青藏高原东南缘地壳速度结构及云南漾濞MS6.4地震深部孕震环境

高家乙，李永华，王志铄，张扬，贾漯昭，李大虎

1 河南省地震局，郑州 450016 2 中国地震局地球物理研究所，北京 100081 3 中国地震局震源物理重点实验室，北京 100081 4 四川省地震局，成都 610041

0 引言

青藏高原东南缘(图1)为西部高原与东部扬子地台之间的构造过渡带，壳幔结构横向变化显著，岩石圈变形强烈，并伴随有强烈的地震活动(张培震等，2003；Wang et al.，2003).作为青藏高原内部物质向东南逃逸/地壳流动的通道(Tapponnier et al.，1982；Clark and Royden，2000)，青藏高原东南缘一直是地学研究的热点地区.近年来许多学者在此开展了大量深部结构探测工作，取得了一系列重要成果(Wang et al.，2003，2009；Yao et al.，2008；吴建平等，2009，2013；李永华等，2009；Xu and Song，2010；胥颐等，2013； Li et al.，2014a，b；Bao et al.，2015；徐涛等，2015).

地震面波和体波层析成像(王椿镛等，2002；Yao et al.，2008；Yang et al., 2012；Li et al.，2014b；Xin et al.，2019)揭示了青藏东南缘地壳内部存在明显的低速异常带和强地震波衰减，这种地壳软弱层也被看作是地壳流(Clark and Royden，2000)存在的重要证据.Bai等(2010)的大地电磁探测研究显示，青藏高原东南缘存在两条低阻异常带，据此推断两个中下地壳弱物质流以塑性变形为主，上地壳则以块体走滑变形为主.需要注意的是，该低阻层分布并不在地壳内部，而是在上地幔顶部.最新接收函数和面波联合反演(Bao et al.，2015；Li et al.，2016；郑晨等，2016；Yang et al.，2020)以及体波和面波走时联合反演(Liu et al.，2021)结果证实了研究区存在两条中下地壳低速异常带，但关于该壳内低速层的分布并不完全相同.如Li等(2016)结果显示壳内低速带在川滇块体北部为一个整体，西支向西南穿过红河断裂并向南、东南延伸，东支沿小江断裂向南延伸，两者最终在云南南部交汇；郑晨等(2016)认为东西两条低速体向南延伸至24°N左右，未穿过红河断裂;Liu等(2021)成像结果显示两条低速异常带位于20～30 km之间的中下地壳，东支沿小江断裂及其东侧区域向南延伸并最终穿过红河断裂.

国际公认的峨眉山大火成岩省(Emeishan Large Igneous Province，以下简称ELIP)形成于约260 Ma前(徐义刚和钟孙霖，2001；Shellnutt et al.，2008)，内带范围北以丽江断裂为界，西南以红河断裂为界，东以小江断裂为界(图1).目前关于峨眉山大火成岩省的成因也存在争议，如，基于重力异常反演得到的Moho 深度在攀西地区明显变浅(钟锴等，2005).然而，地震学、重力等研究(徐涛等，2015；石磊等，2015；Bao et al.，2015)却显示攀西裂谷带的Moho面不存在明显隆起现象，且中下地壳表现为明显的高速、高密度异常，将其解释为地幔柱活动引起的岩浆底侵所致.

2021年5月21日云南大理州漾濞县发生MS6.4地震，地震活动表现为典型的前震-主震-余震型地震序列(雷兴林等，2021).震源机制研究表明主震为NW走向的右旋走滑型地震(王月等，2021).地震定位结果(龙峰等，2021；王月等，2021；Yang et al.，2021)显示，漾濞MS6.4地震序列发生在丽江断裂与红河断裂交汇拐角的西南侧(图1)，震源深度介于4～10 km之间，从NW到SE逐渐加深.NW—SE向的余震序列和已知的维西—乔后断裂相距3～10 km，地表基本没有发现明显的破裂，初步推测本次漾濞地震序列发震构造是一条之前未被发现的、与维西—乔后断裂近乎平行的构造.基于机器学习构建的高分辨地震目录进一步显示，主断层自北西端朝着南东向呈放射状分布，并发育有多条贯穿主断层的共轭断层，表明本次地震序列具有复杂的破裂过程(苏金波等，2021；Zhou et al.，2021).与历史中强地震主要沿构造边界展布不同的是，震源区历史上未发生过6级以上地震，对漾濞地震发生的深部孕震环境进行研究将有助于认识该强震发震过程和孕震机理(Jia et al.，2021；Zhang et al.，2021).

