程遠(yuǎn)志， 湯吉*， 陳小斌， 董澤義， 肖騎彬， 汪利波

1 中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100029 2 江西省地震局， 南昌 330039

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南北地震帶南段川滇黔接壤區(qū)電性結(jié)構(gòu)特征和孕震環(huán)境

程遠(yuǎn)志1， 湯吉1*， 陳小斌1， 董澤義1， 肖騎彬1， 汪利波2

1 中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100029 2 江西省地震局， 南昌 330039

本文利用大地電磁測深數(shù)據(jù)，對穿過蘭坪—思茅地塊和川滇菱形地塊以及進(jìn)入揚(yáng)子地塊的云南蘭坪—貴州貴陽大地電磁測深剖面展開了深部電性結(jié)構(gòu)研究.采用大地電磁數(shù)據(jù)處理分析以及反演技術(shù)，對觀測資料進(jìn)行了由定性到定量全面地分析，通過二維非線性共軛梯度反演得到了沿剖面的較為詳細(xì)的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)，結(jié)合其他地質(zhì)和地球物理資料的分析，對該剖面的二維電性結(jié)構(gòu)進(jìn)行解釋，確定了主要斷裂帶和邊界帶的位置以及深部延伸情況，同時確定了殼內(nèi)低阻層的分布位置，最后進(jìn)行了區(qū)域動力學(xué)和孕震構(gòu)造環(huán)境的探討.研究表明：剖面殼幔電性結(jié)構(gòu)分塊性特征與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造分布特征基本一致，不同地塊的電性結(jié)構(gòu)存在顯著差異，其中川滇菱形地塊的結(jié)構(gòu)相對復(fù)雜，上地殼的電性結(jié)構(gòu)為高低阻相間分布特征，電阻率的突變帶與地表斷裂具有很好的對應(yīng)關(guān)系；蘭坪—思茅地塊存在中上地殼低阻層，川滇菱形地塊中西部存在下地殼低阻層，川滇菱形地塊東部和華南地塊西部存在中上地殼的低阻層；川滇菱形地塊中部攀枝花附近的低阻層埋深最深，而華南地塊西部會澤附近的低阻層埋深則最淺；蘭坪—思茅地塊和川滇菱形地塊的中下地殼的低阻層可能與青藏高原物質(zhì)的東南逃逸有關(guān)；華南塊體的宣威以東的下地殼不存在低阻層，華南塊體下地殼和上地幔的電阻率較高；攀枝花附近的高阻體可能是峨眉山玄武巖噴發(fā)導(dǎo)致底侵作用及幔源物質(zhì)上侵的結(jié)果.

南北地震帶； 大地電磁測深； 電性結(jié)構(gòu)； 低阻層； 地震構(gòu)造

1 引言

川滇地區(qū)位于揚(yáng)子地臺、松潘—甘孜褶皺系、三江褶皺系及華南褶皺系交匯地區(qū)，同時該地區(qū)處于青藏高原東南緣，是歐亞板塊和印度板塊相互作用的邊緣地帶，是印度板塊向青藏塊體北北東向擠壓作用引起強(qiáng)烈地殼變形的前沿地帶.該區(qū)大地構(gòu)造環(huán)境獨(dú)特，不同走向、規(guī)模和活動強(qiáng)度的斷裂縱橫交錯，強(qiáng)震活動頻繁，地震災(zāi)害嚴(yán)重，是中國大陸內(nèi)部地震活動最強(qiáng)的地區(qū)之一(李坪，1993；宋方敏等，1998；蘇有錦和秦嘉政，2001；韓渭賓和蔣國芳，2004；陳躍昆等，2009；皇甫崗等，2010).青藏高原東南緣是軟弱物質(zhì)運(yùn)移(Clark and Royden，2000；Royden et al.，2008)的關(guān)鍵位置，軟弱物質(zhì)運(yùn)動方向由南南東向南轉(zhuǎn)換的地區(qū)(Wang et al.，2001；Zhang et al.，2004)，是研究的熱點(diǎn)地區(qū).該區(qū)域分布較大的北西向和近南北向斷裂帶，如瀾滄江斷裂帶、紅河斷裂帶、程海斷裂帶、小江斷裂帶、威寧—水城斷裂帶等，是新生代以來構(gòu)造變形強(qiáng)烈、地塊間相互作用典型表現(xiàn)地區(qū)之一(李坪，1993；宋方敏等，1998；蘇有錦和秦嘉政，2001)，對于該地區(qū)的深部構(gòu)造特征和變形機(jī)制的研究是當(dāng)今的熱點(diǎn)課題.

為研究該地區(qū)的地球動力學(xué)機(jī)制與大陸強(qiáng)震孕震環(huán)境，近三十年來，眾多學(xué)者在云南地區(qū)先后開展了大量的地球物理工作.如，利用天然地震資料開展地震波層析成像、接收函數(shù)、橫波分裂以及噪聲成像等方法揭示了云南及周邊地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)的變化特征以及各向異性(Huang et al.，2002；Gao et al.，2009；Yao et al.，2010；吳建平等，2013；胥頤等，2013)，為該區(qū)域內(nèi)主要斷裂帶的深部特征、地震孕育環(huán)境等提供重要的深部依據(jù)；同時在該區(qū)域也布設(shè)了多條人工地震探測剖面(熊紹柏等，1993； 張中杰等，2005a, 2005b；Zhang and Wang，2009)，對這些剖面進(jìn)行了多次和多方法的分析和處理，得出云南地區(qū)Moho面埋深南淺北深，同時對該區(qū)域地殼增厚方式以及低速層的分布等問題取得新的認(rèn)識；一些學(xué)者利用大地電磁測深法研究該區(qū)域的深部電性結(jié)構(gòu)(孫潔等，2003；趙國澤等，2009； Bai et al.，2010；萬戰(zhàn)生等，2010；李冉等，2014)，為該區(qū)域的深部電性結(jié)構(gòu)、斷裂分布和重大邊界帶的位置和深部延伸提供新的資料和認(rèn)識.青藏高原東南緣的小江斷裂帶為川滇菱形塊體的東南邊界斷裂，具有強(qiáng)烈的新構(gòu)造活動，斷層破碎帶最寬達(dá)500 m，最大左旋位移可達(dá)5～7 km，地震活動和其他地質(zhì)災(zāi)害頻繁(宋方敏等，1998).這種復(fù)雜多變的構(gòu)造特征預(yù)示著地下深部同樣存在極其復(fù)雜和特殊的地質(zhì)構(gòu)造，目前已有研究對小江斷裂帶等地區(qū)的構(gòu)造模式和深部特征等問題還存在爭議.

大地電磁是研究地球深部電性結(jié)構(gòu)的重要方法之一，其研究結(jié)果根據(jù)地下電阻率的變化來推測深部物質(zhì)的結(jié)構(gòu)、物質(zhì)組分以及賦存形態(tài)，從而探測斷裂帶、高阻巖體以及低阻局部熔融等特殊結(jié)構(gòu).國內(nèi)外學(xué)者利用大地電磁在殼幔結(jié)構(gòu)研究中取得許多很有價值的成果：如Wei等(2001)、金勝等(2010)的研究表明，在青藏高原中下地殼普遍存在低阻層，其形成原因可能是由于地殼巖石的部分熔融或者部分熔融與含鹽流體共同作用的結(jié)果；湯吉等(2005a)在阿爾山火山區(qū)發(fā)現(xiàn)新、老兩條火山帶，分別為熱、冷狀態(tài)，其深部可能是同源的；Unsworth等(2005)在對青藏高原南緣喜馬拉雅深部電性結(jié)構(gòu)研究中推斷存在大規(guī)模的“地殼流”；肖騎彬等(2007)獲得大別山超高壓變質(zhì)帶深部電性結(jié)構(gòu)，并提出該區(qū)域的演化模式；趙國澤等(2009)基于深部電性結(jié)構(gòu)來分析汶川地震成因，提出松潘甘孜地塊運(yùn)動方向與龍門山斷裂帶形成“丁”字形構(gòu)造，龍門山斷裂帶顯示為較陡直的電性邊界，便于應(yīng)力的積累，可能是汶川地震發(fā)生的深部構(gòu)造背景.

