云南景谷MS6.6地震震源区深部电性结构及其孕震环境

程远志　汤　吉　邓　琰　董泽义

(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)



云南景谷MS6.6地震震源区深部电性结构及其孕震环境

程远志汤吉*邓琰董泽义

(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)

2014年10月7日云南景谷地区发生MS6.6地震， 震源机制显示此次地震为逆走滑型， 地震断层面走向140°， 同时余震分布显示破裂面走向也为NNW向。文中对1条横穿景谷震区， 与地震破裂面垂直的大地电磁测线数据进行了由定性到定量的全面分析， 通过二维非线性共轭梯度(NLCG)反演得到了震源区较为详细的地壳电性结构。结果表明： 1)震源区电性结构可以分为4层： 地表以下约4km为相对低阻层， 主要由中、 新生代盆地沉积岩组成， 电阻率10～100Ω·m； 地下5～10km为相对高阻层， 可能由元古界变质岩系组成， 电阻率>1,000Ω·m； 15～30km为中下地壳低阻层， 电阻率<10Ω·m； 30km以下为壳幔过渡层， 电阻率值约为30Ω·m。 2)景谷地震主震发生在高阻层和壳内低阻层的分界面上。 3)对余震的震源深度统计发现5km和10km两个深度范围内余震较多， 与电性梯度带的位置相对应。

景谷地震大地电磁测深电性结构电性梯度带地震构造

0　引言

据中国地震台网中心测定， 北京时间2014年10月7日21时49分39.5秒云南省普洱市景谷县发生MS6.6地震， 震中位于 23.4°N， 100.5°E， 距景谷县城28km， 震源深度初始为5km， 后修改为10km(http: ∥data.earthquake.cn/datashare/globeEarthquake_csn.html)。另据USGS(美国地质调查局)测定， 景谷地震震中位于 23.386°N， 100.487°E， 震源深度10.9km， 矩震级MW6.0(http: ∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/usb000sjim#summary)。 景谷地震发生于澜沧江断裂东侧的思茅-普洱地震带和西侧的耿马-澜沧地震带之间， 距思茅-普洱地震带较近； 震中周围100km范围内， 历史上发生过5级以上地震35次， 其中5.0～5.9级22次、 6.0～6.9级10次， 7.0～7.9级3次； 距离最近的6级以上地震为1942年2月1日思茅6.8级地震， 位于本次地震以南37km。2007年6月3日宁洱6.4级地震为距本次地震时间最近的地震(据云南省地震局)。因此， 景谷地震发生在1个地震活动相对活跃的区域。截至10月12日， 此次主震之后发生余震900余次， 最大余震震级MS4.7， 余震分布显示破裂面走向NW， 震源机制解揭示此次地震是在NNE向挤压应力场作用下导致的走滑型断裂活动的结果(据中国地震台网中心， http: ∥www.csndmc.ac.cn)。现有资料显示， 本次地震并未发生在已知断裂上， 不知是否与2013年芦山地震类同， 发生在隐伏断裂位置上(徐锡伟等， 2013)。

景谷地区所处的兰坪-思茅地块位于青藏高原东南缘地区的南北地震带南段， 地块内部的现今地壳运动主要表现为众多微断块的旋转与拉张变形。兰坪-思茅地块是由欧亚大陆与冈瓦纳大陆之间诸多地块不断破碎、 裂解又相互拼接镶嵌构成的复杂造山带， 区域内的主要构造单元受印度板块向欧亚板块的俯冲活动控制(Roydenetal.， 1997， 2008；钟大赉， 1998； Replumazetal.， 2003)， 是中国地震活动最强的地区之一(邓起东等， 2002； 徐锡伟等， 2003； 张培震等， 2003)。景谷地震区位于思茅地块西侧， 西接保山地块， 东侧为NW向的无量山断裂带， 西侧为相互平行的澜沧江断裂带和酒房断裂带， 其中酒房断裂带和无量山断裂带在无量山地区交会。无量山断裂带属于晚更新世活动断裂带， 位于无量山西麓， 控制着思茅凹陷区及其北部中新世以来的新构造隆起活动， 是重要的活动断裂带。景谷地震震中位于无量山断裂带西支(普文断裂)的NW向延长线上(http: ∥www.eq-igl.ac.cn/test.jpg)， 震源机制为逆走滑型破裂， 地震断层面的最优取向解为： 走向140°， 倾向70°， 滑动角160°(http: ∥www.eq-igl.ac.cn/20141007.pdf)， 等值线呈椭圆分布， 长轴走向近NW(http: ∥www.cea-igp.ac.cn/tpxw/270888.shtml)。

