引言

印度板块与欧亚板块的碰撞导致青藏高原的快速隆升，而强烈的挤压作用对青藏高原周边地块的地质地貌及构造演化也造成了巨大影响。青藏高原东南缘由于地处高原的边界地区，地壳高度破碎，深大断裂发育，地震活动频繁且剧烈，在过去的30年里发生M6.0以上地震百余次，是现今地壳形变与地震活动最为强烈的地区之一。前人为了解释青藏高原的抬升过程与形变机制提出了刚性地块挤出模型（Tapponier，Molnar，1976；Tapponnier et al，1982；Avouac，Tapponnier，1993）和地壳流模型（Royden et al，1997；Clark，Royden，2000），这两种模型均认为青藏高原东南缘是高原地壳物质转移的重要场所与通道。因此，研究该地区的地壳结构，对进一步厘清地震孕育环境以及青藏高原构造动力学过程等均具有重要意义。

青藏高原东南缘地区因其独特的构造背景以及频繁的地震活动一直是研究的热点，近年来众多研究人员利用多种地球物理手段开展了大量研究，揭示了该区域地壳结构的基本特征，例如：体波层析成像的结果显示，研究区的中下地壳存在大范围的低速异常，多数强震发生在中上地壳内的高速异常区以及高、低速异常转换带上（王椿镛等，2002；韦伟等，2010）；面波与背景噪声层析成像的结果显示，研究区内壳内低速层的分布受断裂与构造边界的限制（Yao et al，2008），强震大多发生在中上地壳内的低速异常区以及高、低速异常分界面上（王琼，高原，2014；郑定昌等，2014；潘佳铁等，2015）；接收函数的研究结果则显示研究区内S波速度结构具有很强的横向不均匀性，低速层分布的深度和范围差别很大（吴建平等，2001；胡家富等，2003；李永华等，2009）。综合以上研究成果，在青藏高原东南缘的中下地壳存在低速层已得到公认，但是低速层的位置与分布形态仍然存在较大争议，地震分布与速度结构之间的关系也尚未明确，因此仍有必要继续开展该区域深部结构的研究工作。

为此，本文收集整理了云南及周边地区81个固定台站的观测数据，拟采用双差层析成像方法（Zhang，Thurber，2003，2006）进行地震重定位，获取青藏高原东南缘的三维地壳速度结构，分析地震分布与速度结构之间的关系，并试图结合地质构造背景来讨论速度结构特征及其包括的动力学意义，以期为该区的动力学模型提供更多地震学证据的支持。

1.   数据与方法

1.1   数据

本文采用的数据源于中国地震台网中心提供的2010—2016年期间云南及周边地区（图1）81个固定台站记录到的初至Pg波震相报告资料。为了保证反演结果的可靠性，我们对原始地震数据进行严格的筛选，仅选取观测报告中M_L≥2.0且走时残差≤0.5 s的震相数据，并根据时距曲线拟合的方法剔除初始数据中存在明显异常的走时信息，即图2中两条绿线所括区间以外的走时。双差层析成像方法需要利用事件对之间的相对走时数据，而满足一定条件的两个事件才能够组成事件对。本文将事件对的参数选取标准设定为：事件对与台站的最大间距为800 km，事件对之间的最大间距为50 km，每个事件最多可以与50个事件组成事件对，每个事件对所需震相数的最小值与最大值分别为8和30。经过筛选，最终获得1万3 135个地震事件的9万7 908条绝对到时数据和209万1 189条相对到时数据参与反演，射线路径分布如图3所示。可见射线均匀地覆盖了整个研究区域，可以得到较好的反演结果。

图  1  研究区域构造背景及台站分布

F₁：怒江断裂；F₂：澜沧江断裂；F₃：南汀河断裂；F₄：无量山断裂；F₅：金沙江断裂；F₆：红河断裂；F₇：丽江断裂；F₈：程海断裂；F₉：绿汁江断裂；F₁₀：安宁河断裂；F₁₁：则木河断裂；F₁₂：小江断裂

