前人的大量研究表明，在过去一个世纪里发生在中国的大地震，超过80%的7.5级以上的大地震和超过70%的6.0级以上地震都位于青藏高原(Wang et al., 2010a, 2021；孙成民, 2010; Hu and Wang, 2018).这些大地震的一部分发生在深部高波速异常区，而有些却发生在低速度区，还有部分地震发生在高低速度变化的过渡区域(如，Lei and Zhao, 2009; 吕子强和雷建设，2016；Wei and Zhao, 2016；胡亚平等，2017; Wang et al., 2021).那么，青藏高原的大地震的空间分布特征与深部多参数结构属性变化之间存在怎样的关联？是什么因素控制了地震沿着不同的地震波速度或其他参数变化的区域分布？厘清这些科学问题对于该区域的中长期防灾减灾和大型工程建设都具有非常重要的指导意义.

青藏高原东南缘是强震事件发生最为频繁的地区之一.在过去的50 Ma内，印度板块和欧亚板块之间持续性的碰撞和汇聚造就了青藏高原的隆升(Yin and Harrison, 2000).在板块不断强烈碰撞和挤压下，青藏高原的主体碎裂为多个块体(Tapponnier et al., 1982).其中，松潘—甘孜块体被向东挤出并受到四川盆地的阻挡，一部分可塑性高原物质堆积在碰撞区域内，另一部分则转而向南逃逸(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000).该过程导致松潘—甘孜块体与其南北侧相邻的祁连—大别块体和川滇块体之间产生了显著的运动速度差异(Meade, 2007)，进而在青藏高原东南缘产生了大规模的左旋运动，形成了由龙门山断裂带、鲜水河—安宁河断裂带组成的大型“Y”字型断裂带系统(图 1).最近50年内，该断裂带系统及其邻近区域发生过多次大地震，如1970年发生在哀牢山—红河断裂上的7.1级通海地震、1973年发生在鲜水河—安宁河断裂带上的7.4级康定地震、1976年发生在龙门山断裂带附近虎牙断裂上的7.2级松潘—平武地震，以及发生在龙门山断裂带上的2008年8.0级汶川地震和2013年7.0级芦山地震.特别是随着近10年的时间内两次大地震带来的构造“活化”特征，更加引发对该构造域的深部结构、浅层变形机制和强震响应关系的广泛关注(徐锡伟等，2003；Lei and Zhao, 2009; Pei et al., 2010, 2019; Wang et al., 2010b, 2015, 2021；Wang et al., 2021).这种浅层强烈形变和地震诱发响应与深部结构及流体侵入之间存在怎样的关联仍不十分清楚.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域的板块构造示意图以及近50年来(1970年至2020年)强震事件(M5+)分布 黑色粗实线表示主要的构造边界，细实线代表活动断层(邓启东等，2002；邓启东，2007)，箭头符号代表主要块体的运动方向.黑色实心圆点、蓝色圆和红色五角星分别代表不同震级范围的强震事件，具体的震级在右下角的图例中给出.SG，松潘—甘孜块体；QL，祁连—大别缝合带；CD，川滇块体；SCB，四川盆地；HM，喜马拉雅块体；LS，拉萨块体；QT，羌塘块体；QDB，柴达木盆地；OB，鄂尔多斯盆地；TRB，塔里木盆地. Fig. 1 Schematic illustration of tectonics and distribution of large earthquakes (M5+) occurred in the past 50 years (1970—2020) in the study region Arrows show the directions of main tectonic blocks′ motion. Black thick and thin lines indicate the main tectonic boundaries and active faults, respectively (Deng et al., 2002; Deng, 2007). Black solid dots, blue circles and red stars indicate large earthquakes with different magnitudes. The magnitudes of the earthquakes are shown in the right bottom corner of the figure. SG, Songpan-Garze Block; QL, Qilian-Dabie Suture Zone; CD, Chuandian Block; SCB, Sichuan Basin; HM, Himalaya Terrain; LS, Lhasa Terrain; QT, Qiangtang Terrain; QDB, Qaidam Basin; OB, Ordos Basin; TRB, Tarim Basin.

地球内部受大量深部流变物质侵入的影响作用，导致岩石的构造属性发生复杂的变化，从而在地球的某些特定区域形成构造属性参数的高梯度值的边缘带，在层析成像领域被称为“层析成像边界带”(Tomographic Edge Zone，简称TEZ)(Wang and Kao, 2019).前人的研究发现，近一个世纪以来，中国台湾地区70%以上的强震(M≥6.0)都发生在TEZ上，其中包括最近20年内发生的三起最具破坏性的大地震：1999年7.6级集集地震、2016年6.5级美浓地震，以及2018年6.4级花莲地震(Wang and Kao, 2019).事实上，在中国台湾地区近百年内总共发生了9次极具破坏性的地震，其中7次发生在TEZ(Wang and Kao, 2019).此外，还有其他构造域的一些著名强震事件同样发生在TEZ，例如：2010年智利莫尔8.8级地震(Hicks et al., 2014)、1934年8.2级和2015年7.3级尼泊尔地震(Wei and Zhao, 2016)、2016年日本鸟取中部6.6级地震(Zhao et al., 2018)，以及2010年新西兰达菲尔德7.1级地震(Ellis et al., 2017).那么，在青藏高原东南缘的地震孕育与深部构造属性空间变化之间是否也存在类似的分布规律呢？这是本次研究重点要讨论的科学问题.

