陳思文　王寶善*　田曉峰　王夫運　劉寶峰　李　璐

1)中國地震局地震觀測與地球物理成像重點實驗室(中國地震局地球物理研究所)、北京　100081　2)中國地震局地球物理勘探中心、鄭州　450002

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滇西北地區(qū)云縣—寧蒗寬角反射/折射剖面結果

陳思文1)王寶善1)*田曉峰2)王夫運2)劉寶峰2)李璐1)

1)中國地震局地震觀測與地球物理成像重點實驗室(中國地震局地球物理研究所)、北京1000812)中國地震局地球物理勘探中心、鄭州450002

位于滇西地區(qū)的紅河斷裂是中國最長的走滑斷裂之一、具有很高的地震潛勢。為了調查紅河斷裂的復雜結構、在滇西地區(qū)穿過紅河深大斷裂帶完成了1條由云縣至寧蒗近SN向長300km的寬角地震反射/折射剖面。結合初至波走時成像及正演建模方法、對該測線觀測數(shù)據(jù)進行了一維、二維分析擬合、獲得了該地區(qū)沿測線的二維地殼速度結構模型。結果顯示：地殼P波平均速度為6.2～6.3km/s、基本呈現(xiàn)為1個均勻的正速度梯度結構、但在中地殼和下地殼不同區(qū)域有部分低速異常；沿測線Moho界面埋深存在較大的橫向變化、自南向北明顯變深、南側Moho埋深約為45km、北側Moho埋深可達54km、較之典型的大陸地殼、存在明顯的增厚現(xiàn)象；而沿測線中上地殼厚度變化不大、地殼增厚主要緣于下地殼厚度的增加；以紅河斷裂為界、地殼結構存在明顯的橫向差異、暗示了紅河斷裂作為揚子準地臺和三江地槽系構造邊界的作用；測線穿過區(qū)域紅河斷裂兩側沒有明顯的Moho埋深變化、結合臨近區(qū)域的其他研究結果、表明紅河斷裂在不同區(qū)段存在較大的差異。

二維地殼速度結構寬角反射/折射紅河斷裂滇西地區(qū)

0　引言

滇西地區(qū)位于青藏高原東南緣、東鄰揚子地塊；受印度-歐亞大陸碰撞影響、區(qū)內地殼強烈變形、深大斷裂縱橫交錯。其中紅河斷裂作為青藏東南緣1條醒目的大地構造邊界、具有漫長的發(fā)育歷史和十分復雜的演化過程(Peltzeretal.、1988；Sch?reretal.、1990)。紅河斷裂帶東北側為揚子準地臺、西南側為三江地槽系。在這2個一級構造單元的構造演化和地層發(fā)育以及地殼劇烈運動和變形的整個過程中、紅河斷裂帶始終起到了活動塊體間相對運動與變形的轉換或調節(jié)作用(Tapponnieretal.、1990)。根據(jù)斷裂帶兩側地震和震源機制解分析、紅河斷裂的活動方式主要為走滑型、同時伴有正斷型和少許逆沖型、且區(qū)域應力反演結果表明紅河斷裂周圍最大主應力軸呈現(xiàn)順時針旋轉的空間變化規(guī)律(Zhaoetal.、2013)。而滇西地區(qū)的瀾滄江斷裂帶屬于深大斷裂帶、總體走向近SN、在云縣北部形成明顯的大拐彎(王紹晉等、2007)、是控制滇西地區(qū)地質發(fā)展的主干斷裂。滇西北地區(qū)的程海斷裂北起寧蒗附近、向SW延伸經程海、賓川、再向S交會于紅河斷裂帶上、是1條新生代強烈活動的左旋走滑兼逆沖斷裂(譚筱紅等、1999)。滇西地區(qū)特殊的構造環(huán)境、復雜的地質背景和活躍的地震活動、使得該區(qū)成為大陸地球動力學、強震孕育及監(jiān)視、地殼演化等地學問題的天然試驗場。

