2021年5月21日漾濞MS6.4地震震源区三维P和S波速度结构与地震重定位研究

胡景, 赵韬, 白超英, 郭浩, 王莹, 李兴旺, 莘海亮

1 长安大学地质工程与测绘学院， 西安 710054 2 陕西省地震局， 西安 710068 3 美国威斯康星大学麦迪逊分校地球科学学院， 威斯康星州 麦迪逊 53706-1692 4 中国地震局地球物理勘探中心， 郑州 450002

0 引言

2021年5月21日云南大理州漾濞县(25.67°N，99.87°E)发生了6.4级地震，震源深度8 km.此次强震发生前，震中附近前震活动频繁，最大前震震级5.6级；地震发生后，又相继发生了5.0、5.2级两次5级余震，以及多次3、4级余震，地震序列丰富(http:∥www.csi.ac.cn/).主震发生后多家科研机构及科研人员迅速给出了此次地震的震源机制、余震精定位结果、震源破裂过程以及地表形变观测等结果(http:∥www.cea-igp.ac.cn/kydt/278248.html; https:∥www.eq-igl.ac.cn/zhxw/info/2021/33882.html；Yang et al., 2021；叶涛等, 2021).已有结果初步显示此次地震发生于维西—乔后—巍山断裂西南侧(图1)，震源机制解为右旋走滑型，余震序列呈北西向分布；主震及余震序列均发生在高低阻电性过渡区附近且靠近高阻一侧；发震断层向西南倾斜，地表没有明显的破裂，但存在一条NW-SE走向的地表裂缝带，推测发震构造是维西—乔后—巍山断裂西南侧的北西向右旋走滑型隐伏断裂，存在复杂的多分支断层破裂.

震源区地壳速度结构可以反映关于地震深部孕育环境及发震机理等重要信息，同时经过精定位后的序列空间展布则可以提供发震断层的深部特征及震源破裂过程的基本信息(王未来等, 2014；易桂喜等, 2017).为了更好地开展漾濞地震深部孕育环境研究，本文采用三重差地震层析成像方法(Guo and Zhang, 2017；Guo et al., 2021)，利用区域地震台网多年震前与震后观测的地震初至数据，联合反演获得了漾濞地震震源区高分辨的三维速度结构和漾濞余震序列重新定位结果，讨论分析了此次地震的发震构造特征，为深入研究该区强震发生机理提供参考.

1 区域地质概况

漾濞6.4级地震发生在维西—乔后—巍山断裂(F1)以及红河断裂带(F3)连线的西侧(图1).维西—乔后—巍山断裂、红河断裂带属于川滇菱形块体的西边界.川滇菱形块体是青藏高原向东挤出的产物，是青藏高原东缘侧最具代表性的活动块体(邓启东等, 2002).川滇菱形块体总体呈北西走向，东侧以小江断裂、鲜水河断裂、安宁断裂、则木断裂为界；西侧主要以红河断裂、维西—乔后—巍山断裂、金沙江断裂带为界(常祖峰等, 2016).川滇菱形块体东边地震频繁、构造简单，研究程度较高；而西边结构样式复杂，除红河断裂外，西边界构造研究程度相对较低(常祖峰等, 2016；徐晓雪等, 2020).

图1 研究区域构造背景及中强震震中分布黄色五角星为漾濞6.4级主震，沙滩球表示主震的震源机制(王莹等, 2021)，白色圆圈为自2008年以来发生的5级以上的地震的震中，黄色圆圈为此次漾濞地震序列5级以上的地震，灰色圆圈为漾濞6.4级地震序列震中分布. 黑色线为断层迹，F1: 维西—乔后—巍山断裂，F2: 程海断裂，F3: 红河断裂，F4: 澜沧江断裂，F5: 怒江断裂. 黑色圆圈表示地名.Fig.1 Tectonic background of the study region and epicenter distribution of moderate and strong earthquakesThe yellow star denotes the epicenter of the Yangbi mainshock with a magnitude of 6.4.The beach ball represents the mainshock focal mechanism (Wang et al., 2021). White circles are earthquakes (magnitude >5) occurred since 2008. Yellow circles are earthquakes of the Yangbi earthquake sequence with magnitude larger than 5. Gray circles are epicenter distributions of the Yangbi earthquake sequence. Black lines are fault traces. F1: Weixi-Qiaohou-Weishan fault; F2: Chenghai fault; F3: Red-river fault; F4: Lancang-river fault; F5: Nu-river fault. Black circles denote place names.

2 方法和数据

2.1 方法

双差地震层析成像被广泛应用于不同尺度的结构成像(Zhang and Thurber, 2003, 2006; Guo et al., 2018; Zhang et al., 2019; Zuo et al., 2020; 邓山泉等, 2020; 莘海亮等, 2020; 孙权等, 2021).该方法通过联合使用地震到台站的初至波绝对走时数据和地震对到同一台站的初至波走时差数据，可以同时反演得到高精度的地震位置和三维速度结构.在双差层析成像算法的基础上，Guo等(2021)进一步发展了最新的三重差层析成像算法和程序(tomoTD).tomoTD可以同时使用绝对到时数据以及多种类型的到时差数据，包括事件对、台站对、和双对到时差数据.这里，我们使用了绝对到时数据、事件对到时差、台站对到时差数据进行漾濞地震震源区的地震定位和速度成像研究.相比传统的双差成像算法，tomoTD中的台站对到时差数据可以得到更准确的地震绝对位置以及源区外的速度结构.下面简单介绍该方法的原理.

