張?zhí)炖^，金明培

云南省地震局， 昆明 650224

0 引言

據(jù)中國地震臺網(wǎng)正式測定，北京時間2021年5月21日21時48分，云南省大理州漾濞縣(25.67°N、99.87°E)發(fā)生MS6.4級地震，地震最高烈度Ⅷ度(8度)，Ⅵ度(6度)及以上區(qū)域面積約6600平方公里，涉及大理州6縣市(http:∥www.yndzj.gov.cn/).地震共造成3人死亡、34人受傷和部分房屋嚴(yán)重?fù)p壞.地震震源區(qū)所處的滇西北地區(qū)，位于青藏高原東南緣，地處印度板塊與歐亞板塊碰撞或俯沖的邊界地區(qū)，是印支塊體、揚子準(zhǔn)地臺和松潘甘孜褶皺系三大構(gòu)造單元的交匯地帶(闞榮舉和林中洋，1986)，屬于川滇菱形塊體的西邊緣區(qū)(圖1a).滇西北地區(qū)構(gòu)造運動強烈，是中國大陸內(nèi)部地震活動最強的地區(qū)之一，區(qū)內(nèi)發(fā)育有紅河斷裂、維西—喬后—巍山斷裂、程海斷裂等深大斷裂(圖1b)，是一個多斷層的交匯區(qū)，構(gòu)造格局十分復(fù)雜，近年來中強以上地震易發(fā)多發(fā)，如2013年洱源MS5.5、MS5.0，2016年云龍MS5.0以及2017年漾濞MS5.1等.

此次漾濞地震是維西—喬后—巍山斷裂帶有記載以來發(fā)生的最強烈的地震，但在該斷裂上并未發(fā)現(xiàn)同震變形，綜合推測發(fā)震構(gòu)造可能是其西側(cè)的次級斷裂(李傳友等，2021).研究震源區(qū)的詳細(xì)深部結(jié)構(gòu)情況對于了解地震的孕育和發(fā)生環(huán)境及其動力成因極為重要.接收函數(shù)由于消除了震源的影響，對地下界面的深度變化較為敏感(Langston，1979)，已發(fā)展成為探索地殼上地幔深部結(jié)構(gòu)信息的有效方法，并在汶川MS8.0(劉啟元等，2009)和魯?shù)镸S6.5(王興臣等，2015)等地震震源區(qū)的地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)和孕震環(huán)境研究中得到有效應(yīng)用.

圖1 (a)研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造圖;(b)研究區(qū)臺站、斷層和垂直剖面分布黑色實線為斷層，紅色三角形表示亞失穩(wěn)臺陣，藍(lán)色三角形表示喜馬拉雅臺陣，黑色三角形表示固定臺站，綠色三角形表示賓川主動源臺陣；F1：瀾滄江斷裂；F2：蘭坪—永平斷裂；F3：維西—喬后—巍山斷裂；F4：龍蟠—喬后斷裂；F5：麗江—劍川斷裂；F6：洱源—鶴慶斷裂；F7：紅河斷裂；F8：蒼山山前斷裂；F9：程海斷裂；F10：西洱河斷裂；紅色圓圈表示2021年5月18日—5月28日MS≥3.0漾濞地震序列，數(shù)據(jù)來源于蘇金波等(2021)重定位后的地震目錄；紫色虛線為剖面位置.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.

