云南南部地區(qū)深部電性結(jié)構(gòu)特征研究

李冉，湯吉，2＊，董澤義，肖騎彬，2，詹艷，2

1中國地震局地質(zhì)研究所，北京 100029

2地震動力學國家重點實驗室，北京 100029

1 引言

云南地區(qū)（21°N—29°N，97°E—106°E）位于青藏高原東南緣，是印度板塊與歐亞大陸北東向碰撞擠壓的前沿地帶和深部物質(zhì)逃逸地帶，由于青藏高原隆升產(chǎn)生的構(gòu)造運動及地殼深部物質(zhì)逃逸的影響，使這一地區(qū)的構(gòu)造活動非常復雜，地震活動也十分強烈，是中國大陸顯著的強震活動地區(qū)之一（周海濤等，2011）.

有研究表明，每年由印度板塊與青藏塊體碰撞作用向云南地區(qū)累計輸入約相當于一次6.8級地震的能量（皇甫崗等，2010），因此云南地區(qū)的孕震能力很強.據(jù)統(tǒng)計，僅從20世紀以來，云南有記錄的5級以上地震327次（部分數(shù)據(jù)來自中國地震臺網(wǎng)地震目錄），其中6.0～6.9級強震69次，7級以上大震13次（皇甫崗等，2000）.云南地震資料顯示強震一般發(fā)生在地震的活躍期，兩次活躍期之間也有一段時間的平靜期，例如，1970年通海7.8級地震26a后，麗江發(fā)生7.0級地震；到目前為止，麗江地震發(fā)生已經(jīng)16a，云南地區(qū)至今還未發(fā)生7級以上地震，但6級以上地震逐漸突出.有趨勢表明云南即將或已進入強震活躍時段，未來面臨強震連發(fā)的嚴峻局面，因此對云南地區(qū)的孕震構(gòu)造特征研究以及未來發(fā)震形式的評估顯得尤為重要.

云南地區(qū)的深大斷裂以南北向的怒江斷裂、瀾滄江斷裂、程海斷裂、元謀—綠汁江斷裂和小江斷裂及北西向的金沙斷裂和紅河斷裂為主.這些大斷裂把云南地區(qū)劃分為騰沖塊體、保山塊體、蘭坪—思茅弧后盆地、鹽源—麗江陸緣坳陷、滇中坳陷、康滇古隆起、滇東坳褶帶等構(gòu)造單元，組成了云南地區(qū)的構(gòu)造格架（蘇有錦等，1999）.

大地電磁測深方法是研究地下深部電性結(jié)構(gòu)的重要方法，其研究結(jié)果可以從電導率或電阻率隨深度的變化推測地球深部巖石圈結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成及狀態(tài)，以尋找如斷層帶、高阻巖體或低阻局部熔融體等地球內(nèi)部特殊結(jié)構(gòu)，為地球動力學、地質(zhì)災害防治、礦床成因研究等提供重要的支撐（金勝等，2010），為地球深部孕震環(huán)境提供科學依據(jù).

在青藏高原及東邊緣地殼上地幔的電性結(jié)構(gòu)及地震成因的研究中，各國學者都取得了不少有價值的成果.在川西—藏東地區(qū)進行的大地電磁測深研究中，孫潔等（2003）推斷現(xiàn)今川滇菱形北部塊體處于熱狀態(tài)，是近代活動塊體之一；湯吉等（2005）通過對青藏高原東北緣進行的大地電磁測深觀測，得到了該區(qū)地殼深部電性結(jié)構(gòu)，趙國澤等（2004）對此提出了該區(qū)強烈構(gòu)造變形的動力學機制；詹艷等（2005）在海原弧形構(gòu)造區(qū)的深部電性結(jié)構(gòu)研究中發(fā)現(xiàn)了其殼內(nèi)低阻帶不連續(xù)發(fā)育，顯示了海原大地震的深部結(jié)構(gòu)和構(gòu)造背景；近年來有關青藏高原及其附近地區(qū)的地殼上地幔的低阻層的研究也得到了很多突破性的進展，魏文博等（2009）在青藏高原巖石圈導電性結(jié)構(gòu)與流變性的研究中討論了藏中、藏北和藏南巖石圈的流變性問題，提出了中下地殼的部分熔融理論；白登海等（2010）在對青藏高原東部大地電磁測深研究中，證明了地殼流模型；Unsworth等（2005）在對青藏高原南緣喜馬拉雅深部電性構(gòu)造研究中也證實大規(guī)模的“地殼流”的存在.這些研究對解釋已經(jīng)發(fā)生的構(gòu)造變形、地震活動、深部成礦及預測未來的地震活動等具有深遠意義.

孟連—羅平大地電磁測深剖面位于青藏高原東南緣板塊活動帶，穿過云南耿馬—瀾滄、思茅—普洱和通海三個典型的強震活動區(qū)（見圖1）.通過在該區(qū)的大地電磁測深研究，得到了云南南部地區(qū)近70km深度的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)特征及相互關系，為該區(qū)的強震孕震環(huán)境和地球動力學解釋提供電性依據(jù).