事件i到台站k的观测到时和预测到时的残差可用震源位置、发震时刻、速度结构以及台站校正项的扰动量来线性表示:

+Δτi+sk,

(1)

(2)

和

(3)

将式(2)和式(3)分别减去式(1)可分别得到

(4)

和

(5)

地震对双差数据对地震相对位置(Waldhauser and Ellsworth, 2000)以及震源区的速度模型(Zhang and Thurber, 2003)比较敏感，而台站对双差数据可以更好地得到地震的绝对位置以及源区外的速度结构(Guo and Zhang, 2017; Guo et al., 2021).因此，联合使用这两种走时差数据可以同时获得高精度的地震绝对位置和地震之间的相对位置以及高分辨率的震源区和震源区外的速度结构(Guo et al., 2021).

2.2 数据

本文从中国地震台网中心收集到地理范围(97°E—103°E, 23°N—28°N)以及2008年1月1日到2021年6月3日的震相目录.根据漾濞6.4级地震序列(2021-05-18—2021-06-03)的地理位置，选出离地震序列震中中心距离范围为200 km以内的地震(图2a).最终，获得了共32个地震台站记录到的6286个地震的初至数据.图2b显示了区域台网初始定位的深度值分布(红色柱状图和蓝色柱状图分别表示全部地震和漾濞地震序列), 大部分地震深度在15 km以上，且集中于5～10 km.高质量的地震波到时数据对走时成像是非常重要的，本文采用如下策略挑选地震波到时数据：(1)震中距在10～130 km范围内，避免将小震中距的非Pg和Sg震相以及大震中距的Pn和Sn波纳入成像数据之中(Pei et al., 2019; 刘毅，2020)，这是因为伪弯曲算法(Um and Thurber, 1987) 不适用于近地表复杂结构介质中的射线追踪，同时追踪沿莫霍间断面传播的Pn以及Sn波射线会产生较大的误差(Zhao et al., 1992); (2)Pg和Sg波初至拾取误差分别小于0.2 s与0.5 s；(3)记录台站数不少于3个；(4)剔除走时偏离曲线+/-1.5 s的数据.其中时距曲线是由初至走时和震中距线性回归得到，其斜率一般对应着地壳的平均慢度.如图2c所示，走时与震中距成线性关系，可看出到时数据整体质量较高.经过上述条件筛选后，本文获得了36938条Pg波到时和32111条Sg波到时.然后基于Pg波绝对到时数据和Sg波绝对到时数据构建地震对数据和台站对数据：对于地震对数据，要求地震对最大间距不超过20 km，共获得了343075条地震对Pg波到时差数据和288797条地震对Sg波到时差数据，其中地震对最小间距为4.1 km.对于台站对数据，要求最小台台间距不小于2 km，最大台间距为200 km，最终获得108131条台站对Pg波到时差数据和80229条台站对Sg波到时差数据.

3 成像细节

3.1 模型参数化

本文成像区域如图2a所示，成像原点的地理坐标为(99.931°E, 25.625°N)，X轴相对于正北方向顺时针旋转45°，平行于漾濞初始地震序列，大致与该地区的主要断裂平行.X轴方向网格点坐标为-500，-150，-100，-50，-30，-20，-15，-10，-5，0，5，10，15，20，30，50，100, 150和500 km；Y方向的网格点坐标与X方向相同；深度方向的网格点坐标为-4，0，4，7，10，13，16，20，25，30, 50和70 km.在XY平面上，漾濞地震序列区域的横向网格点间距为5 km.

图2 研究区域地震、台站以及成像网格点分布(a)、地震深度分布(b)与Pg波和Sg波走时与震中距的关系(c)图图a中红色圆圈为2008年1月1日到2021年6月3日期间的历史地震; 蓝色三角形表示台站; 黑色十字架表示水平方向的成像网格点分布; X轴绕正北方向顺时针旋转45°, 与研究区域的漾濞地震序列以及主要断裂平行(维西—乔后—巍山断裂).图b中红色直方图和蓝色直方图分别所有地震和漾濞地震序列的深度分布. 图c中横坐标和纵坐标分别是震中距和Pg(或Sg)走时. 黑色线包围的区域以外的散点被作为异常点剔除.Fig.2 (a) Distributions of earthquakes, stations and tomographic grid nodes in the study area, (b) statistical histogram of focal depths for earthquakes, and (c) travel-time as a function of epicentral distance for Pg wave and Sg wave(a) Red circles are historical earthquakes during January 1, 2008 to June 3, 2021. Blue triangles denote stations. The black crosses represent the distribution of imaging grid nodes on the horizontal plane. X axis is rotated by 45 degree clockwise from North to be parallel to the Yangbi earthquake sequence and the main fault (Weixi-Qiaohou-Weishan fault) in the study area. (b) Red and blue histograms represent distributions of focal depths for all earthquakes and the Yangbi earthquake sequence, respectively. (c) X and Y axes denote epicentral distance and Pg (or Sg) travel-time, respectively. Scatters outside the region outlined by black lines are removed as outliers.