為了解云南地區(qū)深部構造背景、中國在20世紀80年代開展了 “滇深82”和 “滇深86”(Huetal.、1986；Kanetal.、1986)2項研究工程、布設了4條深地震探測測線、獲得了地殼上地幔速度結構的一些重要特征。除了地震方法外、科學家們運用各種地質和地球物理方法在此處開展了大量的研究、如利用天然地震波資料開展的體波與面波層析成像(Yaoetal.、2006；Huangetal.、2012)、利用接收函數(shù)方法得到地殼S波波速和泊松比(吳建平等、2001；Huetal.、2005)、橫波分裂(常利軍等、2006；Huangetal.、2007)、噪聲成像(Yangetal.、2012)等、這些研究成果在云南地區(qū)Moho界面埋深南淺北深、紅河斷裂是重要的構造邊界斷裂等方面具有較好的共識。然而、關于該區(qū)殼內低速層的分布及其形態(tài)、空間展布、紅河斷裂帶不同區(qū)段的結構差異等方面的研究仍存在較大爭議(吳建平等、2001；Huetal.、2005；Zhangetal.、2009；Huangetal.、2012)。

為進一步揭示研究區(qū)域的地殼深部結構、同時為賓川固定氣槍發(fā)射臺開展的人工震源地下介質監(jiān)測研究提供參考(王寶善等、2011)、我們于2012年6月完成了自云縣、經賓川到寧蒗的長約300km的人工地震寬角反射/折射剖面、通過對該深地震測深數(shù)據(jù)進行分析處理、建立了研究區(qū)域沿剖面的二維精細地殼速度模型、并對該區(qū)的地殼速度結構進行了研究、對其可能的地質環(huán)境和構造背景含義進行了解釋、以期深化對本區(qū)深部結構及其動力學機制的理解。

1　人工地震測深剖面位置與觀測系統(tǒng)

本次深地震寬角反射/折射測線南端始于云南云縣(100.14°E、24.45°N)、經過彌渡、賓川、金沙江、永勝、止于寧蒗(101.00°E、27.03°N)、全長約300km(圖1)。測線先后穿過三江地槽系和揚子準地臺2個一級構造單元、地形高差懸殊、海拔1020～2986m。該測線南端與南定河斷裂北段斜交、南段近垂直于瀾滄江斷裂、無量山斷裂和紅河深斷裂、北段與復雜的程海斷裂走向基本一致。因而測線資料的解譯適用于研究區(qū)不同塊體速度結構特征及其演化的研究與理解、也適用于賓川、云縣一帶深部構造特征的探測。

圖1　研究區(qū)域地形構造(鄧起東、2007)和寬角折/反射剖面位置示意圖Fig. 1　Major active tectonics(after DENG Qi-dong、2007)and schematic locations of shot points (yellow pentagrams)and wide-angle reflection/refraction seismic profile in the study area.黑色實線為活動斷層：F1南定河斷裂、F2瀾滄江斷裂、F3無量山斷裂、F4紅河斷裂、F5程海斷裂；紅色和白色圓分別代表1515—2007年5級以上地震的震中位置和測線檢波器位置、黃色星號代表炮點位置；A 三江地槽系、B 揚子準地臺、C 松潘-甘孜褶皺系、D 左貢-耿馬褶皺系；藍色虛線代表 “滇深82”、“滇深86”中與本文剖面有交會的測線位置(L1 賓川—遮放測線，　　　　　　　 L2 洱源—江川測線、L3 中甸—思茅測線；本文剖面與L1、L2相交的位置為賓川地區(qū)、與L3交于景云橋和大倉地區(qū))

表1　炮點參數(shù)一覽表

Table1　Shot parameters list

炮點編號樁號/km2012年爆炸時間(月-日時:分:秒)炮點坐標藥量/kg井數(shù)(口)平均井深/m高程/m巖性炮點地名經度緯度SP1107.22606-1801:20:15.423100°11.363'24°30.464'2793660.931220耕土云南省臨江市云縣愛華鎮(zhèn)永勝村SP2253.52306-1901:20:15.540100°30.041'25°48.330'987364.501569風化巖云南省大理市賓川縣大銀鎮(zhèn)甸尾村SP5375.59006-1801:00:15.939100°59.990'26°49.303'3003763.712986花崗巖云南省麗江市寧蒗縣戰(zhàn)河鄉(xiāng)萬河村

