小江斷裂帶北段上地殼三維速度結構研究及魯甸MS6.5地震構造分析

鄧菲， 吳慶舉， 許力生

中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

小江斷裂帶是我國西南地區重要的活動斷裂帶，是川滇菱形塊體的東北和東邊界，其與則木河、安寧河、鮮水河斷裂一起構成了從青藏高原內部延伸到東南緣的重要構造帶(闞榮舉等，1977；Wang and Burchfiel，2000；何宏林等，2008；張培震，2008).自1500年以來，小江斷裂帶發生過10余次6級以上的地震(Shen et al.，2003)，其北段被認為是潛在的強震危險區(錢曉東和秦嘉政，2008；魏文薪等，2012；馬起楊等，2016)，該段發生過30余次5級以上地震，其中強度最大的一次地震為1733年發生在東川的M73/4地震.在該區開展地殼結構研究，將為確定地震孕育背景及其危險性提供重要背景資料.

小江斷裂帶北段位于峨眉山大火成巖省內帶和中帶邊界附近，其東側出露大規模玄武巖，構造極具復雜，峨眉山大火成巖省的研究向來是研究區內重要的地質問題.地質學研究通常通過淺地表響應(何斌等，2006)、地震學探測多數利用區域尺度的殼幔結構研究來確定大火成巖省的地幔柱作用和巖漿活動的動力學過程(Xu et al., 2004；Chen et al.，2015；郭希等，2017)，而地殼結構尤其中上地殼的研究較少，而本文得到的小江斷裂帶北段上地殼的結構將揭示地殼淺層對大火山成巖省的響應特征，同時這些特征能深化對小江斷裂帶形成機制的認識.

前人采用人工地震測深(熊紹柏等，1993；Wang，2009；徐濤等，2015)、地震體波走時成像(Wang et al.，2003；吳建平等，2013；Huang et al.，2012；李大虎等，2019；Hua et al.，2018；鄧山泉等，2021)、噪聲與面波成像(Yao et al.，2008；王瓊和高原，2014；Yang et al.，2020)、接收函數和面波聯合成像(Liu et al.，2014；李永華等，2014)等方法，在川滇地區開展過地殼結構方面的探測與研究工作，相關結果為認識小江斷裂帶及其孕震環境提供了重要的深部資料，但目前關于小江斷裂附近的深部結構特征仍存在相互矛盾的現象.如人工地震探測(徐濤等，2014)結果顯示小江斷裂帶北段東側上地殼表現為明顯的P波低速異常，Hua等(2018)的P波走時成像結果顯示小江斷裂帶北段在整個地殼內呈現明顯的低速特征，而Wang等(2003)的P波和S波走時成像、吳建平等(2013)的P波走時成像研究以及王瓊和高原(2014)噪聲與面波層析成像結果則顯示小江斷裂帶北段東側的中上地殼表現高速異常.Fu等(2018)的遠震Love波成像和Yang等(2020)的面波成像顯示小江斷裂帶兩側的結構差異不明顯，而是沿著斷裂帶周圍上地殼表現為低速異常.

2014年魯甸MS6.5地震發生在小江斷裂帶的西北側的昭通—魯甸斷裂附近，而據主震的震源機制解、破裂特征、余震時空分布和地震烈度等資料(張勇等，2014；張廣偉等，2014；徐錫偉等，2014；盧永坤等，2014；程佳等，2016)顯示，昭通—魯甸斷裂并不是這次地震的發震斷層，而是規模較小的苞谷垴—小河斷裂.關于的苞谷垴—小河斷裂是否切穿昭通—魯甸斷裂的研究也存在爭議，王騰文等(2015)和程佳等(2016)的研究認為苞谷垴—小河斷裂切穿昭通—魯甸斷裂，魏文薪等(2018)的GPS同震位移結果表明苞谷垴—小河斷裂尚未切穿昭通—魯甸斷裂.另外，利用速度結構研究魯甸地震的孕震環境方面也存在一定分歧，如李永華等(2014)的接收函數與面波聯合反演結果顯示魯甸地震及其余震位于上地殼的高速區，而李大虎等(2019)的近震和遠震聯合走時成像結果則顯示該地震位于高低速異常的分界線附近.這些研究對于魯甸震源區有著重要的有參考價值和科學意義，也揭示了研究區內復雜的構造環境，但目前尚未有精細的速度結構對魯甸地震的孕震環境和成因給出足夠清晰的解釋.

