北京时间2014年8月3日16时30分，云南省昭通市鲁甸县发生M_S6.5级地震，震中位置位于北纬27.1°，东经103.3°，震源深度12 km，余震1335次(http://www.cea.gov.cn/publish/dizhenj/464/515/20140811084413870213972/index.html[2014-11-28])，截至2014年8月8日15时，地震共造成617人死亡，造成了重大的人员伤亡和财产损失.震区所处的川滇地区位于青藏高原东南，扬子块体的西缘，地处南北地震带的南段，是我国地震活动最强的地区之一，附近有众多深大断裂存在，主要的断裂有则木河断裂、大凉山断裂、小江断裂、宁会断裂、莲峰断裂、马边—盐津断裂(图 1).地震发生在昭通断裂中段西侧，而其余震分布并非沿着昭通断裂的NE走向，主震震源机制以走滑特性为主(房立华等，2014；刘成利等，2014；王未来等，2014；张勇等，2014)，也非昭通断裂的逆冲特性，同时地震没有产生明显的地表破裂带，因此是否与2013年四川芦山M_S7.0地震相似、发生在隐伏断裂上就成为一个很值得探讨的问题.

图 1

Fig. 1

图 1 构造及流动地震台站分布图 黑色实线为断层分布，ANHF：安宁河断裂；ZMHF：则木河断裂；DLSF：大凉山断裂； LFF：莲峰断裂；NHF：宁会断裂；ZTF：昭通断裂；XJF：小江断裂.黑色五角星代表鲁甸6.5级地震震中位置. Fig. 1 The faults geometry and distribution of seismic stations used (triangles) Black solid lines indicate the faults. ANHF：Anninghe fault； ZMHF：Zemuhe fault； DLSF：Daliangshan fault； LFF：Lianfeng fault； NHF：Ninghui fault； ZTF：Zhaotong fault； XJF：Xiaojiang fault. The black star marked the epicenter of the Ludian MS6.5 earthquake.

2006年中国地震局在南北地震带的南段架设了流动地震观测台阵，本文在区域地震构造环境分析的基础上，结合鲁甸地震震源机制解、余震空间分布特征及其他地球观测结果等，采用在震源区附近架设的35个台站的远震事件记录获取了鲁甸地震震源区的地壳结构，然后讨论地震断层的孕震环境.这一研究有助于深化认识地震破裂过程，对活动断层相互作用和地震空间迁移或未来地震发展趋势的认识等具有重要的科学意义.

本文选取在鲁甸地震震区及周边地区布设的宽频带流动台站35个，地震计为CMG-3ESP，频带范围为50 Hz~60 s，每秒50个采样点，台站间距约为30 km，台站分布如图 1所示.选取从2006年8月至2013年7月间，震中距在30°～90°、震级大于5.5级、波形记录性噪比高的地震事件，图 2给出了所用事件的震中分布，共1370个地震事件，从图 2中我们可以看到，地震事件的方位覆盖较好.

图 2

Fig. 2

图 2 震中分布图 Fig. 2 Distribution of the epicenters

先对地震台站记录到的三分量原始记录作去均值处理，再进行0.02～1 Hz的带通滤波处理，去除仪器响应，以P波前50 s为起点，在宽度150 s的时窗内截取了P波波形，将两个水平分量旋转到径向和切向方向，得到径向和切向分量.为了获得较可靠的接收函数，需要对观测波形进行严格的筛选，本文挑选信噪比大于5、至少被5个台站以上记录到的波形记录用于提取接收函数.采用Ligorría和Ammon 1999年提出的时间域迭代反褶积方法来提取接收函数.提取完接收函数后，需要对接收函数进行评价，没有明显的Moho界面转换波震相，或者与邻近射线路径的接收函数差异较大的结果均被剔除.

地壳厚度H和地壳物质的泊松比ν作为描述地壳结构和物质性质的2个参数，对深部介质性质的研究有重要作用.地壳的泊松比ν可以直接从P波和S波的波速比k求取:

其中k=V_p/V_s.接收函数的水平径向主要包括Ps波，以及经过多次反射的PpPs，PsPs和PpSs等震相.利用这些震相和直达P波之间的到时差，Zhu和Kanamori(2000)发明了H-k方法，可以用来获取台站下方的地壳厚度H和波速比k.H-k叠加函数为s(H，k)，有

r(t)是径向接收函数，t₁，t₂和t₃是对应的Ps，PpPs和PpSs+PsPs的转换波到时.w_i(i=1，2，3)是权重因子，需要满足w₁+w₂+w₃=1.在本文中，权重因子w₁，w₂，w₃分别为0.6，0.3和0.1，相对应为Ps，PpPs和PpSs + PsPs震相.

