滇南及临近地区基底结构——镇康—泸西深地震测深剖面结果

潘素珍， 王夫运， 段永红， 邓晓果， 宋向辉， 段玉玲，孙一男， 张彩军， 杨宇东， 臧怡然

中国地震局地球物理勘探中心， 郑州 450002



滇南及临近地区基底结构
——镇康—泸西深地震测深剖面结果

潘素珍， 王夫运*， 段永红， 邓晓果， 宋向辉， 段玉玲，孙一男， 张彩军， 杨宇东， 臧怡然

中国地震局地球物理勘探中心， 郑州 450002

位于南北地震带南段的云南地区是中国大陆内部地震活动最强的地区之一，近年来该区地震活动频繁，展开对该区的探测与研究对人们认识地震孕震背景及板块相互运动具有重要意义.在中国地震局“中国地震科学台阵探测——南北地震带南段”行业专项的支持下，2011年底中国地震局地球物理勘探中心在滇南沿镇康—泸西一线布设一条近东西向的深地震宽角反射/折射探测剖面.该探测剖面跨越三江褶皱系、扬子地台、华南地块等多个地质构造单元，同时穿越南汀河断裂、澜沧江断裂、红河断裂带、小江断裂带等多个重要断裂带.探测剖面长600 km，沿线共布设11个炮点和400余台三分量地震数字仪进行爆破和接收.本文利用有限差分和时间项方法对沿线11炮初至波资料进行了计算处理，获取了探测剖面的基底速度结构.研究结果表明：沿线不同地质构造单元基底界面形态起伏变化剧烈，其深度在1.0～7.0 km范围内变化，速度横向不均匀性明显.在测线西端地表速度约4.6 km·s-1，基底深度较浅，起伏变化不大；地表速度在三江褶皱系下降至4.3 km·s-1，而基底埋深达7.0 km左右.在扬子地台基底埋深有一个缓慢的变浅，基底深度约5.0 km，地表速度约4.5 km·s-1.测线在东端进入华南块体，基底深度迅速变浅，甚至出露于地表，地表速度增至约5.2 km·s-1.在速度等值线变化剧烈的地方与该区分布的断裂带有很好的对应关系，尤其是在红河断裂带两侧速度等值线及界面形态变化剧烈，该特征在首波的记录截面图上也能清晰的体现.本结果为进一步研究该区强震发生背景及深部动力学意义提供了重要的科学依据.

南北地震带南段； 有限差分方法； 时间项方法； 红河断裂带

1 引言

云南省位于我国南北地震带的南段，处于印度板块和欧亚板块汇聚和相互作用的边缘地带，特殊的构造部位和强烈的地壳运动，使得该区地壳构造异常复杂.云南土地面积仅占我国大陆的4%，而地震释放的能量却高达全国地震释放能量的20%(皇甫岗等，2000；苏有锦等，1999)，成为中国大陆内部地震活动最强烈的区域之一.20世纪70年代以来云南地区相继发生了一系列大于7.0级强震，如1970年通海地震、1973年炉霍地震、1974年昭通地震、1976年龙陵地震、1976年松潘地震，1988年澜沧—耿马地震、1995年孟连西南的中缅边境地震和1996年丽江地震等，2014年8月3日在云南省昭通市鲁甸又发生了6.5级强震，致使600余人死亡.大多数地震的发生与穿越地表的断裂带有着密切的关联，频繁的地震活动使得该区成为地学家广泛关注的热点地区,同时云南地区也是青藏高原东南缘的重要边界，是物质向南东方向流动的重要通道，展开对该区的研究对青藏高原的隆升机制及其与演化背景具有重要的研究意义.

近年来在云南地区展开了一系列的探测研究工作(胡鸿翔等,1986；胡鸿翔和高世玉，1993;阚荣举和林中洋,1986;林中洋等,1993；韩键等,1990；虢顺民等，1996；王琪等，1998；刘福田等,2000；刘建华等，2000；吴建平等,2001；王椿镛等，2002；胥颐等，2003；白志明和王椿镛，2004；张中杰等，2005；邵德晟等，2005；张清志等，2006；张建国等,2009；王夫运等，2014).以往开展的工作对云南地区上地壳结构有了初步的认识,但由于受到方法技术和数据的限制，以上探测对研究区上地壳结构的解释和研究不免粗糙，对研究区异常结构和构造细节的分辨不够，从而影响了对云南地区活动构造演化背景的整体认识，因此研究区上地壳结构变化细节仍有待进一步研究.

为了得到上地壳精细结构，近年来高分辨地震折射方法得到了广泛应用(Vidale,1990；Hole,1992；段永红等，2002；徐朝繁等，2006；王夫运等，2008；杨卓欣等，2011).2010年中国地震局启动了喜马拉雅计划，该计划一期探测计划在南北地震带南段开展综合地球物理探测.在本行业专项的资助下，2011年底中国地震局地球物理勘探中心在滇南中部布设了一条深地震宽角反射/折射高分辨探测剖面.本次探测采用的观测系统相对较为完善，采取密集炮距、观测点距和多次相遇追踪的观测系统，对来自地下介质的地震波进行多次采样，获得了相对较为完备的数据集.本文利用该主动源探测剖面获取的初至波资料，通过走时特征分析，利用有限差分成像(Vidale,1990；Hole,1992)和时间项(Scheidegger and Willmore,1957)等方法，获取了沿剖面的基底精细结构特征.该结果为研究该区地震活动背景提供了基础数据，也为进一步研究该区边界带深浅构造关系、强震孕震过程及动力学意义提供了新的科学依据.