2012年以來中國地震局地球物理研究所在云南巧家周圍沿小江斷裂帶布設了25個寬頻帶流動地震臺站(圖1)，形成了臺間距約為15 km的地震觀測臺陣——巧家臺陣(Liang et al.，2020).該臺陣南起云南東川，北至四川寧南，對小江斷裂帶的南北向覆蓋范圍約120余km，橫向覆蓋范圍為50～60 km，記錄到的最小震級可達-0.6級.臺陣布設期間記錄到了2014年云南魯甸MS6.5地震的大量余震資料和沿小江斷裂帶分布的密集地震和豐富的走時資料.密集臺陣資料的使用為獲得更高分辨率的三維速度結構的研究提供了有利條件，可以弄清楚斷裂帶兩側介質物性的差異、改善精細速度結構的分辨能力，進而推動對地震的孕育和斷裂機制的研究(張明輝等，2020).本文將利用高分辨率的三維P波速度和波速比結構，探討該地區的地殼結構特征與構造斷裂帶和地震孕育環境之間的關系.

圖1 研究區構造背景

1 地震資料與成像方法

1.1 數據

本文收集了巧家臺陣2012—2017年期間記錄到的近震波形數據，對每條地震波的直達P波和S波到時進行了人工拾取.為保證反演結果的可靠性，本文限制每個地震的P波數據不小于5個，其中震級最小的地震為0.8級，該地震有10條Pg走時記錄和4條Sg走時記錄.利用HYP2000定位方法對地震進行初始定位后，最終共得研究區內2501個地震的Pg走時28652條，Sg走時18408條(圖2).

圖2 直達P波、S波走時曲線(a)和Wadati直線擬合的波速比(b)

1.2 方法

本文采用SIMULPS14(Thurber，1983；Eberhart-Phillips，1990)地震走時層析成像程序，通過反演得到了研究區的VP和VP/VS分布.該成像方法因計算準確和效率高等特點被廣泛應用(Haslinger et al.，1999；DeShon et al.，2006；于湘偉等，2003；Huang et al.，2015).反演計算過程中采用速度結構和震源位置聯合反演，分別用P波走時和S-P到時差反演VP和VP/VS的結構，這樣得到的VP/VS結果比直接用VP和VS計算得到的VP/VS更為穩定和可靠(Evans et al.，1994；Lin，2013 ).理論公式可以表達為：

(1)

(2)

在給定初始速度模型的情況下，使用偽彎法(Um and Thurber，1987)來快速追蹤震源與臺站之間的射線路徑.采用阻尼最小二乘方法反演模型擾動，通過多次迭代不斷地修正速度等模型參數和震源位置，既使得走時殘差在范數意義下最小化，又使得最終模型接近實際的地殼結構.最佳阻尼值是根據模型和數據方差的L型曲線來選擇最佳值，根據計算出的分辨率矩陣評價反演結果的可靠性.

1.3 模型及參數

本文參考穿過研究區的多條人工地震測深剖面(Wang et al.，2009；徐濤等，2014)和前人的三維地震成像結果(Wang et al.，2003)，綜合分析建立了初始一維速度模型(圖3a中虛線).一維模型在0～20 km深度范圍內共分為6層(圖3).為了進一步減少反演結果對初始模型的依賴，使用的Velest程序(Kissling，1988; Kissling et al.,1994)對走時進行反演，獲得最小一維模型(圖3a中實線).該模型使得走時殘差較初始模型有更好的收斂(圖4)，可作為三維模型反演的最佳輸入模型.通過和達直線擬合P波和S波的走時數據得到VP/VS的平均值為1.73(圖2)，該值作為VP/VS模型反演的初始值.