针对研究区内的深部构造背景等已经开展了大量的研究(张中杰等， 2005； 张智等， 2006； Tanakaetal.， 2008； Wangetal.， 2008; 胥颐等， 2013； 孙长青等， 2013； 李冉等， 2014； 王夫运等， 2014)。张中杰等(2005)利用宽角地震反射方法获得了孟连—马龙剖面的地壳速度结构， 发现思茅地块的地壳P波速度较保山和扬子地块西南部低， 思茅地块存在强反射带， 地震一般分布在强反射带和高、 低速交界地带。张智等(2006)利用走时层析成像方法重建了思茅—中甸剖面的地壳速度和反射结构， 得到地壳厚度由北段中甸的50km左右减薄至南段思茅的35km左右， 地壳厚度的减薄量主要在于下地壳。Tanaka等(2008)对思茅地块进行了古地磁学研究， 揭示了思茅地块中部蜂腰部位以东景谷、 镇沅地区发生较大角度的顺时针旋转变形； 而景东至南涧之间区域可能发生较为混乱的旋转变形作用； 这种差异性旋转形成了一系列的走滑断层。李冉等(2014)利用大地电磁方法获得了沿孟连—罗平剖面的地下70km深度内的电性结构， 发现耿马-澜沧强震区和思茅-普洱强震区存在中下地壳低阻层， 主要强震震中位于高、 低阻的交界处， 地震的发生和地壳中的电性结构不均匀相关， 断裂带两侧块体的电阻率差异是强震活动带重要的深部背景。本次地震的诱发机制、 孕震环境、 深部构造背景以及深部物质特征尚不很清楚， 值得关注和研究。

地震活动与地壳深部流体关系密切， 而大地电磁测深方法在研究地壳上地幔内部电性结构、 温度和流体分布等方面具有独特的优势(Weietal.， 2001； 赵国泽等， 2004； Unsworthetal.， 2005； 汤吉等， 2005； 金胜等， 2010； Wangetal.， 2014)。本文的大地电磁测线横跨震源区， 距主震震源区最近的MT测点(7号测点)仅1km； 由于距离震源区位置较近， 利用大地电磁数据揭示该地区的深部电性结构， 可以为景谷地震区的发震构造、 地震孕育机制以及深部物质迁移等提供深部电性模型。

图1　景谷地震震源区地质构造、 大地电磁测深点以及余震分布图Fig. 1　Tectonic framework， fault structure， MT sites and aftershock epicenter in the Jinggu seismic area.

1　大地电磁数据观测与处理

1.1剖面位置及数据观测

大地电磁测线横穿地震震源区(图1)， 沿N80°E方向布设32个测点(测点编号1—32)， 测线长度约61km， 平均点距约2km。剖面自西向东自永平镇， 经震源区， 终止于无量山断裂带。野外测量采用加拿大Phoenix公司的V5大地电磁仪， 每个测点观测2个相互正交的电场分量(Ex，Ey)和3个相互正交的磁场分量(Hx，Hy，Hz)(x代表SN方向，y表示EW方向，z代表垂直方向)， 观测的频率范围为0.001～320Hz。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。

1.2资料处理方法

数据处理采用由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， 得到电磁场的自、 互功率谱， 并进一步采用Robust资料处理技术(Chaveetal.， 1989； Egbert， 1997)和远参考道技术(Gambleetal.， 1979)计算各个测点的大地电磁阻抗张量信息； 前者能最大程度地减小随机噪声的干扰， 而后者则可以有效地消除信号中的相关噪声的影响。经过对处理后的资料在频率域对功率谱进行编辑， 剔除存在强电磁干扰的数据， 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， 分别采用相位张量(Caldwelletal.， 2004)和共轭阻抗法(CCZ)(蔡军涛等， 2010a； 陈小斌等， 2014)阻抗分解技术对所有测点进行张量阻抗分解。运用可视化大地电磁资料处理和解释集成系统MT-Pioneer对资料进行处理计算(陈小斌等， 2004)， 对资料进行分析处理得到二维偏离度、 最佳电性主轴方位角和倾子等参数数据。

1.2.1相位张量分析

图2　相位张量椭圆和β值、 Φmin与ΦmaxFig. 2　Phase tensor ellipses showing the invariant β， Φmin and Φmax for the line of measurements.

