据中国国家地震台网测定，北京时间2014年8月3日16时30分，云南省昭通市鲁甸县境内发生了M_S6.5地震，震中位于鲁甸县龙头山镇(103.3°E，27.1°N)，震源深度约12 km(CENC, http://www.cenc.ac.cn/).此次地震造成昭通市鲁甸县、巧家县、昭阳区、永善县和曲靖市会泽县等地大量的人员伤亡和财产损失，是2008年以来伤亡人数仅次于汶川8.0级和玉树7.1级的我国大陆破坏性地震，据野外考察可知鲁甸M_S6.5地震烈度最高达Ⅸ，等震线长轴呈NW-NNW向(徐锡伟等，2014).

从区域构造位置来看，昭通、莲峰断裂带由昭通、莲峰两条NE向断裂组成，平行展布于川滇交界东段、四川大凉山南部至云南昭通之间的地区，局部进入贵州威宁境内(图 1).该断裂带是在古生代时与四川盆地的华蓥山断裂带同期发育、中生代时进一步发展的以挤压逆冲为主的区域性大断裂，属于古华蓥山断裂带的一部分(闻学泽等，2013).其中，莲峰断裂东北起自盐津以西，向西南经莲峰，止于巧家以北，全长150 km，总体走向35°~45°，倾向NW.莲峰断裂作为一条区域性的大断裂，对地层发育与区域构造变形起控制作用.昭通断裂东北起自盐津东南，向西南经彝良、昭通、鲁甸、会泽，止于巧家以南小江断裂带东侧，长150 km，昭通断裂与莲峰断裂平行，对地层发育与区域构造变形也起到明显控制作用.川滇活动地块东边界的中-长期大地震潜势，无论在地震预测研究还是在防震减灾的需求上都非常值得探索与研究(闻学泽等，2008; 易桂喜等, 2008).昭通、莲峰断裂带所属的川滇块体东边界及其以东地区是全国地震重点危险区之一，据2012年中国地震台网中心中国大陆及川滇地区地震大形势分析，与去年相比该危险区北边界向南收缩，预测的地震水平为6~7级，强震危险性不容忽视.尤其是近十多年来，该断裂带及其附近中强地震的发生频次明显增多，如2003年鲁甸M_S5.0、5.1地震；2004年鲁甸M_S5.6地震、2006年盐津M_S5.1地震；2010年盐津M_S4.6地震；2012年彝良M_S5.7、5.6地震；2013年盐津M_S4.2地震；2013年宁南—云南巧家交界M_S4.9、3.1地震；2014年4月5日永善县M_S5.3地震；2014年8月3日鲁甸M_S6.5地震、8月17日永善M_S5.0地震，中强地震的频发使得昭通、莲峰断裂带是否具备孕育和发生强震/大地震的深部构造背景成为一个亟待研究的问题.

易桂喜等(2010a)利用地震活动性参数b值的空间分布，结合历史强震与现今地震活动背景，分析了莲峰断裂带的现今活动习性和潜在强震危险性，研究结果表明存在于主干断裂附近巧家与东川间以及嵩明北西的凹凸体将是川滇活动地块东边界未来大震或强震的震源区.易桂喜等(2016)基于波形资料计算获得的2014年10月越西M5.0地震的视应力值(0.99 MPa)高于汶川8.0级地震后其附近区域的地震视应力，表明了越西地震的视应力高值可能反映了川滇块体整个东边界区域当前的应力水平在逐渐升高，发生强震的危险性也在升高，其潜在的地震危险背景值得关注.闻学泽等(2013)的研究结果表明，莲峰断裂带和昭通断裂带为晚第四纪-全新世活动断裂，具逆冲-右旋走滑运动性质，且GPS观测结果也表明该地区水平缩短速率南段5~7 mm·a^-1，中-北段3~4 mm·a^-1，有可能是被莲峰断裂带和昭通断裂带所吸收，这些证据均表明昭通、莲峰断裂带南、北两个段落已不同程度闭锁，其中，昭通断裂带具有更高的闭锁与应变积累程度，具有发生强震-大地震的构造能力.鲁甸附近的高应力段很可能与鲁甸—彝良之间的小震空白段组成一个强闭锁的断裂段，其潜在地震的最大矩震级估值为M_W7.4左右.陈石等(2014)通过对鲁甸地震震源区及周边的三维密度结构特征研究结果表明震源区南北两侧块体运动受到昭通断裂不同程度阻隔，在川滇交界复杂构造体系下的地壳物性结构差异性非常显著，并指出需要结合区域布格异常等其他地球物理场资料来对地壳深部结构与差异性特点进行评估，发现可能存在的深部隐伏断裂.Xu等(2015)利用丽江—攀枝花—清镇剖面的人工源宽角地震数据重建峨眉山大火成岩省的地壳速度结构，研究结果对理解峨眉山大火成岩省的深部结构与属性特征以及2014年鲁甸M_S6.5地震孕震环境具有重要的意义.

