云南南部地区深部电性结构特征研究

李冉，汤吉，2＊，董泽义，肖骑彬，2，詹艳，2

1中国地震局地质研究所，北京 100029

2地震动力学国家重点实验室，北京 100029

1 引言

云南地区（21°N—29°N，97°E—106°E）位于青藏高原东南缘，是印度板块与欧亚大陆北东向碰撞挤压的前沿地带和深部物质逃逸地带，由于青藏高原隆升产生的构造运动及地壳深部物质逃逸的影响，使这一地区的构造活动非常复杂，地震活动也十分强烈，是中国大陆显著的强震活动地区之一（周海涛等，2011）.

有研究表明，每年由印度板块与青藏块体碰撞作用向云南地区累计输入约相当于一次6.8级地震的能量（皇甫岗等，2010），因此云南地区的孕震能力很强.据统计，仅从20世纪以来，云南有记录的5级以上地震327次（部分数据来自中国地震台网地震目录），其中6.0～6.9级强震69次，7级以上大震13次（皇甫岗等，2000）.云南地震资料显示强震一般发生在地震的活跃期，两次活跃期之间也有一段时间的平静期，例如，1970年通海7.8级地震26a后，丽江发生7.0级地震；到目前为止，丽江地震发生已经16a，云南地区至今还未发生7级以上地震，但6级以上地震逐渐突出.有趋势表明云南即将或已进入强震活跃时段，未来面临强震连发的严峻局面，因此对云南地区的孕震构造特征研究以及未来发震形式的评估显得尤为重要.

云南地区的深大断裂以南北向的怒江断裂、澜沧江断裂、程海断裂、元谋—绿汁江断裂和小江断裂及北西向的金沙断裂和红河断裂为主.这些大断裂把云南地区划分为腾冲块体、保山块体、兰坪—思茅弧后盆地、盐源—丽江陆缘坳陷、滇中坳陷、康滇古隆起、滇东坳褶带等构造单元，组成了云南地区的构造格架（苏有锦等，1999）.

大地电磁测深方法是研究地下深部电性结构的重要方法，其研究结果可以从电导率或电阻率随深度的变化推测地球深部岩石圈结构和物质组成及状态，以寻找如断层带、高阻岩体或低阻局部熔融体等地球内部特殊结构，为地球动力学、地质灾害防治、矿床成因研究等提供重要的支撑（金胜等，2010），为地球深部孕震环境提供科学依据.

在青藏高原及东边缘地壳上地幔的电性结构及地震成因的研究中，各国学者都取得了不少有价值的成果.在川西—藏东地区进行的大地电磁测深研究中，孙洁等（2003）推断现今川滇菱形北部块体处于热状态，是近代活动块体之一；汤吉等（2005）通过对青藏高原东北缘进行的大地电磁测深观测，得到了该区地壳深部电性结构，赵国泽等（2004）对此提出了该区强烈构造变形的动力学机制；詹艳等（2005）在海原弧形构造区的深部电性结构研究中发现了其壳内低阻带不连续发育，显示了海原大地震的深部结构和构造背景；近年来有关青藏高原及其附近地区的地壳上地幔的低阻层的研究也得到了很多突破性的进展，魏文博等（2009）在青藏高原岩石圈导电性结构与流变性的研究中讨论了藏中、藏北和藏南岩石圈的流变性问题，提出了中下地壳的部分熔融理论；白登海等（2010）在对青藏高原东部大地电磁测深研究中，证明了地壳流模型；Unsworth等（2005）在对青藏高原南缘喜马拉雅深部电性构造研究中也证实大规模的“地壳流”的存在.这些研究对解释已经发生的构造变形、地震活动、深部成矿及预测未来的地震活动等具有深远意义.

孟连—罗平大地电磁测深剖面位于青藏高原东南缘板块活动带，穿过云南耿马—澜沧、思茅—普洱和通海三个典型的强震活动区（见图1）.通过在该区的大地电磁测深研究，得到了云南南部地区近70km深度的地壳上地幔电性结构特征及相互关系，为该区的强震孕震环境和地球动力学解释提供电性依据.