采用相位张量分解方法(Caldwelletal.， 2004)进行维性分析， 相位张量椭圆如图2 所示： 偏离角度(β)(图2a)、 最小相位(Φmin)(图2b)和最大相位(Φmax)(图2c)。张量椭圆的主轴表示感应电流的方向， 揭示了电性结构中的横向梯度带。Φmax不受畸变的影响， 是相位张量中最稳定的变量， 可以用来表示电阻率的变化情况。区域电性结构假定为1D，β=0且Φmin=Φmax； 区域电性结构假定为2D，β=0且Φmin≠Φmax， 相位张量椭圆主轴平行或垂直于电性主轴方向； 区域电性结构为3D，β≠0。浅部的电性结构近似为一维， 因为高频数据的Φmax约为 45°； 而深部可能存在低阻体， 因为低频数据的Φmax>60°， 相位张量椭圆主轴角约为N10°W。大部分的β值<4°， 只有部分低频的β值>4°， 区域电性结构为1D或者2D(Xiaoetal.， 2015)。

图3　测线电性主轴方位玫瑰统计图Fig. 3　Rose diagram of electrical strike of all MT sites.

1.2.2区域电性主轴方向

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2个电性主轴方向。因此， 在对大地电磁测深数据进行二维反演之前， 须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。利用基于共轭阻抗法的多测点-多频点阻抗张量分解技术(陈小斌等， 2014)， 得到测区内的电性主轴方位角的分布统计 “玫瑰图”(图3)。在阻抗张量的极化模式识别时， 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。 区域内无量山断裂带和澜沧江断裂带的走向NW， 同时余震分布显示破裂面走向也为NW， 故测点的电性主轴方位角分布范围为N5°～15°W。同时测线的走向为N80°E， 将各测点实测XY和YX阻抗张量旋转到N10°W， 其中XY模式为E极化(TE)模式， YX模式为H极化(TM)模式， 并进一步计算相应的视电阻率和相位曲线。

图4　测线视电阻率和相位拟断面图Fig. 4　The pseudosection map of apparent resistivity and impedance phase of all MT sites.a TE模式的视电阻率(上)和相位(下)拟断面图； b TM模式的视电阻率(上)和相位(下)拟断面图

图5　典型测点的视电阻率和相位曲线Fig. 5　Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites.

1.2.3曲线特征分析

图4、 5 展示的测线视电阻率和相位拟断面图是经过旋转后重新计算的视电阻率和相位值。总体上存在4个特征： 1)曲线整体形态合理， 数据质量较好； 少数测点由于干扰使低频段出现 “飞点”现象， 如测点9和11的低频点； 在反演过程中删除 “飞点”， 使其不参与反演， 总体上可用于反演解释。 2)部分测点视电阻率曲线存在静态效应(测点9、 12和32等)， 首枝视电阻率值低于邻近测点的值， 可能受地表局部电性不均匀体影响； 在反演前要进行静校正处理以消除静态效应。 3)大部分测点的视电阻率曲线呈 “低阻—高阻—低阻”的K型曲线， 相位拟断面图在纵向上呈明显的分层性， 深部存在1低阻层。 4)拟断面图沿剖面方向具有分段性， 测点5存在明显的电性边界， 尤其是高频部分， 可能浅部存在断裂。测点11—13和测点18—22高频段视电阻率较高， 浅层存在1高阻层， 其中测点16附近可能存在断裂。

1.2.4静态校正

由于地表存在局部电性不均匀体， 会使视电阻率曲线整体发生平行移动， 这种畸变称为 “静态效应”(Jones， 1988)， 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： 一是依赖于其他信息和方法， 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)或者直流电测深方法的观测结果(Sternbergetal.， 1988； Torres-Verdinetal.， 1992； Spitzer， 2001)； 二是依赖数据本身， 如采用首枝重合方法进行曲线整体平移， 与邻近测点的高频数据进行对比来发现畸变程度(段波， 1994)。视电阻率曲线受静位移的影响较大， 而阻抗相位数据则不易受静位移的影响。因此， 在二维反演中， 阻抗相位约束误差设定相对较小的值， 而视电阻率约束误差则给相对较大的值， 可以有效地减小静态效应。本文采用二维反演与曲线平移相结合的方法进行静态校正， 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。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)。

