云南景谷MS6.6地震震源區(qū)深部電性結(jié)構(gòu)及其孕震環(huán)境

程遠志　湯　吉　鄧　琰　董澤義

(中國地震局地質(zhì)研究所， 地震動力學國家重點實驗室， 北京　100029)

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云南景谷MS6.6地震震源區(qū)深部電性結(jié)構(gòu)及其孕震環(huán)境

程遠志湯吉*鄧琰董澤義

(中國地震局地質(zhì)研究所， 地震動力學國家重點實驗室， 北京100029)

2014年10月7日云南景谷地區(qū)發(fā)生MS6.6地震， 震源機制顯示此次地震為逆走滑型， 地震斷層面走向140°， 同時余震分布顯示破裂面走向也為NNW向。文中對1條橫穿景谷震區(qū)， 與地震破裂面垂直的大地電磁測線數(shù)據(jù)進行了由定性到定量的全面分析， 通過二維非線性共軛梯度(NLCG)反演得到了震源區(qū)較為詳細的地殼電性結(jié)構(gòu)。結(jié)果表明： 1)震源區(qū)電性結(jié)構(gòu)可以分為4層： 地表以下約4km為相對低阻層， 主要由中、 新生代盆地沉積巖組成， 電阻率10～100Ω·m； 地下5～10km為相對高阻層， 可能由元古界變質(zhì)巖系組成， 電阻率>1,000Ω·m； 15～30km為中下地殼低阻層， 電阻率<10Ω·m； 30km以下為殼幔過渡層， 電阻率值約為30Ω·m。 2)景谷地震主震發(fā)生在高阻層和殼內(nèi)低阻層的分界面上。 3)對余震的震源深度統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)5km和10km兩個深度范圍內(nèi)余震較多， 與電性梯度帶的位置相對應。

景谷地震大地電磁測深電性結(jié)構(gòu)電性梯度帶地震構(gòu)造

0　引言

據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心測定， 北京時間2014年10月7日21時49分39.5秒云南省普洱市景谷縣發(fā)生MS6.6地震， 震中位于 23.4°N， 100.5°E， 距景谷縣城28km， 震源深度初始為5km， 后修改為10km(http: ∥data.earthquake.cn/datashare/globeEarthquake_csn.html)。另據(jù)USGS(美國地質(zhì)調(diào)查局)測定， 景谷地震震中位于 23.386°N， 100.487°E， 震源深度10.9km， 矩震級MW6.0(http: ∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/usb000sjim#summary)。 景谷地震發(fā)生于瀾滄江斷裂東側(cè)的思茅-普洱地震帶和西側(cè)的耿馬-瀾滄地震帶之間， 距思茅-普洱地震帶較近； 震中周圍100km范圍內(nèi)， 歷史上發(fā)生過5級以上地震35次， 其中5.0～5.9級22次、 6.0～6.9級10次， 7.0～7.9級3次； 距離最近的6級以上地震為1942年2月1日思茅6.8級地震， 位于本次地震以南37km。2007年6月3日寧洱6.4級地震為距本次地震時間最近的地震(據(jù)云南省地震局)。因此， 景谷地震發(fā)生在1個地震活動相對活躍的區(qū)域。截至10月12日， 此次主震之后發(fā)生余震900余次， 最大余震震級MS4.7， 余震分布顯示破裂面走向NW， 震源機制解揭示此次地震是在NNE向擠壓應力場作用下導致的走滑型斷裂活動的結(jié)果(據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心， http: ∥www.csndmc.ac.cn)。現(xiàn)有資料顯示， 本次地震并未發(fā)生在已知斷裂上， 不知是否與2013年蘆山地震類同， 發(fā)生在隱伏斷裂位置上(徐錫偉等， 2013)。

