著，應力在上地殼進一步集中，構造塊體向SE運動和地殼流共同驅動斷裂活動，導致了漾濞地震發生.漾濞地震震源機制存在少量拉張分量，可能是地殼流向上地殼轉移為震源區提供了拉張動力源.

4.4 結論

本文利用“中國地震科學探測臺陣——南北地震帶南段”項目流動地震臺和中國數字地震臺網固定臺記錄的近震資料，采用近震體波走時層析成像方法反演得到青藏高原東南緣地殼三維P波速度結構，討論了峨眉山大火山巖省的深部性質、地殼中下部通道流的分布規律、2021年5月21日云南漾濞MS6.4地震的深部構造背景和發震機制.

(1)峨眉山大火成巖省內帶范圍地殼中普遍存在高速體，推測為二疊紀時期地幔柱活動殘留在地殼內部的基性和超基性幔源物質，高速體并非統一的整體，而是具有分塊特征，對應莫霍面不同程度的局部隆起，認為均是古地幔柱的活動遺跡.

(2)研究區中下地殼低速帶分布指示了高原物質向南運移的通道，地殼通道流在川西北次級塊體為一個整體，向南運移時受到峨眉山火成巖省殼內基性、超基性巖體阻擋后分為東西兩支，西支在麗江斷裂西南端受紅河斷裂帶所圍限，在約20 km深度沿紅河斷裂帶向上地殼運移并逐漸穿過紅河斷裂帶，受瀾滄江斷裂限制停滯在約25°N；東支則沿安寧河斷裂、則木河斷裂、小江斷裂向南延伸，最終停滯在滇中次級塊體南端.小江斷裂帶附近中下地殼顯著的低速異常可能是殼內弱物質塑性流動和斷裂下方熱流活動共同作用引起的效應.

(3)漾濞MS6.4地震序列主體沿NW—SE向展布，周圍介質速度結構差異顯著，整體處于高、低速異常轉換帶上；漾濞MS6.4地震序列全部位于西支通道流向上地殼轉移的低速通道上部，地殼結構的非均勻性使得應力在上地殼進一步集中，構造塊體向SE運動和地殼流共同驅動斷裂活動導致了漾濞地震發生；地殼流向上地殼轉移的過程也為震源區提供了拉張動力源.

致謝中國地震局地球物理研究所“中國地震科學探測臺陣數據中心”提供了地震波形數據，中國地震臺網中心提供了震相數據，中國地震局地球物理研究所楊婷提供了漾濞地震序列重定位結果，審稿專家提出詳細、寶貴的修改意見和建議，在此一并表示感謝.