利用远震P波接收函数研究漾濞M S6.4地震孕震环境

张天继，金明培

云南省地震局， 昆明 650224

0 引言

据中国地震台网正式测定，北京时间2021年5月21日21时48分，云南省大理州漾濞县(25.67°N、99.87°E)发生MS6.4级地震，地震最高烈度Ⅷ度(8度)，Ⅵ度(6度)及以上区域面积约6600平方公里，涉及大理州6县市(http:∥www.yndzj.gov.cn/).地震共造成3人死亡、34人受伤和部分房屋严重损坏.地震震源区所处的滇西北地区，位于青藏高原东南缘，地处印度板块与欧亚板块碰撞或俯冲的边界地区，是印支块体、扬子准地台和松潘甘孜褶皱系三大构造单元的交汇地带(阚荣举和林中洋，1986)，属于川滇菱形块体的西边缘区(图1a).滇西北地区构造运动强烈，是中国大陆内部地震活动最强的地区之一，区内发育有红河断裂、维西—乔后—巍山断裂、程海断裂等深大断裂(图1b)，是一个多断层的交汇区，构造格局十分复杂，近年来中强以上地震易发多发，如2013年洱源MS5.5、MS5.0，2016年云龙MS5.0以及2017年漾濞MS5.1等.

此次漾濞地震是维西—乔后—巍山断裂带有记载以来发生的最强烈的地震，但在该断裂上并未发现同震变形，综合推测发震构造可能是其西侧的次级断裂(李传友等，2021).研究震源区的详细深部结构情况对于了解地震的孕育和发生环境及其动力成因极为重要.接收函数由于消除了震源的影响，对地下界面的深度变化较为敏感(Langston，1979)，已发展成为探索地壳上地幔深部结构信息的有效方法，并在汶川MS8.0(刘启元等，2009)和鲁甸MS6.5(王兴臣等，2015)等地震震源区的地壳精细结构和孕震环境研究中得到有效应用.

图1 (a)研究区地质构造图;(b)研究区台站、断层和垂直剖面分布黑色实线为断层，红色三角形表示亚失稳台阵，蓝色三角形表示喜马拉雅台阵，黑色三角形表示固定台站，绿色三角形表示宾川主动源台阵；F1：澜沧江断裂；F2：兰坪—永平断裂；F3：维西—乔后—巍山断裂；F4：龙蟠—乔后断裂；F5：丽江—剑川断裂；F6：洱源—鹤庆断裂；F7：红河断裂；F8：苍山山前断裂；F9：程海断裂；F10：西洱河断裂；红色圆圈表示2021年5月18日—5月28日MS≥3.0漾濞地震序列，数据来源于苏金波等(2021)重定位后的地震目录；紫色虚线为剖面位置.Fig.1 (a) Geological structure of study area; (b) Distribution of faults, seismic stations and vertical sections of study areaBlack solid lines indicate the faults. Red triangles represent the stations of Meta-Instability Array; blue triangles mark the stations of ChinaArray-Himalaya; black triangles indicate the permanent stations; green triangles denote the stations of Binchuan Active Source Array; F1: Lancangjiang fault; F2: Lanping-Yongping fault; F3: Weixi-Qiaohou-Weishan fault; F4: Longpan-Qiaohou fault; F5: Lijiang-Jianchuan fault; F6: Eryuan-Heqing fault; F7: Red River fault; F8: Cangshan piedmont fault; F9: Chenghai fault; F10: Xi′er River fault; red circles indicate Yangbi earthquake sequences of magnitude MS≥3.0 from 18th May to 28th May 2021, data is from the earthquake catalogue after relocation by Su et al (2021); purple dashed lines denote vertical profiles.