景谷地區(qū)所處的蘭坪-思茅地塊位于青藏高原東南緣地區(qū)的南北地震帶南段， 地塊內(nèi)部的現(xiàn)今地殼運動主要表現(xiàn)為眾多微斷塊的旋轉(zhuǎn)與拉張變形。蘭坪-思茅地塊是由歐亞大陸與岡瓦納大陸之間諸多地塊不斷破碎、 裂解又相互拼接鑲嵌構(gòu)成的復雜造山帶， 區(qū)域內(nèi)的主要構(gòu)造單元受印度板塊向歐亞板塊的俯沖活動控制(Roydenetal.， 1997， 2008；鐘大賚， 1998； Replumazetal.， 2003)， 是中國地震活動最強的地區(qū)之一(鄧起東等， 2002； 徐錫偉等， 2003； 張培震等， 2003)。景谷地震區(qū)位于思茅地塊西側(cè)， 西接保山地塊， 東側(cè)為NW向的無量山斷裂帶， 西側(cè)為相互平行的瀾滄江斷裂帶和酒房斷裂帶， 其中酒房斷裂帶和無量山斷裂帶在無量山地區(qū)交會。無量山斷裂帶屬于晚更新世活動斷裂帶， 位于無量山西麓， 控制著思茅凹陷區(qū)及其北部中新世以來的新構(gòu)造隆起活動， 是重要的活動斷裂帶。景谷地震震中位于無量山斷裂帶西支(普文斷裂)的NW向延長線上(http: ∥www.eq-igl.ac.cn/test.jpg)， 震源機制為逆走滑型破裂， 地震斷層面的最優(yōu)取向解為： 走向140°， 傾向70°， 滑動角160°(http: ∥www.eq-igl.ac.cn/20141007.pdf)， 等值線呈橢圓分布， 長軸走向近NW(http: ∥www.cea-igp.ac.cn/tpxw/270888.shtml)。

針對研究區(qū)內(nèi)的深部構(gòu)造背景等已經(jīng)開展了大量的研究(張中杰等， 2005； 張智等， 2006； Tanakaetal.， 2008； Wangetal.， 2008; 胥頤等， 2013； 孫長青等， 2013； 李冉等， 2014； 王夫運等， 2014)。張中杰等(2005)利用寬角地震反射方法獲得了孟連—馬龍剖面的地殼速度結(jié)構(gòu)， 發(fā)現(xiàn)思茅地塊的地殼P波速度較保山和揚子地塊西南部低， 思茅地塊存在強反射帶， 地震一般分布在強反射帶和高、 低速交界地帶。張智等(2006)利用走時層析成像方法重建了思茅—中甸剖面的地殼速度和反射結(jié)構(gòu)， 得到地殼厚度由北段中甸的50km左右減薄至南段思茅的35km左右， 地殼厚度的減薄量主要在于下地殼。Tanaka等(2008)對思茅地塊進行了古地磁學研究， 揭示了思茅地塊中部蜂腰部位以東景谷、 鎮(zhèn)沅地區(qū)發(fā)生較大角度的順時針旋轉(zhuǎn)變形； 而景東至南澗之間區(qū)域可能發(fā)生較為混亂的旋轉(zhuǎn)變形作用； 這種差異性旋轉(zhuǎn)形成了一系列的走滑斷層。李冉等(2014)利用大地電磁方法獲得了沿孟連—羅平剖面的地下70km深度內(nèi)的電性結(jié)構(gòu)， 發(fā)現(xiàn)耿馬-瀾滄強震區(qū)和思茅-普洱強震區(qū)存在中下地殼低阻層， 主要強震震中位于高、 低阻的交界處， 地震的發(fā)生和地殼中的電性結(jié)構(gòu)不均勻相關， 斷裂帶兩側(cè)塊體的電阻率差異是強震活動帶重要的深部背景。本次地震的誘發(fā)機制、 孕震環(huán)境、 深部構(gòu)造背景以及深部物質(zhì)特征尚不很清楚， 值得關注和研究。

地震活動與地殼深部流體關系密切， 而大地電磁測深方法在研究地殼上地幔內(nèi)部電性結(jié)構(gòu)、 溫度和流體分布等方面具有獨特的優(yōu)勢(Weietal.， 2001； 趙國澤等， 2004； Unsworthetal.， 2005； 湯吉等， 2005； 金勝等， 2010； Wangetal.， 2014)。本文的大地電磁測線橫跨震源區(qū)， 距主震震源區(qū)最近的MT測點(7號測點)僅1km； 由于距離震源區(qū)位置較近， 利用大地電磁數(shù)據(jù)揭示該地區(qū)的深部電性結(jié)構(gòu)， 可以為景谷地震區(qū)的發(fā)震構(gòu)造、 地震孕育機制以及深部物質(zhì)遷移等提供深部電性模型。

圖1　景谷地震震源區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、 大地電磁測深點以及余震分布圖Fig. 1　Tectonic framework， fault structure， MT sites and aftershock epicenter in the Jinggu seismic area.