Dueker和Sheehan(1997)、Yuan等(1997)采用共中心点(CMP)叠加成像方法获得台站下方地壳上地幔结构，获得了很好的研究结果.Zhu在此基础上提出了共转换点(CCP)叠加接收函数成像方法，本文将其应用到研究区地壳结构接收函数成像中.先对台站下方进行网格划分，深度方向网格间距为1 km，水平方向网格间距为5 km.通过一个背景模型进行射线追踪以确定射线路径，将接收函数的每一个时间上的振幅看作某个深度的界面产生的Ps转换波，从而将此振幅投放到其转换点上.进行接收函数的时空变换之后，将每个网格内的所有的振幅进行叠加来压制噪音和多次波的干扰.由于振幅正比于转换点处介质的速度跳跃幅度，CCP叠加后得到的三维空间图像将反映地壳结构.

本文采用三维速度模型进行射线追踪.地壳部分采用的是通过接收函数H-k扫描获得的各台站下方的地壳速度结构，地幔部分的速度结构采用的是IASPEI91参考模型.

利用时间域接收函数的计算方法，对研究区35个台站所接收到的1370个地震进行了计算.并经过严格的挑选，最后共得到良好接收函数7230个，平均每个台站有206个有效接收函数，为进行H-k叠加搜索和CCP叠加成像提供了可靠的保障.在地壳45 km处的转换点间距小于0.2 km范围内的接收函数进行了叠加.把挑选好的接收函数按方位角分布，得到的结果如图 3a所示，将接收函数按照射线参数排列，并对相同的射线参数的接收函数进行了叠加，得到的结果如图 3b.从图中可以看到明显的Moho界面转换波Ps震相及多次波震相.

图 3

Fig. 3

图 3 XNN01台接收函数结果 (a)按方位角排练；(b)按射线参数排列.R和T分别代表径向和切向分量，图中数字1.829为泊松比，下同. Fig. 3 The receiver function of XNN01 (a) Sorted by azimuth；(b) Sorted by ray parameter.

接下来进行H-k叠加搜索，H的取值范围为25~75 km，k的取值范围为1.5~2.0，进而得到每个台站下的地壳深度和波速比.为了保证结果的可靠性，只保留了优选出的接收函数数量在50条以上的台站.利用H-k叠加搜索，我们获取了30个台站的地壳厚度及波速比.52026，53232，XBT03，XYN05，XZJ03台由于其下方复杂的地壳结构或其他原因(如地壳厚度剧烈变化，噪音背景大，或远震记录较少)，使得Ps到时分布范围较广或者多次震相PpPs、PpSs+PsPs不清晰，因而无法得到可靠的结果.图 4为53228和XHD02台用H-k扫描算法获得的台站下方的地壳厚度和波速比，以及用叠加分析获得的(H，k)最佳解所预测的转换波及多次波走时曲线位置.从图 4中可以看出，53228台结果显示在25~40 km地壳深度间有一条极大值条带，比最终采用的最优值50.8 km/1.69的极值还要大.这个可能是由于中上地壳界面是一个强速度间断面，而Moho界面具有一定的壳幔过渡带性质，因此造成Moho界面转换波震相叠加振幅反而弱于壳内间断面所产生的震相叠加振幅.采用50.8 km/1.69这个极值主要是基于周围几个台站的地壳厚度结果以及CCP叠加结果.当H-k搜索图中出现多个极值时需要与周围台站结果和CCP叠加结果进行对比，并与其他研究方法(例如人工勘探结果，重力结果)获取的研究结果进行类比，这样才能得到比较合理的地壳厚度和波速比.表 1为用各个台站的接收函数求得的台站下方的地壳厚度和波速比.从表 1中可以看出，研究区地壳厚度变化较大，从44.5 km增加到59.0 km，波速比变化范围从1.64到1.87，相对应的泊松比为0.20~0.30，变化范围较大.地壳厚度和波速比的不确定性分别从和得到，其中σ_s是叠加中得到的s(H，k)的估计方差(Zhu，2000).在对每一个台站作初次扫描的基础上，选取多次震相较清晰的接收函数作H-k分析，其参数的不确定性估计有较大的提高.本文所使用大多数台站地壳厚度的估计误差小于2.5 km，波速比的估计误差小于0.05.

