胥 頤，楊曉濤，劉建華

1中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，中國科學(xué)院油氣資源研究重點試驗室，北京 100029

2Department of Geological Sciences，Indiana University，Bloomington 47405，USA

1 引 言

云南位于青藏高原的東南邊緣，由滇緬、印支、華南等大陸塊體拼貼而成，自西向東分別被怒江斷裂、哀牢山—紅河斷裂和小江斷裂等一系列斷裂帶分隔，在印度大陸與歐亞大陸的碰撞擠壓下形成了構(gòu)造復(fù)雜的高原造山帶，強烈的地震、火山和巖漿活動使其成為研究地殼構(gòu)造變形和深部動力過程的重要地區(qū)（圖1）.自20世紀80年代以來，云南地區(qū)先后開展了人工地震測深和大地電磁測深工作［1－2］，也是各種尺度體波和面波層析成像關(guān)注的重要區(qū)域［3－10］；隨著寬頻帶地震數(shù)據(jù)的不斷積累，一些學(xué)者還利用接收函數(shù)和橫波分裂方法研究了云南及鄰近地區(qū)的速度結(jié)構(gòu)和地幔各向異性［11－18］.研究資料表明，云南的地殼和上地幔結(jié)構(gòu)具有很強的橫向非均勻性，以滇西地區(qū)的低電阻率、低波速、高熱流和高衰減（低Q值特征尤為突出［2，15，19－22］，騰 沖 火 山 區(qū)下方的低速異常可延伸至數(shù)百公里深度的上地幔［3－6］.另外，北緯26°以南的殼幔解耦現(xiàn)象也十分明顯，即GPS觀測的地殼運動方向與地幔各向異性的快波方向不一致［23－24］.產(chǎn)生這一現(xiàn)象的原因不僅涉及區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力的轉(zhuǎn)換，還與上地幔介質(zhì)強度的橫向變化有關(guān)［25］.為此，Zhong等［26］提出滇西地 區(qū)的巖石層結(jié)構(gòu)具有多向?qū)蛹軜?gòu)造模式：上地殼結(jié)構(gòu)反映了新生代以來的構(gòu)造變形，中地殼的低速層為滑脫帶，下地殼由低速流變帶（低速體）和弱變形塊體（高速體）共同構(gòu)成，新生代火山活動則與地幔的局部上涌有關(guān).

然而，各種研究方法取得的認識并非完全一致，依然存在一些需要進一步探究的問題.譬如，在不同方向的應(yīng)力作用和非均勻介質(zhì)條件下，地殼深部的構(gòu)造變形是否與淺層的構(gòu)造格架一致？自從青藏高原東部下地殼流動的模式提出以來［27］，雖然得到了一些地球物理探測結(jié)果的認可，但是也有學(xué)者根據(jù)殼內(nèi)低速層的非均勻特點，提出青藏高原東部邊緣的下地殼不太可能發(fā)生大規(guī)模的韌性流動，而是受到斷裂和構(gòu)造邊界的制約被限定在局部地區(qū)［8，28］.以哀牢山—紅河斷裂為例，作為印支塊體和華南塊體的分界，斷裂兩側(cè)的構(gòu)造差異十分明顯：東側(cè)小江斷裂、元謀斷裂和程海斷裂等均為南北方向的斷裂，走滑方向與川滇塊體自北向南的運動基本一致；西側(cè)包括哀牢山—紅河斷裂、無量山斷裂和瀾滄江斷裂等均為北西—南東走向的斷裂，幾乎平行于印支塊體向東南的擠出方向.那么上述斷裂的剪切效應(yīng)能否被傳遞到地殼深部？哀牢山—紅河斷裂是否制約了東、西兩側(cè)的深部構(gòu)造變形？這些問題至少從目前的研究結(jié)果中還不能獲得充足的答案.鑒于上述原因，本文利用云南地震臺站的觀測數(shù)據(jù)，通過體波層析成像方法反演了這一地區(qū)的地殼P波速度結(jié)構(gòu)，根據(jù)速度異常的分布和反映的構(gòu)造內(nèi)涵對相關(guān)問題進行了討論.