1　大地電磁數(shù)據(jù)觀測與處理

1.1剖面位置及數(shù)據(jù)觀測

大地電磁測線橫穿地震震源區(qū)(圖1)， 沿N80°E方向布設32個測點(測點編號1—32)， 測線長度約61km， 平均點距約2km。剖面自西向東自永平鎮(zhèn)， 經(jīng)震源區(qū)， 終止于無量山斷裂帶。野外測量采用加拿大Phoenix公司的V5大地電磁儀， 每個測點觀測2個相互正交的電場分量(Ex，Ey)和3個相互正交的磁場分量(Hx，Hy，Hz)(x代表SN方向，y表示EW方向，z代表垂直方向)， 觀測的頻率范圍為0.001～320Hz。為保障獲得較好的原始數(shù)據(jù)， 觀測過程中布設遠參考點， 全部儀器利用GPS進行同步觀測。

1.2資料處理方法

數(shù)據(jù)處理采用由Phoenix公司提供的SSMT2000數(shù)據(jù)處理軟件， 記錄的原始時間序列數(shù)據(jù)經(jīng)過快速傅里葉變換由時間域轉(zhuǎn)化為頻率域， 得到電磁場的自、 互功率譜， 并進一步采用Robust資料處理技術(shù)(Chaveetal.， 1989； Egbert， 1997)和遠參考道技術(shù)(Gambleetal.， 1979)計算各個測點的大地電磁阻抗張量信息； 前者能最大程度地減小隨機噪聲的干擾， 而后者則可以有效地消除信號中的相關噪聲的影響。經(jīng)過對處理后的資料在頻率域?qū)β首V進行編輯， 剔除存在強電磁干擾的數(shù)據(jù)， 最終得到質(zhì)量較好的視電阻率曲線和阻抗相位曲線。

為消除局部三維異常體對視電阻率和阻抗相位造成的畸變影響， 分別采用相位張量(Caldwelletal.， 2004)和共軛阻抗法(CCZ)(蔡軍濤等， 2010a； 陳小斌等， 2014)阻抗分解技術(shù)對所有測點進行張量阻抗分解。運用可視化大地電磁資料處理和解釋集成系統(tǒng)MT-Pioneer對資料進行處理計算(陳小斌等， 2004)， 對資料進行分析處理得到二維偏離度、 最佳電性主軸方位角和傾子等參數(shù)數(shù)據(jù)。

1.2.1相位張量分析

圖2　相位張量橢圓和β值、 Φmin與ΦmaxFig. 2　Phase tensor ellipses showing the invariant β， Φmin and Φmax for the line of measurements.

采用相位張量分解方法(Caldwelletal.， 2004)進行維性分析， 相位張量橢圓如圖2 所示： 偏離角度(β)(圖2a)、 最小相位(Φmin)(圖2b)和最大相位(Φmax)(圖2c)。張量橢圓的主軸表示感應電流的方向， 揭示了電性結(jié)構(gòu)中的橫向梯度帶。Φmax不受畸變的影響， 是相位張量中最穩(wěn)定的變量， 可以用來表示電阻率的變化情況。區(qū)域電性結(jié)構(gòu)假定為1D，β=0且Φmin=Φmax； 區(qū)域電性結(jié)構(gòu)假定為2D，β=0且Φmin≠Φmax， 相位張量橢圓主軸平行或垂直于電性主軸方向； 區(qū)域電性結(jié)構(gòu)為3D，β≠0。淺部的電性結(jié)構(gòu)近似為一維， 因為高頻數(shù)據(jù)的Φmax約為 45°； 而深部可能存在低阻體， 因為低頻數(shù)據(jù)的Φmax>60°， 相位張量橢圓主軸角約為N10°W。大部分的β值<4°， 只有部分低頻的β值>4°， 區(qū)域電性結(jié)構(gòu)為1D或者2D(Xiaoetal.， 2015)。

圖3　測線電性主軸方位玫瑰統(tǒng)計圖Fig. 3　Rose diagram of electrical strike of all MT sites.

