小江断裂带北段上地壳三维速度结构研究及鲁甸MS6.5地震构造分析

邓菲， 吴庆举， 许力生

中国地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

小江断裂带是我国西南地区重要的活动断裂带，是川滇菱形块体的东北和东边界，其与则木河、安宁河、鲜水河断裂一起构成了从青藏高原内部延伸到东南缘的重要构造带(阚荣举等，1977；Wang and Burchfiel，2000；何宏林等，2008；张培震，2008).自1500年以来，小江断裂带发生过10余次6级以上的地震(Shen et al.，2003)，其北段被认为是潜在的强震危险区(钱晓东和秦嘉政，2008；魏文薪等，2012；马起杨等，2016)，该段发生过30余次5级以上地震，其中强度最大的一次地震为1733年发生在东川的M73/4地震.在该区开展地壳结构研究，将为确定地震孕育背景及其危险性提供重要背景资料.

小江断裂带北段位于峨眉山大火成岩省内带和中带边界附近，其东侧出露大规模玄武岩，构造极具复杂，峨眉山大火成岩省的研究向来是研究区内重要的地质问题.地质学研究通常通过浅地表响应(何斌等，2006)、地震学探测多数利用区域尺度的壳幔结构研究来确定大火成岩省的地幔柱作用和岩浆活动的动力学过程(Xu et al., 2004；Chen et al.，2015；郭希等，2017)，而地壳结构尤其中上地壳的研究较少，而本文得到的小江断裂带北段上地壳的结构将揭示地壳浅层对大火山成岩省的响应特征，同时这些特征能深化对小江断裂带形成机制的认识.

前人采用人工地震测深(熊绍柏等，1993；Wang，2009；徐涛等，2015)、地震体波走时成像(Wang et al.，2003；吴建平等，2013；Huang et al.，2012；李大虎等，2019；Hua et al.，2018；邓山泉等，2021)、噪声与面波成像(Yao et al.，2008；王琼和高原，2014；Yang et al.，2020)、接收函数和面波联合成像(Liu et al.，2014；李永华等，2014)等方法，在川滇地区开展过地壳结构方面的探测与研究工作，相关结果为认识小江断裂带及其孕震环境提供了重要的深部资料，但目前关于小江断裂附近的深部结构特征仍存在相互矛盾的现象.如人工地震探测(徐涛等，2014)结果显示小江断裂带北段东侧上地壳表现为明显的P波低速异常，Hua等(2018)的P波走时成像结果显示小江断裂带北段在整个地壳内呈现明显的低速特征，而Wang等(2003)的P波和S波走时成像、吴建平等(2013)的P波走时成像研究以及王琼和高原(2014)噪声与面波层析成像结果则显示小江断裂带北段东侧的中上地壳表现高速异常.Fu等(2018)的远震Love波成像和Yang等(2020)的面波成像显示小江断裂带两侧的结构差异不明显，而是沿着断裂带周围上地壳表现为低速异常.

2014年鲁甸MS6.5地震发生在小江断裂带的西北侧的昭通—鲁甸断裂附近，而据主震的震源机制解、破裂特征、余震时空分布和地震烈度等资料(张勇等，2014；张广伟等，2014；徐锡伟等，2014；卢永坤等，2014；程佳等，2016)显示，昭通—鲁甸断裂并不是这次地震的发震断层，而是规模较小的苞谷垴—小河断裂.关于的苞谷垴—小河断裂是否切穿昭通—鲁甸断裂的研究也存在争议，王腾文等(2015)和程佳等(2016)的研究认为苞谷垴—小河断裂切穿昭通—鲁甸断裂，魏文薪等(2018)的GPS同震位移结果表明苞谷垴—小河断裂尚未切穿昭通—鲁甸断裂.另外，利用速度结构研究鲁甸地震的孕震环境方面也存在一定分歧，如李永华等(2014)的接收函数与面波联合反演结果显示鲁甸地震及其余震位于上地壳的高速区，而李大虎等(2019)的近震和远震联合走时成像结果则显示该地震位于高低速异常的分界线附近.这些研究对于鲁甸震源区有着重要的有参考价值和科学意义，也揭示了研究区内复杂的构造环境，但目前尚未有精细的速度结构对鲁甸地震的孕震环境和成因给出足够清晰的解释.