图 4

Fig. 4

图 4 用H-k扫描算法获得台站下方的地壳厚度和地壳波速比，以及用获得的(H,k)最佳解作预测的走时曲线(Ps, PpPs, PpSs+PsPs) Fig. 4 The crustal thickness and VP/VS obtained by H-k grid search method, and the travel time predicted by the optimum pair (H,k)

表1(Table 1)

表 1 地震台站下方的地壳厚度和波速比 Table 1 Crustal thickness and VP/VS beneath the stations 台站 纬度/°N 经度/°E 高程/m 数量 tPs/s 地壳厚度/km 波速比 泊松比 51039 27.1 103.9 2261 158 6.5 46.6 1.84 0.29 53227 27.0 103.3 1660 128 6.2 48.0 1.78 0.27 53228 27.2 103.2 1080 282 5.8 50.8 1.69 0.23 53229 27.6 103.5 2362 166 6.6 51.6 1.77 0.27 53231 28.0 103.5 1239 278 7.2 50.5 1.87 0.30 53233 27.6 103.3 1546 177 6.4 52.8 1.72 0.24 53235 27.6 104.1 869 161 5.7 45.0 1.77 0.27 53236 27.4 104.1 1858 49 5.9 45.6 1.79 0.27 53238 27.3 103.7 1939 179 5.0 47.0 1.64 0.20 XBT01 27.4 102.8 1270 137 6.0 53.5 1.66 0.22 XBT02 27.6 102.9 2395 241 6.5 55.9 1.69 0.23 XGL3A 27.8 103.2 3162 302 6.6 53.5 1.73 0.25 XHD02 26.6 102.6 1688 301 6.2 50.5 1.73 0.25 XHD04 26.7 103.0 779 342 6.9 53.4 1.78 0.27 XHD05 26.8 103.0 727 379 6.5 53.0 1.73 0.25 XHD06 26.9 102.8 2405 359 6.6 52.9 1.75 0.26 XHD07 26.7 102.8 1805 201 7.0 51.1 1.81 0.28 XJY02 27.5 103.2 582 360 5.9 51.5 1.68 0.23 XJY03 27.7 103.3 1567 251 6.4 52.1 1.73 0.25 XNN01 26.9 102.9 693 261 7.0 51.5 1.83 0.29 XNN02 27.2 102.9 709 186 6.5 51.1 1.75 0.26 XNN03 27.2 102.6 986 255 6.8 54.9 1.74 0.25 XNN04 27.1 102.8 1065 304 6.3 51.5 1.73 0.25 XPG01 27.4 102.5 1454 320 6.8 54.1 1.77 0.27 XYN02 27.8 103.9 932 124 6.1 48.0 1.76 0.26 XYN04 26.5 103.6 2030 206 5.9 48.5 1.75 0.26 XYN08 27.6 103.8 1881 78 5.9 47.1 1.74 0.25 XYN09 27.4 103.7 1938 66 4.8 44.5 1.64 0.20 XZJ04 27.9 102.6 2877 190 8.4 59.0 1.85 0.29 XZJ08 28.0 102.8 2189 102 7.5 56.4 1.79 0.27

表 1 地震台站下方的地壳厚度和波速比 Table 1 Crustal thickness and VP/VS beneath the stations

为了更好地展示研究区的地壳厚度和泊松比分布情况，对各台站通过H-k扫描获取的结果进行插值得到了地壳厚度及泊松比的二维分布，如图 5所示.从图 5中可以看到在震源区附近地壳厚度和泊松比均有明显的变化.昭通断裂的东北段和西南段地壳厚度及泊松比差异明显.昭通断裂东北段地壳厚度较薄，泊松比在其东南侧由低泊松比快速变为高泊松比；断裂西南段地壳厚度较厚，泊松比则均呈现为中泊松比，表明昭通断裂东北段和西南段下方地壳物质组分存在明显的差异.这种在昭通断裂东北段与西南段之间的差异，可能是形成这次地震的构造基础.为了更好地刻画震源区地壳内部结构，利用H-k扫描获取的结果构建三维模型来进行CCP叠加成像，选取的两条剖面位置如图 5所示，成像结果如图 6所示.从图中可以看到在震源区下方Moho界面及泊松比变化明显.

图 5

Fig. 5

图 5 地壳厚度(a)及泊松比(b)分布 Fig. 5 Variation of crustal thickness (a) and Poisson′s ratio (b)

图 6

Fig. 6

图 6 接收函数CCP叠加结果 黑线代表高程，红线代表泊松比，黑色圆圈代表余震序列分布. Fig. 6 CCP stacking image of receiver functions Black line indicate the elevation, red line indicate the Poisson′s ratio, black circles are the aftershock events.