2 数据采集、处理、分析与反演

2.1 剖面位置

大地电磁测深研究是喜马拉雅项目“中国大陆深部孕震环境探查”第一期“南北地震带南段”的研究内容之一，布设了两条大地电磁测深（MTMagnetotelluric）剖面.本研究区位于中国西南部地区的云南省境内，测线沿孟连—思茅—罗平布设，总长近569km.

图1剖面（方框中所示）即为本文所阐述的大地电磁测深剖面，该剖面西起孟连，向东穿过云南的主要构造单元左贡—耿马褶皱系、三江褶皱系和华南褶皱系，并跨过澜沧江断裂带、哀牢山—红河断裂带、楚雄断裂和小江断裂，经过耿马—澜沧强震区、思茅—普洱强震区和通海强震区.沿剖面布设了114个大地电磁测深点，测点间距平均在5km左右，但是在大型断裂带附近及主要强震区加密.

2.2 野外观测及资料处理

图1 云南地区地质构造与大地电磁测深剖面点位图I保山地块，II思茅地块，III川滇菱形块体，IV滇东南加里东褶皱带.F1：怒江断裂；F2：澜沧江断裂；F3：打洛—景洪断裂；F4：木戛断裂；F5：无量山断裂；F6：阿墨江断裂；F7：哀牢山断裂；F8：红河断裂；F9：绿汁江断裂；F10：普渡河断裂；F11：小江断裂；F12：弥勒—富源断裂；F13：弥勒—师宗断裂；F14：楚雄—建水断裂.Fig.1 Yunnan regional tectonic map and location of MT sites I Baoshan block，II Simao block，III Sichuan-Yunnan rhombus-shape block，IV Southeastern Yunnan caledon fold belt.F1：Nujiang fault；F2：Lancangjiang fault；F3：Daluo-Jinghong falut；F4：Mujia falut；F5：Wuliangshan falut；F6：Amojiang fault；F7：Ailaoshan fault；F8：Red River fault；F9：Lüzhijiang fault；F10：Pudu river fault；F11：Xiangjiang fault；F12：Mile-Fuyuan fault；F13：Mile-Shizong fault；F14：Chuxiong-Jianshui fault.

野外工作共完成114个有效大地电磁测深点的测量，野外测量采用了凤凰公司生产的MTU-5A型大地电磁测深仪器采集的常规和长周期大地电磁测深资料，以及乌克兰生产的超长周期大地电磁测深仪采集的超长周期大地电磁测深资料，其频带为0.00002～320Hz（测点详情见图1所示）.在数据采集过程中，在离测线500km以外电磁干扰很小的地方布设了远参考站.所有常规MT测点的野外记录时间不小于20h，长周期MT测点的观测时间不小于40h，超长周期的记录时间不小于10天，但在后续的资料处理和反演解释过程中，仅选取了常规周期的大地电磁测点资料进行处理.

野外观测资料为原始的时间序列数据，以便资料处理时可以剔除受人文噪音干扰的信号.每个测点观测完成后马上进行现场的初步资料处理，若数据质量不合格，立即进行复测或改变位置重新测量.资料处理采用凤凰公司提供的SSMT2000数据处理软件，观测到的时间序列数据经过傅氏变换，得到电磁场的自、互功率谱后，采用远参考Robust资料处理技术（Egber and Booker，1986）估算大地电磁张量阻抗，以提高数据处理的质量；再对各频率的功率谱进行资料挑选，剔除因干扰噪音引起的飞点资料，经编辑处理后得到各观测点的视电阻率和阻抗相位、主轴方位角、二维偏离度和倾子等资料的数据.为消除局部三维异常体对视电阻率和阻抗相位带来的畸变影响，采用了Bahr张量阻抗分解技术（Karsten，1990）对114个常规的大地电磁测深点进行了张量阻抗分解.

2.3 曲线分析

每个测点的视电阻率和阻抗相位曲线反映了该测点地下电性随深度的变化和该地区测点及附近地下介质的电性不均匀性特征.通过对全部大地电磁测深点的视电阻率曲线和相位曲线分析发现，沿剖面的曲线形态变化与地块过渡具有很好的对应关系，不同地块中的视电阻率和阻抗相位具有不同的曲线形态，同一地块的不同测点曲线具有相似性.图2显示了从南西至北东分布在保山地块（001-012）、思茅地块（013-042）、川滇菱形块体（043-078）和滇东坳褶带（079-114）的12个典型测点的视电阻率（ρs）和阻抗相位（φ）曲线，它们反映了不同区块的电性结构特征.