在过去的几十年里，云南地区开展了大量的地球物理探测工作，包括人工地震测深剖面(阚荣举和林中洋，1986；胡鸿翔等，1986；张中杰等，2005；王夫运等，2014)、面波层析成像(何正勤等，2004；Li et al.，2014；Wu et al.，2016；张智奇等，2020)、体波层析成像(王椿镛等，2002；Xu et al.，2005；胥颐等，2013；杨婷等，2014)、大地电磁测深(孙洁等，1989)、接收函数反演(李永华等，2009；Peng et al.，2017)、P波各向异性层析成像(Huang et al.，2018)、Rayleigh波和接收函数联合反演(胡家富等，2005；Bao et al.，2015)以及接收函数、面波频散和ZH振幅比联合反演(高天杨等，2021)等，这些工作对滇西北地区地壳深部结构、断层构造特征及运动属性、地震孕震环境等的认识提供了重要的深部资料.但由于其研究范围尺度大以及台网密度的限制，用这些研究结果来分析漾濞MS6.4地震的孕震背景显得分辨率不足.中国地震局地质研究所将滇西北地区选为断层亚失稳理论野外观测实验研究区，在该地区原有地震台站的基础上布设了密集的亚失稳台阵，于2018年4月开始实时传输数据并组网分析，为漾濞地震的孕震环境研究提供了更高空间分辨率的重要观测资料.

我们曾利用亚失稳台阵远震波形数据，通过接收函数计算了该区的地壳厚度和介质泊松比，从横向上揭示了滇西北地区的详细地壳结构特征(张天继等，2020)，但这些结果给出的均为地壳的平均值，缺乏对横向分层和垂直方向上的认识.所以本文利用滇西北地区更加密集地震台站记录的远震三分量波形数据，利用低频(高斯参数为1.0)和高频(高斯参数为2.5)两种接收函数进行两步反演，结合Bootstrap重采样技术对反演结果进行统计，分析该地区地壳上地幔S波速度结构，获取漾濞地震孕育和发生的深部结构信息.

1 数据与方法

1.1 数据

如图1b所示，本研究中收集的地震台站共68个，它们分别由28个亚失稳台阵子台、21个喜马拉雅Ⅰ期台阵子台、14个区域台网固定台站以及5个宾川主动源台阵子台组成.观测台站覆盖了主要研究区，平均台间距约25km.图2是研究区观测台站记录的震中距介于30°～90°、震级为5.5～8.3的远震事件震中分布情况，其中亚失稳台阵和固定台站记录了2018年4月—2019年10月期间的149个远震事件，喜马拉雅台阵Ⅰ期和宾川主动源台阵记录了2011年9月—2014年1月期间的238个远震事件.

图2 远震震中分布星号为研究区域中心，红色圆圈表示远震震中.Fig.2 Epicentral distribution of teleseismic eventsAsterisk indicates the centre of study area, red circles denote teleseismic epicenter.

为了提取P波接收函数，我们对研究区地震观测台站记录的三分量原始波形作去倾斜、去均值和去仪器响应处理，将两个水平分量旋转到径向和切向分量，然后再用垂直分量对径向分量在时间域作迭代反褶积(Ligorría and Ammon，1999)以提取径向接收函数.在计算中分别使用高斯参数α为1.0和2.5的高斯滤波器得到两种不同频带的接收函数.人工筛选出相关性好的高信噪比接收函数共3497对，用于反演台站下方的地壳上地幔S波速度结构.

1.2 两步反演法

地球物理反演问题具有非常强的多解性，线性化反演方法对初始模型的选择极为敏感(Ammon et al.，1990).低频(α=1.0)接收函数主要反映的是一级界面(例如Moho面)的特征，对一些弱界面基本无反映，高频接收函数可以弥补这些不足.然而，频率太高则不可避免引入噪声，因此兼顾低频和高频接收数的分辩率可以提高反演的可信度，Peng等(2017)提出了两步反演方法，以减少结果对初始模型的依赖.首先反演低频接收函数获取初步的解，以期约束地壳和上地幔的整体结构，然后将此解作为新的初始模型，反演相应的高频接收函数，其目的是优化壳内结构的细节.

1.3 数值实验结果

为了测试两步反演方法的可靠性，选取Ammon等(1990)所采用的包含低速层的复杂地壳模型(图3a中的黑色实线)进行数值实验，将用该模型计算出的低频(α=1.0)和高频(α=2.5)理论接收函数作为观测值(图3b、c中的实线).构建一个简单的层状初始模型，应用H-k算法(Zhu and Kanamori，2000)估计莫霍面的深度，均匀半空间上方为40 km厚的均匀地壳，地壳和上地幔的S波速度VS分别设为3.5 km·s-1和4.3 km·s-1，利用经验关系VP=1.732VS和ρ=0.77+0.32VP(Berteussen，1977)确定P波速度VP和密度ρ，层厚为4 km.使用线性化的反演算法(Ammon et al.，1990)反演低频接收函数，得到一个接近真实模型的解model 1(图3a)，再将此解作为第二步反演的初始模型，此时地壳等分为2 km厚的薄层，上地幔等分为4 km厚的薄层，拟合高频接收函数得到更加接近真实模型的model 2.图3d是用简单初始模型直接反演高频接收函数的波形拟合情况，虽然波形拟合度达到98%，但得到的解model 3与真实模型有明显的不同.因而，两步反演方法比一步反演具有更高的可靠性，且对初始模型的依赖并不是很强.

