0 引 言

2012年9月7日11点19分云南省昭通市彝良县发生M_L 5.7级地震，震源深度14 km，12点16分在其北部10 km处又发生M_L 5.6级地震，震源深度10 km，据中国地震台网中心测定，两次地震皆为走滑型兼少量逆冲分量(图 1).至2012年10月，彝良地震序列共发生907次地震，其中M_L 3.0~3.9级29次，M_L 4.0~4.9级4次，ML 5.0~5.7级2次.彝良地区为地质灾害脆弱区，两次M_L 5.5级以上浅源强震的叠加给震区造成了极大破坏.

图 1

Fig. 1

图 1(a)研究所用地震与台站分布(b)昭通地区地震与网格节点分布 红色实心圆表示研究所用地震；黄色实心圆表示研究区域内五级以上历史地震；十字表示网格节点；三角表示台站； 震源球对应彝良ML 5.7级及ML 5.6级地震；红线表示断裂：F1，昭通-鲁甸断裂；F2，石门断裂； F3，大关-水城断裂；F4，洒鱼河断裂；F5，巧家-莲峰断裂. Fig. 1(a)Distribution of earthquakes and seismic stations used in the study； (b)Distribution of earthquakes and grid nodes in Zhaotong area Red circles denote the earthquakes used in study，yellow circles denote historical earthquakes of magnitude 5 or higher， crosses denote grid nodes，triangles denote seismic stations，the focal spheres denote the Yiliang ML 5.7 and ML 5.6 earthquakes，red lines denote faults，F1: Zhaotong - Ludian fault，F2: Shimen fault， F3: Daguan - Shuicheng fault，F4: Sayuhe fault，F5: Qiaojia - Lianfeng fault.

昭通地区(图 1)位于云南省东北部，与贵州、四川两省接壤，为四川盆地向云贵高原抬升的过渡地带，是我国南北挤压破碎带的中段.印度洋板块向欧亚板块的俯冲和太平洋板块的西向移动，使得南北挤压破碎带两侧地块在水平方向呈总体挤压逆扭运动特征，因此在垂直方向造成青藏高原强烈抬升，形成该区地势西南高东北低，呈阶梯状下降的趋势(朱成男和陈承照，1976；刘本培，1985)，其最高海拔为4，040 m，最低海拔为267 m.昭通盆地位于乌蒙山的北部，周围多为高山，盆地呈NE-SW向展布，为不规则的近似椭圆，南北长约20 km，东西宽约15 km(王建中，2010).区域内地质构造作用强烈，近南北向、近东西向和北东向的褶皱断裂均发育，其中以北东向构造近期最为活跃.昭通地区的主要断裂包括昭通-鲁甸断裂(F1)，石门断裂(F2)及大关-水城断裂(F3)，这些断裂均以走滑断裂为主，兼有较少逆冲特征.其中昭通-鲁甸走滑断裂由北部的昭通断裂(F1北段)和南部的洒鱼河断裂(F4)构成，总体走向NNE，全长约160 km，北至大关附近，经昭通到鲁甸(皇甫岗，2009).石门断裂(F2)总体走向NNE，北至大关东部，延伸至贵州境内.大关-水城走滑断裂(F3)总体走向NNW，全长约500 km，在云南境内约100 km，北至马边北，往南过金沙江经大关至贵州威宁，与水城断裂相连，地表由2~3条平行次级断裂组成.

昭通地区历史上为中强地震及相关地震地质灾害多发区，历史上曾多次发生5级以上地震(图 1b)，其中最强地震是1974年M_L 7.1级永善-大关地震(朱海之等，1975；侯治华等，1999).上述走滑断裂及昭通第四纪断陷盆地为中强地震的孕育提供了构造条件，但受地震资料及研究方法等条件的限制，该地区地壳速度结构和发震构造方面的研究较缺乏，还未有精确的三维速度结构研究结果.本文主要利用双差地震层析成像方法(Zhang and Thurber， 2003; Zhang and Thurber， 2006)联合反演昭通地区震源参数及地壳三维速度模型，以分析彝良地区震源及地壳三维P波速度分布特征，探讨彝良震区发震构造，为该地区的地震减灾工作提供重要参考信息.