本文在0～2000范圍內測試了不同的阻尼因子，根據L曲線挑選出的VP和VP/VS模型的最優阻尼值分別為120和80(圖3).在反演過程中，每次迭代后都根據得到的VP模型再次定位，定位后獲得新的走時數據和地震位置數據再進行模型反演，經過9次迭代，獲得了最終的VP和VP/VS模型，再通過VP和VP/VS結果計算得到VS模型.最終獲得的地震走時殘差的分布和均方根(RMS)大小可以反映震源空間參數解和模型的精確度，圖4為基于初始模型，最小一維模型和三維模型定位后地震走時殘差的分布，從初始模型到最小一維模型再到三維模型，走時殘差有著明顯的降低，均方根殘差也逐步減小.

作為果樹資源大縣，江城縣有著十分豐富的果樹種質資源，有野生水果及栽培型水果兩類。栽培型水果主要為澳洲堅果、火龍果、牛油果、西番蓮、芒果、菠蘿蜜等；野生水果主要有野荔枝、野蒲桃、橄欖果、多依果、羊奶果、五椏果、百欖、野芭蕉等約五六十種。

圖3 最小一維反演模型與利用L型曲線選擇最佳阻尼值

圖4 P波走時(a)和S波走時(b)基于各類模型的走時殘差分布

1.4 分辨率及可靠性分析

本文進行了棋盤測試(Spakman et al.，1993)以評價反演結果的分辨率與可靠性.其具體過程如下：在最小一維模型上加上正負5%的速度擾動值得到棋盤速度模型，由此棋盤模型和實際數據使用的地震和臺站正演得到理論走時，此理論走時數據加上標準差為0.1 s的隨機誤差后，將最小一維模型作為初始模型進行反演，最后把反演結果和初始棋盤模型進行對比.如果反演結果仍然按照“棋盤格”分布，則表明相應區域具有較好的分辨率.通過多次不同網格大小的棋盤測試，本文最終確定研究區模型的最佳水平方向分辨尺度為10 km×10 km.

得到棋盤反演結果的同時計算了分辨率矩陣，分辨率矩陣的對角元素值DER(Diagonal Element of the Resolution Matrix)理論范圍為0～1，其越接近1說明分辨率矩陣越接近單位矩陣，反演結果越接近實際結果，0則說明沒有分辨.本文的VP和VP/VS模型中所有格點的分辨率矩陣的對角元素值范圍分別為0～0.8和0～0.7.從圖5可看出，在研究區內分辨率矩陣的對角線元素大于0.3的等值線(圖中白色封閉曲線)與棋盤測試恢復效果較好的區域吻合較好，對于分辨率值大于0.3的區域，各層的反演結果是可靠和可信的.

圖5 不同深度剖面VP(a)和VP/VS(b)的Checkerboard模型恢復結果

在0～20 km深度范圍內，各層VP和VP/VS的“棋盤格”模型都有不同程度的恢復.由于P波到時數據在質量和數量上都優于S波數據，VP模型的分辨效果好于VP/VS模型.整體上，VP模型在0～16 km、VP/VS模型在0～12 km深度范圍內，分辨率效果較好的區域占據研究區的大部分.12～20 km深度范圍內，分辨率較好的區域范圍有一定程度的縮減，尤其VP/VS高分辨率區域縮減至在研究區中心20～50 km范圍內.在20 km以下的分層，模型沒有恢復，主要原因是研究區內地震主要分布與0～15 km深度內，較少射線穿透至20 km以下的深度.