2 數(shù)據(jù)采集、處理、分析與反演

2.1 剖面位置

大地電磁測深研究是喜馬拉雅項目“中國大陸深部孕震環(huán)境探查”第一期“南北地震帶南段”的研究內(nèi)容之一，布設了兩條大地電磁測深（MTMagnetotelluric）剖面.本研究區(qū)位于中國西南部地區(qū)的云南省境內(nèi)，測線沿孟連—思茅—羅平布設，總長近569km.

圖1剖面（方框中所示）即為本文所闡述的大地電磁測深剖面，該剖面西起孟連，向東穿過云南的主要構(gòu)造單元左貢—耿馬褶皺系、三江褶皺系和華南褶皺系，并跨過瀾滄江斷裂帶、哀牢山—紅河斷裂帶、楚雄斷裂和小江斷裂，經(jīng)過耿馬—瀾滄強震區(qū)、思茅—普洱強震區(qū)和通海強震區(qū).沿剖面布設了114個大地電磁測深點，測點間距平均在5km左右，但是在大型斷裂帶附近及主要強震區(qū)加密.

2.2 野外觀測及資料處理

圖1 云南地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造與大地電磁測深剖面點位圖I保山地塊，II思茅地塊，III川滇菱形塊體，IV滇東南加里東褶皺帶.F1：怒江斷裂；F2：瀾滄江斷裂；F3：打洛—景洪斷裂；F4：木戛斷裂；F5：無量山斷裂；F6：阿墨江斷裂；F7：哀牢山斷裂；F8：紅河斷裂；F9：綠汁江斷裂；F10：普渡河斷裂；F11：小江斷裂；F12：彌勒—富源斷裂；F13：彌勒—師宗斷裂；F14：楚雄—建水斷裂.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個有效大地電磁測深點的測量，野外測量采用了鳳凰公司生產(chǎn)的MTU-5A型大地電磁測深儀器采集的常規(guī)和長周期大地電磁測深資料，以及烏克蘭生產(chǎn)的超長周期大地電磁測深儀采集的超長周期大地電磁測深資料，其頻帶為0.00002～320Hz（測點詳情見圖1所示）.在數(shù)據(jù)采集過程中，在離測線500km以外電磁干擾很小的地方布設了遠參考站.所有常規(guī)MT測點的野外記錄時間不小于20h，長周期MT測點的觀測時間不小于40h，超長周期的記錄時間不小于10天，但在后續(xù)的資料處理和反演解釋過程中，僅選取了常規(guī)周期的大地電磁測點資料進行處理.

野外觀測資料為原始的時間序列數(shù)據(jù)，以便資料處理時可以剔除受人文噪音干擾的信號.每個測點觀測完成后馬上進行現(xiàn)場的初步資料處理，若數(shù)據(jù)質(zhì)量不合格，立即進行復測或改變位置重新測量.資料處理采用鳳凰公司提供的SSMT2000數(shù)據(jù)處理軟件，觀測到的時間序列數(shù)據(jù)經(jīng)過傅氏變換，得到電磁場的自、互功率譜后，采用遠參考Robust資料處理技術（Egber and Booker，1986）估算大地電磁張量阻抗，以提高數(shù)據(jù)處理的質(zhì)量；再對各頻率的功率譜進行資料挑選，剔除因干擾噪音引起的飛點資料，經(jīng)編輯處理后得到各觀測點的視電阻率和阻抗相位、主軸方位角、二維偏離度和傾子等資料的數(shù)據(jù).為消除局部三維異常體對視電阻率和阻抗相位帶來的畸變影響，采用了Bahr張量阻抗分解技術（Karsten，1990）對114個常規(guī)的大地電磁測深點進行了張量阻抗分解.

2.3 曲線分析

每個測點的視電阻率和阻抗相位曲線反映了該測點地下電性隨深度的變化和該地區(qū)測點及附近地下介質(zhì)的電性不均勻性特征.通過對全部大地電磁測深點的視電阻率曲線和相位曲線分析發(fā)現(xiàn)，沿剖面的曲線形態(tài)變化與地塊過渡具有很好的對應關系，不同地塊中的視電阻率和阻抗相位具有不同的曲線形態(tài)，同一地塊的不同測點曲線具有相似性.圖2顯示了從南西至北東分布在保山地塊（001-012）、思茅地塊（013-042）、川滇菱形塊體（043-078）和滇東坳褶帶（079-114）的12個典型測點的視電阻率（ρs）和阻抗相位（φ）曲線，它們反映了不同區(qū)塊的電性結(jié)構(gòu)特征.