本次探測沿剖面分別在云縣、賓川、寧蒗實施3次噸級井下爆破激發(fā)(表1)。這幾次爆破的炸藥量不等(987～3303kg)、炮點激發(fā)單井深度為60～65m、共布設150個PDS-2輕便數(shù)字地震儀、觀測點距約2km、構成了較為簡單的追逐相遇觀測系統(tǒng)(圖2)。為了消除和減輕人為活動造成的干擾、本次探測中所有地震波激發(fā)和接收工作都在凌晨時分進行。

圖2　滇西地區(qū)云縣—寧蒗深地震測深剖面觀測系統(tǒng)圖Fig. 2　Observation layout of wide-angle reflection/refraction profile of Yunxian-Ninglang in West Yunnan.

2　地震測深剖面震相特征

從炮點記錄截面圖中標定震相、并對每個震相進行分析是人工地震測深中尤為基礎和重要的工作。不同的震相性質和差異都與測區(qū)區(qū)域構造演化密切相關、是不同地殼結構構造特征的體現(xiàn)(嘉世旭等、1995)。云縣—寧蒗剖面提供的地震記錄信息包括地殼結晶基底的回折Pg、地幔的反射PmP、折射Pn波組震相、殼內反射P1P、P2P、P3P波組震相(圖3)。各震相的具體特征如下：

在3次爆破剖面上(圖3)、初至波Pg和莫霍面反射波PmP震相清楚、可直接辨認。除此之外、還有3組來自殼內的反射波P1P、P2P、P3P、其能量雖較弱、但仍可辨認。另外、作為上地幔頂部的折射波Pn、在南北2炮記錄中、其位于紅河斷裂北側的震相記錄相對清晰。

圖3　實測地震記錄截面及震相拾取圖(折合速度 6.0km/s)Fig. 3　Seismic data from the three shots recorded along the profile(with reduced velocity of 6.0km/s). a SP1炮；b SP2炮；c SP5炮；黑色虛線表示拾取的走時

剖面上折射震相的主要特征：Pg波的可觀測范圍在測線南段為80km、北段可達150km；振幅、走時變化均較大、說明上地殼的速度結構較復雜、也顯示了南北2段上地殼結構的明顯差異。圖3 SP1和SP2記錄截面上Pg存在明顯的走時變化、暗示了紅河斷裂兩側在上地殼存在較大的速度變化。Pn震相在SP1和SP5上約220km處開始出現(xiàn)、視速度為 8.05km/s。

殼內反射波有P1P波組：出現(xiàn)在Pg波之后、為來自上地殼底界面C1的反射波、能量較強、代表界面深度14～17km；P2P波組：為來自中地殼底界面C2的反射波、能量較P1P稍弱、代表界面深度21～24km；P3P波組：出現(xiàn)在P2P波組之后、為來自下地殼中C3界面的反射波、能量較強、代表界面深度27～31km。莫霍面反射波PmP波的特點是振幅強、容易辨認。

SP1記錄截面上(圖3a)、Pg波從炮點附近至100km 左右為初至震相、視速度4.0～6.0km/s。殼內反射震相P1P、P2P、P3P在此剖面50～190km 的震中距上均能較清楚地分辨；P1P波震相較弱、追蹤距離較短、在100km后迅速衰減、其中紅河斷裂附近Pg和P1P存在明顯的速度變化、暗示紅河斷裂錯斷了中上地殼。P2P和P3P震相相對較強、追蹤距離較長。莫霍面反射波PmP在震中距110～230km范圍內可連續(xù)追蹤。上地幔頂部折射波Pn在215km 后能較好地分辨、其視速度約為 8.05km/s。

