2014年云南魯甸6.5級地震震源位置及震源區速度結構聯合反演*

趙小艷，孫 楠

(云南省地震局，云南昆明650224)

0 引言

2014年8月3日16點30分，云南昭通市魯甸縣發生6.5級地震 (27.1°N，103.3°E)。地震震中位于魯甸縣城西南，震中發育有NE向的連峰山斷裂、昭通斷裂和近NS向的則木河斷裂、小江斷裂、安寧河斷裂、元謀—綠汁江斷裂。根據主震震源機制解、余震空間分布、區域地質構造、地震烈度、強地面運動記錄等資料，分析認為此次地震的發震斷層是NNW向包谷垴—小河斷裂，該斷裂是NE向昭通—魯甸斷裂系的NW向次級走滑斷層，均屬于小江斷裂系 (徐錫偉等，2014)。

昭通—魯甸斷裂北東起于彝良牛街西，向南西經昭通、魯甸止于牛欄江西南。平面上由新寨—馬海邊斷裂、魯甸斷裂、羅馬口斷裂呈右階雁列式展布。全長約160 km，總體走向30°，傾向南東，傾角60°～80°(謝英情等，2006)。震源機制解 (成爾林，1981)反映NE向昭通、蓮峰斷裂帶則表現出右旋走滑兼逆沖、或者以逆沖為主要錯動方式，其活動與變形的動力源是直接來自大涼山次級塊體的南東向運動，而間接來自川滇塊體的南南東向運動 (聞學澤等，2013)。該斷裂歷史活動以5.0～5.8級地震為主，強度不大。但近十年來，該構造帶及其附近發生的中強地震明顯增多，分別發生2003年云南魯甸MS5.0和MS5.1地震、2004年魯甸MS5.6地震、2006年鹽津兩次MS5.1地震、2012年彝良MS5.7、5.6地震和本次魯甸MS6.5地震。隸屬于昭通—魯甸斷裂系的包谷垴—小河斷裂歷史上沒有M≥5.0地震記錄，最大地震為1989年8月6日魯甸4.4級地震。本次地震是該斷裂及其所處大斷裂系的最大地震。

魯甸地震序列精定位結果顯示地震并不是發生在震區顯著大斷裂上，而是包谷垴—小河斷裂，該斷裂規模很小，以往對此斷裂的研究程度很弱。隨著層析成像技術的發展，利用地震體波、面波資料，并結合層析成像技術可以獲得地下的速度結構，這些研究結果有助于進一步了解地震的發震構造 (張杰卿等，2009)。在地震層析成像過程中加入震源項，進行震源和速度結構的聯合反演可在提高定位精度的同時并得到速度結構。該方法已經成功應用于諸多地震序列和區域地震定位的研究中 (周龍泉等，2007，2009;馬宏生等，2008;葉秀薇等，2013)。本文采用震源位置和速度結構的聯合反演方法 (周龍泉等，2006)分別對2014年云南魯甸6.5級地震序列的震源位置以及余震區的速度結構進行反演，通過研究地震序列的分布特征以及震源區速度結構特點，探討2014年云南魯甸6.5級地震震源區的介質性質及地震發生的深部環境。

圖1 云南魯甸6.5級地震發震構造與歷史地震分布Fig.1 Seismogenic structure of Yunnan Ludian M S6.5 earthquakes and distribution of historical earthquakes

1 數據資料和初始模型

1.1 數據資料

2014年云南魯甸6.5級地震發生后，云南省地震局在余震區布設了由3套數字測震儀組成的小孔徑流動數字臺網，該流動數字臺自8月4日15時52分開始觀測。其后，又從昭通市小孔徑測震臺網和中國地震局地球物理研究所巧家臺陣測震臺中分別選取了3個和5個測震臺進行組網觀測，加上云南省區域地震臺網中心原有的固定臺站，為我們提供了豐富的地震波到時數據。

考慮到整個序列地震數量不多，為提高反演精度，進行速度結構反演時擴大了研究時段及研究區域。共選用2009月1月1日至2014年8月12日組網觀測臺站記錄的M≥1.0，且同時被3個以上臺站記錄的地震事件，最終有2 369次地震事件參與反演，其中參加反演的P波到時14 791個，S波到時15 657個，其中魯甸6.5級地震序列共有651次地震參與反演，共計P波到時4 518個，S波到時4 430個。