2 区域地质概况与数据采集

2.1 区域地质概况

云南地区跨越多个地质构造单元，自西向东分别是：波密—腾冲褶皱系；左贡—耿马褶皱系、三江褶皱系、松潘—甘孜褶皱系、扬子地台和华南褶皱系，如图1所示.其中扬子地台自晚古生代以来沉积环境一直比较稳定，具有较厚的未变质的沉积盖层，在燕山运动和喜马拉雅运动期间，才出现程度不同的褶皱运动.而滇西南地区的三江褶皱系，该区段断裂异常发育，介质破碎程度相对较高.云南地区深大断裂发育，多条断裂带在该区纵横交错，地质构造十分复杂，而强震发生通常又受控于规模较大的断裂带.分布在滇南的主要断裂带有：龙陵断裂带、元谋断裂带、普渡河断裂带、南汀河断裂带、澜沧江断裂带、无量山断裂带、哀牢山断裂带、红河断裂带、楚雄—通海断裂带、小江断裂带及弥勒—师宗断裂带等.其中小江断裂带是云南地区较为重要的活动断裂带，位于康滇菱形块体南半部的东边界，该断裂带由多条次级断层组成，内部结构十分复杂，呈南北走向，现代活动方式主要以左旋走滑为主.而红河断裂带是一条规模很大的断裂带，作为我国西南地区主要的活动构造带之一，它在构造演化史上与青藏高原的隆升及向南东向的侧向挤压有着直接的联系(刘宝明等，2006)，该断裂带位于印支地块与扬子地块之间，呈北西—南东走向，现代活动方式主要以左旋走滑为主，迄今为止，关于青藏高原的发育演化及其对川滇乃至整个东南亚地区的构造变形影响，几乎所有研究都与红河断裂带有着密切的关联(Tapponnier and Molnar，1976；Leloup et al.，1995).

本探测剖面穿过云南中南部，如图1所示，研究区由左贡—耿马褶皱系、三江褶皱系、扬子地台和华南褶皱系四大地质构造块体构成.由于该区经历了多期构造演化，地质构造异常复杂，长期以来该区地震活动具有频度高、强度大、震源浅和分布广等特点，是中国大陆内部地震活动最强的地区之一.大多数地震都是沿着第三纪以来一直活动的断裂带分布.图1中地震为自1970年以来监测到的4.0级以上该区地震活动的分布情况.图中显示该区强震大多发生在川滇菱形块体边界和内部一些地区，而块体外围的地震活动水平相对较低，可以说研究区地震的频发与该区分布的活动断裂带有着密切的关联.2.2 观测系统与数据采集

镇康—泸西地震宽角反射/折射探测剖面西起中缅边界的镇康附近(98°42′00″E，23°52′10″N)，自西向东经永德、临沧、镇沅、新平、通海等地，终止于泸西丘北县东北(104°34′40″E，24°20′38″N).该地震测深剖面长约600 km，沿线共实施11次井下组合的地震波激发爆破，炸药量800～2800 kg,炮间距平均约55 km.镇康—泸西探测剖面将研究区南汀河断裂、红河断裂、楚雄—通海断裂及小江断裂带等主要断裂构造带控制在剖面的中部.该剖面近东西走向基本垂直于构造方向，沿线布设400余台三分量数字地震仪进行地震信号的采集与接收.同时采取在不同区段观测点距稀疏不等的布设方式，在测线中段为了提高对红河断裂带的成像分辨，我们对炮点和观测点进行了适当加密，而在剖面西段和东段由于地形险要，基本位于山区，观测点距相对稀疏，平均约2.0 km，构成了宽角地震反射/折射和高分辨地震折射的联合观测剖面.如图2所示为此次采用的多重追踪和相遇的观测系统，可以构成对研究区地震首波的多次覆盖和交叉，在沿线11炮的爆破激发中共获取Pg首波走时数据1000余个，如图3所示为沿线多炮Pg波数据记录截面图，从图中可以清晰地读取初至波震相，可以说完善的观测系统及丰富可靠的初至波波形数据为我们提供了获取该区精细上地壳结构的基础资源.