SP2記錄截面上(圖3b)、在南側、Pg波從炮點附近至90km左右為初至震相；在北側、從炮點到80km 左右為初至震相、視速度3.5～6.0km/s、其中南側Pg在近炮點視速度低于北側和SP1、顯示了上地殼結構的橫向差異。在樁號300km附近的金沙江一帶、Pg走時曲線出現(xiàn)明顯的轉折變化、顯示了金沙江一帶上地殼結構存在較大的橫向變化。殼內反射震相P1P、P2P、P3P在此剖面40～150km 的震中距上均能較清楚地分辨、P1P和P2P震相較SP1可連續(xù)追蹤的距離稍長、且北支P2P的速度較高。在紅河斷裂附近、該記錄截面上Pg和P1P同樣存在明顯的速度變化、進一步表明紅河斷裂有錯斷中上地殼的跡象。莫霍面反射波PmP在震中距110～120km范圍出現(xiàn)、可連續(xù)追蹤到測線兩端。由于剖面長度的限制、SP2記錄截面上未能觀測到Pn。

SP5記錄截面上(圖3c)、在南側、Pg波從炮點附近至90km左右為初至震相、在樁號300km附近金沙江一帶、Pg走時曲線出現(xiàn)明顯的轉折變化、顯示了金沙江一帶上地殼結構的橫向變化。在北側、只有25km長的短距離接收、視速度3.5～6.0km/s。殼內反射震相P1P、P2P、P3P在此剖面50～180km 的震中距上均能較清楚地分辨、P1P波震相可在距炮點50～150km的范圍內追蹤、P2P和P3P震相的追蹤距離也比SP1和SP2的長。莫霍面反射波PmP震相較弱、在震中距170km左右出現(xiàn)、可連續(xù)追蹤到測線南段超過250km、這種現(xiàn)象可能與測線北段莫霍面埋深加深有關。上地幔頂部折射波Pn在220km 左右出現(xiàn)、其視速度約為 8.05km/s、能量弱于SP1。但Pn波震相主要出現(xiàn)在紅河斷裂帶以北的現(xiàn)象在過去的研究中也有體現(xiàn)(闞榮舉等、1986)。

3　二維地殼速度模型

通過上述主要地震震相分析、我們拾取了相應的走時、并通過試錯法對所有單炮記錄進行擬合、得到了一維地殼結構模型(圖4)。在此基礎上、我們利用射線追蹤(Cerveny、1979；Cerveny、1984)計算了理論走時、并將其作為二維地殼結構模型建立的初始模型。

結合沿測線的隆起、坳陷、斷裂等實際地質情況和已有的地質研究成果、我們在一維模型的基礎上、建立了詳細的二維初始地殼速度模型、再將沿測線的地表高程直接輸入模型參與計算、然后對各炮點觀測資料的反/折射震相走時、振幅通過動力學射線追蹤Seis83程序(Cerveny、1979、1984)完成二維速度模型的正演擬合計算。在擬合過程中、我們遵循由淺到深依次調整擬合上地殼、中地殼、下地殼的速度結構和界面深度的方法、反復使用Seis83程序進行理論計算、最終實現(xiàn)理論走時與實際到時的充分擬合。本研究中、基于最終的二維速度模型得到的理論走時、振幅與觀測資料相比、大多數(shù)點擬合誤差在±0.1s左右。對于個別誤差較大的點、有些可能是由于炮點偏離測線或測線本身的彎曲造成的；有些則是由于地質結構的復雜性造成的。綜合考慮以上各種因素、最終我們在一定的誤差范圍內選取1個合理的速度模型。圖5—7所示分別為SP1 炮、SP2炮、SP5炮相對應的射線路徑及其相應的走時擬合效果。由圖5—7可以看出、基于我們的二維速度模型計算得到的理論走時、各波組的振幅等特征與實測資料的記錄特征達到較好的擬合。

表2　用于反演約束地殼模型的地震震相記錄及參數(shù)

Table2　Number of traveltimes picked for each phase from each shot

震相SP1SP2SP5總數(shù)Pg367553164P1P165341110P2P344637117P3P405233125Pm413029100Pn30—1444

注“—”表示無此震相。

圖4　基于1D速度模型正演得到的SP1、SP2、SP5炮走時擬合圖Fig. 4　Computed travel time data(continuous lines)of the three shots based on 1-D velocity model.圓圈代表實測走時、曲線代表理論走時；“-”和 “+”分別代表SP2南支和北支

