引言

2020年5月18日21时47分在云南昭通市巧家县（27.18°N，103.16°E）发生M_S5.0地震，截至5月19日18时，该地震已导致4人死亡，28人受伤，173人紧急转移安置，8间房屋倒塌，99户163间房屋严重损坏。自2010年1月至2020年6月这十年期间，在研究区域（102.7°E—103.7°E，26.7°N—27.7°N）内，M_S4.0以上的地震共发生15次（图1），主要分布在三个区域，分别为2020年5月18日M_S5.0巧家地震震源区、2014年8月3日云南省昭通市鲁甸M_S6.5地震震源区和2010年8月29日巧家M_S4.8地震震源区。

图  1  研究区周边的活动断裂与2010年以来M_S＞4.0地震分布（房立华等，2014）

F₁：则木河断裂；F₂：小江断裂；F₃：大凉山断裂；F₄：莲峰断裂；F₅：龙树断裂；F₆：包谷垴—小河断裂；F₇：昭通—鲁甸断裂；F₈：会泽—彝良断裂

Figure  1.  Distribution of active faults and the epicenters of M_S＞4.0 earthquakes in the studied region since 2010

F₁：Zemuhe fault；F₂：Xiaojiang fault；F₃：Daliangshan fault；F₄：Lianfeng fault；F₅：Longshu fault；F₆：Baogunao-Xiaohe fault；F₇：Zhaotong-Ludian fault；F₈：Huize-Yiliang fault

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本文研究区域内存在多条边界构造带，包括NNW走向的则木河断裂（F₁）、近NS走向的小江断裂（F₂）、NE走向的莲峰断裂（F₄）和昭通—鲁甸断裂（F₇）等，其中则木河—小江断裂带为川滇菱形地块的东北边界（闻学泽，2000；徐锡伟等，2003；张培震等，2003），NE走向的昭通—莲峰断裂为华南地块与大凉山次级地块之间的边界构造带（闻学泽等，2013）。该地区地质构造背景复杂，地震活动频繁，先后发生了2014年8月鲁甸M_S6.5及2020年5月巧家M_S5.0破坏性地震。

2014年鲁甸地震发生之后，国内外相关研究人员从地震构造背景、发震构造、发震机理、震源位置以及孕震环境等角度进行了多方面研究。研究认为鲁甸地震发生在NNW向的包谷垴—小河断裂与其共轭断层上（房立华等，2014；王未来等，2014；徐锡伟等，2014）。张勇等（2015）关于该地震的破裂过程研究显示，鲁甸地震属于两条共轭断层先后发生破裂的复杂地震事件，ENE−WSW向包谷垴—小河断裂在前面2 s先破裂，NNW−SES向的共轭断层随后发生破裂。鲁甸地震的发生使得昭通断裂南段、莲峰断裂东北段以及则木河—小江断裂巧家段上的库仑应力进一步积累（付芮等，2015）。王兴臣等（2015）的深部结构研究揭示了鲁甸地震发生在地壳厚度和泊松比变化剧烈的地区，且大部分余震分布在低波速和低泊松比区域。尽管鲁甸地震研究获得了较为丰富的成果，但是由于受地震震源和地震台站分布等因素的限制，有关深部速度结构成像的最高分辨率大约为0.2°×0.2° （赵小艳，孙楠，2014；Riaz et al，2017），难以有效地揭示震源及周边区域速度结构的细节变化，影响了对该地区深部孕震环境的进一步认识。为此，本文全面收集2010年以来研究区内发生的M_S＞0.5地震的体波走时观测资料，包括中国地震局地球物理研究所布设的巧家和西昌部分流动台站的数据，拟采用双差层析成像方法获得地震密集区5 km×5 km的高分辨率深部速度结构，以期为深入研究这一系列中强震（2010年巧家M_S4.8，2014年鲁甸M_S6.5，2020年巧家M_S5.0）频发区域的发震构造和深部孕震环境提供新的依据。

