利用時移層析成像方法分析2014年云南景谷M S 6．6地震震源區(qū)的P波速度變化

曹 穎 錢佳威 黃江培 張國權 付 虹

1）云南省地震局，昆明 650224

2）中國科學技術大學，地球和空間科學學院，合肥 230026

0 引言

據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心測定，2014年10月7日21點49分，云南省普洱市景谷縣（23.39°N，100.46°E）發(fā)生了MS6.6地震（以下簡稱景谷地震），震源深度為5km。之后，同年12月6日又發(fā)生了2次震級分別為MS5.8（23.32°N，100.49°E，震源深度為9km）和MS5.9（23.33°N，100.50°E，震源深度為10km）的強余震。景谷地震發(fā)生在青藏高原南部，處于思茅－普洱地震帶和耿馬－瀾滄地震帶之間，該區(qū)域構造復雜，NNW 向和NEE向的共軛斷裂體系網(wǎng)絡相互交叉，相互制約（圖1），主要表現(xiàn)為NNW 向展布的瀾滄江斷裂和NNE向展布的無量山斷裂。在歷史上，雖然思茅－普洱地震帶和耿馬－瀾滄地震帶均有很多大地震發(fā)生，但位于兩者之間的地帶則地震活動稀少，此次MS6.6地震是該地區(qū)有史以來記錄到的最大地震（毛澤斌等，2019）。景谷地震發(fā)生后，針對該地震開展的研究有很多，其中重定位及震源機制解研究（徐甫坤等，2015；陳浩等，2016；李丹寧等，2017；Wangetal．，2018）認為景谷MS6.6地震為一次右旋走滑地震，余震序列主要呈2個優(yōu)勢方向：主震發(fā)生后沿NW 向分布；2014年12月6日MS5.8和MS5.9 2個強余震發(fā)生后沿近NNW 向分布。針對發(fā)震構造進行的研究（徐錫偉等，2014；常祖峰等，2016；吳坤罡等，2016；毛澤斌等，2019，謝張迪等，2019）則存在不同的認識，這主要是由于該地震所處區(qū)域的地質構造資料很少，沒有已知斷裂能與發(fā)震構造特征相匹配，故未得到統(tǒng)一的結果。由于景谷地區(qū)歷史地震稀少，前人對該區(qū)域的關注不多，對該區(qū)域地下介質速度結構的專門研究很少，大多為大區(qū)域、大范圍的討論。其中，李永華等（2014）發(fā)現(xiàn)景谷地震序列下方?jīng)]有出現(xiàn)顯著的殼內(nèi)低速帶，但上地殼表現(xiàn)為S波低速異常，并認為可能與地殼強烈破碎及斷層、微裂隙中的流體有關。與景谷地震有關的波速變化研究目前尚無報道，因此對地質構造復雜且發(fā)生過強震的景谷地區(qū)的地下速度結構以及與景谷地震有關的波速變化開展研究十分必要，同時掌握強震發(fā)生前后震源區(qū)介質物理性質的變化對于了解地震的孕育、發(fā)生及動力學過程也具有重要意義。

圖1 研究所用臺站、地震、網(wǎng)格節(jié)點及活動斷裂分布Fig．1 Distribution of stations，earthquakes，grid nodes and faults in this study．a(chǎn)所用臺站分布；b地震和網(wǎng)格節(jié)點分布。紅色圓點表示地震，黑色“×”表示網(wǎng)格節(jié)點，黑色實線表示斷裂，虛線框為研究區(qū)域。F1 瀾滄江斷裂；F2 窩拖寨斷裂；F3 南谷斷裂；F4 永平盆地東緣斷裂；F5 威遠江斷裂；F6 益香－趙家溝斷裂； F7 景谷－云仙斷裂；F8 無量山斷裂；F9 普文斷裂。地震數(shù)據(jù)為本文重定位數(shù)據(jù)，斷裂構造數(shù)據(jù)引自毛澤斌等（2019）