在過去的幾十年里，云南地區(qū)開展了大量的地球物理探測工作，包括人工地震測深剖面(闞榮舉和林中洋，1986；胡鴻翔等，1986；張中杰等，2005；王夫運等，2014)、面波層析成像(何正勤等，2004；Li et al.，2014；Wu et al.，2016；張智奇等，2020)、體波層析成像(王椿鏞等，2002；Xu et al.，2005；胥頤等，2013；楊婷等，2014)、大地電磁測深(孫潔等，1989)、接收函數(shù)反演(李永華等，2009；Peng et al.，2017)、P波各向異性層析成像(Huang et al.，2018)、Rayleigh波和接收函數(shù)聯(lián)合反演(胡家富等，2005；Bao et al.，2015)以及接收函數(shù)、面波頻散和ZH振幅比聯(lián)合反演(高天楊等，2021)等，這些工作對滇西北地區(qū)地殼深部結(jié)構(gòu)、斷層構(gòu)造特征及運動屬性、地震孕震環(huán)境等的認(rèn)識提供了重要的深部資料.但由于其研究范圍尺度大以及臺網(wǎng)密度的限制，用這些研究結(jié)果來分析漾濞MS6.4地震的孕震背景顯得分辨率不足.中國地震局地質(zhì)研究所將滇西北地區(qū)選為斷層亞失穩(wěn)理論野外觀測實驗研究區(qū)，在該地區(qū)原有地震臺站的基礎(chǔ)上布設(shè)了密集的亞失穩(wěn)臺陣，于2018年4月開始實時傳輸數(shù)據(jù)并組網(wǎng)分析，為漾濞地震的孕震環(huán)境研究提供了更高空間分辨率的重要觀測資料.

我們曾利用亞失穩(wěn)臺陣遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，通過接收函數(shù)計算了該區(qū)的地殼厚度和介質(zhì)泊松比，從橫向上揭示了滇西北地區(qū)的詳細(xì)地殼結(jié)構(gòu)特征(張?zhí)炖^等，2020)，但這些結(jié)果給出的均為地殼的平均值，缺乏對橫向分層和垂直方向上的認(rèn)識.所以本文利用滇西北地區(qū)更加密集地震臺站記錄的遠(yuǎn)震三分量波形數(shù)據(jù)，利用低頻(高斯參數(shù)為1.0)和高頻(高斯參數(shù)為2.5)兩種接收函數(shù)進(jìn)行兩步反演，結(jié)合Bootstrap重采樣技術(shù)對反演結(jié)果進(jìn)行統(tǒng)計，分析該地區(qū)地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)，獲取漾濞地震孕育和發(fā)生的深部結(jié)構(gòu)信息.

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

如圖1b所示，本研究中收集的地震臺站共68個，它們分別由28個亞失穩(wěn)臺陣子臺、21個喜馬拉雅Ⅰ期臺陣子臺、14個區(qū)域臺網(wǎng)固定臺站以及5個賓川主動源臺陣子臺組成.觀測臺站覆蓋了主要研究區(qū)，平均臺間距約25km.圖2是研究區(qū)觀測臺站記錄的震中距介于30°～90°、震級為5.5～8.3的遠(yuǎn)震事件震中分布情況，其中亞失穩(wěn)臺陣和固定臺站記錄了2018年4月—2019年10月期間的149個遠(yuǎn)震事件，喜馬拉雅臺陣Ⅰ期和賓川主動源臺陣記錄了2011年9月—2014年1月期間的238個遠(yuǎn)震事件.

圖2 遠(yuǎn)震震中分布星號為研究區(qū)域中心，紅色圓圈表示遠(yuǎn)震震中.Fig.2 Epicentral distribution of teleseismic eventsAsterisk indicates the centre of study area, red circles denote teleseismic epicenter.

為了提取P波接收函數(shù)，我們對研究區(qū)地震觀測臺站記錄的三分量原始波形作去傾斜、去均值和去儀器響應(yīng)處理，將兩個水平分量旋轉(zhuǎn)到徑向和切向分量，然后再用垂直分量對徑向分量在時間域作迭代反褶積(Ligorría and Ammon，1999)以提取徑向接收函數(shù).在計算中分別使用高斯參數(shù)α為1.0和2.5的高斯濾波器得到兩種不同頻帶的接收函數(shù).人工篩選出相關(guān)性好的高信噪比接收函數(shù)共3497對，用于反演臺站下方的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu).