1 资料与方法

本研究收集了1992年1月-2012年10月全国联合遥测台网、四川台网、云南台网及重庆台网的65个台站(图 1a)记录到的发生在昭通地区的地震初至P波资料(郑秀芬等，2009).经过多次严格筛选，剔除走时曲线中离散较大的观测数据，共挑选出M_L≥1.0级的地震2，107个(图 1b)，震级分布范围为M_L 1.0~M_L 5.7，震源深度分布为1~24 km.为保证反演结果的准确性，本文限制每个地震的P波到时观测数据不少于5个，共获得P波绝对到时数据17，945条，地震对匹配之后获得P波相对到时数据227，701条，其中地震对平均距离为6.21 km，“强匹配地震对”平均距离为5.91 km.

本文利用双差地震层析成像方法(Zhang and Thurber， 2003; Zhang and Thurber， 2006)联合反演昭通地区震源参数和三维速度结构.对于同一个观测台站k，震源i与震源j的走时残差之差为

根据研究区域内主要断裂的走向，本文以(27.4°N，103.85°E)作为原点建立坐标系，逆时针旋转坐标系46.35°，使得X轴与昭通-鲁甸走滑断裂近乎平行(图 1b)，以提高反演结果的精度.由于研究区域内射线分布较为均匀，因此在X，Y方向网格间隔皆为5 km.Z方向反演节点位于0、3、6、9、12、15、20、25 km.我们利用Kissling等人(Kissling，1988; Kissling et al., 1994; Kissling et al., 1995)在研究震源位置和一维速度模型耦合问题中提出的方法确定最小一维速度模型(表 1).其中空间任意点速度利用线性插值求得(Thurber，1983)：

表 1(Table 1)

表 1 初始一维速度模型 Table 1 The initial 1D velocity model 深度/km 0.00 3.00 6.00 9.00 12.00 15.00 20.00 25.00 速度/km·s-1 5.41 5.61 5.61 5.66 5.77 5.83 5.95 6.06

表 1 初始一维速度模型 Table 1 The initial 1D velocity model

为了保证反演结果的稳定性，我们对不同的光滑权重和阻尼因子进行了权衡分析(Eberhart-Phillips，1986; Eberhart-Phillips，1993).即分别使用不用的光滑权重和阻尼因子进行单次反演迭代，从而获得一组均衡曲线(图 2)，进而分析数据方差和模型方差的关系.在均衡曲线中选择光滑权重及阻尼最优值，使得该值对应的数据方差显著降低而模型方差增加不大.经过多次计算，最终我们确定反演计算中的光滑权重为10，而对应阻尼为150.

图 2

Fig. 2

图 2 使用不同光滑权重和阻尼因子获得的 模型与数据方差均衡曲线 Fig. 2 Trade-off curves of model variance and data variance for different smoothing weight and damping parameter，respectively

经过18次迭代，本文最终获得1，847个地震的震源参数.重定位后，彝良M_L 5.7级地震震源深度为13.89 km，M_L 5.6级地震震源深度为10.98 km.图 3为重定位前后地震走时残差分布直方图，由图中可以看出，重定位前地震走时残差分布位于-2~2 s之间，-0.5~0.5 s之间的走时残差数据为61.8%；重定位后地震走时残差集中分布在0 s附近，-0.5~0.5 s之间的走时残差数据为92.8%，地震走时均方根残差(RMS)由重定位前的0.67 s降到重定位后的0.38 s，地震定位精度有了显著的改进.经过对RMS数据的详细分析，误差大于2 s的地震主要位于昭通盆地北部边缘及巧家-莲峰断裂中段，由于该地区地震及台站分布较为稀疏，因此造成地震重定位结果误差偏大.根据重定位之后地震测定误差分布直方图(图 4a，图 4b，图 4c)可知，震源平均测定误差在S-N、E-W和U-D方向分别为0.40 km，0.42 km和0.73 km，且在水平方向0.30 km及垂直方向0.50 km处出现峰值.由重定位地震误差分布(图 4d)可知，水平方向地震误差分布在1 s内的数据为95%以上，而垂直方向为80%，地震在水平方向的重定位精度要高于垂直方向.