探測地殼介質波速變化的研究大多使用被動源數(shù)據(jù)，方法主要包括剪切波分裂法（Crampinetal．，1990）、重 復 地 震 法（Poupinetetal．，1984）、尾 波 干 涉 技 術（Sniederetal．，2002）、層析成像技術及近十幾年來應用較廣泛的基于背景噪聲互相關法。這些方法中，地震層析成像方法是能夠提供最高空間分辨率的方法之一，而進行波速變化的層析成像研究則一般使用傳統(tǒng)的層析成像方法。例如，F(xiàn)oulger等（1997）使用SIMUL方法發(fā)現(xiàn)在1991—1994年期間，北加州間歇泉地熱儲層的VP／VS下降約4%；Gunasekera等（2003）也用相同的方法證實了這一觀點，并指出該變化主要由VP降低所引起；Patane等（2006）使用相同的方法發(fā)現(xiàn)Etane火山在2002—2003年噴發(fā)期間，某些區(qū)域的VP／VS約增加4.5%。一般而言，傳統(tǒng)層析成像方法通常是獨立地對不同時期的地震波到時數(shù)據(jù)集進行反演，并假設所得到的速度差異代表真實的速度變化，這種假設是危險的，因為觀測誤差和地震射線分布的差異，即使地殼內(nèi)的速度結構沒有改變，獨立反演的結果也會不同（Julianetal．，2010），更好的辦法是同時反演多個數(shù)據(jù)集，這樣就可以確定數(shù)據(jù)真正的變化。Julian等（2010）在此基礎上提出了依賴時間的層析成像方法，該方法可以同時反演多個數(shù)據(jù)集使不同時間段速度模型之間的差異和觀察到時與計算到時之間的差異達到最小，但在一定程度上仍將受到射線分布不均勻的影響。Zhang等（2015）提出了一種新的時移地震走時層析成像方法，該方法基于小波變換，可在一定程度上減少不同時間段內(nèi)不同數(shù)據(jù)分布帶來的誤差，但仍受制于數(shù)據(jù)分布差異誤差帶來的影響。在以往研究的基礎上，Qian等（2018）提出了一種新的時移層析成像方法，該方法基于雙差層析成像方法（Zhangetal．，2003，2006），同時反演多個時間段的數(shù)據(jù)集以確定震源參數(shù)和2個時間段之間的波速變化，在反演過程中通過使用復雜的迭代策略解決了射線分布差異所產(chǎn)生的假性變化，為了消除模型差異的影響，將一個時間段的速度模型作為另一時間段的初始模型，因此這種新的時移層析成像可確定相對可靠的波速隨時間的變化。

本文中，我們將基于雙差層析成像的時移層析成像方法應用于由云南數(shù)字地震臺網(wǎng)所記錄的地震資料，得到景谷地震發(fā)生前后高精度的震源區(qū)P波速度的時空變化特征，并結合已有的地質構造、震源破裂、余震重定位和震源參數(shù)等研究成果，詳細探討引起變化的原因。

1 方法和資料

本文利用基于雙差層析成像的時移層析成像方法（Qianetal．，2018）反演得到景谷地震發(fā)生前后的P波速度變化的時空演化。為了求解2個時間段之間的速度變化，將雙差層析成像方法（Zhangetal．，2003，2006）進行轉換，對于同一個觀測臺站k，分屬于2個時間段的事件i和事件j的到時差之差為

式中，事件i發(fā)生在時間段1內(nèi)，事件j發(fā)生在時間段2內(nèi)，δu1和δu2分別是時間段1和時間段2的慢度參數(shù)，Tk是發(fā)震時刻，Δτ是事件的發(fā)震時刻擾動量，xl（l＝1，2，3）是三分量的位置擾動。

對于該方法，首先利用雙差層析成像方法使用時間段1的數(shù)據(jù)得到3D速度模型，然后將所得到的3D速度模型作為初始模型使用式（1）反演時間段2相對于時間段1的速度變化δu2。在這個過程中，僅使用不同時間段的事件對構建到時差，時間段1的慢度u1保持固定，到時差用來反演時間段2相對于時間段1的慢度變化δu2，同時也反演2個時間段事件的位置（Qianetal．，2018）。在該方法中采用規(guī)則的三維節(jié)點，速度值用線性插值方法進行插值（Thurber，1983）。采用偽彎曲射線追蹤方法（Umetal．，1987）發(fā)現(xiàn)射線并計算走時，選取2個時間段的地震匹配相對到時，對來自時間段1的事件i進行射線追蹤時使用的速度模型是初始速度模型，來自時間段2的事件j進行射線追蹤時使用的是每次迭代反演更新后的速度模型。反演采用阻尼最小二乘分解算法（LSQR）進行求解。

本研究收集了2008年1月1日—2017年12月31日由云南省數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄到的景谷地震震源區(qū)及其附近區(qū)域（圖1）的地震觀測資料。云南省數(shù)字地震臺網(wǎng)包含固定臺站、大地震發(fā)生后架設的流動臺站以及水庫監(jiān)測臺站，臺站分布會因建設規(guī)劃及特殊事件的發(fā)生而產(chǎn)生變化。為了保證數(shù)據(jù)的可靠性，經(jīng)過多次嚴格的篩選，剔除走時曲線中離散較大的觀測數(shù)據(jù)，只挑選至少由5個震中距在200km以內(nèi)的臺站所記錄到的地震事件，最終挑選出了由39個臺站（圖1a）記錄的ML≥0.0地震事件9 674個（圖1b），所涉及臺站包含30個固定臺站、4個景谷地震應急流動臺站以及5個糯扎渡水庫臺網(wǎng)臺站。由P波走時曲線（圖2）可見震相走時的離散度小，表明原始震相觀測報告具有較高的可靠性。