本研究將利用云南蘭坪—貴州貴陽剖面(圖1)的大地電磁測深數(shù)據(jù)，開展深部電性結(jié)構(gòu)研究；基于深部物質(zhì)的電性結(jié)構(gòu)，重點(diǎn)探討川滇地區(qū)的地殼上地幔結(jié)構(gòu)及其橫向變化特征，確定各個地塊之間的深部邊界以及區(qū)域的殼幔構(gòu)造模式和孕震區(qū)深部結(jié)構(gòu)環(huán)境.

2 大地電磁野外觀測、數(shù)據(jù)處理與分析

2.1 剖面位置與觀測

在地震行業(yè)科研專項(xiàng)(喜馬拉雅計劃) “南北地震帶南段地下電性結(jié)構(gòu)探測研究”課題資助下，在云貴川地區(qū)布設(shè)兩條大地電磁測深剖面(圖1)，本文基于蘭坪—貴陽剖面(L2)開展研究和討論.該剖面東起貴州清鎮(zhèn)市，向西經(jīng)貴州六盤水市、四川攀枝花市，至云南蘭坪縣，剖面長度約750 km，東西走向，剖面基本垂直于區(qū)域構(gòu)造走向，穿過的主要構(gòu)造單元有華南地塊、川滇菱形地塊和蘭坪—思茅地塊，共設(shè)計并完成了大地電磁測深點(diǎn)168個，其中，常規(guī)MT點(diǎn)104個，長周期MT點(diǎn)52個，超長周期的測點(diǎn)12個.其頻率范圍是：常規(guī)MT測點(diǎn)為320 Hz～2000 s，長周期MT測點(diǎn)為320 Hz～5000 s，超長周期MT測點(diǎn)為320 Hz～30000 s.野外采集使用國際先進(jìn)的大地電磁觀測儀器MTU-5A和超長周期大地電磁儀LEMI-417，在每個測點(diǎn)上，觀測兩個正交的電場分量(Ex、Ey)和三個正交磁場分量(Hx、Hy、Hz)(x代表南北方向，y表示東西方向，z代表垂直方向).常規(guī)測點(diǎn)的記錄時間大于20 h，長周期測點(diǎn)的記錄時間大于40 h，超長周期測點(diǎn)的記錄時間大于10天.為保障獲得較好的原始數(shù)據(jù)，觀測過程中布設(shè)遠(yuǎn)參考點(diǎn)，全部儀器利用GPS進(jìn)行同步觀測.本文選擇其中12個超長周期MT測點(diǎn)和52個長周期MT測點(diǎn)以及58個常規(guī)MT測點(diǎn)進(jìn)行聯(lián)合反演，平均點(diǎn)距7 km.

圖1 青藏高原東南緣地質(zhì)構(gòu)造與大地電磁測線L1(藍(lán)色)和L2(紅色)分布圖綠色圓點(diǎn)為地震震中位置，紅色圓點(diǎn)為本文的測點(diǎn)位置，藍(lán)色圓點(diǎn)為已發(fā)表的L1測線測點(diǎn)位置(李冉等，2014)，黑色實(shí)線為斷裂帶，右上角黑色方框內(nèi)為研究區(qū)域. F1：怒江斷裂；F2：瀾滄江斷裂；F3：紅河斷裂；F4龍蟠—喬后斷裂；F5：鶴慶—洱源斷裂；F6：程海斷裂；F7：元謀斷裂；F8：易門斷裂；F9：普渡河斷裂；F10：小江斷裂；F11：威寧—水城斷裂.Ⅰ 蘭坪—思茅地塊；Ⅱ 川滇菱形地塊；Ⅲ 華南地塊；2014-08-03魯?shù)榈卣鹫鹪礄C(jī)制解引用USGS結(jié)果.Fig.1 Topography map showing MT stations layout and geological structures in survey area-L1 (blue) and L2 (red) The green dots denote epicenters，the blue and red dots denote MT stations，while the black solid lines denote the faults. F1：Nu River Fault；F2：Lancang River Fault；F3：Red River Fault；F4：Longpan-Qiaohou Fault；F5：Heqing-Eryuan Fault；F6：Chenghai Fault；F7：Yuanmou Fault；F8：Yimen Fault； F9：Pudu River Fault； F10：Xiaojiang Fault；F11：Weining-Shuicheng Fault.Ⅰ Lanping-Simao Block；Ⅱ Sichuan-Yunnan Block；Ⅲ South China Block.

2.2 資料處理方法

數(shù)據(jù)處理采用Phoenix公司提供的SSMT2000數(shù)據(jù)處理軟件，記錄的原始時間序列數(shù)據(jù)經(jīng)過快速傅里葉變換由時間域轉(zhuǎn)化為頻率域，得到測站和遠(yuǎn)參考站的電磁場自、互功率譜，并進(jìn)一步采用Robust張量阻抗估計(Chave and Thomson，1989；Egbert，1997)和遠(yuǎn)參考道技術(shù)(Gamble et al.，1979)計算各個測點(diǎn)的大地電磁阻抗張量信息，前者能最大程度地消除“飛點(diǎn)”數(shù)據(jù)的影響，而后者則可以有效地消除信號中不相干噪聲的干擾.最終得到質(zhì)量較好的視電阻率曲線和阻抗相位曲線.為消除局部三維異常體對視電阻率和阻抗相位造成的畸變影響，分別采用Bahr阻抗張量分解(Bahr，1991)和相位張量阻抗分解技術(shù)(Caldwell et al.，2004)對所有測點(diǎn)進(jìn)行處理和分析.運(yùn)用可視化大地電磁資料處理和解釋集成系統(tǒng)MTPioneer對資料進(jìn)行處理計算(陳小斌等，2004)，得到二維偏離度(Bahr，1991)、電性主軸方位角以及傾子等參數(shù)數(shù)據(jù).

2.3 區(qū)域維性分析與電性主軸走向

在獲得與頻率相關(guān)的阻抗張量數(shù)據(jù)后，需對數(shù)據(jù)進(jìn)行維性分析，從而確認(rèn)適合的數(shù)據(jù)反演方法(1D/2D/3D)，采用Bahr提出的維性判別參數(shù)——二維偏離度(S) (Bahr，1991)對該區(qū)域電性結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行分析.理論上，在一維或者理想二維介質(zhì)中，二維偏離度的值應(yīng)為0.但在實(shí)際應(yīng)用中，幾乎不存在偏離度等于0的情況，不過可以根據(jù)S值的大小，定性地判別地下介質(zhì)偏離二維的程度，圖2給出二維偏離度沿剖面分布的情況，大部分的測深數(shù)據(jù)的二維偏離度小于0.3，只是在斷裂帶附近的個別測點(diǎn)的低頻數(shù)據(jù)的S值為0.5，深部可能存在三維結(jié)構(gòu)，或者是由長周期數(shù)據(jù)受干擾所致.總體情況，剖面整體表現(xiàn)為二維性特征，地下電性結(jié)構(gòu)可以用二維模型近似解釋.

圖2 Bahr二維偏離度示意圖Fig.2 Comparison of the skewness of all sites along the survey line (Bahr impedance tensor decomposition)

對于二維介質(zhì)，沿構(gòu)造走向方向，地下介質(zhì)的導(dǎo)電性可以近似認(rèn)為是穩(wěn)定不變的，故構(gòu)造的走向和傾向可以看作相互正交的兩個電性主軸.因此，在對大地電磁測深數(shù)據(jù)進(jìn)行二維反演之前，須先確定測線所經(jīng)區(qū)域的構(gòu)造走向，并將X軸旋轉(zhuǎn)至構(gòu)造走向方向.Bahr阻抗張量分解后，得到所有測點(diǎn)全部頻率的電性主軸，圖3為部分測點(diǎn)的電性主軸方位角統(tǒng)計“玫瑰圖”，其中兩個長軸分別表示走向軸和傾

向軸，存在90°的不確定性，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料來進(jìn)行判別.由于高頻數(shù)據(jù)資料主要探測淺層地質(zhì)情況，接近二維性質(zhì)，因此在對阻抗張量的極化模式的識別時，出露的地質(zhì)信息以及該區(qū)域的主要斷裂帶走向起著至關(guān)重要的作用.區(qū)域內(nèi)主要斷裂帶的走向?yàn)榻媳毕颍梢耘懦c之垂直的方位角.電性主軸方位角在不同地塊和斷裂帶附近存在少許差別，例如在程海斷裂帶附近電性主軸方位角總體上在-5°～5°之間波動.分析所有測點(diǎn)的全部頻點(diǎn)的構(gòu)造主軸特征并結(jié)合區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造走向結(jié)果表明，該測線經(jīng)過區(qū)域的構(gòu)造走向?yàn)榻媳毕?，而?shí)際布設(shè)的測線走向?yàn)闁|西，與區(qū)域地質(zhì)走向近似垂直，故阻抗數(shù)據(jù)無需旋轉(zhuǎn)，其中XY模式為E極化(TE)模式，YX模式為H極化(TM)模式.