本文利用接收函数H-k扫描方法获取了震源区的地壳厚度和泊松比分布，通过CCP叠加成像获得了剖面下方的地壳精细结构，成像结果清晰地显示了地壳厚度和泊松比变化情况.地壳组分一般分为低泊松比值(ν<0.26)、中泊松比值(0.26<ν<0.28)和高泊松比值(ν>0.28).从图 5中可以看到鲁甸地震发生在地壳厚度和泊松比变化较剧烈的位置.昭通断裂西南段两侧地壳厚度和泊松比均匀连续变化，而东北段两侧地壳厚度和泊松比变化剧烈，泊松比迅速从低泊松比变化为高泊松比.

从图 5中可以看出，昭通断裂西南段两侧泊松比都为中泊松比分布(0.26<ν<0.28)，且断裂两侧地壳厚度连续变化，表明昭通断裂西南段对青藏高原下地壳物质向南东流的阻挡作用较弱，青藏高原下地壳物质运移可能已经跨过昭通断裂西南段.而昭通断裂东北段两侧则存在明显的地壳厚度差异，同时昭通断裂东北段两侧泊松比存在明显差异，由西北侧的低泊松比(ν<0.26)快速变化为东南侧的高泊松比(ν>0.28)，低泊松比暗示地壳含有的长英质组分较多，高泊松比暗示含有铁镁质组分较高，表明昭通断裂西北段两侧地壳组分有巨大差异；东南侧存在较硬块体，暗示青藏高原下地壳物质在向东南运移的过程中受到昭通断裂东北段的阻挡作用较强.

重力研究结果显示在昭通断裂西南段和东北段存在明显的密度结构差异，西南段的密度结构没有受到断裂影响，而东北段的密度结构显著受到断裂阻挡(陈石等，2014).GPS监测给出的应变速率具有西南段大、北东段小的变化特点：其西南段垂直于断裂带走向的地壳挤压缩短率为4~6 mm·a^-1，北东段挤压缩短率2~3 mm·a^-1(闻学泽等，2013).基于噪声成像的研究结果(鲁来玉等，2014)显示，在25 s周期，昭通断裂附近面波群速度及各向异性快波方向存在快速转变，西南段群速度较低，面波各向异性快波方向为近南北向，东北段群速度较高，面波各向异性快波方向为近东西向，而在震中附近各向异性强度几乎为零.这些研究也表明青藏高原下地壳物质在向东南运移的过程中受到昭通断裂西南段和东北段的阻挡作用有所差异，西南段的阻挡作用较弱，东北段的阻挡作用较强，为本文的研究结果提供了支持.

根据接近垂直于昭通断裂的AA′剖面CCP叠加成像给出的震区地壳精细结构(图 6)可知，本次地震震中区域地壳在15 km深度上存在低速间断面，在25 km深度上存在高速间断面，表明壳内15 km左右存在低速层，而此次鲁甸地震的震源深度也为15 km，推断这个壳内低速层可能与孕震构造有一定关系.重力研究结果也显示在上地壳内部存在低密度结构异常，也表明可能存在低速层(陈石等，2014).同时可以看到，昭通断裂两侧壳内结构差异明显，在昭通断裂东南侧20 km高速间断面埋深变浅，变为15 km左右，泊松比升高，暗示壳内物质含镁铁组分较多；同时这个区域下地壳呈现出高密度结构特征，体波层析成像结果显示为高速异常(吴建平等，2013)，表明这个区域可能存在一个较硬的异常体.这个局部异常体可能起到了障碍体的作用，使得昭通断裂东北段对青藏高原下地壳物质向东南运移有较强的阻挡作用，有利于应变能的积累.如果认为这个高速间断面为上中地壳分界面，则可以看出昭通断裂两侧上地壳厚度在断裂两侧相差10 km.从平行于昭通断裂走向方向的BB′剖面CCP叠加成像(图 6)给出的地壳精细结构可以看出，在震源区下方地壳厚度存在突变，从震中西南部的52 km，越过鲁甸震中区域，至震中东北部减薄到48 km.同时可以看出在震中区域的西南，在上下地壳同时存在低速间断面，呈现为高低速间断面相间平行排列的特征，可能也为鲁甸地震的孕育提供了环境.