图1 研究区构造纲要图绿色实心圆为公元624年以来MS≥6地震.红色五角星为2021年5月21日漾濞MS6.4地震. CXBB：川西北次级块体；DZB：滇中次级块体；SCB：四川盆地；YZB：扬子块体；ICB：印支块体；F1：怒江断裂(NJF)；F2：金沙江断裂(JSJF)；F3：安宁河断裂(ANHF)；F4：丽江断裂(LJF)；F5：则木河断裂(ZMHF)；F6：昭通断裂(ZTF)；F7：澜沧江断裂(LCJF)；F8：红河断裂(RRF)；F9：普渡河断裂(PDHF)；F10：小江断裂(XJF)；F11：无量山断裂(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、拾取了研究区固定和流动地震台站记录的近震P波走时观测数据，采用体波走时层析成像方法(Haslinger et al.，1999；Haslinger and Kissling，2001)反演地壳精细三维速度结构，其较高的横向分辨率能够更好地约束壳内速度异常体的形态和分布范围.同以往在研究区使用固定台站数据源开展的体波层析成像研究(王椿镛等，2002；刘伟等，2019)相比，本文所用台阵数据更加密集，为揭示相关区域深部构造环境特征、探讨高原物质运移及其与地震活动之间的关系提供更多地震学证据.

1 数据和方法

1.1 数据

本文所用地震走时数据包括两部分：一是“中国地震科学探测台阵”项目在南北地震带南段布设的367套流动地震台记录到的2011年6月—2013年5月的地震波形数据，采用手动方法拾取了P波到时；二是中国地震台网中心提供的109个固定台站记录的同时间段震相观测报告.

地震事件选取规则为震级≥3.0且至少被10个台站记录到，最终确定1140个分布较为均匀的地震事件(图2a)用于反演计算.图3为原始走时数据和挑选出的26890个初至P波(Pg/Pn)走时数据的时距曲线，删除了明显偏离的错误数据.研究区内震中距大于200 km左右时，Pn波将作为初至波出现，而Pn震相的大量使用增加了下地壳至上地幔顶部射线覆盖.射线路径分布(图4)显示对研究区有很好的覆盖.

1.2 方法

本文采用区域尺度地震走时层析成像SIMULPS14程序开展体波走时反演(Haslinger et al.，1999；Haslinger and Kissling，2001)，它是基于Thurber(1983)反演方法基础上改进的阻尼最小二乘迭代反演方法.在迭代计算过程中，考虑了速度不均匀引起的射线弯曲问题，采用Um和Thurber(1987)提出的近似射线追踪方法——伪弯曲法(pseudo-bending method)计算射线路径和速度扰动.采用三维节点模型(Thurber，1983)划分网格来近似描述地球内部结构，其优点在于它是“局部”解，即某一节点的参数扰动仅影响该节点附近的速度结构.反演过程中可以根据走时残差和震中距设置不同的权重来控制数据误差的引入，并通过阻尼因子来平衡模型扰动和数据变化.