图2 大地电磁剖面典型测点视电阻率（Ωm）与相位（°）曲线图Fig.2 Apparent resistivity（Ωm）and phase（°）curve of typical MT sites

图3 二维偏离度（Bahr张量分解）Fig.3 Two-dimensional skewness（Bahr-impedance tensor decomposition）

在图2中，003和010测点属于保山地块，视电阻率和相位曲线形态大致相同，视电阻率先随深度的增加（频率减小）而减小—增大—减小，在深部又有增大的趋势，初步分析可能存在壳内的相对低阻层；020、029和039测点位于思茅地块，曲线结构整体上有相似的特点，地下介质的视电视阻率大致随深度增加而减小，但在细节上还是存在一些差异，初步判断壳内深部存在低阻体，不同测点的视电阻率曲线形态的区别又可能是由于壳内的低阻体规模存在差异；051、063、071号测点位于川滇菱形块体上，因该块体地质结构上就比较复杂，多条断裂发育，在视电阻率曲线形态上表现为壳内有相对高阻体的存在，在深部电阻率减小；082、092、105和109号测点属于滇东坳褶带，在图2中可以看到该区测点的视电阻率曲线较其他地块相对复杂，曲线形态波动较多，该区深部结构可能也会相对复杂一些.

2.4 区域维数分析和电性构造走向

大地电磁测深阻抗的二维偏离度是反应地下介质电性结构维数特征的参数，它的取值范围可判别地下介质的维数特征，以了解地下介质电性结构的复杂程度.二维偏离度数值越小，说明地下介质越趋于二维结构，在深部探测中，当二维偏离度小于0.3时，二维解释是可以接受的.采用Bahr技术对114个测点进行了张量阻抗分解，结果（见图3）显示研究区内大部分测点分解前后的视电阻率和阻抗相位变化不大，整体受畸变影响很小，大部分测点的整体二维偏离度很小（s＜0.3），可近似为二维结构.

对114个测点的不同频段的区域电性主轴方位角进行统计分析（图4），发现在低频段（0.0001～1Hz）、中频段（1～10Hz）和高频段（10～320Hz）的电性构造主轴方位角在不同块体及断裂带上有些波动，但除局部测点，总体上主轴方位角的变化在120°～160°之间.结合该区地质和断裂构造走向多为北西30°，以及剖面方向北东60°的特点，判断地下的电性构造走向基本与剖面垂直，因此，将阻抗旋转到测线方向（-30°）进行二维反演.研究区横跨云南南部不同的区块及深大断裂，其横向上结构复杂，对比该剖面的TE模式和TM模式的反演结果，我们发现TM模式的反演结果在横向上更直观地反映地下实际结构，因此最终选择TM模式对这条剖面全部测点进行二维非线性共轭梯度法反演.

2.5 反演结果

目前，在大地电磁测深反演运算中，比较常用的MT二维反演法主要有快速松弛（RRI）反演（Smith and Booker，1996）、Occam反演（Constable etal.，1987）和非线性共轭梯度反演（NLCG）（Rodi and Mackie，2001）等方法.在本研究中，二维反演选用TM模式，采用由陈小斌开发的MT-pioneer反演软件（蔡军涛等，2010），应用二维非线性共轭梯度法（NLCG），对沿剖面各测点观测的视电阻率和相位进行了反演.

将所有的观测资料旋转-30°，即到剖面方向（北东60°），这一方向基本与前面分析的区域电性构造走向垂直.因此，将沿剖面方向的视电阻率和阻抗相位曲线规定为TM曲线（H极化），垂直剖面方向的曲线规定为TE曲线（E极化）.二维NLCG反演中所选取的不均匀模型网格，在水平方向上遵循一个网格内只能有一个测点，但相邻两个测点之间有1～3个网格的原则，因测点间距为5～10km，所以网格长度大约在1～3km，这样的网格选取既不影响数据的拟合度，又能更好地反映地下的复杂结构；在垂直方向上，采用随深度增加逐渐加大的方式选取网格间距.

