四川长宁MS6.0地震震区上地壳速度结构特征与孕震环境

李大虎， 詹艳， 丁志峰， 高家乙， 吴萍萍， 孟令媛， 孙翔宇， 张旭

1 中国地震局成都青藏高原地震研究所(中国地震科学实验场成都基地)， 成都 610041 2 四川省地震局， 成都 610041 3 中国地震局地质研究所， 北京 100029 4 中国地震局地球物理研究所， 北京 100081 5 河南省地震局， 郑州 450016 6 中国地震局台网中心， 北京 100045

0 引言

据中国国家地震台网(CENC)测定，北京时间2019年6月17日22时55分，四川省宜宾市长宁县发生MS6.0地震(28.34°N，104.90°E)，地震震中位于长宁县双河镇.本次长宁地震序列相对较为活跃，在震后第18天的7月4日，震区附近西北侧又发生了5.6级强震，截至2019年7月8日23时，四川测震台网共记录到ML≥0.0地震5030次.其中，ML0.0～0.9级2139次，ML1.0～1.9级2303次，ML2.0～2.9级473次，ML3.0～3.9级89次，ML4.0～4.9级19次，ML5.0～5.9级6次，ML6.0～6.9级1次，序列最大地震为7月4日珙县MS5.6地震(易桂喜等，2019).

长宁地震发生后，四川省地震局地震现场工作队对宜宾市6个区县共63个乡镇122个调查点展开了实地调查，并参考震区构造背景、余震分布和震源机制等资料，结合强震动观测记录，综合确定了此次长宁地震的烈度分布(四川省地震局，2019)，此次地震最高烈度为Ⅷ度(8度)，VI度(6度)区及以上区域总面积为3058 km2，等震线长轴呈NW走向，长轴72 km，短轴54 km，主要涉及了宜宾市所属长宁县、珙县、兴文县、高县、江安县和翠屏区等6个县区.易桂喜等(2019)指出，本次发生的长宁6.0级地震，不仅打破了川东南宜宾地区长期以来无6级及其以上地震发生的历史记录，而且也打破了稳定的扬子块体西缘四川盆地长期以来无6级及其以上发生地震的记录.因此，开展四川盆地周边及其内部的地震孕育机理、深部孕震环境以及潜在地震风险性评价等工作，对四川省地震重点监视防御区的监测和跟踪、地震成灾致灾机理的科学认识以及防灾减灾等工作提供强有力的地震科技支撑(易桂喜等，2019).

从区域构造位置来看，长宁MS6.0地震震中位于长宁—双河大背斜展布区(图1)，长宁—双河大背斜是由一系列相间分布的向斜和背斜组成的复杂构造带，该地区的褶皱构造往往同时伴生有断层或者存在隐伏的地腹构造，双河场背斜、梅子拗背斜、白象岩—狮子滩背斜、腾龙背斜和巡场背斜等均表现出明显的弧形几何构造特征，白象岩—狮子滩背斜主要表现为向NW凸出的弧形特征，而巡场西侧发育的一些褶皱构造表现出一端发散，另一端较为收敛的帚状展布特征(王玉满等，2016；常祖峰等，2019).双河背斜东南始于叙永地区，向北西经过珙县延伸至高县附近，该背斜轴部的总体走向为NW-SE，西端转为近EW向，背斜北西翼较陡，倾角约40°～60°，南东翼较缓，倾角约17°～32°，背斜核部出露比较古老的寒武系地层，自内向外依次出露奥陶系(O)、志留系(S)、二叠系(P)、三叠系(T)、侏罗系(J)和白垩系(K)等地层.作为复式背斜的长宁背斜核部地区又发育着一系列的逆冲断层，主要断层往往与褶皱相互伴生，多呈现出高角度逆断层的性质.长宁MS6.0震区地表断裂比较集中，如双河附近就发育着大地湾断层、瓦房头断层和大佛崖断层等.其中，大佛崖断层总体走向为NW，倾向NE，倾角约60°，逆冲性质；大地湾断层总体呈现出NEE走向，地表见其发育于古生界之中，倾向NW，倾角79°，该断层被NW向大佛崖断层横切；瓦房头断层走向为NEE向，倾向SE，倾角近于直立(四川省地质局第一区测队六分队, 1973；四川省地质局, 1976；宜宾市防震减灾局, 2014).

