滇西地区位于青藏高原东南缘，东邻扬子地块，西接缅甸块体.新生代以来，受印度-欧亚陆陆碰撞影响，该区陆内变形强烈，地表地质构造主要以北北西-近南北向的走滑变形为主.其中的哀牢山-红河构造带是区内一条重要的缝合带^[1]，也被认为是川滇块体的西南边界，是大陆块体向东南侧向逃逸过程中的重要陆内变形带，对印度-欧亚碰撞导致的陆内变形与运动起着重要的调节作用^[2].而小江断裂作为川滇地块与华南地块边界断裂，也是一条强震发生带.据历史记载，自公元1500年以来，沿断裂带共发生4.7级以上地震38次，其中3次地震接近于8级^[3].小江断裂南段则与北西走向的曲江断裂和红河断裂相互交汇，构成一特殊而复杂的构造格局-楔形断块构造，控制着该区的地震活动性^[3-4].该区具有特殊的构造环境和频繁的强震活动，是研究大陆动力学、大陆强震孕育环境和监测未来强震危险区的理想场所^[5-7].

为研究大陆动力学与大陆强震孕震环境，数十年来，地学家在该区开展了大量地球物理的研究工作.如，利用天然地震波资料开展的体波与面波层析成像^{[5-6, 8-10]}、接收函数^[11-12]、噪声成像^[13]等研究所揭示的地壳上地幔结构，为研究该区主要断裂带的深部特性、地震孕震环境等提供了重要的深部资料.由于研究区多数地震发生在地壳内部^[14]，因此精细地壳结构的确定，对于开展地震精定位和地震孕育过程等研究工作显得尤为重要.

人工地震测深是获取深部地壳信息的最直接、最有效的手段^[15-21].为探测研究区详细的地壳结构，自上世纪80年代以来，中国地震局、中国科学院和部分高校曾经先后在该区布设了多条地震探测剖面（如，云南遮放-宾川、洱源-江川、晋城-马龙、丽江-者海和思茅-中甸地震测深剖面）^{[7, 21-25]}.科学家们曾经先后多次分析和处理上述测深资料^{[7, 17-18, 20, 22-28]}，基于对这些探测资料的解释，云南地区地壳结构的主要特征表现为，Moho界面埋深南浅北深；红河断裂是一条重要的边界断裂等，这些研究结果与已有的天然地震观测相一致.然而，不同的人工地震测深解释与天然地震观测研究中关于地壳低速层的分布及其形态等方面的研究仍存在很大争议^{[5-7, 13, 17-18, 22-23, 28]}.

为进一步揭示研究区的深部精细结构，我们于2011年12月在滇西开展了一次以三维地壳结构为目的的深部探测计划，其中云南沿普洱到泸西一线，实施了一条长360km的地震宽角反射/折射剖面，通过对该探测剖面的数据进行分析处理和解释，构建了沿剖面的二维地壳精细速度模型，并对其可能的地质含义进行了解释，以期能对深化认识该区地壳结构、构造及其动力学等提供深部证据.

本次地震宽角反射/折射测线西南端始于云南普洱（东经101°9.3750′，北纬23°10.2173′），往东北经墨江、石屏、通海、弥勒、终于泸西（东经104°00′，北纬24°28.9248′），全长约360km，测线方位角N65E°（图 1）.从大地构造位置上看，该测线穿越了思茅地块，哀牢山-红河缝合带及扬子地台的南段，此外，该测线还近垂直于红河断裂、楚雄-通海断裂，而与小江断裂斜交.因而该资料的解译不仅有利于研究区不同块体速度结构特征及其演化的研究与理解，也较有利于红河、楚雄-通海断裂带深部构造特征的探测与控制.

图 1

Fig. 1

图 1 宽角反射/折射剖面位置和研究区主要活动构造[29]示意图 红色和蓝色圆分别代表 1973-2013年5月20日里氏震级≥4. 5的地震震中位置和测线上检波器位置. Fig. 1 Location map of the wide-angle seismic profile in this study, with the main active structure in western Yunnan The red circles represent the locations of the historic earthquakes (≥4. 5) during the period from 1973 to May 20, 2013, while the blue ones represent detectors' along the profile[29].