图3 数值实验的结果(a) 真实模型、初始模型以及两步反演和一步反演获得的解(model 1为第一步反演得到的解，model 2为第二步反演得到的解，model 3为一步反演得到的解)； (b)和(c) 分别是两步反演中的第一步(α=1.0)和第二步(α=2.5)对应的观测与合成波形的拟合； (d) 是一步反演高频(α=2.5)接收函数的波形拟合(Peng et al.，2017).Fig.3 Results obtained from a synthetic experiment(a) True model, initial model, solutions obtained by two-step inversion: after the first step (model 1) and after the second step (model 2); model 3 is obtained by one-step inversion; (b) and (c) fitting of the observed and synthetic waveforms corresponding to the first step and the second step of the two-step inversion, respectively. (d) Fitting of the observed and synthetic waveforms after one-step inversion (Peng et al., 2017).

1.4 不确定性评估

受台站下方的速度结构、入射波的射线参数(震中距)和方位角影响，一个台站记录的接收函数具有多样性，转换相的振幅和相对时间延迟会随入射角变化.以往的先叠加接收函数再进行反演，虽然可以通过动校正技术校正到同一参考震中距处进行时差校正，但是振幅无法校正.因而，我们不叠加接收函数，直接对单个接收函数进行单独反演后，采用Bootstrap重采样技术(Efron，1979；Efron and Tibshirani，1991)对相应的解进行统计评估.

以53031台站为例，我们人工挑选出43对高信噪比的低频(α=1.0)和高频(α=2.5)接收函数(图4a和5a)，采用与数值实验相同的初始模型对低频接收函数进行单个反演，用Bootstrap技术对反演得到的速度模型(图4b)进行1000次重采样统计分析，得到最优解(图4c中的黑色实线)，并以此作为初始模型反演高频接收函数(图5a、b)，对反演结果再次执行同样的重采样过程，以获取台站下方最佳的S波速度结构(图5c).为了验证统计结果的可靠性，对每一层1000次重采样后的S波速度样本进行统计分析.如图6所示，统计结果基本成正态分布，对比相同深度上两次反演的速度分布统计情况，发现第二次反演得到的速度分布要比第一次反演的相对集中，标准差σ明显减小，置信区间显著缩小，说明第二次反演结果比第一次的更加可靠.两步反演方法与Bootstrap技术的结合，可以降低反演对初始模型的依赖程度，并且可以对解的不确定性进行评估.

图4 台站53031记录的低频接收函数(α=1.0)第一步反演后得到的波形和不确定性评估(a) 单个观测接收函数(黑色-灰色填充曲线)和合成接收函数(黑色虚线)之间的拟合; (b) 单个接收函数反演得到S波速度模型集; (c) Bootstrap技术统计分析得到的最精确解(黑色实线)和95%的置信区间(灰色实线).Fig.4 Waveforms obtained after the first step of the two-step inversion of the low-frequency receiver functions (α=1.0) recorded by station 53031 and assessment of uncertainty(a) Fitting between individual observed receiver functions (black-gray filled curves) and synthetic receiver functions (black dashed curves); (b) Set of S-velocity models inverted from the individual receiver functions; (c) Optimal solution (black line) obtained by the Bootstrap technique and 95% confidence interval (gray lines).

图5 台站53031记录的高频接收函数(α=2.5)第二步反演后得到的波形和不确定性评估(图例如图4)Fig.5 Waveforms obtained after the second step of the two-step inversion of the high-frequency receiver functions (α=2.5) recorded by station 53031 and assessment of uncertainty (Same legend as in Fig.4)

2 研究结果分析

我们采用时域迭代反褶积技术提取高斯参数分别为1.0和2.5的径向接收函数，挑选出高信噪比的接收函数，采用上述两步反演法和Bootstrap重采样技术，得到了研究区68个台站下方80 km深度范围内的地壳上地幔S波速度结构.为了更直观地展示震源区的深部结构情况，采用GMT绘图软件对反演获取的速度结果进行插值得到了研究区水平和垂直剖面上的S波速度分布形态.