2 數(shù)據(jù)和方法

研究區(qū)位于東經(jīng)97°E—106°E、北緯21°N—29°N之間，涵蓋了云南和毗鄰省區(qū)的一部分區(qū)域.地震數(shù)據(jù)分別來自云南地震臺網(wǎng)的觀測報告和中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所在滇西南布設(shè)的臨時觀測臺網(wǎng)（圖2）.該臨時觀測臺網(wǎng)由50個寬頻帶地震臺站組成，每個臺站配備了由RefTek數(shù)據(jù)采集器（72A或130）和三分量地震計（Guralp CMG－3ESP）組成的寬頻帶地震儀，自2002年12月至2003年12月進行了為期一年多的連續(xù)記錄，采樣率為50sps，時間服務(wù)采用GPS系統(tǒng).云南省地震臺網(wǎng)建成于20世紀70年代，包括70余個固定地震臺站.早期的臺站主要配備了模擬記錄的短周期地震儀，目前許多臺站都升級為寬頻帶數(shù)字地震儀，時間服務(wù)也由石英鐘改為GPS系統(tǒng).

根據(jù)地方震目錄從臨時臺站的記錄數(shù)據(jù)中挑選出地震波形，要求每個地震的震中必須位于本文的研究區(qū)域之內(nèi)，地震波形具有較高的信噪比并且初動震相清晰、時間服務(wù)準確.然后在垂直分量中拾取P波到時，要求每個地震至少具備5個以上的臺站到時，以便在反演時進行地震的重新定位.按照上述標準從臨時臺站的記錄數(shù)據(jù)中一共挑選出314個震級大于ML2.0的地震，拾取了8489個P波到時，根據(jù)采樣率估計到時拾取誤差不超過0.02s.

由于臨時臺網(wǎng)為期一年的地震數(shù)據(jù)較少，加之主要分布在滇西南地區(qū)，難以對整個研究區(qū)域形成較好的射線覆蓋，為此補充了云南地震臺網(wǎng)1990—2009年的地震數(shù)據(jù).震源參數(shù)和P波到時均取自地震觀測報告，其中包括6039個地震的38540個P波到時，震級一般大于ML2.5，同樣要求每個地震至少具備5個以上的臺站到時，并且震相清晰，到時準確.對于2002年12月—2003年12月被臨時臺站和固定臺站同時記錄到的地震，則按照核定的震源參數(shù)合并它們的臺站到時，最后一共得到6169個地震的47037個P波到時.為了減小數(shù)據(jù)分布不均對反演的影響，借鑒Liang等［29］的方法對地震分布進行了均勻化處理：將給定半徑的三維球體內(nèi)的所有地震視為一個震群，從該震群中挑選出一個臺站到時最多的地震，舍棄其余臺站到時較少的地震，所有震源球體的空間距離不得小于球體的半徑.經(jīng)過多次對比和測試計算，最終確定的震群球體半徑為3.0km.對以每個地震為中心的震群球體進行類似的處理后，一共選出2515個地震，合計24057個P波到時，限定的走時殘差小于2.0s，地震的震中和震源深度分布見圖3.

初始速度模型參考了云南地區(qū)的人工地震測深結(jié)果［1］，包括殼內(nèi)界面的深度、P波速度值和地殼平均厚度，隨后根據(jù)數(shù)據(jù)的殘差分布進行了適當(dāng)?shù)恼{(diào)整（表1）.水平方向在地殼內(nèi)部分出6個層狀界面，地殼平均厚度為43km，上地幔頂部的界面深度和速度值參考了各向同性地球模型AK135［30］.反演之前利用現(xiàn)有數(shù)據(jù)對不同尺度的網(wǎng)格進行了分辨測試，結(jié)果表明水平方向可以采用0.5°×0.5°的網(wǎng)格劃分，縱向則以不同深度的層狀界面作為水平網(wǎng)格面.走時計算采用了三維射線追蹤方法，考慮到地殼厚度變化對走時計算的影響，走時計算時在初始速度模型中根據(jù)三維地殼模型CRUST2.0編輯的莫霍面深度（圖4）［31］.通過對比可以看出，研究區(qū)內(nèi)的地殼厚度變化與人工地震測深和遠震接收函數(shù)方法取得的認識基本相符［1，13－14］.反演采用阻尼最小二乘法LSQR［32］，在迭代過程中同時求解震源參數(shù)和網(wǎng)格節(jié)點的速度值，盡量減小震源不確定性對速度結(jié)構(gòu)的影響.初次迭代采用一維初始速度模型，之后根據(jù)輸出的震源參數(shù)和三維速度模型重新計算走時繼而進行反演，通過迭代不斷修正輸入模型和震源項，逐漸逼近真實的速度結(jié)構(gòu)和震源位置.經(jīng)過幾次迭代后，隨著均方誤差的逐漸降低，反演前后震源參數(shù)和速度模型的變化逐漸變小直至收斂.為了避免出現(xiàn)不合理的局部異常，求解過程引入了阻尼因子和平滑因子以提高解的穩(wěn)定性.