为了认识青藏高原东南缘的强震发震规律，探究地震的孕震构造与成因，许多科学家从地震学角度利用层析成像方法进行了长期而深入的研究.基于不同尺度、资料和方法的层析成像研究发现，“Y”字型断裂带系统的中-下地壳范围内的塑性形变及流变特征十分明显(Huang et al., 2002, 2009; Wang et al., 2003, 2009, 2010b, 2011a, b，2012，2014b，2015，2021; 黄忠贤等，2013；吴建平等，2013；江为为等，2014；Lei and Zhao, 2016；胡亚平等，2017；王志等，2017; Hu and Wang, 2018；Pei et al., 2019; 刘冠男和王志，2020).其中，Pei等(2019)通过4D成像技术揭示了汶川和芦山地震发生前后，龙门山断裂带地震波速度快速恢复，并推测这一现象可能与该区域的深部结构的强烈各向异性和塑性形变有关.Wang等(2021)通过多参数联合反演和动力学模拟，结合地球化学和地热分布特征等综合研究，揭示了2008年汶川地震及其破裂过程与深部流体侵入的制约机制.在青藏高原东缘，前人的地震层析成像和大地电磁测深研究同时揭示了在深部存在物质流变的特征(Nelson et al., 1996; Huang et al., 2009; Bai et al., 2010; Rippe and Unsworth, 2010; Zhao et al., 2012; Wang et al., 2012, 2014a, 2015)，来自深部的流变物质可能被挤入到青藏高原东南缘孕震层的岩石裂缝或断层中，对该区域内强震的触发有着显著的影响(Zhao et al., 2012; Zhang et al., 2015; Wang et al., 2016, 2021).相比之下，罕有涉及关于青藏高原东南缘深部构造属性变化与强震触发之间响应关系的研究.

为进一步认识青藏高原东南缘地震孕育及分布规律与深部构造属性变化的响应机制，探究该区域的强震分布与TEZ构造带之间相关性，以及该构造域地震孕育与深部物质流变的响应关系，我们对大量高质量的P波和S波到时数据对进行了层析成像反演，获得了青藏高原东南缘(98°E—108°E，22°N—35°N)地壳范围内的高分辨率三维速度(V_P、V_S)和泊松比模型.基于获得的三维多参数模型，我们还计算了以上这些模型的空间梯度场.在此基础上，结合研究区域内近50年来发生的5.0以上中强震事件，探讨了强震触发与TEZ结构之间的响应关系.研究结果对更进一步认识青藏高原东南缘深部构造、强震孕育机制及其发震规律具有重要参考意义.

为了得到高分辨率成像结果，我们整合了多个台网记录的地震数据，主要的数据来源包括：(1)中国地震台网(CSN)2009年1月1日至2020年9月30日期间震级大于等于2.0(M2+)地震事件的震相报告；(2)中国地震局地球物理研究所(IGCEA)记录的数据；(3)四川省和云南省地震局的固定和临时台网记录的地震资料，包括了2008年汶川地震(M_S8.0)以及2013年芦山地震(M_S7.0)的背景地震和余震事件，其中，从临时台网记录的地震波形数据中拾取了大量的走时数据.为保证地震数据质量，我们对这些数据进行了严格的筛选：第一步，对数据进行初步的挑选，剔除可能存在的无效数据或重复数据；第二步，分别对每种震相的到时数据拟合出震中距-走时曲线，并且根据走时曲线进一步筛选数据；第三步，在第二步的基础上严格控制P波与S波震相之间的对应，挑选出至少包含6组同时记录到P-波-S波震相的走时数据对的地震事件作为最终的反演数据.最终，从27, 889个地震事件中挑选出294, 777对P波和S波走时对数据参与了反演.如图 2所示，这些数据被来自416个地震台站记录，这些台站在青藏高原东南缘具有较密集的空间分布.在上述三个步骤中，最后一个步骤具有重要的意义.一方面，P波与S波震相之间的严格对应，不仅能够说明这些到时数据所对应的波形是相对比较清晰的，其拾取过程中带来的误差较小.另一方面，通过V_P和V_S模型直接计算V_P/V_S(或泊松比)会产生比V_P和V_S的独立反演模型更大的误差(Thurber, 1993; Chevrot and van der Hilst, 2000; Zhang et al., 2009)，尤其是P波和S波数据集之间具有较大差异的情况下.因此，为了能够在最大程度上降低直接计算泊松比参数所产生的误差，保证P波-S波震相数据的严格一一对应是非常必要的.此外，为了保障和提高中、下地壳以及下地壳-地幔上边界附近的成像分辨率，数据集中除了包含有发生在浅层和近距离的Pg、Sg震相外，还包括了震源深度和震中距较大的震相数据(P、S、Pn、Sn).在上述过程中，需要说明的是，本研究是分别对P波和S波到时数据进行单独反演，笔者在利用P波和S波走时数据和双差定位方法(Waldhauser and Ellsworth, 2000)对震源位置进行了重新定位的同时单独反演了P波速度结构，然后再利用S波走时数据和重新定位的震源参数反演了S波速度结构.