2　大地电磁测深数据反演

2.1数据反演

在进行二维反演之前， 用Rhoplus(Parkeretal.， 1996)一维拟合程序， 对部分测点资料的合理性进行分析， 剔除某些测点中低频数据的 “飞点”。TE极化模式的二维反演对深部结构垂向的变化较敏感， 但其视电阻率曲线易受到三维畸变的影响； TM模式对表层结构的横向变化较灵敏， 同时受三维低阻异常体影响较小(Berdichevskyetal.， 1998； Ledo， 2006； 蔡军涛等， 2010b)。

图6　正则化因子的L曲线Fig. 6　L-curve of regularization factor.

二维反演方法选择目前广泛使用的非线性共轭梯度法(NLCG)(Rodietal.， 2001)， 选用带地形TM模式反演。在反演中， TM模式的视电阻率和相位的误差门限均为5%， 使反演模型尽可能地拟合实测数据。正则化因子τ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量； 选择合适的τ， 可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粗糙度。分析L曲线(Hansen， 1992)是选择最佳正则化因子的较有效的方法之一， 本文选择了14个正则化因子(1， 5， 10， 20， 30， 40， 50， 60， 70， 80， 90， 100， 200和500)进行反演测试， 获得L曲线(图6)， 横轴表示约束目标函数(Φm)的平方根， 纵轴表示数据拟合均方差(RMS)。从L曲线可以看出，τ=30对应曲线的拐点， 同时通过对比不同正则化因子的反演结果， 最终选择τ=30为最佳正则化因子。

反演过程中， 首先进行初始反演用来构建精细反演的初始模型， 所采用的初始模型为电阻率100Ω.m的均匀半空间， 选择TM模式进行二维反演， 经过60余次的迭代计算得到初步的电性结构模型； 其次进行精细反演， 将初始反演得到的电性结构模型作为元模型， 利用印模法(叶涛等， 2013)构建初始模型， 其中印模深度为15km； 然后选择TM反演， 经过90多次迭代， 模型的相对变化趋于0， 最终拟合均方差(RMS)为1.36， 从而得到50km深度内沿剖面的二维电性结构(图7)。图8 给出了测线二维反演得到的理论响应与实测的视电阻率和阻抗相位数据拟断面图对比图， 其中空白部分为剔除的 “飞点”； 从图中可见测线的实测数据与二维反演计算得到的模型理论响应值拟合情况较好， 二维反演得到的深部电性结构可以在一定程度上揭示该区的地下真实结构。

图7　测线地质剖面图(a)、 地质平面图(b)、 测点RMS值(c)和电性结构模型以及景谷主震深度分布图(d)Fig. 7　The result of MT 2D inversion and geological interpretation along the profile， RMS values of MT points.

图8　实测TM模式视电阻率和阻抗相位与二维模型理论响应值的对比Fig. 8　Fit of model response and observed apparent resistivity and phase data.a 观测TM视电阻率； b 观测TM阻抗相位； c 计算TM视电阻率； d 计算TM阻抗相位.

2.2灵敏度测试

构建二维正演模型验证测点18下方的低阻体和测点15下方的低阻体上凸部分。图9 虚线框内分别用20Ω·m、 50Ω·m、 100Ω·m和400Ω·m替代进行正演验证并计算RMS拟合值(图9e)， 对比RMS值发现， 测点15—24的RMS值与正演模型的变化相对应， 所以二维反演结构模型有较高的置信度。

图9　正演验证模型(a， b， c， d)及其对应的RMS值(e)Fig. 9　The model of forward modifications(a， b， c and d)， the dashed frames show modified areas. The site by site RMS misfits for each model are shown in 9e.虚线矩形内为电阻率修改区域