圖2 大地電磁剖面典型測點視電阻率（Ωm）與相位（°）曲線圖Fig.2 Apparent resistivity（Ωm）and phase（°）curve of typical MT sites

圖3 二維偏離度（Bahr張量分解）Fig.3 Two-dimensional skewness（Bahr-impedance tensor decomposition）

在圖2中，003和010測點屬于保山地塊，視電阻率和相位曲線形態(tài)大致相同，視電阻率先隨深度的增加（頻率減?。┒鴾p小—增大—減小，在深部又有增大的趨勢，初步分析可能存在殼內(nèi)的相對低阻層；020、029和039測點位于思茅地塊，曲線結(jié)構(gòu)整體上有相似的特點，地下介質(zhì)的視電視阻率大致隨深度增加而減小，但在細節(jié)上還是存在一些差異，初步判斷殼內(nèi)深部存在低阻體，不同測點的視電阻率曲線形態(tài)的區(qū)別又可能是由于殼內(nèi)的低阻體規(guī)模存在差異；051、063、071號測點位于川滇菱形塊體上，因該塊體地質(zhì)結(jié)構(gòu)上就比較復雜，多條斷裂發(fā)育，在視電阻率曲線形態(tài)上表現(xiàn)為殼內(nèi)有相對高阻體的存在，在深部電阻率減??；082、092、105和109號測點屬于滇東坳褶帶，在圖2中可以看到該區(qū)測點的視電阻率曲線較其他地塊相對復雜，曲線形態(tài)波動較多，該區(qū)深部結(jié)構(gòu)可能也會相對復雜一些.

2.4 區(qū)域維數(shù)分析和電性構(gòu)造走向

大地電磁測深阻抗的二維偏離度是反應地下介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)維數(shù)特征的參數(shù)，它的取值范圍可判別地下介質(zhì)的維數(shù)特征，以了解地下介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)的復雜程度.二維偏離度數(shù)值越小，說明地下介質(zhì)越趨于二維結(jié)構(gòu)，在深部探測中，當二維偏離度小于0.3時，二維解釋是可以接受的.采用Bahr技術對114個測點進行了張量阻抗分解，結(jié)果（見圖3）顯示研究區(qū)內(nèi)大部分測點分解前后的視電阻率和阻抗相位變化不大，整體受畸變影響很小，大部分測點的整體二維偏離度很?。╯＜0.3），可近似為二維結(jié)構(gòu).

對114個測點的不同頻段的區(qū)域電性主軸方位角進行統(tǒng)計分析（圖4），發(fā)現(xiàn)在低頻段（0.0001～1Hz）、中頻段（1～10Hz）和高頻段（10～320Hz）的電性構(gòu)造主軸方位角在不同塊體及斷裂帶上有些波動，但除局部測點，總體上主軸方位角的變化在120°～160°之間.結(jié)合該區(qū)地質(zhì)和斷裂構(gòu)造走向多為北西30°，以及剖面方向北東60°的特點，判斷地下的電性構(gòu)造走向基本與剖面垂直，因此，將阻抗旋轉(zhuǎn)到測線方向（-30°）進行二維反演.研究區(qū)橫跨云南南部不同的區(qū)塊及深大斷裂，其橫向上結(jié)構(gòu)復雜，對比該剖面的TE模式和TM模式的反演結(jié)果，我們發(fā)現(xiàn)TM模式的反演結(jié)果在橫向上更直觀地反映地下實際結(jié)構(gòu)，因此最終選擇TM模式對這條剖面全部測點進行二維非線性共軛梯度法反演.

2.5 反演結(jié)果

目前，在大地電磁測深反演運算中，比較常用的MT二維反演法主要有快速松弛（RRI）反演（Smith and Booker，1996）、Occam反演（Constable etal.，1987）和非線性共軛梯度反演（NLCG）（Rodi and Mackie，2001）等方法.在本研究中，二維反演選用TM模式，采用由陳小斌開發(fā)的MT-pioneer反演軟件（蔡軍濤等，2010），應用二維非線性共軛梯度法（NLCG），對沿剖面各測點觀測的視電阻率和相位進行了反演.

將所有的觀測資料旋轉(zhuǎn)-30°，即到剖面方向（北東60°），這一方向基本與前面分析的區(qū)域電性構(gòu)造走向垂直.因此，將沿剖面方向的視電阻率和阻抗相位曲線規(guī)定為TM曲線（H極化），垂直剖面方向的曲線規(guī)定為TE曲線（E極化）.二維NLCG反演中所選取的不均勻模型網(wǎng)格，在水平方向上遵循一個網(wǎng)格內(nèi)只能有一個測點，但相鄰兩個測點之間有1～3個網(wǎng)格的原則，因測點間距為5～10km，所以網(wǎng)格長度大約在1～3km，這樣的網(wǎng)格選取既不影響數(shù)據(jù)的擬合度，又能更好地反映地下的復雜結(jié)構(gòu)；在垂直方向上，采用隨深度增加逐漸加大的方式選取網(wǎng)格間距.