1.2.2區(qū)域電性主軸方向

對于二維介質(zhì)， 沿構(gòu)造走向方向， 地下介質(zhì)的導電性可以近似認為是穩(wěn)定不變的， 故構(gòu)造的走向和傾向可以看作相互正交的2個電性主軸方向。因此， 在對大地電磁測深數(shù)據(jù)進行二維反演之前， 須確定測線所經(jīng)區(qū)域的構(gòu)造走向， 并將X軸旋轉(zhuǎn)至構(gòu)造走向方向。利用基于共軛阻抗法的多測點-多頻點阻抗張量分解技術(shù)(陳小斌等， 2014)， 得到測區(qū)內(nèi)的電性主軸方位角的分布統(tǒng)計 “玫瑰圖”(圖3)。在阻抗張量的極化模式識別時， 出露的地質(zhì)信息以及該區(qū)域的主要斷裂帶走向起著至關重要的作用。 區(qū)域內(nèi)無量山斷裂帶和瀾滄江斷裂帶的走向NW， 同時余震分布顯示破裂面走向也為NW， 故測點的電性主軸方位角分布范圍為N5°～15°W。同時測線的走向為N80°E， 將各測點實測XY和YX阻抗張量旋轉(zhuǎn)到N10°W， 其中XY模式為E極化(TE)模式， YX模式為H極化(TM)模式， 并進一步計算相應的視電阻率和相位曲線。

圖4　測線視電阻率和相位擬斷面圖Fig. 4　The pseudosection map of apparent resistivity and impedance phase of all MT sites.a TE模式的視電阻率(上)和相位(下)擬斷面圖； b TM模式的視電阻率(上)和相位(下)擬斷面圖

圖5　典型測點的視電阻率和相位曲線Fig. 5　Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites.

1.2.3曲線特征分析

圖4、 5 展示的測線視電阻率和相位擬斷面圖是經(jīng)過旋轉(zhuǎn)后重新計算的視電阻率和相位值。總體上存在4個特征： 1)曲線整體形態(tài)合理， 數(shù)據(jù)質(zhì)量較好； 少數(shù)測點由于干擾使低頻段出現(xiàn) “飛點”現(xiàn)象， 如測點9和11的低頻點； 在反演過程中刪除 “飛點”， 使其不參與反演， 總體上可用于反演解釋。 2)部分測點視電阻率曲線存在靜態(tài)效應(測點9、 12和32等)， 首枝視電阻率值低于鄰近測點的值， 可能受地表局部電性不均勻體影響； 在反演前要進行靜校正處理以消除靜態(tài)效應。 3)大部分測點的視電阻率曲線呈 “低阻—高阻—低阻”的K型曲線， 相位擬斷面圖在縱向上呈明顯的分層性， 深部存在1低阻層。 4)擬斷面圖沿剖面方向具有分段性， 測點5存在明顯的電性邊界， 尤其是高頻部分， 可能淺部存在斷裂。測點11—13和測點18—22高頻段視電阻率較高， 淺層存在1高阻層， 其中測點16附近可能存在斷裂。

1.2.4靜態(tài)校正

由于地表存在局部電性不均勻體， 會使視電阻率曲線整體發(fā)生平行移動， 這種畸變稱為 “靜態(tài)效應”(Jones， 1988)， 因此在做解釋之前， 需要判斷資料是否存在靜態(tài)效應并對其進行靜校正。靜校正常用的方法： 一是依賴于其他信息和方法， 例如關鍵層的厚度和電阻率值、 同一點地表部分的TEM(Transient Electromagnetic Method， 瞬變電磁法)或者直流電測深方法的觀測結(jié)果(Sternbergetal.， 1988； Torres-Verdinetal.， 1992； Spitzer， 2001)； 二是依賴數(shù)據(jù)本身， 如采用首枝重合方法進行曲線整體平移， 與鄰近測點的高頻數(shù)據(jù)進行對比來發(fā)現(xiàn)畸變程度(段波， 1994)。視電阻率曲線受靜位移的影響較大， 而阻抗相位數(shù)據(jù)則不易受靜位移的影響。因此， 在二維反演中， 阻抗相位約束誤差設定相對較小的值， 而視電阻率約束誤差則給相對較大的值， 可以有效地減小靜態(tài)效應。本文采用二維反演與曲線平移相結(jié)合的方法進行靜態(tài)校正， 對于視電阻率曲線形態(tài)相似而值有較大偏差的測點， 結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料并參考相鄰MT測點數(shù)據(jù)， 謹慎采用曲線平移法對視電阻率曲線進行校正。具體校正原則是以測點的TE視電阻率曲線的高頻部分的視電阻率值為參考， 將對應的TM視電阻率曲線進行平移(肖騎彬等， 2007)。