图4 典型测点的主轴方位角（图中数字单位为°，最下面一行数字为测点号）（a）0.00001～0.1Hz；（b）0.1～10Hz；（c）10～320Hz.Fig.4 Electrical regional structure strike angle of typical MT sites

反演的理想效果是能够使得反演模型较好地拟合数据，同时又能得到光滑的模型.反演目标函数中的正则化因子影响了反演目标函数的拟合方向，即正则化因子越大，所得模型越平滑，正则化因子越小，数据拟合越好，但反演模型粗糙.L曲线分析（Hansen etal，1992）是选取最佳反演正则化因子的一种有效方法，本文选取1—500区间内共13个正则化因子（500，300，200，100，80，70，60，50，40，30，20，10，1）进行多次反演，得到如图5所示的L曲线，其纵轴为拟合均方差（RMS），表示数据拟合程度，横轴为模型约束目标函数的平方根，评价模型光滑程度.从L曲线中看出，曲线的拐点对应正则化因子为50，再通过对比不同正则化因子的反演结果，最终选取τ＝50的反演模型，此时的反演结果既保证了模型的光滑度，又能较好地拟合数据（RMS＝3.62）.

图5 不同反演参数下的正则化因子曲线（图中数字为正则化因子）Fig.5 L-curve for regularization factor analysis in different inversion factors

3 电性结构分析

根据二维反演处理的电性结构以及视电阻率和阻抗相位曲线的特点，结合地表地质和断裂出露的情况以及活动地块的划分，绘制了电性构造解释图（见图6）.其中，白色虚线为推断的断裂，由地震观测结果推测莫霍面深度为40～50km（张中杰等，2005）.总体来看，电性结构表现出上地壳（0～20km）构造比较复杂，低阻层和高阻层相互交错，下地壳（20～40km）横向上发育有不连续的低阻层，其中规模较大地区如图6中A、B、C所示，而沿剖面的深部电性结构特征显示与区域地质构造有较好的对应关系.根据地质构造的地块划分来看，每个区块的地下电性结构都有不同程度的差异.

反演模型见图6b所示，其中蓝色表示相对高电阻率，红色表示相对低电阻率.由反演模型可以看出，沿测线地下介质的电性结构表现为横向分块，纵向分层的特点.

图7所示为MT剖面视电阻率与阻抗相位的观测值与反演结果的拟合情况，由图中可见视电阻率曲线及阻抗相位的拟合情况良好，表明二维反演结果具有较高的可信度.

3.1 地块电性特征

二维电性结构图直观地表现出电性结构的分块特征，自西南向东北分别为保山地块（区块I）思茅地块（区块II）、川滇菱形块体（区块III）、滇东坳褶带（区块IV），他们之间的边界分别为澜沧江断裂带、哀牢山—红河断裂带以及小江断裂.

3.1.1 保山地块

保山地块（001—012）位于澜沧江断裂南支以西，属滇西南地区.耿马—澜沧强震区位于研究区的澜沧—勐遮断裂带与打洛—景洪断裂带交接处（云南省地质矿产局，1990）（见图1），该区地震频发，强震突出，地表发育有多条横纵交切的活动断裂带，主要包括澜沧江断裂带、木戛断裂带、打洛—景洪断裂带、澜沧—勐遮断裂带等等.

由资料处理得到的全部测点的视电阻率曲线表明，该区块001—009号测点的视电阻率曲线形态基本一致，只有在靠近澜沧江断裂带的测点曲线形态发生变化.图2中所示的003号测点，两个极化方式的视电阻率曲线基本重合.

在二维反演结果图（见图6b）中显示，地块中电性结构相对简单，008号测点以西地区从地表到约5km深度，发育一相对高阻层，电阻率总体在100～300Ωm；5～15km的上地壳发育有一低阻层，电阻率总体在10Ωm以内，15km以下是高阻.而009—012号测点的地下0～25km深度却发育有一规模较大的高阻区，电阻率高达10000Ωm以上，高阻层以下表现为相对低阻.壳内低阻层在构造运动中起着重要的作用，它被普遍认为是塑性的软弱层，活动性与可塑性强.耿马—澜沧强震区位于地壳低阻薄层与高阻体的交界处，因其西南部受到印度板块挤压，东部受到思茅块体及川滇菱形块体的阻挡，上部地壳便沿低阻层滑动或逆掩，形成了特殊的构造带（孙洁等，1989），导致该区的构造活动十分强烈，地形受到强烈切割.保山地块中的木戛断裂、打洛—景洪断裂和澜沧—勐遮断裂的交接地带都曾发生过5.5级以上地震，因此推测该区地震多发与地壳中电性结构的不均匀性以及多条断裂带交错及相互作用有密不可分的联系.