1.2 兩步反演法

地球物理反演問題具有非常強的多解性，線性化反演方法對初始模型的選擇極為敏感(Ammon et al.，1990).低頻(α=1.0)接收函數(shù)主要反映的是一級界面(例如Moho面)的特征，對一些弱界面基本無反映，高頻接收函數(shù)可以彌補這些不足.然而，頻率太高則不可避免引入噪聲，因此兼顧低頻和高頻接收數(shù)的分辯率可以提高反演的可信度，Peng等(2017)提出了兩步反演方法，以減少結(jié)果對初始模型的依賴.首先反演低頻接收函數(shù)獲取初步的解，以期約束地殼和上地幔的整體結(jié)構(gòu)，然后將此解作為新的初始模型，反演相應(yīng)的高頻接收函數(shù)，其目的是優(yōu)化殼內(nèi)結(jié)構(gòu)的細(xì)節(jié).

1.3 數(shù)值實驗結(jié)果

為了測試兩步反演方法的可靠性，選取Ammon等(1990)所采用的包含低速層的復(fù)雜地殼模型(圖3a中的黑色實線)進(jìn)行數(shù)值實驗，將用該模型計算出的低頻(α=1.0)和高頻(α=2.5)理論接收函數(shù)作為觀測值(圖3b、c中的實線).構(gòu)建一個簡單的層狀初始模型，應(yīng)用H-k算法(Zhu and Kanamori，2000)估計莫霍面的深度，均勻半空間上方為40 km厚的均勻地殼，地殼和上地幔的S波速度VS分別設(shè)為3.5 km·s-1和4.3 km·s-1，利用經(jīng)驗關(guān)系VP=1.732VS和ρ=0.77+0.32VP(Berteussen，1977)確定P波速度VP和密度ρ，層厚為4 km.使用線性化的反演算法(Ammon et al.，1990)反演低頻接收函數(shù)，得到一個接近真實模型的解model 1(圖3a)，再將此解作為第二步反演的初始模型，此時地殼等分為2 km厚的薄層，上地幔等分為4 km厚的薄層，擬合高頻接收函數(shù)得到更加接近真實模型的model 2.圖3d是用簡單初始模型直接反演高頻接收函數(shù)的波形擬合情況，雖然波形擬合度達(dá)到98%，但得到的解model 3與真實模型有明顯的不同.因而，兩步反演方法比一步反演具有更高的可靠性，且對初始模型的依賴并不是很強.

圖3 數(shù)值實驗的結(jié)果(a) 真實模型、初始模型以及兩步反演和一步反演獲得的解(model 1為第一步反演得到的解，model 2為第二步反演得到的解，model 3為一步反演得到的解)； (b)和(c) 分別是兩步反演中的第一步(α=1.0)和第二步(α=2.5)對應(yīng)的觀測與合成波形的擬合； (d) 是一步反演高頻(α=2.5)接收函數(shù)的波形擬合(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 不確定性評估

受臺站下方的速度結(jié)構(gòu)、入射波的射線參數(shù)(震中距)和方位角影響，一個臺站記錄的接收函數(shù)具有多樣性，轉(zhuǎn)換相的振幅和相對時間延遲會隨入射角變化.以往的先疊加接收函數(shù)再進(jìn)行反演，雖然可以通過動校正技術(shù)校正到同一參考震中距處進(jìn)行時差校正，但是振幅無法校正.因而，我們不疊加接收函數(shù)，直接對單個接收函數(shù)進(jìn)行單獨反演后，采用Bootstrap重采樣技術(shù)(Efron，1979；Efron and Tibshirani，1991)對相應(yīng)的解進(jìn)行統(tǒng)計評估.

以53031臺站為例，我們?nèi)斯ぬ暨x出43對高信噪比的低頻(α=1.0)和高頻(α=2.5)接收函數(shù)(圖4a和5a)，采用與數(shù)值實驗相同的初始模型對低頻接收函數(shù)進(jìn)行單個反演，用Bootstrap技術(shù)對反演得到的速度模型(圖4b)進(jìn)行1000次重采樣統(tǒng)計分析，得到最優(yōu)解(圖4c中的黑色實線)，并以此作為初始模型反演高頻接收函數(shù)(圖5a、b)，對反演結(jié)果再次執(zhí)行同樣的重采樣過程，以獲取臺站下方最佳的S波速度結(jié)構(gòu)(圖5c).為了驗證統(tǒng)計結(jié)果的可靠性，對每一層1000次重采樣后的S波速度樣本進(jìn)行統(tǒng)計分析.如圖6所示，統(tǒng)計結(jié)果基本成正態(tài)分布，對比相同深度上兩次反演的速度分布統(tǒng)計情況，發(fā)現(xiàn)第二次反演得到的速度分布要比第一次反演的相對集中，標(biāo)準(zhǔn)差σ明顯減小，置信區(qū)間顯著縮小，說明第二次反演結(jié)果比第一次的更加可靠.兩步反演方法與Bootstrap技術(shù)的結(jié)合，可以降低反演對初始模型的依賴程度，并且可以對解的不確定性進(jìn)行評估.

