南北地震带南段川滇黔接壤区电性结构特征和孕震环境

程远志， 汤吉*， 陈小斌， 董泽义， 肖骑彬， 汪利波

1 中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室， 北京 100029 2 江西省地震局， 南昌 330039



南北地震带南段川滇黔接壤区电性结构特征和孕震环境

程远志1， 汤吉1*， 陈小斌1， 董泽义1， 肖骑彬1， 汪利波2

1 中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室， 北京 100029 2 江西省地震局， 南昌 330039

本文利用大地电磁测深数据，对穿过兰坪—思茅地块和川滇菱形地块以及进入扬子地块的云南兰坪—贵州贵阳大地电磁测深剖面展开了深部电性结构研究.采用大地电磁数据处理分析以及反演技术，对观测资料进行了由定性到定量全面地分析，通过二维非线性共轭梯度反演得到了沿剖面的较为详细的地壳上地幔电性结构，结合其他地质和地球物理资料的分析，对该剖面的二维电性结构进行解释，确定了主要断裂带和边界带的位置以及深部延伸情况，同时确定了壳内低阻层的分布位置，最后进行了区域动力学和孕震构造环境的探讨.研究表明：剖面壳幔电性结构分块性特征与区域地质构造分布特征基本一致，不同地块的电性结构存在显著差异，其中川滇菱形地块的结构相对复杂，上地壳的电性结构为高低阻相间分布特征，电阻率的突变带与地表断裂具有很好的对应关系；兰坪—思茅地块存在中上地壳低阻层，川滇菱形地块中西部存在下地壳低阻层，川滇菱形地块东部和华南地块西部存在中上地壳的低阻层；川滇菱形地块中部攀枝花附近的低阻层埋深最深，而华南地块西部会泽附近的低阻层埋深则最浅；兰坪—思茅地块和川滇菱形地块的中下地壳的低阻层可能与青藏高原物质的东南逃逸有关；华南块体的宣威以东的下地壳不存在低阻层，华南块体下地壳和上地幔的电阻率较高；攀枝花附近的高阻体可能是峨眉山玄武岩喷发导致底侵作用及幔源物质上侵的结果.

南北地震带； 大地电磁测深； 电性结构； 低阻层； 地震构造

1 引言

川滇地区位于扬子地台、松潘—甘孜褶皱系、三江褶皱系及华南褶皱系交汇地区，同时该地区处于青藏高原东南缘，是欧亚板块和印度板块相互作用的边缘地带，是印度板块向青藏块体北北东向挤压作用引起强烈地壳变形的前沿地带.该区大地构造环境独特，不同走向、规模和活动强度的断裂纵横交错，强震活动频繁，地震灾害严重，是中国大陆内部地震活动最强的地区之一(李坪，1993；宋方敏等，1998；苏有锦和秦嘉政，2001；韩渭宾和蒋国芳，2004；陈跃昆等，2009；皇甫岗等，2010).青藏高原东南缘是软弱物质运移(Clark and Royden，2000；Royden et al.，2008)的关键位置，软弱物质运动方向由南南东向南转换的地区(Wang et al.，2001；Zhang et al.，2004)，是研究的热点地区.该区域分布较大的北西向和近南北向断裂带，如澜沧江断裂带、红河断裂带、程海断裂带、小江断裂带、威宁—水城断裂带等，是新生代以来构造变形强烈、地块间相互作用典型表现地区之一(李坪，1993；宋方敏等，1998；苏有锦和秦嘉政，2001)，对于该地区的深部构造特征和变形机制的研究是当今的热点课题.

为研究该地区的地球动力学机制与大陆强震孕震环境，近三十年来，众多学者在云南地区先后开展了大量的地球物理工作.如，利用天然地震资料开展地震波层析成像、接收函数、横波分裂以及噪声成像等方法揭示了云南及周边地区壳幔结构的变化特征以及各向异性(Huang et al.，2002；Gao et al.，2009；Yao et al.，2010；吴建平等，2013；胥颐等，2013)，为该区域内主要断裂带的深部特征、地震孕育环境等提供重要的深部依据；同时在该区域也布设了多条人工地震探测剖面(熊绍柏等，1993； 张中杰等，2005a, 2005b；Zhang and Wang，2009)，对这些剖面进行了多次和多方法的分析和处理，得出云南地区Moho面埋深南浅北深，同时对该区域地壳增厚方式以及低速层的分布等问题取得新的认识；一些学者利用大地电磁测深法研究该区域的深部电性结构(孙洁等，2003；赵国泽等，2009； Bai et al.，2010；万战生等，2010；李冉等，2014)，为该区域的深部电性结构、断裂分布和重大边界带的位置和深部延伸提供新的资料和认识.青藏高原东南缘的小江断裂带为川滇菱形块体的东南边界断裂，具有强烈的新构造活动，断层破碎带最宽达500 m，最大左旋位移可达5～7 km，地震活动和其他地质灾害频繁(宋方敏等，1998).这种复杂多变的构造特征预示着地下深部同样存在极其复杂和特殊的地质构造，目前已有研究对小江断裂带等地区的构造模式和深部特征等问题还存在争议.