自2000年以来，青藏高原东缘地区地震活动背景明显增加，已进入构造运动明显增强的阶段，鲁甸地震是继汶川地震和芦山地震后的又一次重大地震.如引言中所说，鲁甸地震和芦山地震均没有产生明显的地表破裂带，那么探讨两者之间的异同点就成为一个很有意义的问题，有利于理解青藏高原东缘的孕震背景.两次地震均发生在青藏高原东缘，芦山地震也发生在地壳厚度和波速结构变化剧烈之处.鲁甸地震及其余震发生在泊松比较低的地区，而芦山地震及其余震发生在高泊松比地区(郑勇等，2013).在龙门山断裂带，从青藏高原到四川盆地，海拔迅速从~4000 m过渡到~500 m，龙门山两侧的重力异常差异高达200×10^-5m·s^-2，为世界上坡度最陡的高原边界.同时，龙门山地区与四川盆地之间的缩短率仅为2～3 mm·a^-1，在龙门山断裂带两侧，地壳厚度存在10 km左右的突变(Wang et al.，2007)，地壳厚度由距离断层150 km处的~60 km急剧减薄到断层附近约~40 km(郑勇等，2013).地壳厚度和地形高度的巨大差异所产生的重力势能可能在一定程度上构造成了芦山地震的孕震环境.然而从青藏高原跨过小江断裂带到华南地块的鲁甸地区附近海拔高度基本是逐渐变化，地壳厚度的变化也没有龙门山断裂带附近变化剧烈，这些表明青藏高原地壳物质在向东运移的过程中虽然受到了华南地块的阻挡，但在龙门山断裂带和昭通断裂带处的阻挡作用有所差异.以上这些表明虽然两次地震都受青藏高原地壳物质东移的影响，然而两次地震的孕震环境存在着明显的差异.

芦山地震是巴彦喀拉块体向东南运动受到华南块体强烈阻挡，引起龙门山推覆构造带南段深部缓倾角逆断层黏滑错动产生的一次高角度逆冲型地震，而鲁甸地震以走滑特性为主，两次地震震源机制上存在着明显的区别.徐锡伟等(2013)结合余震的空间分布特征、震源机制解等资料，推测芦山地震属典型的盲逆断层型地震，并认为龙门山推覆构造带尚未发生历史地震破裂的地震空段应引起高度重视.结合野外考察、主余震条带状展布、震源机制解和地震烈度长轴方位等资料，研究结果表明鲁甸地震发震断层为北西向包谷垴—小河断裂(徐锡伟等，2014；王未来等，2014)，属大凉山断裂南端部组成部分，与西侧的安宁河断裂和则木河断裂，东侧的马边—盐津断裂一起组成了青藏高原最东缘与华南地块相互作用形成的前缘最新构造变形带.昭通、莲峰断裂带作为活动的大凉山次级块体与相对稳定的华南地块之间的分界带，近十年来其附近发生的中强地震明显增多，计有2003年鲁甸M_S5.0和5.1级地震、2004年M_S5.6级地震、2006年盐津两次M_S5.1级地震、2012年彝良M_S5.7和5.6级地震、以及2014年鲁甸M_S6.5级地震.2014年M_S6.5级鲁甸地震对则木河断裂南段、大凉山断裂南段都有一定程度的加载作用(闻学泽等，2013；徐锡伟等，2014)，因此未来应关注这些断裂的历史地震空段发生大地震的可能性.

本文通过应用接收函数H-k扫描方法和CCP叠加成像方法获取了鲁甸地震震源区的地壳精细结构，结果显示鲁甸地震发生在地壳厚度和泊松比变化较剧烈的地区，表明在地壳厚度和泊松比变化剧烈的地区发生大地震的可能性较大.在昭通断裂东北段泊松比快速由低泊松比变化为高泊松比，西北侧地壳组分含长英质成分较多，而东南侧含镁铁质组分较多，显示昭通断裂东北段东南侧存在较硬的块体，导致青藏高原下地壳物质在向东南运移的过程中受到昭通断裂东北段的阻挡作用较强，形成了昭通断裂西南段和东北段下地壳物质向南东方向的运移速率差异，从而在地壳内形成应变积累，继而引发了鲁甸地震.在震中区域15 km深度存在低速层，可能与孕震环境有一定关系.鲁甸地震与芦山地震虽然均没有产生明显的地表破裂带，但两者的震源机制以及孕震环境存在着明显的差异.结合其他研究，本文也认为未来应关注青藏高原东缘断裂的历史地震空段发生大地震的可能性.

致谢 感谢中国地震局地球物理研究所“地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供地震波形数据.感谢评审专家对本文提出的宝贵建议.