圖4 臺站53031記錄的低頻接收函數(shù)(α=1.0)第一步反演后得到的波形和不確定性評估(a) 單個觀測接收函數(shù)(黑色-灰色填充曲線)和合成接收函數(shù)(黑色虛線)之間的擬合; (b) 單個接收函數(shù)反演得到S波速度模型集; (c) Bootstrap技術(shù)統(tǒng)計分析得到的最精確解(黑色實線)和95%的置信區(qū)間(灰色實線).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).

圖5 臺站53031記錄的高頻接收函數(shù)(α=2.5)第二步反演后得到的波形和不確定性評估(圖例如圖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 研究結(jié)果分析

我們采用時域迭代反褶積技術(shù)提取高斯參數(shù)分別為1.0和2.5的徑向接收函數(shù)，挑選出高信噪比的接收函數(shù)，采用上述兩步反演法和Bootstrap重采樣技術(shù)，得到了研究區(qū)68個臺站下方80 km深度范圍內(nèi)的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu).為了更直觀地展示震源區(qū)的深部結(jié)構(gòu)情況，采用GMT繪圖軟件對反演獲取的速度結(jié)果進(jìn)行插值得到了研究區(qū)水平和垂直剖面上的S波速度分布形態(tài).

圖6 臺站53031下方4個深度上的速度分布統(tǒng)計直方圖σ是標(biāo)準(zhǔn)差，兩個豎線表示95%的置信區(qū)間.Fig.6 Statistical histograms of velocity distributions of four layers below station 53031σ is standard deviation; two vertical lines represent the 95% confidence interval.

圖7是不同深度的S波速度結(jié)構(gòu)，速度分布十分復(fù)雜，具有強烈的橫向非均勻性，隨深度變化也較大.在4 km深度上，S波速度值普遍較低，與該區(qū)域內(nèi)新生代盆地發(fā)育(刑全友等，1986)相關(guān)，如劍川、鶴慶、大理、永勝、賓川盆地等，反映了盆地內(nèi)的沉積充填特征；斷層附近的低速異常與斷層的脆性破裂影響相關(guān).胥頤等(2013)的體波層析成像結(jié)果也顯示在4 km深度程海斷裂(F9)為低速異常.10 km的深度上，蘭坪—永平斷裂(F2)西側(cè)為低速區(qū)，維西—喬后—巍山斷裂(F3)、紅河斷裂(F7)帶上呈高低速相間分布；洱源—鶴慶斷裂(F6)與紅河斷裂(F7)以東的滇西北裂陷區(qū)基本為低速異常，與楊婷等(2014)的走時層析成像結(jié)果大體一致.從10 km的水平剖面圖上可知此次漾濞地震發(fā)生在高低速度過渡地區(qū).

圖7 不同深度上的S波速度水平剖面紅色圓圈表示漾濞地震序列，斷裂見圖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波速度分布主要呈現(xiàn)出北、南地區(qū)偏低，東、西地區(qū)偏高.24 km深度上，低速異常主要分布在維西—喬后—巍山斷裂(F3)的東側(cè)，西側(cè)的S波速度值普遍偏高.32 km深度上東南地區(qū)速度值偏高，其余地區(qū)主要為低速異常，且低速異常區(qū)被維西—喬后—巍山斷裂(F3)和紅河斷裂(F7)分開，北部lij臺站的低速異常受到麗江—劍川斷裂(F5)和洱源—鶴慶斷裂(F6)的阻擋，沒有與中部的低速區(qū)域相連.到36 km深度低速異常區(qū)的范圍縮小，維西—喬后—巍山斷裂(F3)和紅河斷裂(F7)東側(cè)的低速異常集中在幾條斷裂的交匯處，西側(cè)的低速區(qū)集中在瀾滄江斷裂(F1)和蘭坪—永平斷裂(F2)上.