3　景谷地震区深部电性结构与孕震环境讨论

3.1电性结构分析

不同构造地质单元的电性结构通常存在明显的差异(赵国泽等， 2004； 肖骑彬等， 2007)， 而断裂带发育的地方， 往往存在破碎带并富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)； 根据二维反演得到的电性结构(图7d)以及视电阻率和相位(图4)特点， 沿剖面方向上， 以测点25为界， 可以明显地划分出2个不同的电性分区： 东侧为无量山断裂带， 发育相对完整的高阻体(李冉等， 2014)， 电阻率值较大(>1,000Ω·m)， 地表断裂F3、 F4、 F5和F6在深部可能汇聚到高阻体， 构成景谷盆地的东边界； 西侧电性结构比较复杂， 高、 低阻相互交替出现。自地表至25km深度范围内， 大致可以划分4个主要电性层：

第1电性层厚度在0～4km范围内， 为相对低阻层， 电阻率值30～100Ω·m， 主要为景谷盆地内较厚的中新生代沉积所致(Zhangetal.， 2009)； 厚度呈东西两端较薄， 中间较厚的特征， 测点7—10之间位置最厚。测点17—24之间表层存在1高阻层， 电阻率约600Ω·m， 与第1电性层呈角度不整合接触， 推测可能与岩浆活动导致的浅层岩脉侵入相关(管烨等， 2006)。测点8、 测点11和测点15处存在电性梯度带， 其中测点11和测点15分别与地表断裂F1和F2相对应， 推测在测点8下方存在断裂， 向W倾， 倾角约30°。

第2电性层为上地壳高阻层， 电阻率值>800Ω·m， 埋深在7～15km范围内变化， 其中测点4和5之间的电阻率值最高可达3,000Ω·m。高阻层厚度沿剖面方向有较大的变化， 呈两端较薄， 向中间逐渐增厚的特点； 其中测点22到测点24下方， 高阻层的厚度明显变薄同时电阻率值较低， 地表岩性变化比较明显以及断裂发育， 高阻层的减薄可能与无量山断裂带有关， 在测点25、 26处汇入无量山断裂的高阻体； 在测线西侧， 高阻层可能出露地表。景谷盆地东侧出露的哀牢山群变质岩和西侧出露的崇山群变质岩均发现1,300～2,000Ma的Sm-Nd模式年龄值的中深变质岩(翟明国等， 1990)， 推测该高阻层可能由变质岩组成， 同时构成景谷盆地的结晶基底。高阻层在测点15—17之间不连续， 存在低阻带， 电阻率约为30Ω·m， 向E倾， 倾角较大， 同时与第1电性层相连， 这是重要的分界面电性标志， 且地面有断裂发育， 岩性发生变化。在P波速度纵向剖面上显示， 澜沧江断裂与哀牢山断裂带之间的镇沅地区的地壳速度偏低， 形成1个狭窄的低速带(胥颐等， 2013； 王夫运等， 2014)。

第3电性层为壳内低阻层， 位于上地壳高阻层之下， 电阻率值低于10Ω·m， 并在测点5、 6和测点18之下存在电阻率的低阻中心。 2个低阻体的埋深不同， 自西向东逐渐变浅， 测点18下方埋深约15km， 属于中下地壳层位。测点5、 6之下的低阻中心的最小电阻率值约为6Ω·m， 测点19之下的低阻中心的最小电阻率值约为3Ω.m， 与上部高阻层的分界面呈穹窿状。景谷地区大地热流值较高(汪集旸等， 1990)， 处于扬子块体向思茅块体俯冲的前缘地带(刘福田等， 2000)， 推测该层位仍然存在较强的热活动， 低阻层可能与块体俯冲过程中摩擦生热引起的岩石部分熔融和脱水作用有关， 或者是这些因素与含盐流体共同导致的。

第4电性层为壳幔过渡层， 电阻率值约为30Ω.m， 测线西端埋深约30km， 而东端约25km， 中间部分埋深较浅呈微上凸状， 推测可能与滇西南的幔源物质上涌有紧密的关系， 其中景谷地区莫霍面深度约40km(胡鸿翔等， 1993； 林中洋等， 1993； 白志明等， 2003； 张中杰等， 2005； 张智等， 2006； 王夫运等， 2014)。

3.2孕震环境

图10　余震震源深度统计直方图Fig. 10　The statistical histogram of focal depth of aftershock.