地震與臺站射線分布圖 (圖2)顯示，受地震分布、臺站分布影響，研究區內射線密度較高，但高低不一，因此進行速度結構反演時不能進行等間距網格劃分，而需根據射線密度進行適當調整。

1.2 初始速度模型

云南地區的地殼速度結構已有不少研究結果(陳培善等，1990;王椿鏞等，1994，2002;何正勤等，2004)，結合在云南實施的人工地震測深研究結果 (胡鴻翔等，1986;尹周勛等，1987;熊紹柏等，1986，1993)，選定了研究區成像的一維參考速度模型，如表1所示。

表1 本文使用的初始地殼P波速度模型Tab.1 Initial crustal velocity model of P wave in this study

圖2 研究區地震、臺站、射線分布及網格劃分Fig.2 Distribution of the earthquakes、seismic stations、rays between earthquakes and stations and the grid division in the study area

用網格方法對速度模型參數化，在平面方向上將研究區域水平面劃分成如圖2所示的網格，垂直方向上的劃分如表1所示。在模型中速度結構用連續函數表示，網格內任意一點的速度用內插方式計算 (Zhao et al.，1992)。

圖3 P波檢測板分辨實驗在深度為5 km(a)、18 km(b)的檢測結果Fig.3 Test result at depth of 5 km(a)and 18 km(b)in check board resolution test of P wave

2 分析方法

本文采用的是震源位置和速度結構聯合反演方法，(劉福田，1984;周龍泉等，2007，2009)，筆者僅對計算過程作簡要說明。

進行三維P波速度結構反演前，筆者進行了檢測板分辨實驗，以確定在上述臺站、地震的數據和網格化條件下，保證速度結構結果具有可靠的分辨，并將此模型參數化數據作為正式三維P波反演的模型化參數。該方法的基本原理是在給定速度模型參數基礎上，對各節點正負相間進行擾動，然后根據實際射線分布，通過正演計算得到理論走時數據;將理論走時數據加上一定隨機誤差 (本文取±3%)后作為觀測數據進行反演，要求反演方法與實際成像過程中的方法一致;最后比較反演結果和檢測板的相似程度，作為解的可靠性的估計。

根據實際射線分布，通過正演計算得到理論走時數據，將理論走時數據加上一定隨機誤差后作為觀察數據進行反演，比較反演結果與檢測板的相似程度，作為解的可靠性估計。結果表明，在魯甸6.5級地震震源區及2012年彝良5.7、5.6級地震震源區，由于地震和臺站密度較高，在上地殼3～18 km深度解的分辨率符合預期，本文分別給出了5 km、18 km深度的檢測板結果如圖3所示，更淺和更深的深度，由于地震數目少，穿過研究區的射線少，檢測板結果不理想。

聯合反演中速度參數和震源參數是相互耦合的，用正交投影算子 (劉福田，1984)對其進行解耦后，速度擾動量的確定僅與震源位置的初值有關，而震源位置擾動量則與速度擾動量明顯有關。因此，聯合反演過程中先確定研究區的速度結構參數，再確定震源參數，從而消除了速度結構的不確定性對定位精度的影響。同時這種方法可以利用速度結構對地震的分布特點進行解釋，同時有利于探討地震的產生機制 (周龍泉等，2007，2009)，便于認識魯甸6.5級地震的發震斷裂及斷裂的介質特性。

地震定位精度除了受地震臺網的布局、可用定位的震相和地震波到時讀數的精度的影響外，還主要受到速度結構的影響。周龍泉等 (2009)曾對Giger、雙差和聯速度結構聯合定位方法進行對比研究，結果顯示在聯合反演過程中，先確定研究區的速度結構參數，再確定震源參數，可以一定程度上消除速度結構的不確定性對定位精度的影響。因此，通過震源位置和速度結構的聯合反演可以有效提高地震定位的精度。

本文在速度結構反演中，采用逐步迭代反演方式。首先利用魯甸6.5級地震序列的到時數據，以初始速度模型為基礎 (表1)，采用LSQR方法確定魯甸6.5級地震后震源區的速度結構及其序列的位置。

圖4 聯合反演定位前 (a)、后 (b)魯甸6.5級地震序列震中分布Fig.4 Distribution of the epicenters of Ludian M S6.5 sequence before(a)、after(b)simultaneous inversion relocation

