2013, Vol. 56
印度-欧亚大陆碰撞是新生代地球上最为壮观的重大地质事件，它导致青藏高原快速隆升、周边地区强烈的造山运动、大型走滑断裂活动，以及大量物质的侧向逃逸.鲜水河-小江断裂带是在印度板块与青藏联合地体碰撞之后，继印度支那地体向南东侧向挤出及红河断裂左行走滑断裂形成之后产生的又一条新的陆内走滑断裂[1-3].小江断裂带（系）是中国大陆著名的强震活动带，由南北向的绿汁江、易门、普渡河、西小江和东小江断裂数条分支断裂构成，东西展布宽约200km，近300年来曾发生7级以上的地震4次，8.0级地震1次.作为青藏高原重要的东南部边界，小江断裂带在青藏高原物质向东逃逸过程中起到了十分重要的作用[1-5]，对该地区深部介质结构的研究，有助于深入认识大陆碰撞带的演化过程.
小江断裂带的深部地球物理研究一直受到人们的高度重视.20世纪80年代以来，有多条人工地震探测剖面穿过或部分穿过了小江断裂带[6-8]，这些观测为该地区地壳内部结构研究奠定了重要的基础.然而由于人工地震测深剖面数量不足，分布不均匀，很难获得有关这一地区地壳内部结构的整体认识. 20世纪90年代以来，在川滇地区开展了走时层析成像、面波层析成像、接收函数反演等地震学研究[9-21]，取得了许多很有意义的成果.但由于受地震观测台站平均间距的影响，小江断裂带及周边地区壳幔速度结构的分辨率仍然不高.
最近我们在小江断裂带地区布设了50个宽频带流动地震台站，与现有的固定地震台站相结合，在该地区形成了一个平均台间距约30km的宽频带地震台阵.本文利用2年的近震观测资料，采用走时层析成像技术对小江断裂带地区的P波三维速度结构进行了研究.
2 资料与方法2008年12月至2010年12月，我们在小江断裂带周边地区布设了50个宽频带流动地震台进行了为期2年的观测.本文采用的资料主要来自于2年的流动地震观测，同时也利用了小江断裂周边地区的73个固定地震台站的同期观测资料.图 1给出了流动地震台站及固定地震台站的分布.我们对流动地震观测资料进行了仔细的分析，对有多台记录的地震事件进行了震相分析和初步地震定位.在此基础上，利用区域地震台网的观测报告资料，对同一地震的震相资料进行合并，形成统一的震相数据资料.数据的挑选要求每个地震的观测震相数量超过8个，最大的走时残差为3.0s，共挑选了1425个地震，其中P波震相资料26356个，S波震相资料17311个.
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图 1 地震台站与震中分布图 圆点为地震震中位置，浅蓝色和深蓝色三角形分别代表为固定地震台站和流动地震台站.F1-红河断裂，F2-小江断裂，F3-小金河断裂.I川滇活动块体川西北次级块体，II-川滇活动块体滇中次级块体. Fig. 1 Distribution of seismic stations and epicenters used in this study Red dots represent epicenters.Permanent and temporary seismic stations are denoted by light blue and dark blue triangles respectively.F1-Red river fault, F2-Xiaojiang fault, F3-Xiaojinhe fault.I-North sub-block of Sichuan-Yunnan active block, II-South sub-block of Sichuan-Yunnan active block. |
本文采用了Zhao等[22-23]提出的走时层析成像方法研究该地区的三维速度结构.该方法可以在三维速度结构中考虑地壳和上地幔内部速度间断面的复杂形状，快速准确地计算三维介质中的理论走时.三维速度结构的参数化表示采用网格方法，其优点在于网格可以根据震中和台站位置的分布稠密程度而作不等间距划分，以保证每个网格内有足够的射线交叉覆盖.
研究区域三维速度模型的地理范围为北纬23°-27.5°和东经101.5°-104.5°，网格的水平间距为0.25°.垂直向共划分为8层，其中第1层位于1km深，第2层位于10km，其它节点以10km间隔增加.Moho面和康氏面的选取主要依据接收函数和人工地震测深获得的结果（如图 2）.一维初始速度模型的速度值综合考虑人工地震测深、初步反演后不同深度的平均速度调整获得.其中地表至康氏面的P波和S波速度分别为5.90km/s和3.41km/s，康氏面和Moho面之间的P波和S波速度分别为6.55km/s和3.78km/s，Moho之下采用参考地球模型（PREM）的速度值.