图6 台站53031下方4个深度上的速度分布统计直方图σ是标准差，两个竖线表示95%的置信区间.Fig.6 Statistical histograms of velocity distributions of four layers below station 53031σ is standard deviation; two vertical lines represent the 95% confidence interval.

图7是不同深度的S波速度结构，速度分布十分复杂，具有强烈的横向非均匀性，随深度变化也较大.在4 km深度上，S波速度值普遍较低，与该区域内新生代盆地发育(刑全友等，1986)相关，如剑川、鹤庆、大理、永胜、宾川盆地等，反映了盆地内的沉积充填特征；断层附近的低速异常与断层的脆性破裂影响相关.胥颐等(2013)的体波层析成像结果也显示在4 km深度程海断裂(F9)为低速异常.10 km的深度上，兰坪—永平断裂(F2)西侧为低速区，维西—乔后—巍山断裂(F3)、红河断裂(F7)带上呈高低速相间分布；洱源—鹤庆断裂(F6)与红河断裂(F7)以东的滇西北裂陷区基本为低速异常，与杨婷等(2014)的走时层析成像结果大体一致.从10 km的水平剖面图上可知此次漾濞地震发生在高低速度过渡地区.

图7 不同深度上的S波速度水平剖面红色圆圈表示漾濞地震序列，断裂见图1b.Fig.7 Horizontal profiles of S wave velocity at different depthsRed circles indicate Yangbi earthquake sequences; faults are identical with those in Fig.1b.

16 km深度的S波速度分布主要呈现出北、南地区偏低，东、西地区偏高.24 km深度上，低速异常主要分布在维西—乔后—巍山断裂(F3)的东侧，西侧的S波速度值普遍偏高.32 km深度上东南地区速度值偏高，其余地区主要为低速异常，且低速异常区被维西—乔后—巍山断裂(F3)和红河断裂(F7)分开，北部lij台站的低速异常受到丽江—剑川断裂(F5)和洱源—鹤庆断裂(F6)的阻挡，没有与中部的低速区域相连.到36 km深度低速异常区的范围缩小，维西—乔后—巍山断裂(F3)和红河断裂(F7)东侧的低速异常集中在几条断裂的交汇处，西侧的低速区集中在澜沧江断裂(F1)和兰坪—永平断裂(F2)上.

图8是我们利用亚失稳台阵和固定台站记录的远震接收函数以及引用前人的研究成果获取的滇西北地区详细的地壳厚度和泊松比分布情况(张天继等，2020).图中，滇西北地区的地壳厚度整体呈北深南浅的趋势，存在三个莫霍面隆起中心，此次漾濞地震发生在莫霍面隆起中心的周围地区.泊松比分布呈现显著的横向不均匀，东、西两侧主要为低泊松比(<0.26)区，南、北地区泊松比值偏高(>0.28)，部分地区的泊松比值超过0.3，漾濞地震发生在维西—乔后—巍山断裂西侧的泊松比高梯度带上，此次漾濞地震也发生在MS≥5.0的历史地震空段区.

图8 研究区地壳厚度(a)、泊松比(b)(张天继等，2020)与地震分布红色圆圈表示漾濞地震序列，黑色圆圈是1500—2021年MS≥5.0的震中分布，断裂见图1b.Fig.8 Distribution of crustal thickness (a), Poisson′s ratio (b) (Zhang et al. , 2020)and earthquakes in the study areaRed circles indicate Yangbi earthquake sequences; black circles are MS≥5.0 epicenters in 1500—2021; faults are shown in Fig.1b.