圖4 典型測點的主軸方位角（圖中數(shù)字單位為°，最下面一行數(shù)字為測點號）（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夠使得反演模型較好地擬合數(shù)據(jù)，同時又能得到光滑的模型.反演目標函數(shù)中的正則化因子影響了反演目標函數(shù)的擬合方向，即正則化因子越大，所得模型越平滑，正則化因子越小，數(shù)據(jù)擬合越好，但反演模型粗糙.L曲線分析（Hansen etal，1992）是選取最佳反演正則化因子的一種有效方法，本文選取1—500區(qū)間內(nèi)共13個正則化因子（500，300，200，100，80，70，60，50，40，30，20，10，1）進行多次反演，得到如圖5所示的L曲線，其縱軸為擬合均方差（RMS），表示數(shù)據(jù)擬合程度，橫軸為模型約束目標函數(shù)的平方根，評價模型光滑程度.從L曲線中看出，曲線的拐點對應正則化因子為50，再通過對比不同正則化因子的反演結(jié)果，最終選取τ＝50的反演模型，此時的反演結(jié)果既保證了模型的光滑度，又能較好地擬合數(shù)據(jù)（RMS＝3.62）.

圖5 不同反演參數(shù)下的正則化因子曲線（圖中數(shù)字為正則化因子）Fig.5 L-curve for regularization factor analysis in different inversion factors

3 電性結(jié)構(gòu)分析

根據(jù)二維反演處理的電性結(jié)構(gòu)以及視電阻率和阻抗相位曲線的特點，結(jié)合地表地質(zhì)和斷裂出露的情況以及活動地塊的劃分，繪制了電性構(gòu)造解釋圖（見圖6）.其中，白色虛線為推斷的斷裂，由地震觀測結(jié)果推測莫霍面深度為40～50km（張中杰等，2005）.總體來看，電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)出上地殼（0～20km）構(gòu)造比較復雜，低阻層和高阻層相互交錯，下地殼（20～40km）橫向上發(fā)育有不連續(xù)的低阻層，其中規(guī)模較大地區(qū)如圖6中A、B、C所示，而沿剖面的深部電性結(jié)構(gòu)特征顯示與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造有較好的對應關系.根據(jù)地質(zhì)構(gòu)造的地塊劃分來看，每個區(qū)塊的地下電性結(jié)構(gòu)都有不同程度的差異.

反演模型見圖6b所示，其中藍色表示相對高電阻率，紅色表示相對低電阻率.由反演模型可以看出，沿測線地下介質(zhì)的電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為橫向分塊，縱向分層的特點.

圖7所示為MT剖面視電阻率與阻抗相位的觀測值與反演結(jié)果的擬合情況，由圖中可見視電阻率曲線及阻抗相位的擬合情況良好，表明二維反演結(jié)果具有較高的可信度.

3.1 地塊電性特征

二維電性結(jié)構(gòu)圖直觀地表現(xiàn)出電性結(jié)構(gòu)的分塊特征，自西南向東北分別為保山地塊（區(qū)塊I）思茅地塊（區(qū)塊II）、川滇菱形塊體（區(qū)塊III）、滇東坳褶帶（區(qū)塊IV），他們之間的邊界分別為瀾滄江斷裂帶、哀牢山—紅河斷裂帶以及小江斷裂.

3.1.1 保山地塊

保山地塊（001—012）位于瀾滄江斷裂南支以西，屬滇西南地區(qū).耿馬—瀾滄強震區(qū)位于研究區(qū)的瀾滄—勐遮斷裂帶與打洛—景洪斷裂帶交接處（云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1990）（見圖1），該區(qū)地震頻發(fā)，強震突出，地表發(fā)育有多條橫縱交切的活動斷裂帶，主要包括瀾滄江斷裂帶、木戛斷裂帶、打洛—景洪斷裂帶、瀾滄—勐遮斷裂帶等等.

由資料處理得到的全部測點的視電阻率曲線表明，該區(qū)塊001—009號測點的視電阻率曲線形態(tài)基本一致，只有在靠近瀾滄江斷裂帶的測點曲線形態(tài)發(fā)生變化.圖2中所示的003號測點，兩個極化方式的視電阻率曲線基本重合.

在二維反演結(jié)果圖（見圖6b）中顯示，地塊中電性結(jié)構(gòu)相對簡單，008號測點以西地區(qū)從地表到約5km深度，發(fā)育一相對高阻層，電阻率總體在100～300Ωm；5～15km的上地殼發(fā)育有一低阻層，電阻率總體在10Ωm以內(nèi)，15km以下是高阻.而009—012號測點的地下0～25km深度卻發(fā)育有一規(guī)模較大的高阻區(qū)，電阻率高達10000Ωm以上，高阻層以下表現(xiàn)為相對低阻.殼內(nèi)低阻層在構(gòu)造運動中起著重要的作用，它被普遍認為是塑性的軟弱層，活動性與可塑性強.耿馬—瀾滄強震區(qū)位于地殼低阻薄層與高阻體的交界處，因其西南部受到印度板塊擠壓，東部受到思茅塊體及川滇菱形塊體的阻擋，上部地殼便沿低阻層滑動或逆掩，形成了特殊的構(gòu)造帶（孫潔等，1989），導致該區(qū)的構(gòu)造活動十分強烈，地形受到強烈切割.保山地塊中的木戛斷裂、打洛—景洪斷裂和瀾滄—勐遮斷裂的交接地帶都曾發(fā)生過5.5級以上地震，因此推測該區(qū)地震多發(fā)與地殼中電性結(jié)構(gòu)的不均勻性以及多條斷裂帶交錯及相互作用有密不可分的聯(lián)系.