本次探测沿剖面分别在普洱、墨江、弥勒和泸西等地布设了4个炮点（表 1），进行了井下爆炸激发地震波场.炸药使用地震探测专用震源药柱，炸药量从1785kg到2499kg不等.本次井下组合爆破中单井深度50~70m深.为保证波组的连续追踪、对比及对地下介质的多次覆盖和交叉采样，炮点间距位于60~180km之间（图 2）.在观测过程中，使用了80套DAS-1（2）型数字地震仪同时记录，仪器间隔3~5km.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.

表 1(Table 1)

表 1 炮点参数1览表 Table 1 Shot parameters list

表 1 炮点参数1览表 Table 1 Shot parameters list

图 2

Fig. 2

图 2 滇西地区普洱一泸西DSS测线地质构造(a)及观测系统(b)图 Fig. 2 Layout chart (a) and geological structure (b) of Puer-Luxi wide-angle seismic profile

本研究对沿剖面获得的4炮爆破观测资料进行了处理和研究（表 1，图 3）.通过对比分析，我们识别了反映不同深度、属性的7组主要P波震相：Pg、P1、P2、P3、P4、Pm和Pn等（图 3）.这些主要震相及其特征描述如下：

图 3

Fig. 3

图 3 本次研究实测地震记录截面及震相拾取图(折合速度6. 0km/s)红色虚线表示拾取的走时. (a)SP12炮；(b)SP13炮；(c)SP9炮; (d)SP10炮. Fig. 3 Seismic data from the four shots recorded along the profile Red dotted lines represent travel time picked (reduced travel time=6. 0 km/s). (a) Shot SP12; (b) Shot SP13; (c) Shot SP9; (d) Shot SP10.

在四个剖面上（图 3），Pg和Pm波震相清楚，可直接辨认，其中Pg为初至波，Pm为来自Moho面的能量很强的反射波.除此之外，还有四组来自壳内的反射波P1、P2、P3、P4，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，在各炮记录震中距150km以外可识别.

综合来看，Pg波的可观测范围为140km之内，振幅、走时变化均较大，说明上地壳的速度结构较复杂.Pn波出现在震中距140km之后，视速度为7.7~8.3km/s，表现为剖面西侧比东侧视速度低.

壳内反射波有：P1波：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，代表界面深度约12~14km；P3波：为来自中地壳底界面C3的反射波，能量较P1稍弱，代表界面深度约23~26km.P4波组：出现在P3波之后，为来自下地壳中C4界面的反射波，能量较强，代表界面深度约29~32km.Moho面反射波Pm波的特点是振幅强，容易辨认.根据其折合走时的分布情况，可以发现该剖面上Moho深度具有西浅东深的特点.

另外，有一组来自中地壳的中C2界面的反射波P2，只出现在元江炮（SP13炮）的记录中，能量较弱，该界面深度约20km左右.

SP12记录剖面上（图 3a），Pg波从炮点附近至100km左右为初至震相，视速度从4.80~6.00km/s.壳内反射震相P1、P3、P4在此剖面80~140km的震中距上均能较清楚地分辨，其中P3、P4震相能量比P1较强.Moho面反射波Pm在震中距80~240km范围可连续追踪.上地幔顶部折射波Pn在140km后能较好分辨，其视速度约为7.5km/s.

SP13记录剖面上（图 3b），炮点东西两侧的Pg波有明显差异，其西侧较东侧的折合走时要慢.结合SP12炮记录，可推断其西侧结晶基底以上的速度明显较东侧要低.炮点东侧Pg波可从炮点附近清楚地追踪至60km左右，60km后震相不明显，10~40km其视速度为5.35~6.30km/s，40~60km后视速度增至6.4km/s.Moho面反射波Pm在90~200km可清楚分辨.上地幔顶部的折射波Pn在160~220km可较好分辨，其视速度约为8.05km/s.

SP9记录剖面上（图 3c），炮点西侧Pg波可追踪至100km左右，为初至震相，其到时变化较大，视速度约为5.40~6.30km/s.壳内反射震相P1、P3、P4在震中距40~150km可分辨，P1波能量在震中距100km后迅速衰减.Moho面反射波Pm在90~200km范围可较好追踪.上地幔顶部的折射波Pn在180km以后能清楚分辨，其视速度约为8.05km/s.

SP10记录剖面上（图 3d），Pg波可从炮点附近追踪至140km左右，以后能量很弱，震相几乎不能分辨.壳内反射波P1、P4可在90~170km内较清楚分辨，但能量均较弱.与上述其它炮点激发记录相比，该记录上P2和P3这两组震相不发育.Moho面反射波Pm在80~190km之内能量很强，能很好地连续追踪.上地幔顶部的折射波Pn在180km左右开始可较好地识别，其视速度约为8.10km/s.