2012年以来中国地震局地球物理研究所在云南巧家周围沿小江断裂带布设了25个宽频带流动地震台站(图1)，形成了台间距约为15 km的地震观测台阵——巧家台阵(Liang et al.，2020).该台阵南起云南东川，北至四川宁南，对小江断裂带的南北向覆盖范围约120余km，横向覆盖范围为50～60 km，记录到的最小震级可达-0.6级.台阵布设期间记录到了2014年云南鲁甸MS6.5地震的大量余震资料和沿小江断裂带分布的密集地震和丰富的走时资料.密集台阵资料的使用为获得更高分辨率的三维速度结构的研究提供了有利条件，可以弄清楚断裂带两侧介质物性的差异、改善精细速度结构的分辨能力，进而推动对地震的孕育和断裂机制的研究(张明辉等，2020).本文将利用高分辨率的三维P波速度和波速比结构，探讨该地区的地壳结构特征与构造断裂带和地震孕育环境之间的关系.

图1 研究区构造背景

1 地震资料与成像方法

1.1 数据

本文收集了巧家台阵2012—2017年期间记录到的近震波形数据，对每条地震波的直达P波和S波到时进行了人工拾取.为保证反演结果的可靠性，本文限制每个地震的P波数据不小于5个，其中震级最小的地震为0.8级，该地震有10条Pg走时记录和4条Sg走时记录.利用HYP2000定位方法对地震进行初始定位后，最终共得研究区内2501个地震的Pg走时28652条，Sg走时18408条(图2).

图2 直达P波、S波走时曲线(a)和Wadati直线拟合的波速比(b)

1.2 方法

本文采用SIMULPS14(Thurber，1983；Eberhart-Phillips，1990)地震走时层析成像程序，通过反演得到了研究区的VP和VP/VS分布.该成像方法因计算准确和效率高等特点被广泛应用(Haslinger et al.，1999；DeShon et al.，2006；于湘伟等，2003；Huang et al.，2015).反演计算过程中采用速度结构和震源位置联合反演，分别用P波走时和S-P到时差反演VP和VP/VS的结构，这样得到的VP/VS结果比直接用VP和VS计算得到的VP/VS更为稳定和可靠(Evans et al.，1994；Lin，2013 ).理论公式可以表达为：

(1)

(2)

在给定初始速度模型的情况下，使用伪弯法(Um and Thurber，1987)来快速追踪震源与台站之间的射线路径.采用阻尼最小二乘方法反演模型扰动，通过多次迭代不断地修正速度等模型参数和震源位置，既使得走时残差在范数意义下最小化，又使得最终模型接近实际的地壳结构.最佳阻尼值是根据模型和数据方差的L型曲线来选择最佳值，根据计算出的分辨率矩阵评价反演结果的可靠性.

1.3 模型及参数

本文参考穿过研究区的多条人工地震测深剖面(Wang et al.，2009；徐涛等，2014)和前人的三维地震成像结果(Wang et al.，2003)，综合分析建立了初始一维速度模型(图3a中虚线).一维模型在0～20 km深度范围内共分为6层(图3).为了进一步减少反演结果对初始模型的依赖，使用的Velest程序(Kissling，1988; Kissling et al.,1994)对走时进行反演，获得最小一维模型(图3a中实线).该模型使得走时残差较初始模型有更好的收敛(图4)，可作为三维模型反演的最佳输入模型.通过和达直线拟合P波和S波的走时数据得到VP/VS的平均值为1.73(图2)，该值作为VP/VS模型反演的初始值.