圖2 P波走時曲線Fig．2 Curve of P－wave travel times．

為了得到景谷地震發(fā)生前后的P波速度變化，首先根據(jù)景谷地震的余震發(fā)生情況將景谷地震前后劃分為幾個時間段，以展現(xiàn)景谷地震前后的波速變化的時空演化。根據(jù)前人的研究結果（李丹寧等，2017；Wangetal．，2018）可知景谷地震的余震序列在時間上分為2個階段：第1個階段是2014年10月7日MS6.6主震發(fā)生后至2014年12月6日MS5.8及MS5.9強余震前，在該階段內(nèi)，余震分布主要沿NW 向分布；第2個階段是2014年12月6日MS5.8及MS5.9強余震發(fā)生后，余震的分布方向發(fā)生了明顯變化，主要分布于NNW 向，且震源深度有加深的趨勢。綜合考慮余震的分布發(fā)展和每個時間段內(nèi)地震個數(shù)的均衡，最后共劃分為5個時間段，分別為景谷地震發(fā)生前（P1）、同震期（P2）、2014年12月6日MS5.8及MS5.9強余震前（P3）、2014年12月6日MS5.8及MS5.9強余震后（P4）及恢復期（P5），5個時間段的具體時間窗及地震數(shù)據(jù)如表1所示。這5個時間段內(nèi)的地震個數(shù)相差不大，P波射線基本能覆蓋景谷地震余震區(qū)及其附近區(qū)域（圖3）。劃分時間段后，用雙差層析成像方法對每個時間段的數(shù)據(jù)進行3D速度結構及地震重定位的聯(lián)合反演。首先進行地震對的匹配，由于地震分布差異，對時間段1和時間段5采用相同的匹配參數(shù)，即選擇地震對之間的最大距離為30km，每個地震最多可與20個地震組成地震對。其余時間段則采用另一組匹配參數(shù)，即選擇地震對之間的最大距離為20km，每個地震最多可與10個地震組成地震對。最終構建了相對到時數(shù)據(jù)（表1）。

圖3 5個時間段的P波二維射線分布圖Fig．3 Distribution of 2－D P－wave ray paths for the five periods．a(chǎn)時間段1；b時間段2；c時間段3；d時間段4；e時間段5

表1 5個時間段的數(shù)據(jù)Table 1 Data of five periods

我們選取MS6.6主震的震中（23.38°N，100.48°E）為坐標原點建立坐標系，逆時針旋轉坐標軸，使Y軸與景谷地震序列的主破裂方向平行。綜合考慮地震和臺站分布后，對5個時間段均劃分了相同的網(wǎng)格，并在反演前進行了不同的分辨率測試，以尋求最佳的網(wǎng)格分布。分別測試了3km×3km、5km×5km、10km×10km的網(wǎng)格間隔，最后發(fā)現(xiàn)地震分布密集的景谷地震震源區(qū)的橫向分辨率為5km×5km、震源區(qū)外圍地震較少的區(qū)域橫向分辨率為10km×10km的網(wǎng)格分布的分辨率較為可靠，網(wǎng)格分布如圖1b所示，垂直向網(wǎng)格位于0km、2km、5km、7km、10km、12km、15km、22km、31km、40km深度。準確的初始模型是獲得穩(wěn)定結果的關鍵，在建立初始一維模型時，以多個地殼模型（徐甫坤等，2015；陳飛，2017；李丹寧等，2017；Wanget al．，2018）為參考（表2）。由于云南地區(qū)的地質結構復雜，3D初始模型相對于1D模型的精度更高。為了獲得更加準確的模型，在本研究中首先使用初始一維模型（表2）對所有的地震數(shù)據(jù)進行雙差層析成像聯(lián)合反演，得到3D速度結構和地震重定位結果，然后采用該3D速度結構模型作為初始模型分別對5個時間段的地震數(shù)據(jù)進行雙差層析成像反演，以此得到較為穩(wěn)定的P波速度結構。

表2 一維P波速度模型Table 2 1D P wave velocity structure

2 反演結果

2.1 景谷地震震源區(qū)及其附近的P波速度結構

對所有地震數(shù)據(jù)進行地震匹配時設置地震對之間的最大距離為30km，每個地震最多可與20個地震組成地震對以構建相對到時數(shù)據(jù)。反演時，通過對數(shù)據(jù)方差與模型方差及解的方差進行權衡分析，最后確定阻尼因子和平滑參數(shù)的最優(yōu)值分別為170和40。經(jīng)過20次迭代后到時殘差均方根由0.32降低到0.049，得到了較為穩(wěn)定的結果。圖4a為利用雙差層析成像方法對所有地震數(shù)據(jù)進行聯(lián)合反演后得到的5km、10km、15km深度處的P波速度結構，并利用棋盤測試方法對分辨率進行了測試（圖4b），測試結果顯示研究區(qū)中心即景谷地震震源區(qū)及其附近區(qū)域的分辨率較好，數(shù)據(jù)均可得到很好的恢復。由于分辨能力分布存在差異，故主要針對景谷地震震源區(qū)及其附近區(qū)域開展討論。由圖4a可看出景谷地震余震序列分布于P波高速異常區(qū)及低速異常區(qū)的交界，以南谷斷裂（F3）和威遠江斷裂（F5）為界，斷裂以北為高速異常區(qū)，以南為低速異常區(qū)。隨著深度的增加，高速異常區(qū)范圍縮小，低速異常區(qū)增大，這與李永華等（2014）采用接收函數(shù)和面波聯(lián)合反演方法所得到的結果一致，即景谷地震及其余震位于上地殼高、低速異常交會地帶。也與劉瑞豐等（1993）提出的“云南地區(qū)大部分MS≥5地震都發(fā)生在速度梯度較大的區(qū)域，特別是高、低速過渡地區(qū)”這一結論相符。徐甫坤等（2015）、李丹寧等（2017）及Wang等（2018）通過對景谷地震余震序列的重定位研究均發(fā)現(xiàn)余震深度分布具有北西淺、南東深的特點，且余震數(shù)量衰減具有北西快、南東慢的特點。這可能是由于余震序列的北西端處于高速異常區(qū)，堅硬脆性的巖石不利于余震的發(fā)展，而南東端處于低速異常區(qū)，可能存在破碎程度較高或者富含流體的巖石，這些巖石有利于余震的發(fā)展所致。