大地电磁是研究地球深部电性结构的重要方法之一，其研究结果根据地下电阻率的变化来推测深部物质的结构、物质组分以及赋存形态，从而探测断裂带、高阻岩体以及低阻局部熔融等特殊结构.国内外学者利用大地电磁在壳幔结构研究中取得许多很有价值的成果：如Wei等(2001)、金胜等(2010)的研究表明，在青藏高原中下地壳普遍存在低阻层，其形成原因可能是由于地壳岩石的部分熔融或者部分熔融与含盐流体共同作用的结果；汤吉等(2005a)在阿尔山火山区发现新、老两条火山带，分别为热、冷状态，其深部可能是同源的；Unsworth等(2005)在对青藏高原南缘喜马拉雅深部电性结构研究中推断存在大规模的“地壳流”；肖骑彬等(2007)获得大别山超高压变质带深部电性结构，并提出该区域的演化模式；赵国泽等(2009)基于深部电性结构来分析汶川地震成因，提出松潘甘孜地块运动方向与龙门山断裂带形成“丁”字形构造，龙门山断裂带显示为较陡直的电性边界，便于应力的积累，可能是汶川地震发生的深部构造背景.

本研究将利用云南兰坪—贵州贵阳剖面(图1)的大地电磁测深数据，开展深部电性结构研究；基于深部物质的电性结构，重点探讨川滇地区的地壳上地幔结构及其横向变化特征，确定各个地块之间的深部边界以及区域的壳幔构造模式和孕震区深部结构环境.

2 大地电磁野外观测、数据处理与分析

2.1 剖面位置与观测

在地震行业科研专项(喜马拉雅计划) “南北地震带南段地下电性结构探测研究”课题资助下，在云贵川地区布设两条大地电磁测深剖面(图1)，本文基于兰坪—贵阳剖面(L2)开展研究和讨论.该剖面东起贵州清镇市，向西经贵州六盘水市、四川攀枝花市，至云南兰坪县，剖面长度约750 km，东西走向，剖面基本垂直于区域构造走向，穿过的主要构造单元有华南地块、川滇菱形地块和兰坪—思茅地块，共设计并完成了大地电磁测深点168个，其中，常规MT点104个，长周期MT点52个，超长周期的测点12个.其频率范围是：常规MT测点为320 Hz～2000 s，长周期MT测点为320 Hz～5000 s，超长周期MT测点为320 Hz～30000 s.野外采集使用国际先进的大地电磁观测仪器MTU-5A和超长周期大地电磁仪LEMI-417，在每个测点上，观测两个正交的电场分量(Ex、Ey)和三个正交磁场分量(Hx、Hy、Hz)(x代表南北方向，y表示东西方向，z代表垂直方向).常规测点的记录时间大于20 h，长周期测点的记录时间大于40 h，超长周期测点的记录时间大于10天.为保障获得较好的原始数据，观测过程中布设远参考点，全部仪器利用GPS进行同步观测.本文选择其中12个超长周期MT测点和52个长周期MT测点以及58个常规MT测点进行联合反演，平均点距7 km.

图1 青藏高原东南缘地质构造与大地电磁测线L1(蓝色)和L2(红色)分布图绿色圆点为地震震中位置，红色圆点为本文的测点位置，蓝色圆点为已发表的L1测线测点位置(李冉等，2014)，黑色实线为断裂带，右上角黑色方框内为研究区域. F1：怒江断裂；F2：澜沧江断裂；F3：红河断裂；F4龙蟠—乔后断裂；F5：鹤庆—洱源断裂；F6：程海断裂；F7：元谋断裂；F8：易门断裂；F9：普渡河断裂；F10：小江断裂；F11：威宁—水城断裂.Ⅰ 兰坪—思茅地块；Ⅱ 川滇菱形地块；Ⅲ 华南地块；2014-08-03鲁甸地震震源机制解引用USGS结果.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 资料处理方法

数据处理采用Phoenix公司提供的SSMT2000数据处理软件，记录的原始时间序列数据经过快速傅里叶变换由时间域转化为频率域，得到测站和远参考站的电磁场自、互功率谱，并进一步采用Robust张量阻抗估计(Chave and Thomson，1989；Egbert，1997)和远参考道技术(Gamble et al.，1979)计算各个测点的大地电磁阻抗张量信息，前者能最大程度地消除“飞点”数据的影响，而后者则可以有效地消除信号中不相干噪声的干扰.最终得到质量较好的视电阻率曲线和阻抗相位曲线.为消除局部三维异常体对视电阻率和阻抗相位造成的畸变影响，分别采用Bahr阻抗张量分解(Bahr，1991)和相位张量阻抗分解技术(Caldwell et al.，2004)对所有测点进行处理和分析.运用可视化大地电磁资料处理和解释集成系统MTPioneer对资料进行处理计算(陈小斌等，2004)，得到二维偏离度(Bahr，1991)、电性主轴方位角以及倾子等参数数据.

2.3 区域维性分析与电性主轴走向

在获得与频率相关的阻抗张量数据后，需对数据进行维性分析，从而确认适合的数据反演方法(1D/2D/3D)，采用Bahr提出的维性判别参数——二维偏离度(S) (Bahr，1991)对该区域电性结构特征进行分析.理论上，在一维或者理想二维介质中，二维偏离度的值应为0.但在实际应用中，几乎不存在偏离度等于0的情况，不过可以根据S值的大小，定性地判别地下介质偏离二维的程度，图2给出二维偏离度沿剖面分布的情况，大部分的测深数据的二维偏离度小于0.3，只是在断裂带附近的个别测点的低频数据的S值为0.5，深部可能存在三维结构，或者是由长周期数据受干扰所致.总体情况，剖面整体表现为二维性特征，地下电性结构可以用二维模型近似解释.