本文在0～2000范围内测试了不同的阻尼因子，根据L曲线挑选出的VP和VP/VS模型的最优阻尼值分别为120和80(图3).在反演过程中，每次迭代后都根据得到的VP模型再次定位，定位后获得新的走时数据和地震位置数据再进行模型反演，经过9次迭代，获得了最终的VP和VP/VS模型，再通过VP和VP/VS结果计算得到VS模型.最终获得的地震走时残差的分布和均方根(RMS)大小可以反映震源空间参数解和模型的精确度，图4为基于初始模型，最小一维模型和三维模型定位后地震走时残差的分布，从初始模型到最小一维模型再到三维模型，走时残差有着明显的降低，均方根残差也逐步减小.

作为果树资源大县，江城县有着十分丰富的果树种质资源，有野生水果及栽培型水果两类。栽培型水果主要为澳洲坚果、火龙果、牛油果、西番莲、芒果、菠萝蜜等；野生水果主要有野荔枝、野蒲桃、橄榄果、多依果、羊奶果、五桠果、百榄、野芭蕉等约五六十种。

图3 最小一维反演模型与利用L型曲线选择最佳阻尼值

图4 P波走时(a)和S波走时(b)基于各类模型的走时残差分布

1.4 分辨率及可靠性分析

本文进行了棋盘测试(Spakman et al.，1993)以评价反演结果的分辨率与可靠性.其具体过程如下：在最小一维模型上加上正负5%的速度扰动值得到棋盘速度模型，由此棋盘模型和实际数据使用的地震和台站正演得到理论走时，此理论走时数据加上标准差为0.1 s的随机误差后，将最小一维模型作为初始模型进行反演，最后把反演结果和初始棋盘模型进行对比.如果反演结果仍然按照“棋盘格”分布，则表明相应区域具有较好的分辨率.通过多次不同网格大小的棋盘测试，本文最终确定研究区模型的最佳水平方向分辨尺度为10 km×10 km.

得到棋盘反演结果的同时计算了分辨率矩阵，分辨率矩阵的对角元素值DER(Diagonal Element of the Resolution Matrix)理论范围为0～1，其越接近1说明分辨率矩阵越接近单位矩阵，反演结果越接近实际结果，0则说明没有分辨.本文的VP和VP/VS模型中所有格点的分辨率矩阵的对角元素值范围分别为0～0.8和0～0.7.从图5可看出，在研究区内分辨率矩阵的对角线元素大于0.3的等值线(图中白色封闭曲线)与棋盘测试恢复效果较好的区域吻合较好，对于分辨率值大于0.3的区域，各层的反演结果是可靠和可信的.

图5 不同深度剖面VP(a)和VP/VS(b)的Checkerboard模型恢复结果

在0～20 km深度范围内，各层VP和VP/VS的“棋盘格”模型都有不同程度的恢复.由于P波到时数据在质量和数量上都优于S波数据，VP模型的分辨效果好于VP/VS模型.整体上，VP模型在0～16 km、VP/VS模型在0～12 km深度范围内，分辨率效果较好的区域占据研究区的大部分.12～20 km深度范围内，分辨率较好的区域范围有一定程度的缩减，尤其VP/VS高分辨率区域缩减至在研究区中心20～50 km范围内.在20 km以下的分层，模型没有恢复，主要原因是研究区内地震主要分布与0～15 km深度内，较少射线穿透至20 km以下的深度.