图1 长宁震区地震构造背景图Fig.1 Seismotectonic setting of the Changning MS6.0 earthquake region

继2008年汶川8.0级大地震之后，2019年6月17日长宁6.0级地震的发生，四川盆地内部及边缘的深部孕震环境和潜在地震危险背景再次引起国内外地学工作者们的密切关注(Parsons et al., 2008；Toda et al., 2008；Nalbant et al., 2011；易桂喜等，2010，2013，2016，2019).近些年来，地学工作者针对长宁震区及周边开展的科学研究已经取得了很多重要的研究成果.常利军等(2008，2015)采用远震SKS偏振资料分析技术，揭示了宜宾长宁震区附近剪切波快波方向(SEE)差异明显，在一定程度上说明了长宁震区所在区域的壳-幔构造变形特征差异明显；易桂喜等(2013)利用四川省区域测震台网资料，系统分析研究了自1970年7月以来长宁地震窗发生的ML≥3.5地震及其与四川及邻区M≥5.5中强地震之间的对应关系；宫悦等(2015)利用2008—2013年四川数字台网记录资料对川东南地区ML3.0以上地震的视应力值进行计算，表明具有最高视应力的单个地震位于长宁—珙县地区，且视应力整体水平最高；高原等(2018)基于四川区域测震台网资料，计算得到长宁地震震区存在慢波时间延迟增加的现象，从而推测该区域在汶川MS8.0地震之后一直处在应力增加状态；Meng等(2019)和Lei等(2019b)基于长宁地区的地震台站数据分析该区地震活动特征，表明大量丛集分布的中小地震基本上均位于上地壳浅部；易桂喜等(2019)基于四川区域地震台网和流动地震台阵提供的地震资料，对长宁MS6.0地震序列早期(时段：2019年6月17日至22日)地震分布进行了精定位工作，并采用CAP波形反演的方法，获得了截至7月4日的地震序列16次MS≥3.6地震的震源机制解和震源矩心深度，研究结果表明长宁MS6.0地震序列重定位后的610次ML≥1.5地震余震序列主要呈现NW-SE向展布特征，长度25 km，宽度5 km，该序列震源深度主要集中分布在0～10 km，平均深度约3.2 km，空间上呈西深东浅的分布特征.Long等(2020)的长宁—珙县地区速度结构和定位结果表明，长宁MS6.0和兴文MS5.7地震发震构造与NW-SE向断层滑动有关，且其动力源于青藏高原块体向四川盆地的推挤作用.Jia等(2020)估计了非平稳背景地震活动率并对应力时空变化进行了反演，研究结果表明研究区域的压力从2005年开始呈现加速增加的趋势.然而，震后科考工作表明本次地震未发现的同震地表破裂，加之此次长宁地震发生在浅部的上地壳内，震源浅，造成了地震灾区大量的人员伤亡和社会经济损失，因此，究竟是什么深部构造因素或边界条件驱动震区构造变形和地震活动的动力背景仍不清楚.

研究地震震区的上地壳速度结构特征、物性状态和动力学环境对揭示其深部孕震环境和分析发震构造等都具有重要的科学意义(徐涛等，2014；常利军等，2015).长宁MS6.0地震发生后，中国地震局启动了四川长宁MS6.0地震科学考察工作，由中国地震局地球物理研究所牵头实施，通过天然地震台阵观测、大地电磁测深、密集重力测量以及其他地球物理场等多种手段综合观测，以期揭示长宁震区的深部介质结构特征和孕震环境，综合解释地震活动的构造背景和展布特征.鉴于此，本文充分收集川东南宜宾长宁MS6.0地震震源区及其周边范围内涵盖四川省数字测震固定台网、宜宾市地方测震台网以及2016年以后宜宾地区新增的长宁小孔径流动地震台阵等共计35套观测地震设备2013年1月1日—2019年7月记录到的17305次地震并拾取P波到时数据(图2)，采用双差地震层析成像方法(TOMODD)反演获得长宁MS6.0地震震区及周边上地壳三维P波速度结构特征，并结合此次地震后科考组在震区获取的三维大地电磁阵列测深和重力密集测量等最新观测资料，综合分析讨论了长宁震区速度结构特征与地震活动关系、深部构造环境及地震危险性等科学问题.研究结果对于理解川东南长宁地区地震孕育的深部动力机制、科学研判该区域未来地震活动趋势和潜在的地震危险性，为尽可能地减轻地震灾害风险提供指导和依据.

1 数据和成像方法

1.1 观测数据

由于本次长宁6.0级地震发生在川东南地震监测能力良好的区域，200 km范围内有35个测震台(含宜宾长宁小孔径观测台阵)，其中100 km范围内有19个测震台，距离本次地震序列最近的台站为汉王山固定台(HWS)，震中距约27 km，地震监测能力在宜宾地区可达到ML0.5，因此，本文充分收集川东南宜宾长宁MS6.0地震震源区及其周边范围内大量的地震观测资料，具体包括来自四川省数字测震固定台网、宜宾市地方测震台网以及2016年以后宜宾地区新增流动小孔径观测台阵等共计35套观测地震设备(图2a)记录到的大量地震事件的P波到时数据(图2b)，从图中可以看出，长宁6.0级地震震中以西的观测台站分布比较密集，事件分布不但对研究区形成了较好的方位覆盖，而且保证了地震序列目录的完整性、射线交叉分布密集性以及成像反演的可靠性.