图 1

Fig. 1

图 1 昭通、莲峰断裂带区域地震构造环境图 Fig. 1 Regional seismotectonic environment of the Zhaotong、Lianfeng fault zone

已有的人工地震测深资料由于受到了剖面数量不足、分布不均匀且剖面位置并未跨越NE向的昭通、莲峰断裂带等因素的限制(熊绍柏等, 1986, 1993；王夫运等，2008)，未能全面了解和深入认识川滇交界东部地区速度结构的横向变化特征.早期一些地震学者先后利用天然地震层析成像方法在四川、云南地区已取得一系列的研究成果(孙若昧等, 1991; 王椿镛等, 1994, 1999, 2002; Huang et al., 2002; Yao et al., 2006, 2008; Lei and Zhao, 2009, 2013, 2016; Wang et al., 2010; 易桂喜等，2010b；王志等, 2017; 朱介寿等，2017)，这些研究成果对揭示川滇地区地壳上地幔的构造环境及其动力学机制都起到了非常积极的推动作用，但由于所使用到的川滇交界东部地震台站分布较为稀疏(如昭通、莲峰断裂带及邻区仅有几个地震台站)，且地震射线覆盖程度不高，成像结果未能充分剖析和反映昭通、莲峰断裂带及其邻区的深部结构特征和孕震环境.需要提及的是，2006年中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室在川西地区(26°N—32°N，100°E—105°E)布设了由297台宽频带数字地震仪组成的流动观测台阵——川西台阵就覆盖了川滇交界东部地区的昭通、莲峰断裂带地区，研究人员先后利用川西台阵观测到的大量波形数据开展了接收函数反演、环境噪声数据高分辨率地壳速度结构成像等工作(刘启元等, 2008, 2009；李昱等，2010；Liu et al., 2014)，川西台阵主要关注了松潘甘孜地块、四川盆地以及川滇块体的深部结构特征及各向异性，并首次证实青藏高原通过下部地壳物质流动和上部地壳沿断层块体滑移两种方式向东扩张，尚未对川滇交界东部地区的昭通、莲峰断裂带及其周边地区深部构造背景及其构造涵义进行过详细的讨论.由于昭通、莲峰断裂带及周边长期缺失详细的深部地球物理场响应资料，这也就给准确探讨该区的地震发震构造背景、运动学特征及其孕震机理带来较大困难.

鉴于此，本文充分收集了四川、云南等区域数字地震台网和“中国地震科学台阵探测—南北地震带南段”(“喜马拉雅”项目Ⅰ期)流动地震台阵等共计634个台站(阵)的观测数据，应用区域震和远震联合反演的方法得到了川滇地区速度结构特征，在此基础上，重点剖析和研究了昭通、莲峰断裂带及邻区的三维P波速度结构；再对昭通、莲峰断裂带及周边区域的重力、航磁数据进行三维视密度、视磁化强度反演，得到了壳内不同深度层视密度的横向变化特征和反映壳内磁性物质的分布范围以及结晶基底的视磁化强度异常展布情况.最后，我们综合分析研究了昭通、莲峰断裂带的深部构造环境及其动力学背景、探求鲁甸M_S6.5地震的成因机制.该研究成果对于理解昭通、莲峰断裂带地震孕育的深部地球动力学机制、讨论鲁甸M_S6.5的孕震构造背景以及评估未来地震活动趋势都具有重要的科学意义.

近年来，随着四川和云南区域数字地震观测台网的建设以及南北地震带南段布设的密集宽频带大型流动地震台阵，为研究川滇地区三维速度结构、介质物性特征和强震孕育的深部动力学模型等问题奠定了丰富的波形数据基础.为了获取高质量的地震观测数据以及避免仪器极性和方位角偏差等问题，我们主要选取了在区域测震地震计方位角普查工作后的地震观测资料，即对于四川和云南区域数字波形台网的数据观测时段均从2009年1月开始.本文使用的资料来自于四川省和云南省及其周边地区所布设的区域数字地震台网和中国地震科学台阵共计634个台(台站的分布如图 2a所示)所记录到的18530个近震事件和754个远震事件.首先，对近震的波形数据进行了到时提取，对于来自于区域数字地震台站的近震数据，我们选取震相观测报告中震级大于M_L2.0的地震事件17734个，对来自于中国地震科学台阵记录的近震数据，选取震级大于M_L3.0的地震事件796个，每个地震的P波到时观测数据均不少于15个.从图 2还可以看出，龙门山断裂带、木里—盐源弧形构造带以及本文所重点关注的川滇交界东段的昭通、莲峰断裂带等区域均有较好的地震事件分布.其次，在选取远震事件时，为保证地震资料的信噪比和可靠性，我们所选地震事件的震级均≥5.0，以确保地震波到达台站时具有较强的能量和清晰的初动；同时要求远震事件的震中距30°≤Δ≤90°，以确保地震波射线路径主要集中在地壳和上地幔；除此之外，要求每个远震事件被20个以上的地震台站(阵)记录到.根据以上原则，我们对远震事件进行分析和筛选，最终筛选得到的远震事件共计754个，可以看出成像所用的远震事件具有较好的方位角分布(图 2b).