圖8是我們利用亞失穩(wěn)臺陣和固定臺站記錄的遠(yuǎn)震接收函數(shù)以及引用前人的研究成果獲取的滇西北地區(qū)詳細(xì)的地殼厚度和泊松比分布情況(張?zhí)炖^等，2020).圖中，滇西北地區(qū)的地殼厚度整體呈北深南淺的趨勢，存在三個莫霍面隆起中心，此次漾濞地震發(fā)生在莫霍面隆起中心的周圍地區(qū).泊松比分布呈現(xiàn)顯著的橫向不均勻，東、西兩側(cè)主要為低泊松比(<0.26)區(qū)，南、北地區(qū)泊松比值偏高(>0.28)，部分地區(qū)的泊松比值超過0.3，漾濞地震發(fā)生在維西—喬后—巍山斷裂西側(cè)的泊松比高梯度帶上，此次漾濞地震也發(fā)生在MS≥5.0的歷史地震空段區(qū).

圖8 研究區(qū)地殼厚度(a)、泊松比(b)(張?zhí)炖^等，2020)與地震分布紅色圓圈表示漾濞地震序列，黑色圓圈是1500—2021年MS≥5.0的震中分布，斷裂見圖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.

圖9是研究區(qū)S波速度垂直剖面圖，其中AA′、DD′剖面穿過漾濞地震震源區(qū).沿AA′剖面，可以清晰地看到在蘭坪—永平斷裂(F2)與維西—喬后—巍山斷裂(F3)之間20～40 km深度存在兩個低速層(VS<3.5 km·s-1)，在圖7中32 km深度的水平剖面圖上顯示這兩個低速層是相連的；ysw05、ysw06和ysw02臺站下方8～24 km深度為高速區(qū)(VS>3.7 km·s-1)，漾濞地震序列基本分布在此高速區(qū)；ysw03至ysw02臺站下方40～60 km深度的上地幔速度值偏低.BB′剖面上龍蟠—喬后斷裂(F4)與程海斷裂(F9)之間20～40 km深度上為厚度不均勻的低速層，ysw19臺站下方莫霍面呈隆起狀，ysw30和ysw19臺站下方上地幔頂部的速度值偏低.

圖9 S波速度垂直剖面(剖面位置、斷裂見圖1b)三角形表示地震臺站；黑色曲線為莫霍面(參考圖8a)；紅色圓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′剖面分別與AA′、BB′剖面在ysw04、ysw19臺站所在位置相交，CC′剖面上比較顯著的特征是yul與ysw04臺站下方、維西—喬后—巍山斷裂(F3)與洱源—鶴慶斷裂(F6)之間，大約20～40 km深度范圍內(nèi)存在兩個明顯的低速層；ysw28和ysw19臺站下方的莫霍面向上隆起；yul至ysw19臺站下方上地幔頂部的速度值偏低.DD′剖面上，維西—喬后—巍山斷裂(F3)與紅河斷裂(F7)將兩側(cè)的中下地殼低速層分開，ysw09臺站下方的莫霍面向上隆起，ysw06至ysw08臺站下方上地幔頂部的速度值偏低；漾濞地震發(fā)生在速度值偏高的上地殼中，下方存在低速層，且震源區(qū)下方地殼厚度存在突變，從震中的西南向東北減薄.