图1 研究区剖面位置与地质构造图Fig.1 Location of the seismic sounding profile and main geological structure

图2 镇康—泸西深地震测深剖面观测系统图Fig.2 Layout of Zhenkang-Luxi wide angle reflection/refraction profile

图3 镇康—泸西剖面Pg波记录截面图

3 Pg波震相特征

Pg波是来自地壳上部的回折波或是来自结晶基底顶部的首波，该波组一般能量较强，震相清晰可靠，能连续对比追踪，属于优势波组.一般来说，Pg波走时曲线的形态变化直观反映了基底速度和界面特征的变化，在速度和界面发生横向变化时，该波组到时将出现超前或滞后.在沉积盆地内该波组走时曲线相对滞后，视速度较低，埋深较大；而在隆起区其走时曲线相对超前，视速度高，埋深较浅，甚至出露地表；在断层附近该波组走时曲线会出现突变，呈现明显的错断特征.我们选取镇康—泸西探测剖面中的5炮Pg波记录震相作为代表进行分析，图3所示分别为SP2、SP4、SP7、SP8、SP10的Pg波走时震相曲线，由于探测剖面穿越多个地质构造单元和多条活动大断裂，受到环境条件、表层地质条件、地形条件以及深部构造条件等因素的影响，地震记录的有效波震相的波形、到时、振幅等都有很大变化，该测线不同区段Pg波展示出不同的构造特征差异，因此通过对Pg波走时特征的分析，我们可以获得对研究区基底结构和构造的进一步认识.

SP2炮Pg波组震相(图3a)左支可追踪至70 km左右,折合到时在0.5 s附近变化.走时曲线平滑连续，基底速度大埋深相对较浅；SP2炮右支可追踪至120 km左右，折合到时在1.1 s左右变化,到时出现明显滞后，表明该炮点以东区段基底埋深明显加深，由于该区跨越两个不同构造块体，体现出从东端的左贡—耿马褶皱系到三江褶皱系基底呈现由浅变深的趋势特征.SP4炮Pg波组震相(图3b)左支可追踪至100 km左右,走时折合到时约1.2 s左右，走时滞后明显且走时曲线平滑连续，显示基底埋深较深；SP4炮右支可追踪至120 km左右，折合走时较左支滞后且突变明显，最大达1.4 s，该区段Pg波走时曲线的突变与该部位穿过的红河断裂带有关，SP4炮左右两支到时的滞后差异及变化进一步表明两侧基底埋深不同，同时也预示该区存在高低速相间结构.SP7炮(图3c)左右两支均追踪至90 km左右，同时在该炮左支表现的震相特征与SP4炮相近，亦呈现走时曲线的上下突变特征，折合到时在0.5～1.3 s之间变化，近炮点速度与远炮点速度差异明显.其右支走时特征变化较平稳，折合到时出现明显的超前特征.SP7炮左右两支走时曲线变化较大，体现出两侧迥异的基底形态和速度特征.SP8炮(图3d)左右两支均追踪至85 km左右，两支走时曲线变化不大，趋势特征相近，折合到时约1.0 s,到时滞后与SP4炮和SP7炮左支相比有所减少，进一步说明该区段基底埋深变浅，两侧基底形态和速度特征变化不大.SP10炮(图3e)位于该测线的最东端，Pg波走时滞后不明显，折合到时0.1 s左右，左右两支的视速度差异很小.

沿线多炮Pg波地震记录截面图所呈现的测线东西两侧震相的差异特征，亦进一步表明沿线不同区段上地壳结构的差异性.由于该区经过多个地质构造单元和多条重要的断裂带，Pg波复杂的到时震相特征与该区地壳结构的复杂性密不可分.Pg波清晰的震相特征为我们下一步构建研究区上地壳结构奠定了坚实的基础.

4 反演结果分析与讨论

4.1 基底速度结构特征

为获取滇南镇康—泸西剖面的基底速度结构，我们采用了Pg波走时的有限差分成像方法(Vidale,1990；Hole,1992).该方法采用反投影算法，反复将走时残差沿射线进行分配并进一步修正相应的模型参数，直至在不断的迭代过程中走时残差不再下降而终止迭代的计算，它是利用正方形网格将速度模型进行离散化，并且每个网格用慢度值来进行描述，适用于小尺度复杂结构的精细研究.通过利用沿线所有炮的初至波走时数据，来重建沿线从地表至基底的速度图像.

参与反演的Pg波走时数据有1000余个，在计算中我们采用的网格大小为0.5 km×0.5 km.由于该反演不能给出模型参数的分辨率.为此，根据射线对地下介质的覆盖和交叉程度，定性估计反演最终模型的有效范围.图4给出了镇康—泸西剖面最终模型的射线分布图.从图4可见，速度模型在100～330 km之间，射线覆盖模型深度达2～4 km；在330～430 km之间，射线覆盖深度达到最深7.5 km左右；在470～580 km之间，射线覆盖深度4～6 km；在430～480 km及580～650 km之间，射线覆盖达深度2～4 km,在测线最东端射线覆盖深度最浅.在模型深度7.5 km之上的区域，射线分布相对密集，交叉程度高，模型参数的分辨和精度能满足反演需要，结果较为可靠.射线密集覆盖之下的区域以及射线分布非常稀疏的区段，反演结果仅供参考.