圖5　SP1的走時擬合(a)和2D射線追蹤(b)Fig. 5　Travel time fitting(a)and 2-D ray tracing(b)for SP1.圓圈代表實測走時；其他符號代表不同震相的理論走時

圖6　SP2的走時擬合(a)和2D射線追蹤(b)Fig. 6　Travel time fitting(a)and 2-D ray tracing(b)for SP2.圓圈代表實測走時；其他符號代表不同震相的理論走時

圖7　SP5的走時擬合(a)和2D射線追蹤(b)Fig. 7　Travel time fitting(a)and 2-D ray tracing(b)for SP5.圓圈代表實測走時；其他符號代表不同震相的理論走時

本研究中、共使用了660條走時記錄(表2)、其中164條震中距在150km范圍內的初至到時記錄用于約束頂部2層的速度結構及第1個速度界面的深度；用于約束殼內不同界面C1、C2和C3深度的反射波組、P1P、P2P、P3P到時數(shù)據(jù)分別有110、117和125個；100條PmP反射到時用于約束莫霍界面的形態(tài)；44條Pn折射到時用于約束上地幔頂部的速度結構；此外、中地殼和下地殼不同層位的速度由相應的震相遠端折射到時來約束。

4　地殼上地幔結構與構造特征

研究區(qū)地下構造十分復雜、破碎程度高(Huangetal.、2012)。從得到的地殼介質地震波速度模型(圖8)和射線追蹤圖(圖5-7)可以看出、該剖面地殼厚度和殼內反射射線分布等在橫向上具有強烈的非均勻性、主要界限位于紅河斷裂、且沿剖面所跨過的斷裂都在速度結構上有不同程度的體現(xiàn)。我們根據(jù)得到的速度結構將研究區(qū)域的地殼分為3層、其中、反射波P1P確定的C1界面以上的部分看作上地殼、由P3P波組的反射深度確定的C3界面和C1界面之間的層位稱為中地殼、C3界面到PmP反射波所控制的莫霍面之間的部分稱為下地殼。

圖8　云縣—寧蒗地震寬角折/反射剖面二維地殼P波速度結構Fig. 82-D P wave velocity structure of the crust and upper-mantle along the Yunxian-Ninglang wide-angle seismic profile.黑色虛線表示對應斷裂可能的傾向、紅色星形表示永勝發(fā)生過的2次7級以上大地震的位置；2條紅色虛線之間為中下地殼有效分辨區(qū)段

上地殼結構：該層指自地表向下至C1界面之間的地層部分。包括基底回折波Pg控制的基底面和殼內反射波P1P控制的C1界面、共同反映了上地殼結構。由Pg波反演得到的基底面形態(tài)起伏大、深度在2.3～5.3km之間變化、賓川基底面厚度為4～5km、與白志明(2003)等賓川—遮放、洱源—江川測線所做層析成像的結果一致?；酌嬖谄拭婺隙螛短?30～145km和160～180km處變深4～5km、這與瀾滄江斷裂、無量山斷裂和紅河斷裂形成一定程度的對應；在與中甸—思茅測線相交的景云橋地區(qū)、本文剖面下方基底面深度為3.5～4.2km、稍深于林中洋等人(1993)2.7～4.0km的結果；向剖面北段延伸、基底面在340～350km處明顯變淺、埋深約2.5km左右。整個基底面到地表的速度結構形成1個強速度梯度層、由近地表面的2.9～4.0km/s到基底面之上的5.2～5.7km/s。賓川和景云橋地區(qū)該層的P波速度為 5.4km/s左右、比以往測線相同位置的Pg波速度值略小。地表速度和剖面上的覆蓋層厚層相關、剖面北段基巖出露較多、地層速度較高。