图9是研究区S波速度垂直剖面图，其中AA′、DD′剖面穿过漾濞地震震源区.沿AA′剖面，可以清晰地看到在兰坪—永平断裂(F2)与维西—乔后—巍山断裂(F3)之间20～40 km深度存在两个低速层(VS<3.5 km·s-1)，在图7中32 km深度的水平剖面图上显示这两个低速层是相连的；ysw05、ysw06和ysw02台站下方8～24 km深度为高速区(VS>3.7 km·s-1)，漾濞地震序列基本分布在此高速区；ysw03至ysw02台站下方40～60 km深度的上地幔速度值偏低.BB′剖面上龙蟠—乔后断裂(F4)与程海断裂(F9)之间20～40 km深度上为厚度不均匀的低速层，ysw19台站下方莫霍面呈隆起状，ysw30和ysw19台站下方上地幔顶部的速度值偏低.

图9 S波速度垂直剖面(剖面位置、断裂见图1b)三角形表示地震台站；黑色曲线为莫霍面(参考图8a)；红色圆圈表示漾濞地震序列.Fig.9 Vertical profiles of S-wave velocity (profile locations and faults are shown in Fig.1b)Triangles represent the seismic stations; black curves denote Moho surface (refer to Fig.8a); red circles indicate Yangbi earthquake sequences.

CC′剖面分别与AA′、BB′剖面在ysw04、ysw19台站所在位置相交，CC′剖面上比较显著的特征是yul与ysw04台站下方、维西—乔后—巍山断裂(F3)与洱源—鹤庆断裂(F6)之间，大约20～40 km深度范围内存在两个明显的低速层；ysw28和ysw19台站下方的莫霍面向上隆起；yul至ysw19台站下方上地幔顶部的速度值偏低.DD′剖面上，维西—乔后—巍山断裂(F3)与红河断裂(F7)将两侧的中下地壳低速层分开，ysw09台站下方的莫霍面向上隆起，ysw06至ysw08台站下方上地幔顶部的速度值偏低；漾濞地震发生在速度值偏高的上地壳中，下方存在低速层，且震源区下方地壳厚度存在突变，从震中的西南向东北减薄.

3 讨论

3.1 孕震环境

由图7、8可知，从水平方向上看，此次漾濞地震序列发生在高低速度的过渡地区和泊松比高梯度带上.叶涛等(2021)通过大地电磁测深数据三维反演结果显示漾濞地震发生在高-低电性过渡区附近.何正勤等(2004)的面波层析成像结果也显示川滇地区的强震主要集中在高速与低速的过渡区域.1976年龙陵7.3与7.4地震也恰好位于高速块体和低速块体的转换带(张中杰等，2005).地壳组成大体分为低泊松比(<0.26)、中泊松比(0.26～0.28)和高泊松比(>0.28)(Christensen，1996)；低泊松比对应于地壳长英质成分含量高，高泊松比对应于铁镁质成分含量高，非常高的泊松比(>0.3)可能表示地下存在部分熔融物质(Wang et al.，2017).低泊松比、高速结构意味着介质刚性强、不易变形，而高泊松比、低速度结构意味着介质柔度大、易于变形(叶涛等，2021).从岩石学、实验岩石学和震源实体构造等方面的研究认为，中上地壳中岩石组分及其物理-力学性质的高度非均匀性，是触发地震的介质条件(马宗晋等，1990).所以高低速度转换区域和泊松比高梯度带上可能是强震发生的有利部位.

图9中的AA′、DD′剖面可知，漾濞地震发生在S波速度值偏高的上地壳中，其下方的中下地壳存在低速层.即从垂直方向上看，漾濞地震发生在中下地壳为低速区(韧性层)，上覆高速体(脆性层)的特殊构造区.2008年汶川MS8.0和2014年鲁甸MS6.5震源区下方的地壳中也都存在低速层(刘启元等，2009；王兴臣等，2015).马宗晋等(1990)也认为具有部分熔融-流变特性的低速层是地震多发的底部边界条件.因为低速度异常体的存在、运移和拖拽，有利于应力在其上部的脆性地壳内集中，脆性的地壳介质在横向挤压的构造应力场作用下易于破裂(王椿镛等，2002).震源区下方低速层的存在为强震的发生一定程度上提供了孕震环境.