表1 初始速度模型Table 1 Inital velocity model

分辨測試采用Checkerboard Test方法，首先在初始速度模型中添加正負相間、幅度為±4%的擾動量，根據(jù)實際的震源位置和臺站分布計算走時，生成供分辨測試的“理論觀測數(shù)據(jù)”，即Checkerboard輸入模型；然后采用與反演相同的方法求解，根據(jù)Checkerboard輸入模型的恢復(fù)圖像檢驗數(shù)據(jù)的分辨狀況.圖5為1×1個網(wǎng)格節(jié)點（0.5°×0.5°）的Checkerboard模型恢復(fù)圖像，在地殼內(nèi)部的各個深度上，除了邊緣地帶之外，研究區(qū)中央及附近區(qū)域均可獲得較好的分辨，表明合理的震源分布和不同方向密集交匯的射線覆蓋產(chǎn)生了良好的效應(yīng)；上地幔頂部由于射線數(shù)量較少，分辨相應(yīng)降低，故本文不做討論.

圖4 根據(jù)三維地殼模型CRUST2.0獲得的研究區(qū)域Moho深度分布圖［31］Fig.4 The Moho depth of the study area edited from the crustal model CRUST2.0［31］

3 主要結(jié)果

圖6為4～43km深度的水平方向速度圖像，均以相對參考模型的擾動量表示速度結(jié)構(gòu)的橫向變化.在4km深度的圖像中，哀牢山—紅河斷裂兩側(cè)的速度分布差異十分明顯.東側(cè)的滇中地區(qū)多為南北方向的速度異常，它們與小江斷裂、元謀斷裂、程海斷裂基本平行；其中元謀斷裂和程海斷裂為低速異常，兩斷裂之間自西昌、渡口至楚雄為高速異常.對比麗江—攀枝花—者海人工地震測深剖面［33］，可以看出地殼淺部的低速異常與攀枝花、永勝附近的低速區(qū)相吻合，反映了裂陷盆地內(nèi)的沉積充填特征，高速異常則與攀枝花和程海斷裂之間的震旦系—元古界地層或是海西期基性、超基性侵入巖體有關(guān).在哀牢山—紅河斷裂西側(cè)，騰沖—龍陵和景谷—思茅為兩個較大的低速異常區(qū)，前者反映了騰沖盆地新生代火山區(qū)的高熱流特性，后者主要為景谷—鎮(zhèn)遠盆地內(nèi)較厚的中新生代沉積所致［1］.在大理以南，北東方向的低速異常與南汀河斷裂基本一致，斜交于哀牢山—紅河斷裂的走向.

在12km深度上，哀牢山—紅河斷裂以東的低速異常主要分布在攀西地區(qū)的渡口—鹽塘一帶，云南的大理和楚雄之間存在低速異常，小江斷裂和元謀斷裂南段的東川、昆明、玉溪、楚雄等地多為高速異常.在哀牢山—紅河斷裂以西，大理—騰沖以北的三江地區(qū)為高速異常，保山、景谷、思茅一帶的瀾滄江和哀牢山地區(qū)為低速異常.在20km深度上，低速異常主要分布在三個區(qū)域，它們分別位于攀西地區(qū)、哀牢山—紅河斷裂與無量山斷裂之間以及瀾滄江斷裂西側(cè)；其余地區(qū)多為高速異常，其中包括滇西的龍陵、保山、大理至滇川交界的鹽塘、滇中的昆明、楚雄、玉溪以及滇西南的思茅地區(qū).