图 2

Fig. 2

图 2 本研究中使用的台站和地震事件分布图 黑色实线表示主要的构造边界, 黑色三角形符号表示中国地震台网的固定台站，深灰色方形符号表示四川省地震局、云南省地震局和中国地震局地球物理研究所(IGCEA)布置的固定和临时台站.白色圆形符号表示不同震级地震事件的震源位置，具体震级如右下角的图例所示. Fig. 2 Distributions of seismic stations and earthquakes used in this study Black solid lines indicate the main tectonic boundaries; black triangles represent permanent stations of Chinese Seismological Network (CSN) and darkgray squares indicate both permanent and temporary stations deployed by the Earthquake Bureaus of Sichuan and Yunnan provinces and the Institute of Geophysics of the China Earthquake Administration (IGCEA). White circles denote the earthquakes with different magnitudes shown in the right bottom corner of the figure.

合理的参数化是保证层析成像的反演结果可靠性的重要环节之一.我们不仅采用了严格数据筛选条件，同时还在模型参数化方面进行严格的控制.在网格设置方面，根据前人的研究(Wang et al., 2009, 2010b, 2011a, 2012, 2014b, 2015；胡亚平等，2017；王志等，2017; Hu and Wang, 2018；刘冠男和王志，2020)以及研究区域内台站和事件的分布特点，我们对网格模型进行了如下设定：(1)在台站和地震比较集中的区域，水平网格间距设置为0.25°，而在台站稀少的区域为0.5°；(2)最深的反演深度为60 km，在30 km以上的深度，垂直网格间距为5 km，而在30 km以下的深度，其网格间距为10 km.在初始速度模型的选择上，通过插值的方式从“USTClitho1.0”(Xin et al., 2019)中提取的三维初始速度模型(表 1)，根据研究区域Moho面横向变化剧烈的特点，从CRUST1.0模型(Laske et al., 2013)中提取出含起伏的三维Conard面和Moho面模型作为速度间断面模型，在反演中考虑了Conard面和Moho面起伏对反演结果的影响.基于上述参数化模型和数据集，我们使用了Zhao等(1992, 1996)的走时层析成像的反演方法对研究区域内的P波和S波速度结构进行了反演，并根据反演结果计算了泊松比.

表 1 (Table 1)

表 1 反演前后各深度上的平均速度和泊松比比较 Table 1 The comparison between the mean velocity and Poisson′s ratio before and after inversion at each depth 深度(km) 反演前 反演后 VP(km·s-1) VS(km·s-1) σ VP(km·s-1) VS(km·s-1) σ 0 4.692 2.769 0.2327 4.837 2.864 0.2302 5 5.661 3.337 0.2334 5.814 3.443 0.2299 10 5.922 3.498 0.2314 6.046 3.594 0.2267 15 6.035 3.568 0.2307 6.123 3.653 0.2236 20 6.101 3.593 0.2340 6.158 3.672 0.2241 25 6.235 3.654 0.2380 6.464 3.725 0.2513 30 6.417 3.738 0.2427 6.617 3.794 0.2550 40 6.795 3.895 0.2538 6.937 3.911 0.2670 50 7.294 4.130 0.2625 7.207 4.103 0.2603 60 7.973 4.369 0.2659 7.685 4.323 0.2686

表 1 反演前后各深度上的平均速度和泊松比比较 Table 1 The comparison between the mean velocity and Poisson′s ratio before and after inversion at each depth

为了评估成像结果的可靠性，我们反演之前进行了棋盘分辨率测试(Checkboard Resolution Tests，简称CRTs)(Humphreys and Clayton, 1988)，主要步骤包括：(1)在初始的参数化模型的网格点中加入±3%交替出现的速度异常值扰动；(2)正演计算出合成理论走时数据(即利用将要反演的数据以及加入扰动的参数化模型计算含扰动的走时数据)；(3)反演成像(即采用与最终反演相同的参数化模型和反演参数设置，对含扰动的走时数据进行反演).图 3给出P波(图 3a)和S波(图 3b)的CRTs结果，可以看出，研究区域内速度异常值扰动的恢复情况比较理想，CRT结果表明P波和S波具良好的一致性，这主要是由于本研究采用了相同的P波和S波走时数据.在前文关于数据和方法的讨论中，我们详细地介绍了本研究所采用的严格的数据筛选条件.其中，P波与S波震相的严格一一对应不仅是为了保证挑选走时数据质量的可靠性，而且也是为了保证计算出的泊松比模型具有较高的可靠性.这是因为成对出现的P波和S波震相走时对地震波形的质量要求比较高，暗示着对应的地震波形可能具有较为高的信噪比；同时反演P波和S波走时数据对保证了反演获得的P波和S波速度模型具有较好的一致性，从而保证了计算出的泊松比图像的可靠性，这一特征从P波和S波的CRT结果的高度一致性得到了很好的验证.综合考虑以上各方面因素，我们认为本研究选择的参数模型是合理的，反演获得的多参数模型较为可信，这为认识青藏高原东南缘地壳及上地幔三维结构属性变化特征提供了保障.