3.2 壳内低速层

从图7的水平剖面和图9中的垂直剖面可知，滇西北地区20～40 km深度范围内存在低速层，低速层厚度不均匀，分布于维西—乔后—巍山断裂与红河断裂两侧，并受断裂制约.关于低速层的起源，Bao等(2015)、张智奇等(2020)、以及高天杨等(2021)的结果都显示有中下地壳低速体从松潘—甘孜块体和川滇菱形块体西北部跨过金沙江—红河断裂带向西南延伸进入滇缅泰块体，并穿过我们的研究区域，被认为是青藏高原物质向东南运移的结果.但是我们高分辨率的图像并没有显示出由北向南延伸的中下地壳低速层，而是被断裂限制在特定的区域内；且黄周传等(2021)总结了近年来对青藏高原东南缘地壳结构研究的新进展，认为青藏高原东南缘下地壳物质被边界(丽江—小金河)断裂所围限，并没有继续向云南地区流动.所以我们认为该区域内的低速体很可能不是由青藏高原地壳物质挤出形成的.

由图8可以看出，维西—乔后—巍山断裂与红河断裂两侧的地壳厚度和泊松比值都变化剧烈，图7和图9中的AA′、CC′、DD′剖面显示，维西—乔后—巍山断裂与红河断裂在地壳和上地幔中两侧的速度值都存在显著差异，可能为切穿整个地壳的深大断裂.胥颐等(2013)、王夫运等(2014)以及张智奇等(2020)的结果也都显示红河断裂为超壳断裂.断层的韧性剪切产生的热量会降低中下地壳的速度和黏度，从而形成低速体，但单纯的韧性剪切并不足以在地壳中下部产生足够的高温(Leloup et al.，1999)，形成图7和图9中的低速层.

由图8b可知，滇西北地区存在非常高的泊松比值(>0.3)，可能表示地下存在部分熔融物质(Wang et al.，2017)，图8a和图9显示滇西北地区存在莫霍面隆起中心以及部分台站下方上地幔S波速度值偏低，具有壳幔过渡带的特征，说明存在地幔物质上涌，壳幔发生热物质交换.Xu等(2005)的地震层析成像结果也认为哀牢山—红河断裂带下地壳和莫霍面附近的低速异常与壳幔边界的热对流活动相关.滇西北地区表现出显著的高大地热流值(Hu et al.，2000)，且稀有气体氦同位素组成显示剑川—洱源—下关一带的温泉地热流体中含有幔源特征(王云等，2019).大地电磁测深发现的剑川—鹤庆—洱源上地幔高导层隆起区(孙洁等，1989)也支持我们的结果.红河断裂、丽江—剑川断裂与程海断裂之间的大地构造区被称为滇西北裂陷区(阚荣举和林中洋，1986)，具有强烈的构造拉张特征.早第三纪晚期，喜马拉雅山强烈抬升，使裂陷区岩石圈处于拉张状态，地幔软流圈物质上涌(孙洁等，1989)，沿着超壳断裂运移到中下地壳形成低速韧性层，并引起地壳物质部分熔融.

4 结论

我们对两种频段的接收函数进行两步反演，结合Bootstrap重采样技术统计分析，获取了滇西北地区精细的地壳上地幔S波速度结构，分析讨论了漾濞地震的孕震环境及其动力来源，得到以下几点结论：

(1)滇西北地区地壳S波速度结构在横向上和纵向上都具有强烈的非均匀性，地壳介质较为复杂.浅表约有4 km厚的低速沉积层，中上地壳呈高低速相间分布，20～40 km深度范围内存在低速层，低速层分布在维西—乔后—巍山断裂与红河断裂两侧，主要受断裂控制.

(2)从水平方向上看，漾濞地震发生在维西—乔后—巍山断裂西侧的高低速度过渡地区和泊松比高梯度带上；在垂直方向上，漾濞地震发生于中下地壳为低速层、上覆高速体的脆性地壳中.高低速度过渡带和泊松比高梯度带可能是强震易发部位，震源区下方的低速层为强震的发生提供了有利的孕震环境.这一结果对于今后寻找潜在的强震危险区具有重要的参考意义，应关注具有上述条件的历史地震空段区内发生大地震的潜在风险.

(3)滇西北地区的中下地壳低速体被断层限制在特定的区域内，没有表现出由北向南延伸的趋势，且该地区存在莫霍面隆起中心、非常高的泊松比值以及上地幔低速异常，结合高热流、地幔高导层隆起、温泉幔源特征等，我们推测该地区的低速体是地幔热物质上涌引起的.

致谢感谢审稿专家对本文的修改及完善提出了非常宝贵的意见和建议.