2.4 測深曲線分析

視電阻率和阻抗相位曲線類型可定性地反映地下電性介質(zhì)的分布特征，如電性分層、構(gòu)造分區(qū)、相對埋深和各電阻率的相對變化情況.剖面自西向東橫穿三個構(gòu)造單元：蘭坪—思茅地塊、川滇菱形地塊和華南地塊，沿剖面的曲線形態(tài)變化與地塊過渡具有很好的對應(yīng)關(guān)系.測點(diǎn)001～010位于蘭坪—思茅地塊、測點(diǎn)011～068位于川滇地塊(其中050～068測點(diǎn)橫穿該區(qū)域內(nèi)的一系列的近南北的斷裂帶)、測點(diǎn)069～110位于華南地塊.圖2展示了由西至東分布在三個不同區(qū)塊上的典型測點(diǎn)的視電阻率和阻抗相位曲線.蘭坪—思茅地塊內(nèi)測點(diǎn)曲線類型以KH型為主，視電阻率呈現(xiàn)“低-高-低”形態(tài)，高頻視電阻率反映沉積蓋層的電性特征；1～0.1 Hz區(qū)間的視電阻率極大值與上地殼高阻基底相關(guān)；低頻段的相對低值與中下地殼內(nèi)的低阻層對應(yīng).川滇地塊內(nèi)的測點(diǎn)曲線類型變化比較復(fù)雜，在地塊邊界處尤其明顯，如測點(diǎn)015和測點(diǎn)056位于地塊邊界多條斷裂帶交匯處，其視電阻率值明顯低于其他測點(diǎn)，反映出該地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動和變形的復(fù)雜性.華南地塊內(nèi)的測點(diǎn)分兩種類型HK型(測點(diǎn)072與078)和AH型(測點(diǎn)094和測點(diǎn)101)，其中測點(diǎn)072和測點(diǎn)078位于地塊邊界，在強(qiáng)烈褶皺帶區(qū)域內(nèi)，可能存在殼內(nèi)低阻層，而測點(diǎn)094和測點(diǎn)101位于相對穩(wěn)定區(qū)域內(nèi)，推測高阻基底相對較厚.

圖3 典型測點(diǎn)阻抗張量主軸方位玫瑰統(tǒng)計圖Fig.3 Rose diagram of impedance tensor electrical strike of typical MT sites

圖4 各個地塊內(nèi)部典型測點(diǎn)的視電阻率和阻抗相位曲線Fig.4 Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites

2.5 視電阻率曲線的靜態(tài)校正

由于地表存在電性局部不均勻體，導(dǎo)致視電阻率曲線整體發(fā)生平移，這種畸變稱為“靜態(tài)效應(yīng)”(Jones，1988；王家映，1992)，因此在做解釋之前，需要判斷資料是否存在靜態(tài)效應(yīng)并對其進(jìn)行靜校正.靜校正常用的方法有：一是依賴于其他信息的方法，例如關(guān)鍵層的厚度和電阻率值、同一點(diǎn)地表部分的TEM (Transient Electromagnetic Method， 瞬變電磁法)或者直流測深方法的觀測結(jié)果(Sternberg et al.，1988；Torres-Verdin and Bostick，1992；Spitzer，2001)；二是依賴數(shù)據(jù)本身，如采用首支重合方法進(jìn)行曲線整體平移，同時相鄰測點(diǎn)的高頻數(shù)據(jù)進(jìn)行對比來發(fā)現(xiàn)畸變程度(段波，1994)；三是在反演方法中進(jìn)行校正(deGroot-Hedlin，1991).在本項(xiàng)研究中，采用二維反演與曲線平移相結(jié)合的方法，理論上視電阻率曲線受靜態(tài)效應(yīng)的影響較大，而阻抗相位曲線則不受靜態(tài)效應(yīng)的影響.因此，在二維反演中，相位誤差門限設(shè)定相對較小的值，而視電阻率誤差門限則給相對較大的值，讓反演模型在盡可能擬合實(shí)測相位數(shù)據(jù)的同時，也能擬合視電阻率曲線形態(tài)，這么做可以減小靜位移的影響.對于視電阻率曲線形態(tài)相似而值有較大偏差的測點(diǎn)，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料并參考相鄰MT測點(diǎn)數(shù)據(jù)，謹(jǐn)慎采用曲線平移法對視電阻率曲線進(jìn)行校正.理論上TE模式幾乎不存在靜位移畸變，而TM較易存在靜態(tài)效應(yīng)(Berdichevsky，1998)，故具體校正原則是以測點(diǎn)的TE視電阻率曲線的高頻部分的視電阻率值為參考，將對應(yīng)的TM視電阻率曲線進(jìn)行平移(肖騎彬等，2007).

3 二維大地電磁數(shù)據(jù)反演計算

大地電磁反演解釋技術(shù)已經(jīng)從早期的一維地電結(jié)構(gòu)假設(shè)進(jìn)入到如今快速、準(zhǔn)確的二維甚至三維反演成像階段.目前常用的幾種二維反演算法有RRI(快速松弛)(Smith and Booker，1991)、Occam(Constable et al.，1987)、REBOCC(Siripunvaraporn and Egbert，2000)和NLCG(非線性共軛梯度反演)(Rodi and Mackie，2001).在二維反演中，TE模式對深部結(jié)構(gòu)變化比較靈敏，而TM模式在橫向上能更準(zhǔn)確地反映實(shí)際模型，同時受高阻三維異常體影響較小(蔡軍濤和陳小斌，2010).若僅僅采用TM模式數(shù)據(jù)進(jìn)行二維反演計算，雖然能較好地擬合原始數(shù)據(jù)，但是當(dāng)采用TE+TM模式的聯(lián)合反演都能較好地擬合原始數(shù)據(jù)時，用聯(lián)合模式反演可以最大程度增加對反演模型的約束效果(肖騎彬等，2007)，提高反演結(jié)構(gòu)的可信性，從而得到更為可靠的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu).

本研究選擇了目前廣泛使用的NLCG反演方法對所選擇測點(diǎn)的數(shù)據(jù)進(jìn)行反演，分別選用TM模式和TE+TM聯(lián)合模式進(jìn)行了反演，反演的最終模型總體上基本一致(圖5)，但TE+TM聯(lián)合反演結(jié)果對異常體規(guī)模及其深度下邊界控制較為合理.在聯(lián)合反演中，TM模式的視電阻率和相位均采用5%的誤差門限，TE模式的視電阻率和相位采用的誤差門限分別是20%和10%，使反演模型盡可能擬合實(shí)測數(shù)據(jù).光滑因子τ的意義是數(shù)據(jù)擬合目標(biāo)函數(shù)和模型約束目標(biāo)函數(shù)的反演擬合權(quán)重調(diào)節(jié)的量，使最終的反演模型既能較好地擬合觀測數(shù)據(jù)，同時又使反演模型具有較好的分辨力.初始模型選擇為100 Ωm的均勻半空間，選用多個光滑因子對數(shù)據(jù)進(jìn)行了大量的反演對比，結(jié)果發(fā)現(xiàn)τ=30比較合理.