图2 本研究所用的地震台站分布(a)和地震震中分布(b)Fig.2 (a) Distribution of seismic stations and (b) earthquake epicenters used in this study

在反演计算之前，我们在地震P波到时数据预处理的阶段进行了严格的筛选工作，只选取地震观测报告中ML≥1.0的地震事件且利用震相走时和震中距的关系曲线对震相到时数据进行了控制，剔除走时曲线中个别离散程度较大的震相，最终确保每个地震事件至少有5个台站记录到P波到时数据(图3).2019年6月17日，长宁MS6.0地震发生后的几天时间内又连续发生4次MS5.0以上的中强震以及一系列小震，该地震序列主要位于主震的北西侧区域，沿着长宁—狮子滩大背斜排列展布，长宁震区及周边发生的大量地震事件以及密集的射线交叉分布，为反演震区速度结构研究奠定了较好的数据基础(图4).

图3 震中距-走时拟合曲线图Fig.3 The fitting curve of travel time and epicentral distance

1.2 成像方法

本文采用了Zhang和Thurber(2003，2006)提出的双差层析成像方法来反演长宁震区三维P波速度结构，该方法是在双差定位方法(Double-Difference earthquake location algorithm)的基础上发展而来(Waldhauser and Ellsworth，2000)，联合反演三维速度结构与震源位置过程之中同时使用了相对走时数据和绝对走时数据，在建立整个研究区的三维速度结构的时候，先赋予绝对走时数据较高的权重，为了更好地约束三维速度结构与震源位置，迭代后又给相对走时数据赋予较高的权重(肖卓和高原，2017).与传统的基于走时数据的层析成像方法相比，该方法由于考虑了地下介质速度结构的变化特征，也克服了双差定位时关于地震台站到事件对之间速度不变的条件假设，而且由于反演时加入了相对走时数据，提高了三维速度结构的反演精度，从而能够揭示出更多的地下介质的精细结构.目前，该方法已被广泛应用于不同区域的三维速度结构反演研究(Allam et al.,2014; Hofstetter et al.,2012; Okada et al.,2006,2007; Thurber et al.,2004,2007; 王长在等，2018；吴海波等，2018； Watkins et al.,2018).在进行匹配地震对事件的时候，我们将地震对之间最大距离设置为10 km，且每个地震事件最多能和10个地震匹配成对，最终，筛选出了17126个地震共计95312条绝对到时数据和1519964条相对到时数据用于联合反演.根据长宁震区地震事件的分布、观测台站位置以及地震射线的覆盖情况对研究区进行了网格模型划分，我们将研究区域的中心位置(长宁震区)水平网格大小划分为0.1°×0.1°，边缘部分水平网格为0.2°×0.2°，垂向网格节点分别为0 km、2 km、4 km、6 km、8 km和10 km，采用Lei等(2017)的地壳速度模型建立研究区一维P波初始速度模型.

图4 研究区域P波射线分布图Fig.4 Distribution of P-wave ray paths used in this study

1.3 参数选择

在反演过程中，对于阻尼最小二乘问题，成像方法采用了带阻尼的LSQR算法(Least Squares QR Factorization)，并以总走时残差的2范数为目标函数进行迭代和求解方程组(Zhang and Thurber，2003).成像过程之中慢度的变化量用光滑因子来约束，且地震位置和慢度的变化量用阻尼因子来约束，由于反演结果的稳定性很大程度上受到平滑因子和阻尼参数的大小的影响，所以在反演前，对不同阻尼参数和平滑因子的数值大小进行权衡分析就显得尤为重要(Eberhart-Phillips, 1986; Eberhart-Phillips et al.,1993；Ma et al., 2016)，建立模型方差与数据方差均衡曲线来保证反演结果的稳定性，最终选取数据方差明显降低且满足模型方差变化较小时所对应的参数组合为最优数值进行反演.我们利用L曲线法进行最优参数值搜索(Hansen, 1992; Hansen and O′Leary, 1993)，把平滑因子搜索范围设定在1～600，阻尼参数搜索范围设定在10～1000，最终，选取的最优平滑因子数值为40，阻尼参数数值为300(图5)，经过20次迭代反演，走时残差的均方差从0.31s下降为0.09 s.

1.4 检测板测试

我们采用棋盘格测试方法来检验速度结构反演的可靠性及空间分辨能力(Spakman et al.，1993)，即先在初始模型中加入正负相间的速度扰动值生成棋盘模型并计算理论走时，再进行初始模型和理论走时数据反演，最后综合评价反演结果对棋盘模型的恢复程度，扰动恢复程度较好的区域说明反演结果可靠.根据网格划分大小和±3%速度扰动值的棋盘模型正演计算理论走时，再结合实际初始模型进行反演计算，经过不同深度的棋盘格测试结果显示，不同深度范围层处于研究区中心的长宁震区及附近恢复较好，层析成像结果可达到0.1°×0.1°的分辨率(图6)，这主要是由于长宁震区附近集中分布的序列事件以及大量地震射线主要分布在浅部上地壳，从而使数据的分辨能力得到了较大的提高.