2 反演結果

圖6給出了0～20 km深度范圍不同深度的VP、VS和VP/VS分布.0 km深度主要反映速度結構特征與地形特征和斷層的分布形態的對應關系.小江斷裂帶的凹陷區域表現為低速特征，兩側地勢稍高的區域對應于高速區.巧家至東川低VP、VS和高VP/VS條帶與小江斷裂的走向一致.與之不同的是，沿昭通—魯甸斷裂則呈高VP、VS和高VP/VS的特征，會澤斷裂則表現為低的VP、VS和VP/VS.在3 km深度，隨著深度的增加這些差異特征逐漸減弱，沿小江斷裂帶分布的低VP和高VP/VS異常減弱且高VP/VS異常主要出現在小江斷裂帶與其他斷裂交匯區.0 km深度附近、沿蓮峰斷裂北東向分布的低速結構在3 km深度左右擴展到斷裂的東南側，異常體與斷裂的走向仍然保持一致，反映了蓮峰斷裂上地殼的低速結構隨著深度向東南方向推進的特點.6 km深度以下，沿小江斷裂帶分布的低速特征逐漸消失，低波速結構從地表淺層最多只擴展到約9 km以上的深度，并隨著深度的加深低速的橫向范圍逐漸變窄.9 km深度以下小江斷裂帶整體呈現顯著的高速結構.小江斷裂帶淺層的VP/VS受流體影響表現為高值異常，6～12 km深度沿著斷裂整體呈低VP/VS異常，12～16 km又倒轉為高值異常.在6～12 km深度昭通—魯甸斷裂內部及其東南側的高VP結構反映了該斷裂及華南地塊上地殼相對堅硬和穩定的特性.

圖6 不同深度VP(a)、VS(b)擾動值和VP/VS(c)水平成像圖

3 討論

3.1 小江斷裂帶地殼結構特征及其構造意義

小江斷裂帶作為大型走滑斷層，在青藏高原擠出的作用下，斷層區附近的地殼存在強烈形變、淺部較為破碎，因此沿小江斷裂附近上地殼表現為低速異常特征(Han et al.，2017；Fu et al.，2018；張智奇等，2020；Yang et al.，2020).本文成像結果呈現出了與前人結果相似且更精細的結構特征：沿小江斷裂帶北段地殼淺層的低波速和高波速異常區主要分布在斷裂出露位置的西側，在垂直方向上異常區分布在0～6 km左右的深度范圍內，水平方向上異常區的寬度約為10 km左右.斷層的分布形態與速度和波速比的分布顯出了明顯的對應關系.小江斷裂帶地殼淺層的低速、高波速比異常特征除了與其是一條大型走滑斷層有關，同時與沿斷裂發育大量水系有關，由于走滑錯動導致斷裂帶附近巖石破碎、裂隙發育，同時水的侵入等因素共同導致波速尤其是VS的大幅降低，形成低VP、VS和高VP/VS異常.

前文提到眾多學者通過地震成像方法得到小江斷裂帶兩側的速度結構顯示出截然不同的特征，而本文速度成像結果(圖7)顯示，僅就小江斷裂帶北段而言，在不同位置的兩側顯出了不同的速度差異特征，其中巧家段(剖面A)和達朵段(剖面C)東側塊體表現為明顯的高VP和VS異常，而中間的蒙姑段(剖面B)則表現為低VP和VS異常.蒙姑段東側的低速結構可能與附近的會澤斷裂有關.穿越小江斷裂帶北段的麗江—攀枝花—清鎮的人工地震探測結果(徐濤等，2014)也顯示，小江斷裂帶東側地殼平均VP較低，該人工地震剖面位置接近于本文的剖面B，也進一步印證了本文結果的可靠性.整體上，小江斷裂帶北段兩側具有速度差異特征，東側塊體相較西側塊體上地殼具有更高的波速特征，顯示出了其作為川滇菱形塊體與華南塊體的邊界帶的構造特征，蒙姑段受附近局部構造特征的影響使得其東側塊體呈現較低的波速特征.本文結果顯示出的小江斷裂帶北段不同位置兩側的差異特征，這在以往的研究中是沒有的，主要得益于臺陣的布設使得分辨率大大提高.