3.1.2 思茅地块

思茅地块（013—042）位于澜沧江断裂带及哀牢山—红河断裂带之间，隶属唐古拉—昌都—兰坪—思茅褶皱系，该地块发育有一条较大的北北西走向的无量山断裂带，以及位于其东侧的把边江断裂和阿墨江断裂，把该地块分成东西两个部分.

图6 孟连—罗平剖面测点地质构造（a）及地壳上地幔电性结构（b）解释图（上面为沿剖面各测点点位示意图）白色实线、虚线：断裂；黑色圆圈：强震区震源深度.LMF：澜沧—勐遮断裂；LCJF：澜沧江断裂；WLSF：无量山断裂；ALSF：哀牢山断裂；HHF：红河断裂；CJF：楚雄—建水断裂；CTF：楚雄—通海断裂；XJF：小江断裂；MFF：弥勒—富源断裂；MSF：弥勒—师宗断裂.Fig.6 Electrical conductivity structure of crust and upper mantle and electrical tectonic analysis along the MT profile Menglian-Luoping（The diagram of sites along the profile for the above）Real and dashed line in White：Fault；Circle in black：Depth of strong earthquakes.LMF：Lancang-Mengzhe fault.LCJF：Langcangjiang fault；WLSF：Wuliangshan fault；ALSF：Ailaoshan fault；HHF：Red river fault；CJF：Chuxiong-Jianshui fault；CTF：Chuxiong-Tonghai fault；XJF：Xiaojiang fault；MFF：Mile-Fuyuan fault；MSF：Mile-Shizong fault.

图7 二维反演模型视电阻率、相位拟合断面图（a1）观测的视电阻率；（a2）模型计算得到的视电阻率；（b1）观测的阻抗相位；（b2）模型计算得到的阻抗相位.Fig.7 Apparent resistivity and phase curve pseudosection map of two-dimension inversion model（a1）Observation apparent resistivity；（a2）Computation apparent resistivity；（b1）Observation impedance；（b2）Computation impendace.

从各测点的视电阻率曲线来看，整体上曲线的构造形式有较大变化，曲线形态也直观地显示，在无量山断裂附近地下介质的高阻特点及东西两侧地下介质中存在规模较大的低阻层.

通过二维反演结果显示，思茅地块深部电性结构表现为上下分层，横向不连续的特点.无量山断裂带附近0～15km发育有一规模较大的高阻体，电阻率大约在10000Ωm以上，该高阻体将思茅地体分为东西两部分，这两部分在结构上有相同点，也存在差异，如图6b中A、B两红色区域，电阻率总体在1～100Ωm之间，它们规模都较大，但是在埋深和规模上有所区别.

低阻体A的埋深在15～40km之间，东西跨度约60km，平均电阻率大约在10Ωm以内，其边界有向两侧上地壳延伸的趋势.在低阻体A以上的0～15km深度发育有一高阻盖层，电阻率高达1000～10000Ωm.由该区地表区域地质资料显示的火山岩夹层出露情况来看（见图6b），其地质历史时期火山活动较强烈，从普洱地区附近的温泉分布情况来看，也说明该区地壳内的地热活动仍十分活跃.低阻体B的埋深大约在7～30km之间，东西跨度约60km，平均电阻率大约在10Ωm以内，形态表现为中间薄两边厚的蝶状，其上0～10km发育两个相对高阻层，分布于以阿墨江断裂为界的两侧.无量山断裂带是一条重要的地震活动断裂带，历史上沿该断裂带曾发生多次MS6.0级以上强震，思茅—普洱强震区就位于无量山西麓，结合该区地质资料和地热资料等推断其地震成因与深部构造运动和热驱动机制有关.

3.1.3 川滇菱形块体

处于红河断裂以东，小江断裂以西的云南地区（043—078）属于川滇菱形块体南端.该区域地况复杂，断裂互相交错，有北北西走向为主的楚雄—建水断裂，南北走向的普渡河断裂、小江断裂、弥勒—富源断裂等深大断裂发育（见图1）.