2 P波速度结构特征

由于2019年6月17日长宁MS6.0地震及其余震序列主要发生在长宁—双河大背斜构造区内，该地区构造较为复杂，褶皱构造往往伴生有断层或存在隐伏的地腹构造，且震后的地震现场科考资料并未发现的同震地表破裂，鉴于此，我们重点剖析和研究长宁MS6.0地震震区及其周边的双河场背斜、腾龙背斜、白象岩—狮子滩背斜等复式背斜褶皱构造区域的三维P波速度结构.图7给出了长宁震区及周边浅层上地壳0～8 km范围内的三维P波速度异常分布图，可以看出长宁震区及其周边上地壳P波速度结构表现出明显的不均匀分布特征，长宁震区上地壳存在显著的横向介质分布差异，并且浅层P波速度结构与地表地质构造特征和地层岩性密切相关.

其中，0 km速度结构分布图显示双河背斜及其东部处在高波速异常区内，且长宁—双河大背斜的展布形态与高波速异常区分布范围大体一致，腾龙背斜和芭蕉滩断层等构造限制住了高速异常前缘继续向西侧扩展的趋势(图7a).由于长宁—双河大背斜东南起于叙永地区，向西北穿过珙县至高县地区，该背斜核部出露寒武系，外围依次出露奥陶系、志留系、二叠系、三叠系等古老地层，故这种古老岩性分布特点与高速异常分布特征密切相关.而长宁震区南北侧所处的川东盆岭区整体性好，第四纪以来一直处于剥蚀状态，抬升幅度小于500 m，表现为丘陵、低山相间分布的地貌类型，如建武向斜和相岭向斜等地较为宽缓，形成较开阔的山间丘陵谷地，平均海拔300～500 m，故在P波速度结构图中表现出低速异常的分布特征.2 km深度层上的速度结构特征则更为明显，双河场褶皱及其东侧区域的高速异常特征明显，震区北西侧大佛崖附近存在低速异常分布，据我们科考获取的大地电磁探测剖面结果揭示在深度约2.5 km到5 km范围存在电阻率小于1 Ωm的低电阻层且该低阻层的埋深呈西深东浅的赋存样式(图7b).结合宁201-宁203-宁2井地层对比剖面(童崇光，1992；郭正吾等，1996)可知，长宁背斜核部的宁2井钻遇厚达3300余米的寒武系和震旦系，震旦系灯影组下段发育厚约240 m的膏盐层(何登发等，2019)，加之长宁双河背斜附近的抽(注)水作业等因素，因此，该处浅部低速异常区可能与流体存在有关.建武向斜的核部出露中侏罗统沙溪庙组地层且地层产状比较平缓，表现出圈闭状或条带状的低速异常展布特征.李俊伦等(2019)基于密集台阵的四川长宁昭通页岩气开发区域浅部S波速度结构成像结果，同样表明建武向斜为一低速异常区域，这也从另一角度论证了我们反演结果的可靠性.

4 km深度处长宁震区及其周边上地壳速度结构依然呈现出明显的横向不均匀分布特征，震区双河场褶皱以及该褶皱构造地表出露的大地湾断层和NW向大佛崖断层两侧速度结构特征各异(图7c).其中，低速异常主要分布在震区北侧，而高速异常则分布在震区以东.2019年长宁MS6.0地震位于该高低速异常的分界线附近，这种特有的速度结构特征也在以往芦山MS7.0地震、康定MS6.3地震和鲁甸MS6.5地震等多次强震震区的研究中得到体现(李大虎等，2015a，2019).结合震后我们科考组对长宁地区复测的143个密集大地电磁阵列数据反演结果，获取了长宁震区震后的深部三维电性结构图像也表明，震区NW向断裂和NE向断裂两侧介质的电阻率性质具有明显的差异，震区北侧相岭向斜表现为低阻异常分布，双河场背斜及其以东同样表现为高阻异常特征.随着反演深度的增加，震区及周边上地壳速度结构分布特征呈现一定的趋势性变化，6 km深度处的长宁震区及周边速度异常分布形态和展布范围均有所改变，长宁震区向北凸出的弧形构造白象岩—狮子滩背斜作为高低速异常区分界线逐渐清晰，该异常西边界被芭蕉湾断层限制住了其继续西扩的范围，米滩子背斜、筠连鼻状背斜和巡司场鼻状背斜也处于高波速异常区内.相岭向斜延伸一带的低速异常仍然存在，并呈现出近EW向的展布特征，而建武向斜至长官司—叙永向斜区域的低速异常特征愈发明显且该异常前缘向北东扩展至凤凰山背斜附近，而震区以东双河—富兴一带均仍位于高速区内(图7d).