2 反演结果

图6给出了0～20 km深度范围不同深度的VP、VS和VP/VS分布.0 km深度主要反映速度结构特征与地形特征和断层的分布形态的对应关系.小江断裂带的凹陷区域表现为低速特征，两侧地势稍高的区域对应于高速区.巧家至东川低VP、VS和高VP/VS条带与小江断裂的走向一致.与之不同的是，沿昭通—鲁甸断裂则呈高VP、VS和高VP/VS的特征，会泽断裂则表现为低的VP、VS和VP/VS.在3 km深度，随着深度的增加这些差异特征逐渐减弱，沿小江断裂带分布的低VP和高VP/VS异常减弱且高VP/VS异常主要出现在小江断裂带与其他断裂交汇区.0 km深度附近、沿莲峰断裂北东向分布的低速结构在3 km深度左右扩展到断裂的东南侧，异常体与断裂的走向仍然保持一致，反映了莲峰断裂上地壳的低速结构随着深度向东南方向推进的特点.6 km深度以下，沿小江断裂带分布的低速特征逐渐消失，低波速结构从地表浅层最多只扩展到约9 km以上的深度，并随着深度的加深低速的横向范围逐渐变窄.9 km深度以下小江断裂带整体呈现显著的高速结构.小江断裂带浅层的VP/VS受流体影响表现为高值异常，6～12 km深度沿着断裂整体呈低VP/VS异常，12～16 km又倒转为高值异常.在6～12 km深度昭通—鲁甸断裂内部及其东南侧的高VP结构反映了该断裂及华南地块上地壳相对坚硬和稳定的特性.

图6 不同深度VP(a)、VS(b)扰动值和VP/VS(c)水平成像图

3 讨论

3.1 小江断裂带地壳结构特征及其构造意义

小江断裂带作为大型走滑断层，在青藏高原挤出的作用下，断层区附近的地壳存在强烈形变、浅部较为破碎，因此沿小江断裂附近上地壳表现为低速异常特征(Han et al.，2017；Fu et al.，2018；张智奇等，2020；Yang et al.，2020).本文成像结果呈现出了与前人结果相似且更精细的结构特征：沿小江断裂带北段地壳浅层的低波速和高波速异常区主要分布在断裂出露位置的西侧，在垂直方向上异常区分布在0～6 km左右的深度范围内，水平方向上异常区的宽度约为10 km左右.断层的分布形态与速度和波速比的分布显出了明显的对应关系.小江断裂带地壳浅层的低速、高波速比异常特征除了与其是一条大型走滑断层有关，同时与沿断裂发育大量水系有关，由于走滑错动导致断裂带附近岩石破碎、裂隙发育，同时水的侵入等因素共同导致波速尤其是VS的大幅降低，形成低VP、VS和高VP/VS异常.

前文提到众多学者通过地震成像方法得到小江断裂带两侧的速度结构显示出截然不同的特征，而本文速度成像结果(图7)显示，仅就小江断裂带北段而言，在不同位置的两侧显出了不同的速度差异特征，其中巧家段(剖面A)和达朵段(剖面C)东侧块体表现为明显的高VP和VS异常，而中间的蒙姑段(剖面B)则表现为低VP和VS异常.蒙姑段东侧的低速结构可能与附近的会泽断裂有关.穿越小江断裂带北段的丽江—攀枝花—清镇的人工地震探测结果(徐涛等，2014)也显示，小江断裂带东侧地壳平均VP较低，该人工地震剖面位置接近于本文的剖面B，也进一步印证了本文结果的可靠性.整体上，小江断裂带北段两侧具有速度差异特征，东侧块体相较西侧块体上地壳具有更高的波速特征，显示出了其作为川滇菱形块体与华南块体的边界带的构造特征，蒙姑段受附近局部构造特征的影响使得其东侧块体呈现较低的波速特征.本文结果显示出的小江断裂带北段不同位置两侧的差异特征，这在以往的研究中是没有的，主要得益于台阵的布设使得分辨率大大提高.