大地电磁测深结果显示，该区地下5～50km的地壳上地幔低阻体规模较大（如图6b低阻体C），电阻率总体在100Ωm以内，大部分电阻率值为1～10Ωm.该低阻体向东延伸部分离地表较近，且电阻率值略高于西侧.低阻体C的西侧靠近地表附近有一组破碎低阻薄层，初步推断其成因为红河断裂带在历史上经历从左旋水平位移转变为右旋走滑、伴随不等量的垂直运动的过程中，地表岩石的大规模破碎及上下物质的交换，实际上红河断裂带东南段在现代构造活动中的运动已大为减弱（柴天俊和杨继武，1992）.低阻体C以上的0～15km深度内发育横向上不连续的相对高阻块体，电阻率约为100～1000Ωm.综合该地块地壳上地幔的电性结构特征，结合其区域地质构造和板块划分，若向西北方向追踪，我们发现该低阻体与羌塘地体中下地壳的管流体（Bai etal.，2010；叶高峰等，2007；Wei etal.，2001；Unsworth etal.，2004），以及川滇菱形块体中下地壳的弱物质层相对应（白登海等，2011），认为这是青藏高原地壳低阻管流通道的西南出口.本文中低阻体C的埋深与前人的研究结果存在一定的差异，是由于本文在川滇菱形块体的大地电磁剖面测点的点距为2～5km，在二维反演时数据约束条件更多，反演得到的电性结构模型反映的壳内低阻层特征可能更加精细.

3.1.4 滇东坳褶带

滇东坳褶带是华南加里东褶皱系的西段，位于小江断裂带东南地区（079—114），区域地质图中可以看到地表出露多条错综复杂不同走向的断裂（见图1）.

大地电磁测深结果表明，该区中上地壳由一系列复杂的高阻体和低阻体组成（见图6b），尤其在师宗地区，地下5～10km处发育有一相对高阻体，电阻率约1000Ωm，周围是放射状的低阻体，电阻率约为10～100Ωm，电性结构十分复杂.区域地质资料显示，与测线方向近平行的罗平、师宗、泸西、朋普等地区属于罗平—师宗断褶束，地质构造以北东向断裂为主，表现为断裂密集的断褶束特点.弥勒—师宗断裂是该区的一条深大断裂，由一系列的倾向NW、倾角40°～60°的逆冲断层组成（董云鹏等，1999），尽管本研究所在的测线与弥勒—师宗断裂的夹角很小（15°左右），但从电性构造主轴来看，其构造走向与剖面西部基本一致，得到的地下介质的电性结构仍对褶皱带地区有直观的显示.深部电性结构表明上地壳区域发育有一相对高阻层，下覆的相对低阻体（100Ωm左右）向上地壳延伸，将高阻层以弥勒—师宗断裂为界在其东西两侧分为两个小的高阻体.在区域地质构造图中能够看出，该区与邻区川滇菱形块体出露的石炭系、二叠系的沉积相比，此处发育的三叠系沉积与川滇菱形块体有较大区别（见图6b）.实际上，该区属于稳定的华南地体，在最近一个世纪内并没有较大的地震发生，地质资料显示滇东坳褶带大约形成于古生代早期地壳运动的加里东运动，现代活动减弱.

3.2 边界断裂带分布

3.2.1 澜沧江断裂带

澜沧江断裂总体近南北向延伸，呈北西向弧形弯曲，境内长达800km，是青藏高原东南缘重要的地块边界断裂带.澜沧江断裂带总体向东倾斜，而研究区所在区域为澜沧江断裂带南段，断裂带在该段的倾角大致呈垂直向（钟康惠等，2004）.地质物探资料显示断裂带控制了岩浆活动和变质作用，说明澜沧江是一条深大断裂带.澜沧江断裂的走滑逆冲推覆构造得到各界学者的一致共识，地震历史资料和现代仪器记录都表明，澜沧江断裂带上地震活动比较弱，整条断裂带上仅仅在凤庆地区发生过一次5.5级破坏性地震（李祥根，2010）.地球深部电性结构显示，澜沧江断裂的上地壳（0～20km）中发育有规模较大的高阻体，电阻率高达10000～100000Ωm，高阻体在断裂带附近被阻断，断裂带两侧地块中都发育有连续性的规模较大的低阻层，并且都有向该断裂延伸减薄的趋势，从电性结构特点上也可以看出澜沧江断裂是一条深大断裂.