2　大地電磁測深數(shù)據(jù)反演

2.1數(shù)據(jù)反演

在進行二維反演之前， 用Rhoplus(Parkeretal.， 1996)一維擬合程序， 對部分測點資料的合理性進行分析， 剔除某些測點中低頻數(shù)據(jù)的 “飛點”。TE極化模式的二維反演對深部結(jié)構(gòu)垂向的變化較敏感， 但其視電阻率曲線易受到三維畸變的影響； TM模式對表層結(jié)構(gòu)的橫向變化較靈敏， 同時受三維低阻異常體影響較小(Berdichevskyetal.， 1998； Ledo， 2006； 蔡軍濤等， 2010b)。

圖6　正則化因子的L曲線Fig. 6　L-curve of regularization factor.

二維反演方法選擇目前廣泛使用的非線性共軛梯度法(NLCG)(Rodietal.， 2001)， 選用帶地形TM模式反演。在反演中， TM模式的視電阻率和相位的誤差門限均為5%， 使反演模型盡可能地擬合實測數(shù)據(jù)。正則化因子τ是數(shù)據(jù)擬合目標函數(shù)和模型約束目標函數(shù)的反演擬合權(quán)重調(diào)節(jié)量； 選擇合適的τ， 可使最終的反演模型既能較好地擬合觀測數(shù)據(jù)， 同時又使反演模型具有較好的粗糙度。分析L曲線(Hansen， 1992)是選擇最佳正則化因子的較有效的方法之一， 本文選擇了14個正則化因子(1， 5， 10， 20， 30， 40， 50， 60， 70， 80， 90， 100， 200和500)進行反演測試， 獲得L曲線(圖6)， 橫軸表示約束目標函數(shù)(Φm)的平方根， 縱軸表示數(shù)據(jù)擬合均方差(RMS)。從L曲線可以看出，τ=30對應曲線的拐點， 同時通過對比不同正則化因子的反演結(jié)果， 最終選擇τ=30為最佳正則化因子。

反演過程中， 首先進行初始反演用來構(gòu)建精細反演的初始模型， 所采用的初始模型為電阻率100Ω.m的均勻半空間， 選擇TM模式進行二維反演， 經(jīng)過60余次的迭代計算得到初步的電性結(jié)構(gòu)模型； 其次進行精細反演， 將初始反演得到的電性結(jié)構(gòu)模型作為元模型， 利用印模法(葉濤等， 2013)構(gòu)建初始模型， 其中印模深度為15km； 然后選擇TM反演， 經(jīng)過90多次迭代， 模型的相對變化趨于0， 最終擬合均方差(RMS)為1.36， 從而得到50km深度內(nèi)沿剖面的二維電性結(jié)構(gòu)(圖7)。圖8 給出了測線二維反演得到的理論響應與實測的視電阻率和阻抗相位數(shù)據(jù)擬斷面圖對比圖， 其中空白部分為剔除的 “飛點”； 從圖中可見測線的實測數(shù)據(jù)與二維反演計算得到的模型理論響應值擬合情況較好， 二維反演得到的深部電性結(jié)構(gòu)可以在一定程度上揭示該區(qū)的地下真實結(jié)構(gòu)。

圖7　測線地質(zhì)剖面圖(a)、 地質(zhì)平面圖(b)、 測點RMS值(c)和電性結(jié)構(gòu)模型以及景谷主震深度分布圖(d)Fig. 7　The result of MT 2D inversion and geological interpretation along the profile， RMS values of MT points.

圖8　實測TM模式視電阻率和阻抗相位與二維模型理論響應值的對比Fig. 8　Fit of model response and observed apparent resistivity and phase data.a 觀測TM視電阻率； b 觀測TM阻抗相位； c 計算TM視電阻率； d 計算TM阻抗相位.