3.1.2 思茅地塊

思茅地塊（013—042）位于瀾滄江斷裂帶及哀牢山—紅河斷裂帶之間，隸屬唐古拉—昌都—蘭坪—思茅褶皺系，該地塊發(fā)育有一條較大的北北西走向的無量山斷裂帶，以及位于其東側(cè)的把邊江斷裂和阿墨江斷裂，把該地塊分成東西兩個部分.

圖6 孟連—羅平剖面測點地質(zhì)構(gòu)造（a）及地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)（b）解釋圖（上面為沿剖面各測點點位示意圖）白色實線、虛線：斷裂；黑色圓圈：強震區(qū)震源深度.LMF：瀾滄—勐遮斷裂；LCJF：瀾滄江斷裂；WLSF：無量山斷裂；ALSF：哀牢山斷裂；HHF：紅河斷裂；CJF：楚雄—建水斷裂；CTF：楚雄—通海斷裂；XJF：小江斷裂；MFF：彌勒—富源斷裂；MSF：彌勒—師宗斷裂.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.

圖7 二維反演模型視電阻率、相位擬合斷面圖（a1）觀測的視電阻率；（a2）模型計算得到的視電阻率；（b1）觀測的阻抗相位；（b2）模型計算得到的阻抗相位.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.

從各測點的視電阻率曲線來看，整體上曲線的構(gòu)造形式有較大變化，曲線形態(tài)也直觀地顯示，在無量山斷裂附近地下介質(zhì)的高阻特點及東西兩側(cè)地下介質(zhì)中存在規(guī)模較大的低阻層.

通過二維反演結(jié)果顯示，思茅地塊深部電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為上下分層，橫向不連續(xù)的特點.無量山斷裂帶附近0～15km發(fā)育有一規(guī)模較大的高阻體，電阻率大約在10000Ωm以上，該高阻體將思茅地體分為東西兩部分，這兩部分在結(jié)構(gòu)上有相同點，也存在差異，如圖6b中A、B兩紅色區(qū)域，電阻率總體在1～100Ωm之間，它們規(guī)模都較大，但是在埋深和規(guī)模上有所區(qū)別.

低阻體A的埋深在15～40km之間，東西跨度約60km，平均電阻率大約在10Ωm以內(nèi)，其邊界有向兩側(cè)上地殼延伸的趨勢.在低阻體A以上的0～15km深度發(fā)育有一高阻蓋層，電阻率高達1000～10000Ωm.由該區(qū)地表區(qū)域地質(zhì)資料顯示的火山巖夾層出露情況來看（見圖6b），其地質(zhì)歷史時期火山活動較強烈，從普洱地區(qū)附近的溫泉分布情況來看，也說明該區(qū)地殼內(nèi)的地熱活動仍十分活躍.低阻體B的埋深大約在7～30km之間，東西跨度約60km，平均電阻率大約在10Ωm以內(nèi)，形態(tài)表現(xiàn)為中間薄兩邊厚的蝶狀，其上0～10km發(fā)育兩個相對高阻層，分布于以阿墨江斷裂為界的兩側(cè).無量山斷裂帶是一條重要的地震活動斷裂帶，歷史上沿該斷裂帶曾發(fā)生多次MS6.0級以上強震，思茅—普洱強震區(qū)就位于無量山西麓，結(jié)合該區(qū)地質(zhì)資料和地熱資料等推斷其地震成因與深部構(gòu)造運動和熱驅(qū)動機制有關.

3.1.3 川滇菱形塊體

處于紅河斷裂以東，小江斷裂以西的云南地區(qū)（043—078）屬于川滇菱形塊體南端.該區(qū)域地況復雜，斷裂互相交錯，有北北西走向為主的楚雄—建水斷裂，南北走向的普渡河斷裂、小江斷裂、彌勒—富源斷裂等深大斷裂發(fā)育（見圖1）.

大地電磁測深結(jié)果顯示，該區(qū)地下5～50km的地殼上地幔低阻體規(guī)模較大（如圖6b低阻體C），電阻率總體在100Ωm以內(nèi)，大部分電阻率值為1～10Ωm.該低阻體向東延伸部分離地表較近，且電阻率值略高于西側(cè).低阻體C的西側(cè)靠近地表附近有一組破碎低阻薄層，初步推斷其成因為紅河斷裂帶在歷史上經(jīng)歷從左旋水平位移轉(zhuǎn)變?yōu)橛倚呋?、伴隨不等量的垂直運動的過程中，地表巖石的大規(guī)模破碎及上下物質(zhì)的交換，實際上紅河斷裂帶東南段在現(xiàn)代構(gòu)造活動中的運動已大為減弱（柴天俊和楊繼武，1992）.低阻體C以上的0～15km深度內(nèi)發(fā)育橫向上不連續(xù)的相對高阻塊體，電阻率約為100～1000Ωm.綜合該地塊地殼上地幔的電性結(jié)構(gòu)特征，結(jié)合其區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造和板塊劃分，若向西北方向追蹤，我們發(fā)現(xiàn)該低阻體與羌塘地體中下地殼的管流體（Bai etal.，2010；葉高峰等，2007；Wei etal.，2001；Unsworth etal.，2004），以及川滇菱形塊體中下地殼的弱物質(zhì)層相對應（白登海等，2011），認為這是青藏高原地殼低阻管流通道的西南出口.本文中低阻體C的埋深與前人的研究結(jié)果存在一定的差異，是由于本文在川滇菱形塊體的大地電磁剖面測點的點距為2～5km，在二維反演時數(shù)據(jù)約束條件更多，反演得到的電性結(jié)構(gòu)模型反映的殼內(nèi)低阻層特征可能更加精細.