Figure  1.  Regional tectonic settings and distribution of seismic stations in the studied area

F₁：Nujiang fault；F₂：Lancangjiang fault；F₃：Nantinghe fault；F₄：Wuliangshan fault；F₅：Jinshajiang fault；F₆：Honghe fault；F₇：Lijiang fault；F₈：Chenghai fault；F₉：Lüzhijiang fault；F₁₀：Anninghe fault；F₁₁：Zemuhe fault；F₁₂：Xiaojiang fault

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图  2  时距曲线拟合图

Figure  2.  The diagram for fitting travel time with epicentral distance

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图  3  射线路径分布图

Figure  3.  Distribution of ray paths

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1.2   双差层析成像方法

双差层析成像方法是Zhang和Thurber （2003，2006）在双差定位方法（Waldhauser，Ellsworth，2000）的基础上发展而来，该方法同时使用绝对走时数据和相对走时数据进行三维速度结构与震源位置联合反演，在反演过程中，先赋予绝对走时数据较高的权重以建立整个区域内的三维速度结构；几次迭代后赋予相对走时数据较高的权重来更好地约束速度结构与震源位置（肖卓，高原，2017）。由于考虑了介质速度结构的空间变化，该方法克服了双差定位对台站到事件对之间速度恒定的假设，所得定位结果精度更高（王长在等，2013）；而相对走时数据的加入，与传统的走时层析成像方法相比可以提高速度结构反演的精度，因此能够揭示更多的精细结构信息（Zhang，Thurber，2003）。

1.3   参数选择

反演所选用的初始模型参考了研究区域内人工地震测深的结果（Zhang，Wang，2009），并根据数据的残差分布适当调整而来（表1）。水平方向上采用0.5°×0.5°的网格间隔，竖直方向上的网格节点分别位于0，5，10，20，30，40 km。针对阻尼最小二乘问题，双差层析成像方法采用带阻尼的最小二乘正交分解（least squares QR factorization，简写为LSQR）算法，以总走时残差的2范数为目标函数进行迭代求解。由于平滑因子和阻尼参数的大小对反演结果的稳定性有较大影响，因此在反演之前需要对不同平滑因子和阻尼参数的组合进行权衡分析（Eberhart-Phillips，1986；王小娜等，2015），选取模型方差变化较小而数据方差显著降低时所对应的参数组合为最优值参与最终反演。本文利用L曲线法搜索最优参数值，设定平滑因子的搜索范围为1—600，阻尼参数的搜索范围为10—1 000，最终选取的最优平滑因子为40，阻尼参数为400 （图4）。

表  1  P波初始速度模型

Table  1.  Initial model of P wave velocity

深度/km	vP/（km·s−1）		深度/km	vP/（km·s−1）
0	5.50		20	6.23
5	5.89		30	6.50
10	6.02		40	6.90

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图  4  利用L曲线法所选的最优平滑因子（a）和阻尼参数（b）

Figure  4.  The optimum smoothing parameter （a） and damping parameter （b） selected by L curve method

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1.4   分辨率测试

分辨率测试选用棋盘格测试方法（Spakman et al，1993）。该方法首先在初始模型的基础上添加正负相间的扰动合成理论棋盘模型，然后利用棋盘模型计算理论走时数据充当实际观测数据并反演模型参数，最后观察反演结果对理论棋盘模型的恢复程度。若在一些区域内恢复程度良好，则说明这些区域的结果是可信的。本文以0.5°×0.5°网格和±5%高低速异常的棋盘格模型作为理论模型正演计算理论走时数据，然后利用该数据和实际反演所用的初始速度模型进行反演。图5为棋盘格测试的恢复结果，图像显示在地壳5，10，20，30 km深度上，研究区内大部分区域均得到良好的恢复，证明反演结果相对可靠。

图  5  不同深度上剖面的棋盘格测试结果

Figure  5.  The checkboard resolution test at different depths

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2.   主要结果

双差层析成像方法利用地震事件对的相对走时数据来提高震源间相对位置的精度，得到的结果更加准确，重定位前后的地震分布如图6所示。重定位前地震集中分布在5—10 km范围内，重定位后浅层地震数目增多，地震主要分布在20 km深度以上的中上地壳（图7）；而且重定位后所有地震事件的走时残差均方根显著减小，由0.380 s降至0.163 s。