2.2靈敏度測試

構(gòu)建二維正演模型驗證測點18下方的低阻體和測點15下方的低阻體上凸部分。圖9 虛線框內(nèi)分別用20Ω·m、 50Ω·m、 100Ω·m和400Ω·m替代進行正演驗證并計算RMS擬合值(圖9e)， 對比RMS值發(fā)現(xiàn)， 測點15—24的RMS值與正演模型的變化相對應， 所以二維反演結(jié)構(gòu)模型有較高的置信度。

圖9　正演驗證模型(a， b， c， d)及其對應的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.虛線矩形內(nèi)為電阻率修改區(qū)域

3　景谷地震區(qū)深部電性結(jié)構(gòu)與孕震環(huán)境討論

3.1電性結(jié)構(gòu)分析

不同構(gòu)造地質(zhì)單元的電性結(jié)構(gòu)通常存在明顯的差異(趙國澤等， 2004； 肖騎彬等， 2007)， 而斷裂帶發(fā)育的地方， 往往存在破碎帶并富含水或其他低阻介質(zhì)， 同時斷裂帶使地層結(jié)構(gòu)發(fā)生異常變化， 從而形成典型的低阻異常帶或電性梯度帶(葉高峰等， 2009)； 根據(jù)二維反演得到的電性結(jié)構(gòu)(圖7d)以及視電阻率和相位(圖4)特點， 沿剖面方向上， 以測點25為界， 可以明顯地劃分出2個不同的電性分區(qū)： 東側(cè)為無量山斷裂帶， 發(fā)育相對完整的高阻體(李冉等， 2014)， 電阻率值較大(>1,000Ω·m)， 地表斷裂F3、 F4、 F5和F6在深部可能匯聚到高阻體， 構(gòu)成景谷盆地的東邊界； 西側(cè)電性結(jié)構(gòu)比較復雜， 高、 低阻相互交替出現(xiàn)。自地表至25km深度范圍內(nèi)， 大致可以劃分4個主要電性層：

第1電性層厚度在0～4km范圍內(nèi)， 為相對低阻層， 電阻率值30～100Ω·m， 主要為景谷盆地內(nèi)較厚的中新生代沉積所致(Zhangetal.， 2009)； 厚度呈東西兩端較薄， 中間較厚的特征， 測點7—10之間位置最厚。測點17—24之間表層存在1高阻層， 電阻率約600Ω·m， 與第1電性層呈角度不整合接觸， 推測可能與巖漿活動導致的淺層巖脈侵入相關(管燁等， 2006)。測點8、 測點11和測點15處存在電性梯度帶， 其中測點11和測點15分別與地表斷裂F1和F2相對應， 推測在測點8下方存在斷裂， 向W傾， 傾角約30°。

第2電性層為上地殼高阻層， 電阻率值>800Ω·m， 埋深在7～15km范圍內(nèi)變化， 其中測點4和5之間的電阻率值最高可達3,000Ω·m。高阻層厚度沿剖面方向有較大的變化， 呈兩端較薄， 向中間逐漸增厚的特點； 其中測點22到測點24下方， 高阻層的厚度明顯變薄同時電阻率值較低， 地表巖性變化比較明顯以及斷裂發(fā)育， 高阻層的減薄可能與無量山斷裂帶有關， 在測點25、 26處匯入無量山斷裂的高阻體； 在測線西側(cè)， 高阻層可能出露地表。景谷盆地東側(cè)出露的哀牢山群變質(zhì)巖和西側(cè)出露的崇山群變質(zhì)巖均發(fā)現(xiàn)1,300～2,000Ma的Sm-Nd模式年齡值的中深變質(zhì)巖(翟明國等， 1990)， 推測該高阻層可能由變質(zhì)巖組成， 同時構(gòu)成景谷盆地的結(jié)晶基底。高阻層在測點15—17之間不連續(xù)， 存在低阻帶， 電阻率約為30Ω·m， 向E傾， 傾角較大， 同時與第1電性層相連， 這是重要的分界面電性標志， 且地面有斷裂發(fā)育， 巖性發(fā)生變化。在P波速度縱向剖面上顯示， 瀾滄江斷裂與哀牢山斷裂帶之間的鎮(zhèn)沅地區(qū)的地殼速度偏低， 形成1個狹窄的低速帶(胥頤等， 2013； 王夫運等， 2014)。