圖7 小江斷裂帶北段不同位置的VP(a)、VS(b)和VP/VS(c)垂向剖面圖

3.2 峨眉山火成巖區速度結構特征

圖7中剖面A-C，可看到小江斷裂帶下方明顯的高速特征，該高速體呈現以小江斷裂為中心向上凸起的形狀.據CRUST1.0(Laske et al.，2013；http:∥igppweb.ucsd.edu/～gabi/rem.html)研究區平均地殼厚度為47 km，中地殼底面埋深約為40 km，中地殼的平均VP約為6.3 km·s-1，小江斷裂帶下的高速異常體在約9 km的深度VP已達到6.3 km·s-1，約16 km深度達到6.4～6.5 km·s-1，并且該高速體處于峨眉山大火成巖省內帶附近，據此我們推測該高速體來自于中下地殼，這可能與該地區發生的大規模玄武巖底侵和內侵有關(徐濤等，2015；Chen et al.，2015；徐義剛等，2017；郭希等，2017).Xu等(2004)認為峨眉山大火成巖省內帶地幔部分熔融形成大量的基性巖漿一部分噴出地表，另一部分停留在地殼的不同深度.玄武巖的地震學表現為高VP、VS和高VP/VS，從本文結果上看，較為顯著的高VP、VS和高VP/VS異常出現在小江斷裂帶的9～12 km以下深度.這種高VP、VS和高VP/VS異常很可能是基性巖漿的加入的體現，這些巖漿可是二疊紀時期由下地殼或上地幔頂部填充至中上地殼，使得斷裂帶附近的地殼物質較為脆性，介質強度較低，有助于后期小江斷裂帶的形成.本文結果為小江斷裂帶是二疊紀峨眉山玄武巖噴發的主要通道(宋謝炎等，2002；何冰輝，2016)這一認識提供了直接的地震學證據.

3.3 魯甸地震震源區地殼結構特征與發震構造

魯甸地震的余震序列具有共軛的雙向破裂特征，其發震構造及破裂過程具有一定的復雜性(張勇等，2014；房立華等，2014)，研究震源區的精細結構及其與余震分布的關系將會進一步揭示魯甸地震的發震機制.圖8給出了2條沿魯甸地震余震節面的垂向速度和波速比剖面圖，同時我們將主震后180天內重定位后的1031次余震投影至剖面上.剖面1-1′為魯甸NNW-SSE向余震節面1，剖面2-2′為近E-W向的共軛余震節面2(圖8).可以看到，在兩個余震節面中包谷垴—小河斷裂和昭通—魯甸斷裂兩側均顯示出了明顯的速度差異，主震均發生在高低速過渡區.同時，兩個節面中的余震分布與速度和波速比結構有一定相關性.

圖8 魯甸余震節面的垂向成像結果和余震分布圖

在節面1中，昭通—魯甸斷裂下方表現為高速異常特征，反映了其相對脆性，破裂程度相對較高的特點，余震主要分布在高低波速比過渡區，并且從高低速過渡區向東南方向的高速區發展；昭通—魯甸斷裂西北部表現為低速異常，反映了該區域相對韌性，破裂程度相對弱的特點，低速區內余震較少，表明低速區在應力積累和釋放過程中主要發生的是無震韌性變形，這解釋了節面1中余震未向其西北方向擴展的原因.在節面2中，主震后5天之內的余震主要分布在包谷垴—小河斷裂東側的高速區和高低速過渡區，主震5天后，余震向主震西側的高低速過渡區發展，隨著時間的發展形成近E-W方向共軛節面2，節面2中大部分余震發生在低波速比異常區和高低波速比過渡區.總體上，兩個節面中余震分布與高低速過渡區和高速區有關，與高低波速比過渡區和低波速比有關.

1-1′剖面的速度圖像顯示蓮峰斷裂至昭通—魯甸斷裂之間的大涼山次級塊體存在顯著的“低-高”型波速異常區，據此速度特征推測包谷垴—小河斷裂沒有完全切割昭通—魯甸斷裂.Cai等(2017)針對魯甸震源區及周邊構造所做的大地電磁成像結果表明蓮峰斷裂和昭通—魯甸斷裂之間存在顯著的高導區，談洪波等(2017)的研究結果也表明這兩條斷裂之間的布格重力異常呈現北東-南西向的“低-高”型異常特征，本文的速度結構與上述的觀測結果可以很好地相互印證.GPS同震位移結果(魏文薪等，2018)揭示了昭通—魯甸斷裂處于受南東向擠壓的強閉鎖狀態，表明蓮峰斷裂帶、昭通—魯甸斷裂和包谷垴—小河斷裂所圍限的塊體是地殼擠壓變形非常強烈的地區.蓮峰斷裂下方的低速結構與斷裂帶走向一致并且隨著深度增加向東南方向延伸，這是大涼山次級塊體受東南向擠壓變形的表現，表明青藏高原東南緣的側向擠壓變形在中上地殼已突破了蓮峰斷裂，但受到了相對堅硬和穩定的昭通—魯甸斷裂的阻擋，彈性應變能在受阻擋的位置不斷積累增大、釋放，這成為魯甸MS6.5級地震發生的主要構造背景.

