滇西地区的红地震

滇西地区的红地震

0断裂发育特征滇西位于青藏高原东南缘，东与扬子地块接壤。受印度-欧亚大陆冲突的影响，该地区地壳严重变形，存在严重的扰动。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;Schue562reretal.,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延伸经程海、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。为了解云南地区深部构造背景,中国在20世纪80年代开展了“滇深82”和“滇深86”(Huetal.,1986;Kanetal.,1986)2项研究工程,布设了4条深地震探测测线,获得了地壳上地幔速度结构的一些重要特征。除了地震方法外,科学家们运用各种地质和地球物理方法在此处开展了大量的研究,如利用天然地震波资料开展的体波与面波层析成像(Yaoetal.,2006;Huangetal.,2012)、利用接收函数方法得到地壳S波波速和泊松比(吴建平等,2001;Huetal.,2005)、横波分裂(常利军等,2006;Huangetal.,2007)、噪声成像(Yangetal.,2012)等,这些研究成果在云南地区Moho界面埋深南浅北深,红河断裂是重要的构造边界断裂等方面具有较好的共识。然而,关于该区壳内低速层的分布及其形态、空间展布,红河断裂带不同区段的结构差异等方面的研究仍存在较大争议(吴建平等,2001;Huetal.,2005;Zhangetal.,2009;Huangetal.,2012)。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地质背景及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(100.14°E,24.45°N),经过弥渡、宾川、金沙江、永胜,止于宁蒗(101.00°E,27.03°N),全长约300km(图1)。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。本次探测沿剖面分别在云县,宾川,宁蒗实施3次吨级井下爆破激发(表1)。这几次爆破的炸药量不等(987~3303kg),炮点激发单井深度为60~65m,共布设150个PDS-2轻便数字地震仪,观测点距约2km,构成了较为简单的追逐相遇观测系统(图2)。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地壳二维速度结构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)。云县—宁蒗剖面提供的地震记录信息包括地壳结晶基底的回折Pg,地幔的反射PmP、折射Pn波组震相,壳内反射P1P、P2P、P3P波组震相(图3)。各震相的具体特征如下:在3次爆破剖面上(图3),初至波Pg和莫霍面反射波PmP震相清楚,可直接辨认。除此之外,还有3组来自壳内的反射波P1P、P2P、P3P,其能量虽较弱,但仍可辨认。另外,作为上地幔顶部的折射波Pn,在南北2炮记录中,其位于红河断裂北侧的震相记录相对清晰。剖面上折射震相的主要特征:Pg波的可观测范围在测线南段为80km,北段可达150km;振幅、走时变化均较大,说明上地壳的速度结构较复杂,也显示了南北2段上地壳结构的明显差异。图3SP1和SP2记录截面上Pg存在明显的走时变化,暗示了红河断裂两侧在上地壳存在较大的速度变化。Pn震相在SP1和SP5上约220km处开始出现,视速度为8.05km/s。壳内反射波有P1P波组:出现在Pg波之后,为来自上地壳底界面C1的反射波,能量较强,代表界面深度14~17km;P2P波组:为来自中地壳底界面C2的反射波,能量较P1P稍弱,代表界面深度21~24km;P3P波组:出现在P2P波组之后,为来自下地壳中C3界面的反射波,能量较强,代表界面深度27~31km。莫霍面反射波PmP波的特点是振幅强,容易辨认。SP1记录截面上(图3a),Pg波从炮点附近至100km左右为初至震相,视速度4.0~6.0km/s。壳内反射震相P1P、P2P、P3P在此剖面50~190km的震中距上均能较清楚地分辨;P1P波震相较弱,追踪距离较短,在100km后迅速衰减,其中红河断裂附近Pg和P1P存在明显的速度变化,暗示红河断裂错断了中上地壳。P2P和P3P震相相对较强,追踪距离较长。莫霍面反射波PmP在震中距110~230km范围内可连续追踪。上地幔顶部折射波Pn在215km后能较好地分辨,其视速度约为8.05km/s。SP2记录截面上(图3b),在南侧,Pg波从炮点附近至90km左右为初至震相;在北侧,从炮点到80km左右为初至震相,视速度3.5~6.0km/s,其中南侧Pg在近炮点视速度低于北侧和SP1,显示了上地壳结构的横向差异。