采用初始模型為電阻率100 Ωm的均勻半空間，經(jīng)過100余次的迭代計算，得到最終的電性結(jié)構(gòu)模型，其RMS值(擬合均方根偏差)為3.24.圖6給出了視電阻率和阻抗相位的實(shí)測數(shù)據(jù)以及TE+TM聯(lián)合反演的模型響應(yīng)數(shù)據(jù)的擬斷面對比圖，可以看出，實(shí)測數(shù)據(jù)與模型響應(yīng)數(shù)據(jù)擬合相對較好，二維電性結(jié)構(gòu)反演模型(圖7)的可信性較高.

4 深部電性結(jié)構(gòu)模型分析

基于二維反演得到的深部電性結(jié)構(gòu)模型同時考慮視電阻率曲線、阻抗相位曲線的變化特征，以及結(jié)合地表地質(zhì)和斷裂的出露與活動地塊的劃分，給出了沿測線80 km深度范圍內(nèi)的剖面電性構(gòu)造模型解釋圖(圖7).橫坐標(biāo)表示測點(diǎn)累積距離，縱坐標(biāo)表示反演得到的深度，顏色表示電阻率的對數(shù)值，藍(lán)色表示高阻，紅色反映低阻，過渡色表示中間電阻率.在斷裂帶發(fā)育的地方，往往存在破碎帶并賦含水或其他低阻介質(zhì)，同時斷裂帶使地層結(jié)構(gòu)發(fā)生異常變化，從而形成典型的低阻異常帶或電性梯度帶(葉高峰等，2009)；不同的構(gòu)造地質(zhì)單元的電性結(jié)構(gòu)通常存在明顯的差異(湯吉等，2005b；李冉等，2014).依據(jù)電性結(jié)構(gòu)模型并結(jié)合其他地學(xué)資料可用來研究地塊內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征及其相鄰地塊的深部接觸關(guān)系.一般地，電性急劇變化的地方通常是電性介質(zhì)分界面或者斷裂帶的反映；穩(wěn)定電性層的橫向變化可以反映構(gòu)造形跡.

圖5 TM反演和TE+TM聯(lián)合反演二維電性結(jié)構(gòu)Fig.5 2D resistivity structures obtained from the joint TM-only and TE+TM inversion. The sites RMS values are shown above each model

圖6 視電阻率與阻抗相位的實(shí)測數(shù)據(jù)以及模型響應(yīng)對比圖

圖7 二維反演電性結(jié)構(gòu)模型，部分測點(diǎn)的RMS值以及地質(zhì)構(gòu)造解釋圖

4.1 研究區(qū)主要斷裂帶分布

圖7顯示，該區(qū)域上地殼電性結(jié)構(gòu)比較復(fù)雜，高低阻相互交替出現(xiàn)，而中下地殼存在橫向不連續(xù)性的低阻層和上地幔電性介質(zhì)差異相對較小的分層特點(diǎn).電性結(jié)構(gòu)特征與地表地質(zhì)構(gòu)造格局相對應(yīng)，幾條大型斷裂：瀾滄江斷裂帶(F2)、紅河斷裂帶(F3)和小江斷裂帶(F10)將研究區(qū)域分為保山地塊、蘭坪—思茅地塊、川滇菱形地塊和華南地塊，各地塊在電性結(jié)構(gòu)上存在顯著的差異，各個主要斷裂帶在電性結(jié)構(gòu)上均表現(xiàn)為明顯的電性分界面或者電性梯度帶.

4.1.1 瀾滄江斷裂帶(F2)

該斷裂構(gòu)造帶基本上沿瀾滄江河谷延伸，并因此而得名，是岡瓦納古陸與華夏古陸之間的縫合帶，同時也是蘭坪—思茅地塊的西邊界(陳躍昆等，2009).瀾滄江斷裂帶屬三江斷褶帶，是三江斷裂系的中支，總體走向?yàn)楸北蔽鳌媳毕?，中部變化較大.該研究區(qū)域內(nèi)主要是瀾滄江斷裂帶的北段，總體上呈近南北向延伸，但微顯波狀彎曲，斷層近于陡傾直立，微向東傾.該斷裂帶具有走滑-逆沖推覆的特性，整個斷裂右行走滑，與蘭坪—思茅地塊整體向南東逃逸相適宜(鐘康惠等，2004).在剖面蘭坪以西2號測點(diǎn)附近，存在一組向東傾的電性梯度帶，該梯度帶即為瀾滄江斷裂(F2)，其在地表淺部東側(cè)為一高阻地層(電阻率約400～4000 Ωm)，西側(cè)地層電阻率值相對較低，為100 Ωm.在10 km深部以下存在殼內(nèi)低阻體C1，F(xiàn)2可能在深部與F3交匯，呈“y”字形結(jié)構(gòu).

4.1.2 滇西北斷裂帶群(F3、F4、F5)

滇西北斷裂帶群自西向東由紅河斷裂帶(F3)，龍蟠—喬后斷裂帶(F4)和鶴慶—洱源斷裂帶(F4)組成.紅河斷裂帶(F3)位于華南地塊與印支地塊之間，構(gòu)成青藏亞板塊和東南亞亞板塊的部分邊界斷裂，北起青藏高原.F3、F4、F5三條斷裂帶具有走滑逆沖推覆特征，蘭坪—劍川—鶴慶一帶的逆沖推覆構(gòu)造以東西向?yàn)橹?，同時該區(qū)域還分布劍川盆地、鶴慶盆地和洱源盆地等一系列的斷陷盆地(王運(yùn)生和王士天，2000).紅河斷裂帶(F3)構(gòu)成蘭坪—思茅盆地的東邊界，同時使0～10 km的高阻地層(電阻率約400～4000 Ωm)不連續(xù)；F3斷裂帶將低阻層切割為兩個低阻體C1、C2，使低阻層水平方向不連續(xù)，切割深度大于30 km.龍蟠—喬后斷裂帶(F4)為東傾逆沖斷裂，其傾角淺部較陡，深部逐漸變緩，推測其高阻體可能由侵入火山巖和海相沉積層構(gòu)成.紅河斷裂帶(F3)和龍蟠—喬后斷裂帶(F4)構(gòu)成川滇菱形塊體的西邊界.沿鶴慶—洱源斷裂帶(F5)存在一系列自西向東推覆的斷裂，地層在東西方向上的縮短，形成同方向的斷褶帶，該斷裂是中、新生代以來在老斷裂的基礎(chǔ)上發(fā)展形成的.劍川盆地和鶴慶盆地中上地殼(0～20 km)范圍內(nèi)，電性特征比較復(fù)雜，呈“低阻-高阻-低阻”分布，約18 km深度存在一低阻體(C3)，該區(qū)域內(nèi)上地殼構(gòu)造整體性較差，在結(jié)構(gòu)上形成了應(yīng)力積累和不斷釋放的環(huán)境，地震多次原地重復(fù)與該區(qū)構(gòu)造特性有關(guān).鶴慶—洱源一帶形成大規(guī)模剪切熱源型溫泉，它的形成與扭向相反的紅河斷裂帶(F2)和鶴慶—洱源斷裂帶(F4)在此交匯相關(guān)，根據(jù)斷層流體的釋放特征及其化學(xué)同位素組成表明，區(qū)域內(nèi)主要斷裂帶活動強(qiáng)烈(國家地震局地質(zhì)研究所和云南省地震局，1990)，沿活動斷裂帶強(qiáng)震和中強(qiáng)震重復(fù)發(fā)生，地震構(gòu)造帶與活動斷裂帶在空間分布上具有較好的一致性.地震震中主要位于斷裂帶上，與斷裂帶的延伸有一定的對應(yīng)關(guān)系.

4.1.3 程海斷裂帶(F6)

程海斷裂帶是滇西北地區(qū)東緣一條活動性大斷裂，其走向近南北，向西傾斜.該斷裂帶是次級構(gòu)造單元麗江臺緣褶皺帶與川滇臺背斜的構(gòu)造分界(李光容和金德山，1999).程海斷裂帶在布格重力異常圖上表現(xiàn)為南北向同形扭曲的重力低等值線梯級帶；在剩余重力異常圖上，斷裂帶大致與負(fù)、正異常區(qū)之間的零值線相吻合；在磁場異常圖上，程海斷裂帶則是正、負(fù)磁異常區(qū)的分界線(李光容和金德山，1990).永勝地區(qū)上地殼存在規(guī)模較小的低阻體，同時存在明顯的電性梯度帶，即為程海斷裂帶.沿該斷裂帶的斷面上，分布一定數(shù)量的地震.斷裂延伸深度約為30 km，與根據(jù)布格重力異常推測的深度相符.