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图 2 层析成像反演中采用的地壳厚度分布模型 Fig. 2 Distribution of crustal thickness used for tomography inversion |
在速度结构反演过程中对地震进行了重新定位.为了提高地震定位精度，我们同时反演了P波和S波三维速度结构，并利用基于P波和S波三维速度模型计算理论走时.地震定位和速度结构反演交替进行，即根据初始三维速度模型对地震进行重定位，然后根据定位结果，在射线追踪的基础上进行速度结构反演，如此反复迭代，直达满足条件为止.采用这种反演方式共迭代了10次，最终的P波走时RMS残差为0.29s.
3 三维P波速度结构图 3（a、b）给出了海平面之下1km和10km深度的P波速度结构.异常体大多表现为条带状，长轴以南北向为主.在1km深度，普渡河断裂与东小江断裂之间表现为低速异常，小江断裂东侧，除了东川附近外，大多表现为高速异常，特别是在中段和南段，小江断裂成为东部相对高速和西部相对低速的分界线，表明小江断裂明显受到地壳介质结构的控制.则木河断裂以南至米易-会理-会泽之间表现为弱高速异常.攀枝花附近存在明显的高速异常.在10km深度，速度异常的总体特征与1km深度相近；弥勒、武定附近1km深度的局部高速异常体，在10km深度已明显减弱，表明为浅部局部异常.武定-昆明一带出现异常幅度较大的低速异常体.在10km深度的P波速度异常图中，该地区6级以上的强震主要分布在高低速的边界附近.
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图 3 不同深度的P波扰动速度分布图 实心圆代表Ms6.0以上的历史地篇的震屮位置.F1-红河断裂，F2-石屏一建水断裂，F3-楚雄一曲江断裂，F4-小江断裂，F5-普渡河断裂、F6-易门断裂、F7-绿汁江断裂 Fig. 3 Map showing P-wave velocity deviation at different depth Solid circle represents epicenter of historic earthquakes larger than Ms6.0. FI-Red river fault, F2-Shiping-Jianshui fault, F3-Chuxiong-Qujiang fault, F4-Xiaojiang fault, F5-Puduhe fault, F6-Yimen fault, F7-Luzhijiang fault. |
在20km深度（图 3c），主要的低速和高速异常体形态仍表现为南北方向长，东西向短的特征；在10km深度位于武定-昆明一带的低速异常，范围进一步扩大至绿汁江附近.小江断裂带的东边界主要分布在多个高低速异常体边界附近；在30km深度（图 3d），部分异常体的形态发生了明显的变化，26°N以南的异常体，其长轴方向转变为以东西方向为主.攀枝花附近的高速异常更为明显，并向南部延伸.在巧家附近，则木河与小江断裂的西南侧，出现明显的高速异常.
在40km深度以上（图 3e、3f、3g），25.5°N附近的东西向异常十分清晰，同时在红河断裂北侧出现明显的高速异常，高速异常体的北部边界随深度的增加向北偏移.在60km深度，25.5°N以北以低速异常为主，以南主要为高速异常.由于受台站分布的限制，石屏-建水断裂以南，在70km以上深度没有足够的射线分布，无法获得可靠结果.
我们曾采用检测板方法对研究区的分辨率进行了检测.发现大多数地区的横向分辨率可以优于0.25°，但仍然存在部分区域的分辨率低于0.25°.为了尽可能保留多数区域的高分辩率，并保留对大尺度异常体边界的高分辨率，我们仍采用水平方向0.25°的网格进行空间剖分，并采用恢复性试验方法对解的可靠性进行了估计.恢复性试验方法的基本原理是：根据层析成像反演获得的三维速度模型，计算与实际观测数据相同的各震相的理论走时，将计算获得的理论走时作为观测值，基于一维初始速度模型和给定的三维速度间断面分布，反演新的三维速度模型，通过对比新旧三维速度模型的差异，可以了解成像结果的可靠性.恢复性试验中采用的阻尼系数和光滑约束系数与利用实际资料进行层析成像反演时的完全相同.