3.2 初始模型及反演参数的选取

好的初始模型对于成像结果非常重要.Liu等(2020)利用多种数据(体波走时和面波频散数据)对川滇地区进行联合成像，获得了川滇地区地壳和上地幔的P波和S波三维速度模型SWChinaCVM-1.0(https:∥github.com/liuyingustc/SWChinaCVM)，其横向分辨率达到0.5°，垂向分辨率达到10 km.为此本文根据成像的地理范围以及网格点分布从SWChinaCVM-1.0中提取出三维VP和VS模型作为本文成像的初始VP和VS模型，另外，震相报告提供的地震发震时刻以及震源位置分别为本次成像中地震的初始发震时刻以及初始位置.

为保证反演系统的稳定性以及模型的泛化能力，本文采用L-curve方法(Hansen and O′Leary, 1993)获得实际反演中的最佳阻尼因子以及模型光滑因子，并考虑到条件数范围为150～200(Share et al., 2019).如图3(a，b)所示，即对于不同的阻尼因子，进行一次迭代，同时反演地震参数(发震时刻和位置)和慢度模型，获得模型范数和加权残差范数的关系曲线.同样地，对于不同的光滑因子，也采用上述策略，并获得慢度模型范数与加权残差范数的关系曲线，最终选择曲线拐点处所对应的最佳阻尼因子以及最佳平滑因子.

本文采用分级加权迭代的策略(Guo et al., 2021)进行反演，在前期迭代中，给予绝对走时数据较大的权重以获得背景速度模型，其中速度和震源参数同时反演以及震源参数单独反演交替进行.在后期迭代中，增大地震对数据以及台站对数据的权重，以获得更高精度的地震绝对位置和相对位置以及更高分辨率的速度模型结构.最终加权均方根走时残差从初始的1.64 s收敛到0.21 s，加权均方根残差下降约86%.图3(c，d)显示了Pg波和Sg波反演前后的绝对走时残差的分布.在反演之前，残差分布在-3～1 s之间，表明初始模型与真实速度之间存在整体偏差；反演之后，Pg和Sg波走时残差分布在-1.1 s到1.0 s范围内.Pg波绝对走时残差的均方根值反演前后分别为0.79 s和0.21 s，下降约73%；Sg波的绝对走时残差的均方根值反演前后分别为1.12 s和 0.26 s，下降约76%.可以看出，结果模型相比初始模型能更好地拟合观测到时.

3.3 模型分辨率测试

对于速度反演结果的评价，本文采用检测板恢复性测试(Humphreys and Clayton, 1988)进行模型分辨率分析，其做法如下：首先对于反演网格点，在初始模型的基础上加入+/-5% 的速度扰动构建棋盘模型，并利用实际的观测系统合成理论的Pg和Sg绝对走时数据，然后基于合成的绝对走时数据并根据实际的地震对以及台站对关系构建理论的地震对和台站对双差数据；最后，采用与实际反演大致相当的参数以及相同的初始模型进行反演，得到恢复的棋盘.

由于地震分布基本在20 km以上，深部(>20 km)缺乏射线覆盖，几乎没有分辨率.因此，图4展示了0～16 km深度范围内VP和VS在不同深度切片上的棋盘恢复结果.整体来看，VP和VS的棋盘在4～16 km具有较好的分辨率，其中7 km、10 km和13 km切片的棋盘恢复结果相对较好，VP的棋盘恢复结果整体要好于VS的棋盘恢复结果；浅层(<4 km)由于缺乏交叉的地震射线，因此分辨较低.图5显示了穿过漾濞地震序列的不同剖面的棋盘恢复结果，可以看出漾濞震源区具有较高的分辨率，横向分辨率达到5 km.网格点上的DWS(Derivative Weight Sum)值代表着射线在该网格点的采样密度(Thurber and Eberhart-Phillips, 1999).当DWS>100时，得到的结果具有较高的可靠性(Thurber et al., 2007; Scarfì et al., 2007).附图1和附图2分别显示了Pg波和Sg波的DWS值在不同深度的分布.整体上看漾濞震区0～16 km深度范围的DWS值大于150，与漾濞震区棋盘恢复度较好区域相对应.

图4 检测板实验在不同深度的VP和VS恢复结果黑色线为断层迹; 灰色点为距离剖面2 km范围内的漾濞地震序列; 红色虚线表示恢复度值为0.85的等值线.Fig.4 VP and VS recovered results of the checkerboard test at various depthsBlack lines mark fault traces.Gray circles represent earthquakes of the Yangbi earthquake sequence within +/-2 km of depth slices. Red dashed contours enclose areas with restoration value equal to 0.85.