4.1.4 滇東斷裂帶群(F7、F8、F9)

滇東斷裂帶群自西向東由元謀斷裂帶(F7)、易門斷裂帶(F8)和普渡河斷裂帶(F9)組成.元謀斷裂帶(F7)也稱為綠汁江斷裂帶是南北地震帶的南段的西緣邊界斷裂，具有左行剪切走滑特性(盧海峰等，2009).在攀枝花東側(cè)46號測點(diǎn)附近下方的高阻層不連續(xù)，存在電性間斷面，斷裂終止于中下地殼的低阻層，因此元謀斷裂帶是一條殼內(nèi)斷裂帶，沿斷層面有地震震中分布.

易門斷裂帶(F8)呈南北向展布，是一條多期活動的斷裂，印支期斷裂顯右旋張扭性，燕山期顯左旋壓扭性(俞維賢等，2004).測點(diǎn)51、52之間明顯存在電阻率漸變帶，電阻率自西向東由100 Ωm向10000 Ωm變化.斷裂帶匯聚到中上地殼低阻層內(nèi)(CL1).

普渡河斷裂帶(F9)走向近南北向，斷裂以左階斜列逆沖斷層組成，具有左旋扭動為主的運(yùn)動特征(俞維賢等，2004).測點(diǎn)57下部存在電性分界面，其西側(cè)淺部為低阻體，可能為第四系賦水沉積層，東側(cè)為高阻體，地表有變質(zhì)巖地層出露，斷裂終止于中上地殼低阻層(CL1).

4.1.5 小江斷裂帶 (F10)

小江斷裂帶(F10)是云南地區(qū)較為重要的活動斷裂帶，是川滇菱形地塊的東邊界，同時也是川滇菱形地塊與華南地塊的部分邊界，其走向?yàn)榻媳毕?，具有?qiáng)烈的左旋走滑的運(yùn)動特性，小江斷裂帶成為一個地震構(gòu)造較為復(fù)雜的區(qū)域(宋方敏等，1998).小江斷裂帶屬于現(xiàn)今仍在活動的斷裂，是一條強(qiáng)烈破壞性地震頻發(fā)的地震帶.測點(diǎn)64及其附近存在電阻率梯度帶，使低阻層CL1和低阻層CL2不連續(xù)，出現(xiàn)錯斷，表明小江斷裂帶至少切割深度到達(dá)Moho面.斷裂帶東側(cè)低阻層(CL1)的電阻率值約5～30 Ωm，埋深約15～25 km，斷裂帶東側(cè)低阻層(CL2)的電阻率值約1～10 Ωm，埋深約10～30 km.該區(qū)域表層低阻層可能是斷裂造成的破碎帶并充水導(dǎo)致.

4.1.6 黔西斷裂系

小江斷裂帶(F10)以東的區(qū)域位于川滇地塊與華南地塊之間的過渡帶，構(gòu)造運(yùn)動比較復(fù)雜，發(fā)育一系列的倒轉(zhuǎn)褶皺和逆沖推覆構(gòu)造(樂光禹，1991).宣威以東地區(qū)上地殼橫向呈高低阻相間的電性特點(diǎn)，20～30 km深度范圍內(nèi)存在低阻層.六盤水附近威寧—水城斷裂帶(F11)下方存在東傾的低阻帶，延伸深度約30 km，交匯于低阻層(CL5)，可能表明F11具有向西推覆的性質(zhì)，同時在測點(diǎn)90，宣威附近以及織金附近均出現(xiàn)相同的電性結(jié)構(gòu)特征，推測存在一系列的斷層，終止于低阻層(CL5).地塊之間的擠壓摩擦等作用，導(dǎo)致巖石發(fā)生部分熔融及脫水現(xiàn)象，產(chǎn)生低阻層(金勝等，2010)，該低阻層(CL5)可能為滑脫面，淺部構(gòu)造表現(xiàn)為向西逆沖推覆特征.殼內(nèi)低阻層是塑性軟弱層，難以積累應(yīng)變能，故將應(yīng)力傳遞給上部的脆性地殼，使之產(chǎn)生一系列的收斂于殼內(nèi)低阻層的斷裂.應(yīng)力的持續(xù)作用，致使上地殼的斷裂沿殼內(nèi)低阻層滑動，產(chǎn)生一系列的推覆構(gòu)造，從而使地殼增厚，低阻層可能表示殼內(nèi)一個主要的推覆滑脫層.黔西褶皺帶的深部電性結(jié)構(gòu)整體表現(xiàn)為電阻率較高，符合古老、穩(wěn)定的揚(yáng)子克拉通基底的電性特征.

4.2 研究區(qū)主要地塊的深部結(jié)構(gòu)

從電性結(jié)構(gòu)模型可以清楚地看出，不同地質(zhì)構(gòu)造單元其電性結(jié)構(gòu)特征一般存在比較明顯的差異，根據(jù)二維電性結(jié)構(gòu)的橫向分布特征并結(jié)合地質(zhì)資料，將研究區(qū)域自西向東劃分為蘭坪—思茅地塊、川滇菱形地塊和華南地塊三個主要構(gòu)造單元.

4.2.1 蘭坪—思茅地塊

蘭坪—思茅地塊(測點(diǎn)001～010)東鄰紅河斷裂帶，西接瀾滄江斷裂帶，位于歐亞板塊、印度板塊和特提斯三大構(gòu)造域的交匯部位，屬特提斯—三江構(gòu)造帶，曾是揚(yáng)子陸塊的大陸邊緣的重要組成部分，是伴隨古特提斯裂解而成為單獨(dú)的陸塊(陳躍昆等，2009).兩個極化模式的視電阻率曲線存在部分重合，尤其高頻部分(320～10 Hz)，表明淺層電性結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)一維層狀介質(zhì)，視電阻率呈特低、高、低阻的分布特征，測點(diǎn)007低頻部分的視電阻率值較低，可能存在規(guī)模較大的低阻體.

模型結(jié)構(gòu)顯示，地塊內(nèi)部電性結(jié)構(gòu)相對簡單、電性分層比較明顯.地塊自地表至15 km范圍內(nèi)為高阻層，電阻率約為500～3000 Ωm.區(qū)域地質(zhì)資料顯示，該區(qū)主要出露侏羅紀(jì)、白堊紀(jì)海相沉積地層，整體性比較好，同時混雜晚古生代和中生代火山巖，可能導(dǎo)致地層的電阻率值較高；在蘭坪東側(cè)表層1 km范圍內(nèi)存在較薄的低阻層，電阻率約30～100 Ωm.區(qū)域地質(zhì)表明，該區(qū)域內(nèi)分布白堊系的砂巖、礫巖和泥巖等地層；在15～30 km深度范圍內(nèi)出現(xiàn)兩個低阻體C1和C2，其電阻率在1～20 Ωm，紅河斷裂帶(F3)使其錯斷.接收函數(shù)結(jié)果表明(Gao et al.，2009)：滇西地區(qū)20～40 km深度范圍內(nèi)普遍存在低速層，S波速度與上地殼相比偏低0.4～0.8 km·s-1，其他地震方法研究也有相似的發(fā)現(xiàn)(胥頤等，2013；Yao et al.，2010).紅河斷裂帶是滇西北地區(qū)最重要的地?zé)岙惓^(qū)，大地?zé)崃髌骄?9.2 mW·m-2(徐青等，1992)，出露典型的深循環(huán)增溫型溫泉，最大循環(huán)深度達(dá)9 km(周真恒等，1995),在晚古生代和中生代，該地區(qū)火山活動十分強(qiáng)烈，因此推測低阻體C1和C2處于高熱狀態(tài)，其可能由局部熔融物質(zhì)形成的.低阻體C2一直向東延伸至上地幔，并與鶴慶下方10～20 km深度的低阻體C3相連，鶴慶地區(qū)的大地?zé)崃髦禐?7.1 ～98.5 mW·m-2(徐青等，1992)，可能由于低阻體C3埋深較淺再加上鶴慶地區(qū)斷裂分布比較復(fù)雜，導(dǎo)致該地區(qū)熱流值大于蘭坪地區(qū).

