宽角反射/折射剖面分析范文

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《地震地质杂志》2016年第一期

摘要

位于滇西地区的红河断裂是中国最长的走滑断裂之一，具有很高的地震潜势。为了调查红河断裂的复杂结构，在滇西地区穿过红河深大断裂带完成了1条由云县至宁蒗近SN向长300km的宽角地震反射/折射剖面。结合初至波走时成像及正演建模方法，对该测线观测数据进行了一维、二维分析拟合，获得了该地区沿测线的二维地壳速度结构模型。结果显示:地壳P波平均速度为6.2～6.3km/s，基本呈现为1个均匀的正速度梯度结构，但在中地壳和下地壳不同区域有部分低速异常;沿测线Moho界面埋深存在较大的横向变化，自南向北明显变深，南侧Moho埋深约为45km，北侧Moho埋深可达54km，较之典型的大陆地壳，存在明显的增厚现象;而沿测线中上地壳厚度变化不大，地壳增厚主要缘于下地壳厚度的增加;以红河断裂为界，地壳结构存在明显的横向差异，暗示了红河断裂作为扬子准地台和三江地槽系构造边界的作用;测线穿过区域红河断裂两侧没有明显的Moho埋深变化，结合临近区域的其他研究结果，表明红河断裂在不同区段存在较大的差异。

关键词

二维地壳速度结构宽角反射/折射红河断裂滇西地区

引言

滇西地区位于青藏高原东南缘，东邻扬子地块;受印度－欧亚大陆碰撞影响，区内地壳强烈变形，深大断裂纵横交错。其中红河断裂作为青藏东南缘1条醒目的大地构造边界，具有漫长的发育历史和十分复杂的演化过程(Peltzeretal．，1988;Schreretal．，1990)。红河断裂带东北侧为扬子准地台，西南侧为三江地槽系。在这2个一级构造单元的构造演化和地层发育以及地壳剧烈运动和变形的整个过程中，红河断裂带始终起到了活动块体间相对运动与变形的转换或调节作用(Tapponnieretal．，1990)。根据断裂带两侧地震和震源机制解分析，红河断裂的活动方式主要为走滑型，同时伴有正断型和少许逆冲型，且区域应力反演结果表明红河断裂周围最大主应力轴呈现顺时针旋转的空间变化规律(Zhaoetal．，2013)。而滇西地区的澜沧江断裂带属于深大断裂带，总体走向近SN，在云县北部形成明显的大拐弯(王绍晋等，2007)，是控制滇西地区地质发展的主干断裂。滇西北地区的程海断裂北起宁蒗附近，向SW延伸经海、宾川，再向S交会于红河断裂带上，是1条新生代强烈活动的左旋走滑兼逆冲断裂(谭筱红等，1999)。滇西地区特殊的构造环境、复杂的地质背景和活跃的地震活动，使得该区成为大陆地球动力学、强震孕育及监视、地壳演化等地学问题的天然试验场。为进一步揭示研究区域的地壳深部结构，同时为宾川固定气枪发射台开展的人工震源地下介质监测研究提供参考(王宝善等，2011)，我们于2012年6月完成了自云县，经宾川到宁蒗的长约300km的人工地震宽角反射/折射剖面，通过对该深地震测深数据进行分析处理，建立了研究区域沿剖面的二维精细地壳速度模型，并对该区的地壳速度结构进行了研究，对其可能的地质环境和构造背景含义进行了解释，以期深化对本区深部结构及其动力学机制的理解。

1、人工地震测深剖面位置与观测系统

本次深地震宽角反射/折射测线南端始于云南云县经过弥渡、宾川、金沙江、永胜，止于宁蒗测线先后穿过三江地槽系和扬子准地台2个一级构造单元，地形高差悬殊，海拔1020～2986m。该测线南端与南定河断裂北段斜交，南段近垂直于澜沧江断裂、无量山断裂和红河深断裂，北段与复杂的程海断裂走向基本一致。因而测线资料的解译适用于研究区不同块体速度结构特征及其演化的研究与理解，也适用于宾川、云县一带深部构造特征的探测。为了消除和减轻人为活动造成的干扰，本次探测中所有地震波激发和接收工作都在凌晨时分进行。