图2 Bahr二维偏离度示意图Fig.2 Comparison of the skewness of all sites along the survey line (Bahr impedance tensor decomposition)

对于二维介质，沿构造走向方向，地下介质的导电性可以近似认为是稳定不变的，故构造的走向和倾向可以看作相互正交的两个电性主轴.因此，在对大地电磁测深数据进行二维反演之前，须先确定测线所经区域的构造走向，并将X轴旋转至构造走向方向.Bahr阻抗张量分解后，得到所有测点全部频率的电性主轴，图3为部分测点的电性主轴方位角统计“玫瑰图”，其中两个长轴分别表示走向轴和倾

向轴，存在90°的不确定性，结合区域地质资料来进行判别.由于高频数据资料主要探测浅层地质情况，接近二维性质，因此在对阻抗张量的极化模式的识别时，出露的地质信息以及该区域的主要断裂带走向起着至关重要的作用.区域内主要断裂带的走向为近南北向，可以排除与之垂直的方位角.电性主轴方位角在不同地块和断裂带附近存在少许差别，例如在程海断裂带附近电性主轴方位角总体上在-5°～5°之间波动.分析所有测点的全部频点的构造主轴特征并结合区域地质构造走向结果表明，该测线经过区域的构造走向为近南北向，而实际布设的测线走向为东西，与区域地质走向近似垂直，故阻抗数据无需旋转，其中XY模式为E极化(TE)模式，YX模式为H极化(TM)模式.

2.4 测深曲线分析

视电阻率和阻抗相位曲线类型可定性地反映地下电性介质的分布特征，如电性分层、构造分区、相对埋深和各电阻率的相对变化情况.剖面自西向东横穿三个构造单元：兰坪—思茅地块、川滇菱形地块和华南地块，沿剖面的曲线形态变化与地块过渡具有很好的对应关系.测点001～010位于兰坪—思茅地块、测点011～068位于川滇地块(其中050～068测点横穿该区域内的一系列的近南北的断裂带)、测点069～110位于华南地块.图2展示了由西至东分布在三个不同区块上的典型测点的视电阻率和阻抗相位曲线.兰坪—思茅地块内测点曲线类型以KH型为主，视电阻率呈现“低-高-低”形态，高频视电阻率反映沉积盖层的电性特征；1～0.1 Hz区间的视电阻率极大值与上地壳高阻基底相关；低频段的相对低值与中下地壳内的低阻层对应.川滇地块内的测点曲线类型变化比较复杂，在地块边界处尤其明显，如测点015和测点056位于地块边界多条断裂带交汇处，其视电阻率值明显低于其他测点，反映出该地区地质构造运动和变形的复杂性.华南地块内的测点分两种类型HK型(测点072与078)和AH型(测点094和测点101)，其中测点072和测点078位于地块边界，在强烈褶皱带区域内，可能存在壳内低阻层，而测点094和测点101位于相对稳定区域内，推测高阻基底相对较厚.

图3 典型测点阻抗张量主轴方位玫瑰统计图Fig.3 Rose diagram of impedance tensor electrical strike of typical MT sites

图4 各个地块内部典型测点的视电阻率和阻抗相位曲线Fig.4 Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites

2.5 视电阻率曲线的静态校正

由于地表存在电性局部不均匀体，导致视电阻率曲线整体发生平移，这种畸变称为“静态效应”(Jones，1988；王家映，1992)，因此在做解释之前，需要判断资料是否存在静态效应并对其进行静校正.静校正常用的方法有：一是依赖于其他信息的方法，例如关键层的厚度和电阻率值、同一点地表部分的TEM (Transient Electromagnetic Method， 瞬变电磁法)或者直流测深方法的观测结果(Sternberg et al.，1988；Torres-Verdin and Bostick，1992；Spitzer，2001)；二是依赖数据本身，如采用首支重合方法进行曲线整体平移，同时相邻测点的高频数据进行对比来发现畸变程度(段波，1994)；三是在反演方法中进行校正(deGroot-Hedlin，1991).在本项研究中，采用二维反演与曲线平移相结合的方法，理论上视电阻率曲线受静态效应的影响较大，而阻抗相位曲线则不受静态效应的影响.因此，在二维反演中，相位误差门限设定相对较小的值，而视电阻率误差门限则给相对较大的值，让反演模型在尽可能拟合实测相位数据的同时，也能拟合视电阻率曲线形态，这么做可以减小静位移的影响.对于视电阻率曲线形态相似而值有较大偏差的测点，结合区域地质资料并参考相邻MT测点数据，谨慎采用曲线平移法对视电阻率曲线进行校正.理论上TE模式几乎不存在静位移畸变，而TM较易存在静态效应(Berdichevsky，1998)，故具体校正原则是以测点的TE视电阻率曲线的高频部分的视电阻率值为参考，将对应的TM视电阻率曲线进行平移(肖骑彬等，2007).

3 二维大地电磁数据反演计算

大地电磁反演解释技术已经从早期的一维地电结构假设进入到如今快速、准确的二维甚至三维反演成像阶段.目前常用的几种二维反演算法有RRI(快速松弛)(Smith and Booker，1991)、Occam(Constable et al.，1987)、REBOCC(Siripunvaraporn and Egbert，2000)和NLCG(非线性共轭梯度反演)(Rodi and Mackie，2001).在二维反演中，TE模式对深部结构变化比较灵敏，而TM模式在横向上能更准确地反映实际模型，同时受高阻三维异常体影响较小(蔡军涛和陈小斌，2010).若仅仅采用TM模式数据进行二维反演计算，虽然能较好地拟合原始数据，但是当采用TE+TM模式的联合反演都能较好地拟合原始数据时，用联合模式反演可以最大程度增加对反演模型的约束效果(肖骑彬等，2007)，提高反演结构的可信性，从而得到更为可靠的地壳上地幔电性结构.