图 3

Fig. 3

图 3 棋盘分辨率测试(CRTs)结果 (a) P波反演结果；(b) S波反演结果.黑色实线表示主要的构造边界. Fig. 3 The results of Checkboard Resolution Tests (a) Resolutions of P-wave and (b) that of S-wave. Black solid lines indicate the main tectonic boundaries.

图 4展示了反演获得的P波和S波速度模型(图 4a和图 4b)以及计算出的三维泊松比模型的水平切片.可以看出，在青藏高原东南缘上地壳范围内(5~15 km的深度范围)，松潘—甘孜块体和川滇块体表现为高速、低泊松比异常.与之相反，四川前陆盆地表现出了大范围的低速、高泊松比异常.这个观测结果与前人的研究(如，雷建设等, 2009, 2018；胥颐等，2009；Wang et al., 2009, 2011a, 2014b, 2015, 2021; 王志等，2017; 李志伟等，2011；邓文泽等，2014)具有高度的一致性.来自青藏高原的下地壳流变物质富含铁镁成分，并且受到持续的挤压.同时，大量下地壳及幔源物质挤入到上地壳中(Lei and Zhao, 2009)并增强了地壳岩石的力学强度.以上两方面因素形成了松潘—甘孜块体东边界附近以及川滇块体浅部变得坚硬，进而表现出高速、低泊松比异常.其中，以攀枝花(101.8°E，26.05°N)为核心的川滇块体高速、低泊松比异常带的形成，对高原物质向南逃逸的过程形成了阻碍，导致其北部地形的快速上升(Wang et al., 2011a; 吴建平，2013).四川前陆盆地所表现出的低速、高泊松比异常对应该区域内三叠纪到晚白垩纪的沉积物.沉积物具有较高的孔隙度，在前陆盆地的南部，其沉积物厚度超过了10 km.

图 4

Fig. 4

图 4 三维地震波速度和泊松比模型的水平切片 (a) 三维P波速度模型；(b) 三维S波速度模型；(c) 三维泊松比模型.黑色实线代表主要的构造边界.实心圆点、空心圆形符号和白色五角星符号分别代表不同震级范围的强震事件，具体震级标注在图 1中.SG，松潘—甘孜块体；QL，祁连—大别缝合带；CD，川滇块体；SCB，四川盆地. Fig. 4 Plain views of 3-D seismic velocity and Poisson′s ratio models (a) P-wave velocity model; (b) S-wave velocity model; (c) Poisson′s ratio model. Black solid lines indicate the main tectonic boundaries. Solid circles, hollow circles and white stars show the large earthquakes with different magnitudes which are shown in Fig. 1. SG, Songpan-Garze Block; QL, Qilian-Dabie Suture Zone; CD, Chuandian Block; SCB, Sichuan Basin.

随着深度的增加(深度≥20 km)，松潘—甘孜块体和川滇块体浅部的高速、低泊松比异常，逐渐转变为大范围的低速、高泊松比异常特征，并且后者与大地电磁结果(Nelson et al., 1996; Bai et al., 2010; Rippe and Unsworth, 2010; Zhao et al., 2012)中的高电导率特征相一致.这个结果在很大程度上支持了下地壳管道流模型假说(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000).与之相反，在四川前陆盆地以及研究区域的最南部，出现了大范围的低速、高泊松比异常，并随着深度增加逐渐转变为高速、低泊松比异常.虽然两个区域的变化现象非常相似，但所代表的构造属性及其形成过程却是不同的.在四川前陆盆地下方，三叠纪到晚白垩纪沉积物组成的沉积层下方存在前寒武纪的结晶基底.远震成像结果(如，Lei and Zhao, 2016; Hu and Wang, 2018)表明，上扬子板块下方存在大范围的、古老而坚硬的克拉通构造，对应高速和低泊松比异常特征.相比之下，哀牢山红河断裂西侧成像特征在深度上的变化很可能与印度板块深俯冲至地幔转换带、然后在地幔转换带内长距离行走形成“大地幔楔”结构中的板块脱水和地幔角流引起的热物质上涌有关(Li et al., 2008; 雷建设等，2009；Lei and Zhao, 2016；Lei et al., 2019).