王興臣等(2015)用接收函數得到的泊松比結果顯示魯甸地震及其余震發生在泊松比小于0.24的區域，對應的是波速比小于1.7的區域，本文結果雖然有顯示部分地震與低波速比有關，但總體上顯示的是大部分地震主要是分布在低波速比區(尤其是節面2)和高低波速比過渡區，總體特征與前人結果保持著一致性，但又顯示出了更精細的分布特征.

結合本文速度結構和前人的研究綜合分析認為，在大涼山次級塊體受東南向擠壓變形作用下，蓮峰斷裂帶、昭通—魯甸斷裂和包谷垴—小河斷裂所圍限的塊體，沿包谷垴—小河斷裂斷層發生左旋走滑運動，受到高速的昭通—魯甸斷裂阻擋，同時還受到了包谷垴—小河斷裂東側的高速體阻擋，使得余震向主震的西側發展，形成近東西向的余震節面.包谷垴—小河斷裂東側的高速體的阻擋作用使得發震斷層在左旋走滑變形為主的基礎上疊加了少量的張性變形分量，該張性分量使得斷層西側(上盤)相對上升，東側(下盤)相對下降，這解釋了為何魯甸地震是一次左旋走滑型為主兼有少量正斷傾滑分量的事件(趙旭等，2014)，以及為何魯甸地震是在北西-南東向主壓應力方向與北東-南西向主張應力方向的統一應力場下發生的一次復雜地震事件(張勇等，2014).

4 結論

本文利用2012—2017年巧家臺陣記錄到近震走時資料，反演得到研究區水平分辨率為10 km×10 km的三維VP、VP/VS層析成像結果和重定位后的地震位置，討論了速度結構與斷裂和地震活動性的關系，探討了2014年魯甸6.5級地震的發震構造，得到的具體結論如下：

(1)小江斷裂帶北段在0～6 km左右的深度表現為低波速、高波速比異常.在9～12 km左右的深度以下，小江斷裂帶北段整體開始呈現顯著的高速特征，并且形狀呈向上凸起的特征，這可能是玄武巖侵入中上地殼的痕跡，暗示小江斷裂帶可能是研究區內二疊紀峨眉山玄武巖噴發的主要通道.同時這些高速物質的填充使得地殼物質較為脆性，介質強度較低，有助于后期小江斷裂帶的形成.

(2)小江斷裂帶北段兩側的結構差異顯示出一定的分段特征，巧家段和達朵段東側塊體表現為明顯的高速異常，而中間的蒙姑段則表現為低的波速異常.整體來說，小江斷裂的深淺結構及兩側塊體的結構差異，反映了其大型走滑斷層和塊體邊界的構造特征.

(3)魯甸MS6.5地震所在的蓮峰斷裂和昭通—魯甸斷裂之間的塊體呈現“低-高”型的速度異常特征，使得昭通—魯甸斷裂兩側形成明顯的速度差，西北側的低速異常區在大涼山次級塊體的擠壓變形過程中，受到了高速的昭通—魯甸斷裂阻擋，應力在高低速過渡區積累、釋放，進而發生魯甸地震.大涼山次級塊體的南東向運動是魯甸地震的主要動力來源，使得發震斷層主要呈左旋走滑特征，同時包谷垴—小河斷裂東側的高速異常體是發震斷層兼有少量張性形變和正斷分量的主要原因.

(4)在魯甸地震兩個共軛余震節面中均顯示，主震發生在高低速過渡區，余震分布與高低速過渡區和高速區有關，與高低波速比過渡區和低波速比有關.