在30km深度上，低速異常主要分布在小江斷裂、元謀斷裂附近，它們向南延伸穿過哀牢山—紅河斷裂，另外滇西南的臨滄、思茅也存在低速異常.相比之下，高速異常大多分布在滇西北地區(qū)，涵蓋了程海斷裂、麗江斷裂和南汀河斷裂以及鹽塘、大理、保山、龍陵、臨滄等地.至43km深度時，低速異常主要分布在滇中地區(qū)至四川的渡口—西昌一帶；哀牢山—紅河斷裂東側(cè)僅北部的鹽塘和東部的昭通、東川等地出現(xiàn)高速異常，哀牢山—紅河斷裂以西除了騰沖、保山和臨滄附近存在局部低速異常之外，其余地區(qū)均為高速異常.

圖7為平行穿過研究區(qū)重要斷裂和不同構(gòu)造單元的縱向速度剖面.為了便于對比，根據(jù)參考模型將速度擾動量轉(zhuǎn)換為絕對速度值.在A－A′剖面上，小江斷裂和元謀斷裂之間的低速區(qū)十分明顯，由地殼淺部一直延伸至莫霍面附近；程海斷裂地殼中上部速度偏低，地殼下部的速度接近正常值或略偏低；怒江斷裂地殼上部速度變化不明顯，地殼中部東、西兩側(cè)速度偏低.在B－B′剖面上，怒江斷裂地殼淺部和地殼中下部速度偏低，地殼中上部速度接近正常值；哀牢山斷裂地殼中上部存在低速層，地殼中下部的速度接近正常值或略偏高，地殼底部和莫霍面附近速度偏低；元謀斷裂地殼平均速度偏低，以地殼中部較為明顯；小江斷裂與元謀斷裂之間存在殼內(nèi)高速層.在C－C′剖面上，南汀河斷裂地殼中部和地殼下部速度偏低，以地殼中部偏低的速度較為明顯；瀾滄江斷裂與哀牢山斷裂之間地殼速度偏低，形成一個狹窄的低速帶；小江斷裂兩側(cè)速度變化不大.在DD′剖面上，瀾滄江斷裂地殼上部速度略偏低，地殼中下部速度偏高，西側(cè)瀾滄一帶地殼上部速度偏高，地殼下部速度偏低；在瀾滄江斷裂和哀牢山斷裂之間，普洱東側(cè)地殼中上部速度明顯偏低；小江斷裂東側(cè)地殼中上部速度偏高，向西至普洱速度逐漸偏低.

圖5 Checkerboard速度模型的恢復(fù)圖像Fig.5 Recovered checkerboard velocity models

4 分析與討論

4.1 地殼深部的構(gòu)造變形

地殼構(gòu)造變形是青藏高原東部地球動力學(xué)研究的主要內(nèi)容.由于地震層析成像揭示的速度異常與各個時期的地質(zhì)作用和構(gòu)造變動密切相關(guān)，據(jù)此可以了解地殼深部的構(gòu)造形態(tài)，判明與淺層構(gòu)造格架的聯(lián)系.

圖7所示的速度異常顯示出兩個優(yōu)勢伸展方向：哀牢山—紅河斷裂以東至小江斷裂之間為南北方向，哀牢山—紅河斷裂以西至瀾滄江斷裂為北西—南東方向.前者的速度異常大都沿著小江斷裂、元謀斷裂和程海斷裂分布，后者以地殼中上部12～20km深度的低速異常最為突出.這些現(xiàn)象與云南地區(qū)的地殼運動、應(yīng)力作用以及深部物質(zhì)流動有一定的相關(guān)性，反映了哀牢山—紅河斷裂兩側(cè)區(qū)域構(gòu)造運動的差異.