1970年1月5日发生的7.8级通海地震发生在低速、高泊松比异常带边缘(图 5中L6和L7).1974年云南昭通7.1级地震震源区表现出显著的低速、高泊松比异常，该异常从Moho面以下一直延伸至震源区(图 5中L5).上述两起M7+地震事件的发生很可能与深部流体的作用之间有着密切的关系.1976年云南保山地区龙陵县先后发生了7.3级和7.4级地震.与之前两起M7+地震事件不同的是，龙陵地震震源位于高速、低泊松比异常带内部(图 5中L7)，可以解释为脆性块体的破裂.1988年11月6日云南澜沧7.4级地震及其7.2级的余震发生在介于Conard面和Moho面之间的低速、高泊松比异常带内部(图 5中L6).我们推测，由于震源下方深处(Moho面以下)存在大范围的高速异常，可能对应印度板块穿过缅甸弧下方的向东深俯冲，而澜沧地震震源区的低速异常所代表的流变物质特征很有可能与板块脱水有关.这些现象说明，来自上地幔的深部流变物质上涌并且侵入地壳中的脆性岩石的裂缝或断层中，在印度板块强烈地东向深俯冲形成的“大地幔楔”构造背景(Lei and Zhao, 2016; 雷建设等，2009；Lei et al., 2019)下，造就了青藏高原东南缘的南段的大地震孕育及空间分布.因此，青藏高原东缘地震的发生不仅与地壳结构相关，还可能与地幔结构相关(Lei et al., 2014a; 雷建设等，2018).

图 5

Fig. 5

图 5 插图所示测线的地震波速度和泊松比垂直剖面 其中，虚线表示Conard面和Moho面深度(Laske et al., 2013)，剖面上方的灰色部分表示对应的地形.实心圆点、空心圆形符号以及白色五角星符号分别代表不同震级范围的强震事件，具体震级标注在图 1中.TH，1970年通海地震(MS7.8)；LH，1973年炉霍地震(MS7.9)；ZT，1974年昭通地震(MS7.1)；LL，1976年龙陵地震(MS7.3、MS7.4)；SP，1976年松潘—平武地震(MS7.2、MS7.2)；LC，1988年澜沧地震(MS7.4、MS7.2)；WC，2008年汶川地震(MS8.0)；LS，2013年芦山地震(MS7.0)；JZG，2017年九寨沟地震(MS7.0). Fig. 5 Profiles of seismic velocity and Poisson′s ratio along the lines shown in the insert map Black dash lines represent the depth of Conard and Moho interpolated from the Crust1.0 model (Laske et al., 2013). The gray area on the top of each profile is the surface topography. Solid and hollow circles, and white stars stand for earthquakes with different magnitudes that are shown in Fig. 1. TH, 1970 Tonghai earthquake (MS7.8); LH, 1973 Luhuo earthquake (MS7.9); ZT, 1974 Zhaotong earthquake (MS7.1); LL, 1976 Longling earthquake (MS7.3, MS7.4); SP, 1976 Songpan-Pingwu earthquake (MS7.2、MS7.2); LC, 1988 Lancang earthquake (MS7.4、MS7.2); WC, 2008 Wenchuan earthquake (MS8.0); LS, 2013 Lushan earthquake (MS7.0); JZG, 2017 Jiuzhaigou earthquake (MS7.0).

在青藏高原东南缘的北段，1973年7.9级炉霍地震发生在鲜水河断裂带上.该地震的震源位于大范围的高速、低泊松比异常带上(图 5中L1、L3和L4).与龙陵地震的孕震构造类似，这种构造同样可以解释为岩石的脆性形变.2008年汶川8.0级地震是自1976年唐山大地震之后发生在我国最具破坏力的、人员伤亡和经济损失最为严重的一次地震.汶川地震发生以后，松潘—甘孜块体及其周边开始变得“活跃”起来，如2008年汶川8.0级地震后，随后就发生2013年7.0级芦山地震和2018年九寨沟7.0级地震.从本研究获得多参数模型中可以看出，汶川地震的震源位于明显的高-低速度边界带和高泊松比异常体内部.该特征可能暗示了两个不同的块体相互碰撞带，该碰撞带内有大量的流变物质汇集(Wang et al., 2021).这主要是由于以高速和低泊松比异常为主要特征的松潘甘孜块体与低速和高泊松比的四川前陆盆地发生剧烈碰撞及其引起的逆冲过程所导致的.虽然地表GPS数据显示松潘—甘孜块体的运动速率很小(Meade, 2007；Wang et al., 2011b)，但地壳的强烈形变、长期的应力积累以及流变物质的作用仍然促成了此次灾害性地震的发生.此外，我们还看到一个特别现象：多数沿龙门山断裂带分布的M5+地震似乎发生在高-低速度边缘带，或者(以及)高-低泊松比边缘带上.这个现象说明，参数变化的边缘带可能是其余震序列的主要分布区域，或者(以及)是该断裂上主要的孕震构造特征.