由P1P反射波控制的C1界面除了在紅河斷裂處(樁號170～180km)深度達到16.8km外、起伏較基底面小、基本穩(wěn)定在14.5～15.8km左右。該層的P波速度為6.02～6.23km/s、橫向速度變化顯著。紅河斷裂南側、P波速度約為 6.05km/s、與中甸—思茅的速度結果一致(林中洋等、1993)；斷裂北側速度發(fā)生較大躍升、至 6.25km/s左右。這種速度的橫向大幅度躍變在瀾滄江斷裂、無量山斷裂、程海斷裂處都分別有不同程度的體現(xiàn)。C1界面的速度跳躍為6.08～6.26km/s到6.23～6.36km/s、跳躍差在0.10～0.20km/s。

中地殼結構：該層是指C1與C3界面之間的層位、中間包括由反射P2P波控制的C2界面、深度約在22km左右。由反射波P2P和P3P的走時約束著中地殼的界面深度。限于射線覆蓋、二維模型中地殼有效分辨范圍在樁號130～370km之間。從界面形態(tài)看、C3界面與C1界面起伏變化基本一致。從速度結構來看、該層表現(xiàn)為1弱速度梯度層、上下邊界速度值分別為6.20km/s和 6.55km/s、與 “滇深82”、“滇深 86”工程中的3條測線(圖1)結果相同(Huetal.、1986；闞榮舉等、1986; 林中洋等、1993；Zhangetal.、2009)。從橫向速度變化來看、沿剖面無量山斷裂以北至紅河斷裂以南、以及走向與剖面幾乎一致的程海斷裂的北端存在著低速異常、在橫向上速度與前后層相差約 0.1km/s。該層埋深27.1～31.0km、較其他3條測線稍深(Huetal.、1986；林中洋等、1993；Zhangetal.、2009)；厚度為12.5～16.5km。與上地殼相比、中地殼繼承了上地殼層中的低速異常、但厚度變化不如上地殼明顯。

下地殼結構：從C3界面到莫霍面之間的層位為下地殼、其由殼內反射波P3P和莫霍面反射波PmP控制。限于射線覆蓋、二維模型中地殼有效分辨范圍在樁號150～350km之間。該層的界面形態(tài)呈明顯的南淺北深的趨勢、南段最淺處為45.0km、往北逐漸加深至54.0km、層厚度變化幅度較大、為16.2～23.0km；而賓川以及景云橋附近以往研究的莫霍面深度約為42～45km(闞榮舉等、1986；林中洋等、1993)、本文南側剖面結果稍深。該層的P波速度變化范圍為6.49～6.90km/s、比3條相交區(qū)域的速度研究結果稍低(闞榮舉等、1986；林中洋等、1993)。P波速度結構在下地殼基本呈現(xiàn)1個較均勻的正速度梯度層、但在紅河斷裂南側橫向速度存在1個弱的低速異常、而這種低速異常以更弱的方式出現(xiàn)在程海斷裂北端。限于觀測系統(tǒng)、下地殼射線覆蓋較為稀疏、本研究所得下地殼結構復雜程度較低。然而紅河斷裂兩側的速度差異和程海斷裂北段的低速異常仍在有效射線覆蓋范圍內。

上地幔頂部：本剖面SP1和SP5均有Pn記錄；SP2因為剖面長度原因、未記錄到Pn波。結合射線追蹤、走時擬合及合成地震圖顯示地幔P波速度隨深度增加而加大、上地幔頂部為 8.0km/s左右、比Hu等(1986)、闞榮舉等(1986)等人的研究結果稍低。

5　討論與結論

剖面地殼厚度呈現(xiàn)西南淺東北深的趨勢、南起點云縣地殼厚度為45km、北側地殼深至54km、地殼厚度的這種變化趨勢與滇西地區(qū)以往的多數(shù)地球物理探測結果一致(Huetal.、1986；林中洋等、1993；張中杰等、2005；李永華等、2009；Zhangetal.、2009)。在測線中段的賓川地區(qū)、莫霍面深度與Hu(1986)的結果一致、但稍深于白志明(2003、2004)有限差分反演的結果。從剖面結果看、上地殼和中地殼厚度變化不大、分別為14～16km和12～16km、剖面地殼增厚主要歸因于下地殼的厚度增加、西南側下地殼厚度為16km左右、而東北側厚度高達23km。這種主要由下地殼增厚引起的地殼總厚度變化現(xiàn)象在已有的人工地震測深成果中屢有體現(xiàn)(Huetal.、1986；林中洋等、1993；張中杰等、2005)；同時張忠杰等(2005)認為下地殼增厚的原因是多重的、可能與特提斯洋殼俯沖、消減、碰撞造山和殼幔一系列復雜的相互作用有關。同時、莫霍面的連續(xù)可能在超臨界震中距附近產生大振幅的SmS 震相、對于此區(qū)域的強地面震動具有放大效應(羅艷等、2010)。