本研究选择了目前广泛使用的NLCG反演方法对所选择测点的数据进行反演，分别选用TM模式和TE+TM联合模式进行了反演，反演的最终模型总体上基本一致(图5)，但TE+TM联合反演结果对异常体规模及其深度下边界控制较为合理.在联合反演中，TM模式的视电阻率和相位均采用5%的误差门限，TE模式的视电阻率和相位采用的误差门限分别是20%和10%，使反演模型尽可能拟合实测数据.光滑因子τ的意义是数据拟合目标函数和模型约束目标函数的反演拟合权重调节的量，使最终的反演模型既能较好地拟合观测数据，同时又使反演模型具有较好的分辨力.初始模型选择为100 Ωm的均匀半空间，选用多个光滑因子对数据进行了大量的反演对比，结果发现τ=30比较合理.

采用初始模型为电阻率100 Ωm的均匀半空间，经过100余次的迭代计算，得到最终的电性结构模型，其RMS值(拟合均方根偏差)为3.24.图6给出了视电阻率和阻抗相位的实测数据以及TE+TM联合反演的模型响应数据的拟断面对比图，可以看出，实测数据与模型响应数据拟合相对较好，二维电性结构反演模型(图7)的可信性较高.

4 深部电性结构模型分析

基于二维反演得到的深部电性结构模型同时考虑视电阻率曲线、阻抗相位曲线的变化特征，以及结合地表地质和断裂的出露与活动地块的划分，给出了沿测线80 km深度范围内的剖面电性构造模型解释图(图7).横坐标表示测点累积距离，纵坐标表示反演得到的深度，颜色表示电阻率的对数值，蓝色表示高阻，红色反映低阻，过渡色表示中间电阻率.在断裂带发育的地方，往往存在破碎带并赋含水或其他低阻介质，同时断裂带使地层结构发生异常变化，从而形成典型的低阻异常带或电性梯度带(叶高峰等，2009)；不同的构造地质单元的电性结构通常存在明显的差异(汤吉等，2005b；李冉等，2014).依据电性结构模型并结合其他地学资料可用来研究地块内部结构特征及其相邻地块的深部接触关系.一般地，电性急剧变化的地方通常是电性介质分界面或者断裂带的反映；稳定电性层的横向变化可以反映构造形迹.

图5 TM反演和TE+TM联合反演二维电性结构Fig.5 2D resistivity structures obtained from the joint TM-only and TE+TM inversion. The sites RMS values are shown above each model

图6 视电阻率与阻抗相位的实测数据以及模型响应对比图

图7 二维反演电性结构模型，部分测点的RMS值以及地质构造解释图

4.1 研究区主要断裂带分布

图7显示，该区域上地壳电性结构比较复杂，高低阻相互交替出现，而中下地壳存在横向不连续性的低阻层和上地幔电性介质差异相对较小的分层特点.电性结构特征与地表地质构造格局相对应，几条大型断裂：澜沧江断裂带(F2)、红河断裂带(F3)和小江断裂带(F10)将研究区域分为保山地块、兰坪—思茅地块、川滇菱形地块和华南地块，各地块在电性结构上存在显著的差异，各个主要断裂带在电性结构上均表现为明显的电性分界面或者电性梯度带.

4.1.1 澜沧江断裂带(F2)

该断裂构造带基本上沿澜沧江河谷延伸，并因此而得名，是冈瓦纳古陆与华夏古陆之间的缝合带，同时也是兰坪—思茅地块的西边界(陈跃昆等，2009).澜沧江断裂带属三江断褶带，是三江断裂系的中支，总体走向为北北西—近南北向，中部变化较大.该研究区域内主要是澜沧江断裂带的北段，总体上呈近南北向延伸，但微显波状弯曲，断层近于陡倾直立，微向东倾.该断裂带具有走滑-逆冲推覆的特性，整个断裂右行走滑，与兰坪—思茅地块整体向南东逃逸相适宜(钟康惠等，2004).在剖面兰坪以西2号测点附近，存在一组向东倾的电性梯度带，该梯度带即为澜沧江断裂(F2)，其在地表浅部东侧为一高阻地层(电阻率约400～4000 Ωm)，西侧地层电阻率值相对较低，为100 Ωm.在10 km深部以下存在壳内低阻体C1，F2可能在深部与F3交汇，呈“y”字形结构.

4.1.2 滇西北断裂带群(F3、F4、F5)

滇西北断裂带群自西向东由红河断裂带(F3)，龙蟠—乔后断裂带(F4)和鹤庆—洱源断裂带(F4)组成.红河断裂带(F3)位于华南地块与印支地块之间，构成青藏亚板块和东南亚亚板块的部分边界断裂，北起青藏高原.F3、F4、F5三条断裂带具有走滑逆冲推覆特征，兰坪—剑川—鹤庆一带的逆冲推覆构造以东西向为主，同时该区域还分布剑川盆地、鹤庆盆地和洱源盆地等一系列的断陷盆地(王运生和王士天，2000).红河断裂带(F3)构成兰坪—思茅盆地的东边界，同时使0～10 km的高阻地层(电阻率约400～4000 Ωm)不连续；F3断裂带将低阻层切割为两个低阻体C1、C2，使低阻层水平方向不连续，切割深度大于30 km.龙蟠—乔后断裂带(F4)为东倾逆冲断裂，其倾角浅部较陡，深部逐渐变缓，推测其高阻体可能由侵入火山岩和海相沉积层构成.红河断裂带(F3)和龙蟠—乔后断裂带(F4)构成川滇菱形块体的西边界.沿鹤庆—洱源断裂带(F5)存在一系列自西向东推覆的断裂，地层在东西方向上的缩短，形成同方向的断褶带，该断裂是中、新生代以来在老断裂的基础上发展形成的.剑川盆地和鹤庆盆地中上地壳(0～20 km)范围内，电性特征比较复杂，呈“低阻-高阻-低阻”分布，约18 km深度存在一低阻体(C3)，该区域内上地壳构造整体性较差，在结构上形成了应力积累和不断释放的环境，地震多次原地重复与该区构造特性有关.鹤庆—洱源一带形成大规模剪切热源型温泉，它的形成与扭向相反的红河断裂带(F2)和鹤庆—洱源断裂带(F4)在此交汇相关，根据断层流体的释放特征及其化学同位素组成表明，区域内主要断裂带活动强烈(国家地震局地质研究所和云南省地震局，1990)，沿活动断裂带强震和中强震重复发生，地震构造带与活动断裂带在空间分布上具有较好的一致性.地震震中主要位于断裂带上，与断裂带的延伸有一定的对应关系.