3 討論

3.1 孕震環(huán)境

由圖7、8可知，從水平方向上看，此次漾濞地震序列發(fā)生在高低速度的過渡地區(qū)和泊松比高梯度帶上.葉濤等(2021)通過大地電磁測深數(shù)據(jù)三維反演結(jié)果顯示漾濞地震發(fā)生在高-低電性過渡區(qū)附近.何正勤等(2004)的面波層析成像結(jié)果也顯示川滇地區(qū)的強震主要集中在高速與低速的過渡區(qū)域.1976年龍陵7.3與7.4地震也恰好位于高速塊體和低速塊體的轉(zhuǎn)換帶(張中杰等，2005).地殼組成大體分為低泊松比(<0.26)、中泊松比(0.26～0.28)和高泊松比(>0.28)(Christensen，1996)；低泊松比對應(yīng)于地殼長英質(zhì)成分含量高，高泊松比對應(yīng)于鐵鎂質(zhì)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質(zhì)(Wang et al.，2017).低泊松比、高速結(jié)構(gòu)意味著介質(zhì)剛性強、不易變形，而高泊松比、低速度結(jié)構(gòu)意味著介質(zhì)柔度大、易于變形(葉濤等，2021).從巖石學(xué)、實驗巖石學(xué)和震源實體構(gòu)造等方面的研究認(rèn)為，中上地殼中巖石組分及其物理-力學(xué)性質(zhì)的高度非均勻性，是觸發(fā)地震的介質(zhì)條件(馬宗晉等，1990).所以高低速度轉(zhuǎn)換區(qū)域和泊松比高梯度帶上可能是強震發(fā)生的有利部位.

圖9中的AA′、DD′剖面可知，漾濞地震發(fā)生在S波速度值偏高的上地殼中，其下方的中下地殼存在低速層.即從垂直方向上看，漾濞地震發(fā)生在中下地殼為低速區(qū)(韌性層)，上覆高速體(脆性層)的特殊構(gòu)造區(qū).2008年汶川MS8.0和2014年魯?shù)镸S6.5震源區(qū)下方的地殼中也都存在低速層(劉啟元等，2009；王興臣等，2015).馬宗晉等(1990)也認(rèn)為具有部分熔融-流變特性的低速層是地震多發(fā)的底部邊界條件.因為低速度異常體的存在、運移和拖拽，有利于應(yīng)力在其上部的脆性地殼內(nèi)集中，脆性的地殼介質(zhì)在橫向擠壓的構(gòu)造應(yīng)力場作用下易于破裂(王椿鏞等，2002).震源區(qū)下方低速層的存在為強震的發(fā)生一定程度上提供了孕震環(huán)境.

3.2 殼內(nèi)低速層

從圖7的水平剖面和圖9中的垂直剖面可知，滇西北地區(qū)20～40 km深度范圍內(nèi)存在低速層，低速層厚度不均勻，分布于維西—喬后—巍山斷裂與紅河斷裂兩側(cè)，并受斷裂制約.關(guān)于低速層的起源，Bao等(2015)、張智奇等(2020)、以及高天楊等(2021)的結(jié)果都顯示有中下地殼低速體從松潘—甘孜塊體和川滇菱形塊體西北部跨過金沙江—紅河斷裂帶向西南延伸進(jìn)入滇緬泰塊體，并穿過我們的研究區(qū)域，被認(rèn)為是青藏高原物質(zhì)向東南運移的結(jié)果.但是我們高分辨率的圖像并沒有顯示出由北向南延伸的中下地殼低速層，而是被斷裂限制在特定的區(qū)域內(nèi)；且黃周傳等(2021)總結(jié)了近年來對青藏高原東南緣地殼結(jié)構(gòu)研究的新進(jìn)展，認(rèn)為青藏高原東南緣下地殼物質(zhì)被邊界(麗江—小金河)斷裂所圍限，并沒有繼續(xù)向云南地區(qū)流動.所以我們認(rèn)為該區(qū)域內(nèi)的低速體很可能不是由青藏高原地殼物質(zhì)擠出形成的.

由圖8可以看出，維西—喬后—巍山斷裂與紅河斷裂兩側(cè)的地殼厚度和泊松比值都變化劇烈，圖7和圖9中的AA′、CC′、DD′剖面顯示，維西—喬后—巍山斷裂與紅河斷裂在地殼和上地幔中兩側(cè)的速度值都存在顯著差異，可能為切穿整個地殼的深大斷裂.胥頤等(2013)、王夫運等(2014)以及張智奇等(2020)的結(jié)果也都顯示紅河斷裂為超殼斷裂.斷層的韌性剪切產(chǎn)生的熱量會降低中下地殼的速度和黏度，從而形成低速體，但單純的韌性剪切并不足以在地殼中下部產(chǎn)生足夠的高溫(Leloup et al.，1999)，形成圖7和圖9中的低速層.