現(xiàn)今的GPS觀測結(jié)果表明［34－35］，青藏高原東部的地殼塊體相對華南發(fā)生順時針旋轉(zhuǎn)：滇中地區(qū)以自北向南的運動為主，與小江斷裂、元謀斷裂、程海斷裂的滑移方向基本平行；進入滇西南后，地殼塊體的運動方向轉(zhuǎn)向東南，幾乎正交于北西走向的哀牢山—紅河斷裂、無量山斷裂和瀾滄江等斷裂，而與北東走向的大盈江斷裂、龍陵斷裂、南汀河等斷裂趨于一致.Schoenbohm等［36］提出，青藏高原東南緣早期的構(gòu)造運動主要為印支塊體沿著哀牢山斷裂擠出，隨后華南塊體沿著紅河斷裂滑移；大約在9～13Ma之前，青藏東部的地殼旋轉(zhuǎn)帶動了下地殼的韌性流動，促使鮮水河—小江斷裂發(fā)生活動，上地殼圍繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)發(fā)生順時針旋轉(zhuǎn)，中、下地殼向東南方向擠出.另據(jù)中強地震的震源機制［37］，云南地區(qū)主要受到三個方向的應(yīng)力作用：一是川滇塊體朝東南方向的運動，二是印緬塊體的向東擠壓，三是華南塊體朝北北西方向的運動，它們分別控制了研究區(qū)內(nèi)的斷裂活動.

圖6 4～43km深度的P波速度擾動圖像Fig.6 P－wave velocity perturbations at 4～43km depths

由此看出，滇中地區(qū)近南北方向的速度異常反映了青藏高原東部地殼旋轉(zhuǎn)產(chǎn)生的深部效應(yīng)，說明小江斷裂、元謀斷裂和程海斷裂的剪切作用以及東西方向的拉張貫穿了整個地殼；在哀牢山—紅河斷裂至瀾滄江斷裂之間，北西方向的速度異常則與印支塊體向東南方向的擠出有關(guān)，其中包括第三紀時期哀牢山斷裂的左旋運動以及隨后紅河斷裂的右旋運動，它們均對地殼結(jié)構(gòu)的變化產(chǎn)生了較大的影響.在哀牢山與點蒼山的交匯部位，北東方向的速度異常與南汀河斷裂的走向一致，也與地殼塊體向東南方向的旋轉(zhuǎn)相吻合，但是這一作用過程引起的構(gòu)造變形并未影響到滇西南地區(qū).因此，哀牢山—紅河斷裂不僅在地殼淺部是分隔印支塊體和華南塊體的界線，也是控制地殼深部構(gòu)造變形的分界.

圖7 P波速度縱向剖面（剖面位置見圖6）Fig.7 P－wave velocity vertical profiles（their locations are shown in Fig.6）

4.2 殼內(nèi)低速層與韌性流動

下地殼流動的主要依據(jù)之一是偏低的地震波速度.遠震接收函數(shù)結(jié)果表明［15］，滇西地區(qū)20～40km深度的下地殼普遍存在低速層，S波速度與上地殼相比偏低0.4～0.8km／s，以滇西南地區(qū)尤為明顯；地震測深資料也證實［1］，滇西地區(qū)下地殼的速度各向異性達到4.4%，而上、中地殼的速度各向異性僅為1.6%，說明淺層構(gòu)造變形并未延伸進入下地殼，即上地殼和下地殼發(fā)生解耦.然而，也有學(xué)者根據(jù)殼內(nèi)低速層的非均勻特點對此提出質(zhì)疑，認為青藏東部邊緣的下地殼不太可能發(fā)生大規(guī)模的韌性流動，而是被斷裂和構(gòu)造邊界限定在局部地區(qū)［8，28］.

在本文的結(jié)果中，地殼中上部（12～20km）的低速異常主要分布在兩個區(qū)域：一是小江斷裂和元謀斷裂北部的渡口—西昌一帶；二是哀牢山斷裂和瀾滄江斷裂之間，以大理以南的哀牢山地區(qū)較為明顯，其余地區(qū)多為高速異常；在30km深度上，低速異常大多分布在小江斷裂、元謀斷裂、哀牢山—紅河斷裂和瀾滄江斷裂附近.