图 2

Fig. 2

图 2 本研究所用的地震台站(a)和地震事件分布图(b) Fig. 2 Distribution of seismic stations (a) and earthquake events (b) used in this study

本文采用了Zhao等(1994)提出的体波走时层析成像方法来反演川滇地区三维P波速度结构，在此基础上重点剖析和研究川滇交界东部地区的昭通、莲峰断裂带及其周边地区的速度结构特征.该方法允许速度在三维空间内任意变化，并通过在模型空间中设置一系列的三维网格节点，节点处的速度扰动作为反演中的未知数被求解，而模型中其他任意点的速度扰动可由与之相邻的8个节点的速度扰动线性插值得到.在射线追踪过程中对Um和Thurber (Um and Thurber, 1987)提出的近似弯曲算法进行了改进，迭代地应用伪弯曲技术和斯奈尔定律进行三维射线跟踪，使之适用于复杂的速度间断面存在的情况，在反演过程中，采用带阻尼因子的LSQR方法(Paige and Saunders, 1982)求解大型稀疏的观测方程组，且阻尼满足了模型和数据方差均为最小.我们对反演结果分别采用检测板测试(Zhao et al., 1994；丁志峰，1999)和地震射线密度等方式进行评估，测试步骤是先建立三维空间网格点，在一维速度模型基础上加上正负相间的速度扰动(本文采用扰动值为±3%)，然后计算与实际观测资料射线路径分布相同的理论走时，将生成的理论走时进行反演，通过对反演结果中每一个节点上的速度值与理论值的对比，可以获得观测数据成像的分辨能力.检测板结果显示研究区不同深度层的扰动幅度恢复较好，尤其是本研究区内部活动块体边界断裂及其周边等区域的测试结果较为理想(Li et al., 2018)，这主要是由于大型边界断裂构造附近架设了较为密集的台站(阵)以及大量地震事件集中分布造成的.结合地震射线密度结果，同样发现本文所重点关注的川滇交界东段的昭通、莲峰断裂带与龙门山断裂带和怒江断裂南段均位于射线密度较高的区域.

由于2014年鲁甸M_S6.5主震发生在川滇块体东侧的大凉山次级块体南东缘昭通、莲峰断裂带内NW向的苞谷脑—小河断裂附近，因此截取了川滇交界东部地区的昭通、莲峰断裂带及其周边地区的三维P波速度结构进行重点剖析和研究.由于反演结果空间分辨率受到地震台站密度、事件数量以及射线覆盖密度的影响，在模型网格划分的时候，水平方向采用0.5°×0.5°均匀划分网格，在阻尼系数的选取时，通过模型变化和数据走时方差的折衷关系曲线来确定.分别用不同的阻尼值进行了多次反演试算，最后确定了反演阻尼系数为15.分辨率测试结果也表明研究区P波速度结构的空间分辨能力可以达到0.5°，特别是昭通断裂带鲁甸M_S6.5地震震源区附近.图 3给出了研究区不同深度范围三维P波速度异常分布图，在浅部上地壳深度范围内，P波速度异常分布特征与地表地质构造、地形地貌密切相关，由1 km速度结构分布图可以看出马边构造带和金阳—峨边断裂所夹持的地区表现出高速异常特征，这主要是因为该处新构造位置处于凉山中升区，属于青藏高原东缘向华南褶皱系的过渡地带，故表现出了与第四纪以来强烈隆升相关的高速异常.位于研究区北东侧的华蓥山断裂南段和马边断裂东南段交汇处的宜宾、盐津等地也表现出与区内间歇性大面积整体抬升相关的高速异常.莲峰断裂带作为一条区域性的大断裂，对地层发育与区域构造变形起控制作用，莲峰断裂西侧的布拖盆地呈现出圈闭状的低速异常；昭通断裂控制了昭通、鲁甸新生代盆地的发育，因此，昭通、鲁甸地区的速度结构均表现出与地形相关的低速异常特征，该低速异常的边界受到昭通断裂构造所控制，其延伸方向与断裂走向基本一致.在10 km深度层上，昭通、莲峰断裂带及其周边上地壳速度结构呈现出明显的横向不均匀分布，并形成了尺度不同、高低速相间的分块结构，其中低速异常主要分布在大凉山断裂南段以及小江断裂的北段区域，这与吴建平(2013)的三维P波速度结构成果和徐涛等(2014, 2015)利用丽江—清镇650 km长深地震测深剖面，通过有限差分反演揭示该地区地壳速度结构研究成果相一致.昭通、莲峰断裂带及其周边上地壳物质存在显著的横向介质差异，昭通、莲峰断裂带处于高波速异常区，其间存在局部的相对低速异常体，2014年鲁甸M_S6.5地震位于该高低速异常的分界线附近略偏向高速体一侧，反L型的余震沿着高低速异常的分界线NW向聚集分布，这种特有的速度结构特征有利于应力在脆性的上地壳内积累和集中.