图5为初至波有限差分方法反演得到的基底速度等值线分布图，5.6～6.0 km·s-1是一个速度等值线疏密程度变化带，5.6 km·s-1以上，速度等值线较密，而6.0 km·s-1以下速度等值线明显变稀，说明基底界面速度应在5.6～6.0 km·s-1之间.从图中可以看到，沿测线地表速度横向变化较大，不均匀性特征明显.测线西端位于左贡—耿马褶皱系，基底深度较浅，地表速度相对较高，约4.6 km·s-1；

图4 镇康—泸西剖面初至Pg波射线分布图Fig.4 Pg ray tracing of first arrival for Zhenkang-Luxi profile

图5 镇康—泸西剖面基底有限差分反演结果图Fig.5 Basement inverse result for Zhenkang-Luxi profile using finite difference method

在桩号200～400 km之间速度等值线呈现明显的下凹加深的趋势，地表速度减小至4.3 km·s-1，该部位的速度结构与两侧速度结构差异明显，这一凹陷结构对应于三江褶皱系，由于三江褶皱系地处欧亚板块与印度板块的拼合地带，在空间上它是兼具南、北两大板块的沉积类型及过渡特征的地层，同时该地区具有丰富的矿产资源，该区域内分布有多条断裂带，因此基底形态在有断裂穿过的部位起伏明显，三江褶皱系沉积层较厚，基底埋深达到最大；测线向东进入扬子地台，地表速度约4.5 km·s-1左右，在两个不同地质构造单元的交界部位基底呈现明显上隆的趋势，而后又逐渐加深；在桩号570 km左右进入华南地块，地表速度有明显加大的变化趋势，同时基底深度迅速变浅，地表层速度约5.2 km·s-1.4.2 基底界面构造形态

时间项方法是通过利用初至波走时资料来反演炮点、观测点的时间项和首波沿界面的滑行速度(Scheidegger and Willmore,1957).它不要求爆破点与观测点成规则分布，并可利用多次爆破的数据资料，因而，特别适合于大量爆破数据的分析处理.当已知上覆介质平均速度时，可由时间项转换各点的深度值，从而得到界面的深度.

我们对镇康—泸西地震测深剖面11个炮点爆破激发所获取的约1000余个初至Pg波走时数据，采用时间项方法进行了反演计算.上覆介质平均速度参考有限差分反演结果和各炮一维速度深度函数反演结果分段而确定，利用该方法得到了镇康—泸西深地震探测剖面的基底界面形态特征，如图6所示.基底界面的滑行速度也同时由时间项反演得到，约为5.86 km·s-1.沿剖面基底形态起伏变化明显.在测线西端的左贡—耿马褶皱系基底埋深约在1.5 km左右，而进入三江褶皱系基底埋深迅速加大，最深处达7.0 km左右.反映了左贡—耿马褶皱系相对隆起而其西侧三江褶皱系基底下陷的构造特征.沿测线逐渐东移，在400 km桩号附近进入相对较为稳定的扬子地台，基底埋深约5.0 km，而在三江褶皱系和扬子地台的交界部位基底界面迅速变浅.沿测线继续向东进入华南地块，呈现迅速上隆的界面形态，基底深度浅达1.0 km左右，甚至在部分区域出露于地表，在基底形态变化剧烈的地方与地表穿过的断裂带吻合较好，如图6中F1—F7所示.

4.3 基底断裂带的构造特征探讨

从获取的上地壳精细速度成像图5及基底界面图6中，可以发现沿剖面速度横向变化很大，在基底速度等值线变化剧烈的部位往往是不同地质构造单元的接触地带，两种方法的反演结果有很好的一致性.在剖面西端200 km、270 km及320 km桩号附近，基底速度结构横向变化明显，分别对应于南汀河断裂，澜沧江断裂和无量山断裂，如图5、图6中F1、F2及F3所示，南汀河断裂西侧为左贡—耿马褶皱系，东侧是三江褶皱系，由于跨越不同的地质构造单元，其异常特征不仅体现在速度结构的变化，同时又体现在基底深度的突变，而澜沧江断裂和无量山断裂均位于三江褶皱系，速度变化相对较小.在桩号400 km附近，速度结构东西两侧变化明显，呈现一强烈的横向扰动，因此我们推测该位置存在一强断裂带，如图5、图6上F4断裂所示.而从该区地表穿过的断裂来看，该部位对应于红河断裂带，它是横贯云南地区的一条巨型走滑断裂带.在红河断裂带的东西两侧速度和深度变化特别明显，由于该断裂带跨越两个不同的地质构造单元，西侧属于三江褶皱系，东侧属于扬子地台，多项研究(王椿镛等，2002；周光全等，2003；施发奇等，2012)表明红河断裂带为一超壳大断裂，因此该断裂穿过基底界面继续向下延伸.红河断裂带以东的扬子地块内存在多条深大断裂，如楚雄—通海断裂以及小江断裂带，如图5、图6中F5和F6所示，扬子地台自晚古生代以来沉积环境一直比较稳定，该区域范围内具有较厚的未变质的沉积盖层.其中楚雄—通海断裂带与20世纪70年代通海7.8级大地震的发生有着密切的关联.而530 km桩号附近的小江断裂带为云南地区的主要活动断裂带，该断裂带在我们的成像结果中表现的并非为单一断裂，而是由两组次级断裂构成并呈雁形排列.跨过扬子地台后进入华南褶皱系，其控制性断裂是弥勒—师宗断裂，位于测线东端600 km桩号附近，如图5、图6中F7所示，该断裂两侧基底速度和深度变化剧烈，基底深度迅速变浅，在华南地块内没有明显的断裂显示.本研究获取的速度变化特征及深度异常为研究和划分不同地质构造单元，以及相互之间的构造特征和接触关系提供了可靠的保证.