西昌—渡口之間的攀西地區(qū)曾經(jīng)被認為是一個古裂谷帶，20世紀80年代中期開展了大量的深部地球物理探測工作.盡管目前對于是否存在古裂谷尚存在爭議，但是這一地區(qū)的低波速、低電阻率、低Q值以及高熱流卻是客觀事實［33］.縱橫交錯的斷層活動以及斷陷拉張、流體侵入、沉積充填等因素均是產(chǎn)生殼內(nèi)低速異常的原因，加之新生代堿性巖漿巖和稀有金屬的分布，它們都體現(xiàn)出熱流傳輸通道的構(gòu)造特征.

在大理以南的哀牢山—紅河地區(qū)，地殼中部的低速特征與遠震接收函數(shù)研究取得的認識基本相符［38－39］.大地電磁測深資料表明［2］，青藏東部存在兩個殼內(nèi)低阻帶，一個沿鮮水河—安寧河—小江斷裂帶向東延伸至滇中地區(qū)，另一個沿著雅魯藏布江向東延伸環(huán)繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)，然后向南轉(zhuǎn)折通過滇西南地區(qū)，它們均被認為是下地殼韌性流動的通道.前者涉及到攀西地區(qū)以及小江斷裂、程海斷裂附近的低速異常，后者與哀牢山—紅河斷裂、瀾滄江斷裂附近的低速異常有關(guān)，還有可能受到滇西南地幔上涌的影響：由于印緬塊體的側(cè)向擠壓和向東俯沖，地幔熱流有可能沿斷裂通道向上侵入地殼，在哀牢山和瀾滄江地區(qū)形成殼內(nèi)低速層.

43km深度的速度分布具有兩層含義，一是地殼厚度的變化，二是地殼底部和莫霍面附近的介質(zhì)特性.圖4表明，滇東和滇西南地區(qū)的地殼厚度較小，小江斷裂以東為38～42km，瀾滄江以西為40～42km，偏高的速度反映了莫霍面下方暨上地幔頂部的介質(zhì)特性.滇西北至滇中地區(qū)的地殼厚度由約56km向南遞減至44km左右，偏低的速度與下地殼較強的柔韌性相符合.由此看來，殼內(nèi)介質(zhì)的韌性流動并非一概而論，而是發(fā)生在不同的深度和不同的區(qū)域.哀牢山—紅河斷裂西側(cè)主要發(fā)生在12～20km的地殼中部，小江斷裂附近多發(fā)生在20～30km的地殼中下部，滇中地區(qū)則發(fā)生在地殼底部和莫霍面附近，東、西兩側(cè)分別受到小江斷裂和哀牢山—紅河斷裂的制約.

4.3 哀牢山—紅河斷裂

哀牢山—紅河斷裂在青藏東部地殼塊體的擠出過程中起到了重要作用.該斷裂第三紀左旋走滑距離超過700km，吸收了印支與亞洲大陸之間10%～25%的地殼縮短量，形成了長約900km、寬10～20km變質(zhì)巖帶［40－41］.大規(guī)模的走滑剪切不僅造成地殼淺層的構(gòu)造變形，還導(dǎo)致了巖石層結(jié)構(gòu)的變異，因此哀牢山—紅河斷裂也被認為是穿透地殼深達巖石層的剪切帶.

圖7所示的剖面上可以看到哀牢山斷裂西側(cè)存在一個狹窄的低速帶，自地殼上部延伸至殼幔邊界附近，其成因應(yīng)該與斷裂的韌性剪切以及地殼深部的流體滲入有關(guān).徐鳴潔等［38］利用接收函數(shù)方法研究了哀牢山—紅河斷裂兩側(cè)的速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)斷裂附近及斷裂西側(cè)的地殼中下部速度偏低，莫霍面的深度與東側(cè)相比略淺.其它相關(guān)研究也揭示了哀牢山—紅河斷裂兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)、地殼厚度以及地殼平均波速比（VP／VS）的變化［14－15，39］.Leloup等［41］認為單純的韌性剪切不足以在地殼中下部產(chǎn)生足夠的高溫，勢必存在地幔巖漿流體的侵入，才能沿斷裂形成由軟流層通向地表的巖漿通道.這一推斷得到深部探測結(jié)果的認可，譬如Xu等［5］分析了地震層析成像的結(jié)果，認為哀牢山—紅河斷裂地殼中上部的高速異常反映了韌性剪切后變質(zhì)巖帶的快速抬升和冷卻，下地殼和莫霍面附近的低速異常則與殼－幔邊界的熱流活動有關(guān)；Lei等［6］根據(jù)哀牢山—紅河斷裂下方15～70km深度的低速異常，也認為該斷裂穿透了地殼進入了上地幔.