图2 (a)本文所用数据. 红色圆点为地震分布，蓝色五角星为人工爆破震源炮点位置.(b)台站分布图. 红色三角为流动地震台，蓝色三角为固定地震台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

图3 P波走时时距曲线Fig.3 The diagram of P travel time and epicentral distance

图4 P波射线路径分布图Fig.4 Distribution of P-wave ray paths

1.3 模型构建与参数选取

地震走时成像反演对初始模型有很强依赖，与实际模型相差较大时反演结果甚至不收敛(Zhao et al.，1992，1994).考虑到研究区地壳结构强烈的横向不均匀性，且面波成像具有良好的纵向分辨率以及接收函数反演在确定界面深度方面的独特优势，本文选取研究区面波和接收函数联合反演的地壳三维S波速度模型(郑晨等，2016)，通过经验关系(Brocher，2005)转换为三维P波速度并作为反演的初始模型(图5).接收函数与面波频散联合反演可以弥补各自缺点进而获得更可靠的S波速度结构(Li et al.，2008；Bao et al.，2015)，这些先验信息作为约束可减小反演的不确定性(Xin et al.，2019)，在此基础上的P波走时反演有助于提高模型的横向分辨率.水平方向设置网格大小为0.5°×0.5°，垂直方向网格节点位于0、5、10、15、20、25、30、40、50、60、70 km处.

反演过程中用阻尼因子对地震位置和慢度的变化量进行约束，采用L曲线法对不同阻尼因子进行测试，建立模型方差与数据方差均衡曲线(图6)，选取数据方差明显降低且模型方差变化较小时对应的参数作为最优值以保证反演结果的稳定性，最终确定阻尼因子为100.人工拾取震相走时的残差大小往往与震中距正相关，设置距离权重系数为450 km和800 km，即计算最小走时射线路径时震中距450 km以内的走时数据权重为1，450～800 km范围内的走时数据的权重线性地由1降低到0.为进一步约束反演所用数据质量，把残差为1～2 s之间的走时数据的权重从1线性地降低到0.

经过5次迭代反演后走时残差基本保持稳定，反演结束.最终P波走时均方根误差(RMS)由0.98下降到0.46，超过87%的走时残差在1 s以内(图7).

1.4 分辨率测试

分辨率测试的目的是为了检验所采用的地震走时数据能够分辨多大尺度的速度异常体，反映了地震层析成像的精度.本文采用棋盘格分辨率测试方法(Spakman et al.，1993)来检验速度结构反演的可靠性和空间分辨能力，即在初始模型中添加正负相间的扰动作为理论棋盘模型并计算理论走时，再利用初始模型和理论走时反演模型参数，反演结果中能较好的恢复理论棋盘模型的区域是可信的.本文在初始模型中加入±5%相间的速度扰动作为理论棋盘模型以正演理论走时，并加上±1 s的随机噪声来模拟真实的地震数据.图8为反演得到不同深度棋盘格测试结果，在5～70 km深度上大部分区域能够得到较好的恢复，反演结果能达到0.5°×0.5°的分辨率.

图5 初始三维P波速度模型Fig.5 Initial 3D P-wave velocity model

图6 L曲线法选择阻尼因子Fig.6 The damping parameter selected by L-curve

图7 反演前(灰色)和反演后(红色)P波走时残差分布Fig.7 Histogram of P travel-time residuals before (gray) and after (red) inversion

2 结果

P波速度分布如图9所示，研究区地壳和上地幔结构具有明显的横向不均匀性.5～10 km上地壳速度结构与沉积构造明显相关，四川盆地表现为低速异常，Yong等(2003)认为四川盆地沉积层厚度可达10 km.在5 km深度上(图9a)，景谷、思茅、保山、楚雄附近也表现为明显的低速异常特征，与Huang等(2012)近震体波走时层析成像结果一致，对应盆地内较厚的中新生代沉积(胥颐等，2013；李永华等，2014；潘佳铁等，2015)；10 km深度上(图9b)，研究区内主要断裂控制了上地壳高、低速异常分布，如澜沧江断裂、红河断裂、丽江断裂等两侧速度结构有明显差异.由于川西北次级块体内被广泛分布的三叠纪复理石沉积所覆盖，石棉以西至理塘—稻城之间的低速异常主要和该区巨厚的沉积层有关(Yin and Harrison，2000；潘佳铁等，2015；刘伟等，2019).以攀枝花为中心的滇中次级块体内整体表现为高速，范围同峨眉山大火成岩省内带范围一致，但与滇西北的高速体并不相连.腾冲地区在10 km深度表现为低速，该低速异常的深度范围不超过20 km，可能指示了腾冲火山区壳内岩浆房的存在(李永华等，2014；Li et al.，2014b；李雪垒等，2014).