图 4给出了恢复性试验的结果.图 4（a、b）给出了10km深度扰动速度分布的对比结果，图 4（c、d）给出了沿南北向剖面的速度分布对比.其中图 4（a、c）由观测资料反演获得，图 4（b、d）为恢复性试验获得的结果.可以看出，在图 4（b、d）中，除了个别异常体外，绝大多数异常体的形态都获得了很好的恢复，只是异常体幅度有所降低，同时异常体的形态变得更为光滑.恢复性试验结果的异常幅值降低和形态更为光滑，与反演中采用阻尼和光滑约束有关.恢复性试验的结果表明，反演结果具有较高的可信度.
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图 4 三维速度模型恢复性试验结果 (a)和（b)分别是根据实际资料和恢复性试验获得的10 km深度的速度结构.（c)和（d)分别为据实际资料和恢复性试验获得的沿l02.75°E的速度剖面结果.图中的虚线是射线密度为50的等值线，其上方区域的射线密度均大于50条. Fig. 4 Map showing recovery test result softhree-dimensionalvelocitymodel (a) and (b) are velocity structures at depth of 10 km obtained from observed data and recovery test respectively.(c) and (d) show velocity profiles along 102.75°E inverted from observed data and recovery test respectively.The dash line is the contour of the ray density of 50. In the region above the contour, the ray density is larger than 50. |
在攀枝花附近，地壳内部不同深度均存在分布范围不同的高速异常.1km（图 3a）和10km深度（图 3b）的高速异常为南北走向，主要分布在绿汁江断裂西侧，根据川滇地区的P波速度层析成像研究结果[14]，该异常体向北可延伸到小金河断裂.在20~40km深度（图 3d、3e），米易西侧、会东南侧及巧家附近的正异常随深度的增加逐渐与攀枝花附近的正异常相连，同时异常前缘向南扩展.在晚古生代256~259 Ma，云南、四川和贵州三省境内曾发生过大规模的峨眉山玄武岩喷发[24]，近年来的研究表明，这次喷发事件可能与地幔柱活动有关[25-31].攀枝花位于峨眉山玄武岩喷发前由地幔柱活动引起的地壳穹隆构造的核心部位[29]，地幔柱的活动曾导致基性和超基性幔源物质侵入地壳.沿磨盘山-绿汁江断裂、攀枝花-楚雄断裂、安宁河-易门断裂存在一系列镁铁质和超镁铁质侵入岩体[24, 32].张湘云等[24]认为地幔底辟、基底构造和深层次的伸展活动是导致该类岩体生成的主要因素，由于当时的张性构造环境尚处于萌发阶段，大量的岩浆不可能继续向上伸展，推测其深部应有规模更大的岩体.攀枝花南侧的东西向人工地震测深剖面揭示，在攀枝花附近上地壳速度明显增高，下地壳存在局部高速异常[7].由于人工地震测深只给出了沿观测剖面的结果，无法获得高速异常体的空间分布状况.层析成像结果揭示，该地区的高速异常在中下地壳具有更大的分布范围.实验室和人工地震探测对地壳岩石地震波速度的研究表明，镁铁质和超镁铁质岩石具有较高的P波速度[33-34]，我们推测攀枝花附近的高速异常体，可能是地幔柱活动早期在地壳穹隆过程中幔源物质侵入地壳形成的基性和超基性岩体造成的.
在欧亚板块碰撞导致青藏高原隆升的过程中，高原物质大量向东逃逸，川滇活动块体是向外逃逸速度最快的块体之一.川滇活动块体是鲜水河-安宁河-则木河-小江断裂带和金沙江-红河断裂带所围限的菱形块体，根据断层滑移量和古地磁的研究结果[35]，川滇活动块体可进一步划分为川西北次级块体和滇中次级块体等南北2个部分，它们为丽江-小金河断裂所分割.在断裂附近地形高度存在剧烈变化，断裂以北存在大量海拔4500~6500 m的山峰，平均海拔高度超过3500 m，南部平均海拔高度向南迅速降至2000m左右.地质调查表明断裂两侧差异运动明显，西北次级块体向SE的水平滑移速率值较滇中次级块体高2mm/a，晚第四纪以来的平均差异升降运动（逆）速率达1.0~1.3mm/a[35-36].是什么原因导致川滇活动块体内部两个次级块体之间较大的差异运动？迄今仍然很少研究.层析成像结果显示，地壳内部存在以攀枝花为中心的高速异常体，其北侧可到达丽江-小金河断裂附近，南部主要以26°N为界，在研究区的西侧局部地区可达南华-楚雄断裂.我们认为高速异常体是峨眉山玄武岩喷发早期大量基性和超基性岩侵入地壳内部造成的，地壳内部大量幔源物质的侵入增强了地壳介质的力学强度，并形成以攀枝花为核心的壳内坚硬块体，青藏高原物质向南挤出时受到了阻挡，导致北部地形的快速上升.