汶川地震的同震破裂长达~300 km，其主要向北发展.然而5年后，同样发生在龙门山断裂带南段的2013年7.0级芦山地震却位于汶川地震主震的南侧，两者之间存在明显的地震空区.关于地震空区的形成原因、过程及其潜在的孕震能力一直存在争议.虽然前人通过多种方法证明该地震空区是一个应力难以积累的区域(Wang et al., 2009, 2015；Lei et al., 2014b; 梁春涛等, 2018)，但我们仍然不能排除汶川地震的同震影响.与以往研究一致(如，Wang et al., 2015, 2017, 2021；胡亚平等, 2017)，本研究显示芦山地震震源区是高速、低泊松比异常带.芦山地震发生之后5年，2018年7.0级九寨沟地震发生在龙门山断裂带西北部的虎牙断裂上.虎牙断裂是一个非常活跃的断裂.除2018年九寨沟地震外，1976年7.2级松潘—平武地震及其震级为7.2的余震同样发生在虎牙断裂上.虽然这两起M7+地震事件都发生在同一条断裂上，但它们的孕震构造特征截然不同.成像结果显示(图 5中L2)，九寨沟地震震源位于明显的高速、低泊松比异常带上，而松潘—平武两次M7+地震震源位于低速、高泊松比异常带内部.后者的孕震构造特征与发生在1995年日本神户的里氏7.3级地震非常相似，暗示着震源区以及周围存在大范围的流变侵入(Zhao et al., 1996).我们注意到，研究区内许多M7+地震事件发生在高速、低泊松比异常带上.高速异常所展示岩石一般比较坚硬，触发破裂所需的能量更大, 例如2015年尼泊尔M_W7.8地震(如，吕子强与雷建设, 2016；Wei and Zhao, 2016).综上所述，我们认为青藏高原东南缘仍是地震危险性较高的区域.

层析成像边界带TEZ，它是指在层析成像模型中参数值急剧变化即变化梯度值最大的特征带(Wang and Kao, 2019).在反演图像中，最常见的TEZ特征就是速度、泊松比或其他参数的高-低变化之间的过渡带.我们推测TEZ不仅仅出现在俯冲带构造域，如中国台湾和日本东北地区，而且也可能在其他构造域，如青藏高原等.该过渡带的形成可能与许多复杂的构造演化过程有关，如板块构造和流体等，它很可能是一种具有较高危险性的强震孕震构造.

如图 6所示，深部流变物质的侵入，包括下地壳流体(如部分熔融)和(或)上地幔热物质的上涌，是形成TEZ特征的重要因素.由于流体侵入到板块的碰撞带，形成流体应力和岩石强度不同的两种构造属性的板块边界.以两种构造属性区别较大的地质体所组成的断层模型为例，假设大量流变物质在断层具有较高渗透性的一侧持续侵入，流变物质的增加将大幅度地降低介质中地震波(尤其是横波)的传播速度，导致泊松比和孔隙流体压力升高.该演变过程将在深部构造模型中产生横向剧烈变化和提高孔隙流体压力梯度.在该构造带，在高孔隙流体压力的作用下，流变物质开始向断裂带的刚性较强的一侧迁移，由于断裂带的刚性一侧是由低孔隙度(渗透率)岩石所组成的，因其流变物质成分稀少且通常表现为高速、低泊松比异常.这样一来，发生迁移的流变物质很可能会在断裂带的边界处积累，进一步提高应力水平，减小了岩石的静摩擦系数，同时降低了刚性块体边缘的岩石骨架的机械强度.上述过程很可能会在较大程度上提高强震触发概率.该过程的结果是：一方面，侵入的深部流体发挥了“润滑”的作用，主要增加孔隙压力、降低了断层面有效正应力，从而减小了断裂带中断层面的摩擦力(Lei and Zhao, 2009)并使其更容易发生滑动；另一方面，侵入的深部流变物质发挥了“腐蚀”的作用，将刚性岩石边缘的力学强度大幅度削弱，使其更容易发生脆性形变.前人大量的地震学、大地电磁、地球化学和动力学模拟等研究表明，在青藏高原地壳内部的高温、高压环境下，中下地壳(30~60 km)的岩石确实发生了部分熔融(如, Zhao et al., 2012; Wang et al., 2016, 2021).与此同时，地壳剧烈形变和频繁发生的强震活动所产生的大量活动断层，为中下地壳流变物质的运移以及上地幔热物质的上涌提供了理想的通道.这种TEZ结构通常由高速、低泊松比或者低速、高泊松比两种构造属性差异较大的地质体组成，在该构造带表现为低幅度的参数扰动和显著的梯度差异.然而，TEZ结构不仅仅局限于这种组成，如果在相近构造属性带的流变物质含量差异较大的区域同样可以表现出TEZ特征，而这种TEZ结构通常兼具较高幅度的参数扰动和较高的梯度值.因此，不同参数梯度值的大小可以作为判断和识别TEZ结构的参考依据之一.

图 6

Fig. 6

图 6 TEZ的概念图 红色区域表示低速、高泊松比异常带，蓝色区域表示高速、低泊松比异常带，它们之间被虚线划出的区域是过渡带.灰色箭头表示深部流变物质(部分熔融或流体)的运移. Fig. 6 The conceptual graph of TEZ The red area represents a low-V and high-σ zone, while the blue one stands for a high-V and low-σ zone. The area between the red and the blue areas lined out by two dash lines indicates the transition zone. Gray arrows show the migration of deep rheological materials (e.g., partial melting and fluids).