在完成上述主要地震震相分析的基础上，我们拾取了相应的走时值.研究中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.在1D模拟解释过程中我们利用射线追踪^[30]和反射率法^[31]分别计算了理论走时和理论地震图（图 4）.这些1D速度-深度模型将被用于2D初始地壳结构模型的建立.

图 4

Fig. 4

图 4 基于1D速度模型正演得到的SP12、SP13、SP9、SP10炮走时拟合图 实现代表计算的走时，黑点代表失去拾取. Fig. 4 Computed travel time data (continuous lines) of the four shots based on 1-D velocity model Dotted lines represent observed traveltimes.

然后使用SEIS83程序对单炮观测资料的反射/折射震相走时、振幅进行正演拟合，构建了沿剖面的二维地壳结构模型（图 5）.该程序中反射、折射震相走时正演模拟主要采用Cerveny ^{[30, 32]}提出的射线追踪方法.在2D模型构建过程中，采用了剥皮法依次由沉积层、上地壳、中地壳、下地壳自浅而深调整模型的速度与界面深度，反复使用SEIS83程序进行理论计算，最终使模型的理论计算结果与实测走时完全拟合.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；有些则是由于地质结构的复杂性造成.综合考虑以上各种因素，最终在一定的误差范围内取一个合理的速度模型.图 6-7所示分别为SP12炮、SP13炮、SP9炮相对应的射线路径及其相应的走时拟合效.由图可以看出，基于我们的2D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最佳的拟合.

图 5

Fig. 5

图 5 宽角反射/折射剖面二维地壳P波速度结构 Fig. 5 Two-dimensional P wave velocity model along the wide-angle seismic profile

图 6

Fig. 6

图 6 基于2D速度模型(图 5)正演得到的SP12炮走时拟合(a)及射线追踪(b)图 Fig. 6 Forward modeling resutt of shot SP12 from 2-D velocity model (Fig. 5) (a) Computed travel time data; (b) Ray diagram. Traveltimes picked marked by circles, while computed traveltimes marked by the other patterning.

图 7

Fig. 7

图 7 基于2D速度模型(图 5)正演得到的SP13炮走时拟合(a)及射线追踪(b)图 圆圈代表拾取的走时, 其它代表拟合走时(下同) Fig. 7 Forward modeling resutt of shot SP13 from 2-D velocity model (Fig. 5) (a) Computed travel time data; (b) Ray diagram. Traveltimes picked marked by circles, while computed traveltimes marked by the other patterning

图 8

Fig. 8

图 8 基于2D速度模型(图 5)正演得到的SP9炮走时拟合(a)及射线追踪(b)图 Fig. 8 Forward modeling result of shot SP9 from 2-D velocity model (Fig. 5) (a) Computed travel time data; (b) Ray diagram. Traveltimes picked marked by circles, while computed traveltimes marked by the other patterning.

本次反演研究中，共使用了406条走时记录（表 2），其中91条震中距在140km范围内的初至到时记录用于约束顶部两层的速度结构及第一个速度界面的深度；用于约束壳内不同界面C1、C2、C3和C4深度的反射波波组，P1-P4到时分别为61、19、49和53条；97条Pm反射到时用于约束Moho界面的形态；36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到时与振幅来约束.

表 2(Table 2)

表 2 用于反演约束地壳模型的地震震相记录及参数 Table 2 Number of traveltimes picked for each phase from each shot

表 2 用于反演约束地壳模型的地震震相记录及参数 Table 2 Number of traveltimes picked for each phase from each shot

通过对本次探测剖面的折射、反射波组震相识别、模拟，我们得到了沿剖面的地壳速度结构与壳内界面的几何形态（图 5）.本文研究将其中反射波组P1确定的C1界面以上部分为上地壳；P3确定的C3界面和C1界面之间部分为中地壳；P3波组反映的C3界面和Pm波组控制的Moho界面之间的层位为下地壳.