8 m深度层图像可以看出，部分速度异常体的形态和范围有所改变，震区以东的东阳场背斜和凤凰山向斜均位于高波速区内(图7e)，根据区域地质和出露基底岩系资料显示，川东南坳陷前震旦系基底为一套巨厚的板溪群地层(宋鸿彪和罗志立，1995)，结合长宁地震后通过地表高精度重力探测及改进的重力异常处理技术反演得到的长宁震区及周边深部构造的密度结构结果，也表明该区为高密度异常分布区域(与石磊个人交流，2019)，因此，我们综合分析认为三维P波速度结构图中高速异常分布特征应与板溪群基底岩性分布密切相关.值得注意的是，长宁—双河大背斜内部则出现了明显的大范围低速异常分布特征，具体分析该深度层低速异常展布的原因应该与长宁背斜基底存在滑脱层有关，滑脱层作为一个偏塑性、易发生形变的软弱区域，导致应力容易在其上部的脆性地层中积累，也正是由于低速滑脱层的存在，使得长宁震区的双河场褶皱附近存在不一样的深浅构造背景，基底内滑脱层横向变化较大且控制了浅部隔槽式褶皱的发育.结合易桂喜等(2019)研究给出的长宁地震序列16次MS≥3.6地震的震源矩心深度在1～7 km范围，揭示本次长宁地震序列发生在上地壳浅部，因此，综合推测出该长宁地震序列基本上都发生在该滑脱层之上.同样，长宁地震科考基于远震接收函数共转换点叠加方法(CCP)成像构建的一条自SW至NE的二维剖面结果，揭示长宁背斜深部存在一层软弱拆离构造，并推测该拆离带控制了区域褶皱的变形和演化[注]四川长宁6.0级地震科学考察报告，2019.除了水平速度结构图之外，我们分别给出了沿着NW-SE方向的和沿SW-NE方向的速度结构剖面图(图8)，从不同方向的速度结构切片图可以看出，长宁震区及周边的速度结构不均匀性特征差异明显，长宁MS6.0地震序列绝大部分集中展布在低速层之上，其中，NW-SE剖面垂向切片图揭示出在长宁背斜及其北西侧浅部存在低速异常，且剖面北西端的低速层埋深比东端深，震区东部浅部则表现出较为明显的高速异常特征(图8a).SW-NE剖面速度结构更为明显地显示了长宁背斜基底深度处存在低速层，且该剖面低速层埋深在区域上亦呈南深北浅的赋存状态(图8b)，这与我们通过三维大地电磁阵列测深反演所获取的长宁地震后地下介质三维电阻率结构所揭示的长宁双河背斜和其南侧区域电性低阻层结构的深部赋存深度相一致.

图5 利用L曲线法选取平滑因子(a)和阻尼参数(b)Fig.5 The optimum smoothing parameter (a) and damping parameter (b) selected by L-curve

图6 不同深度棋盘格分辨率测试结果Fig.6 The checkerboard resolution test at different depths

图7 不同深度P波速度结构图 图中红线为区内主要断裂，不同大小白色星号分别代表长宁MS6.0主震和4次5.0级以上地震.Fig.7 The images of 3D P wave velocity structure at different depths Red lines denote main faults in the study region, different size white star denotes the Changning MS6.0 mainshock and 4 events with magnitude greater than 5.0.

3 讨论

3.1 速度结构特征与地震序列分布

为了进一步揭示长宁MS6.0震区速度结构特征与地震序列分布之间存在的关系，我们绘制了重新定位后的长宁地震序列分布图(图9)，从图中可以看出该序列优势展布方向总体上沿着NW-SE向的长宁背斜核部排列，6月17日发生的长宁6.0级地震处在序列的东南侧的双河场褶皱区，随后发生的珙县MS5.1、长宁MS5.3、珙县MS5.4和MS5.6地震以及大量中小地震事件均处在长宁6.0级地震的西北侧，其中6月22日MS5.4和7月4日MS5.6地震发生在白象岩—狮子滩背斜区，NW走向的大佛崖断层附近也存在大量中小地震事件展布(图9a).剖面C-C′展示，长宁地震序列的震源深度呈现出自SE向NW逐渐变深趋势，剖面A-A′揭示长宁余震区东段的地震事件深度较剖面B-B′所处余震区西段的事件深度浅，与已有研究一致(易桂喜等，2019).统计分析地震序列的震源深度分布特征还可发现，长宁6.0级地震序列的震源深度优势分布层位主要集中在0～10 km之间，平均深度为仅4.82 km，震源深度大于5 km以上的地震绝大多数发生在珙县5.1级地震及其西侧，地震序列总体上主要还是发生在浅部上地壳范围内.易桂喜等(2019)、Lei等(2019)和Meng等(2019)基于长宁地区地震观测数据分析地震活动性，结果均表明震区大量丛集分布的中小地震位于上地壳浅部.然而，由于长宁MS6.0地震震区历史上并无致灾型的强震记录和宏观震害表现记录，震区地震序列展布特征与深部介质结构及构造背景关系如何，仍是一个值得研究的科学问题.