4.4 基底结构与强震关系

云南地区位于南北地震带南段，处于欧亚板块和印度板块相互作用的边缘地带，20世纪70年代以来该区相继发生了一系列大于7.0级强震，造成人力和物力的巨大损失.该区发生的地震一般都是浅源地震，震源深度在10～25 km之间(徐彦等，2005)，就是说地震发生在基底以下的中地壳内.苏有棉等(1999)研究发现许多强震区都有莫霍界面局部上隆的现象，一般情况下莫霍界面的上隆和基底的下凹有很好的耦合对应关系，结合我们的研究结果在三江褶皱系基底界面呈现明显的下凹特征，而在扬子地台的小江断裂带附近基底界面也呈现较明显的下凹特征.而从图1中的地震分布可以发现，滇南地区地震主要集中于小江断裂带和三江褶皱系上，所以说强震的发生和我们的速度成像结果有着很好的关联.应力积累是在大范围内进行的，而应力的快速释放只集中在一些薄弱地带中的可锁住地段发生.就受力角度来看，构造块体边界及其边缘断裂为构造上的薄弱环节，是构造应力的集中处，地震易于孕育(周光全等，2003).而红河断裂带地震却鲜有发生，可能是由于本研究区域的红河断裂带处于印支地块和扬子地块刚柔不同的两个块体之间，具备了利于发生蠕滑的环境介质条件，无法进行应力的积累而导致该区段的红河断裂带附近地震发生较少.而小江断裂带和三江褶皱系各自均位于同一属性的块体，易于能量的积累和释放进而容易导致地震的发生.当然，基底的界面形态及速度变化和地震发生的关系，尚需我们进行更进一步的研究.

图6 镇康—泸西剖面Pg波时间项反演结果Fig.6 Basement depth obtained by inverting Pg wave time-terms for Zhenkang-Luxi profile

5 结论

本研究基于“中国地震科学台阵探测——南北地震带南段”行业专项的高密度主动源数据，对该测线的初至波资料利用有限差分和时间项两种反演方法进行了计算处理，获取了该研究区域基底的精细结构特征，结果表明：

(1)沿线不同地质构造单元基底界面形态起伏变化明显，深度变化范围在1.0～7.0 km之间.基底最深处位于三江褶皱系，深达7.0 km；测线西端的左贡—耿马褶皱系基底较浅约1.0 km，在扬子地台基底界面较深约5.0 km左右，在测线东端的华南地块基底较浅，部分基底甚至出露地表；沿剖面速度横向不均匀性特征明显，速度等值线变化剧烈的地方与地表断裂有很好的对应关系.地表速度在华南地块较高，约5.2 km·s-1，在三江褶皱系和扬子地台地表速度相对较低分别为4.3 km·s-1和4.5 km·s-1,在左贡—耿马褶皱系地表速度约4.6 km·s-1.

(2)沿线速度横向不均匀性明显，尤其是在断裂带两侧不论是基底界面还是速度均呈现明显的差异.在基底界面和速度等值线变化剧烈的地方一般易于应力积累和释放，而多条活动断裂带在云南地区纵横交错，因此该区地震的频发与断裂带的分布有着密切的关联.详细的上部地壳精细结构为该区进一步研究地震孕震背景及深部动力学意义及地震定位具有重要的研究价值.

(3)本研究与该区以往所开展的地震测深工作相比(胡鸿翔等,1986; 胡鸿翔和高世玉，1993)，获取的基底界面相对较深，主要是由于测线的展布方向不同(本测线为东西向展布，而胡鸿翔等布设的剖面为南北向展布)，而在两测线靠近的部位基底界面深度吻合较好，进一步说明云南地区在南北和东西向基底深度呈现明显的差异.与白志明和王椿镛(2004)的研究结果相比，速度结构在整体上变化不大，只是在局部区域稍有差异，推测这种差异可能是由对地震资料解释方法的不同产生的.因此本研究不仅与其他研究结果具有很好的一致性，同时更呈现了红河断裂带两侧清晰的速度结构差异，这种精细成像在其他研究结果中无法整体清楚的体现.本文的研究结果不仅在很大程度上提高了研究区基底结构的成像分辨，同时为进一步了解云南地区断裂带的深部纵向展布特征及地震孕震模式提供了强有力的基础依据.

致谢 感谢中国地震局地球物理勘探中心所有参与该项目野外数据采集的各位同事，同时感谢中国地震局地球物理研究所及其他协作单位各位同仁对本研究结果的讨论，还要感谢两位匿名审稿专家对本文提出的中肯建议，正是由于他们才使得本文质量得到进一步提升.谨以此文向中国地震局地球物理勘探中心成立60周年献礼！

Bai Z M, Wang C Y. 2004. Tomography research of the Zhefang-Binchuan and Menglian-Malong wide-angle seismic profiles in Yunnan province.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 47(2): 257-267.