2、地震测深剖面震相特征

从炮点记录截面图中标定震相，并对每个震相进行分析是人工地震测深中尤为基础和重要的工作。不同的震相性质和差异都与测区区域构造演化密切相关，是不同地壳结构构造特征的体现(嘉世旭等，1995)。

3、二维地壳速度模型

通过上述主要地震震相分析，我们拾取了相应的走时，并通过试错法对所有单炮记录进行拟合，得到了一维地壳结构模型(图4)。在此基础上，我们利用射线追踪(Cerveny，1979;Cer-veny，1984)计算了理论走时，并将其作为二维地壳结构模型建立的初始模型。在拟合过程中，我们遵循由浅到深依次调整拟合上地壳、中地壳、下地壳的速度结构和界面深度的方法，反复使用Seis83程序进行理论计算，最终实现理论走时与实际到时的充分拟合。本研究中，基于最终的二维速度模型得到的理论走时、振幅与观测资料相比，大多数点拟合误差在±0.1s左右。对于个别误差较大的点，有些可能是由于炮点偏离测线或测线本身的弯曲造成的;有些则是由于地质结构的复杂性造成的。综合考虑以上各种因素，最终我们在一定的误差范围内选取1个合理的速度模型。

4、地壳上地幔结构与构造特征

研究区地下构造十分复杂，破碎程度高(Huangetal．，2012)。从得到的地壳介质地震波速度模型(图8)和射线追踪图(图5－7)可以看出，该剖面地壳厚度和壳内反射射线分布等在横向上具有强烈的非均匀性，主要界限位于红河断裂，且沿剖面所跨过的断裂都在速度结构上有不同程度的体现。我们根据得到的速度结构将研究区域的地壳分为3层，其中，反射波P1P确定的C1界面以上的部分看作上地壳，由P3P波组的反射深度确定的C3界面和C1界面之间的层位称为中地壳，C3界面到PmP反射波所控制的莫霍面之间的部分称为下地壳。P波速度结构在下地壳基本呈现1个较均匀的正速度梯度层，但在红河断裂南侧横向速度存在1个弱的低速异常，而这种低速异常以更弱的方式出现在程海断裂北端。限于观测系统，下地壳射线覆盖较为稀疏，本研究所得下地壳结构复杂程度较低。然而红河断裂两侧的速度差异和程海断裂北段的低速异常仍在有效射线覆盖范围内。