图5 检测板实验在不同剖面的VP和VS恢复结果剖面位置见图4 Z=0.0 km切片. 图中符号与图4相同.Fig.5 VP and VS recovered results of the checkerboard test at various depthsSymbols are the same as those of Fig.4. Profile locations are shown on the slices of Z=0.0 km in Fig.4.

3.4 重定位误差分析

由于tomoTD采用了LSQR迭代类算法(不是奇异值分解算法)求解成像方程组，因此是无法直接给出地震重定位的误差估计，其结果尽管采用了双差定位程序(HypoDD)的重定位输出格式，但其输出的重定位误差是没有参考意义的(Waldhauser and Ellsworth，2000).为了评估地震重定位误差，本文采用自助法(Efron and Gong, 1983；Efron and Tibshirani, 1991；王乐洋和李志强, 2021)进行分析.本文随机挑选了全部绝对走时数据90%的Pg波和Sg波作为观测数据，根据该观测数据产生相应地震对数据和台站对数据，同时采用与先前相同的反演策略重新进行定位和成像.重复进行120次，最后统计重定位后的地震在X、Y和深度方向1倍的标准偏差，并将其作为地震重定位在三个方向的误差.如图6所示，整体上在X和Y方向上的定位误差较深度方向上的误差小.漾濞地震序列重定位误差(图6a和b的灰色方柱)在水平方向较深度方向小，其中约61%的地震重定位误差(三个方向误差的二范数)小于2 km.

图6 重定位后的地震在X(a)、Y(b)和深度(c)方向的误差直方图白色和灰色柱状图分别表示所有地震和漾濞地震序列.Fig.6 Error histograms of relocated earthquakes for X (a), Y (b) and depth direction (c)White and gray histograms represent all earthquakes and the Yangbi earthquake sequence, respectively.

4 结果

本文利用三重差层析成像算法(Guo et al., 2021)获得了研究区域5704个(其中2795个地震为漾濞地震序列)地震精定位结果(附图3)和漾濞震源区高分辨率的三维VP、VS与VP/VS结构，棋盘测试结果显示在漾濞区域横向分辨率高达5 km(图4和图5).在成像过程中，部分地震会被舍去，主要原因包括由于部分地震的到时数据台站覆盖不理想导致的定位误差较大，被定位到了地表以上，即空震；以及反演迭代过程中依据标准偏差的倍数作为截断值，要剔除残差大于截断值的台站数据(Zhang and Thurber，2003).

4.1 重定位后的漾濞地震序列分布特征

整体上重定位后的所有地震相比初始定位在深度上更为集中(附图3).重定位后的漾濞地震序列地震数目为2795个，占地震总数的49%.对于所有地震，在X、Y和深度方向上误差的中位数分别为0.25 km、0.27 km和1.1 km (图6白色方柱).漾濞地震序列(图6的灰色方柱)在X、Y和深度方向上误差的中位数分别为0.21 km、0.34 km和0.95 km.重定位后的主震震中位置为北纬25.682°，东经99.874°，震源深度为9.5 km，其在X、Y以及深度方向的定位误差中位数分别为0.19 km、0.24 km和1.29 km.主震重定位后的深度相比中国台网中心给出的初始定位深度8 km以及龙锋等(2021)重新定位的主震震源深度7.8 km略深，这可能是由于定位所用的不同初始速度模型所导致.

重定位误差小于2 km的漾濞地震序列分布如图7所示.重定位后漾濞地震序列震中主要位于维西—乔后—巍山断裂(F1)西侧，呈北北西向条带状分布，长度约25～30 km，宽度约3～8 km (图7a)；震源深度的分布范围为0～20 km，优势分布范围为3～13 km.从不同位置的三条平行垂直切片(AA′-CC′)地震分布可以看出，余震分布由北西向南东方向逐渐散开，同时倾角由陡略微变缓，表明了发震断层北西段表现为倾角较陡、结构相对单一的走滑断裂，南东段由两条分支断裂组成.另外，从平行穿过余震序列的DD′垂直切片可看出随着时间变化余震大多发生在主震的南东侧，而主震的北西侧余震较少，反映了主震呈现单侧破裂的行为.

图7 重定位误差2 km以内的漾濞地震序列的分布图(a) 重定位的地震震中(彩色圆圈)分布. 黑色五角星表示主震, 灰色虚线表示剖面(AA′、BB′、CC′和DD′)位置, 与图4 Z=0.0 km切片中的位置相同; (b) 距离剖面2 km以内的地震分布. 彩色圆圈大小正比于地震震级大小. 黑色虚线为勾勒的断层. 不同颜色表示主震发生前与后的时间.Fig.7 Distribution of earthquakes with relocation error within 2 km(a) Epicenter distribution of relocated earthquakes (colored circles). Black star marks the mainshock and gray dashed lines are positions of profiles (AA′, BB′, CC′ and DD′). Profile locations are the same as shown in Z=0.0 km slice of Fig.4; (b) Distributions of earthquakes within 2 km of profiles. The magnitude scaled by circles. The size of colored circle is proportional to the magnitude of earthquake. Black dashed lines outline faults. Different colors denote the number of days before and after main shock.