Duan Y H, Zhang X K, Yang Z X. 2002. Study on basement structures of the Northeast Pamirs.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 24(4): 378-384.

Guo S M, Xiang H F, Ji F J, et al. 1996. A study on the relation between quaternary right-lateral slip and tip extension along the Honghe fault.SeismologyandGeology(in Chinese), 18(4): 301-309.

Han J, Zhou S Y, Song Y H, et al. 1990. The characteristics of segmentation and the viewpoint of seismogenesis of structure network in the Honghe fault zone.CrustalDeformationandEarthquake(in Chinese), 10(2): 74-83.

Hole J A. 1992. Nonlinear high-resolution three-dimensional seismic travel time tomography.J.Geophys.Res., 97(B5): 6553-6562.

Hu H X, Lu H X, Wang C Y, et al. 1986. Explosion investigation of the crustal structure in western Yunnan Province.ChineseJ.Geophys. (ActaGeophysicaSinica) (in Chinese), 29(2): 133-144.

Hu H X, Gao S Y. 1993. The investigation of fine velocity structure of the basement layer of Earth′s crust in western Yunnan region.EarthquakeResearchinChina(in Chinese), 9(4): 356-363.

Huangfu G, Shi S X, Su Y J. 2000. Study on seismicity in Yunnan in the 20th century.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 23(1): 1-9.

Kan R J, Lin Z Y. 1986. A preliminary study on crustal and upper mantle structures in Yunnan.EarthquakeResearchinChina(in Chinese), 2(4): 50-61.

Leloup P H, Lacassin R, Tapponnier P, et al. 1995. The Ailao Shan—Red River shear zone (Yunnan, China), Tertiary transform boundary of Indochina.Tectonophysics, 251(1-4): 3-10, 13-84.Lin Z Y, Hu H X, Zhang W B, et al. 1993. The velocity structure research of crust-upper mantle in Yunnan area.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 15(4): 427-440.

Liu B M, Xia B, Li X X, et al. 2006. Southeastern extension of the Red River fault zone (RRFZ) and its tectonic evolution significance in western South China Sea.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 49(8): 839-850.

Liu F T, Liu J H, He J K, et al. 2000. The subducting slab of Yangzi block under Tethys orogenic belt in western Yunnan.ChineseScienceBulletin(in Chinese), 45(1): 79-84.

Liu J H, Liu F T, He J K, et al. 2001. Study of seismic tomography in Panxi paleorift area of southwestern China.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 44(3): 277-288

Scheidegger A E, Willmore P L. 1957. The use of a least squares method for the interpretation of data from seismic surveys.Geophysics, 22(1): 9-21.

Shao D S, Shi F Q, Fu Y W, et al. 2005. GPS observation along the NNW seismic belt of Yunnan.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 28(1): 90-94.

Shi F Q, Fu Y W, Wang Z M, et al. 2012. Motion characteristic of Honghe fault belt based on baseline time-series recorded at GNSS reference station.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 35(4): 529-534.

Su Y J, Liu Z Y, Cai J M, et al. 1999. Deep Earth media background distribution of strong earthquakes in Yunnan.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 21(3): 313-322.

Tapponnier P, Molnar P. 1976. Slip-line field theory and large-scale continental tectonics.Nature, 264(5584): 319-324.

Vidale J E. 1990. Finite-difference calculation of traveltimes in three dimensions.Geophysics, 55(5): 521-526.

Wang C Y, Mooney W D, Wang X L, et al. 2002. Study on 3-D velocity structure of crust and upper mantle in Sichuan-Yunnan region, China.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 24(1): 1-16.

Wang F Y, Duan Y H, Yang Z X, et al. 2008. Velocity structure and active fault of Yanyuan-Mabian seismic zone—The result of high-resolution seismic refraction experiment.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 51(9): 1284-1296.

Wang F Y, Pan S Z, Liu L, et al. 2014. Wide angle seismic exploration of Yuxi-Lincang profile-The research of crustal structure of the red river fault zone and southern Yunnan.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(10): 3247-3258, doi: 10.6038/cjg20141013.

Wang Q, Lai X A, You X Z, et al. 1998. GPS measurement and present tectonic stress field in the Honghe fault, Southwest China.CrustalDeformationandEarthquake(in Chinese), 18(2): 49-56.

Wu J P, Ming Y H, Wang C Y. 2001. The S wave velocity structure beneath digital seismic stations of Yunnan Province inferred from teleseismic receiver function modelling.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 44(2): 228-237.

Xu Y, Liu J H, Liu F T, et al. 2005. Crust and upper mantle structure of the Ailao Shan-Red River fault zone and adjacent regions.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 48(2): 156-164.

Xu Y, Yang J Q, Su Y J, et al. 2005. Analysis on accurate location of earthquakes in Yunnan area and its tectonic meaning.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 28(4): 340-344.