3.1.4 滇東坳褶帶

滇東坳褶帶是華南加里東褶皺系的西段，位于小江斷裂帶東南地區(qū)（079—114），區(qū)域地質(zhì)圖中可以看到地表出露多條錯綜復雜不同走向的斷裂（見圖1）.

大地電磁測深結(jié)果表明，該區(qū)中上地殼由一系列復雜的高阻體和低阻體組成（見圖6b），尤其在師宗地區(qū)，地下5～10km處發(fā)育有一相對高阻體，電阻率約1000Ωm，周圍是放射狀的低阻體，電阻率約為10～100Ωm，電性結(jié)構(gòu)十分復雜.區(qū)域地質(zhì)資料顯示，與測線方向近平行的羅平、師宗、瀘西、朋普等地區(qū)屬于羅平—師宗斷褶束，地質(zhì)構(gòu)造以北東向斷裂為主，表現(xiàn)為斷裂密集的斷褶束特點.彌勒—師宗斷裂是該區(qū)的一條深大斷裂，由一系列的傾向NW、傾角40°～60°的逆沖斷層組成（董云鵬等，1999），盡管本研究所在的測線與彌勒—師宗斷裂的夾角很?。?5°左右），但從電性構(gòu)造主軸來看，其構(gòu)造走向與剖面西部基本一致，得到的地下介質(zhì)的電性結(jié)構(gòu)仍對褶皺帶地區(qū)有直觀的顯示.深部電性結(jié)構(gòu)表明上地殼區(qū)域發(fā)育有一相對高阻層，下覆的相對低阻體（100Ωm左右）向上地殼延伸，將高阻層以彌勒—師宗斷裂為界在其東西兩側(cè)分為兩個小的高阻體.在區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造圖中能夠看出，該區(qū)與鄰區(qū)川滇菱形塊體出露的石炭系、二疊系的沉積相比，此處發(fā)育的三疊系沉積與川滇菱形塊體有較大區(qū)別（見圖6b）.實際上，該區(qū)屬于穩(wěn)定的華南地體，在最近一個世紀內(nèi)并沒有較大的地震發(fā)生，地質(zhì)資料顯示滇東坳褶帶大約形成于古生代早期地殼運動的加里東運動，現(xiàn)代活動減弱.

3.2 邊界斷裂帶分布

3.2.1 瀾滄江斷裂帶

瀾滄江斷裂總體近南北向延伸，呈北西向弧形彎曲，境內(nèi)長達800km，是青藏高原東南緣重要的地塊邊界斷裂帶.瀾滄江斷裂帶總體向東傾斜，而研究區(qū)所在區(qū)域為瀾滄江斷裂帶南段，斷裂帶在該段的傾角大致呈垂直向（鐘康惠等，2004）.地質(zhì)物探資料顯示斷裂帶控制了巖漿活動和變質(zhì)作用，說明瀾滄江是一條深大斷裂帶.瀾滄江斷裂的走滑逆沖推覆構(gòu)造得到各界學者的一致共識，地震歷史資料和現(xiàn)代儀器記錄都表明，瀾滄江斷裂帶上地震活動比較弱，整條斷裂帶上僅僅在鳳慶地區(qū)發(fā)生過一次5.5級破壞性地震（李祥根，2010）.地球深部電性結(jié)構(gòu)顯示，瀾滄江斷裂的上地殼（0～20km）中發(fā)育有規(guī)模較大的高阻體，電阻率高達10000～100000Ωm，高阻體在斷裂帶附近被阻斷，斷裂帶兩側(cè)地塊中都發(fā)育有連續(xù)性的規(guī)模較大的低阻層，并且都有向該斷裂延伸減薄的趨勢，從電性結(jié)構(gòu)特點上也可以看出瀾滄江斷裂是一條深大斷裂.

3.2.2 哀牢山—紅河斷裂帶

哀牢山—紅河斷裂帶是我國西南地區(qū)地質(zhì)歷史時期最為重要的一級構(gòu)造單元邊界斷裂帶之一，北起青藏高原東部，斜貫云南及越南北部，向東南延伸進入南海海域，總體呈北西—北北西走向，長達1000多公里，整體呈NE傾向，傾角較大，總體在50°～75°之間（柴天俊等，1992）.該斷裂帶實為兩條近平行的深大斷裂的南段，分別為程海—哀牢山大斷裂及金沙江—紅河大斷裂（鄭慶鰲等，2006）.