图 3

Fig. 3

图 3 重定位前后走时残差分布 Fig. 3 The arrival-time residual distribution before and after event relocation

图 4

Fig. 4

图 4 重定位后地震测定误差分布 重定位地震在(a)S-N 、(b)E-W、(c)U-D方向测定误差分布直方图及(d)重定位地震在S-N、E-W、U-D方向测定误差分布图； (d)中绿点、红点和蓝点分别表示每个地震在S-N、E-W、U-D方向的测定误差. Fig. 4 Distribution of location errors after relocation Location errors histogram in(a)S-N，(b)E-W，(c)U-D direction and (d)distribution of location errors in S-N，E-W and U-D direction. Green dots，red dots and blue dots denote location errors of every event in S-N，E-W and U-D direction，respectively.

根据研究区域(图 1b)内重定位前后地震分布(图 5)可知，由于初始定位结果采用结构较为简单的一维速度模型，且用于定位的数据类型较少，仅使用了绝对到时数据，造成地震定位精度较低，地震震源在空间上分布较为弥散，与该地区地质构造之间关系不密切，且在5~10 km范围内呈层状分布(图 6a).本文使用地震波绝对和相对到时数据联合反演震源参数以及速度结构，使得地震定位精度大大提高.重定位后的震源空间分布与地质构造之间呈现出很好的对应关系，震源主要集中在昭通盆地南部边缘及彝良所在的洛泽河-小米溪河地质灾害高易发区(吕勇等，2009)；在深度方向，重定位前5~10 km的地震层状分布消失，地震深度多集中在15 km以上(图 6b)，昭通地区的震源深度总体大于彝良地区，且彝良地区震源随深度增加向西展布(图 5).我们选择0 km、9 km和15 km深度处水平层面的速度分布(图 7)进行分析讨论.由0 km深度水平层面P波相对速度结构(图 7a)可知，该区速度异常与地形起伏及地质特征有密切关系(图 1b，图 7a)，昭通坳陷盆地对应明显的低速异常，其低速异常亦与该区正地磁异常区相一致(马丽芳等，2002)，

图 5

Fig. 5

图 5 昭通地区重定位前后地震震源分布 空心圆、实心圆分别代表定位前后的地震，黑色直线表示剖面位置，五角星表示重定位后的彝良ML 5.7级及ML 5.6级地震. Fig. 5 The epicentral distribution before and after relocation at Zhaotong area Hollow circles and solid circles denote earthquakes before and after relocation，respectively. Black lines denote cross sections. Stars denote the Yiliang ML 5.7 and ML 5.6 earthquakes after relocation.

图 6

Fig. 6

图 6 昭通地区重定位前后震源深度分布 Fig. 6 The distribution of focal depth before and after relocation at Zhaotong area

图 7

Fig. 7

图 7 0 km、9 km及15 km深度层面P波相对速度扰动 黑点表示距层面±5 km范围的地震，五角星表示重定位后的ML 5.7级及ML 5.6级地震. Fig. 7 P wave relative velocity perturbations based on the initial one dimensional velocity at depths of 0 km，9 km and 15 km Black dot denote earthquakes within 5 km from the layers. Stars denote the ML 5.7 and ML 5.6 earthquakes after relocation.

地震多分布在盆地低速异常的西南边缘.彝良附近呈现与昭通-鲁甸断裂(F1)相平行的高速异常带，而大关附近为低速异常.随着深度的增加，彝良地区高低速异常对比更加明显(图 7a，图 7b)，异常交界处地震分布较为集中.在9 km深度水平层面上(图 7b)，昭通盆地低速异常减小，地震仍在低速异常西南边缘频发.昭通-鲁甸断裂(F1)南段表现为高低速异常转换带，其东南侧的速度稍高于背景场，而西北侧表现为低速异常.与0 km深度水平层面相比，彝良地区高速异常加剧，并向彝良东南方向扩展，彝良地震序列多发生在这一深度，其震源投影集中分布在高速异常内侧，M_L 5.7级地震震源位于高低速异常交界处，且偏向于高速异常一侧.在15 km深度水平层面(图 7c)，彝良地区显著的高速异常消失，彝良处于高低速对比剧烈地带，该深度的彝良震群震源位于这一高低速异常交界地区，此外，与上一层9 km深度相比，昭通-鲁甸断裂(F1)两侧速度发生反转，其西北侧主要表现为高速异常，东南侧为低速异常.