Xu Z F, Zhang X K, Duan Y H, et al. 2006. Fine upper crustal structure of Jiashi strong earthquake swarm region in Xinjiang inferred from high resolution seismic refraction profile data.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 28(1): 60-69.

Yang Z X, Wang F Y, Duan Y H, et al. 2011. Basement structure of southeastern boundary region of Sichuan-Yunnan active block: Analysis result of Yanyuan-Xichang-Zhaojue-Mahu deep seismic sounding profile.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 33(4): 431-442.

Zhang J G, Huangfu G, Xie Y Q, et al. 2009. Study on the activity of Red River fault in Vietnam.SeismologyandGeology(in Chinese), 31(3): 389-400.

Zhang Q Z, Liu Y P, Chen Z L, et al. 2006. GPS Monitoring along the Red River fault.ActaGeoscienticaSinica(in Chinese), 27(4): 367-372.

Zhang Z J, Bai Z W, Wang C Y, et al. 2005. The crustal structure under Sanjiang and its dynamic implications: Revealed by seismic reflection/refraction profile between Zhefang and Binchuan, Yunnan.ScienceinChinaSeriesD:EarthScience, 48(9): 1329-1336.

Zhou G Q, Su Y J, Wang Y A, et al. 2003. Location analysis of great earthquake risk in recent period in the east part of Yunnan.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 26(3): 217-224.

附中文参考文献

白志明, 王椿镛. 2004. 云南遮放—宾川和孟连—马龙宽角地震剖面的层析成像研究. 地球物理学报, 47(2): 257-267.

段永红, 张先康, 杨卓欣. 2002. 帕米尔东北侧基底结构研究. 地震学报, 24(4): 378-384.

虢顺民, 向宏发, 计凤桔等. 1996. 红河断裂带第四纪右旋走滑与尾端拉张转换关系研究. 地震地质, 18(4): 301-309.

韩键, 周硕愚, 宋永厚等. 1990. 红河断裂带的分段特性及构造网络蕴震观. 地壳形变与地震, 10(2): 74-83.

胡鸿翔, 陆涵行, 王椿镛等. 1986. 滇西地区地壳结构的爆破地震研究. 地球物理学报, 29(2): 133-144.

胡鸿翔, 高世玉. 1993. 滇西地区地壳浅部基底速度细结构的研究. 中国地震, 9(4): 356-363.

皇甫岗, 石绍先, 苏有锦. 2000. 20世纪云南地震活动研究. 地震研究, 23(1): 1-9.

阚荣举, 林中洋. 1986. 云南地壳上地幔构造的初步研究. 中国地震, 2(4): 50-61.

林中洋, 胡鸿翔, 张文彬等. 1993. 滇西地区地壳上地幔速度结构特征的研究. 地震学报, 15(4): 427-440.

刘宝明, 夏斌, 李绪宣等. 2006. 红河断裂带东南的延伸及其构造演化意义. 中国科学D辑: 地球科学, 36(10): 914-924.

刘福田, 刘建华, 何建坤等. 2000. 滇西特提斯造山带下扬子地块的俯冲板片. 科学通报, 45(1): 79-84. 刘建华, 刘福田, 何建坤等. 2000. 攀西古裂谷的地震成像研究——壳幔构造特征及其演化推断. 中国科学D辑: 地球科学, 30(增刊): 9-15. 邵德晟, 施发奇, 付云文等. 2005. 云南北北西地震条带GPS观测. 地震研究, 28(1): 90-94.

施发奇, 付云文, 汪志民. 2012. GNSS基准站基线时间序列反映红河断裂带运动特征研究. 地震研究, 35(4): 529-534.

苏有锦, 刘祖荫, 蔡民军等. 1999. 云南地区强震分布的深部地球介质背景. 地震学报, 21(3): 313-322.

王椿镛, Mooney W D, 王溪莉等. 2002. 川滇地区地壳上地幔三维速度结构研究. 地震学报, 24(1): 1-16.

王夫运, 段永红, 杨卓欣等. 2008. 川西盐源—马边地震带上地壳速度结构和活动断裂研究. 中国科学D辑: 地球科学, 38(5): 611-621.

王夫运, 潘素珍, 刘兰等. 2014. 玉溪—临沧剖面宽角地震探测——红河断裂带及滇南地壳结构研究. 地球物理学报, 57(10): 3247-3258, doi: 10.6038/cjg20141013.

王琪, 赖锡安, 游新兆等. 1998. 红河断裂的GPS监测与现代构造应力场. 地壳形变与地震, 18(2): 49-56.

吴建平, 明跃红, 王椿镛. 2001. 云南数字地震台站下方的S波速度结构研究. 地球物理学报, 44(2): 228-237.

胥颐, 刘建华, 刘福田等. 2003. 哀牢山—红河断裂带及其邻区的地壳上地幔结构. 中国科学D辑, 33(12): 1201-1208.

徐彦, 杨晶琼, 苏有锦等. 2005. 云南地区地震精确定位及其构造意义分析. 地震研究, 28(4): 340-344.

徐朝繁, 张先康, 段永红等. 2006. 新疆伽师强震群区上部地壳细结构的高分辨折射地震探测研究. 地震学报, 28(1): 60-69.