20～30 km速度图像较上地壳有明显的“分块”特征，川西北次级块体整体表现为低速，沿安宁河断裂、则木河断裂与小江断裂中地壳低速体相连.四川盆地20 km以深均呈现出相对高速，反映了四川盆地为稳定的构造块体.以攀枝花为中心的峨眉山大火成岩省内带范围整体为高速特征.川西北次级块体、小江断裂带在20～30 km深度整体为低速特征，而小江断裂带更低的波速异常则与深部热作用相关(吴建平等，2013).

40～50 km速度图像反映了研究区地壳厚度变化，总体趋势是由西北向南向东逐渐减薄(李永华等，2009，2014；Li et al.，2014a).研究区西南保山地块、思茅地块以及东南扬子地块在40 km深度已达上地幔顶部而整体表现为高速；西北部川西北次级块体及川西高原地区仍表现为显著的低速异常，异常范围随深度增加逐渐向西北方向缩小，说明该区域下方地壳厚度普遍超过50 km(李永华等，2009，2014).60～70 km深度图像显示了上地幔顶部速度变化特征，红河断裂以西地区较低的速度分布与印缅板块向东俯冲引起的地幔上涌有关，东部的扬子块体则相对高速.

对比初始模型，反演结果具有更高的分辨率，对于更小尺度的高、低速异常体的形态和分布范围能够更好的刻画.5 km深度反演结果较初始模型反映出更为显著的横向非均匀性.初始模型在10 km深度显示峨眉山火成岩省内带壳内高速异常为一个整体并同研究区西北部高速体相连，而反演结果则显示高速体并非统一整体而是具有“分块”特征；四川盆地、景谷—思茅盆地为低速，小江断裂以东的扬子地块高、低速相间分布，未表现出明显的高速异常.20 km深度的反演图像显示集中在普渡河断裂和小江断裂下方的低速异常尤为显著.与浅部相比，40 km以深的速度模型与初始模型总体特征相似，说明面波和接收函数联合反演得到的初始模型对下地壳至上地幔顶部速度结构能够较好地约束；滇中次级块体两侧及印支块体内高速体形态和位置的差异则反映了体波走时尤其是Pn波走时数据对深部结构有一定程度的优化.

图8 不同深度棋盘格分辨率测试结果Fig.8 The checkboard resolution test at different depths

图9 不同深度P波速度剖面黑色虚线示意峨眉山大火成岩省内带和中带范围；红点为2021年5月21日云南漾濞MS6.4地震序列重定位结果(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 模型验证

从两方面进一步验证本文三维P波速度模型的可靠性：一是基于本文三维模型正演体波走时，并同研究区内已有的人工源爆破观测走时数据对比；二是基于本研究的三维模型合成瑞利面波相速度频散同实际观测频散对比.

3.1 人工源爆破走时比较

由于人工源爆破的激发时间、位置都是已知的，与人工震源爆破记录走时进行比较可以检验模型的可靠性.研究中收集中国地震局地球物理勘探中心于2013年1月1日—1月20日在滇西地区激发的5个人工源爆破震源记录(震源位置见图2a)(潘素珍等，2015)，人工拾取177个初至P波走时.采用最终VP模型正演的P波走时同人工源爆破P波观测走时对比(图10)，两者走时曲线具有很好的一致性，走时残差在±2 s以内的数据占94.9%，±1.5 s以内的数据占81.4%，±1 s以内的数据占58.2%，平均误差0.28 s，说明我们的反演模型在震中距300 km范围内能够较为准确地计算P波走时.