從圖4a也可看出與瀾滄江斷裂相交或距離很近的南谷斷裂（F3）和益香－趙家村斷裂（F6）處于低速異常區(qū)，而與瀾滄江斷裂（F1）未相交的斷裂（如永平盆地東緣斷裂（F4）和景谷－云仙斷裂（F7））在上地殼內(nèi)主要處于高速異常區(qū)或高、低速異常的交會地帶。這可能是由于與瀾滄江斷裂（F1）相交形成通道，為這些斷裂附近區(qū)域的上地殼提供了大量流體，從而導致P波速度的低速異常，而瀾滄江的流體對走向近SN的2條斷裂沒有影響。

2.2 5個時間段的雙差層析成像反演

在反演準備完成后，將2.1節(jié)反演出的整個研究區(qū)的三維P波速度結構作為初始模型，以重定位結果為初始地震數(shù)據(jù)分別對5個時間段進行雙差層析成像反演，得到每個時間段的三維P波速度結構。在反演中，同樣也通過權衡分析確定5個時間段阻尼因子和平滑參數(shù)的最優(yōu)值。對5個時間段均經(jīng)過16次迭代，最后的結果均可較好地收斂，反演后5個時間段到時殘差的均方根顯著降低。如表3所示，5個時間段最后得到的3D速度結構相對于初始結構在穩(wěn)定性和精度上均有很大提升。

表3 5個時間段反演前后到時差的均方根殘差變化Table 3 The RMS residuals between observed and predicted differential travel times based on initial 3D model and final 3D model for the five periods

此外，還使用棋盤測試評估模型的分辨率，分辨率結果如圖5所示。P2—P4由于景谷地震的余震序列分布較為集中，故震源區(qū)的分辨率較好，但景谷地震發(fā)生前（P1）的地震分布較分散、震源區(qū)地震較少，導致震源區(qū)的分辨率不太理想，大部分區(qū)域在5km和15km深度處沒有分辨率。恢復期（P5）包含景谷地震后期余震序列及其他分散的地震，故在震源區(qū)的分辨率也不太理想，但也能達到部分恢復。圖6為5個時間段在5km、10km、15km深度處的P波速度結構，為了進一步量化模型分辨率，引入可與棋盤測試結果互補的DWS值，DWS值表示給定網(wǎng)格節(jié)點附近所有射線長度（乘以數(shù)據(jù)權重）的總和。DWS＝100（圖6中的白色等值線）包圍了棋盤測試恢復較好的區(qū)域，所包圍的區(qū)域能表現(xiàn)出較為可靠的P波速度分布。

圖5 5個時間段不同深度處的P波速度棋盤測試結果Fig．5 Checkerboard resolution test of P－wave velocity for the five periods．a(chǎn)—e依次對應時間段P1—P5

圖6 5個時間段不同深度處的P波速度結構和地震分布Fig．6 Distribution of P－wave velocity structure and earthquakes at different depths for the five periods．a(chǎn)—e依次對應時間段P1—P5。黑色圓點為地震震中，白色五角星為M S 6.6主震震中，白色圓點為M S 5.8和M S 5.9余震震中，白色實線表示DWS＞100的區(qū)域。F1 瀾滄江斷裂；F2 窩拖寨斷裂；F3 南谷斷裂；F4 永平盆地東緣斷裂；F5 威遠江 斷裂；F6 益香－趙家溝斷裂；F7 景谷－云仙斷裂；F8 無量山斷裂。斷裂構造數(shù)據(jù)引自毛澤斌等（2019）

2.3 不同時間段之間的P波速度變化反演過程

在使用雙差層析成像方法得到5個時間段的三維P波速度結構后，根據(jù)時移層析成像方法的技術路線，將2個相鄰時間段中前一個時間段的速度結構作為初始模型，重定位結果作為初始定位數(shù)據(jù)，基于這2個時間段的地震數(shù)據(jù)所構建的相對到時數(shù)據(jù)利用時移層析成像方法反演得到P波的速度變化。在構建相對到時數(shù)據(jù)時，要求2個地震事件分別來自2個相鄰的時間段，為了構建盡可能多但又不影響結果穩(wěn)定性的相對到時數(shù)據(jù)，要求地震對之間的最大距離為50km，一個時間段內(nèi)的每個事件最多可以與30個事件相連接，最后得到的相對到時數(shù)據(jù)如表4所示。景谷地震發(fā)生前（P1）—同震期（P2）雖然所使用的地震數(shù)目不少，但2個時間段定位所使用的臺站差異較大，景谷地震發(fā)生前（P1）的地震分布分散，而同震期（P2）的分布更加集中，故最后挑選出的符合要求的相對到時數(shù)據(jù)較少，這會影響反演結果的精度。為了確保最后得到穩(wěn)定的結果，所做的4次反演均經(jīng)過32次迭代，反演后得到的觀測到時差與理論到時差之間的均方根殘差變化如表5所示。4次反演后殘差的下降幅度較大，說明最后得到的P波速度變化與2個時間段內(nèi)的地震事件較合適，P1—P2受數(shù)據(jù)影響而殘差下降幅度較小。