3 定位結果分析

經過5次迭代反演后，得到了魯甸6.5級地震序列的震源位置，圖4給出了定位前后魯甸6.5級地震序列的震中分布。從圖中可以看出，聯合定位后的震中分布線性更好，NNE向的地震更加收斂于包谷垴—小河斷裂。張勇等 (2014)對魯甸地震的震源破裂過程研究結果顯示魯甸地震存在優勢破裂方向，不同于中小地震的以震源為中心的圓盤型破裂模式，聯合定位后的線性優勢分布特征與這一結果相符。同時可以看出余震分布呈現出明顯的共軛分布特征，其中絕大多數余震分布在NNE向包谷垴—小河斷裂上，其次主要分布在近EW向的共軛未知斷裂上，與王未來等(2014)利用雙差定位給出的魯甸地震序列具有兩個優勢分布方向的特征一致。

根據序列共軛分布的特征，分別選取如圖4b所示的AB、CD兩個剖面，分析地震活動與斷裂之間的相互關系。沿剖面AB可見，地震沿著包谷垴—小河斷裂分布在約15 km的范圍內 (圖5a)，而沿著CD剖面的地震展布范圍較小，約8 km(圖5b)，表明地震主要沿著包谷垴—小河斷裂分布。沿著CD剖面靠近C端的地震主要表示EW向共軛地震的分布，靠近D端的地震可以勾勒出一個傾角為70°的破裂面，與主震震源機制走向SSE節面的69°傾角較為一致，表明包谷垴—小河斷裂是一個高傾角且傾向為SWW的一個斷裂。此外，地震震源深度分布在3～17 km范圍內，8月5日以后的地震定位使用了震區3個流動臺的數據，可以看出地震深度分布從發散到集中的現象，較深 (＞18 km)和較淺 (＜5 km)的地震明顯變少，表明流動臺的數據對深度有較好的約束。從AB、CD兩個方向余震分布時間演化過程來看 (圖4、5)，主震發生后余震分布即顯示出共軛分布特性，沿著AB、CD方向均有地震分布。隨著時間推移，沿AB方向的余震顯著增多，而沿CD方向的余震活動水平相對較低。

從圖5給出的沿著AB、CD剖面余震深度分布隨時間的變化可以看出，主震后絕大多數余震分布在主震上方，這與張勇等 (2014)、劉成利等(2014)給出的魯甸地震的破裂過程相符，即破裂從震源處開始、向淺部地表處擴展。

圖5 震源深度沿著AB(a)、CD(b)的分布Fig.5 Focal depths along the sections AB(a)，CD(b)

4 速度結構特征

震源深度結果顯示震中主要分布在3～17 km范圍內，為此，我們給出了3、5、10、15 km 4個深度的震區速度結構及震中分布。從反演結果看，深度較淺時 (3、5 km)研究區存在大面積的高速區，且地震主要分布在P波速度較高的地區，其中魯甸6.5級地震序列和2012年彝良5.7、5.6級地震序列震源區都為高速體。這與劉瑞豐等(1993)認為云南地區M≥5的大部分地震都發生在速度梯度較大的地方，特別是高速、低速的過渡地區，低速區地震很少這一結論相符。這可能是因為高速區多屬地殼脆性介質，易于造成應力集中，導致發生地震;反之，低速區則可能代表破碎程度較高、富含流體或溫度較高區域，因而更傾向于產生無震變形 (田有等，2007)。3、5、10 km深度的速度結構均顯示在魯甸震區及其以北地區存在一條NNW-NS和近EW向的高速區，與魯甸地震的共軛地震的分布相符，這些高速區的分布反映了魯甸地震的孕震區速度結構。隨著深度的加深，高速區不斷縮小，在15 km深度，僅魯甸6.5級地震震區及其以北的小部分區域存在一定的高速區。

從圖6中還可以大致看出該區主要大型活動斷裂的影像，斷裂都處于高速巖體與低速巖體的邊界上，即斷裂兩邊存在明顯的速度差異。昭通—魯甸斷裂、蓮峰山斷裂、包谷垴—小河斷裂在3、5和10 km深度影像明顯，而包谷垴—小河斷裂直至18 km仍然十分清楚，可能是受該深度分辨率的影像所致。