由圖8b可知，滇西北地區(qū)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質(zhì)(Wang et al.，2017)，圖8a和圖9顯示滇西北地區(qū)存在莫霍面隆起中心以及部分臺站下方上地幔S波速度值偏低，具有殼幔過渡帶的特征，說明存在地幔物質(zhì)上涌，殼幔發(fā)生熱物質(zhì)交換.Xu等(2005)的地震層析成像結(jié)果也認(rèn)為哀牢山—紅河斷裂帶下地殼和莫霍面附近的低速異常與殼幔邊界的熱對流活動相關(guān).滇西北地區(qū)表現(xiàn)出顯著的高大地?zé)崃髦?Hu et al.，2000)，且稀有氣體氦同位素組成顯示劍川—洱源—下關(guān)一帶的溫泉地?zé)崃黧w中含有幔源特征(王云等，2019).大地電磁測深發(fā)現(xiàn)的劍川—鶴慶—洱源上地幔高導(dǎo)層隆起區(qū)(孫潔等，1989)也支持我們的結(jié)果.紅河斷裂、麗江—劍川斷裂與程海斷裂之間的大地構(gòu)造區(qū)被稱為滇西北裂陷區(qū)(闞榮舉和林中洋，1986)，具有強烈的構(gòu)造拉張?zhí)卣?早第三紀(jì)晚期，喜馬拉雅山強烈抬升，使裂陷區(qū)巖石圈處于拉張狀態(tài)，地幔軟流圈物質(zhì)上涌(孫潔等，1989)，沿著超殼斷裂運移到中下地殼形成低速韌性層，并引起地殼物質(zhì)部分熔融.

4 結(jié)論

我們對兩種頻段的接收函數(shù)進(jìn)行兩步反演，結(jié)合Bootstrap重采樣技術(shù)統(tǒng)計分析，獲取了滇西北地區(qū)精細(xì)的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)，分析討論了漾濞地震的孕震環(huán)境及其動力來源，得到以下幾點結(jié)論：

(1)滇西北地區(qū)地殼S波速度結(jié)構(gòu)在橫向上和縱向上都具有強烈的非均勻性，地殼介質(zhì)較為復(fù)雜.淺表約有4 km厚的低速沉積層，中上地殼呈高低速相間分布，20～40 km深度范圍內(nèi)存在低速層，低速層分布在維西—喬后—巍山斷裂與紅河斷裂兩側(cè)，主要受斷裂控制.

(2)從水平方向上看，漾濞地震發(fā)生在維西—喬后—巍山斷裂西側(cè)的高低速度過渡地區(qū)和泊松比高梯度帶上；在垂直方向上，漾濞地震發(fā)生于中下地殼為低速層、上覆高速體的脆性地殼中.高低速度過渡帶和泊松比高梯度帶可能是強震易發(fā)部位，震源區(qū)下方的低速層為強震的發(fā)生提供了有利的孕震環(huán)境.這一結(jié)果對于今后尋找潛在的強震危險區(qū)具有重要的參考意義，應(yīng)關(guān)注具有上述條件的歷史地震空段區(qū)內(nèi)發(fā)生大地震的潛在風(fēng)險.

(3)滇西北地區(qū)的中下地殼低速體被斷層限制在特定的區(qū)域內(nèi)，沒有表現(xiàn)出由北向南延伸的趨勢，且該地區(qū)存在莫霍面隆起中心、非常高的泊松比值以及上地幔低速異常，結(jié)合高熱流、地幔高導(dǎo)層隆起、溫泉幔源特征等，我們推測該地區(qū)的低速體是地幔熱物質(zhì)上涌引起的.

致謝感謝審稿專家對本文的修改及完善提出了非常寶貴的意見和建議.