图10 反演模型正演走时和人工源爆破观测走时对比Fig.10 Comparison between observed travel-times from explosion sources and predicted travel-times by the inverted model

3.2 面波观测频散对比

基于本研究得到的VP模型，提取出每个网格节点下方的1D速度模型，通过经验关系式(Brocher，2005)转换得到相应S波速度和密度；采用CPS(Computer Programs in Seismology)程序包(Herrmann，2013)正演得到每个网格节点处瑞利波相速度频散，并同实际观测频散对比(潘佳铁等，2015)，均方根误差值(RMS)小于0.05 km·s-1的节点占比40.7%，超过95%的RMS值小于0.10 km·s-1.

图11展示了12 s和30 s周期的速度图像，预测值与观测值总体速度异常分布相似，但异常幅度及对高低速异常分布范围的刻画仍存在明显差异；两者残差较小，介于±140 m·s-1，残差高值主要分布在川西北次级块体以及小江断裂带北段等速度横向差异尤为显著的区域.图12为A—I 9个节点处合成频散与观测频散曲线对比，整体来看正演得到的瑞利波相速度频散能够较好地拟合实际观测频散，研究区东南边缘RMS值较大的主因是该区域台站和射线均较少.

4 讨论与结论

4.1 峨眉山大火成岩省高速特征

图9中10～20 km深度剖面上，红河断裂、丽江断裂、则木河断裂和小江断裂围限区域内存在明显的高速异常，这与峨眉山玄武岩内带分布范围一致(徐义刚和钟孙霖，2001；He et al.，2003；Munteanu et al.，2013).吴建平等(2009)的地震体波走时层析成像结果也显示了这一壳内高速异常的存在，但其所揭示的高速异常以攀枝花附近为中心并延伸至中下地壳，且比本文得到的空间分布范围要小很多；而Huang等(2012)P波成像结果并没有这一显著高速特征.

从图13B和图13E纵向切片看，峨眉山火成岩省内带下方高速体大致以红河断裂、丽江断裂、小江断裂为界，深度上一直延伸至下地壳，岩石实验和人工地震探测对地壳岩石地震波速度的研究表明镁铁质和超镁铁质岩石具有较高的波速(Christensen and Mooney，1995)，推测高速体为二叠纪时期地幔柱活动残留在地壳内部的基性和超基性幔源物质(Xu et al.，2004；吴建平等，2013；徐涛等，2015；郑晨等，2016).王庆良等(2008)水准观测获得的地壳垂直运动速度场发现，丽江断裂以北地区长期形变表现为强烈的隆升，而以南地区则相对运动较缓，认为是青藏高原物质向南挤出过程中受到基性、超基性侵入岩体的阻挡，北部次级块体由于相对较低的介质强度从而不断抬升.同时我们也注意到，火成岩省内带壳内高速体并非统一的整体，而是具有分块特征，对应莫霍面不同程度的局部隆起(图13E)，认为均是古地幔柱的活动遗迹.

4.2 壳内低速体

前人地震研究揭示，青藏高原东南缘壳内广泛分布有低速层(Huang et al.，2002；王椿镛等，2002；Wang et al.，2003；吴建平等，2009；李永华等，2009；胥颐等，2013；Liu et al.，2021)，但关于是否存在地壳流及地壳流的范围仍存在争议.如Yao等(2008)背景噪声成像结果认为壳内低速层分布十分复杂且被断裂和构造边界限制在一定范围内，不存在大规模的流动；而大地电磁(Bai et al.，2010)、体波层析成像(韦伟等，2010)、面波和接收函数联合反演(Bao et al.，2015；郑晨等，2016；Li et al.，2016；Yang et al.，2020)结果则认可东、西两条地壳通道流的存在，只是形态和位置分布不完全一致.如Bai等(2010)认为东侧的高导通道主要沿鲜水河断裂和小江断裂，经过松潘—甘孜块体向南穿过滇中次级块体；郑晨等(2016)研究结果显示东西两条低速体相互独立、并不相连，向南延伸至24°N左右，未穿过红河断裂；Li等(2016)成像结果显示低速带在川滇块体北部为一个整体，西支向西南穿过红河断裂并向南、东南延伸，东支沿小江断裂向南延伸，两者最终在云南南部交汇.