根據(jù)地質(zhì)歷史資料顯示，哀牢山—紅河斷裂帶在現(xiàn)代地質(zhì)時期處于弱邊界作用（吳海威和楊繼武，1989）.大地電磁測深結(jié)果顯示，哀牢山斷裂和紅河斷裂分別位于近地表高阻帶的東西兩端，均是低阻層與高阻體的交界，高阻層的電阻率大約為100～10000Ωm，兩側(cè)低阻層電阻率大約為1～100Ωm.區(qū)域地質(zhì)資料顯示哀牢山—紅河斷裂帶出露由一系列片巖、變粒巖、片麻巖、花崗質(zhì)混合巖及大理巖組成的深變質(zhì)巖系，而這種特殊的電性結(jié)構(gòu)也為該區(qū)地下地質(zhì)構(gòu)造的復雜性及其地質(zhì)歷史時期的陸塊碰撞作用提供了地電學的依據(jù).

3.2.3 小江斷裂

小江斷裂作為川滇菱形塊體與華南地體的邊界帶，備受地質(zhì)學家關注.根據(jù)地質(zhì)資料顯示，小江斷裂在加里東、華力西、印支、燕山和喜馬拉雅運動期一直都有活動，而且現(xiàn)今仍較活躍（云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1990），已有的地震資料顯示，小江斷裂是一條具有強破壞性的地震頻發(fā)的活動斷裂帶（錢曉東和秦嘉政，2008）.斷裂帶呈南北走向，全長約450km，在東川以南地區(qū)分成東西兩分支.深部電性結(jié)構(gòu)特征為大規(guī)模低阻體的發(fā)育，電阻率約10Ωm左右，深度為3～20km，上覆0～3km的相對高阻層，電阻率100～1000Ωm.小江斷裂在現(xiàn)代活動方式以左旋走滑為主，在印度板塊向北楔入及青藏高原隆起的過程中，斷裂帶西部的川滇菱形塊體向南東方向擠出，地球深部發(fā)育的上地殼低阻體及西側(cè)塊體中下地殼低阻體為這種理論提供了電性依據(jù).

3.3 強震區(qū)電性特征

大地電磁測深剖面穿過云南南部地區(qū)的三個強震區(qū)：耿馬—瀾滄強震區(qū)、思茅—普洱強震區(qū)和通海強震區(qū)，在地電模型中（見圖6b），我們可以觀察到它們的震源在埋深上有一個共同特點，就是都處于殼內(nèi)低阻體與高阻體交界變化的電性梯度帶上.這個現(xiàn)象表明，強震的發(fā)生，與殼內(nèi)低阻體的存在以及其與高阻體位置關系有密不可分的聯(lián)系.

3.3.1 耿馬—瀾滄強震區(qū)

該強震區(qū)位于保山地塊，由電性結(jié)構(gòu)模型（見圖6b）可以看出，其震源多位于地殼低阻薄層與高阻體的交界處，因保山地塊西南部受到印度板塊擠壓，東部受到思茅塊體及川滇菱形塊體的阻擋，上部地殼便沿低阻層滑動或逆掩，形成了特殊的構(gòu)造帶，導致該區(qū)的構(gòu)造活動十分強烈，地形受到強烈切割.保山地塊中的木戛斷裂、打洛—景洪斷裂和瀾滄—勐遮斷裂的交接地帶都曾發(fā)生過5.5級以上地震，因此推測該區(qū)地震多發(fā)與地殼中的電性結(jié)構(gòu)不均勻性以及多條斷裂帶交錯及相互作用有關.

3.3.2 思茅—普洱強震區(qū)

該強震區(qū)位于思茅地塊內(nèi)，地處無量山西麓.無量山斷裂帶是一條重要的地震活動斷裂帶，歷史上沿該斷裂帶也曾發(fā)生多次MS6.0級以上強震，如圖6b中所示，思茅—普洱強震區(qū)處于低阻體A與無量山斷裂帶下高阻體的交界處，低阻體的電阻率為1～10Ωm，推測該低阻體可能與局部熔融有關.地表地質(zhì)資料顯示，該區(qū)火山巖出露廣泛，地質(zhì)歷史時期火山活動較強烈，普洱地區(qū)及附近溫泉廣泛分布，也說明該區(qū)地殼內(nèi)的地熱活動仍十分活躍.推測該地震區(qū)的強震活動可能與深部構(gòu)造運動和熱驅(qū)動機制有密切關系.結(jié)合該區(qū)地球化學結(jié)果和區(qū)域地質(zhì)資料及大地熱流值（100～150mV·m-2）（Hu etal.，2000），推測該地震多發(fā)區(qū)強震成因可能由深部構(gòu)造運動和熱驅(qū)動機制有密切關系.