图 3

Fig. 3

图 3 三维P波速度异常分布 图中黑线为区内主要断裂，白色星号代表鲁甸MS6.5主震. Fig. 3 The images of 3D P wave velocity perturbation Black lines denote main faults in the study region, White star denotes the Ludian MS6.5 mainshock.

随着反演深度的增加，研究区中下地壳速度异常分布特征呈现一定的趋势性变化，其中15 km深度层上大凉山次级块体西南缘的低速异常分布特征明显，赵国泽等(2008)通过对青藏高原东缘及附近地区石棉—乐山剖面大地电磁资料的研究揭示了大凉山次级块体在约15 km深度存在“管道流”(低阻层)，这与我们所揭示出的P波低速层展布范围相符.通过三维P波速度结构还可以看出，小江断裂北段和昭通断裂南段则处于低速异常区内，鲁甸M_S6.5地震震源区附近出现大范围低速异常分布，这与李永华等(2014)的Rayleigh波群速度频散和远震接收函数联合反演所得到的S波速度结构结果相一致.30 km深度处的昭通、莲峰断裂带部分区域的速度异常分布形态和范围均有所改变，大凉山次级块体西南缘的低速异常仍然存在，并呈现出近SN向的展布特征.莲峰断裂北段的高速异常特征尤为明显，且正异常前缘向南扩展至苞谷脑—小河断裂附近，向东延伸至鲁甸、昭通和彝良一带，并被昭通断裂北段限制住了其继续东扩的范围.40 km和50 km深度处的三维P波速度结构反映了莲峰、昭通断裂带下地壳的速度结构特征，昭通断裂北段作为高低速异常分界线特征愈发明显，滇东北块体分布大范围的低速异常，表明该区下地壳物质相对较为软弱.Huang等(2015, EPSL)利用ChinArray地震台阵数据研究青藏高原东南缘不同深度P波各项异性结果也表明了该区40 km处低速异常的存在，并提出了稳定的扬子克拉通块体深部受到青藏高原东南缘活动块体的作用而遭到破坏的观点.丽江—新市镇的人工地震测深剖面的结果同样揭示了该区域地壳为高、低速相间的多层层状结构，上地壳和上地壳底部低速层微向西倾，显塑性的低速层埋于壳下20 km附近(崔作舟等, 1987).结合已有的冕宁—宜宾大地电磁测深剖面资料(万战生等, 2010)综合分析表明该低速高导异常与壳内物质的部分熔融或者壳内流体的存在有关.我们的P波成像结果还揭示了鲁甸M_S6.5地震震源体下方中下地壳存在大范围低速异常分布，相对于中下地壳分布的低速异常而言，鲁甸M_S6.5地震的震源体则处在坚硬脆性的上地壳介质范围内.

基于重磁位场的分解与反演成像的异常特征研究可以为发震构造的深部物性特征与孕震环境研究提供重磁场响应依据，因此，针对特定的发震构造或潜在强震危险区，开展多方法、多层次的位场数据处理和异常特征提取研究，实现分解出的重磁特征能够反映发震断裂的深部结构和孕震背景显得尤为重要.然而，迄今为止，仍未见对昭通、莲峰断裂带及其邻区的重磁场分布特征进行过细致地分析研究，从重磁场响应特征来揭示昭通、莲峰断裂带深部构造特征、动力背景及其孕震环境仍需要深入探究.因此，为了揭示昭通、莲峰断裂带壳内不同深度范围内密度的横向变化情况和磁化强度分布差异特征，分析与地震孕育和发生过程密切相关的地壳结构和孕震构造特征以及块体内部的介质特性，同时也为了进一步验证三维P波成像结果的可靠性与合理性，需要我们提取出不同深度层次的重磁位场异常所含有的深部重磁异常响应信息，进而系统地分析昭通、莲峰断裂带的深部孕震环境和介质物性分布特征与2014年鲁甸M_S6.5地震之间存在的关系.

本文所采用的视密度反演是一种基于位场分离和延拓的三维视密度反演方法，该方法已在不同地区的重力资料处理和研究工作中均取得了很好的效果(徐世浙，2007；徐世浙等，2009；杨金玉等，2008).首先基于场分离的切割法对观测到的地面重力场进行不同深度层源的切割分离，其步骤主要是实现对位场曲面上的局部凸起进行多次切割，达到对区域场和局部场进行分离的目的；由于位场数据处理中常用的向下延拓深度有限，通常只能达到3~5倍的点距(Pawlowski, 1995；Fedi and Florio, 2002；Cooper, 2004)，为此，我们又采用了由徐世浙(2007)提出的基于位场大深度向下延拓的迭代法，将各层的场延拓至相应的深度后再反演得到各深度层的视密度分布情况.