4.2 漾濞地区水平切片波速结构

图8和图9分别展示了0～16 km不同深度水平切片的VP和VS分布.漾濞地区的地壳厚度在30～45 km(Zhang and Gao, 2019)，由于地震大部分发生在深度15 km以上，本研究的成像结果在中下地壳(深度>16 km)分辨率较弱，因此主要反映了上地壳VP和VS的分布.

图8 不同深度切片上VP分布灰色圆圈表示距离切片2 km以内以及误差小于2 km的漾濞地震序列; 黑色五角星表示漾濞主震; 黑色线为断层迹; 红色虚线表示恢复度值为0.85的等值线.Fig.8 VP distributions at various depth slicesGray circles mark the Yangbi earthquake sequence, having relocation errors less than 2 km, within 2 km of depth slices. The black star marks the Yangbi mainshock. Black lines denote fault traces. Red dash lines are contours with restoration values of 0.85.

漾濞地区附近的VP和VS在0～10 km深度范围呈现为高速异常，而在深度13～16 km范围内呈现出低速异常(图8和图9).整体上，发震断层的北段0～10 km深度范围，VP相比发震断层的南段要高.在10 km深处，主震区附近的VP结构呈现出高低速相间的特征.在13 km深处，发震断层的西侧VP值整体上要高于东侧的VP.如图8和图9所示，在浅层(深度≤4 km)，大理附近的区域表现为低VP和低VS异常，这可能反映了大理盆地相对较厚的沉积，而漾濞区域则表现为高VP和高VS异常，可能与该区域的地表岩性有关；不同深度处的VP和VS在横向上表现出较强的不均匀性，推测与该区域的复杂地质相对应.本文在漾濞以及大理地区速度特征相比前人的区域尺度成像结果(Huang et al., 2002; 邓山泉, 2020; Liu et al., 2020; 刘毅, 2020)更加精细.

4.3 垂直切片速度与波速比结构

为了更好地显示震区的速度结构，我们给出了三条近乎垂直于余震区的速度与波速比结构剖面(AA′，BB′和CC′)以及一条沿着余震分布且穿过主震的DD′剖面(图10)，并将距离剖面2 km以内定位误差小于2 km的地震投影到相应的剖面上.由于波速比(VP/VS)是表征地壳介质组分和力学强度性质的重要参数(Barton, 2006)，因此本文给出了相应的波速比结构.本文的波速比由VP直接除以VS得到，其可靠度可由VP和VS的可靠度共同来约束.尽管对于P波和S波由于数据数量及质量不同，直接将二者模型相除得到VP/VS模型通常含有较多的假异常(Allam et al., 2012)，但是在二者数据量较为接近的情况下，也能得到符合地质的VP/VS模型 (Allam et al., 2014).为此，本文用VP和VS的恢复度共同约束VP/VS的恢复度，即在分别计算VP和VS的恢复度后，将VP和VS恢复度大于0.85的区域定为反演可信度较高的区域，取VP和VS两者恢复度均大于0.85的交集区域作为VP/VS较可信的区域.图10中VP/VS剖面的黑色虚线包围的区域表示其对应的VP和VS恢复度值都大于0.85.

图10 VP、VS以及VP/VS在不同垂直剖面上的分布黑色和红色五角星分别代表漾濞主震和漾濞地震序列中震级大于4的地震. 灰色圆圈表示漾濞地震序列. 这些投影的地震距离剖面2 km以内且定位误差小于2 km. 黑色细虚线表示恢复度值为0.85的等值线. 粗黑虚线为预测的断层. Hvr和Lvr分别表示高VP/VS和低VP/VS区域. Hvs表示高VS区域. 剖面位置见图7.Fig.10 VP, VS and VP/VS distributions at various vertical profilesBlack and red stars denote the Yangbi mainshock and earthquakes of the Yangbi earthquake sequence with magnitude value larger than 4, respectively. Gray circles mark the Yangbi earthquake sequence. Those projected earthquakes are within 2 km of vertical profiles, having relocation errors less than 2 km. Thin black lines are contours with restoration values of 0.85. Thick black dash lines outline predicted faults. Hvr and Lvr denote high and low VP/VSareas, respectively. Hvs denotes high VS area. Profile locations are shown in Fig.7.

对于所有的剖面，其VP、VS以及VP/VS都呈现出横向不均匀性(图10).图中显示漾濞主震发生在高VP(～5.8 km·s-1)和高VS(～3.5 km·s-1)以及低波速比(～1.65)的边界上(AA′以及DD′剖面)，而主震上方及下方的波速比相比其附近的略高(DD′剖面).余震主要聚集在高低速过渡区(BB′、CC′以及DD′剖面)，靠近低速的区域；在余震分布的东南侧存在高VS异常以及低波速比异常(图10 DD′剖面的Hvs和Lvr).三条北东向剖面均显示剖面投影地震的南西、北东两侧均有较大范围的高速体存在.

5 讨论

5.1 主余震分布及发震断层展布特征

本文结果显示主震(图8和图9黑色五角星)位于高低速过渡区, 靠近高VP的边界区(图10的AA′、DD′速度剖面)，波速比相对较低；大于4级以上的地震分布(图10黑色五角星)也具有类似的分布特征.Huang等(2002)以及王椿镛等(2002)对云南地区的P波速度层析成像同样发现地壳中的中强震发生在高低速的过渡区或者高速的边界区.