1.   资料与方法

本文搜集了2010年1月至2020年6月云南鲁甸和巧家附近区域（102.7°E—103.7°E，26.7°N—27.7°N）内多个地震台网的地震观测报告。所用台站包括云南省地震局所属固定地震台站、2014年鲁甸M_S6.5地震发生之后布设的流动地震台站、2020年5月巧家M_S5.0地震之后布设的流动地震台站、中国地震局地球物理研究所巧家地震台阵部分流动地震台站以及西昌地震台阵部分流动地震台站。此外，我们还增加了地震震相的数量，使得台站方位覆盖更加合理，这是获取更加可靠的高分辨率深部速度结构的前提。

为了保证地震定位的可靠性，本文所用地震的选取要求具体为：每个地震至少被4个以上台站记录到，震相数量不少于6个，最大的震源距小于200 km，走时误差在2.0 s以内。按照以上要求，最终筛选出5 290个地震事件用于速度结构反演，获得P波绝对走时数据2万592条，S波绝对走时数据1万9993条，P波差分数据18万8770条，S波差分数据17万7577条，参加反演的台站共35个。

在双差定位方法（Waldhauser，Ellsworth，2000）基础上，Zhang和Thurber （2003，2006）发展了双差层析成像方法。该方法可以联合使用到时差分数据和绝对到时数据，利用绝对走时数据可以获得整个研究区域的层析成像结果，利用差分数据可以获得震源之间的精细结构。与传统的层析成像方法相似，速度模型采用网格节点进行参数化，即通过相邻节点的速度插值得到空间任意点的速度。正演方法采用伪弯曲射线追踪方法（Um，Thurber，1987）搜索地震波的最短走时路径，计算得到理论走时。反演使用的是阻尼最小二乘法。在模型的三个方向上，均使用光滑权重进行约束，前面若干次迭代反演，令绝对走时的权重为差分走时的10倍，获得比较大区域内的速度结构，后面几次迭代反演，赋予差分数据的权重为绝对走时权重的10倍，从而确保在地震密集区可以获得较传统层析成像更精细的速度结构（Zhang et al，2003；王长在等，2013，2018；罗佳宏，马文涛，2016；肖卓，高原，2017；曲均浩等，2019）。

2.   模型建立以及网格划分

良好的初始速度模型对于获得可靠的成像结果至关重要。本文参考Riaz等（2017）的一维速度模型、徐涛等（2014）的地壳浅部速度结构以及熊绍柏等（1993）的壳内速度模型，并结合王未来等（2014）接收函数H-κ叠加结果，确定了最终所用该区域的P波初始速度模型，列于表1。表中上界面深度为分层速度模型中各层顶面深度，该层厚度为下一界面深度与上界面深度之差。P波与S波的波速比设为1.73。

表  1  研究区P波初始速度模型

Table  1.  Initial P wave velocity structure

上界面深度/km	vP/（km·s−1）	vP/vS
0	5.20	1.73
2	5.70
5	5.88
8	6.00
12	6.15
17	6.27
25	5.60
30	6.70

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根据地震、台站分布以及射线分布情况设置网格（图2），建立研究区域的坐标系。以（27.2°N，103.2°E）为中心网格节点，将经纬度转换为直角坐标系。x方向上，在0至±30 km之间，网格间距为5 km，在±30 km至±50 km之间，网格间距为10 km；y方向上，在0至±10 km之间，网格间距为5 km，在±10 km至±50 km之间，网格间距为10 km；z方向上包括0，2.0，5.0，8.0，12.0，17.0，25.0，30.0 km等深度。

图  2  层析成像网格划分

Figure  2.  Grid distribution map of tomography

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双差层析成像方法的反演应使用带阻尼的最小二乘求解。通常光滑因子和阻尼因子的选取对结果有很大的影响。本文利用L曲线方法选择合适的阻尼因子和光滑因子 （图3），使反演结果更加稳定和可靠。我们分别对光滑因子从1至2 000，阻尼因子从10至1 000进行测试，最终利用L曲线选取的光滑因子和阻尼因子分别为200和100。