表4 不同時間段的數(shù)據(jù)Table 4 Data of different periods

表5 不同時間段反演前后到時差的均方根殘差變化Table 5 The RMS residuals between observed and predicted differential travel times based on initial 3D model and final 3D model for the different periods

同雙差層析成像方法相同，我們也使用棋盤測試方法解釋可接受分辨率的范圍，為P波速度變化結果的可靠性分析提供參考。圖7為棋盤測試分辨率結果分布圖，P1—P2受數(shù)據(jù)數(shù)量影響，棋盤分辨率的恢復不太理想，其余的3個不同時間段的分辨率在震源區(qū)恢復得相對較好。

圖7 不同時間段之間在不同深度處的棋盤測試結果Fig．7 Recovered checkerboard models for different periods．a(chǎn)時間段2相對于時間段1；b時間段3相對于時間段2；c時間段4相對于時間段3；d時間段5相對于時間段4

3 2014年景谷M S 6.6地震震源區(qū)及其附近區(qū)域P波速度變化

為了表現(xiàn)出分辨率較好的區(qū)域，采用與棋盤測試結果互補的DWS值，圖8中DWS＝500的紅色實線所勾畫的區(qū)域基本是分辨率相對較好的區(qū)域，我們在下文中也將重點討論該區(qū)域的P波速度變化。2014年景谷MS6.6主震的同震P波速度變化是基于景谷地震發(fā)生前（P1）和同震期（P2）2個時間段的數(shù)據(jù)得到的（圖8a）。在淺層深度處主震周邊區(qū)域的P波速度下降，與景谷地震發(fā)生前該區(qū)域的P波速度相比下降幅度≤0.2% ；而在深度10km處，主震周邊區(qū)域的P波速度上升，且上升幅度較大，與地震發(fā)生前相比上升了1.7%～2.6%；更深處的P波速度輕微下降。12月6日MS5.8及MS5.9 2個強余震發(fā)生前（P3）相較于主震同震期（P2）的P波速度變化是基于這2個時間段的數(shù)據(jù)得到的（圖8b）。由圖中可看出，主震周邊區(qū)域的P波速度變化趨勢與同震期近似，但余震序列北西端的P波速度在淺層出現(xiàn)上升現(xiàn)象，幅度為0.8%；在10km深度處下降，幅度≤1.5% ；在更深處出現(xiàn)輕微上升。12月6日的MS5.8及MS5.9 2個強余震發(fā)生前后的P波速度變化如圖8c所示。主震周邊區(qū)域在5km深度處的P波速度出現(xiàn)下降，下降幅度較之前的階段更大，≤2.0% ；在10km深度處P波速度仍出現(xiàn)上升，上升幅度相較于之前的階段更??；更深處的P波速度出現(xiàn)下降，且下降幅度≤2.2%。由之前的研究結果可知，在2個強余震發(fā)生后余震分布方向發(fā)生了明顯變化，主要分布于NNW 向，且震源深度有增加的趨勢，主要分布于9～16km處（李丹寧等，2017）。由圖8c可看出，NNW 向余震分布區(qū)域的P波速度在余震分布較少的淺層區(qū)變化較小，而在余震分布較多的10km深度處P波速度則有所下降，下降幅度達3.8%，在15km深度處P波速度基本沒有變化。2個強余震發(fā)生后約2a內(nèi)，與2個強余震發(fā)生后不到一個月相比（圖8d），震源區(qū)開始愈合，整個震源區(qū)淺層的P波速度出現(xiàn)上升，且上升幅度較大，遠大于之前P波速度下降的幅度，在10km深度處的2個強余震震源區(qū)附近的P波速度同樣上升幅度較大，而北西端余震區(qū)域的P波速度則下降。

圖8 不同時間段之間在不同深度處的P波速度變化和地震分布Fig．8 Distribution of temporal P－wave velocity changes and earthquakes at different depths for different periods．a(chǎn)時間段2相對于時間段1；b時間段3相對于時間段2；c時間段4相對于時間段3；d時間段5相對于時間段4。黑色圓點表示地震震中，白色五角星為M S 6.6主震震中，白色圓點為M S 5.8和M S 5.9余震震中，紅色實線表示DWS＞500的區(qū)域，DWS＜500的區(qū)域被陰影化。F1 瀾滄江斷裂；F2 窩拖寨斷裂；F3 南谷斷裂；F4 永平盆地東緣斷裂；F5 威遠江斷裂； F6 益香－趙家溝斷裂；F7 景谷－云仙斷裂；F8 無量山斷裂。斷裂構造數(shù)據(jù)引自毛澤斌等（2019）