4.2.2 川滇菱形地塊

小江斷裂帶和紅河斷裂帶分別構(gòu)成了川滇菱形地塊(測點(diǎn)011～068)的東、西邊界.該區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造比較復(fù)雜，在地塊東西兩緣發(fā)育一系列的近NS斷裂帶，其中程海斷裂帶和元謀斷裂帶將地塊分成三個電性結(jié)構(gòu)不同的亞地塊.在這三個亞區(qū)內(nèi)，視電阻率和阻抗相位曲線也表現(xiàn)不同的特征，根據(jù)曲線形態(tài)也可分成與斷裂相對應(yīng)的地塊區(qū)段.

第一亞區(qū)：測點(diǎn)011～028之間，即紅河斷裂帶和程海斷裂帶之間，分布有劍川盆地和鶴慶盆地兩個斷陷盆地.視電阻率曲線形態(tài)變化不是特別明顯，高頻部分曲線重合，低頻部分曲線分離，部分測點(diǎn)視電阻率值在周期500 s左右出現(xiàn)極小值.二維反演結(jié)果顯示劍川鶴慶附近存在約1 km的沉積層，對應(yīng)的是兩個斷陷盆地.在15 km深度范圍內(nèi)存在上地殼高阻層，推測由巖漿活動形成的火山巖和變質(zhì)作用導(dǎo)致的變質(zhì)巖構(gòu)成的混合地層.鶴慶下方10～20 km存在低阻體C3，在23號測點(diǎn)及附近下方5 km中存在規(guī)模較小的低阻體，推測可能是原來的殼內(nèi)低阻層(CL4)受強(qiáng)烈的構(gòu)造變形后的殘留部分.結(jié)合大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)，推測低阻體與地下熱物質(zhì)有關(guān).此地塊深部存在兩層低阻層CL3和CL4，其中CL4埋深較淺，呈西傾.CL3規(guī)模較大，電阻率值略高于CL4低阻層，略呈東傾，其向東水平延伸約200 km.

第二亞區(qū)：測點(diǎn)029～046之間，即程海斷裂帶和元謀斷裂帶之間，對應(yīng)的是滇中塊體.該區(qū)的視電阻率曲線高頻段約n×10 Ωm，在周期10 s左右出現(xiàn)極大值，而后視電阻率曲線開始降低.從二維反演的電性模型來看，自地表至約30 km深度存在高阻體，電阻率值從500～n×104Ωm，東西延伸約75 km，高阻體的西段埋深約20 km，高阻體的東段規(guī)模較大.地震學(xué)研究表明該區(qū)域存在殼內(nèi)高速層(熊紹柏等，1993；吳建平等，2013；徐濤等，2015).在晚古生代該區(qū)域發(fā)生了與地幔柱活動有關(guān)的大規(guī)模的峨眉山玄武巖噴發(fā)，攀枝花位于峨眉山玄武巖噴發(fā)前由地幔柱活動引起的地殼穹窿構(gòu)造的核心部位(Xu et al.，2004；Lo et al.，2002)，此次活動導(dǎo)致大量的基性和超基性幔源物質(zhì)侵入地殼，形成該區(qū)域典型的攀西雜巖帶，構(gòu)成了該地區(qū)明顯的近地表高阻巖體.在30～50 km深度范圍內(nèi)存在中下地殼低阻層(CL3)，推測起初是地殼內(nèi)部的一些原生或者重熔的巖漿房，隨著碰撞造山運(yùn)動，因?yàn)槠淞W(xué)強(qiáng)度較低，容易產(chǎn)生形變，所以在擠壓構(gòu)造應(yīng)力作用下形成一個軟弱層，促使上部巖層運(yùn)動.同時巖層的運(yùn)動又使軟弱層的剪切形變加劇，摩擦產(chǎn)生熱能引起溫度升高，導(dǎo)致巖層發(fā)生部分熔融，致使電阻率降低，形成低阻層.

第三亞區(qū)：測點(diǎn)047～068之間，即元謀斷裂帶與小江斷裂帶之間的區(qū)域，對應(yīng)的是南北地震帶的南段部分.該區(qū)域電性結(jié)構(gòu)比較復(fù)雜，上地殼比較破碎，在橫向呈高低阻交替分布的一種格局.在會東地區(qū)下方存在中地殼低阻層(CL1)，其電阻率值低于十幾歐姆米，埋深在15～25 km范圍內(nèi)，呈向西傾的形態(tài)，東半部分厚度大于西半部分.在小江斷裂帶以東(華南板塊的西部)會澤地區(qū)下方存在規(guī)模較大的中上地殼低阻層(CL2)，電阻率值小于10 Ωm.低阻層由中間部分向東西兩側(cè)傾，西側(cè)傾角大于東側(cè)，在小江斷裂帶的左旋剪切作用下形成上凸?fàn)睿渎裆罴s10～35 km，西側(cè)厚度約15 km，大于東側(cè)10 km厚度.這一地區(qū)地震活動性強(qiáng)，構(gòu)造發(fā)育，地下巖層較破碎，巖石裂隙和孔隙度較大，金沙江沿斷裂帶流過，導(dǎo)致破裂巖層含水豐富，致使從地表至十幾公里埋深處的電阻率值較低(孔祥儒等，1987).結(jié)合其他MT剖面，孟連—羅平大地電磁測深剖面橫跨小江斷裂帶的南端，與玉溪地區(qū)下方發(fā)現(xiàn)的中下地殼低阻體的結(jié)構(gòu)特征具有相似性(李冉等，2014)；Bai等(2010)研究發(fā)現(xiàn)青藏高原存在兩條巨大的中下地殼低阻異常帶，其中一條從羌塘地體沿金沙江斷裂帶、鮮水河斷裂帶向東延伸，在四川盆地西緣轉(zhuǎn)向南，最后通過小江斷裂和紅河斷裂之間的川滇菱形塊體；孫潔等(2003)在川滇菱形北部塊體發(fā)現(xiàn)存在大規(guī)模的低阻體；通過對青藏高原東邊緣石棉—樂山MT剖面(趙國澤等，2009)和冕寧—宜賓MT剖面(萬戰(zhàn)生等，2010)研究發(fā)現(xiàn)，在青藏高原東邊緣和四川地塊之間存在中地殼低阻體并認(rèn)為是青藏高原東邊緣帶向東南方向擠出作用下形成的“管流層”.地震層析成像(Wang et al.，2003；胥頤等，2013；吳建平等，2013；Bao et al.，2015)和人工地震(熊紹柏等，1993)在小江斷裂帶附近均發(fā)現(xiàn)殼內(nèi)低速異常層，同時小江斷裂帶區(qū)域?yàn)榈卣鸩ǜ咚p區(qū)(馬宏生等，2007；周連慶等，2008).利用重力數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)(樓海和王椿鏞，2005)，該區(qū)域淺部和深部密度分布不一致，及深淺構(gòu)造不一致.小江斷裂帶區(qū)域內(nèi)大地?zé)崃鞯钠骄颠_(dá)到85 mW·m-2(徐青等，1992)，莫霍面溫度為965～1000 ℃，巖石圈溫度為1528～1536 ℃，居里面埋深約21 km(周真恒和向才英，1997)，巖層可能發(fā)生部分熔融，導(dǎo)致電阻率降低，形成低阻層.這一地區(qū)的低電阻率、低波速、低Q值和高熱流值以及新生代堿性巖漿巖和金屬礦的分布，體現(xiàn)出熱流傳輸通道的構(gòu)造特征，因此推測低阻層CL1和CL2與青藏高原物質(zhì)東南逃逸的下地殼流和局部管道流相關(guān).4.2.3 華南地塊

該區(qū)域位于小江斷裂帶以東地區(qū)(測點(diǎn)069～110).從二維反演的電性結(jié)構(gòu)來分析，以宣威為界可分為東西兩部分.西半部分的殼內(nèi)低阻層在4.2.2節(jié)中已討論，本節(jié)主要討論東半部分的電性結(jié)構(gòu)特點(diǎn).華南板塊東部地區(qū)可分為三個電性層，第一層為橫向上高低阻相間的電性結(jié)構(gòu)層，深度范圍為0～15 km，地表發(fā)育一系列北西向斜列式的大型褶皺帶，同時具有逆沖推覆的運(yùn)動特性，這是形成第一層電性層的原因；在15～20 km深度范圍內(nèi)出現(xiàn)低阻層(CL5)，電阻率約幾十歐姆米，推測為滑脫面；隨著深度的增加，電阻率值也逐漸增大，電阻率最大值約1000 Ωm，表現(xiàn)為揚(yáng)子板塊所具有的較“冷”、較“硬”的特征，符合古老、穩(wěn)定的揚(yáng)子克拉通基底的電性特征.