4.1.3 程海断裂带(F6)

程海断裂带是滇西北地区东缘一条活动性大断裂，其走向近南北，向西倾斜.该断裂带是次级构造单元丽江台缘褶皱带与川滇台背斜的构造分界(李光容和金德山，1999).程海断裂带在布格重力异常图上表现为南北向同形扭曲的重力低等值线梯级带；在剩余重力异常图上，断裂带大致与负、正异常区之间的零值线相吻合；在磁场异常图上，程海断裂带则是正、负磁异常区的分界线(李光容和金德山，1990).永胜地区上地壳存在规模较小的低阻体，同时存在明显的电性梯度带，即为程海断裂带.沿该断裂带的断面上，分布一定数量的地震.断裂延伸深度约为30 km，与根据布格重力异常推测的深度相符.

4.1.4 滇东断裂带群(F7、F8、F9)

滇东断裂带群自西向东由元谋断裂带(F7)、易门断裂带(F8)和普渡河断裂带(F9)组成.元谋断裂带(F7)也称为绿汁江断裂带是南北地震带的南段的西缘边界断裂，具有左行剪切走滑特性(卢海峰等，2009).在攀枝花东侧46号测点附近下方的高阻层不连续，存在电性间断面，断裂终止于中下地壳的低阻层，因此元谋断裂带是一条壳内断裂带，沿断层面有地震震中分布.

易门断裂带(F8)呈南北向展布，是一条多期活动的断裂，印支期断裂显右旋张扭性，燕山期显左旋压扭性(俞维贤等，2004).测点51、52之间明显存在电阻率渐变带，电阻率自西向东由100 Ωm向10000 Ωm变化.断裂带汇聚到中上地壳低阻层内(CL1).

普渡河断裂带(F9)走向近南北向，断裂以左阶斜列逆冲断层组成，具有左旋扭动为主的运动特征(俞维贤等，2004).测点57下部存在电性分界面，其西侧浅部为低阻体，可能为第四系赋水沉积层，东侧为高阻体，地表有变质岩地层出露，断裂终止于中上地壳低阻层(CL1).

4.1.5 小江断裂带 (F10)

小江断裂带(F10)是云南地区较为重要的活动断裂带，是川滇菱形地块的东边界，同时也是川滇菱形地块与华南地块的部分边界，其走向为近南北向，具有强烈的左旋走滑的运动特性，小江断裂带成为一个地震构造较为复杂的区域(宋方敏等，1998).小江断裂带属于现今仍在活动的断裂，是一条强烈破坏性地震频发的地震带.测点64及其附近存在电阻率梯度带，使低阻层CL1和低阻层CL2不连续，出现错断，表明小江断裂带至少切割深度到达Moho面.断裂带东侧低阻层(CL1)的电阻率值约5～30 Ωm，埋深约15～25 km，断裂带东侧低阻层(CL2)的电阻率值约1～10 Ωm，埋深约10～30 km.该区域表层低阻层可能是断裂造成的破碎带并充水导致.

4.1.6 黔西断裂系

小江断裂带(F10)以东的区域位于川滇地块与华南地块之间的过渡带，构造运动比较复杂，发育一系列的倒转褶皱和逆冲推覆构造(乐光禹，1991).宣威以东地区上地壳横向呈高低阻相间的电性特点，20～30 km深度范围内存在低阻层.六盘水附近威宁—水城断裂带(F11)下方存在东倾的低阻带，延伸深度约30 km，交汇于低阻层(CL5)，可能表明F11具有向西推覆的性质，同时在测点90，宣威附近以及织金附近均出现相同的电性结构特征，推测存在一系列的断层，终止于低阻层(CL5).地块之间的挤压摩擦等作用，导致岩石发生部分熔融及脱水现象，产生低阻层(金胜等，2010)，该低阻层(CL5)可能为滑脱面，浅部构造表现为向西逆冲推覆特征.壳内低阻层是塑性软弱层，难以积累应变能，故将应力传递给上部的脆性地壳，使之产生一系列的收敛于壳内低阻层的断裂.应力的持续作用，致使上地壳的断裂沿壳内低阻层滑动，产生一系列的推覆构造，从而使地壳增厚，低阻层可能表示壳内一个主要的推覆滑脱层.黔西褶皱带的深部电性结构整体表现为电阻率较高，符合古老、稳定的扬子克拉通基底的电性特征.

4.2 研究区主要地块的深部结构

从电性结构模型可以清楚地看出，不同地质构造单元其电性结构特征一般存在比较明显的差异，根据二维电性结构的横向分布特征并结合地质资料，将研究区域自西向东划分为兰坪—思茅地块、川滇菱形地块和华南地块三个主要构造单元.

4.2.1 兰坪—思茅地块

兰坪—思茅地块(测点001～010)东邻红河断裂带，西接澜沧江断裂带，位于欧亚板块、印度板块和特提斯三大构造域的交汇部位，属特提斯—三江构造带，曾是扬子陆块的大陆边缘的重要组成部分，是伴随古特提斯裂解而成为单独的陆块(陈跃昆等，2009).两个极化模式的视电阻率曲线存在部分重合，尤其高频部分(320～10 Hz)，表明浅层电性结构呈现一维层状介质，视电阻率呈特低、高、低阻的分布特征，测点007低频部分的视电阻率值较低，可能存在规模较大的低阻体.