總體而言，震源區(qū)的P波速度變化與余震分布變化相關。2014年10月7日景谷MS6.6主震發(fā)生后至12月6日MS5.8及MS5.9 2個強余震發(fā)生前，余震主要分布在NW 向，首先在主震附近出現(xiàn)，然后向NW 端發(fā)展，主震周邊區(qū)域淺層處的P波速度下降，下降幅度≤0.2%。而10km深度處的P波速度上升，且上升幅度較大，約為1.7%～2.6%。更深處（15km）的P波速度則下降，下降幅度與5km深度處近似。

2014年12月6日MS5.8及MS5.9 2個強余震發(fā)生后，余震的分布方向發(fā)生了明顯變化，主要分布于NNW 向，朝SEE向發(fā)展，震源深度有加深趨勢，主要在9～16km深度范圍。在2個強余震發(fā)生后不到一個月，主震周邊區(qū)域在5km和15km深度處的P波速度下降，下降幅度與之前的階段相比更大，≤2.2% ，主震周邊區(qū)域在10km深度處的P波速度仍上升，但上升的幅度更小?？梢园l(fā)現(xiàn)，主震周邊區(qū)域在5km和15km深度處的P波速度變化一致，而在10km深度處卻恰恰相反，推測10km深度處的變化可能與主震及余震的發(fā)生聯(lián)系較小，可能還受其他因素的影響。2個強余震發(fā)生后，NNW 向余震聚集區(qū)在余震分布較少的5km深度處的P波速度出現(xiàn)輕微變化，在余震分布較多的10km深度處，該區(qū)域的P波速度下降明顯，幅度≤3.8% ，而該區(qū)域在15km深度處沒有變化，可以看出2個強余震的發(fā)生對10km深度處的P波速度影響較大。

MS5.8及MS5.9 2個強余震發(fā)生后約2a，主震周邊區(qū)域開始愈合，各深度的結果均顯示P波速度有所上升，但在5km和10km深度處上升的幅度遠大于之前下降的幅度，故推測除受到愈合過程的影響外，應該還包含其他因素的影響。NNW 向余震分布區(qū)域從淺層到深層也開始愈合。

在余震分布的2個主要方向（NW 和NNW 向）（圖1b）做了垂直剖面，圖9為這2個垂直剖面的P波速度變化分布圖，并將2個時間段中的后一個時間段的地震投影到剖面上，以觀察速度變化與地震分布的變化關系。由圖9a可以看出，景谷MS6.6主震發(fā)生后，余震的投影主要分布在AA′剖面上，AA′剖面主震周邊的區(qū)域在淺層的P波速度出現(xiàn)輕微下降，而BB′剖面在淺層深度沒有明顯變化。同震期（P2）至2014年12月6日MS5.8及MS5.9余震發(fā)生前（P3），圖9b中的AA′剖面的淺層P波速度下降，且從主震周邊擴散至A端，A端是主震發(fā)生后余震較早到達的區(qū)域。在BB′剖面上，余震繼續(xù)向B′端發(fā)展，與主震周邊區(qū)域相連的B端的P波速度出現(xiàn)較為明顯的下降。同時發(fā)現(xiàn)，2條剖面在5～15km深度處均存在著寬度不等的P波速度上升的條帶區(qū)域，這個條帶區(qū)域使得整個深度的變化不連續(xù)，條帶下方深度的P波速度變化與淺層基本一致。在2014年12月6日MS5.8及MS5.9余震發(fā)生后（P4）（圖9c），余震的分布方向發(fā)生了改變，主要集中在A′端和NNW 向的BB′剖面上，靠近主震的A端和B端的余震減少，2個5級以上強余震周邊的余震增多，且余震分布深度相比之前的階段有變深的趨勢。AA′剖面的淺層深度的P波速度下降范圍擴大至A′端，深度延續(xù)到10km，并逐漸將原來的P波速度上升條帶覆蓋，但P波速度下降的幅度不大。而余震分布增多的BB′剖面在0～9km深度范圍內(nèi)的P波速度下降至最大幅度，原來的P波速度上升條帶也只剩下2km的寬度，說明MS5.8及MS5.9 2個強余震的發(fā)生對震源區(qū)影響較大。隨著余震活動的減弱，震源區(qū)開始愈合。由圖9d可以看出AA′和BB′2個剖面的P波速度上升，且上升幅度遠大于之前的下降幅度。

圖9 不同時間段之間的P波速度變化沿垂直剖面AA′和BB′的分布圖（剖面位置見圖1b）Fig．9 Distribution of temporal P－wave velocity changes along the cross sections AA′，BB′for different periods．a(chǎn) P2相對于P1；b P3相對于P2；c P4相對于P3；d P5相對于P4。紅色實線表示DWS＞500的區(qū)域，DWS＜500的區(qū)域被陰影化，綠色五角星為M S 6.6主震震源，綠色圓形為M S 5.8和M S 5.9余震震源，黑色圓點表示地震