图 4显示了不同深度层的视密度反演结果，从5 km深度图可知攀西构造带轴部的西昌—米易—攀枝花地带表现出明显的相对视密度正值异常，并随着深度的增加，其轴部高值正异常分布的特征依旧存在，这反映了轴部地带的地壳内部存在着来自深部的基性和超基性岩的高密度侵入体，而大凉山次级块体内部的美姑—金阳陷褶束出现了明显的条带状视密度低异常区.从10 km深度图上可以看出攀西构造带正值异常依然存在，而布拖盆地表现出串珠状圈闭低值异常区，这与前面三维P波速度结构所揭示出莲峰断裂西侧的布拖盆地呈现出圈闭状的低速异常分布相一致；随着反演深度的增加，研究区中下地壳视密度异常分布特征呈现一定的趋势性变化，其中15 km深度层的视密度反演结果显示了昭通、莲峰断裂带及其周边区域视密度变化异常等值线在昭通断裂附近形成了宽缓的梯级带.从15 km深度图中还可以看出凉山次级块体内部的美姑—金阳陷褶束和滇东块体内部会泽—曲靖台褶束均显示出明显的串珠状视密度低的异常区，西昌—米易—攀枝花等地区则显示出条带状相连的正视密度异常，昭通断裂带正好位于正负异常的分界线上.从新构造分区来看，由于位于大凉山断裂以东、荥经—马边—盐津断裂带以西的凉山中升区第四纪以来表现为整体性的大面积抬升，抬升幅度在2000 m左右，滇东—黔西掀升区整体性好，抬升幅度在1500 m左右，区内地势总体仍是北高南低，西高东低，并向东南掀斜，昭通断裂正处于这两个新构造分区的边界带附近，其特有的深部构造形态与该区的构造变形和地震的孕育及发生密切相关.随着反演深度的增加(30~50 km)，昭通、莲峰断裂带及其周边中下地壳视密度变化区域愈发明显，川东南宜宾—自贡地区以及攀西地区的视密度正异常范围进一步扩大，两区中间夹持着负视密度异常区.30 km深度处滇东—黔西中等掀升区在整体上表现出了大范围的低值异常分布特征，并形成了明显的宣威低视密度中心带，这一趋势性变化在40 km、50 km深度层视密度反演图上则更为明显，这与之前三维P波速度结构所揭示出速度异常分布范围相对应.我们的反演结果也与石磊等(2015)研究结果相一致，两者都是以则木河断裂带为界，以东表现为低密度特征.Zhang等(2013)和Deng等(2016)的丽江—贵阳重力剖面的研究结果以人工地震资料为约束进行重力反演得到剖面实际密度也同样表明从地表平均到30 km、40 km和50 km深度层同样显示为低密度特征，这与我们本文研究结果认识也是相一致的.因此，基于P波速度结构和三维视密度反演结果均表明了昭通、莲峰断裂带中下地壳深度范围内存在低速、低密度的异常分布，进而说明了鲁甸M_S6.5地震震源体处在坚硬脆性的上地壳介质内部.

图 4

Fig. 4

图 4 不同深度的三维视密度反演图 Fig. 4 The figures of 3D apparent density inversion at different depth

接着，我们对研究区1:5万高精度航磁数据进行分析研究，从航磁ΔT异常等值线平面图可以看出昭通、莲峰断裂及周边地区的异常特征以串珠圈闭状为主(图 5)，由于航磁ΔT数据反映的是不同深度磁性场源体(构造)综合叠加效应，故与孕震背景密切相关的区域性深部场源体的异常分布形态并不明显.为了压制浅部磁性场源体产生的局部异常或高频干扰信息、消除地磁场倾斜磁化对航磁异常所造成的干扰，提取出不同深度的航磁异常信息，为系统地分析强震危险区内的深部孕震环境、介质磁性分布特征与强震活动关系之间的关系提供了可靠的深部地球物理场依据，我们又进行了三维磁化强度的反演计算工作，具体步骤是先对原始磁异常数据进行相关预处理和化极处理，并结合本研究区的地质情况对化极磁力异常数据进行不同高度向上延拓处理的对比分析，选取合理延拓高度的磁异常作为磁化强度反演计算的基础数据，最后进行三维反演得到不同深度处的视磁化强度反演图(图 6).据Chen等(2015)和Xu等(2015)对峨眉山大成火成岩研究表明其内带地幔大程度的部分熔融会形成大量的岩浆，除一部分喷出地表外，另一部分以侵入岩和底侵岩浆的形式停留在地壳的不同深度，故这些基性岩浆的在不同深度的航磁异常反演分布图中均会有所体现.