速度結構結果顯示、整個剖面中、速度橫向變化差異最顯著的地方位于紅河斷裂帶。紅河斷裂是1條長期演化發(fā)展的深大斷裂、至少始于前古生代、在新生代早期、受喜馬拉雅運動的影響、它主要表現(xiàn)為左旋走滑、晚新生代時慢慢轉換為右旋走滑活動(張建國、2009)。瀾滄江斷裂和紅河斷裂之間的上中地殼出現(xiàn)明顯的低速異常、其兩側的速度差異十分明顯、這與以往體波成像(Huangetal.、2012)和接收函數(shù)(Huetal.、2005；李永華等、2009)研究得到的紅河斷裂兩側P、S波速度甚至波速比都存在明顯差異一致。紅河斷裂西南側為與沉積盆地對應的低速異常區(qū)、東北側則表現(xiàn)為高速異常、這可能與地表出露的玄武巖有關；白志明(2003)等也認為此處有玄武巖隆起。紅河斷裂帶兩側的速度差約為 0.2km/s、一直延伸到下地殼、從速度差異推斷紅河斷裂在地殼范圍內傾向SW、層析成像結果表明紅河斷裂下方上地幔波速異常的分界有向SW移動的趨勢(Huangetal.、2012)、與本文地殼內的錯動傾斜趨勢一致。遮放—賓川、孟連—馬龍測線上紅河斷裂上地殼內的傾向也與本文相同、但其判斷紅河斷裂深部為NE傾向(白志明等、2003)、這點在本次剖面速度結果中沒有體現(xiàn)。

從速度差異判斷斷裂的切割深度分析、紅河斷裂在本條速度結構剖面上顯示為1條深大斷裂、至少切割至下地殼。本研究觀測數(shù)據(jù)中、反映中下地殼結構的P2P和P3P在紅河斷裂附近走時曲線均有變化、為紅河斷裂切割至下地殼提供了直接證據(jù)。由于本研究觀測系統(tǒng)較為稀疏、紅河斷裂兩側PmP覆蓋不足、難以判定紅河斷裂是否錯斷莫霍面。在以往開展的一些人工地震測線中、徐鳴潔等(2005)根據(jù)接收函數(shù)反演結果中紅河斷裂下方地殼厚度存在突變推斷紅河斷裂是陡立的超殼斷裂；白志明等(2003)研究孟連—馬龍DDS剖面的結果暗示紅河斷裂是切割地殼的深大斷裂；也有層析成像結果顯示上地幔存在波速差異(Huangetal.、2012)?？紤]到觀測系統(tǒng)本身的不足、本文研究地區(qū)的速度結構中紅河斷裂下方上地幔頂端沒有明顯的橫向速度差異、缺乏判斷其為超殼斷裂的直接證據(jù)。但由于滇西地區(qū)地殼厚度自南向北逐漸加深、加之紅河斷裂中新世末以來存在2次右旋正斷位錯事件(向宏發(fā)等、2006)、且斷裂中段為典型的右旋走滑變形區(qū)(向宏發(fā)等、2004)、以及滇西地區(qū)可能存在下地殼物質流動等多重地質構造因素(Roydenetal.、1997；朱守彪等、2004)、使紅河斷裂深部運動十分復雜。因此、即使在紅河斷裂下方上地幔頂部沒有明顯的橫向速度差異、且反演結果顯示斷裂兩側Moho界面連續(xù)、也并不能說明紅河斷裂沒有深切上地幔頂部這一問題。所以、紅河斷裂在云縣—寧蒗剖面相交區(qū)域是否為超殼斷裂還有待進一步驗證、這也從側面反映了紅河斷裂各區(qū)段地殼上地幔速度結構存在較大差異的可能。