图7 小江断裂带北段不同位置的VP(a)、VS(b)和VP/VS(c)垂向剖面图

3.2 峨眉山火成岩区速度结构特征

图7中剖面A-C，可看到小江断裂带下方明显的高速特征，该高速体呈现以小江断裂为中心向上凸起的形状.据CRUST1.0(Laske et al.，2013；http:∥igppweb.ucsd.edu/～gabi/rem.html)研究区平均地壳厚度为47 km，中地壳底面埋深约为40 km，中地壳的平均VP约为6.3 km·s-1，小江断裂带下的高速异常体在约9 km的深度VP已达到6.3 km·s-1，约16 km深度达到6.4～6.5 km·s-1，并且该高速体处于峨眉山大火成岩省内带附近，据此我们推测该高速体来自于中下地壳，这可能与该地区发生的大规模玄武岩底侵和内侵有关(徐涛等，2015；Chen et al.，2015；徐义刚等，2017；郭希等，2017).Xu等(2004)认为峨眉山大火成岩省内带地幔部分熔融形成大量的基性岩浆一部分喷出地表，另一部分停留在地壳的不同深度.玄武岩的地震学表现为高VP、VS和高VP/VS，从本文结果上看，较为显著的高VP、VS和高VP/VS异常出现在小江断裂带的9～12 km以下深度.这种高VP、VS和高VP/VS异常很可能是基性岩浆的加入的体现，这些岩浆可是二叠纪时期由下地壳或上地幔顶部填充至中上地壳，使得断裂带附近的地壳物质较为脆性，介质强度较低，有助于后期小江断裂带的形成.本文结果为小江断裂带是二叠纪峨眉山玄武岩喷发的主要通道(宋谢炎等，2002；何冰辉，2016)这一认识提供了直接的地震学证据.

3.3 鲁甸地震震源区地壳结构特征与发震构造

鲁甸地震的余震序列具有共轭的双向破裂特征，其发震构造及破裂过程具有一定的复杂性(张勇等，2014；房立华等，2014)，研究震源区的精细结构及其与余震分布的关系将会进一步揭示鲁甸地震的发震机制.图8给出了2条沿鲁甸地震余震节面的垂向速度和波速比剖面图，同时我们将主震后180天内重定位后的1031次余震投影至剖面上.剖面1-1′为鲁甸NNW-SSE向余震节面1，剖面2-2′为近E-W向的共轭余震节面2(图8).可以看到，在两个余震节面中包谷垴—小河断裂和昭通—鲁甸断裂两侧均显示出了明显的速度差异，主震均发生在高低速过渡区.同时，两个节面中的余震分布与速度和波速比结构有一定相关性.

图8 鲁甸余震节面的垂向成像结果和余震分布图

在节面1中，昭通—鲁甸断裂下方表现为高速异常特征，反映了其相对脆性，破裂程度相对较高的特点，余震主要分布在高低波速比过渡区，并且从高低速过渡区向东南方向的高速区发展；昭通—鲁甸断裂西北部表现为低速异常，反映了该区域相对韧性，破裂程度相对弱的特点，低速区内余震较少，表明低速区在应力积累和释放过程中主要发生的是无震韧性变形，这解释了节面1中余震未向其西北方向扩展的原因.在节面2中，主震后5天之内的余震主要分布在包谷垴—小河断裂东侧的高速区和高低速过渡区，主震5天后，余震向主震西侧的高低速过渡区发展，随着时间的发展形成近E-W方向共轭节面2，节面2中大部分余震发生在低波速比异常区和高低波速比过渡区.总体上，两个节面中余震分布与高低速过渡区和高速区有关，与高低波速比过渡区和低波速比有关.

1-1′剖面的速度图像显示莲峰断裂至昭通—鲁甸断裂之间的大凉山次级块体存在显著的“低-高”型波速异常区，据此速度特征推测包谷垴—小河断裂没有完全切割昭通—鲁甸断裂.Cai等(2017)针对鲁甸震源区及周边构造所做的大地电磁成像结果表明莲峰断裂和昭通—鲁甸断裂之间存在显著的高导区，谈洪波等(2017)的研究结果也表明这两条断裂之间的布格重力异常呈现北东-南西向的“低-高”型异常特征，本文的速度结构与上述的观测结果可以很好地相互印证.GPS同震位移结果(魏文薪等，2018)揭示了昭通—鲁甸断裂处于受南东向挤压的强闭锁状态，表明莲峰断裂带、昭通—鲁甸断裂和包谷垴—小河断裂所围限的块体是地壳挤压变形非常强烈的地区.莲峰断裂下方的低速结构与断裂带走向一致并且随着深度增加向东南方向延伸，这是大凉山次级块体受东南向挤压变形的表现，表明青藏高原东南缘的侧向挤压变形在中上地壳已突破了莲峰断裂，但受到了相对坚硬和稳定的昭通—鲁甸断裂的阻挡，弹性应变能在受阻挡的位置不断积累增大、释放，这成为鲁甸MS6.5级地震发生的主要构造背景.