漾濞地震序列重定位后误差小于2 km的地震震中分布于维西—乔后—巍山断裂的西侧，呈北北西-南南东走向.余震主要发生在主震的南南东方向，北北西方向余震数量较少(图7)，表明该次地震为单侧破裂，破裂优势方向为南南东向，与已有研究结果相一致(雷兴林等，2021；龙峰等，2021；云南漾濞6.4级地震科考取得阶段性进展—中国地震局地质研究所(https:∥www.eq-igl.ac.cn/kydt/info/2021/33884.html)).研究区及邻区震源机制解与构造应力场结果以及GPS测量(Wang and Shen, 2020)显示区域主应力场方向为北北西-南南东，主震为右旋走滑断层，大部分地震的震源机制呈现为走滑特征(吴鹏等，2020；王莹等，2021；Xu et al., 2020).同震变形场及破裂滑动分布结果显示该次地震最大滑动量位于主震震源附近东南侧区域(张克亮等，2021)，SW倾向断层面上的滑动分布主要沿着南东方向扩展(王绍俊等，2021)，这与本研究观测到的余震主要分布在发震断层的南南东方向一致，同时也对应了余震主要分布在主震南东侧的相对P波速度较高、波速比也较高的的区域(图10).类似的高滑移量与高速异常相对应的研究在多个不同地区的地震研究中(Thurber et al.，2006；Pei et al.，2010)中都有发现，可能揭示了发震断层面上地震凹凸体的存在(Li et al.，2013；张欣，2015).

从速度和波速比结构(图8—10)来看，主震区域西北侧有高速体存在，高速体对应着强力学性质，因此不容易发生破裂，而要使其发生破裂需要更大的应力积累，这可能是该次地震在西北侧没有发生较大破裂而呈现出明显的向东南方向单向破裂特征的缘由.前人关于主震破裂方向与断层两侧速度差异相关的研究结果显示对于具有速度对比差异的断层，力学性质较为柔软的介质中的滑动方向是首选的传播方向(Brietzke and Ben-Zion, 2006；Ampuero and Ben-Zion, 2008)，本文结果显示余震主要沿着断裂向东南方向高波速比速区域(图10中DD′剖面)扩展约25～30 km，后停止于高VS/低波速比区域 (图10中DD′剖面Hvs/Lvr)，高VS/低波速比可能也表征了较小的岩石孔隙比，意味着介质力学性质较强，不易破碎(李洪丽等，2021).主震、余震的分布差异可能反映了发震断层的北段与南段物性结构差异较大(Guo et al., 2018；叶涛等，2021).

地震在空间上的分布可以大致约束发震断层的形态，垂直于地震序列的AA′、BB′和CC′中纵剖面中的震源深度分布(图10)反映了沿断层倾向的震源深度分布特征.整体上这三个剖面(AA′、BB′和CC′)的地震在深度方向上近乎直立状，表明发震断层的倾角较陡，整体倾向以南西为主，且从北西到南东方向(AA′到CC′)，倾角略微变缓，这与王莹等(2021)从余震序列震源机制得到的倾角(70°～90°)特征一致.AA′剖面穿过主震区，地震深度呈线性分布，在主震的北东侧(AA′剖面横轴40 km处)，也有少部分的地震在深度上呈线性分布(龙锋等，2021)，断层面倾角较陡，似乎是独立于发震断层外的次级断层.同样地，远离主震震中的BB′，地震分布也比较集中，在深度上呈线性分布.震源区南西段CC′剖面的地震深度分布显示了2个分开的地震丛集，且在深度上也近乎呈线性分布，且分叉为倾角近乎垂直的两支次级断层(图10中的CC′速度剖面).横穿地震序列的DD′剖面显示了漾濞地震序列在发震断层面上的深度展布以及地震序列的整体破裂范围，整个地震序列破裂长度约25～30 km，地震深度主要分布在3～13 km范围内，大部分余震深度较主震浅，浅层(深度小于1 km)几乎没有地震分布，与此次强震野外考察没有发现地表破裂相一致.前人关于该区地震活动性研究结果(吴建平等, 2004；王未来等, 2014；房立华等, 2014)表明川滇地区地震多属于浅源地震，其震源深度大多分布于20 km以浅的中、上地壳，本文结果也显示相同的特征.