上述过程在青藏高原东南缘具有非常理想的发生条件.首先，地壳深部含有大量流变物质，包括下地壳的部分熔融和以岩浆为主要成分的地幔热物质上涌.其次，青藏高原东南缘剧烈的地壳运动使地壳岩石发生了强烈形变，产生了大量的活动断层，岩石破裂的深度随着强震不断发生而不断地向深部扩展，为深部流变物质的上涌提供了可能通道.最后，研究区域内构造属性的差异比较明显，特别是碰撞板块边界的两侧，甚至是某一条具体断裂带或断层的两侧.从本研究获得三维多参数模型和梯度参数可以看出，上述特征与反演和计算结果所展示出的构造属性变化特征一致性较高.

基于反演所获得的三维V_P，V_S和S波多参数模型，我们分析了最近50年内(1970—2020)发生在青藏高原东南缘的M5+地震的分布特征与深部构造属性变化的响应关系.研究过程中涉及的大地震(5+)目录来自中国地震台网(CSN)和美国地质调查局(USGS).其中，2009年1月以及之后的事件目录是由全国范围内1, 000余个地震台站记录，而2009年1月之前的数据是由包含88个台站的国家台网所记录，2020年10—12月的事件目录来自CSN速报目录.然而，不同来源的事件目录之间存在较大的差异，主要体现在震源位置和震级描述方面.为了保证所揭示的规律具有普遍性，我们从USGS收集了发生在相同时间区间内事件目录.CSN的台站分布在研究区域内比较密集，主要采用的震级类型是里氏震级.USGS事件目录主要采用的震级类型是矩震级，但台站的分布在研究区域内比较稀少.经过比较和筛选，最终获得324起同时出现在CSN和USGS事件目录中的M5+地震事件.如果根据来源不同的强震目录进行的讨论分析，能够得到相同或相似的结果，那么该结果的可靠性和普适性将会得到很好的保证.

为保证结果的可靠性，我们采用了二维Sobel-Feldman算子(Sobel and Feldman, 1968)计算震源处的梯度.Sobel-Feldman算子考虑了目标点周围包括沿对角线方向在内的8个点并根据距离加权计算梯度，其结果的精确性明显高于中心差分法和近邻梯度因子法，对模型中的噪声具有一定的抗性.在确定TEZ的过程中，我们采用了如下规则：对P波和S波速度结构而言，根据反演的速度模型将TEZ结构的条件定义为“梯度值≥3.0%(速度扰动)/0.5°(变化间距)”，而非TEZ区域定义为“梯度值＜3.0%/0.5°”；对于泊松比而言，由于其变化的幅度比速度更加明显，相应的筛选条件被放大至2倍.在此基础上，如果地震发生在速度梯度值≥3.0%/0.5°(对于泊松比而言是“梯度值≥6.0%/0.5°”)的区域，则被认为发生在TEZ上.反之，该地震事件就被认为不发生在TEZ.图 7展示了各深度上参数的水平梯度场.如图所示，高梯度值集中在主要的构造边界上，即龙门山断裂带与鲜水河—安宁河组成的“Y”字型断裂系统.图 8展示了最终的统计结果.其中，以速度为例，HVZ和LVZ分别表示梯度变化小的稳定高速和稳定的低速块体，分别对应图 6中右侧和左侧的高速和低速块体，而泊松比参数模型中的HVZ和LVZ刚好与速度模型相反.速度异常的HVZ以及泊松比异常的LVZ可能与稳定的坚硬或脆性块体对应，通常具有较低的岩石孔隙及流体或流变物质的含量.相反，速度的LVZ和泊松比的HVZ展现出的是较为明显的流变物质特征，可能对应于下地壳部分熔融的岩石或者来自地幔的热物质.从图 8中可以看出，USGS给出的事件目录对TEZ的敏感性比CSN更高，但两者体现出的规律大致是一致的，展示出了具有普遍性的孕震构造特征规律.尽管我们对泊松比的TEZ识别条件提出了更高的要求，但结果显示TEZ构造触发M5+地震事件占有绝对的优势比例.对于P波速度而言，TEZ孕震构造特征所占的比例为63.4%~64.2%.对于泊松比而言，TEZ孕震构造特征所占的比例为77.5%~78.4%.相比之下，P波速度和泊松比的HVZ和LVZ孕震构造特征所占的比例分别为8.4%~20.1%和11.7%~16.7%.尽管S波速度的TEZ孕震构造特征比例相比于P波速度和泊松比有较为明显的下降(45.7%~46.7%)，但其优势地位并未发生变化.相应地，其HVZ孕震构造特征比例明显升高(36.4%~36.7%)，LVZ孕震构造特征比例无明显变化(17.3%~17.6%).根据上述现象我们推测：首先，P波速度与泊松比的孕震构造特征分布说明了青藏高原东南缘构造属性的变化对地震的触发有着显著的控制作用.泊松比是对流变特征较为敏感的参数，震源处显著的高泊松比梯度异常表明，青藏高原构造属性边缘带倾向于流变物质的梯度带，暗示流变物质的运移对该区域内构造演化以及强震孕育有着重要的影响.另一方面，S波速度统计结果中TEZ比例的下降以及HVZ上升进一步表明，虽然深部流变物质的运移对研究区域内强震孕育的影响较为明显，但高速、低泊松比异常带所代表的脆性块体具有较为显著的强震孕育能力.由于此类岩石通常比较坚硬，其发生破裂所需的应力较大，孕育的地震通常具有较大的震级.发生在2008年的汶川地震(M_S8.0)和2013年的芦山地震(M_S7.0)就是最典型的例子.综上所述，在青藏高原东南缘，强震的触发的主要控制因素可能是块体间的动力学过程与相互作用，而流体的作用更像是加速强震事件的催化剂.