该层是指自地表向下至C1界面之间的地壳层位，它是由初至波、基底折射波Pg及壳内反射波P1等波组信息约束得到的.上地壳部分由两个亚层组成：其上覆的沉积层厚约2~5km，其中玉溪盆地下方沉积层厚度最大，P波速度范围为4.4~4.85km/s；基底界面深度约2~6km，P波速度为5.5~6.0km/s，厚度为8~12km.整体而言，红河断裂两侧上地壳（尤其是基底部分）P波速度差异显著，其西南侧的P波速度为4.85~5.60km/s，而东北侧的P波速度为4.4~6.00km/s.

中地壳指C1和C3界面之间的层位.如前所述，上述界面与中地壳的速度主要依据壳内反射波P2、P3波组的走时与振幅所确定的.C1和C3界面之间还包含一个C2界面，但是由于我们只在SP13炮记录中识别出了P2反射震相，因而该界面在整个测线上的分布并不连续.该层位P波速度为5.95~6.30km/s，层厚为10~15km.与上地壳结构相比，其厚度与速度横向变化都不明显.该层位的地壳局部有低速异常出现.

图 9

Fig. 9

图 9 基于2D速度模型(图 5)正演得到的SP12(a)、SP13(b)、SP9(c)三炮理论地震图 Fig. 9 Theoretical seismograms of the three shots (SP12, SP13, SP9) form the final velocity model (Fig. 5)

下地壳是指由反射波组P3确定的C3界面与由反射波组Pm所确定的Moho界面之间的层位.下地壳也由2个亚层组成，该层位的P波速度变化范围为6.25~6.75km/s.与中、上地壳结构不同，该区下地壳的最大特点是低速层的出现，该低速层在红河断裂两侧均有显示.地壳最薄部分出现在测线西南端，其Moho埋深约35km，而向测线东北侧Moho埋深显著加深，其深度可达43km.

本文研究显示剖面下方上地幔顶部的P波速度介于7.90~8.00 km/s之间，这一结果与前人^[33-34]采用Pn波到时数据反演得到的上地幔顶部速度相似.

图 10给出了本文得到的地壳P波速度模型与该剖面附近地震台站的接收函数与面波联合反演结果^[35]的比较.结果显示，本文采用人工地震方法得到的地壳厚度与采用天然地震得到的地壳厚度异在2km之内.沿剖面地壳厚度由西南向东北逐渐增厚，其西南侧地壳厚约35km，东北侧地壳厚达43km.这一观测结果与已有的人工地震测深^{[7, 17, 23]}、接收函数研究^[11-12]及重力研究^[36]结果也相一致.该剖面还显示，上地壳的厚度变化不大，厚度在22~25km左右，但是下地壳厚度变化较大，其西南侧的下地壳厚约10km，而东北部则厚达18km左右，这也表明该区的地壳增厚主要为下地壳增厚.研究区中上地壳厚度变化不大，下地壳厚度变化剧烈的现象在以往的人工地震探测研究^{[17, 20]}中也有发现.张忠杰等^[17]认为这种下地壳增厚可能是特提斯洋壳俯冲、消减、碰撞造山及壳幔相互作用的结果.

图 10

Fig. 10

图 10 二维地壳P波速度结构和接收函数与面波联合反演S波速度模型的比较及解释 黑色线(a，b和c)分别表示接收函数与面波联合反演得到的思茅、通海和弥勒3个台站下方的S波速度模型[4]. Fig. 10 Comparison of active source 2-D modeling results (VP) in this study with joint inversion shear wave velocity results (VS) for three stations a. Simao station; b. Tonghai station; c. Mile station located near active source profiles[34].

沿剖面从西南到北东方向，地壳平均P波速度逐渐增加.其中红河断裂以西地壳平均速度为5.9km/s，红河与小江断裂中间地段的地壳平均速度为6.05km/s，小江断裂东侧的地壳平均速度为6.13km/s.本文得到的不同块体的地壳平均P波速度较Wang等^[20]在该测线以北探测到的P波速度要低0.1~0.2km/s.与全球大陆地壳平均速度（6.39±0.25km/s）^[37]相比，研究区的地壳平均P波速度明显要低，这也与该区强烈的构造活动现象相吻合.接收函数与面波联合反演得到S波速度模型显示，从西南到东北3个台站（思茅台、通海台和弥勒台）下方的地壳S波速度分别为3.42、3.49km/s和3.49km/s^[35].由此，可以推算上述三个台站下方的地壳波速比分别为1.70（泊松比0.23），1.73（泊松比0.25）和1.74（泊松比0.25）.其中通海台和弥勒台下方的波速比与李永华等^[12]采用接收函数H-k方法得到的结果一致，但是思茅台的波速比与李永华等^[12]采用接收函数H-k方法得到的结果（1.77±0.02）相差较大.我们认为造成这种差异的原因在于，思茅台地处本文研究剖面的SP12西南侧，而SP12西南观测系统的不完善导致了其下伏P波速度并不是十分可靠.本文观测得到的剖面下方地壳平均波速比/泊松比较全球大陆平均值（0.265）^[38]要低，但与其它造山带地区的地壳波速比/泊松比值相当.如，Galvé等^[39]也发现北羌塘增厚的地壳具有低的泊松比（0.25）.