杨卓欣, 王夫运, 段永红等. 2011. 川滇活动地块东南边界基底结构——盐源—西昌—昭觉—马边深地震测深剖面结果. 地震学报, 33(4): 431-442.

张建国, 皇甫岗, 谢英情等. 2009. 越南红河断裂活动性研究. 地震地质, 31(3): 389-400.

张清志, 刘宇平, 陈智梁等. 2006. 红河断裂的GPS监测. 地球学报, 27(4): 367-372.

张中杰, 白志文, 王椿镛等. 2005. 三江地区地壳结构及动力学意义: 云南遮放—宾川地震反射/折射剖面的启示. 中国科学D辑: 地球科学, 35(4): 314-319.

周光全, 苏有锦, 王永安. 2003. 云南东部地区近期大震危险性地点分析. 地震研究, 26(3): 217-224.

(本文编辑 何燕)

Basement structure of southern Yunnan and adjacent areas: The Zhenkang-Luxi deep seismic sounding profile

PAN Su-Zhen, WANG Fu-Yun*, DUAN Yong-Hong, DENG Xiao-Guo, SONG Xiang-Hui, DUAN Yu-Ling, SUN Yi-Nan, ZHANG Cai-Jun, YANG Yu-Dong, ZANG Yi-Ran

GeophysicalExplorationCenter，ChinaEarthquakeAdministration,Zhengzhou450002,China

Yunnan province, located in the southern section of the North-South seismic (SSNSS) belt, is one of the areas with most active seismicity in China mainland, where frequent earthquakes have occurred in recent years. Observations and research in this region are of important significance to understand interaction of plates and geodynamic background. Under the support of the seismic industry special project of China Earthquake Administration (CEA) “China Earthquake Scientific Array Detection-SSNSS”, a nearly EW-trending deep seismic wide-angle reflection/refraction profile was deployed along Zhenkang-Luxi by Geophysical Exploration Center of CEA at the end of 2011. This profile crosses through a number of major tectonic units (such as the Sanjiang fold system, Yangzi platform and South China block) and a series of seismic belts (e.g., the Nanting river fault, Lancangjiang fault, Red River fault and Xiaojiang fault etc.). The length of this profile is 600 km, and the numbers of shots and three-component seismometers are 11 and 400, respectively. In this paper, the finite difference and time-terms methods are used to process the first arrival times for 11 shots of this profile, and the basement velocity structure in this area is obtained. The results show that the shape of basement interface of different tectonic units changes dramatically, with depths ranging from 1.0 km to 7.0 km. The deepest point of the basement is about 7.0 km in the Sanjiang fold system, while the basement is as shallow as about 1.0 km in the Zuogong-Gengma fold system. In the Yangzi block, the basement depth becomes shallow slowly, which is about 5.0 km on average. The eastern segment of this profile is the South China block, where the basement depth shallows rapidly, even exposes on the surface. The lateral velocity heterogeneity is obvious along this profile, and the location of velocity contours with drastic change is consistent with the fault distribution in this area. The surface velocity is relatively high, about 5.2 km·s-1, in the South China block, and down to 4.3 km·s-1and 4.5 km·s-1in the Sanjiang fold system and Yangzi platform, respectively, while increasing to 4.6 km·s-1in the Zuogong-Gengma fold system. Normally, the velocity change is obvious in the vicinity of fault zones, especially showing obvious differences on the basement interfere and both sides of the Red River fault zone, which is clear in the record section of Pg waves. Generally, the stress is easy to accumulate and release at the place where basement interfere and velocity contours change dramatically, and active faults cross each other. Therefore, the frequent earthquakes in this area are closely related to the distribution of these faults. These results are consistent with previous work, and provide a scientific basis for the further research on the background of strong earthquakes and its deep dynamic significance in this region.Keywords Southern section of North-South seismic belt； Finite difference method； Time-terms method； Red River fault zone

10.6038/cjg20151103.

国家自然科学基金项目(41404049;41474077)，地震科技星火计划项目(XH13035)，中国地震科学台阵探测——南北地震带南段(201008001)及中国地震局地球物理勘探中心青年优秀科技人才项目(SFGEC2014004)联合资助. 中国地震局地球物理勘探中心论著号RCEG201409.

潘素珍，女，1975年生，副研究员，硕士研究生，固体地球物理专业，主要从事深地震测深数据处理及解释工作.E-mail:panszh@126.com*通讯作者 王夫运，男，1962年生，研究员，博士，固体地球物理专业，长期从事深地震测深综合研究工作. E-mail:fuyunwang@x263.net

10.6038/cjg20151103

P315

2015-01-04，2015-11-08收修定稿

潘素珍， 王夫运， 段永红等. 2015. 滇南及临近地区基底结构——镇康—泸西深地震测深剖面结果.地球物理学报，58(11):3917-3927,

Pan S Z, Wang F Y, Duan Y H, et al. 2015. Basement structure of southern Yunnan and adjacent areas: The Zhenkang-Luxi deep seismic sounding profile.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):3917-3927,doi:10.6038/cjg20151103.