我们采用模型重建方法(Zhao et al., 1992)检验研究区域层析成像结果的可靠性，在模型重建方法中，震源、台站位置及合成到时与实际观测数据具有相同的分布特征，将所得的层析成像结果作为模型重建的初始模型，组成合成数据，并对合成数据加上随机噪声，然后利用相同的层析成像反演方法进行反演获得重建模型，并比较反演结果与重建模型，根据两者之间的相似程度判断反演结果的可靠性，两者越相似表明反演结果越可靠.本文引入互相关系数对反演结果与重建模型之间进行定量比较，以检验所用反演方法的模型恢复能力.

图 8

Fig. 8

图 8 不同剖面上层析成像结果示意图 A-AA，B-BB，C-CC，D-DD，E-EE剖面上P波绝对速度(上)，P波相对速度扰动(中)及重建模型P波相对速度扰动(下)示意图. 黑点表示距离剖面±10 km范围的地震.五角星表示重定位后的彝良ML 5.7级及ML 5.6级地震. Fig. 8 P wave tomographic images along several cross sections，A-AA，B-BB，C-CC，D-DD，E-EE Map view of absolute P wave velocity(upper)，P wave relative velocity perturbations(middle) and restored P wave relative velocity perturbations(bottom)along A-AA，B-BB，C-CC，D-DD，E-EE profile. Dots denote relocated earthquakes along profile within 10 km. Stars denote the ML 5.7 and ML 5.6 earthquakes after relocation.

图 8展示了A-AA，B-BB，C-CC，D-DD，E-EE剖面(剖面位置如图 5所示)上反演结果与重建模型的P波速度结构分布.A-AA剖面(图 8a)与昭通-鲁甸断裂(F1)近平行，该剖面反演结果与重建模型之间互相关系数为0.93，表明这一剖面模型恢复能力很好，反演结果可信.昭通盆地在浅层(5 km以上)表现为显著的低速异常，从盆地边缘到盆地中心异常幅度增大，但盆地的东北边缘低速异常的深度范围增大到10 km.刘坤岗(1983)的研究结果发现昭通盆地内广泛发育了一套连续沉积的含煤岩系，其地层产状是从盆地边缘向中心倾斜，故而盆地中心异常幅度较大，但盆地东北边缘的压扭性箐门断裂为聚煤期前古构造，聚煤期以来，箐门断裂上盘大幅度下降接受沉积形成箐门沉积扇，因此昭通盆地低速沉积厚度最大处是在盆地的东北边缘.在10 km以下盆地基地表现为高速异常，并向北延伸，盆地南侧为低速异常，研究表明该处为倾向NE的玄武岩，与我们的研究结果相对应.地震在昭通盆地低速异常西南缘及玄武岩层集中分布，盆地内地震较少，且多为M_L 3.0级以下地震.B-BB剖面(图 8b)与昭通-鲁甸断裂(F1)近乎垂直，反演结果与重建模型之间互相关系数为0.96，模型恢复效果很好.剖面层析成像结果显示昭通盆地低速异常突出，其下方10~20 km深度范围内高速异常突出，经统计，M_L 3.0级以上地震在高低速异常过渡区分布较为集中.