模型结构显示，地块内部电性结构相对简单、电性分层比较明显.地块自地表至15 km范围内为高阻层，电阻率约为500～3000 Ωm.区域地质资料显示，该区主要出露侏罗纪、白垩纪海相沉积地层，整体性比较好，同时混杂晚古生代和中生代火山岩，可能导致地层的电阻率值较高；在兰坪东侧表层1 km范围内存在较薄的低阻层，电阻率约30～100 Ωm.区域地质表明，该区域内分布白垩系的砂岩、砾岩和泥岩等地层；在15～30 km深度范围内出现两个低阻体C1和C2，其电阻率在1～20 Ωm，红河断裂带(F3)使其错断.接收函数结果表明(Gao et al.，2009)：滇西地区20～40 km深度范围内普遍存在低速层，S波速度与上地壳相比偏低0.4～0.8 km·s-1，其他地震方法研究也有相似的发现(胥颐等，2013；Yao et al.，2010).红河断裂带是滇西北地区最重要的地热异常区，大地热流平均值59.2 mW·m-2(徐青等，1992)，出露典型的深循环增温型温泉，最大循环深度达9 km(周真恒等，1995),在晚古生代和中生代，该地区火山活动十分强烈，因此推测低阻体C1和C2处于高热状态，其可能由局部熔融物质形成的.低阻体C2一直向东延伸至上地幔，并与鹤庆下方10～20 km深度的低阻体C3相连，鹤庆地区的大地热流值为97.1 ～98.5 mW·m-2(徐青等，1992)，可能由于低阻体C3埋深较浅再加上鹤庆地区断裂分布比较复杂，导致该地区热流值大于兰坪地区.

4.2.2 川滇菱形地块

小江断裂带和红河断裂带分别构成了川滇菱形地块(测点011～068)的东、西边界.该区域地质构造比较复杂，在地块东西两缘发育一系列的近NS断裂带，其中程海断裂带和元谋断裂带将地块分成三个电性结构不同的亚地块.在这三个亚区内，视电阻率和阻抗相位曲线也表现不同的特征，根据曲线形态也可分成与断裂相对应的地块区段.

第一亚区：测点011～028之间，即红河断裂带和程海断裂带之间，分布有剑川盆地和鹤庆盆地两个断陷盆地.视电阻率曲线形态变化不是特别明显，高频部分曲线重合，低频部分曲线分离，部分测点视电阻率值在周期500 s左右出现极小值.二维反演结果显示剑川鹤庆附近存在约1 km的沉积层，对应的是两个断陷盆地.在15 km深度范围内存在上地壳高阻层，推测由岩浆活动形成的火山岩和变质作用导致的变质岩构成的混合地层.鹤庆下方10～20 km存在低阻体C3，在23号测点及附近下方5 km中存在规模较小的低阻体，推测可能是原来的壳内低阻层(CL4)受强烈的构造变形后的残留部分.结合大地热流数据，推测低阻体与地下热物质有关.此地块深部存在两层低阻层CL3和CL4，其中CL4埋深较浅，呈西倾.CL3规模较大，电阻率值略高于CL4低阻层，略呈东倾，其向东水平延伸约200 km.

第二亚区：测点029～046之间，即程海断裂带和元谋断裂带之间，对应的是滇中块体.该区的视电阻率曲线高频段约n×10 Ωm，在周期10 s左右出现极大值，而后视电阻率曲线开始降低.从二维反演的电性模型来看，自地表至约30 km深度存在高阻体，电阻率值从500～n×104Ωm，东西延伸约75 km，高阻体的西段埋深约20 km，高阻体的东段规模较大.地震学研究表明该区域存在壳内高速层(熊绍柏等，1993；吴建平等，2013；徐涛等，2015).在晚古生代该区域发生了与地幔柱活动有关的大规模的峨眉山玄武岩喷发，攀枝花位于峨眉山玄武岩喷发前由地幔柱活动引起的地壳穹窿构造的核心部位(Xu et al.，2004；Lo et al.，2002)，此次活动导致大量的基性和超基性幔源物质侵入地壳，形成该区域典型的攀西杂岩带，构成了该地区明显的近地表高阻岩体.在30～50 km深度范围内存在中下地壳低阻层(CL3)，推测起初是地壳内部的一些原生或者重熔的岩浆房，随着碰撞造山运动，因为其力学强度较低，容易产生形变，所以在挤压构造应力作用下形成一个软弱层，促使上部岩层运动.同时岩层的运动又使软弱层的剪切形变加剧，摩擦产生热能引起温度升高，导致岩层发生部分熔融，致使电阻率降低，形成低阻层.