图 5

Fig. 5

图 5 航磁ΔT异常平面等值线图 Fig. 5 The aeromagnetic ΔT anomalous contour map

图 6

Fig. 6

图 6 三维视磁化强度反演结果 Fig. 6 The results of apparent magnetization inversion

图 6a为6 km反演深度图，从图中可以看出西昌—米易—攀枝花地带存在一系列梯度变化较大的短轴状圈闭正异常，总体呈NS向串珠状连续排列，由于该地区从北向南出露了一系列以早元古界-晚太古界的穹隆体为主体的各类岩浆岩体，因此强磁性异常多与这些基性、超基性岩浆岩的侵入有关，并且在不同深度的视磁化强度图中均有很好的航磁场响应.除此之外，我们还发现了一条展布于凉山块体内部及周缘的磁性隆起带，该磁性带主要表现出正异常分布特征，该带主要分布于昭觉、布拖、巧家、会东、托古等地，地面出露有一系列由震旦纪结晶杂岩、震旦-寒武系组成的断块和晚古生代辉绿岩以及玄武岩.昭通、莲峰断裂带南、北两段视磁化强度特征差异明显，这一趋势在9 km深度处的视磁化强度变化图中得到较好地体现，串珠状异常展布范围进一步增大，深层视磁化强度反演结果主要反映上地壳深部磁性基底特征，同时也揭示出共轭断裂的深部构造形态(图 6b).NW向的苞谷脑—小河断裂是与NE向昭通—鲁甸断裂相配套的共轭断裂，由数条断续展布的断层组成，反演结果表明该高低磁异常的分界线与苞谷脑—小河断裂的深部展布形态相一致，是其深部构造形态的反映，2014年鲁甸M_S6.5地震位于该高低磁异常的分界线附近略偏向强磁异常体一侧，反L型的余震沿着该磁异常的分界线NW向聚集分布.除此之外，昭通断裂北段(昭通—鲁甸段)位于上地壳强磁性异常区内部，而断裂南段则处于负磁异常区内.鲁甸地震重新定位后的余震序列也是沿着航磁异常突变带分布，说明了该处共轭断裂的深部构造形态对地震发生和空间展布具有明显的控制作用.随着反演深度的增加，研究区中下地壳深度图中降低的磁场强度背景反映了昭通、莲峰断裂带及其以东地区深部物质磁性较弱的特性，其中图 6c 15 km深度图上揭示了昭通、莲峰断裂带南段地区较为平滑的弱磁性基底背景场且区域视磁化强度由北向南逐渐降低，昭通、莲峰断裂带及其周边视磁化强度变化图的等值线形态比浅层磁异常分布更为宽缓(图 6(d—f))，昭通、莲峰断裂带及其周边地区上地壳物质存在的横向介质差异，随着大凉山次级块体的南东向运动，受到华南块体边界部分地段上地壳内部刚性磁性基底的强烈阻挡，从而加剧了昭通—鲁甸地区基底岩层的褶皱变形，并产生了强烈的应力积累，也正是由于块体内部或者块体之间基底性质存在的局部差异，强磁性、高波速坚硬介质发育的昭通断裂段鲁甸地区往往有利于上地壳内部出现应力相对集中，脆性上地壳内部中低强度区域在横向挤压的构造应力场作用下易于发生破裂，从而对鲁甸M_S6.5地震的孕育和发生起到重要的作用.

(1) 川滇交界东部昭通、莲峰断裂带的上地壳速度结构呈现出不均匀性分布特征，其中低速异常主要分布在大凉山断裂南段区域，昭通、莲峰断裂带处于高波速异常区，其间存在局部的相对低速异常体，表明了昭通、莲峰断裂带及其周边地区上地壳物质存在显著的横向介质差异，2014年鲁甸M_S6.5地震位于该高低速异常的分界线附近略偏向高速体一侧，这与视磁化强度反演结果所揭示出的鲁甸M_S6.5地震的震中位于正负磁异常的分界线附近略偏向强磁异常一侧相互吻合.为了进一步揭示昭通、莲峰断裂带内部2014年鲁甸M_S6.5地震发生的深部介质特征和地震分布之间的关系，利用四川、云南省固定地震台网观测数据和震后流动台站余震监测资料对2014年8月3日至2014年8月11日期间发生的、震级M_L≥1.5的506个地震序列进行了重新定位(图 7a)，获得了359个事件的重定位结果，其震中分布图显示鲁甸地震序列平面上呈现共轭型分布特征，即沿着近EW向和NW向呈条带状聚集展布.其中，优势展布方向为NW向的余震序列主要集中分布在昭通—鲁甸断裂的西侧，呈密集条带状分布特征(图 7b)，共轭断裂特定的深部构造形态对地震发生和空间展布具有明显的控制作用，鲁甸M_S6.5主震位于高低异常分界线附近，苞谷脑—小河断裂处于正负航磁异常突变带附近.除此之外，还分析统计了地震序列震源深度分布特征发现鲁甸地震序列的震源深度优势分布层位主要集中在3~15 km之间(图 7c、d)，80.3%的地震震源深度较浅，平均深度为仅9.32 km，说明绝大多数地震主要发生在脆性的上地壳范围内.同时，昭通、莲峰断裂带及周边的P波速度结构还揭示了鲁甸M_S6.5主震震源体下方中下地壳深度存在大范围低速异常分布，这种特有的深部物性结构特征有利于应力在脆性的上地壳内积累和集中(易桂喜等, 2010b, 2011).