5 區(qū)域電性結(jié)構(gòu)特征和孕震環(huán)境分析

5.1 區(qū)域電性結(jié)構(gòu)特征

青藏高原東南緣蘭坪—貴陽大地電磁測深剖面，在橫向上，自西向東分布為蘭坪—思茅地塊、川滇菱形地塊和華南地塊，電性結(jié)構(gòu)的橫向分區(qū)與各個地塊的劃分有明顯的一致性，各個地塊的電性結(jié)構(gòu)存在明顯的差異.川滇菱形地塊的中下地殼電阻率值遠(yuǎn)低于穩(wěn)定的華南地塊和蘭坪—思茅地塊的電阻率的值，意味著下地殼的物質(zhì)易于發(fā)生塑性流動，為地殼的運(yùn)動變形提供了依據(jù).其中川滇菱形地塊的結(jié)構(gòu)相對復(fù)雜，地殼上部的電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為高低阻相間分布，與地表斷裂帶的分布特征相一致.瀾滄江斷裂帶(F2)、紅河斷裂帶(F3)、程海斷裂帶(F6)以及小江斷裂帶(F10)等區(qū)域性斷裂帶在電性結(jié)構(gòu)模型上均表現(xiàn)為電性梯度帶或低阻異常帶.其中，小江斷裂帶(F10)和紅河斷裂帶(F3)分別構(gòu)成川滇菱形地塊的東西邊界，兩斷裂可能是切穿地殼的深大斷裂，與地震學(xué)結(jié)果相對應(yīng)(熊紹柏等，1993；吳建平等，2013；Yao et al.，2010；鄭定昌等，2014).小江斷裂帶區(qū)域大地?zé)崃髦递^高，金沙江沿斷裂帶流過，推測其下部的低阻層由巖石的部分熔融和沿斷裂帶下滲的流體共同導(dǎo)致的.

蘭坪—思茅地塊存在中上地殼低阻層，川滇菱形地塊中西部存在下地殼低阻層，其原因可能由高溫導(dǎo)致的下地殼部分熔融所致，其熱源可能來自上地幔頂部，川滇菱形地塊東部和華南地塊西部存在中上地殼的低阻層.川滇菱形地塊中部攀枝花附近的低阻層埋深最深，而華南地塊西部會澤附近的低阻層埋深則最淺.蘭坪—思茅地塊和川滇菱形地塊中下地殼的低阻層可能與青藏高原物質(zhì)的東南逃逸有關(guān).宣威以東的華南地塊中上地殼存在低阻層，而下地殼不存在低阻層，其下地殼和上地幔的電阻率較高.程海斷裂帶以東至易門斷裂帶以攀枝花為中心的地區(qū)上地殼存在明顯的高阻區(qū)，同時泊松比值相對較高 (胡家富等，2003；李永華等，2009)，這與攀西古生代富含鐵鎂質(zhì)的基性和超基性幔源物質(zhì)侵入地殼形成變質(zhì)巖體(Lo et al.，2002；He et al.，2003；張招崇等，2006)具有很好的對應(yīng)性，地殼幔源物質(zhì)的侵入增強(qiáng)了地殼介質(zhì)的力學(xué)強(qiáng)度，對青藏高原的物質(zhì)東南向移動起一定的阻擋作用，引起物質(zhì)堆積，從而致使川滇塊體的北部次級塊體抬升，但這一巖體被幾條斷裂帶分割，其完整性遭到破壞.

5.2 區(qū)域孕震環(huán)境分析

此區(qū)域的主要應(yīng)力來源有：印支地塊的NE和NNE向的作用力；羌塘地塊以及川滇菱形地塊的SE和SSE向的作用力；華南地塊的NW和NNW向作用力(錢曉東等，2011).這三個方面的作用力控制了該區(qū)域主要的斷層活動和強(qiáng)震活動.將沿測線上大于MS3.0地震震中和測線附近20 km內(nèi)大于MS5.0地震震中投影在二維電性結(jié)構(gòu)模型上，可以看出地震震中主要分布在控制地塊邊界的斷裂帶上，同時也是電阻率變化的梯度帶.剖面經(jīng)過的紅河斷裂帶和小江斷裂帶為地震多發(fā)地帶，程海斷裂帶可以進(jìn)一步將川滇地塊劃分成麗江臺緣褶皺帶和川滇臺背斜，1515年6月17日永勝8.0級地震和2001年10月27日永勝6.0級地震均與程海斷裂帶有關(guān)系(周光全等，2002).該區(qū)域以淺層地震為主，與淺部復(fù)雜的電性結(jié)構(gòu)有密切的關(guān)系.地震震中一般分布在高阻與低阻的接觸轉(zhuǎn)換帶上(趙國澤等，2009)，這種電性介質(zhì)的非均勻搭配關(guān)系有利于地震的孕育.地震一般孕育在電阻率較高的堅硬巖體之中，其周圍存在相對低阻體，這是因?yàn)榈妥梵w在力學(xué)性質(zhì)上是以軟弱介質(zhì)為特征的，不利于應(yīng)力的積累，易發(fā)生蠕變，易形成應(yīng)力的傳遞，若低阻體含有大量的流體時，還會降低裂隙的破裂度，而相鄰的高阻巖體則與之相反，其剛性強(qiáng)，易于應(yīng)力的積累，同時也易于發(fā)生脆性破裂.在應(yīng)力的作用下，由于各個巖體的形變量不一致，必然造成高阻堅硬巖體中應(yīng)力的集中，當(dāng)應(yīng)力的積累超過巖石破裂強(qiáng)度的限度時，則會發(fā)生地震.紅河斷裂帶、程海斷裂帶和元謀斷裂帶一側(cè)均存在高阻體，該區(qū)域大于MS6.0的地震也集中在這幾個斷裂上.此外還有部分地震震中位于低阻層上方，其原因?yàn)榈妥鑼拥牧W(xué)性質(zhì)比較軟弱易造成滑脫，與上部的高阻剛性巖體受力運(yùn)動位移不一致，容易導(dǎo)致應(yīng)力的積累，最終發(fā)生地震.低、高阻體與高、低熱流區(qū)有一定的對應(yīng)關(guān)系，在高、低熱流區(qū)的邊界地帶，由于熱應(yīng)力的差異，也會造成巖層變形的差異，從而形成應(yīng)力的集中.對該區(qū)域內(nèi)的地震震中分析發(fā)現(xiàn)大部分震源位于高、低阻交界帶的高阻一側(cè)，其原因可以解釋為：低阻體難以積累能量，但便于應(yīng)力的傳輸，而高阻體可能積累足以引發(fā)地震的應(yīng)變能，為該區(qū)域的孕震環(huán)境提供一定的理論模型.