3.2.2 哀牢山—红河断裂带

哀牢山—红河断裂带是我国西南地区地质历史时期最为重要的一级构造单元边界断裂带之一，北起青藏高原东部，斜贯云南及越南北部，向东南延伸进入南海海域，总体呈北西—北北西走向，长达1000多公里，整体呈NE倾向，倾角较大，总体在50°～75°之间（柴天俊等，1992）.该断裂带实为两条近平行的深大断裂的南段，分别为程海—哀牢山大断裂及金沙江—红河大断裂（郑庆鳌等，2006）.

根据地质历史资料显示，哀牢山—红河断裂带在现代地质时期处于弱边界作用（吴海威和杨继武，1989）.大地电磁测深结果显示，哀牢山断裂和红河断裂分别位于近地表高阻带的东西两端，均是低阻层与高阻体的交界，高阻层的电阻率大约为100～10000Ωm，两侧低阻层电阻率大约为1～100Ωm.区域地质资料显示哀牢山—红河断裂带出露由一系列片岩、变粒岩、片麻岩、花岗质混合岩及大理岩组成的深变质岩系，而这种特殊的电性结构也为该区地下地质构造的复杂性及其地质历史时期的陆块碰撞作用提供了地电学的依据.

3.2.3 小江断裂

小江断裂作为川滇菱形块体与华南地体的边界带，备受地质学家关注.根据地质资料显示，小江断裂在加里东、华力西、印支、燕山和喜马拉雅运动期一直都有活动，而且现今仍较活跃（云南省地质矿产局，1990），已有的地震资料显示，小江断裂是一条具有强破坏性的地震频发的活动断裂带（钱晓东和秦嘉政，2008）.断裂带呈南北走向，全长约450km，在东川以南地区分成东西两分支.深部电性结构特征为大规模低阻体的发育，电阻率约10Ωm左右，深度为3～20km，上覆0～3km的相对高阻层，电阻率100～1000Ωm.小江断裂在现代活动方式以左旋走滑为主，在印度板块向北楔入及青藏高原隆起的过程中，断裂带西部的川滇菱形块体向南东方向挤出，地球深部发育的上地壳低阻体及西侧块体中下地壳低阻体为这种理论提供了电性依据.

3.3 强震区电性特征

大地电磁测深剖面穿过云南南部地区的三个强震区：耿马—澜沧强震区、思茅—普洱强震区和通海强震区，在地电模型中（见图6b），我们可以观察到它们的震源在埋深上有一个共同特点，就是都处于壳内低阻体与高阻体交界变化的电性梯度带上.这个现象表明，强震的发生，与壳内低阻体的存在以及其与高阻体位置关系有密不可分的联系.

3.3.1 耿马—澜沧强震区

该强震区位于保山地块，由电性结构模型（见图6b）可以看出，其震源多位于地壳低阻薄层与高阻体的交界处，因保山地块西南部受到印度板块挤压，东部受到思茅块体及川滇菱形块体的阻挡，上部地壳便沿低阻层滑动或逆掩，形成了特殊的构造带，导致该区的构造活动十分强烈，地形受到强烈切割.保山地块中的木戛断裂、打洛—景洪断裂和澜沧—勐遮断裂的交接地带都曾发生过5.5级以上地震，因此推测该区地震多发与地壳中的电性结构不均匀性以及多条断裂带交错及相互作用有关.

3.3.2 思茅—普洱强震区

该强震区位于思茅地块内，地处无量山西麓.无量山断裂带是一条重要的地震活动断裂带，历史上沿该断裂带也曾发生多次MS6.0级以上强震，如图6b中所示，思茅—普洱强震区处于低阻体A与无量山断裂带下高阻体的交界处，低阻体的电阻率为1～10Ωm，推测该低阻体可能与局部熔融有关.地表地质资料显示，该区火山岩出露广泛，地质历史时期火山活动较强烈，普洱地区及附近温泉广泛分布，也说明该区地壳内的地热活动仍十分活跃.推测该地震区的强震活动可能与深部构造运动和热驱动机制有密切关系.结合该区地球化学结果和区域地质资料及大地热流值（100～150mV·m-2）（Hu etal.，2000），推测该地震多发区强震成因可能由深部构造运动和热驱动机制有密切关系.