由本文剖面研究區(qū)域最終的速度結構可以得出以下主要結論：研究區(qū)域地殼P波平均速度為6.2～6.3km/s；紅河斷裂兩側的地殼結構存在很大的差異、橫向速度變化顯著、進一步說明其為1條大地構造板塊邊界；地殼由西南至東北逐漸加深、且地殼增厚主要來自下地殼的增厚；測線北段金沙江與永勝地區(qū)之間地殼內有局部低速異常、這是由于程海斷裂走向與測線布設方向近一致、令此段剖面所在的區(qū)域地殼破碎程度高、殼內出現(xiàn)的較大范圍的低速異常反映了程海斷裂下方極其復雜的地殼結構。

致謝本研究得到了中國地震局鄭州物探中心楊卓欣研究員、潘素珍高級工程師和諸多同仁的悉心幫助和指導、以及王椿鏞研究員和張先康研究員在分析解釋方面給予的幫助、在此表示深深的謝意。

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Abstract

The Red River Fault in western Yunnan is one of the longest strike-slip faults in China and has a high seismic potential. To investigate its complicated structure、a near-NS directed 300km long wide-angle reflection/refraction seismic profile was laid out from Yunxian to Ninglang、across the Red River Fault. The 2-D velocity structure model along the profile was obtained through 1-D and 2-D analysis and fitting the observed data with combination of first-arrival traveltime tomography and forward modeling. The results indicate: In the crust、the average P-wave velocity is 6.2～6.3km/s and basically shows a positive gradient structure、but there are some low velocity anomalies at different area in upper and lower crust. Regarding the crust boundary、a relative large lateral variation exists in the depth of Moho、which goes deeper from south to north、ranging from 45km to as deep as 54km; compared to other typical continental crust、the study area demonstrates a striking thickening. It should be mentioned that the crustal thickening is mainly observed in the lower crust、while the upper and middle crust possess nearly constant thickness. We observed strong seismic velocity contrast across the Red River Fault、which emphasizes the role of the fault as an important tectonic boundary between Yangtze paraplatform and Sanjiang geosynclinal system. Along the profile、the Moho depth has no remarkable variation when crossing the Red River Fault. Combining with other study results on nearby area、it proves that there is notable heterogeneity between different parts of the Red River Fault.

CRUSTAL STRUCTURE FROM YUNXIAN-NINGLANG WIDE-ANGLE SEISMIC REFLECTION AND REFRACTION PROFILE IN NORTHWESTERN YUNNAN、CHINA

CHEN Si-wen1)WANG Bao-shan1)TIAN Xiao-feng2)WANG Fu-yun2)LIU Bao-feng2)LI Lu1)

1)KeyLaboratoryofSeismicObservationandGeophysicalImaging,InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration、Beijing100081、China2)GeophysicalExplorationCenter、ChinaEarthquakeAdministration、Zhengzhou450002、China

western Yunnan、two￣dimensional crustal velocity structure、wide-angle reflection/refraction、Red River Fault

10.3969/j.issn.0253-4967.2016.01.007

2014-10-09收稿、2015-10-02改回。

地震行業(yè)科研專項(201208004)、中國地震局地球物理研究所基本科研業(yè)務專項(DQJB10A01)、國家自然科學基金(41222029、41104038)、云南省陳颙院士工作站(20141C007)與新疆維吾爾自治區(qū)科研機構創(chuàng)新發(fā)展專項資金(2013016)共同資助。

王寶善、研究員、E-mail：wangbs@cea-igp.ac.cn。

P313.2

A

0253-4967(2016)01-0091-16

陳思文、女、1988年生、2015年畢業(yè)于中國地震局地球物理研究所、獲碩士學位、主要從事地殼主動源探測方面的研究工作、E-mail：chensw1228@gmail.com。