综合三维P波速度结构和地震序列展布的研究结果可以看出，长宁MS6.0地震序列的空间分布特征与震区上地壳介质速度结构存在密切关系.其中，0 km速度结构图表明长宁震区双河场褶皱附近北西向大佛崖断裂以及白象岩—狮子滩背斜两侧介质的速度特征具有明显差异，也说明了震区东、西两侧沉积地层物性存在一定差异，且这一特征在2 km深度图上依旧存在，地震序列大体上沿着高低速异常分界线呈NW-SE向分布并终止于白象岩—狮子滩背斜构造附近，双河场褶皱及其以东区域的高速异常特征明显，且长宁—双河大背斜的展布形态与高波速异常区分布范围大体一致.4 km和6 km深度的速度结构图显示了长宁MS6.0地震发生在高低速异常分界线附近，而长宁震区附近以东双河—富兴以及东坝鼻状背斜一带仍位于高波速区内.

易桂喜等(2019)的研究结果表明长宁MS6.0地震附近区域的余震稀少，并通过与国内外几次地震事件(日本新潟6.6级地震、四川康定6.3级地震和四川九寨沟7.0级地震)对比研究，表明这几次主震附近的余震分布与此次长宁6.0级地震序列分布特征类似(Kato et al., 2010；易桂喜等，2015，2017)，据此认为长宁地震在主震中能量得以充分释放(易桂喜等，2019).本文P波速度结构揭示了长宁震区附近及双河场褶皱东侧高速体的存在，地震序列大体上沿着高低速异常分界线呈NW-SE向展布，并终止于白象岩—狮子滩背斜构造东段附近.因此，长宁MS6.0地震震区及周边介质速度结构的非均匀分布特征是控制长宁地震及其序列展布形态的深部构造因素.

图8 垂直剖面P波速度结构图Fig.8 Vertical profiles of P-wave velocity structure

图9 精定位后的地震震中分布(a)和沿A-A′剖面(b)、B-B′剖面(c)、C-C′剖面(d)震源深度分布图Fig.9 (a) Distributions of epicenter after precise relocation and Focal depth distributions of (b) the A-A′， (c) B-B′， (d) C-C′ profiles

3.2 长宁震区的深部孕震环境

四川盆地川东南地区发育一系列规模不大的背斜构造，断裂构造往往发育于背斜的轴部或陡翼，背斜构造与断层的弯曲扩展具有密切的成因联系，控制了一系列5级左右中强地震的发生(张岳桥等，2011；王适择，2014).据史料记载以来，川东南地区仅发生过十余次中强地震(4.7～53/4级)，最大地震为1896年富顺53/4级地震，迄今尚未有6级以上强震记载.自1985年以来，四川盆地曾先后发生过数次中强地震，如1985年自贡4.8级地震、1989年江北统景4.7、5.3级地震，1936年长宁东北侧江安5.0级地震，1996年宜宾永兴5.4级地震及1997年荣昌4.9级地震等，且这些中强地震一般都发生在背斜构造的轴部或陡翼.

近些年来，川东南地区地震活动强度及频度均高于以往，相继发生了2010年长宁MS4.6、2013年长宁MS4.8、2017年筠连MS4.9和5月4日珙县MS4.9、2018年兴文MS5.7和2019年珙县MS5.3地震、2019年2月24日荣县MS4.7和25日荣县MS4.9、9月8日威远MS5.4、12月18日资中MS5.2及多次MS4.0～4.4地震等.已有研究结果表明，四川盆地的5.0级左右中强地震通常发生在背斜构造部位，与断层弯曲背斜或断层扩展背斜成因上存在一定的联系，地表背斜构造通常认为是5～6级左右地震危险源的标志(钱洪和唐荣昌，1992).Lei等(2017)研究发现川东南地区4.0级以上地震发生在三叠纪早期沉积盖层，而不是在结晶基底中，据此推测可能是基底深度和沉积盖层中广泛分布的脱顶构造对地震的发生起到了一定的作用.何登发等(2019)据人工地震勘探剖面和钻井资料开展构造解析，认为形成长宁背斜的基底断层发生了复活，还未传递到北侧的上盘断坡部位，背斜北翼相对“平静”.易桂喜等(2019)推测本次长宁MS6.0地震序列的发生，可能与长宁—双河复式大背斜中双河场褶皱伴生断层以及白象岩—狮子滩背斜构造的活动有关，长宁MS6.0地震触发白象岩—狮子滩背斜伴生断层活动，导致了随后一系列5级以上地震(珙县MS5.1、长宁MS5.3、珙县MS5.4和MS5.6级地震)的发生.然而，究竟是什么深部因素或边界条件驱动构造活动的动力背景尚不清楚，据长宁地震震后野外地面地震地质调查科考工作发现，双河镇与珙县之间的山区有很多与边坡相关的地表裂缝，主要表现为滑坡体后缘的张裂缝以及水泥路面基础塌陷裂缝等，但并未发现本次地震的同震地表破裂，加之此次长宁地震发生在浅部的上地壳内，震源浅，造成了大量的人员伤亡和社会经济损失，因此，研究长宁MS6.0地震震区的上地壳速度结构对揭示其深部孕震环境、分析发震构造及减轻地震灾害风险等都具有重要的现实意义.