图  6  重定位前（a）、后（b）的地震空间分布变化

Figure  6.  Spatial variation of seismic events before （a） and after （b） relocation

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图  7  重定位前（a）、后（b）的震源深度变化

Figure  7.  Focal depth variation before （a） and after （b） relocation

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图8给出了5，10，20，30 km深度处水平方向的P波速度扰动分布，可见在上地壳5—10 km的深度范围内，速度结构呈现明显的横向不均匀性，其分布特征与地表的地质构造相关。5 km深度上（图8a），西昌东部、大理地区、楚雄地区、景谷—思茅地区均表现为低速异常，这些地区处于不同的盆地内部，表明这些盆地内具有较厚的中生代沉积。在川西北次级地块内显示的低速特征可能与该区域的复理石杂岩沉积有关（Yin，Harrison，2000；潘佳铁等，2015）。熊绍柏等（1993）得到的丽江—者海深地震剖面显示丽江至永胜之间为低速异常，攀枝花以东至安宁河断裂为高速异常，安宁河断裂至小江断裂之间为低速异常，本文的成像结果与之基本吻合。小江断裂的东川地区所表现的低速异常可能是受到了深部热作用的影响。高速异常多集中在攀枝花地区、昭通地区以及南汀河断裂与澜沧江断裂的交会处。

图  8  不同深度h处P波速度扰动和地震分布图（粗实线AA′ ，BB′ ，CC′ 为地震剖面的位置）

Figure  8.  P wave velocity disturbance and earthquake distribution at different depth h

The thick lines AA′ ，BB′ ，and CC′ represent the position of the seismic sections（a） h＝5 km；（b） h＝10 km；（c） h＝20 km；（d） h＝30 km；

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10 km深度上（图8b），高低速异常分布主要受到断裂带的控制，例如：红河断裂、南汀河断裂、澜沧江断裂等整体处于低速异常；小江断裂两侧差异明显，其东侧表现为高速异常，西侧的昆明—玉溪表现为明显的低速异常，这与吴建平等（2013）的层析成像结果相近。腾冲地区的低速异常反映了新生代火山的活动特征，而攀枝花附近的区域仍然表现为高速异常。

在中下地壳20—30 km的速度扰动图上出现大范围的低速异常。20 km深度上（图8c），红河断裂的东西两侧速度结构差异明显。低速异常主要分布在红河断裂东侧的两条带状区域内，其中：一条低速带沿着安宁河断裂、小江断裂分布在川滇菱形地块东侧；另一条主要分布在川西北次级地块内，并穿过丽江断裂向南延伸。两条低速带之间的攀枝花地区表现为高速异常。红河断裂的西侧，除了临沧和腾冲地区表现为低速异常外，其余大部分地区均表现为高速异常。30 km深度上（图8d），高低速异常分布与20 km深度相近，低速带的分布范围较20 km深度的更广。前人的近震层析成像结果同样显示，在研究区的中下地壳内存在大范围的低速带（王椿镛等，2002；Huang et al，2002；韦伟等，2010），但是受观测资料的限制，不同研究显示的低速带位置及形态相差较大。