2014年8月3日16時30分云南省昭通市魯?shù)榭h(27.1°N，103.3°E)，發(fā)生MS6.5地震，震源深度12 km，地震發(fā)生在NE向昭通—魯?shù)閿嗔迅浇?，此次地震為高傾角左旋走滑型地震(徐錫偉等，2014a，2014b).昭通斷裂帶是川滇菱形地塊東邊界帶的一部分，結(jié)構(gòu)上表現(xiàn)為南東向推覆，具有逆沖分量的右旋走滑的運(yùn)動性質(zhì)，昭通斷裂帶活動與形變的動力源直接來自大涼山次級塊體的南東向運(yùn)動，間接來自川滇地塊的南南東向運(yùn)動(張培震，2008；聞學(xué)澤等，2013).魯?shù)榈卣鹫鹬芯鄷杉s80 km，會澤地區(qū)附近的深部低阻層CL2埋深較淺(約10 km)，與震源深度比較接近，低阻層CL2與魯?shù)榈卣饍烧咧g是否存在必然的聯(lián)系，要做進(jìn)一步的研究.

由于該剖面的西端跨過瀾滄江斷裂帶的距離較短，未能獲得完整的瀾滄江斷裂帶的電性結(jié)構(gòu)和構(gòu)造特征.若將剖面向西延伸，在獲得瀾滄江斷裂帶和怒江縫合帶的可靠的電性結(jié)構(gòu)與構(gòu)造特征后，可進(jìn)一步討論青藏高原物質(zhì)的逃逸的下地殼物質(zhì)流.

6 結(jié)論

(1) 云南蘭坪-貴州貴陽MT剖面的探測結(jié)果研究表明，電性結(jié)構(gòu)的分布特征與區(qū)域構(gòu)造特征基本一致，不同地塊的電性結(jié)構(gòu)存在顯著的差異. 紅河斷裂帶、程海斷裂帶及小江斷裂帶等區(qū)域性斷裂帶在電性結(jié)構(gòu)模型上均為電性突變帶或低阻異常帶. 以這些主要斷裂帶為界，電性結(jié)構(gòu)橫向上呈明顯的分塊特征，與區(qū)域構(gòu)造塊體的劃分有較好的一致性.

(2) 研究區(qū)域內(nèi)普遍存在殼內(nèi)低阻層，但地塊之間存在明顯的差異，可能反映了低阻層的成因是不相同的. 川滇菱形地塊東部的殼內(nèi)低阻層與青藏高原及其周緣的殼內(nèi)低阻層具有一定的對比性，推測是由地殼的部分熔融和含鹽流體共同作用的結(jié)果，與青藏高原物質(zhì)東南逃逸的下地殼流和局部管道流有關(guān). 華南地塊的殼內(nèi)低阻層，推測為滑脫面，其下方電阻率較高，符合古老、穩(wěn)定的揚(yáng)子克拉通基底的電性特征.

(3) 不同地塊之間的邊界帶與地震構(gòu)造帶具有較好的對應(yīng)性，川滇菱形地塊的東部所對應(yīng)的南北地震帶，高、低阻交錯分布，斷層發(fā)育，利于地殼應(yīng)力和地震能量的積累和釋放，成為地震多發(fā)區(qū)，并發(fā)現(xiàn)地震震中一般分布在高、低阻的接觸轉(zhuǎn)換帶上，其中含流體的低阻體起到了重要作用.

致謝 感謝江漢石油管理局物探公司在野外資料采集中提供的支持和中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)李永東博士在GMT繪圖方面提供的指導(dǎo)；感謝兩位匿名審稿人提出的建設(shè)性的批評意見.

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(本文編輯 何燕)

Electrical structure and seismogenic environment along the border region of Yunnan，Sichuan and Guizhou in the south of the North-South seismic belt

CHENG Yuan-Zhi1， TANG Ji1*， CHEN Xiao-Bin1， DONG Ze-Yi1， XIAO Qi-Bin1， WANG Li-Bo2

1StateKeyLaboratoryofEarthquakeDynamics，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China2JiangxiEarthquakeAdministration，Nanchang330039，China

The Tibetan plateau is the result of the collision of the Indian and Eurasian plates during the Cenozoic, which began circa 50 Ma. The southeastern margin of the Tibetan plateau is located between the plateau and the South China block, including most of Sichuan and Yunnan provinces and a part of Guizhou in southwest China. They have been extensively studied. Several models have been proposed to explain the deformation and uplift of the eastern Tibetan plateau. The first model is that lateral extrusion of rigid blocks created the major strike-slip faults in the region, and in the second model, ductile channel flow in the middle/lower crust causes the thickening of the crust and uplift of the plateau. The debates of these models center on whether the deformation is localized in the mantle or in the upper crust.

In order to study the deep electrical structure of the southeastern margin of the Tibetan plateau, MT data along the profile L2 were collected during the period from June to September in 2011. The observation equipment was MTU-5A systems manufactured by Phoenix of Canada and LEMI-417 made in Ukraine. All five components of the time-varying electromagnetic field (Ex,Ey,Hx,HyandHz) were recorded at every MT site. The total length of the MT profile was about 750 km. The number of super-long period MT sites, long period MT sites and conventional MT sites was 12, 52 and 58, respectively. The average site span was approximately 7 km. Time series were continuously recorded at each site for about 20 hours in the case of conventional MT, 40 hours for long-period MT and 10～15 days for super-long-period MT experiment. The sounding frequencies of the super-long period MT site, long-period MT site and conventional MT site are 320 Hz～30000 s, 320 Hz～5000 s and 320 Hz～2000 s, respectively, which were suitable to invert the structure of the crust-uppermost mantle in the area.

The remote reference MT technique and the robust data processing method were employed. The subsurface dimensionality and directionality were assessed using the Bahr tensor decomposition and phase tensors. The results of 2-D skewness show that the skewness of most sites is less than 0.3, and the part of longest periods is greater than 0.3. The electric strike of most sites is in N—S, which is basically in accordance with tectonic strike and perpendicular to the profile. The non-linear conjugate gradients (NLCG) was used in the 2D inversion. The initial models were constructed with 100 Ωm uniform half-space and an incorporating topography. Before the start of inversion, the mutual consistency between apparent resistivity and phase data were processed using the rhoplus method. According to the L-curve analysis,τ=30 was an optimal selection in final inversion. We selected the joint TE+TM mode. The error floors were set to 5% for the apparent resistivity and phase of TM, and 30% and 20% error floors were set for apparent resistivity and phase of TE, respectively. The root mean square (RMS) misfit of data was 3.24.

Based on the final inversion model of the target profile, the location of main faults, boundaries and their extension to depth of the high-resistivity layer in upper mantle are inferred from the results. We analyzed and discussed the regional dynamics and structure of the seismogenic environment. The study shows that the electrical structure of crust and upper mantle along the profile is consistent with the regional tectonic structure. The distribution of high conductivity layers in crust and relief of high conductivity layers in upper mantle may reflect the property and evolution history of tectonics. The high-conductivity layers of upper crust exist in the Lanping-Simao block east of the Sichuan-Yunnan region block and west of the South China block. The high conductivity layers of lower crust are present in the west of the Sichuan-Yunnan region block. The high conductivity layer is deepest in the area nearby Panzhihua in the centre of the Sichuan-Yunnan region block. The high-conductivity layer is the shallowest in the area nearby Huize. The deep electrical structure derived from this work may provide evidence to elucidate the influence of the material channel flow of southeast of the Tibetan plateau in the Sichuan-Yunnan region block.

North-South seismic belt； Magnetotellurics； Electrical structure； High-conductivity layer； Seismotectonics

10.6038/cjg20151107.

地震行業(yè)科研專項(xiàng)項(xiàng)目(201008001-02)資助.

程遠(yuǎn)志，男，1986年生，博士研究生，主要從事于電磁測深與動力學(xué)方面的研究工作.E-mail:cheng_110194@126.com

*通訊作者 湯吉，男，1963年生，研究員，博士，主要從事于電磁方法理論與應(yīng)用研究工作.E-mail:tangji@ies.ac.cn

10.6038/cjg20151107

P315,P631

2015-01-22，2015-10-29收修定稿

程遠(yuǎn)志， 湯吉， 陳小斌等. 2015. 南北地震帶南段川滇黔接壤區(qū)電性結(jié)構(gòu)特征和孕震環(huán)境.地球物理學(xué)報，58(11):3965-3981,

Cheng Y Z, Tang J, Chen X B, et al. 2015. Electrical structure and seismogenic environment along the border region of Yunnan，Sichuan and Guizhou in the south of the North-South seismic belt.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):3965-3981,doi:10.6038/cjg20151107.