在桩号300km附近的金沙江一带,Pg走时曲线出现明显的转折变化,显示了金沙江一带上地壳结构存在较大的横向变化。壳内反射震相P1P、P2P、P3P在此剖面40~150km的震中距上均能较清楚地分辨,P1P和P2P震相较SP1可连续追踪的距离稍长,且北支P2P的速度较高。在红河断裂附近,该记录截面上Pg和P1P同样存在明显的速度变化,进一步表明红河断裂有错断中上地壳的迹象。莫霍面反射波PmP在震中距110~120km范围出现,可连续追踪到测线两端。由于剖面长度的限制,SP2记录截面上未能观测到Pn。SP5记录截面上(图3c),在南侧,Pg波从炮点附近至90km左右为初至震相,在桩号300km附近金沙江一带,Pg走时曲线出现明显的转折变化,显示了金沙江一带上地壳结构的横向变化。在北侧,只有25km长的短距离接收,视速度3.5~6.0km/s。壳内反射震相P1P、P2P、P3P在此剖面50~180km的震中距上均能较清楚地分辨,P1P波震相可在距炮点50~150km的范围内追踪,P2P和P3P震相的追踪距离也比SP1和SP2的长。莫霍面反射波PmP震相较弱,在震中距170km左右出现,可连续追踪到测线南段超过250km,这种现象可能与测线北段莫霍面埋深加深有关。上地幔顶部折射波Pn在220km左右出现,其视速度约为8.05km/s,能量弱于SP1。但Pn波震相主要出现在红河断裂带以北的现象在过去的研究中也有体现(阚荣举等,1986)。3维速度拟合计算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;Cerveny,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。结合沿测线的隆起、坳陷、断裂等实际地质情况和已有的地质研究成果,我们在一维模型的基础上,建立了详细的二维初始地壳速度模型,再将沿测线的地表高程直接输入模型参与计算,然后对各炮点观测资料的反/折射震相走时、振幅通过动力学射线追踪Seis83程序(Cerveny,1979,1984)完成二维速度模型的正演拟合计算。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。图5—7所示分别为SP1炮、SP2炮、SP5炮相对应的射线路径及其相应的走时拟合效果。由图5—7可以看出,基于我们的二维速度模型计算得到的理论走时、各波组的振幅等特征与实测资料的记录特征达到较好的拟合。本研究中,共使用了660条走时记录(表2),其中164条震中距在150km范围内的初至到时记录用于约束顶部2层的速度结构及第1个速度界面的深度;用于约束壳内不同界面C1、C2和C3深度的反射波组,P1P、P2P、P3P到时数据分别有110、117和125个;100条PmP反射到时用于约束莫霍界面的形态;44条Pn折射到时用于约束上地幔顶部的速度结构;此外,中地壳和下地壳不同层位的速度由相应的震相远端折射到时来约束。4结构及界面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。上地壳结构:该层指自地表向下至C1界面之间的地层部分。包括基底回折波Pg控制的基底面和壳内反射波P1P控制的C1界面,共同反映了上地壳结构。由Pg波反演得到的基底面形态起伏大,深度在2.3~5.3km之间变化,宾川基底面厚度为4~5km,与白志明(2003)等宾川—遮放,洱源—江川测线所做层析成像的结果一致。基底面在剖面南段桩号130~145km和160~180km处变深4~5km,这与澜沧江断裂、无量山断裂和红河断裂形成一定程度的对应;在与中甸—思茅测线相交的景云桥地区,本文剖面下方基底面深度为3.5~4.2km,稍深于林中洋等人(1993)2.7~4.0km的结果;向剖面北段延伸,基底面在340~350km处明显变浅,埋深约2.5km左右。整个基底面到地表的速度结构形成1个强速度梯度层,由近地表面的2.9~4.0km/s到基底面之上的5.2~5.7km/s。宾川和景云桥地区该层的P波速度为5.4km/s左右,比以往测线相同位置的Pg波速度值略小。地表速度和剖面上的覆盖层厚层相关,剖面北段基岩出露较多,地层速度较高。由P1P反射波控制的C1界面除了在红河断裂处(桩号170~180km)深度达到16.8km外,起伏较基底面小,基本稳定在14.5~15.8km左右。该层的P波速度为6.02~6.23km/s,横向速度变化显著。红河断裂南侧,P波速度约为6.05km/s,与中甸—思茅的速度结果一致(林中洋等,1993);断裂北侧速度发生较大跃升,至6.25km/s左右。这种速度的横向大幅度跃变在澜沧江断裂、无量山断裂、程海断裂处都分别有不同程度的体现。C1界面的速度跳跃为6.08~6.26km/s到6.23~6.36km/s,跳跃差在0.10~0.20km/s。中地壳结构:该层是指C1与C3界面之间的层位,中间包括由反射P2P波控制的C2界面,深度约在22km左右。