第三亚区：测点047～068之间，即元谋断裂带与小江断裂带之间的区域，对应的是南北地震带的南段部分.该区域电性结构比较复杂，上地壳比较破碎，在横向呈高低阻交替分布的一种格局.在会东地区下方存在中地壳低阻层(CL1)，其电阻率值低于十几欧姆米，埋深在15～25 km范围内，呈向西倾的形态，东半部分厚度大于西半部分.在小江断裂带以东(华南板块的西部)会泽地区下方存在规模较大的中上地壳低阻层(CL2)，电阻率值小于10 Ωm.低阻层由中间部分向东西两侧倾，西侧倾角大于东侧，在小江断裂带的左旋剪切作用下形成上凸状，其埋深约10～35 km，西侧厚度约15 km，大于东侧10 km厚度.这一地区地震活动性强，构造发育，地下岩层较破碎，岩石裂隙和孔隙度较大，金沙江沿断裂带流过，导致破裂岩层含水丰富，致使从地表至十几公里埋深处的电阻率值较低(孔祥儒等，1987).结合其他MT剖面，孟连—罗平大地电磁测深剖面横跨小江断裂带的南端，与玉溪地区下方发现的中下地壳低阻体的结构特征具有相似性(李冉等，2014)；Bai等(2010)研究发现青藏高原存在两条巨大的中下地壳低阻异常带，其中一条从羌塘地体沿金沙江断裂带、鲜水河断裂带向东延伸，在四川盆地西缘转向南，最后通过小江断裂和红河断裂之间的川滇菱形块体；孙洁等(2003)在川滇菱形北部块体发现存在大规模的低阻体；通过对青藏高原东边缘石棉—乐山MT剖面(赵国泽等，2009)和冕宁—宜宾MT剖面(万战生等，2010)研究发现，在青藏高原东边缘和四川地块之间存在中地壳低阻体并认为是青藏高原东边缘带向东南方向挤出作用下形成的“管流层”.地震层析成像(Wang et al.，2003；胥颐等，2013；吴建平等，2013；Bao et al.，2015)和人工地震(熊绍柏等，1993)在小江断裂带附近均发现壳内低速异常层，同时小江断裂带区域为地震波高衰减区(马宏生等，2007；周连庆等，2008).利用重力数据发现(楼海和王椿镛，2005)，该区域浅部和深部密度分布不一致，及深浅构造不一致.小江断裂带区域内大地热流的平均值达到85 mW·m-2(徐青等，1992)，莫霍面温度为965～1000 ℃，岩石圈温度为1528～1536 ℃，居里面埋深约21 km(周真恒和向才英，1997)，岩层可能发生部分熔融，导致电阻率降低，形成低阻层.这一地区的低电阻率、低波速、低Q值和高热流值以及新生代碱性岩浆岩和金属矿的分布，体现出热流传输通道的构造特征，因此推测低阻层CL1和CL2与青藏高原物质东南逃逸的下地壳流和局部管道流相关.4.2.3 华南地块

该区域位于小江断裂带以东地区(测点069～110).从二维反演的电性结构来分析，以宣威为界可分为东西两部分.西半部分的壳内低阻层在4.2.2节中已讨论，本节主要讨论东半部分的电性结构特点.华南板块东部地区可分为三个电性层，第一层为横向上高低阻相间的电性结构层，深度范围为0～15 km，地表发育一系列北西向斜列式的大型褶皱带，同时具有逆冲推覆的运动特性，这是形成第一层电性层的原因；在15～20 km深度范围内出现低阻层(CL5)，电阻率约几十欧姆米，推测为滑脱面；随着深度的增加，电阻率值也逐渐增大，电阻率最大值约1000 Ωm，表现为扬子板块所具有的较“冷”、较“硬”的特征，符合古老、稳定的扬子克拉通基底的电性特征.

5 区域电性结构特征和孕震环境分析

5.1 区域电性结构特征

青藏高原东南缘兰坪—贵阳大地电磁测深剖面，在横向上，自西向东分布为兰坪—思茅地块、川滇菱形地块和华南地块，电性结构的横向分区与各个地块的划分有明显的一致性，各个地块的电性结构存在明显的差异.川滇菱形地块的中下地壳电阻率值远低于稳定的华南地块和兰坪—思茅地块的电阻率的值，意味着下地壳的物质易于发生塑性流动，为地壳的运动变形提供了依据.其中川滇菱形地块的结构相对复杂，地壳上部的电性结构表现为高低阻相间分布，与地表断裂带的分布特征相一致.澜沧江断裂带(F2)、红河断裂带(F3)、程海断裂带(F6)以及小江断裂带(F10)等区域性断裂带在电性结构模型上均表现为电性梯度带或低阻异常带.其中，小江断裂带(F10)和红河断裂带(F3)分别构成川滇菱形地块的东西边界，两断裂可能是切穿地壳的深大断裂，与地震学结果相对应(熊绍柏等，1993；吴建平等，2013；Yao et al.，2010；郑定昌等，2014).小江断裂带区域大地热流值较高，金沙江沿断裂带流过，推测其下部的低阻层由岩石的部分熔融和沿断裂带下渗的流体共同导致的.

兰坪—思茅地块存在中上地壳低阻层，川滇菱形地块中西部存在下地壳低阻层，其原因可能由高温导致的下地壳部分熔融所致，其热源可能来自上地幔顶部，川滇菱形地块东部和华南地块西部存在中上地壳的低阻层.川滇菱形地块中部攀枝花附近的低阻层埋深最深，而华南地块西部会泽附近的低阻层埋深则最浅.兰坪—思茅地块和川滇菱形地块中下地壳的低阻层可能与青藏高原物质的东南逃逸有关.宣威以东的华南地块中上地壳存在低阻层，而下地壳不存在低阻层，其下地壳和上地幔的电阻率较高.程海断裂带以东至易门断裂带以攀枝花为中心的地区上地壳存在明显的高阻区，同时泊松比值相对较高 (胡家富等，2003；李永华等，2009)，这与攀西古生代富含铁镁质的基性和超基性幔源物质侵入地壳形成变质岩体(Lo et al.，2002；He et al.，2003；张招崇等，2006)具有很好的对应性，地壳幔源物质的侵入增强了地壳介质的力学强度，对青藏高原的物质东南向移动起一定的阻挡作用，引起物质堆积，从而致使川滇块体的北部次级块体抬升，但这一岩体被几条断裂带分割，其完整性遭到破坏.