图  3  利用L曲线法选择最佳的平滑因子和阻尼因子

（a） 由L曲线法确定光滑因子为200；（b）光滑因子为200时利用L曲线确定阻尼因子为100

Figure  3.  Trade-off curves of smoothing weight parameter and damping parameter

（a） Best parameter of smoothing was 200；（b） Best parameter of damping was 100

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3.   结果与讨论

3.1   结果的分辨率及可靠性分析

为了确定反演结果的空间分辨能力和可靠性，本文进行了棋盘格反演测试（Humphreys，Clayton，1988；Lévěque et al，1993），将每个节点的速度值添加±5%的扰动，形成“正负相间的棋盘式”。根据棋盘格式的速度模型，计算与实际资料相同震相的理论走时，并以此作为理论观测走时，进行速度结构反演，检查是否可以较好地恢复棋盘格式的速度分布。通过该测试，可以判断反演参数设置是否合理，评估研究区域内反演结果比较可靠的区域范围（王长在等，2018）。经过测试最终选择图2中的网格划分，可以获得比较好的结果分辨率。

图4给出了不同深度的检测板测试结果。为便于分析，将直角坐标系转换为经纬度坐标。由于研究区内地震的震源位置和观测台站分布不太均匀，在2 km深度仅鲁甸震源区附近的速度结构结果分辨率较好，其它区域分辨率较差；在中上地壳5，8，12和17 km深度，大部分地区的速度结构可以得到较好的恢复，中强地震震源区附近的分辨率可达5 km，但研究区北部由于地震较少，台站分布较稀疏，分辨率较差。

图  4  深度z为2，5，8，12，17 km时的P波速度结构分辨率

Figure  4.  Checkerboard resolution tests of P wave velocity structure at the depth z of 2，5，8，12 and 17 km

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3.2   不同深度的P波速度结构特征及讨论

图5给出了不同深度的P波速度分布图。根据检测板分辨率测试结果，图中未绘出分辨率较差区域的速度分布。成像结果显示，整个研究区域内速度横向变化大，高低速对比明显，多数深度的最大速度扰动量超过±8%，表明中上地壳具有复杂构造的特征。在2 km深度（图5a），鲁甸震源区西北侧存在明显的低速异常区，东部呈现明显的高速异常区，该高速异常在5 km以下表现得更加明显，并可向下一直延续至17 km深度，这一特征与Cai等（2017）获得M_S6.5鲁甸地震震源区附近三维大地电磁成像的高电阻区基本一致，Riaz等（2017）的研究结果也表明鲁甸地震的东南侧存在明显的高速异常体。

图  5  深度为2 （a），5 （b），8 （c），12 （d）和17 km （e）时P波水平层析成像结果及余震分布

F₃：大凉山断裂；F₄：莲峰断裂；F₅：龙树断裂；F₆：包谷垴—小河断裂；F₇：昭通—鲁甸断裂

Figure  5.  Horizontal sections of P-wave velocity structure and aftershocks distribution at the depth of 2 （a），5 （b），8 （c），12 （d） and 17 km （e）

F₃：Daliangshan fault；F₄：Lianfeng fault；F₅：Longshu fault；F₆：Baogunao-Xiaohe fault；F₇：Zhaotong-Ludian fault

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5—12 km深度的P波速度分布（图5b，c，d）显示，巧家北侧区域存在明显的低速异常。吴建平等（2013）在小江断裂周边地区三维P波速结构的研究结果中也揭示，该区域存在明显的低速异常扰动。Cai等（2017）获得的三维大地电磁成像结果也表明，在巧家北侧5—15 km深度范围内存在低阻区。张娜等（2019）的地质研究结果表明，这一地区受到金沙江的强烈切割，发育了一定程度的张性构造。从活动断层的分布来看，这一区域位于大凉山断裂F₃、莲峰断裂F₄、则木河断裂F₁与小江断裂F₂的交会处，多条活动断裂存在并相互作用，可能导致上地壳的岩石受到较大程度的破坏，致使该区域波速较低，呈现明显的低速异常。