图11 理论与实测面波相速度频散比较：上、下图分别为12 s和30 s周期的频散分布图，左、中、右分别为理论、实测相速度频散(潘佳铁等，2015)及二者之差；右下图中A—I为图12中9个节点位置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

图12 典型位置瑞利波相速度合成频散(红线)与观测频散(黑线)(潘佳铁等，2015)对比：左上角为网格点经纬度坐标和RMS值；A—I节点位置见图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

图13 P波速度垂直剖面图剖面位置见图9a，白色实线为地壳厚度(Li et al.，2014a)，红色五角星和黑点为漾濞MS6.4地震序列重定位结果(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).

图14 漾濞MS6.4地震震源区5 km和10 km深度速度结构与震中分布图红色五角星和白点为漾濞MS6.4主震及序列重定位结果(Yang et al.，2021)；黑色虚线指示峨眉山大火成岩省(ELIP)内带范围西南边界；断裂分布同图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.

本文结果显示研究区中下地壳存在两条低速带(图13中L1和L2).在川西北次级块体为一个整体，西侧以金沙江断裂—红河断裂为边界，东南以丽江断裂为界(图13A).图13B显示在峨眉山大火成岩省内带下方高速体两侧存在两个显著的低速异常，推测高原物质向南运移过程中受到基性、超基性岩体阻挡后分为东西两支(图13B中L1和L2).西支通道流L1在丽江断裂西南端受红河断裂带所围限，在约20 km深度沿红河断裂带向上地壳运移并逐渐穿过红河断裂带(图13D)，继续向南运移过程中受澜沧江断裂限制停滞在约25°N，这也是大理地区在10 km深度显示为低速异常的原因；东支低速带L2则沿安宁河断裂、则木河断裂、小江断裂向南延伸，最终停滞在滇中次级块体南端(图13C、图13F).值得注意的是，小江断裂带附近中下地壳低速异常尤为显著，我们推测这是壳内弱物质塑性流动和断裂下方热流活动共同作用引起的效应.

4.3 漾濞震区深部结构特征与孕震环境

2021年5月21日21时48分在云南大理州漾濞县(25.67°N，99.87°E)发生MS6.4地震，震源深度8 km.Yang等(2021)采用双差地震定位方法计算得到2021年5月18日至5月28日漾濞MS6.4地震序列中2144个地震的精确震源位置，地震主要集中在14 km以浅的上地壳(图15)，平均深度7.4 km，5～10 km占比84.9%，主震震源深度5.6 km.从图14可以看出地震序列主体沿NW—SE向展布，主发震断裂近乎平行于东北侧的维西—乔后断裂(相距约3～10 km)；主震位于序列NW端，震源机制解(段梦乔等，2021)显示漾濞MS6.4地震受高倾角右旋走滑兼具少量正断分量的构造运动控制，走向136°的节面与主发震断裂走向一致，震源区整体受NNW向水平挤压、NEE向水平拉张的构造应力场控制(Tian et al.，2019；段梦乔等，2021).