4 討論

與大地震相關的速度變化已被廣泛觀測到（Poupinetetal．，1984；Pengetal．，2006；趙盼盼等，2012；Obermannetal．，2013；Koulakovetal．，2016；Peietal．，2019；溫揚茂等，2019；王俊等，2020），地震發(fā)生前后出現(xiàn)波速變化的原因有很多，需要結合地質和地球物理結果進行探討。在大地震發(fā)生后會產(chǎn)生地震波速變化的深度尚不清楚，一般來說，速度變化能反映由強地面運動所造成的巖石損傷，預計主要在頂部淺層區(qū)域出現(xiàn)，破裂區(qū)地下介質內(nèi)的結構變化，開放裂縫及流體變化導致應力場的變化可能發(fā)生在不同深度（Peietal．，2019）。一般而言，7級以上地震往往能在地表形成明顯的地震地表破裂帶，但也有少量約6.5級的地震也可形成地表破裂（鄧起東等，1992）。景谷地震發(fā)生后，云南省地震局組織了野外應急科學考察，常祖峰等（2016）根據(jù)考察結果發(fā)現(xiàn)此次景谷地震震中區(qū)域產(chǎn)生了廣泛的砂土液化現(xiàn)象和地裂縫，并提出雖然這些地裂縫單條規(guī)模不大，但卻集中出現(xiàn)在極震區(qū)內(nèi)。這與處于極震區(qū)的景谷主震震中附近的淺層深度的P波速度下降相符，表明該區(qū)域的P波速度下降可能是由于巖石破壞所致。景谷主震附近的P波速度在主震發(fā)生后并沒有到達最大波速降，而是在震后2個月后出現(xiàn)最大波速降，這與龐衛(wèi)東等（2017）及劉志坤等（2010）提出的大地震發(fā)生后最大波速降出現(xiàn)在震后1～4個月內(nèi)的觀點相符。且P波速度下降的幅度與已有的相同量級地震發(fā)生前后的速度變化研究結果一致，如Li等（1998）計算得到2004年Park fieldM6地震發(fā)生后San An dereas斷裂附近臺站下方的地震波速下降了2.5%；Nishimura等（2000）計算得到1998年Intra PlateM6.1地震發(fā)生后震源區(qū)的地震波速下降了0.3%～10%；Schaff等（2004）計算得到1984年Morgan HillMS6.2地震同震期的P波速度下降約2%。在P波速度的下降幅度到達最大后景谷主震震源區(qū)開始愈合，說明主震震中附近區(qū)域主要受主震的影響。

我們發(fā)現(xiàn)2個5級強余震發(fā)生前在5～15km深度范圍內(nèi)存在一個寬度不等的P波速度上升條帶，該深度范圍的P波速度不受主震破裂及余震的影響。該P波速度上升條帶與其他深度不一致，導致整個震源區(qū)的P波速度變化在深度上不連續(xù)。2014年12月6日MS5.8及MS5.9 2個強余震發(fā)生后，在余震分布較多的區(qū)域內(nèi)，該P波速度上升條帶呈現(xiàn)出P波速度下降的現(xiàn)象，且下降幅度較大，甚至超過了主震附近區(qū)域P波速度下降的最大幅度，但也符合Nishimura等（2000）的結果，可能是2個5級以上強余震及其后余震的發(fā)生對該深度有影響。王爍帆等（2019）通過對景谷地震震源深度的研究得到了巖石強度模型，其認為主震的起始深度為9.5km，矩心深度為5.0km，主震破裂于深部然后向淺部發(fā)展，主震破裂區(qū)主要位于淺層，而2個5級強余震的起始深度和矩心深度均約為10km，呈圓盤式破裂，故對深10km處上、下的區(qū)域均有影響，推測脆韌性轉換帶位于10km深度處，主要分布于5～15km深度內(nèi)。他們還與地殼電性結構結果（程遠志等，2016）相結合證實了5～15km深度處的介質為高阻，巖石強度較高，與脆韌性轉換帶的存在一致，如圖10所示。故在此推測由于脆韌性轉換帶的存在導致了P波速度變化在深度上的不連續(xù)性。

圖10 景谷地震序列分布圖與震源區(qū)電性結構及巖石強度模型（改自王爍帆等，2019）Fig．10 The hypocentermap of the Jinggu earthquake sequence and the electrical structure and rock strength model of the source area（after WANG Li fang et al．，2019）．a(chǎn)景谷地震余震分布圖（Wang et al．，2018）；b、c余震在2個剖面上的分布（Wang et al．，2018）；d景谷地震震源區(qū)電性結構模型（改自程遠志等，2016），其中白色實線表示巖石強度隨深度的變化曲線（數(shù)據(jù)源自孫玉軍等，2013）

15km以下深度的P波速度變化與淺層深度的P波速度變化基本一致，但在該深度范圍內(nèi)不可能受到主震破裂的影響。由王爍帆等（2019）的研究結果可知，該深度范圍屬于低電阻率的韌性剪切區(qū)，巖石強度較低，可能存在部分熔融和脫水現(xiàn)象，因此可能在地震發(fā)生后微破裂及體積應變降低的同時伴隨著巖石裂紋的增長，而P波速度在干燥裂隙的環(huán)境下隨裂隙密度的增加而減小，故較深處的P波速度有所下降。在2個5級強余震發(fā)生后，余震震源深度的分布范圍變深，促使較深區(qū)域的巖石裂紋增加，從而導致P波速度下降。