部分研究結果顯示，三維速度結構顯示的高速體的高低速過渡帶可能是未來強震震源區:孫若昧和劉福田 (1995)發現，京津唐地區地殼內大震大多分布在高速內或高速塊體與低速塊體相交地帶偏高速體的一側;2009年姚安6.0級地震及其余震主要分布在高低速過渡帶及高速體一側 (王長在等，2011);周龍泉等 (2007)發現在2003年大姚地震前震源區附近形成一條北北西向的高、低速交界帶，震源位于交界帶的高速體一側;1885～1999年發生在日本地殼內的大地震幾乎都位于由層析成像結果所解釋的低速帶和高速帶的邊界上 (Zhao et al.，2002);另外，聞學澤在2012年2月測震學科培訓班上指出，凹凸體的表現之一為斷層面上的相對高速體部位。因此，我們要關注魯甸6.5級地震后未來在B端發生強震的可能。

圖6 研究區不同深度P波速度及震中分布Fig.6 Distribution of P-wave velocity and epicenters at different depth in the study area

選取如圖4b所示的AB、CD兩個剖面，做深度剖面的速度結構與震中分布圖 (圖7)。沿著AB剖面的深度結構顯示在18 km深度為一相對低速帶，余震的分布截止于低速區的頂部。黃金莉等(2001)分析川滇地區強震活動與速度結構關系認為，大部分構造型強震發生在由大斷裂勾畫的塊體邊界上，而那些發生在非大斷裂附近的強震下部存在低速帶或由低速帶向高速帶過渡的部位，表明川滇地區下部低速層是其上部中強震的一個重要構造背景。沿著CD剖面的深度結構顯示在距離C端20 km左右存在一個高速區，沿著CD剖面的余震正好終止于這一高速區，表明此次魯甸6.5級地震的破裂遇到了此高速區的阻擋。越過此高速障礙體，在高低速交界地區又有地震零星分布。裴順平等 (2012)利用二維層析成像方法獲得了玉樹地區Pg波速度橫向變化和各向異性，結果顯示2011年玉樹7.1級地震發生在高速異常區內，這一現象與本次魯甸6.5級地震極為相似。

圖7 魯甸地震震源區P波速度垂向圖Fig.7 Distribution P-wave velocity in vertical in Ludian hypocentral region area

圖8 魯甸地震震源區P波速度垂向變化圖Fig.8 Vertical change of P-wave velocity in Ludian hypocentral region area

由于垂向速度差異較大，從圖7中僅能看出震源區P波速度結構的大致分布，無法看出震源區與外圍地區速度結構明顯的差異性，圖8給出了P波垂向速度變化圖，即反演得到的速度減去初始模型給出的速度。從圖8a可見，在17 km左右深度P波速度變化顯著減小，但在主震正下方，速度減小的幅度明顯偏小，表明地震序列發生在不同深度速度均為相對高速體內。同時可以看出在0～13 km深度范圍內，沿AB剖面反演得到的速度結構相比初始速度結構明顯增加，絕大多數地震發生在這一深度范圍內。圖8b與圖7b一致，在C端的低速區內鮮有余震發生。P波速度和P波速度垂向變化結果均顯示沿著包谷垴—小河斷裂，從A端到B端，速度結構變化不大，無法從速度結構及其變化上給出地震集中向B端破裂的原因。

5 結論與認識

利用2009年1月1日至2014年8月12日云南數字地震臺網、魯甸地震后震區3個流動臺、昭通市小孔徑3個測震臺及中國地震局地球物理研究所巧家臺陣5個臺記錄的地震事件到時數據，采用震源位置和速度結構聯合反演方法，反演得到了魯甸6.5級地震序列震源位置及研究區速度結構，主要認識如下:

(1)聯合定位后的序列震中分布相比震前更加收斂于包谷垴—小河斷裂，且余震分布呈現出明顯的共軛分布特征，絕大多數余震分布在NNE向包谷垴—小河斷裂上，另一部分地震分布在近EW向的共軛未知斷裂上。

(2)根據震源深度剖面分析，可以大致勾勒出包谷垴—小河斷裂的斷層分布情況，即走向NNW，高傾角且傾向為SWW的一個斷裂。

(3)速度結構反演結果表明震源區存在大面積高速區，其走向與震區主要斷裂的走向相符。地震主要分布在P波速度較高的地區，其中魯甸6.5級地震序列和2012年彝良5.7、5.6級地震序列震源區都為高速體。

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