由反射波P2P和P3P的走时约束着中地壳的界面深度。限于射线覆盖,二维模型中地壳有效分辨范围在桩号130~370km之间。从界面形态看,C3界面与C1界面起伏变化基本一致。从速度结构来看,该层表现为1弱速度梯度层,上下边界速度值分别为6.20km/s和6.55km/s,与“滇深82”、“滇深86”工程中的3条测线(图1)结果相同(Huetal.,1986;阚荣举等,1986;林中洋等,1993;Zhangetal.,2009)。从横向速度变化来看,沿剖面无量山断裂以北至红河断裂以南,以及走向与剖面几乎一致的程海断裂的北端存在着低速异常,在横向上速度与前后层相差约0.1km/s。该层埋深27.1~31.0km,较其他3条测线稍深(Huetal.,1986;林中洋等,1993;Zhangetal.,2009);厚度为12.5~16.5km。与上地壳相比,中地壳继承了上地壳层中的低速异常,但厚度变化不如上地壳明显。下地壳结构:从C3界面到莫霍面之间的层位为下地壳,其由壳内反射波P3P和莫霍面反射波PmP控制。限于射线覆盖,二维模型中地壳有效分辨范围在桩号150~350km之间。该层的界面形态呈明显的南浅北深的趋势,南段最浅处为45.0km,往北逐渐加深至54.0km,层厚度变化幅度较大,为16.2~23.0km;而宾川以及景云桥附近以往研究的莫霍面深度约为42~45km(阚荣举等,1986;林中洋等,1993),本文南侧剖面结果稍深。该层的P波速度变化范围为6.49~6.90km/s,比3条相交区域的速度研究结果稍低(阚荣举等,1986;林中洋等,1993)。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。上地幔顶部:本剖面SP1和SP5均有Pn记录;SP2因为剖面长度原因,未记录到Pn波。结合射线追踪,走时拟合及合成地震图显示地幔P波速度随深度增加而加大,上地幔顶部为8.0km/s左右,比Hu等(1986)、阚荣举等(1986)等人的研究结果稍低。5测试结果与波速差异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(Huetal.,1986;林中洋等,1993;张中杰等,2005;李永华等,2009;Zhangetal.,2009)。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,分别为14~16km和12~16km,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(Huetal.,1986;林中洋等,1993;张中杰等,2005);同时张忠杰等(2005)认为下地壳增厚的原因是多重的,可能与特提斯洋壳俯冲、消减、碰撞造山和壳幔一系列复杂的相互作用有关。同时,莫霍面的连续可能在超临界震中距附近产生大振幅的SmS震相,对于此区域的强地面震动具有放大效应(罗艳等,2010)。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。红河断裂西南侧为与沉积盆地对应的低速异常区,东北侧则表现为高速异常,这可能与地表出露的玄武岩有关;白志明(2003)等也认为此处有玄武岩隆起。红河断裂带两侧的速度差约为0.2km/s,一直延伸到下地壳,从速度差异推断红河断裂在地壳范围内倾向SW,层析成像结果表明红河断裂下方上地幔波速异常的分界有向SW移动的趋势(Huangetal.,2012),与本文地壳内的错动倾斜趋势一致。遮放—宾川,孟连—马龙测线上红河断裂上地壳内的倾向也与本文相同,但其判断红河断裂深部为NE倾向(白志明等,2003),这点在本次剖面速度结果中没有体现。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;白志明等(2003)研究孟连—马龙DDS剖面的结果暗示红河断裂是切割地壳的深大断裂;也有层析成像结果显示上地幔存在波速差异(Huangetal.,2012)。考虑到观测系统本身的不足,本文研究地区的速度结构中红河断裂下方上地幔顶端没有明显的横向速度差异,缺乏判断其为超壳断裂的直接证据。但由于滇西地区地壳厚度自南向北逐渐加深,加之红河断裂中新世末以来存在2次右旋正断位错事件(向宏发等,2006),且断裂中段为典型的右旋走滑变形区(向宏发等,2004),以及滇西地区可能存在下地壳物质流动等多重地质构造因素(Roydenetal.,1997;朱守彪等,2004),使红河断裂深部运动十分复杂。因此,即使在红河断裂下方上地幔顶部没有明显的横向速度差异,且反演结果显示断裂两侧Moho界面连续,也并不能说明红河断裂没有深切上地幔顶部这一问题。所以,红河断裂在云县—宁蒗剖面相交区域是否为超壳断裂还有待进一步验证,这也从侧面反映了红河断裂各区段地壳上地幔速度结构存在较大差异的可能。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)