此外，为详细研究震区震源信息和速度结构，本文在彝良震区选取了3条剖面(图 8c，图 8d，图 8e)，其中C-CC剖面(图 8c)经过M_L 5.7级地震震中，反演结果与重建模型之间互相关系数为0.87，重建模型恢复效果较好.在彝良地区，速度结构呈现明显的横向不均匀性.在彝良下方0~10 km范围内出现明显的高速异常，异常向NW倾斜加深，而高速体下方10~30 km则为低速异常.此外，彝良东南侧显示低速异常，其深度略深于高速异常的下边界，彝良M_L 5.7级地震位于高速异常区下边界与两大低速异常区交界处，其余震从浅到深主要发生在高低速异常的交界区域并偏向于高速异常带内.这种震源区的速度结构与许多大地震的震源区速度结构相类似，如1976年中国唐山大地震(Lei et al., 2008)、1995年日本神户地震(Mishra and Zhao， 2003)、2001年印度Bhuj地震(Zhao et al., 1996)及2008年汶川地震(雷建设，2009).根据彝良M_L 5.7级地震走滑兼少量逆冲分量的特征，结合余震的震源分布特征，我们推断，彝良地区下方可能存在一条逆冲断裂，断裂NNE走向，倾向NW，其倾角较小.D-DD剖面(图 8d)经过M_L 5.6级地震，模型之间互相关系数为0.57，这可能由于剖面东南部地震分布较少，故而穿过此区域的射线数目较少，从而使得该剖面东南区域分辨率较低，重建模型没能恢复该地区的高速异常，在此不作讨论，但在剖面西北部模型恢复较好，仍提供了一些有价值的信息，彝良M_L 5.6级地震震源在西北侧的5~15 km深度范围内出现了层状高速异常.余震震源下边界与该区高速异常下边界相对应，这与彝良M_L 5.7级地震附近的震源分布相类似.E-EE剖面(图 8e)经过重定位后的彝良M_L 5.7级及M_L 5.6级地震，与C-CC剖面及D-DD剖面垂直，反演结果与重建模型之间互相关系数为0.94，重建模型几乎完全恢复了反演模型.图 8d显示该剖面中高速异常在彝良M_L 5.7级及M_L 5.6级地震之间向上突起，这与另一条NE走向的剖面A-AA相类似，而NW向剖面则无这一现象，这表明研究区域受到NE向的挤压应力，这与研究区域位于南北构造带中段所处的背景应力场相一致.彝良地震中下地壳介质受到挤压，向上隆起时遇到上方浅部的高速异常及东北侧的低速异常，使得速度结构在此剧烈变化，导致地震频发，彝良M_L 5.7级及M_L 5.6级地震均发生在这一区域，且分布在隆起的中下地壳的两侧，两次地震走滑兼逆冲分量的震源机制与震源所处的背景构造应力场相一致.

3 结 论

3.1     本研究使用绝对到时及精度较高的相对到时资料，利用双差地震层析成像方法对昭通地区震源参数及三维 P波速度结构进行了联合反演求解，最终获得的地震定位精度有了显著改进，地震在水平方向的重定位精度要高于垂直的方向.重定位后初始地震在5~10 km间的层状分布消失，而呈现出沿深度方向的展布.在深度方向，地震深度多集中在15 km以上，震源深度在彝良地区达到最大，随深度增加，地震向西展布，根据余震的震源分布特征推测彝良地震位于走向NNE，倾向NW的逆冲断裂上.

3.2     反演得到的三维 P波速度结构在整个研究区域，特别是在彝良地区及昭通盆地南缘获得了较高的分辨率.反演结果表明地表速度异常与地形起伏及地质特征有密切关系，昭通盆地出现较大范围的低速异常，且异常在盆地东北缘加厚.

3.3     彝良附近速度结构呈现明显的横向不均匀性.彝良M_L 5.7级地震位于倾向NW的高低速异常交界处，其余震从浅到深主要发生在高低速异常的交界区域并偏向高速异常带内.彝良M_L 5.6级地震北西侧5~15 km深度范围内显示高速异常，余震震源下边界与该区高速异常下边界相对应.根据层析成像结果可知，彝良地震中下地壳介质受到挤压，向上隆起时遇到上方浅部的高速异常及东北侧的低速异常，与浅部的高、低速异常区相互交错，形成介质速度构造复杂区域，重定位后的彝良M_L 5.7级和M_L 5.6级地震的震源位于隆起的高速异常区两侧的速度过渡区.彝良地震距昭通-鲁甸断裂(F1)约5 km，在彝良主震发生后，其余震并没有延伸到断裂带上，且断裂带的速度异常与余震分布无明显关联，推测彝良地震序列与昭通-鲁甸断裂(F1)相关性较小.而彝良初始破裂点位于倾向NW的高低速异常交界处，结合彝良地震震源机制推测地震发生在一条走向NNE，倾向NW的石门断裂(F2)上，其断裂倾角较小.

3.4     研究区域背景资料和台站数量相对较少，因此昭通地区边缘速度结构分辨率偏低，若进一步获得更高精度的反演结果还需补充更多的地震资料，如联合S波数据资料，并将地震学与地质学、重力学、地磁学、地球化学等多学科研究结果相结合，以期对昭通地区地下结构有更深入的了解，为地震减灾工作提供重要的参考信息.

致 谢 感谢国家地震科学数据共享中心为本研究提供全国联合遥测台网、四川地震台网、云南地震台网及重庆地震台网的数据支持，感谢张海江老师提供的tomoDD程序，感谢审稿专家提供宝贵意见.