5.2 区域孕震环境分析

此区域的主要应力来源有：印支地块的NE和NNE向的作用力；羌塘地块以及川滇菱形地块的SE和SSE向的作用力；华南地块的NW和NNW向作用力(钱晓东等，2011).这三个方面的作用力控制了该区域主要的断层活动和强震活动.将沿测线上大于MS3.0地震震中和测线附近20 km内大于MS5.0地震震中投影在二维电性结构模型上，可以看出地震震中主要分布在控制地块边界的断裂带上，同时也是电阻率变化的梯度带.剖面经过的红河断裂带和小江断裂带为地震多发地带，程海断裂带可以进一步将川滇地块划分成丽江台缘褶皱带和川滇台背斜，1515年6月17日永胜8.0级地震和2001年10月27日永胜6.0级地震均与程海断裂带有关系(周光全等，2002).该区域以浅层地震为主，与浅部复杂的电性结构有密切的关系.地震震中一般分布在高阻与低阻的接触转换带上(赵国泽等，2009)，这种电性介质的非均匀搭配关系有利于地震的孕育.地震一般孕育在电阻率较高的坚硬岩体之中，其周围存在相对低阻体，这是因为低阻体在力学性质上是以软弱介质为特征的，不利于应力的积累，易发生蠕变，易形成应力的传递，若低阻体含有大量的流体时，还会降低裂隙的破裂度，而相邻的高阻岩体则与之相反，其刚性强，易于应力的积累，同时也易于发生脆性破裂.在应力的作用下，由于各个岩体的形变量不一致，必然造成高阻坚硬岩体中应力的集中，当应力的积累超过岩石破裂强度的限度时，则会发生地震.红河断裂带、程海断裂带和元谋断裂带一侧均存在高阻体，该区域大于MS6.0的地震也集中在这几个断裂上.此外还有部分地震震中位于低阻层上方，其原因为低阻层的力学性质比较软弱易造成滑脱，与上部的高阻刚性岩体受力运动位移不一致，容易导致应力的积累，最终发生地震.低、高阻体与高、低热流区有一定的对应关系，在高、低热流区的边界地带，由于热应力的差异，也会造成岩层变形的差异，从而形成应力的集中.对该区域内的地震震中分析发现大部分震源位于高、低阻交界带的高阻一侧，其原因可以解释为：低阻体难以积累能量，但便于应力的传输，而高阻体可能积累足以引发地震的应变能，为该区域的孕震环境提供一定的理论模型.

2014年8月3日16时30分云南省昭通市鲁甸县(27.1°N，103.3°E)，发生MS6.5地震，震源深度12 km，地震发生在NE向昭通—鲁甸断裂附近，此次地震为高倾角左旋走滑型地震(徐锡伟等，2014a，2014b).昭通断裂带是川滇菱形地块东边界带的一部分，结构上表现为南东向推覆，具有逆冲分量的右旋走滑的运动性质，昭通断裂带活动与形变的动力源直接来自大凉山次级块体的南东向运动，间接来自川滇地块的南南东向运动(张培震，2008；闻学泽等，2013).鲁甸地震震中距会泽约80 km，会泽地区附近的深部低阻层CL2埋深较浅(约10 km)，与震源深度比较接近，低阻层CL2与鲁甸地震两者之间是否存在必然的联系，要做进一步的研究.

由于该剖面的西端跨过澜沧江断裂带的距离较短，未能获得完整的澜沧江断裂带的电性结构和构造特征.若将剖面向西延伸，在获得澜沧江断裂带和怒江缝合带的可靠的电性结构与构造特征后，可进一步讨论青藏高原物质的逃逸的下地壳物质流.

6 结论

(1) 云南兰坪-贵州贵阳MT剖面的探测结果研究表明，电性结构的分布特征与区域构造特征基本一致，不同地块的电性结构存在显著的差异. 红河断裂带、程海断裂带及小江断裂带等区域性断裂带在电性结构模型上均为电性突变带或低阻异常带. 以这些主要断裂带为界，电性结构横向上呈明显的分块特征，与区域构造块体的划分有较好的一致性.

(2) 研究区域内普遍存在壳内低阻层，但地块之间存在明显的差异，可能反映了低阻层的成因是不相同的. 川滇菱形地块东部的壳内低阻层与青藏高原及其周缘的壳内低阻层具有一定的对比性，推测是由地壳的部分熔融和含盐流体共同作用的结果，与青藏高原物质东南逃逸的下地壳流和局部管道流有关. 华南地块的壳内低阻层，推测为滑脱面，其下方电阻率较高，符合古老、稳定的扬子克拉通基底的电性特征.

(3) 不同地块之间的边界带与地震构造带具有较好的对应性，川滇菱形地块的东部所对应的南北地震带，高、低阻交错分布，断层发育，利于地壳应力和地震能量的积累和释放，成为地震多发区，并发现地震震中一般分布在高、低阻的接触转换带上，其中含流体的低阻体起到了重要作用.

致谢 感谢江汉石油管理局物探公司在野外资料采集中提供的支持和中国地质大学(武汉)李永东博士在GMT绘图方面提供的指导；感谢两位匿名审稿人提出的建设性的批评意见.

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(本文编辑 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.

地震行业科研专项项目(201008001-02)资助.

程远志，男，1986年生，博士研究生，主要从事于电磁测深与动力学方面的研究工作.E-mail:cheng_110194@126.com

*通讯作者 汤吉，男，1963年生，研究员，博士，主要从事于电磁方法理论与应用研究工作.E-mail:tangji@ies.ac.cn

10.6038/cjg20151107

P315,P631

2015-01-22，2015-10-29收修定稿

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