2013年3月3日，漾濞北边的洱源县发生了MS5.5地震，杨军等(2015)根据洱源MS5.5地震序列获得的震源机制解和地震后的现场科学考察资料，综合分析认为洱源MS5.5主震发生的断裂为通甸(乔后)—巍山断裂西侧的炼铁盆地东缘主边界断裂带；刘毅(2020)对该次地震震源区速度结构和震源位置进行了联合反演研究，速度模型横向分辨为0.1°，结果表明洱源两次主震与其东侧维西—乔后—巍山断裂距离约10 km，重定位后的3个月内的余震序列(图11白色圆圈)呈NNW方向分布，同样认为该次地震发震断裂为炼铁盆地东缘主边界断裂带.贾佳(2020)采用双差层析成像方法获得了洱源震源区地壳三维P波速度结构和地震位置，地震重定位结果显示洱源地震主要沿着通甸(乔后)—巍山断裂西侧北西向分布，震源区速度异常过渡带同样呈现NNW向展布，速度结果横向分辨为0.15°.Liu等(2020)综合利用体波走时和面波频散数据给出了川滇地区成像结果，横向分辨率为0.5°.本文结果显示漾濞地震序列同样呈现为NNW向展布，10 km深度层震源区速度异常过渡带也表现为NNW向异常分布；且本次漾濞MS6.4地震与洱源MS5.5地震相距仅约28 km，结合已有的速度及余震序列分布结果(刘毅，2020；贾佳，2020)，我们刻画了这两次强震在深度10 km速度切片上的的发震断层位置(图11).速度切片对比结果显示在中上地壳深度范围这两次强震中间区域存在较小尺度的“地震空区”，推测维西—乔后—巍山断裂西侧可能同样存在着较大的北北西向隐伏断层，与王光明等(2021)显示的草坪断裂走向大体一致.另外，图11整体显示本文和刘毅(2020)结果(图11b和11c)的分辨率高于Liu等(2020)(图11a)，但是二者(图11b和11c)在发震断裂西南侧，主震西北端等存在较大差异，这可能主要与反演所使用的不同数据有关.

图11 本文结果VP与前人相关研究结果对比(a) SWChinaCVM-1.0 10 km深度水平VP分布(Liu et al., 2020); (b) 本文10 km深度水平VP分布; (c) 10 km深度水平VP分布(刘毅, 2020). 黑色五角为2013-03-03洱源MS5.5地震，白色圆点为洱源余震序列(2013-03-03—2013-06-03)，红色五角星为漾濞主震，灰色圆点为本研究的漾濞余震序列，黑色粗虚线表示推测的隐伏断层.Fig.11 Comparison of VP distributions(a) VP distributions at depth of 10 km extracted from SWChinaCVM-1.0 (Liu et al., 2020); (b) VP distributions at depth of 10 km in our study; (c) VP distributions at depth of 10 km from Liu (2020). The black star denotes an earthquake with magnitude of MS5.5 occurred on March 3, 2013 in Eryuan. White dots denote Eryuan aftershocks occurred from March 3, 2013 to June 3, 2013. The red star represents the Yangbi mainshock. Gray dots denote Yangbi aftershocks in this study. The thick black dashed line indicates the inferred hidden fault.

5.2 发震机制探讨

本次地震及余震序列分布于维西—乔后—巍山断裂带的西南侧，维西—乔后—巍山断裂带位于川滇菱形地块和兰坪—思茅地块的分界带上.川滇地块是欧亚板块与印度板块相互作用以及印度板块向青藏块体北北东向挤压运动引起强烈地壳变形的前沿地带，同时川滇地区也是软弱物质运移(Royden et al., 1997, 2008；Bao et al., 2015)的关键位置，持续向南南东方向运动(徐锡伟等，2003).维西—乔后—巍山断裂带不断受到川滇块体SSE向的挤出运动，表现出以右旋走滑为主，兼挤压逆冲的运动特征(常祖峰等, 2016), 使得本次漾濞地震序列的发生具备了应力不断积累的来源.

众多的速度结构成像研究表明低速层广泛存在于川滇地区的中地壳之中(王椿镛, 2002；胥颐等, 2013；陈思文等, 2016；Bao et al., 2015；邓山泉等, 2020；Liu et al., 2020；Yang et al., 2020；高天扬等, 2021).特别是Bao等(2015)给出的川滇地区的VS速度结构显示在20～40 km深度也即中下地壳由北向南围绕峨眉山大火成岩省内带分布有东、西两条呈管道状的明显的低速带，与GPS测量揭示的地壳物质的顺时针运动相一致，而本文研究区正好位于上述的西低速带内(图12a).研究区已有大地电磁测深结果显示在中下地壳深度范围存在明显的低阻、高导层(王绪本等, 2017；叶涛等, 2021)，意味着研究区中下地壳存在流体或温度异常导致局部熔融.此外，代艳娟(2016)研究结果显示漾濞西北邻近的洱源地区岩浆活动频繁，变形变质作用强烈，分布有较大面积的双峰式火山岩，形成于早-中三叠世，经喜马拉雅期的挤压构造和伸展，具强烈的糜棱岩化作用和热液叠加，研究区流纹岩被认为可能是幔源岩浆与壳源熔体混合作用的结果.哀牢山—金沙江新生代碱性钾质岩浆岩带研究表明该地区碱性岩来源于含碱度较高的软流圈地幔(张玉泉和谢应雯，1997).云南地热结构研究结果显示昆明、大理—丽江地区地幔热流Q>40 mW·m-2，具有典型活动区的热结构特征，是典型的高地幔热流(向才英和周真恒，2000).