图15 漾濞MS6.4地震序列震源深度统计图(Yang et al.，2021)Fig.15 Static map of source depth of Yangbi MS6.4 earthquake sequence (Yang et al.，2021)

图14显示漾濞MS6.4地震序列空间分布特征同震源区上地壳速度结构密切相关，漾濞MS6.4地震序列周围介质速度结构差异显著，整体处于高、低速异常转换带上：5 km深度上序列东、西两侧楚雄盆地、保山盆地为低速，红河断裂带速度整体较高；10 km深度上序列北侧丽江地区高速异常为壳内基性、超基性火山侵入岩体，序列以南至澜沧江断裂区域由5 km深度高速特征转变为显著低速异常.图13D纵剖面显示漾濞地震震源区的速度结构极为复杂，上地壳速度结构南低北高，而中地壳速度结构北低南高，漾濞地震序列处于高低速转换带且下方约20 km存在低速通道.震区及周边介质速度结构在横向和纵向的非均匀分布特征及断裂和构造方向可能是控制漾濞地震序列展布形态的深部构造因素，而驱动构造活动的动力源或边界条件则需结合研究区动力学背景来考虑.

在印度板块向北挤压的动力背景下，川滇块体整体SE向运动(张培震等，2003)，导致红河断裂及其分支断裂右旋走滑错动，漾濞MS6.4地震震源机制亦表现出相同特征.中下地壳通道流在川西北次级块体内为统一的整体(图13中L1+L2)，向南运移过程中受到峨眉山大火成岩省壳内基性、超基性侵入岩体阻挡后分为东西两支，其中西支通道流L1在丽江断裂西南端受红河断裂带所围限，在约20 km深度沿红河断裂带向上地壳运移并逐渐穿过红河断裂带(图13D)，值得注意的是，漾濞MS6.4地震序列定位深度(图15)全部位于该低速通道上部，震源区主压应力方位与通道流L1运移方向相近，这也使得漾濞震源区壳内物质横向和纵向上非均匀性显著，应力在上地壳进一步集中，构造块体向SE运动和地壳流共同驱动断裂活动，导致了漾濞地震发生.漾濞地震震源机制存在少量拉张分量，可能是地壳流向上地壳转移为震源区提供了拉张动力源.

4.4 结论

本文利用“中国地震科学探测台阵——南北地震带南段”项目流动地震台和中国数字地震台网固定台记录的近震资料，采用近震体波走时层析成像方法反演得到青藏高原东南缘地壳三维P波速度结构，讨论了峨眉山大火山岩省的深部性质、地壳中下部通道流的分布规律、2021年5月21日云南漾濞MS6.4地震的深部构造背景和发震机制.

(1)峨眉山大火成岩省内带范围地壳中普遍存在高速体，推测为二叠纪时期地幔柱活动残留在地壳内部的基性和超基性幔源物质，高速体并非统一的整体，而是具有分块特征，对应莫霍面不同程度的局部隆起，认为均是古地幔柱的活动遗迹.

(2)研究区中下地壳低速带分布指示了高原物质向南运移的通道，地壳通道流在川西北次级块体为一个整体，向南运移时受到峨眉山火成岩省壳内基性、超基性岩体阻挡后分为东西两支，西支在丽江断裂西南端受红河断裂带所围限，在约20 km深度沿红河断裂带向上地壳运移并逐渐穿过红河断裂带，受澜沧江断裂限制停滞在约25°N；东支则沿安宁河断裂、则木河断裂、小江断裂向南延伸，最终停滞在滇中次级块体南端.小江断裂带附近中下地壳显著的低速异常可能是壳内弱物质塑性流动和断裂下方热流活动共同作用引起的效应.

(3)漾濞MS6.4地震序列主体沿NW—SE向展布，周围介质速度结构差异显著，整体处于高、低速异常转换带上；漾濞MS6.4地震序列全部位于西支通道流向上地壳转移的低速通道上部，地壳结构的非均匀性使得应力在上地壳进一步集中，构造块体向SE运动和地壳流共同驱动断裂活动导致了漾濞地震发生；地壳流向上地壳转移的过程也为震源区提供了拉张动力源.

致谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”提供了地震波形数据，中国地震台网中心提供了震相数据，中国地震局地球物理研究所杨婷提供了漾濞地震序列重定位结果，审稿专家提出详细、宝贵的修改意见和建议，在此一并表示感谢.