3.3.3 通海強震區(qū)

通海強震區(qū)位于川滇菱形塊體南段，紅河—哀牢山斷裂帶以東，深部電性結(jié)構(gòu)模型（見圖6b）顯示，其震源區(qū)位于地殼低阻體C的東西兩部分交界處，上覆一系列規(guī)模較小的高阻體，電阻率約為100～1000Ωm.距離該強震區(qū)附近發(fā)育有小江斷裂這一活動的斷裂帶，近代地震記錄也表明，沿斷裂帶上地震頻繁的發(fā)生，我們有理由推測該區(qū)的強烈的地殼活動性與活動斷裂帶的發(fā)育及地球深部低阻熱物質(zhì)的流動等構(gòu)造運動有直接的聯(lián)系.

4 結(jié)論和討論

沿剖面分布的三個強震帶分別位于保山地塊、思茅地塊和川滇菱形塊體，從圖6b中可以看出，耿馬—瀾滄強震區(qū)、思茅—普洱強震區(qū)和通海強震區(qū)地下深部電性結(jié)構(gòu)都位于低阻層與高阻體的交界處，且附近斷裂密布，斷裂活動頻繁，這些都表明地殼的活動性是導致該地區(qū)發(fā)生大地震的重要因素.而相比之下，地震空白區(qū)在深部電性結(jié)構(gòu)上的特點是無大規(guī)模低阻體與高阻體的接觸，斷裂的活動性相對較弱.如剖面穿過的瀾滄江斷裂帶南段，該斷裂帶雖是一條深大斷裂，但多種資料表明，其近代活動性較弱；哀牢山—紅河斷裂帶也是一條深大斷裂，且在歷史構(gòu)造運動中，作為重要邊界帶，起到影響對該區(qū)地層發(fā)育、巖漿活動等的控制作用，但在現(xiàn)代構(gòu)造運動中已轉(zhuǎn)為弱邊界作用；滇東坳褶帶在現(xiàn)今的構(gòu)造中基本處于平靜的狀態(tài)，雖然在地下深部電性結(jié)構(gòu)上顯示該區(qū)具有局部低阻體與高阻體相互交錯的特點，但因為其位于穩(wěn)定的華南地塊，目前并無大地震發(fā)生的可能.

本研究開展的大地電磁測深剖面所穿過的三個強震區(qū)，其地殼中普遍存在大規(guī)模的低阻異常體，那么是否就可以認為低阻異常是導致其強震發(fā)生的原因.一般認為，造成地殼導電率升高的主要因素包括地下導電體（如金屬礦體、石墨等）、地下流體、熔融體等.而在青藏高原及其周圍地區(qū)進行的大地電磁測深研究（趙國澤等，2004，2008；劉美等，2010；Bai etal，2010；葉高峰等，2007；魏文博等，2009；湯吉等，2005）表明，在青藏高原內(nèi)部以及其東邊緣殼內(nèi)存在連續(xù)的“管流”通道，即具有低黏滯度的部分熔融和含鹽流體等軟物質(zhì)流，其特點是容易流動.正是這些容易流動層起著能量傳遞的作用，使該區(qū)地殼內(nèi)保持活動性，也是強震孕震的條件.

總體來說，通過本研究大致得到以下幾點結(jié)論：

（1）沿孟連—羅平剖面的大地電磁測深反演結(jié)果得到了一個令人比較滿意的深部地電結(jié)構(gòu)模型，直觀地顯示了沿剖面上各測點地下的電性結(jié)構(gòu)，清晰地反映出高阻體和低阻體的位置，大致與該區(qū)地表的區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造相對應.

（2）測線通過云南南部地區(qū)的三個強震區(qū)，在深部電性結(jié)構(gòu)上存在著一個共同的特點，就是震源區(qū)附近的殼內(nèi)低阻體和局部高阻體的普遍存在，地震大多發(fā)生在高低阻變化的梯度帶上，這種對應關系在其他地震區(qū)也普遍存在.

（3）根據(jù)青藏高原以及周圍地區(qū)的大地電磁測深的研究成果，發(fā)現(xiàn)在羌塘地體及青藏高原東緣中下地殼也有與川滇菱形塊體深部的低阻異常體相似的異常，認為是青藏高原殼內(nèi)熱物質(zhì)向其東南方向移動的管流通道的延伸.殼內(nèi)低阻體能量的傳遞和高阻體能量的積累作用有可能使云南南部地區(qū)地塊內(nèi)部斷裂維持活動狀態(tài)，為該區(qū)三個強震區(qū)的孕震環(huán)境提供理論模型.

對于研究區(qū)的部分測點地下電性結(jié)構(gòu)傾向局部三維構(gòu)造，二維反演在某種程度上不能滿足其電性結(jié)構(gòu)的全部要求，在該區(qū)開展三維反演的工作應是必不可少的，但由于某種原因本文不能一一闡述，在未來的研究中應加大力度對大地電磁測深三維反演工作進行更深一步的研究.

致謝 本文在計算中應用了陳小斌研究員的大地電磁反演軟件，江漢石油管理局物探公司在野外資料采集中付出了辛勤的勞動，以及本文的評閱人為本文提出了非常有益的修改建議，在此作者對中國地震局地質(zhì)研究所電磁組的全體成員予以的幫助和指導一并表示衷心的感謝.

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