3.3.3 通海强震区

通海强震区位于川滇菱形块体南段，红河—哀牢山断裂带以东，深部电性结构模型（见图6b）显示，其震源区位于地壳低阻体C的东西两部分交界处，上覆一系列规模较小的高阻体，电阻率约为100～1000Ωm.距离该强震区附近发育有小江断裂这一活动的断裂带，近代地震记录也表明，沿断裂带上地震频繁的发生，我们有理由推测该区的强烈的地壳活动性与活动断裂带的发育及地球深部低阻热物质的流动等构造运动有直接的联系.

4 结论和讨论

沿剖面分布的三个强震带分别位于保山地块、思茅地块和川滇菱形块体，从图6b中可以看出，耿马—澜沧强震区、思茅—普洱强震区和通海强震区地下深部电性结构都位于低阻层与高阻体的交界处，且附近断裂密布，断裂活动频繁，这些都表明地壳的活动性是导致该地区发生大地震的重要因素.而相比之下，地震空白区在深部电性结构上的特点是无大规模低阻体与高阻体的接触，断裂的活动性相对较弱.如剖面穿过的澜沧江断裂带南段，该断裂带虽是一条深大断裂，但多种资料表明，其近代活动性较弱；哀牢山—红河断裂带也是一条深大断裂，且在历史构造运动中，作为重要边界带，起到影响对该区地层发育、岩浆活动等的控制作用，但在现代构造运动中已转为弱边界作用；滇东坳褶带在现今的构造中基本处于平静的状态，虽然在地下深部电性结构上显示该区具有局部低阻体与高阻体相互交错的特点，但因为其位于稳定的华南地块，目前并无大地震发生的可能.

本研究开展的大地电磁测深剖面所穿过的三个强震区，其地壳中普遍存在大规模的低阻异常体，那么是否就可以认为低阻异常是导致其强震发生的原因.一般认为，造成地壳导电率升高的主要因素包括地下导电体（如金属矿体、石墨等）、地下流体、熔融体等.而在青藏高原及其周围地区进行的大地电磁测深研究（赵国泽等，2004，2008；刘美等，2010；Bai etal，2010；叶高峰等，2007；魏文博等，2009；汤吉等，2005）表明，在青藏高原内部以及其东边缘壳内存在连续的“管流”通道，即具有低黏滞度的部分熔融和含盐流体等软物质流，其特点是容易流动.正是这些容易流动层起着能量传递的作用，使该区地壳内保持活动性，也是强震孕震的条件.

总体来说，通过本研究大致得到以下几点结论：

（1）沿孟连—罗平剖面的大地电磁测深反演结果得到了一个令人比较满意的深部地电结构模型，直观地显示了沿剖面上各测点地下的电性结构，清晰地反映出高阻体和低阻体的位置，大致与该区地表的区域地质构造相对应.

（2）测线通过云南南部地区的三个强震区，在深部电性结构上存在着一个共同的特点，就是震源区附近的壳内低阻体和局部高阻体的普遍存在，地震大多发生在高低阻变化的梯度带上，这种对应关系在其他地震区也普遍存在.

（3）根据青藏高原以及周围地区的大地电磁测深的研究成果，发现在羌塘地体及青藏高原东缘中下地壳也有与川滇菱形块体深部的低阻异常体相似的异常，认为是青藏高原壳内热物质向其东南方向移动的管流通道的延伸.壳内低阻体能量的传递和高阻体能量的积累作用有可能使云南南部地区地块内部断裂维持活动状态，为该区三个强震区的孕震环境提供理论模型.

对于研究区的部分测点地下电性结构倾向局部三维构造，二维反演在某种程度上不能满足其电性结构的全部要求，在该区开展三维反演的工作应是必不可少的，但由于某种原因本文不能一一阐述，在未来的研究中应加大力度对大地电磁测深三维反演工作进行更深一步的研究.

致谢 本文在计算中应用了陈小斌研究员的大地电磁反演软件，江汉石油管理局物探公司在野外资料采集中付出了辛勤的劳动，以及本文的评阅人为本文提出了非常有益的修改建议，在此作者对中国地震局地质研究所电磁组的全体成员予以的帮助和指导一并表示衷心的感谢.

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