第3電性層為殼內(nèi)低阻層， 位于上地殼高阻層之下， 電阻率值低于10Ω·m， 并在測點5、 6和測點18之下存在電阻率的低阻中心。 2個低阻體的埋深不同， 自西向東逐漸變淺， 測點18下方埋深約15km， 屬于中下地殼層位。測點5、 6之下的低阻中心的最小電阻率值約為6Ω·m， 測點19之下的低阻中心的最小電阻率值約為3Ω.m， 與上部高阻層的分界面呈穹窿狀。景谷地區(qū)大地熱流值較高(汪集旸等， 1990)， 處于揚子塊體向思茅塊體俯沖的前緣地帶(劉福田等， 2000)， 推測該層位仍然存在較強的熱活動， 低阻層可能與塊體俯沖過程中摩擦生熱引起的巖石部分熔融和脫水作用有關， 或者是這些因素與含鹽流體共同導致的。

第4電性層為殼幔過渡層， 電阻率值約為30Ω.m， 測線西端埋深約30km， 而東端約25km， 中間部分埋深較淺呈微上凸狀， 推測可能與滇西南的幔源物質(zhì)上涌有緊密的關系， 其中景谷地區(qū)莫霍面深度約40km(胡鴻翔等， 1993； 林中洋等， 1993； 白志明等， 2003； 張中杰等， 2005； 張智等， 2006； 王夫運等， 2014)。

3.2孕震環(huán)境

圖10　余震震源深度統(tǒng)計直方圖Fig. 10　The statistical histogram of focal depth of aftershock.

景谷地震震中位于測點7下方， 震源深度10km， 處于第2和第3電性層的分界面上(接近高阻層)。 對余震震源深度分布進行統(tǒng)計(圖10)， 發(fā)現(xiàn)余震深度主要集中在5km和10km 2個深度， 與2個電性梯度帶深度相吻合。景谷地震震中同時處于凹陷和隆起接觸的轉(zhuǎn)折處， 此特殊構(gòu)造組合可能更易于應力的積累， 從而在該區(qū)域頻繁孕育中強地震； 同時盆地中地殼的流體可能是導致斷裂失穩(wěn)誘發(fā)地震的1個直接原因(白志明等， 2003)。地震孕育在相對堅硬的巖體之中， 同時其周圍存在相對的軟弱體， 其原因可以解釋為低阻體在力學性質(zhì)上以軟弱介質(zhì)為特性， 不利于應力的積累， 易發(fā)生蠕變， 形成應力的傳遞； 而相鄰的高阻體巖體則與之相反， 其剛性強， 易于應力的積累， 同時也易于發(fā)生脆性破裂。在應力的作用下， 由于各個巖體的形變量不一致， 必然造成高阻堅硬巖體中應力的集中， 若高阻體附近含有一定量的流體時， 還會降低裂隙的破裂度， 當應力的積累超過巖石破裂強度的限度時， 則會發(fā)生地震。Wang 等(2003)的研究表明， 川滇地區(qū)大多數(shù)強烈地震發(fā)生在速度正異常區(qū)或速度正、負異常的過渡帶上， 震源部位具有正常的速度或正異常， 其下方是負速度異常分布， 這種速度結(jié)構(gòu)有利于應力在其上部的脆性地殼內(nèi)積累。該研究結(jié)果與本文從電性結(jié)構(gòu)分析得到的景谷地震孕震環(huán)境吻合。