景谷地震震中位于测点7下方， 震源深度10km， 处于第2和第3电性层的分界面上(接近高阻层)。 对余震震源深度分布进行统计(图10)， 发现余震深度主要集中在5km和10km 2个深度， 与2个电性梯度带深度相吻合。景谷地震震中同时处于凹陷和隆起接触的转折处， 此特殊构造组合可能更易于应力的积累， 从而在该区域频繁孕育中强地震； 同时盆地中地壳的流体可能是导致断裂失稳诱发地震的1个直接原因(白志明等， 2003)。地震孕育在相对坚硬的岩体之中， 同时其周围存在相对的软弱体， 其原因可以解释为低阻体在力学性质上以软弱介质为特性， 不利于应力的积累， 易发生蠕变， 形成应力的传递； 而相邻的高阻体岩体则与之相反， 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， 若高阻体附近含有一定量的流体时， 还会降低裂隙的破裂度， 当应力的积累超过岩石破裂强度的限度时， 则会发生地震。Wang 等(2003)的研究表明， 川滇地区大多数强烈地震发生在速度正异常区或速度正、负异常的过渡带上， 震源部位具有正常的速度或正异常， 其下方是负速度异常分布， 这种速度结构有利于应力在其上部的脆性地壳内积累。该研究结果与本文从电性结构分析得到的景谷地震孕震环境吻合。

现今GPS观测结果表明(Wangetal.， 2001； Zhangetal.， 2004)， 青藏高原东部的地壳块体相对于华南地块发生顺时针旋转， 川滇地块向相对稳定的欧亚大陆逃逸； 但在滇西南地区， 地壳块体的运动方向转向SSW， 几乎正交于NW走向的无量山断裂带和澜沧江断裂带。根据中强震的震源机制(钱晓东等， 2011)， 景谷地区主要受2个方向的应力作用： 一是来自印缅块体的NE、 NNE和NNW向挤压； 二是川滇块体的SE、 SSE向运动， 它们共同控制了景谷地区内的断裂活动和应力积累。景谷地区的大地热流值相对较高， 为63.8mW/m2(汪集旸等， 1990)， 与澜沧江断裂带和红河断裂带附近的大地热流值相近， 莫霍面温度为613～633℃， 地壳地温梯度为1.5～2℃/100m(周真恒等， 1995)。 Leloup等(1995)认为单纯的韧性剪切不足以在地壳中下部产生足够的高温， 可能存在地幔岩浆流体的侵入， 沿断裂形成由软流层向地表的岩浆通道。 云南三江特提斯地区的岩石层呈多向层架构造， 造山带上地壳和中下地壳、 岩石圈地幔和软流层的构造变形和运动学特征完全不同(钟大赉等， 2000)。 地震层析成像发现在滇西特提斯带下存在扬子俯冲板片， 从哀牢山-红河断裂带向W下倾250km的深度， 景谷盆地处于斜向碰撞的前缘， 除受印缅板块的挤压缩短外， 同时由于川滇地块的SE向运动引起大尺度的走滑运动和块体的右旋转动， 伴随着地幔热扰动和软流层的上涌， 从而导致新生代的岩浆活动和澜沧江至墨江段的底侵作用(刘福田等， 2000)。 孟连—罗平大地电磁测深剖面显示： 在澜沧江断裂和普洱盆地存在低阻体上涌通道， 可能与幔源物质上涌有关(李冉等， 2014)。 地壳和上地幔的各向异性研究表明(阮爱国等， 2002； Wangetal.， 2008； 孙长青等， 2013； 鲁来玉等， 2014)： 上地幔软流层NE向运动， 而地壳层次上则为SSE向运动， 这2组方向的应力作用于该区域内的构造体系， 造成了独特的地震地质环境。 软流圈与岩石圈上地幔可能存在解耦现象， 上、 下地壳也可能发生解耦， 而中、 下地壳的低阻层是这种解耦情况的物质条件。 普洱到景谷附近广泛分布二叠纪以来的火山岩(张保民等， 2004)， 说明地质历史上这一地区曾有火山活动， 现今中、 下地壳的岩浆活动可能仍未停止， 地幔物质上涌， 侵入基底下部， 存在较强的向上的应力， 形成上拱形电性界面。 由于高阻层的阻挡， 来自中、 下地壳和上地幔的大部分能量得不到释放， 导致地壳应力在断裂交会部位、 高阻和低阻层的接触边界上积累起来， 进而在渗透的盆地水(Shapiroetal.， 2003； Ingebritsenetal.， 2010)或其他流体的作用下， 或在其他外力的诱发下， 导致应力状态失稳从而造成景谷地震的发生。