3.   讨论与结论

3.1   地震分布与速度结构

为了讨论研究区内的地震分布与速度结构之间的关系，我们将重定位后的震源位置分别投影至不同深度的速度扰动剖面上，即将震源深度处于0—7.5 km的地震投影至5 km深度的剖面上，7.5—15 km的地震投影至10 km深度的剖面上，15—25 km的地震投影至20 km深度的剖面上，大于25 km的地震投影至30 km深度的剖面上。从图8可以看出，区域内的地震活动与速度结构的变化明显相关，大多数地震发生在中上地壳的低速异常区内以及高、低速异常区域之间。钱晓东等（2011）统计分析了研究区域内的震源机制解参数认为，该地区主要受到3个方向的应力作用：印缅地块北东向的作用力、川滇菱形地块东南向的作用力以及华南地块北北西向的作用力。由于低速异常区域的强度相对较弱，在这种横向挤压的应力场作用下，这些低速异常区域更容易发生破裂导致地震。一些研究认为地震活动集中分布在中上地壳的低速区域内，可能与断层或微裂隙中存在流体有关（Zhao et al，1996；2000；齐诚等，2006；李永华等，2014；潘佳铁等，2015）。在研究区域内，地壳高度破碎，断层广泛发育，流体的存在会降低断层的强度从而造成孕震区的弱化，使地震更容易发生。另外，高、低速异常交界的区域往往是介质物性发生变化的区域，由于结构和应力场的变化，这些相对脆弱的区域更有利于能量的积累与释放进而引发地震。研究区的中下地壳存在大范围的低速异常区域，黄金莉等（2001）认为下部的低速区域是上部发生强烈地震的重要构造背景，王椿镛等（2002）认为中下地壳低速区域的存在有利于应力集中于上部地壳从而导致地震的发生。

将距离剖面两侧25 km范围内重定位后的地震震中投影至图8c所示的纵向速度剖面图中，以进一步分析地壳速度结构与地震分布的关系，结果如图9所示，可以看出，重定位后的地震沿着断裂带呈现明显的带状或簇状分布特征，地震大多发生于低速异常区域内以及高、低速异常区域之间。青藏高原东南缘地区的地壳结构复杂，地震活动频繁且剧烈，研究分析地震分布与速度结构的对应关系，对于进一步研究地震孕育环境等具有重要意义。

图  9  P波速度纵向剖面与地震分布（剖面位置见图8）

Figure  9.  P wave velocity vertical profiles （their locations are shown in Fig. 8） and earthquake distribution

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3.2   低速异常带与地壳流

Royden等（1997）提出的地壳流模型认为，在青藏高原东缘中下地壳存在一个黏性流动层，青藏高原的物质沿此向外流出。这一模型很好地解释了青藏高原东缘的地形变化以及上地壳无明显缩短的现象（Royden et al，1997；Clark，Royden，2000），获得了较多研究人员的支持，而寻找地壳流存在的证据则成为深部地球物理学必须面对的一个科学问题。

判断地壳流的主要依据是偏低的地震波速度，Yao等（2008）利用背景噪声成像的结果显示，研究区壳内低速层分布十分复杂，认为中下地壳物质不会发生大规模的流动，而是被断裂及构造边界限制在一定的区域内；韦伟等（2010）的近震P波层析成像结果显示，研究区中下地壳深度处的川滇菱形地块内低速异常广泛发育，认为该低速异常很可能就是青藏高原下地壳流的通道；Liu等（2014）利用背景噪声与接收函数联合反演的结果显示，松潘—甘孜地块内存在大范围的低波速、高泊松比区域，认为是高原内部物质流出所致。

近年来一些研究表明，青藏高原东南缘可能存在两条地壳流通道（Bai et al，2010；Bao et al，2015）。Bai等（2010）的大地电磁观测结果显示，青藏高原东部存在两条壳内高导带，一条环绕喜马拉雅东构造结向南转折通过滇西南地区，另一条沿鲜水河断裂、安宁河断裂、小江断裂向南延伸至印支地块，且这两条高导带被认为是两条独立的地壳流通道；Bao等（2015）关于面波频散与接收函数联合反演的结果表明，研究区壳内20—40 km深度存在两条S波低速带，且这两条低速带的分布较好地对应了上述高导带的位置。然而，另外一些研究人员采用面波频散与接收函数联合反演的方法得到的结果所显示的低速带位置和形态分布均存在差异，例如：郑晨等（2016）的结果显示两条低速带仅向南延伸至24°N左右，并未穿过红河断裂；而Li等（2016）的结果表明两条低速带穿过红河断裂，且最终交会于云南南部。这些结果的不一致一定程度上说明了研究区下方低速体的形态分布和位置较为复杂。