現(xiàn)今GPS觀測結(jié)果表明(Wangetal.， 2001； Zhangetal.， 2004)， 青藏高原東部的地殼塊體相對于華南地塊發(fā)生順時針旋轉(zhuǎn)， 川滇地塊向相對穩(wěn)定的歐亞大陸逃逸； 但在滇西南地區(qū)， 地殼塊體的運動方向轉(zhuǎn)向SSW， 幾乎正交于NW走向的無量山斷裂帶和瀾滄江斷裂帶。根據(jù)中強震的震源機制(錢曉東等， 2011)， 景谷地區(qū)主要受2個方向的應力作用： 一是來自印緬塊體的NE、 NNE和NNW向擠壓； 二是川滇塊體的SE、 SSE向運動， 它們共同控制了景谷地區(qū)內(nèi)的斷裂活動和應力積累。景谷地區(qū)的大地熱流值相對較高， 為63.8mW/m2(汪集旸等， 1990)， 與瀾滄江斷裂帶和紅河斷裂帶附近的大地熱流值相近， 莫霍面溫度為613～633℃， 地殼地溫梯度為1.5～2℃/100m(周真恒等， 1995)。 Leloup等(1995)認為單純的韌性剪切不足以在地殼中下部產(chǎn)生足夠的高溫， 可能存在地幔巖漿流體的侵入， 沿斷裂形成由軟流層向地表的巖漿通道。 云南三江特提斯地區(qū)的巖石層呈多向?qū)蛹軜?gòu)造， 造山帶上地殼和中下地殼、 巖石圈地幔和軟流層的構(gòu)造變形和運動學特征完全不同(鐘大賚等， 2000)。 地震層析成像發(fā)現(xiàn)在滇西特提斯帶下存在揚子俯沖板片， 從哀牢山-紅河斷裂帶向W下傾250km的深度， 景谷盆地處于斜向碰撞的前緣， 除受印緬板塊的擠壓縮短外， 同時由于川滇地塊的SE向運動引起大尺度的走滑運動和塊體的右旋轉(zhuǎn)動， 伴隨著地幔熱擾動和軟流層的上涌， 從而導致新生代的巖漿活動和瀾滄江至墨江段的底侵作用(劉福田等， 2000)。 孟連—羅平大地電磁測深剖面顯示： 在瀾滄江斷裂和普洱盆地存在低阻體上涌通道， 可能與幔源物質(zhì)上涌有關(李冉等， 2014)。 地殼和上地幔的各向異性研究表明(阮愛國等， 2002； Wangetal.， 2008； 孫長青等， 2013； 魯來玉等， 2014)： 上地幔軟流層NE向運動， 而地殼層次上則為SSE向運動， 這2組方向的應力作用于該區(qū)域內(nèi)的構(gòu)造體系， 造成了獨特的地震地質(zhì)環(huán)境。 軟流圈與巖石圈上地?？赡艽嬖诮怦瞵F(xiàn)象， 上、 下地殼也可能發(fā)生解耦， 而中、 下地殼的低阻層是這種解耦情況的物質(zhì)條件。 普洱到景谷附近廣泛分布二疊紀以來的火山巖(張保民等， 2004)， 說明地質(zhì)歷史上這一地區(qū)曾有火山活動， 現(xiàn)今中、 下地殼的巖漿活動可能仍未停止， 地幔物質(zhì)上涌， 侵入基底下部， 存在較強的向上的應力， 形成上拱形電性界面。 由于高阻層的阻擋， 來自中、 下地殼和上地幔的大部分能量得不到釋放， 導致地殼應力在斷裂交會部位、 高阻和低阻層的接觸邊界上積累起來， 進而在滲透的盆地水(Shapiroetal.， 2003； Ingebritsenetal.， 2010)或其他流體的作用下， 或在其他外力的誘發(fā)下， 導致應力狀態(tài)失穩(wěn)從而造成景谷地震的發(fā)生。

4　結(jié)論

本文利用大地電磁資料， 獲得了景谷地震區(qū)的深部電性結(jié)構(gòu)。 該地區(qū)存在殼內(nèi)低阻層， 其埋深和厚度沿剖面方向存在明顯的變化。 這種變化易于傳遞能量， 低阻體上方的高阻層是應力積累的場所， 這種結(jié)構(gòu)可能是導致本區(qū)地震活動的重要原因。2014年10月7日MS6.6地震發(fā)生在高阻和低阻的轉(zhuǎn)換帶上， 同時也處于高阻凹陷和低阻隆起接觸的轉(zhuǎn)折處， 此特殊構(gòu)造組合可能更易于應力的積累。余震的震源深度主要集中5km和10km深度， 與電性分界面深度相吻合。景谷地震區(qū)主要受到的應力作用是來自印緬塊體的NE、 NNE和NNW向擠壓與川滇塊體的SE、 SSE向運動以及地幔物質(zhì)上涌， 復雜的應力作用是引發(fā)此次地震的外因。

致謝感謝中國地震局地質(zhì)研究所的陳小斌研究員提供的大地電磁處理軟件MT-Pioneer以及對反演結(jié)果提出的寶貴意見。

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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。

地震行業(yè)科研專項(20100800102)和地震動力學國家重點實驗室自主課題(LE1203)共同資助。
*

湯吉， 研究員， E-mail: tangji@ies.ac.cn。

P319.2

A

0253-4967(2016)02-352-18

程遠志， 男， 1986年生， 現(xiàn)為在讀博士研究生， 主要研究方向為大地電磁測深與地震動力學， 電話： 010-62009067， E-mail： cheng_110194@126.com。

doi:10.3969/j.issn.0253- 4967.2016.02.010