图 7

Fig. 7

图 7 精定位前后的地震震中分布和沿A-A′、B-B′剖面震源深度分布图 Fig. 7 Distributions of epicenter before and after precise relocation and the A-A′、B-B′profile

(2) 基于重磁异常反演结果也可用于分析昭通、莲峰断裂带的深部孕震环境和介质物性分布特征与2014年鲁甸M_S6.5地震之间存在的关系.三维视密度反演结果表明了昭通、莲峰断裂带中下地壳深度范围内存在低密度异常分布，进而说明了鲁甸M_S6.5地震震源体处在坚硬脆性的上地壳介质内部.同时，研究区中下地壳深度图中降低的磁场强度背景反映了昭通、莲峰断裂带及其以东地区深部物质磁性较弱的特性，综合说明了该区中下地壳物质相对较为软弱，强磁性坚硬介质发育的昭通断裂段鲁甸地区往往有利于上地壳内部出现应力相对集中，脆性上地壳内部中低强度区域在横向挤压的构造应力场作用下易于发生破裂，从而对鲁甸M_S6.5地震的孕育和发生起到重要的作用.

(3) 2014年鲁甸M_S6.5地震所在的昭通、莲峰断裂带及与其交汇、切割的马边—盐津断裂均是6.0级左右中等强度地震的频发区域，据史料记载到的最大地震为发生在马边—盐津断裂与莲峰断裂交汇部位的1974年大关北7.1级地震和1216年3月马湖7.0级地震，主要发生在马边—盐津断裂上，由于马边断裂带连续性差，由一系列相互切割的NE向和NW向断层组合而成，有研究者称之为马边新生地震构造带(韩竹军等，2009).有史料记载以来，沿大凉山断裂带曾发生1480年9月越西5.5级、1881年6月越西5.0级和1944年6月昭觉5¹/₄级地震、2014年10月越西M5.0地震(易桂喜等，2016)，但没有记录到6.5级以上破坏型地震发生，且该断裂带地表迹线连续性差，也是一条形成时代较安宁河断裂要晚的新生断裂带(Xu et al., 2003)，探槽开挖结果揭示出大凉山断裂带存在多次古地震事件(宋方敏等，2002；何宏林等，2008).因此，驱动大凉山次级块体内部断裂及其南东缘的莲峰、昭通断裂构造带的构造变形和地震活动的深部动力来源是一个值得探究的问题.

赵国泽、万战生等(赵国泽等，2008；万战生等，2010)在川滇块体东边界的大凉山次级块体内部也发现了高导层，并认为是青藏高原东边缘带向东南方向挤出作用下形成的“管流”层.我们的前期研究成果也表明了大凉山次级块体中下地壳深度范围内低速异常的优势展布方向为近SN向，与大凉山断裂的走向基本一致，在沿着EW方向上，川西北次级块体和大凉山块体在中下地壳深度范围内均存在连续的低速层分布，我们推测该低速层自西向东越过大凉山断裂，最终止于荥经—马边断裂构造带及其附近(Li et al., 2018).结合前人的震源机制研究结果可知，昭通、莲峰断裂带活动与变形的动力源应是直接来自大凉山次级块体的南东向运动，而间接来自川滇块体的南南东向运动(阚荣举等, 1977, 1983；成尔林，1981；张培震，2008；闻学泽等，2013).以上研究结果与我们的P波成像结果所显示的低速管流层进入大凉山次级块体内部转向南东方向运动相一致.本文的三维视密度分布特征和视磁化强度反演结果共同揭示了昭通、莲峰断裂带中下地壳范围内存在大范围低密度、弱磁性异常分布，综合说明了该区中下地壳物质相对较为软弱.因此，我们认为发生在青藏高原东缘中下地壳物质的塑性流展为大凉山次级块体内部及其南东缘的莲峰、昭通断裂构造带的构造变形和地震活动提供了深部动力来源，当大凉山块体内部的中下地壳低速层自NW向SE方向运动到昭通、莲峰断裂带附近时，当大凉山块体内部的中下地壳低速管流层自NW向SE方向运动到昭通、莲峰断裂带附近时，受到华南块体的强烈阻挡，应力在莲峰、昭通断裂附近基底性质存在明显差异处集中，脆性上地壳中低强度的区域在横向挤压的构造应力场作用下易于破裂从而引发强震，这也正是昭通、莲峰断裂带地震孕育和发生的深部构造环境.

(4) 从区域构造部位和地理位置分析，龙门山断裂带是位于巴颜喀拉块体东缘松潘—甘孜块体的边界断裂带，2008年汶川M_S8.0地震、2013年芦山M_S7.0地震发生在龙门山断裂带上.而昭通、莲峰断裂带是位于大凉山次级块体南东缘的边界断裂带，2014年8月3日鲁甸M_S6.5地震发生在昭通断裂带附近，除此之外，昭通、莲峰断裂带及其周边地区在历史上曾发生过多次强震，如1917年大关7¼级地震和1974年大关北7.1级地震.尤其是近些年来，昭通、莲峰断裂带不但中强地震活动频次增多、频度增大，而且该区中小地震活动也十分密集，空间分布呈现一定的不均匀性特征，绝大多数3.0级以上地震发生在昭通、莲峰断裂附近及其所夹持的地区，因此，该区地震危险背景和潜在发震能力已引起广泛关注.