长宁MS6.0震区的三维P波速度结构显示震区沉积盖层的物性特征分异明显.由于震区褶皱构造和伴生断裂发育，褶皱的轴向和断裂的走向存在着明显的差异性，以华蓥山断裂为界，靠近该断裂的褶皱构造轴向主要呈NE向，而往东的褶皱构造轴向比较复杂，呈EW向、NE向和NW向，甚至局部呈弧形产出.东侧褶皱构造的伴生断裂走向也表现出多样性，有NW走向、NE走向、SN走向和近EW走向，这也表明除了受区域性构造运动的影响之外，长宁震区局部构造的差异性活动也较为突出.长宁大背斜就是由白象岩—狮子滩背斜、双河场背斜、梅子拗背斜、长宁背斜等多个次级褶皱构造组成，由于局部构造差异活动，次级褶皱构造的轴向并不一致，震区深浅构造的耦合也存在明显差异.长宁背斜所在位置沉积盖层中存在高速异常分布，异常体西边界位于双河场背斜和梅子拗背斜附近.而长宁背斜轴向为NW向，双河场背斜和梅子拗背斜的轴向则呈EW-NE向，它们的轴向并不一致，除此之外，双河场背斜周缘的速度结构与其东侧的存在明显的差异性，这种差异与局部构造的特征亦存在着相关性.因此，长宁MS6.0地震震区局部构造的差异活动，不仅造成了褶皱构造轴向和伴生断裂走向的变化多样，也造成了震区深浅构造耦合和沉积盖层的物性特征存在明显的差异.长宁MS6.0地震震中位于速度结构发生变化的边界带附近，因此我们推测长宁地震是震区局部构造活动的结果，而且这种介质物性发生变化的边界带可能是中强地震孕育和发生的有利部位.

长宁6.0级地震震区位于青藏高原东缘四川盆地的川东南地区，该区基底主要由一套巨厚的沉积变质碎屑岩夹碳酸盐岩与火山碎屑的复理式建造所组成，属低密度塑性基底结构，埋深一般为7～9 km(赵从俊等，1989；高金尉，2012).结合本文P波速度结构8 km深度图可以看出，长宁—双河大背斜内部包括震区附近则出现了明显的大范围低速异常分布特征，我们推测该深度低速异常应与长宁背斜塑性基底内的滑脱层有关.滑脱层作为一个偏塑性、易发生形变的软弱区域，导致应力容易在其上部地层中积累，该低速滑脱层在区域构造运动中也起着重要的作用，作为难于积累应变能的塑性软弱层，容易将应力传递给上部地层物质(李大虎等，2015b).长宁MS6.0地震之后，中国地震局地球物理研究所牵头实施了四川长宁6.0级地震科学考察工作，流动地震观测台阵第一科考组通过布设密集台阵记录并采用接收函数成像方法揭示了在盖层底部和基底浅部(约5～10 km)存在明显的软弱层(中国地震局地球物理研究所，2020)，因此，这也从另一方面证实了本文成像结果的可靠性.

综上，长宁MS6.0地震及其余震序列绝大部分发生在基底滑脱带之上，应力容易在其上部地层中积累，长宁6.0级震中位于双河场褶皱核部，背斜构造的轴部往往又是构造应力容易集中的地带，且震区附近还存在较多改造背斜构造的顺层或切层的断裂.由于受到区域NE-SW向主压应力和经华蓥山构造带传递而来的NW-SE向的现今应力场的共同作用(Gan et al., 2007；高原等，2018；易桂喜等，2019)，导致了此次长宁6.0级地震的发生，而随后发生的珙县5.1级地震、长宁5.3级地震、珙县5.4级地震和珙县5.6级地震以及大量中小地震事件均受到了长宁6.0级地震的触发作用而相继发生.

3.3 对周边地区地震危险性的潜在影响

处于稳定扬子地块西缘的四川盆地内部具有很小的应变速度，历史上地震活动不高，但在过去几十年来发生了一系列中强地震(Lei et al.,2017，2019a)，本次长宁MS6.0地震也造成了一定的人员伤亡和较大的财产经济损失(易桂喜等，2019)，一些研究也表明川东南地区具有5级强震连发、复杂构造地区的应力容易触发、小尺度的断层段可能存在的闭锁和“填空”现象等特征，使得我们不得不重新审视该区域的强震风险(易桂喜等，2019；Long et al., 2020).自2006年4月起，长宁、兴文、珙县交界区域小震活动突然增加，活动强度及频度均高于以往，显示长宁地区的地震活动增加与注水采盐作业生产工艺的改变在时间上准同步，但该区地震活动与盐矿开采到底存在怎样的关系以及在何种条件下可能导致老断层活化等问题必须在充分了解深部构造展布、生产井位分布、压裂时间进程及流体注入等相关信息的基础上，通过数字模拟试验等进行分析研究(易桂喜等，2020).