5、讨论与结论

剖面地壳厚度呈现西南浅东北深的趋势，南起点云县地壳厚度为45km，北侧地壳深至54km，地壳厚度的这种变化趋势与滇西地区以往的多数地球物理探测结果一致.在测线中段的宾川地区，莫霍面深度与Hu(1986)的结果一致，但稍深于白志明(2003，2004)有限差分反演的结果。从剖面结果看，上地壳和中地壳厚度变化不大，剖面地壳增厚主要归因于下地壳的厚度增加，西南侧下地壳厚度为16km左右，而东北侧厚度高达23km。这种主要由下地壳增厚引起的地壳总厚度变化现象在已有的人工地震测深成果中屡有体现.速度结构结果显示，整个剖面中，速度横向变化差异最显著的地方位于红河断裂带。红河断裂是1条长期演化发展的深大断裂，至少始于前古生代，在新生代早期，受喜马拉雅运动的影响，它主要表现为左旋走滑，晚新生代时慢慢转换为右旋走滑活动(张建国，2009)。澜沧江断裂和红河断裂之间的上中地壳出现明显的低速异常，其两侧的速度差异十分明显，这与以往体波成像(Huangetal．，2012)和接收函数(Huetal．，2005;李永华等，2009)研究得到的红河断裂两侧P、S波速度甚至波速比都存在明显差异一致。从速度差异判断断裂的切割深度分析，红河断裂在本条速度结构剖面上显示为1条深大断裂，至少切割至下地壳。本研究观测数据中，反映中下地壳结构的P2P和P3P在红河断裂附近走时曲线均有变化，为红河断裂切割至下地壳提供了直接证据。由于本研究观测系统较为稀疏，红河断裂两侧PmP覆盖不足，难以判定红河断裂是否错断莫霍面。在以往开展的一些人工地震测线中，徐鸣洁等(2005)根据接收函数反演结果中红河断裂下方地壳厚度存在突变推断红河断裂是陡立的超壳断裂;测线南段的无量山断裂、澜沧江断裂和南定河断裂在本文的速度结构剖面中3条断裂区域下方都显示有不同程度的低速异常。受观测系统限制，本研究结果中无量山断裂位于下地壳可分辨区边缘，在可分辨区范围内，澜沧江断裂位于中地壳可分辨区边缘，在可分辨区范围内。无量山断裂从速度差异判断其倾向NE，至少切割了下地壳，与其在遮放—宾川剖面结果显示的切割深度一致(白志明等，2003);在孟连—马龙剖面无量山断裂被推断为超壳断裂(白志明等，2004)。澜沧江断裂是第四纪活动断裂，不仅将三江地槽系划分成保山地块与思茅地块，也是冈瓦纳板块与华南板块的界限。在本次剖面研究结果中，澜沧江断裂下方低速异常略倾向NE，可能穿过基底层，切割上地壳，但是否与无量山断裂相交甚至最终与红河断裂在深处交会还需要更进一步的研究。孟连—马龙剖面中澜沧江断裂显示为具有NE倾向的基底层断裂(白志明等，2003)，且与红河断裂在约20km深处汇聚。另外，在宾川南侧，程海断裂南端起始段下方有明显的横向速度异常，差异最大达到0.2km/s，一直深入到上地壳底部，南侧为高速异常，北侧的低速异常横向向N延伸至测线约280km处，对应着宾川地区位置，这可能和宾川盆地中填充的松散沉积物有关。金沙江地区下方出现1个高速异常体。测线上金沙江以北至永胜地区下方，中地壳和下地壳都有不同程度的低速体(测线北段射线有效覆盖区在桩号350km以南，该区段低速存在射线覆盖)。由于测线走向与程海断裂基本平行，而程海断裂具有悠久的发育历史，经历了新生代以左旋走滑兼逆冲推覆为主的活动特征，到第四纪以正断左旋走滑为主要构造特征，从挤压到拉张的转变过程(谭筱红等，1999)。这也使得程海断裂的地下地质结构极其复杂。且程海断裂西侧发育有2组地裂缝(俞维贤等，2005)，据国家地震科学数据共享中心显示，历史上程海断裂北段永胜地区曾发生6次5级以上的强震，2次7级以上大震，最大震级为发生于1515年的7级，具有地震活动水平高，孕震能力很强，地壳破碎程度高等特点，这给此段测线区域的解释工作带来了一定的困难，地壳中出现的低速体也可能与测线实际展布不完全与程海断裂平行有关。致谢本研究得到了中国地震局郑州物探中心杨卓欣研究员、潘素珍高级工程师和诸多同仁的悉心帮助和指导，以及王椿镛研究员和张先康研究员在分析解释方面给予的帮助，在此表示深深的谢意。

参考文献

白志明，王椿镛．2003．云南地区上部地壳结构和地震构造环境的层析成像研究［J］．地震学报，25(2):117—127．

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［J］．地球物理学报，47(2):257—267．

常利军，王椿镛，丁志峰．2006．云南地区SKS波分裂研究［J］．地球物理学报，49(1):197—204．

邓起东．2007．中国活动构造图(1︰400万)［CM］．北京:地震出版社．

嘉世旭，刘昌铨．1995．华北地区人工地震测深震相与地壳结构研究［J］．地震地质，17(2):97—105．

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

李永华，吴庆举，田小波，等．2009．用接收函数方法研究云南及其邻区地壳上地幔结构［J］．地球物理学报，52(1):67—80．

作者:陈思文 王宝善 田晓峰 王夫运 刘宝峰 李璐地址: 中国地震局地震观测与地球物理成像重点实验室( 中国地震局地球物理研究所)  中国地震局地球物理勘探中心