据我们的野外地质调查工作发现，莲峰断裂和昭通断裂切过一系列山脊和高台地，并形成断层垭口、断层槽谷等地貌现象，追索莲峰断裂于永善县水竹乡附近形成一系列断层垭口和断层槽谷地貌，昭通断裂北段于邀集块、赵家垭口一带形成断层槽谷地貌，断层槽谷延伸数百米，甚至1~2 km长，偶见有泉眼出露.已有研究结果还表明了昭通断裂的鲁甸附近段存在异常低b值或高应力的断裂段，昭通、莲峰断裂带南、北两个段落业已不同程度闭锁，并且昭通断裂带具有更高的闭锁和应变积累程度(闻学泽等，2013).根据本文对川滇交界东部昭通、莲峰断裂带深部结构特征和孕震环境的综合研究成果可知，昭通、莲峰断裂带上地壳介质具有明显的横向不均匀性，中下地壳深度范围内存在低波速、低密度和弱磁性的异常分布.需要关注的是，昭通断裂北段(昭通—鲁甸段)位于上地壳强磁性、高波速异常区内且具有深大断裂的深部地球物理场响应特征，因此昭通断裂北段(昭通—鲁甸段)具备发生7.0级及以上强震的深部构造(孕震)背景.本文研究成果为2014年鲁甸M_S6.5地震的深部介质条件和孕震机制提供了可靠的深部地球物理场依据，也将有助于研判该区地震活动趋势和深入理解驱动昭通、莲峰断裂带构造变形及演化的深部动力机制等科学问题.

本文充分收集了四川、云南等区域数字地震台网和“中国地震科学台阵探测-南北地震带南段”(“喜马拉雅”项目Ⅰ期)流动地震台阵的观测数据，应用区域震和远震联合反演的方法重点剖析和研究了昭通、莲峰断裂带三维P波速度结构；同时，我们对昭通、莲峰断裂带及周边区域的重力、航磁数据进行了三维视密度、视磁化强度反演，得到了壳内不同深度层视密度的横向变化特征和反映壳内磁性物质的分布范围以及结晶基底的视磁化强度异常分布情况，在此基础上综合分析研究昭通、莲峰断裂带的深部介质性质、构造形态及深部孕震环境，探求2014年鲁甸M_S6.5地震成因的深部动力机制，具体结论如下：

(1) 川滇交界东部昭通、莲峰断裂带及其周边地区上地壳物质存在显著的横向介质差异，中下地壳深度范围大凉山次级块体西南缘存在低速异常分布，并呈现出近SN向的展布特征，研究区正异常前缘向南扩展至苞谷脑—小河断裂附近，向东延伸至鲁甸、昭通和彝良一带，并被昭通断裂北段限制住了其继续东扩的范围，2014年鲁甸M_S6.5地震位于该高低速异常的分界线附近略偏向高速体一侧，昭通、莲峰断裂带及周边绝大多数地震主要发生在脆性的上地壳范围内.

(2) 成像结果还揭示了鲁甸M_S6.5主震震源体下方中下地壳存在大范围低速异常分布，三维P波速度结构与重磁异常的展布特征、梯度变化在深度和分区特征上均具有较好的联系和可比性，结合昭通、莲峰断裂带中下地壳范围内存在大范围的低密度、弱磁性异常分布，综合表明了该区中下地壳物质相对软弱，这种特有的深部物性结构特征有利于应力在脆性上地壳内积累和集中.

(3) 我们的研究结果还揭示了与NE向昭通—鲁甸断裂相配套的共轭断裂—NW向苞谷脑—小河断裂的深部构造形态，三维视磁化强度反演结果表明高低航磁异常的分界线与NW向苞谷脑—小河断裂的深部展布形态相一致，苞谷脑—小河断裂处于该正负航磁异常突变带附近，2014年鲁甸M_S6.5地震位于该高低磁异常的分界线附近略偏向强磁异常一侧，昭通断裂北段(昭通—鲁甸段)位于上地壳强磁性、高波速异常区内且具有深大断裂的深部地球物理场响应特征，因此该断裂段(昭通—鲁甸段)具备发生7级及以上强震的深部构造(孕震)背景.

(4) 我们认为发生在青藏高原东缘中下地壳低速物质的塑性流展为大凉山次级块体内部及其南东缘的昭通、莲峰断裂带的构造变形和地震活动提供了深部动力来源，当大凉山次级块体内部的中下地壳低速管流层自NW向SE方向运动到昭通、莲峰断裂带附近时，受到华南块体的强烈阻挡，应力在莲峰—昭通断裂附近基底性质存在差异处集中，脆性上地壳中低强度的区域在横向挤压的构造应力场作用下易于破裂从而引发强震，这也正是昭通、莲峰断裂带地震孕育和发生的深部构造环境.