按照上述推論，哀牢山—紅河斷裂下方的低速異常應(yīng)歸因于剪切作用以及伴生的殼－幔熱交換效應(yīng).Leloup等曾將哀牢山—紅河斷裂的左旋剪切與同時期南中國海的拉張相關(guān)聯(lián)［41］，提出如果斷裂的深度穿過了莫霍面到達巖石層的底部，而斷裂的東南端又延伸至南中國海，地幔熱流就可以通過對流的方式加熱地殼，造成下地殼的局部熔融.然而，地震層析成像研究表明［5－6］，哀牢山—紅河斷裂下方的低速異常與滇西南的地幔上涌有更加緊密的聯(lián)系，反映了新生代以來印緬塊體向東擠壓和俯沖產(chǎn)生的構(gòu)造活動.橫波分裂研究也證實滇西南存在較強的地幔各向異性［17－18］，深部物質(zhì)沿近東—西方向發(fā)生了橫向流動.這一動力作用有可能加劇哀牢山—紅河斷裂和瀾滄江斷裂深部的熱擾動，使其沿斷裂通道向上侵入地殼形成低速層.

5 結(jié) 論

利用體波層析成像方法反演了云南地區(qū)的P波速度結(jié)構(gòu)，研究結(jié)果表明哀牢山—紅河斷裂兩側(cè)的地殼結(jié)構(gòu)存在明顯的差異.其中滇中地區(qū)速度異常的伸展方向與小江斷裂、元謀斷裂、程海等斷裂的走向一致，反映了青藏東部地殼順時針旋轉(zhuǎn)產(chǎn)生的構(gòu)造效應(yīng)；滇西南速度異常的伸展方向與哀牢山—紅河等北西走向的斷裂相符，揭示了印支塊體向東南方向擠出對殼內(nèi)構(gòu)造變形的影響；南汀河斷裂附近的低速異常則與印緬塊體側(cè)向擠壓引起的構(gòu)造活動有關(guān).另外，殼內(nèi)低速異常具有分層和分區(qū)特征，在哀牢山—紅河斷裂與瀾滄江斷裂之間主要分布在10～20km的地殼中上部，在小江斷裂和元謀斷裂附近分布在20～30km的地殼中下部，在滇中地區(qū)則分布在地殼底部至莫霍面附近，東、西兩側(cè)分別受到小江斷裂和哀牢山—紅河斷裂的限制.其中攀西地區(qū)的低速異常與小江斷裂和元謀斷裂在此附近交匯形成熱流傳輸通道以及張裂時期強烈的殼幔熱交換有關(guān)；在哀牢山—紅河和瀾滄江地區(qū)，除了印支塊體向東南方向的擠出作用之外，印緬塊體的側(cè)向擠壓和向東俯沖也對殼內(nèi)構(gòu)造變形產(chǎn)生了一定的影響；這一過程導(dǎo)致滇西南發(fā)生地幔上涌，熱流物質(zhì)有可能沿著哀牢山—紅河斷裂和瀾滄江斷裂侵入地殼形成低速層.由此可見，哀牢山—紅河斷裂不僅在地殼淺部是分隔印支塊體和華南塊體的地質(zhì)界限，也是控制兩側(cè)區(qū)域深部構(gòu)造變形和殼內(nèi)韌性流動的分界.

致 謝 數(shù)據(jù)收集得到了中國地震局地震臺網(wǎng)中心和云南省地震局技術(shù)人員的幫助，分析解釋得到了中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所鐘大賚院士的指導(dǎo)，在此表示感謝.

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