震源區(qū)的P波速度受2個5級強余震影響而降低后，整個震源區(qū)開始愈合，P波速度上升，但上升的幅度大于之前下降的幅度，推測該區(qū)域除景谷地震的愈合過程外，可能還有應力積累的過程。景谷地震發(fā)生后的2018年9月8日，在云南墨江發(fā)生了MS5.9地震，中國地震臺網(wǎng)中心測定的該地震震中（23.38°N，101.53°E）與景谷地震主震震中相距約117km，均屬于滇中區(qū)域。云南省地震局形變測量中心2017年年度會商報告中提出，大地震發(fā)生前，在震中周邊應當存在應變場大幅調整的信號，部分區(qū)域應變場變化顯著可能是強震發(fā)生前的重要特征，且存壓性活動增強的區(qū)域范圍較大，而非小區(qū)域的變化(1)云南省地震局形變測量中心，2017，2017年年度會商報告。。在該報告中，利用應變場時序分析法（洪敏等，2014）所計算出的云南區(qū)域的應變場變化顯示，2018年9月8日墨江MS5.9地震發(fā)生前滇西南和滇中的擠壓應力增強表明滇中地區(qū)的應力場正在增強。據(jù)此推測，景谷地震震源區(qū)的P波速度大幅上升是震源區(qū)愈合及應力積累共同作用的結果。

5 結論

本文基于云南省地震區(qū)域臺網(wǎng)記錄的2008—2017年的地震觀測報告數(shù)據(jù)，使用雙差層析成像方法得到了2014年云南景谷MS6.6地震震源區(qū)的三維P波速度結構，再使用基于雙差層析成像的時移層析成像方法得到了2014年云南景谷MS6.6地震發(fā)生前后景谷地震震源區(qū)的P波速度時空變化，并對P波速度的變化特征及其機制進行了深入細致的研究，得到以下幾點認識：

（1）景谷地震的余震序列分布于P波高速異常區(qū)及低速異常區(qū)的交界處，以南谷斷裂和威遠江斷裂為界，斷裂以北為高速異常區(qū)，以南為低速異常區(qū)。隨著深度的增加，高速異常區(qū)域范圍縮小，低速異常區(qū)域增大，余震分布特征與P波速度分布特征相關。此外，與瀾滄江斷裂有所相交或距離很近的南谷斷裂和益香－趙家村斷裂處于低速異常區(qū)，可能是受到斷層中流體的影響。

（2）與野外應急考察結果相結合發(fā)現(xiàn)處于極震區(qū)的景谷主震震中附近的淺層P波速度下降是由于巖石破壞導致的，且P波速度下降的最大降幅出現(xiàn)在景谷主震發(fā)生2個月后。

（3）在不受主震破裂影響的5～15km深度處存在一個P波速度上升條帶，該條帶的存在導致震源區(qū)的P波速度變化在深度上不連續(xù)，推測該條帶存在的原因是該深度范圍主要為高強度及高阻介質的脆韌性轉換帶。在2014年12月6日MS5.8及MS5.9 2個強余震發(fā)生后，余震的分布方向發(fā)生了改變，主要分布于NNW 向，且震源深度分布有加深的趨勢。2個5級強余震及其余震主要分布于脆韌性轉換帶內(nèi)，從而影響了5～15km深度范圍內(nèi)的介質，導致其P波速度下降，且下降幅度較大，表明2個5級強余震的發(fā)生對脆韌性轉換帶造成了影響，且余震的發(fā)生特征通常與P波速度的變化特征一致。

（4）在震后愈合階段，震源區(qū)P波速度上升的幅度遠大于之前下降的幅度，P波速度超過震前水平，表明該區(qū)域不僅存在震后愈合過程，還包含其他物理過程。與用GPS觀測數(shù)據(jù)所計算的應變場變化結果相結合推測，2018年9月8日云南墨江MS5.9地震發(fā)生前的應力積累過程與震后愈合過程相疊加導致P波速度出現(xiàn)大幅度上升。

與大地震發(fā)生有關的P波速度變化的原因有很多，對于深度相對較淺的區(qū)域通?？梢越Y合地球物理觀測和地質調查結果說明原因，但較深區(qū)域的未知信息較多，對速度變化機制的探討可能存在一定問題。在今后的研究中，將結合其他方法所得到的更加精確的速度變化結果，將15km深度以下的速度變化結果與更加廣泛的地球物理觀測結果（如巖石孔隙水、應力的變化、地溫信息和地球動力學）相結合來進行更加深入的研究。

致謝云南省地震局毛澤斌助理研究員為本文提供了斷層數(shù)據(jù)；云南省地震局王光明助理研究員在畫圖方面提供了幫助；中國科學院測量與地球物理研究所王爍帆博士為本文提供了圖10的圖件；審稿專家為本文提供了寶貴的意見和建議。在此一并表示感謝！