NE−SW向龙树断裂F₅止于M_S6.5鲁甸地震序列北侧，被一个次级NW−SE向断裂截断。5 km （图5b）和8 km （图5c）深度的速度结构显示，龙树断裂两侧存在一定的速度差异，尤其是8 km深度表现得更明显。2—8 km深度速度结构结果（图5a，b，c）显示龙树断裂尖灭的南端表现为明显的高速异常体。龙树断裂与昭通—鲁甸断裂相比切割较浅，故推测龙树断裂在南端终止可能是受到南部高速体的阻挡而造成的。2 km深度的速度结构显示，沿NW−SE向包谷垴—小河断裂（F₆）附近的成像分辨率较差；5 km深度的成像结果显示，包谷垴—小河断裂中间存在明显的低速体异常；8—12 km深度的速度结构显示，该断裂东北侧波速较高，西南侧为波低速异常体，整体处于一个速度差异边界附近。昭通—鲁甸断裂（F₇），作为大凉山次级地块与华南地块的边界之一，位于高速与低速异常的边界带，该断裂西北侧为低速异常，东南侧为明显的高速异常体。一般认为具有高速异常的介质，其力学强度往往较高，反之，具有低速异常的介质，其力学强度可能较低。因此，介质的力学强度与分布特性可能控制了断层的形成与分布。综合深部速度结构图像和精定位结果，大凉山断裂和昭通—鲁甸断裂作为研究区域内规模较大的断层，从浅部到深部（2—12 km），其两侧均表现为不同的介质特征，并沿着断层两侧均有地震分布，因此推测这两条典型断裂的切割深度应该不小于12 km。

图5标出了三个较大地震的位置（六角星所示），它们分别为2010年8月29日M_S4.8巧家地震、2014年8月3日M_S6.5鲁甸地震和2020年5月18日M_S5.0巧家地震。近十年来这一地区发生的M_S＞4.0地震，基本上均位于这三个较大地震震源区附近（图1）。分辨率测试结果揭示，在这三个地震震源区附近，速度结构的分辨率可达5 km×5 km。在2 km深度，鲁甸地震西北部存在明显的低速异常体，东部为高速异常；在5—8 km深度之间，鲁甸地震东南部的高速异常更为显著，西北侧仍然以低速异常体为主。在巧家M_S4.8和M_S5.0地震的震源区及其附近，介质速度的横向变化也较为剧烈。普遍认为，高速异常体与地壳内较强、较脆的岩体有关，低速异常体一般与中低强度岩体有关（Gentile et al，2000，吴建平等，2013）。当低强度区遭受较强的构造应力场作用时，局部高波速、高力学强度的介质容易形成应力集中，在高低速变化剧烈的位置易于发生破裂，从而导致地震的发生。

3.3   垂向剖面成像结果

图6为沿AA′垂直剖面的速度分布图，剖面位置详见图2，该剖面穿过了2010年M_S4.8巧家地震和2014年M_S6.5鲁甸地震。剖面结果显示，在鲁甸地震附近，8—10 km深度之下存在明显的低速异常，低速异常的上方至地表附近表现为明显的高速异常，主震的初始破裂点位于高速与低速异常的边界带附近。三维大地电磁测深结果也显示浅部构造以高电阻率为主要特征，中上地壳存在低电阻率区域（Cai et al，2017）。航磁研究结果（李大虎等，2019）表明，鲁甸地震震源上方表现为明显的强磁特征，震源下方存在明显的弱磁性异常分布。鲁甸地震位于峨眉山大火成岩省的中间地带，二叠系的峨眉山玄武岩曾广泛分布于这一地区。峨眉山玄武岩主要由亚碱性或微碱性基性火山熔岩和火山碎屑岩组成（Peate，Bryan，2008；Cai et al，2017）。因此浅部构造表现为高速异常和高电阻率的岩性特征。

图  6  沿AA′和BB′剖面的P波速度结构和地震分布

图中黑点为2010年1月至2020年6月之间经重新定位的M_S＞0.5地震

Figure  6.  P-wave velocity structure along vertical cross-sections AA′ and BB′ and distribution of earthquakes