图 7

Fig. 7

图 7 三维地震波速度和泊松比扰动的水平梯度 (a) P波速度扰动；(b) S波速度扰动；(c) 泊松比扰动.白色箭头和图下方色标中给出的颜色分别代表多参数梯度的方向和数值.黑色实线代表主要的构造边界.大小不同的圆形符号和白色五角星符号分别代表不同震级范围的强震事件，具体震级标注在图 1中.SG，松潘—甘孜块体；QL，祁连—大别缝合带；CD，川滇块体；SCB，四川盆地. Fig. 7 Horizontal gradients of 3-D seismic velocity and Poisson′s ratio perturbations (a) P-wave velocity perturbations; (b) S-wave velocity perturbations; (c) Poisson′s ratio perturbations. White arrows and various colors given by the color bar at the bottom of each sub-figure respectively represent the directions and values of multi-parameter gradients. Black solid lines indicate the main tectonic boundaries. White circles with different sizes and stars show the large earthquakes with different magnitudes which are shown in Fig. 1. SG, Songpan-Garze Block; QL, Qilian-Dabie Suture Zone; CD, Chuandian Block; SCB, Sichuan Basin.

图 8

Fig. 8

图 8 青藏高原东南缘强震事件(M5+)分布与构造参数属性变化之间的关系图 图中(a—c)分别表示M5+地震震中位置的纵波、横波和泊松比以及它们的梯度值，每一参数的上排为参数扰动值，而下排为对应参数的梯度值.左侧栏为M5+地震发生在TEZ、HVZ以及LVZ的比例，其中深灰色柱子表示以USGS地震目录统计的结果，而白色为基于CSN地震目录统计的结果.中间栏表示M5+地震(CSN)的震源所对应的不同参数的扰动值和梯度值分布，而右侧栏则为USGS统计的结果.黑色虚线表示用于识别多参数TEZ结构的阈值. Fig. 8 Relationships between the distributions of M5+ earthquakes and the property variations of multi-parameters in SE Tibetan plateau (a—c) indicate the parameter variations of P-wave, S-wave and Poisson′s ratio and their corresponding gradients in the hypocenters of the M5+ earthquakes. For each parameter, perturbations are shown in the top row and gradient value are given in the bottom row. Left column shows the percentage of M5+ earthquakes that are counted to have occurred in TEZ, HVZ and LVZ respectively. White and darkgray bars indicate the statistic results calculated from the CSN and USGS earthquake catalogues, respectively. The middle column shows the parameter variations in the M5+ hypocenters and the right column is calculated from USGS catalogue. Black dashed lines show the threshold values used to identify the TEZ from the gradient values of different parameters.

本研究首先对大量高质量的纵、横波震相走时对进行反演，获得了青藏高原东南缘地壳的三维多参数结构.在此基础上，结合多参数梯度场分步以及CSN和USGS提供的近50年的历史性大地震(M5+)目录，分析了研究区域大地震分布与深部多参数构造属性变化之间的响应关系.结果表明，青藏高原东南缘呈现出明显的横向不均性，中下地壳中含有大量的低速、高泊松比异常，反映了该区域的深部构造中存在发生了塑性形变的物质，该属性变化对强震的触发可能发挥了重要作用.研究发现，63.4%~64.2%的地震事件发生在P波速度的TEZ上，77.5%~78.4%的地震事件发生在泊松比的TEZ上.相比之下，P波速度和泊松比的HVZ和LVZ孕震构造特征所占的比例分别为8.4%~20.1%和11.7%~16.7%.虽然S波速度的TEZ孕震构造特征比例仍占有优势，但相比于P波速度和泊松比有明显的下降(45.7%~46.7%).相应地，其HVZ孕震构造特征比例明显升高(36.4%~36.7%)，LVZ孕震构造特征比例无明显变化(17.3%~17.6%).可见，在青藏高原东南缘，强震的触发的主要控制因素是板块之间的相互作用，高速、低泊松比异常带内部可能酝酿着震级较大的地震事件.考虑到本研究用于判定TEZ的条件是比较保守的、严格的，或许以TEZ为孕震构造特征的强震事件在实际中所占的比例更高.综上所述，本研究认为青藏高原东南缘绝大多数强震事件与TEZ之间的显著响应关系并不是一个偶然，可能是深部构造属性变化与地震孕育存在的一种普遍现象.