本文结果显示，在研究区的中下地壳同样存在着两条低速带，其中一条沿安宁河断裂、小江断裂分布在川滇菱形地块的东侧，另一条主要分布在川西北次级地块内，并穿过丽江断裂向南延伸，这两条低速带在前人的研究中均有所体现（Bao et al，2015；郑晨等，2016；Li et al，2016）。在低速带分布的位置同样存在高衰减（周龙泉等，2009；Zhao et al，2013）、高热流（Hu et al，2000）、高v_P/v_S （Sun et al，2014）等异常，这表明壳内物质存在部分熔融，其在重力的作用下可发生塑性流动。此外，王琼等（2015）基于背景噪声的瑞雷波方位各向异性的研究显示，在中下地壳深度范围内，川西北次级地块和小江断裂附近表现为强各向异性，本文中低速带的延展方向与其快波优势方向基本一致，进一步证明了处于低速带分布位置的壳内物质可以发生塑性流动，造成矿物的定向排列从而导致各向异性现象的产生。此外，这两条低速带并未完全连通，而是被攀枝花及周边区域的高速异常体分隔。地质研究表明，中晚二叠纪时期发生了一次巨大的玄武岩喷发事件，形成了著名的峨眉山大火成岩省（徐义刚，钟孙霖，2001；张招崇等，2006），这次巨大的玄武岩喷发事件很可能是由古地幔柱的活动作用所引起，攀枝花地区位于玄武岩喷发前地幔柱活动的核心部位（He et al，2003）。地幔柱活动导致的基性和超基性岩体残留在地壳内部，表现为高速异常（吴建平等，2013；徐涛等，2015），这些高速物质可能对青藏高原物质向南转移起到了一定的阻挡作用。

在图9所示的纵向速度剖面中均能观测到壳内低速带的存在，且低速带主要沿着研究区内绿汁江断裂、小江断裂等走滑断裂分布。Leloup等（1999）认为走滑断裂相对运动产生的热量能够降低中下地壳的黏度和地震波速度，从而形成低速层；而低黏度的低速层也易与上地壳发生相对运动。本文地震重定位的结果显示少量地震发生在低速带内部，绝大多数地震发生在低速带的边界区域，表明壳内低速带的存在可能会促使断层发生运动而引发地震。另外，沿小江断裂分布的低速带的延伸方向在26°N发生偏转，由与断裂平行的近南北向逐渐转变为西南向，与全球定位系统显示的速度场方向（相对于华南地块）一致，这表明低速带的分布可能对上地壳运动产生影响。张培震（2008）认为造成该地区地壳发生顺时针旋转的深部动力学机制可能是中下地壳软弱层物质的流动。结合前人的研究结果，本文认为青藏高原东南缘存在两条低速带，它们可能是青藏高原物质向南逃逸的两条通道。

3.3   结论

本文采用双差层析成像方法，利用2010—2016年中国地震台网中心提供的云南及周边地区Pg波走时资料，进行地震重定位并获得了青藏高原东南缘的三维地壳速度结构，主要结果如下：

1） 经重定位后，走时残差明显减小，地震主要分布在20 km深度以上的中上地壳；地震分布与速度结构存在一定关系，大多数地震发生在中上地壳的低速异常区内以及高、低速异常区域之间；

2） 层析成像结果显示，研究区上地壳速度结构存在明显的横向不均匀性，速度分布特征与地表的地质构造相关；

3） 研究区的中下地壳存在两条低速带，一条沿安宁河断裂、小江断裂分布在川滇菱形地块的东侧；另一条主要分布在川西北次级地块内，并穿过丽江断裂向南延伸。两条低速带被攀枝花及周边区域的高速异常体分隔，它们可能是青藏高原中下地壳物质向南逃逸的两条通道。

中国地震台网中心提供了震相数据，中国科学技术大学张海江教授提供了tomoDD-SE程序，两位评审专家在稿件修改过程中提出了宝贵意见，本文图件绘制采用GMT软件和Matlab软件，作者在此一并表示衷心的感谢。