The black dots denote epicenters of earthquakes （M_S＞0.5） from January of 2010 to June of 2020

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Cai等（2017）认为高阻体之下的低电阻率异常，可能与活动构造带内存在部分熔融或流体等有关。本文结果则表明，浅部的P波高速异常最大值可以达到6.4 km/s左右，与浅部基性岩的地震波速一致，高速体下方的低速异常，最小值约为5.8 km/s。如果是同一种岩性，仅因为较深处出现部分溶体或盐水流体，不可能导致P波速度的大幅度降低。因此我们推测，如此大的P波速度差异，更有可能是岩性差异造成的，即在浅部存在基性的峨眉山玄武岩或基性侵入岩，深部仍然是正常的上地壳岩石。浅部基性岩盖层的存在，也可能阻止了深部流体正常地向上运移，导致其下方流体含量增加，进而造成电阻率的降低。高速高强度异常体下方富含流体的低速低强度岩石，可能具有较好的塑性特征，有利于应力传递，使高强度岩石的局部应力进一步集中（胡新亮等，2002；王长在等，2018），最终导致高低速边界带的岩石发生脆性破裂，并快速扩展至高速体内部，从而导致强震的发生。因此我们认为，鲁甸地震的孕震环境与深浅部存在的力学强度差异较大的不同岩性的岩石以及较深部位富含流体等密切相关。

在2010年巧家M_S4.8地震附近，浅部的成像分辨率较差，本文未给出速度分布图像，但从其附近的浅部速度结构来看，似乎没有非常明显的高速体存在，但在主震初始破裂点的下方存在一个明显的局部低速异常体。BB′剖面显示的是穿过2020年5月巧家M_S5.0地震震源区的速度结构图，可见：与鲁甸M_S6.5地震类似，主震下方存在明显的低速异常体，主震上方存在高速异常体。三个不同的中强地震发生区，其下方均存在局部低速异常体，我们推测这应该不是偶然存在的现象。考虑到鲁甸地震下方低速异常区也是低阻异常区，从电性特征推测异常区内可能富含流体，因此我们推测这三次地震的震源下方可能都存在富含流体的局部异常区，正是这些流体异常区的存在，导致了介质抗剪切能力降低，在构造应力的作用下更容易发生中强地震。

4.   结论

本文基于2010年1月至2020年6月在云南鲁甸、巧家地震震源区（102.7°E—103.7°E，26.7°N—27.7°N）内发生的地震事件，应用双差层析成像方法获得了鲁甸地震和巧家地震震源区附近的P波速度结构。

速度结构显示该区域存在很强的非均匀性，反映了该区域地下介质结构异常复杂，速度结构在很大程度上控制了活动断层的分布。尤其是昭通—鲁甸断裂作为大凉山次级地块与华南地块的边界之一，该断裂位于高速与低速异常的边界，断裂西北侧为低速异常，断裂东南侧为明显的高速异常体。

巧家北部存在明显的低速异常，本文认为主要是由于该区域位于大凉山断裂、莲峰断裂、则木河断裂与小江断裂的交会处，多条活动断裂存在并相互作用，这可能导致上地壳岩石受到较大程度的破坏，致使该区域波速较低。

在鲁甸地震震源区附近，浅部存在最高速度可达6.4 km/s的显著高速异常，10 km深度以下存在最低速度约为5.8 km/s的明显低速异常，推测浅部的高速异常与高力学强度的基性岩有关，低速异常可能与富含流体的中上地壳岩石有关。在2010年巧家M_S4.8地震和2020年巧家M_S5.0地震震源区，尽管浅部无显著的高速异常，但在主震的初始破裂点下方均存在明显的局部低速异常，我们推测地震的发生可能与深部流体作用密切相关。

中国科学技术大学张海江教授提供了tomoDD程序，并在方法上给予指导，中国地震台网中心和云南省地震局提供了震相数据，两位审稿专家对本文提出了宝贵意见及建议，文中部分图件采用GMT软件（Wessel，Smith，1998）绘制，作者在此一并表示感谢。