根据本文研究探测到的不同深度的地壳P波速度，结合以往的接收函数和面波联合反演结果^[35]，我们也给出了不同深度地壳的泊松比（图 10）.研究结果显示，剖面西南侧上地壳具有异常低的P波速度和泊松比，这与TIPAGE剖面中南部^[40]和INDEPTH-III剖面北部上地壳的P波速度和泊松比值^[41]相当，暗示其下方上地壳以α-相长英质组分为主^{[38, 40-41]}；而剖面东北侧下方上地壳相对较高的P波速度和泊松比则暗示其上地壳组成以花岗岩-花岗闪长岩为主^[38].研究区下地壳的泊松比介于0.24~0.26之间，与全球其它地区的下地壳泊松比值（0.24~0.28）^[42]相比较，该区的下地壳泊松比显然属于其下限范围.该区的下地壳P波速度和泊松比暗示其下地壳上部组成以花岗岩相的片麻岩为主，而下地壳下部组成则以角闪石类岩石为主^[38].刘志浩^[43]通过对滇西碱性岩中的各种深源包体进行的系统研究表明，该区域的的深部地壳岩石组成类型主要为麻粒岩、片麻岩及角闪岩类岩石.

作为扬子地台与印支地块间的边界构造带，红河断裂是一条前新生代就已存在的重要断裂.始新世末，由于印度板块与欧亚板块的会聚碰撞，使得红河断裂表现出了以左行（或右行）走滑兼逆冲的特征^[2].本文结果显示，红河断裂两侧上地壳具有显著的速度差异，其西南侧上地壳速度较东北侧要低约0.4km/s.从速度异常形态看，红河断裂在上地壳范围内倾向西南，这一观测与白志明等^[26-27]的结果相一致，但与地表观测到的红河断裂倾向相反，这可能说明红河断裂的深、浅倾向发生了反转.本文研究还显示，尽管红河断裂两侧中、下地壳范围的P波速度与波速比没有显著变化，但是其两侧Moho深度明显发生跳变.事实上，已有的体波成像^{[5-6, 9]}、接收函数研究^{[11-12, 35]}都显示，红河断裂两侧不仅地壳P、S波速度，甚至波速比都存在明显的差异，这些都暗示红河断裂可能是一条超壳断裂，其两侧分别属于不同的构造块体.

小江断裂是本测线横跨的另一条重要断裂，自东川小江村起，小江断裂分东西两支，近乎平行向南延伸.本文研究显示，小江断裂东支明显切穿了结晶基底，但是其两侧的速度差异并不明显，这一观测结果与已有的人工地震测深研究^[26]相似.利用人工地震资料开展的上地壳结构成像结果显示，小江断裂西支没有穿透结晶基底的迹象^[26]，但是小江断裂东支切割深度较西支要深，可达6km左右.除此之外，研究还显示，小江断裂下方C1-C4等界面具有明显的挠曲现象，这一观测与前人^[20]在该测线以北开展的人工地震探测不谋而合.但与Wang等^[20]的结果不同的是，我们并没有观测到小江断裂两侧地壳厚度具有显著的差异.我们认为这两次广角反射探测结果的差异也许反映了小江断裂南北不同地段的具有不同的深部结构特征.

前述提及该剖面的中、下地壳部分存在明显的低速异常.已有研究^[14]认为，该区地震震源多位于地壳内，特别是中、上地壳深度范围内.为此我们推断，研究区地壳由脆性的、地震活动频繁的上地壳和韧性的中下地壳组成.

中国地震局地球物理勘探中心诸多同事和甘肃地震局周民都研究员参与了野外探测任务的实施.王夫运、段永红、王帅军等专家和老师在资料的采集、处理、解释过程中提供了帮助，在此向他们提供的帮助表示感谢.