4　结论

本文利用大地电磁资料， 获得了景谷地震区的深部电性结构。 该地区存在壳内低阻层， 其埋深和厚度沿剖面方向存在明显的变化。 这种变化易于传递能量， 低阻体上方的高阻层是应力积累的场所， 这种结构可能是导致本区地震活动的重要原因。2014年10月7日MS6.6地震发生在高阻和低阻的转换带上， 同时也处于高阻凹陷和低阻隆起接触的转折处， 此特殊构造组合可能更易于应力的积累。余震的震源深度主要集中5km和10km深度， 与电性分界面深度相吻合。景谷地震区主要受到的应力作用是来自印缅块体的NE、 NNE和NNW向挤压与川滇块体的SE、 SSE向运动以及地幔物质上涌， 复杂的应力作用是引发此次地震的外因。

致谢感谢中国地震局地质研究所的陈小斌研究员提供的大地电磁处理软件MT-Pioneer以及对反演结果提出的宝贵意见。

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Abstract

The October 7， 2014MS6.6 earthquake in southwest of Jinggu in the southwestern Yunnan Province occurred as the result of shallow strike-slip faulting within the crust of the Eurasia plate in the broad plate boundary region between the India and Eurasia plates. The strike of fault plane is 140°， and the aftershock distribution shows that the rupture plane is also NNW-trending. Tectonics of the region are controlled by the convergence of the India plate with Eurasia， which has driven the uplift of the Himalayas to the west of this earthquake， and has caused the formation of numerous intraplate continental transform structures in the surrounding region. The pattern of elastic-wave radiation from the earthquake is consistent with the shock occurring either as the result of right-lateral faulting on a northwest-trending fault or as the result of left-lateral faulting on a northeast trending fault. Faults of both types have been mapped in southwestern Yunnan， and it is unclear at this time which type of fault hosted this event. Magnetotelluric survey line is across Jinggu earthquake zone. The advanced data processing and analysis technology of MT is employed and the quantitative data from field surveys are analyzed to acquire the reliable electrical model. The MT data are inverted using nonlinear conjugate gradient (NLCG) inversion algorithm. At last， the interpretation of the electrical model is performed considering the geology and the other geophysical data. Based on the final inversion model of the target profile， it is found that: (1)Electrical structure of the source region can be divided into four layers: The surface is relatively low resistivity layer(0～5km)， consisting mainly of Mesozoic and Cenozoic Basin sedimentary rocks， the value of resistivity is 100Ω·m; The high resistivity layer(5～10km)in upper crust mainly consists of Proterozoic metamorphic rocks， with resistivity higher than 1,000Ω·m; there are the upper crust high-conductivity layer(15～25km)and crust-mantle transition zone(blow 25km); (2)The focal depth of the Jinggu earthquake is about 10km， which locates in the interface between high resistivity layer and high-conductivity layer; (3)Most of the focal depths of the aftershocks are in the range of 5km and 10km， and the two depths(5km & 10km)are corresponding to the resistivity gradient belt.

ELECTRICAL STRUCTURE OF UPPER CRUST IN THE SOURCE REGION OF JINGGU YUNNANMS6.6 EARTHQUAKE AND THE SEISMOGENIC ENVIRONMENT

CHENG Yuan-zhiTANG JiDENG YanDONG Ze-yi

(StateKeyLaboratoryofEarthquakeDynamics，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China)

Jinggu earthquake， magnetotelluric， electrical structure， resistivity gradient belt， seismotectonics

2015-01-12收稿， 2016-01-08改回。

地震行业科研专项(20100800102)和地震动力学国家重点实验室自主课题(LE1203)共同资助。
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汤吉， 研究员， E-mail: tangji@ies.ac.cn。

P319.2

A

0253-4967(2016)02-352-18

程远志， 男， 1986年生， 现为在读博士研究生， 主要研究方向为大地电磁测深与地震动力学， 电话： 010-62009067， E-mail： cheng_110194@126.com。

doi:10.3969/j.issn.0253- 4967.2016.02.010