图12 发震机制示意图(a) 21 km深度VS分布(修自Bao et al., 2015); (b) 发震机制三维示意图.Fig.12 Sketch map of seismogenic mechanism(a) VS distributions at depth of 21 km (adapted from Bao et al., 2015); (b) 3-D sketch map of seismogenic mechanism of MS6.4 Yangbi earthquake.

前人研究结果表明大部分强震多发生在高速区域边界上或低速到高速的过渡区里(于湘伟，2003；田有等, 2007；王长在等, 2013；Lees and Malin, 1990；Huang et al., 2002；Huang and Zhao, 2004；Hua et al., 2020；Wang et al., 2021).一般情况，上地壳介质表现为脆性，受区域构造水平应力挤压，容易积累应力，导致岩石破裂；此外速度对比强烈的部位既是应力集中的地方，又是介质相对比较脆弱的地方.这样的环境具备了积累大量应变能的介质条件，又是容易发生破裂、易于释放应力的场所，因而容易引发大的地震(Huang et al., 2002；王椿镛等, 2002)；同时下地壳中的流体(或局部熔融)容易引起中上地壳发震层的弱化和应力集中, 进而导致大地震的发生(田有等，2007；Wang et al., 2021).雷兴林等(2021)通过综合分析认为漾濞地震受深部流体作用影响明显，主震得以发生主要受深部流体作用.本文及前人结果综合显示漾濞主震位于高低速过渡区且靠近高速区域边界上、震源区周围波速结构差异较大、以及震源区下方具有高波速比和低电阻特征(Sun et al., 2014；王绪本等, 2017；叶涛等, 2021)，并且研究区附近存在有双峰式火山岩(或新生代碱性钾质岩浆岩带)以及具有高地幔热流值特征，因此我们推测漾濞主震在构造应力南南东向挤压的作用下，在震源区应力积累，并且中下地壳的流体(或者部分熔融物质)从下地壳深度范围进入发震断层，导致断层弱化最终共同作用引发了该次强震(图12b).

6 结论

本文基于区域地震台网记录的高质量的Pg和Sg震相到时数据，反演了2021年漾濞6.4级地震震源区的三维P波和S波速度结构和余震序列震源参数，同时基于可靠的P波和S波速度结构给出了穿过以及垂直于余震的四条剖面VP/VS分布，对该次强震的孕育、发生机理初步得到以下认识：

(1)地震重定位结果显示漾濞6.4级地震序列震中主要位于维西—乔后—巍山断裂的西侧，呈北北西-南南东向条带状分布，长度约25～30 km，宽度为3～8 km；震源深度的分布范围为0～20 km，优势分布范围为3～13 km；余震主要发生在主震的南南东方向，少部分在其北西侧.根据地震分布特征以及前人研究结果总体推测发震断层为维西—乔后—巍山断裂西侧的隐伏断层，走向为NNW向，NW段表现为倾角较陡、结构相对简单的走滑断裂，SE段由两条隐伏的次级断层组成，且倾角略缓；该次强震为单侧破裂，破裂长度约25～30 km.

(2)漾濞地震的发生及余震序列的分布与地壳速度结构(VP、VS以及VP/VS)不均匀性有着密切的关系.漾濞主震位于高低速过渡区且靠近高速区域边界上、震源区波速比较低且周围波速结构差异较大、以及震源区下方具有高波速比和低电阻特征；4级以上地震也大致分布在高低速过渡区或高速区的边界上；余震主要分布在速度相对较低区域.因此我们推测漾濞主震受区域构造应力的作用下，在震源区应力积累，并且流体(或者部分熔融物质)从中下地壳深度范围进入发震断层区，导致断层弱化最终共同作用引发了该次强震.

(3)结合2013洱源MS5.5地震研究结果(刘毅, 2020; 贾佳, 2020)综合显示洱源、漾濞两次强震在中上地壳深度范围中间区域存在较小尺度的“地震空区”，推测维西—乔后—巍山断裂西侧可能存在着较大的北北西向隐伏断层，该区域的地震危险性依然很高.

致谢两位审稿专家对本文的修改和完善提出了宝贵意见；本次研究中使用了中国地震台网中心的震相报告数据，文中图件采用了GMT(Wessel et al., 2013)以及Matplotlib (Hunter and John, 2007)软件包绘制，在此表示衷心感谢.

附图

附图1 Pg波DWS值在不同深度切片的分布Appendix Fig.1 DWS value distributions at different depth slices for Pg wave

附图2 Sg波DWS值在不同深度切片的分布Appendix Fig.2 DWS value distributions at different depth slices for Sg wave

附图3 重定位前后的地震分布对比(a) 重定位前的地震分布; (b) 重定位后的地震分布. 红色五角星表示主震; 黑色圆圈表示地震.投影的地震距离剖面(AA′、BB′、CC′和DD′) 2 km以内.Appendix Fig.3 Comparisons of earthquake distributions before and after relocation(a) Earthquake distributions before relocation; (b) Earthquake distributions after relocation. Red star denotes the Yangbi mainshock. Black circles denote earthquakes. Projected earthquakes are within +/-2 km of profiles (AA′, BB′, CC′ and DD′).