王兴臣等(2015)用接收函数得到的泊松比结果显示鲁甸地震及其余震发生在泊松比小于0.24的区域，对应的是波速比小于1.7的区域，本文结果虽然有显示部分地震与低波速比有关，但总体上显示的是大部分地震主要是分布在低波速比区(尤其是节面2)和高低波速比过渡区，总体特征与前人结果保持着一致性，但又显示出了更精细的分布特征.

结合本文速度结构和前人的研究综合分析认为，在大凉山次级块体受东南向挤压变形作用下，莲峰断裂带、昭通—鲁甸断裂和包谷垴—小河断裂所围限的块体，沿包谷垴—小河断裂断层发生左旋走滑运动，受到高速的昭通—鲁甸断裂阻挡，同时还受到了包谷垴—小河断裂东侧的高速体阻挡，使得余震向主震的西侧发展，形成近东西向的余震节面.包谷垴—小河断裂东侧的高速体的阻挡作用使得发震断层在左旋走滑变形为主的基础上叠加了少量的张性变形分量，该张性分量使得断层西侧(上盘)相对上升，东侧(下盘)相对下降，这解释了为何鲁甸地震是一次左旋走滑型为主兼有少量正断倾滑分量的事件(赵旭等，2014)，以及为何鲁甸地震是在北西-南东向主压应力方向与北东-南西向主张应力方向的统一应力场下发生的一次复杂地震事件(张勇等，2014).

4 结论

本文利用2012—2017年巧家台阵记录到近震走时资料，反演得到研究区水平分辨率为10 km×10 km的三维VP、VP/VS层析成像结果和重定位后的地震位置，讨论了速度结构与断裂和地震活动性的关系，探讨了2014年鲁甸6.5级地震的发震构造，得到的具体结论如下：

(1)小江断裂带北段在0～6 km左右的深度表现为低波速、高波速比异常.在9～12 km左右的深度以下，小江断裂带北段整体开始呈现显著的高速特征，并且形状呈向上凸起的特征，这可能是玄武岩侵入中上地壳的痕迹，暗示小江断裂带可能是研究区内二叠纪峨眉山玄武岩喷发的主要通道.同时这些高速物质的填充使得地壳物质较为脆性，介质强度较低，有助于后期小江断裂带的形成.

(2)小江断裂带北段两侧的结构差异显示出一定的分段特征，巧家段和达朵段东侧块体表现为明显的高速异常，而中间的蒙姑段则表现为低的波速异常.整体来说，小江断裂的深浅结构及两侧块体的结构差异，反映了其大型走滑断层和块体边界的构造特征.

(3)鲁甸MS6.5地震所在的莲峰断裂和昭通—鲁甸断裂之间的块体呈现“低-高”型的速度异常特征，使得昭通—鲁甸断裂两侧形成明显的速度差，西北侧的低速异常区在大凉山次级块体的挤压变形过程中，受到了高速的昭通—鲁甸断裂阻挡，应力在高低速过渡区积累、释放，进而发生鲁甸地震.大凉山次级块体的南东向运动是鲁甸地震的主要动力来源，使得发震断层主要呈左旋走滑特征，同时包谷垴—小河断裂东侧的高速异常体是发震断层兼有少量张性形变和正断分量的主要原因.

(4)在鲁甸地震两个共轭余震节面中均显示，主震发生在高低速过渡区，余震分布与高低速过渡区和高速区有关，与高低波速比过渡区和低波速比有关.