本文P波速度结构揭示了长宁MS6.0地震震区及其周边上地壳速度结构表现出明显的横向不均匀性分布，震区双河场褶皱以及该褶皱构造地表出露伴生的大地湾断层和北西向大佛崖断层两侧浅层速度结构特征各异.其中，低速区主要分布在震区北西侧，震区东侧存在高速体分布，这与我们对长宁MS6.0地震震后复测的143个密集大地电磁阵列数据反演结果吻合较好，三维深部电性结构揭示了震区东侧存在高阻异常体，该异常体可能阻挡了长宁MS6.0地震余震序列继续向东延伸，使得此次地震序列主要展布于主震的北西一侧，震区附近NW向展布的大佛崖断层和NE向大地湾断层在深部电性结构图中均表现出边界带特征.结合长宁—双河背斜轴部伴生的NW向断裂构造比较发育，背斜核部岩层的顺层相对滑动量较大且裂隙发育等地面地质调查结果，综合表明了长宁—双河背斜构造区轴部构造应力集中及其伴生的断裂具备一定的发震能力和深部孕震背景，这可能也是长宁及其周边地区地震强度较大、活动持续时间较长的主要原因.迄今为止，震区仍时有中等强度的余震发生，如2019年11月27日长宁MS4.0、2020年4月23日长宁MS4.1地震以及2020年6月12日珙县MS4.0地震，加之川东南地区构造系统较为复杂且地下介质物性结构也表现出多样性，因此，仍需深入研究该区褶皱及其伴生断裂的深部延伸形态以及深浅构造的耦合关系，只有这样才能更深入认识该区地震构造特征、深部孕震环境以及更科学地评估其未来地震活动和潜在的地震危险性.

4 结论

本文充分收集川东南宜宾长宁MS6.0地震震源区及其周边范围内四川省数字测震台网、宜宾市地方台网以及2016年以后宜宾长宁地区新增小孔径流动地震台阵等共计35套观测地震设备2013年1月1日—2019年7月记录到的17305次地震的P波到时资料的数据，应用双差地震层析成像方法反演得到了长宁MS6.0地震震区上地壳三维P波速度结构特征，并结合此次地震后科考组在震区获取的三维大地电磁阵列和重力密集测量等最新观测资料，综合分析讨论了长宁震区P波速度结构特征与地震活动关系、孕震环境及地震危险性等科学问题，具体结论如下：

(1)长宁MS6.0地震震区及其周边上地壳P波速度结构呈现出明显的横向不均匀分布特征，震区沉积盖层的物性特征分异明显，双河场背斜褶皱北西侧的波速结构与其东部存在明显的差异性且浅层P波速度结构分布特征与地表地质构造和地层岩性密切相关.

(2)长宁地震序列的空间分布特征与震区介质速度结构存在密切关系，P波速度结构还揭示了长宁震区附近及双河场褶皱东侧高速体的存在，序列大体上沿着高低速异常分界线呈NW-SE向展布，并终止于白象岩—狮子滩背斜构造东段附近，长宁MS6.0地震震区及周边介质速度结构的非均匀性分布特征是控制长宁地震序列展布特征的深部构造因素.

(3)三维P波速度结构还表明了长宁MS6.0震区的双河场褶皱附近存在不一样的深浅构造背景，双河大背斜的核部NW向大佛崖断裂以及白象岩—狮子滩背斜两侧介质的速度特征具有明显差异，由于长宁震区局部构造的差异活动，不仅造成了褶皱构造轴向和伴生断裂走向的变化多样，也造成了震区深浅构造耦合和沉积盖层的物性特征存在明显的差异.长宁MS6.0地震震中位于速度结构发生变化的边界带附近，因此，我们推测长宁地震是震区局部构造活动的结果，这种介质物性变化的边界带可能是中强地震孕育和发生的有利部位.

(4)长宁震区双河场褶皱以及该褶皱地表出露伴生的大地湾断层和NW向大佛崖断层两侧浅层速度结构特征各异，结合长宁—双河背斜与轴线方向一致的NW向伴生断裂构造比较发育，而褶皱东侧的伴生断裂走向表现出多样性和复杂性，由此推断除了受区域性构造运动的影响之外，长宁震区局部构造的差异性活动也较为突出，长宁—双河背斜构造轴部及其伴生的断裂具备一定的发震能力和深部孕震背景，这可能也是长宁地震余震强度较大、活动持续时间较长的主要原因，川东南地区的潜在地震危险性仍值得进一步关注.

致谢感谢中国科学技术大学张海江教授提供的双差地震层析成像程序(TOMODD)和日本产业技术综合研究所雷兴林教授提供的一维初始速度模型.在文章的撰写过程中，先后与石磊副研究员、胡隽副教授、尹陈副教授、梁明剑博士、莘海亮博士、刘巧霞博士和吴朋高级工程师等进行了多次有益的交流和探讨，三位审稿专家对本文提出了宝贵的修改建议，作者表示最衷心的感谢.