小江断裂带南端与红河断裂交汇部位是川滇活动块体的南部边界，在P波扰动速度异常图中，该地区中上地壳主要表现为低速异常，30km深度之下的中下地壳及上地幔则为明显的高速异常，其前缘随深度增加向北延伸（图 3，图 5）.小江断裂带新第三纪以来的水平错动量具有分段性：北段50km、中段42km、南段12km[36].GPS观测资料揭示，小江断裂中段及北段的左旋滑动速率为8~10mm/a，南段左旋走滑速率降低为4mm/a[37-38].在红河断裂北侧，由曲江断裂和石屏-建水断裂组成的曲江-石屏断裂带[39]以右旋走滑为主、兼具挤压逆冲特征，现代右旋水平滑动/剪切变形速率约为4.5mm/a[37]，该断裂带近500多年来发生5次7级以上、11次6级以上地震.根据P波速度异常的分布特征，我们认为川滇活动块体南部边界的形成不仅与红河断裂有关，而且与该地区中下地壳及上地幔的高速异常体存在有关（图 3，图 5）.向北倾斜的高速、高力学强度的异常体，阻碍了川滇块体向南的快速滑移，并在中上地壳低速异常区产生较大的变形，致使曲江-石屏断裂带在以右旋走滑为主的同时，兼具挤压逆冲的运动特征.高速异常体对川滇块体深部介质向南运动的阻挡作用可以从深部异常体的形态得到佐证：在24°N-26°N范围内，中上地壳低速异常体长轴方向为近南北向，而下地壳及上地幔低速异常体的方向转变为近东西向.中下地壳近东西向的低速异常体，可能是受北部以攀枝花为中心的高速异常体和南部以红河断裂附近的高速异常体双向挤压变形产生的.上地壳与下地壳之间介质结构特征的差异，也表明上地壳和下地壳之间的运动存在较大的差异.
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图 5 沿纬度方向的P波速度剖面图 （a）和（c）分别为沿101.75°E的P波扰动速度和绝对速度剖面；（b）和（d）分别为沿102.75°E的P波扰动速度和绝对速度剖面.图中的虚线表示断层，箭头表示块体运动方向.圆圈表示历史地震.图中白线表示射线密度为50的等值线，其上方区域内射线密度均高于50条. F1-红河断裂，F2-石屏-建水断裂，F3-楚雄-曲江断裂. Fig. 5 Vertical depth sections along the latitude direction (a) and (c) are vertical depth sections of the velocity perturbations and absolute velocities along 101.75°E, respectively; (b) and (d) are vertical depth sections of the velocity perturbations and absolute velocities along 102.75°E, respectively.The dash lines indicate faults, and arrows represent the direction of block movement.The solid circles represent historical earthquakes.The white line indicates the number of ray hit count as 50.In the region above the white line, the number of hit count is larger than 50.F1-Red River fault, F2-Shiping-Jianshui fault, F3-Chuxiong-Qujiang fault. |
SKS各向异性分裂研究表明[40-41]，上地幔S波各向异性的快波方向在川滇块体中北段（27°N以北）与块体的运动方向大致一致，但在中南段发生了明显的变化，在块体的南端附近转变为近东西向，近乎垂直于块体的运动方向，并与其南部的方向基本一致.由此推测，川滇块体南段附近的高速异常体（图 5a，5b）在上地幔范围内具有较大的延伸深度，并对上地幔深度范围介质的运动与变形起到了重要作用，即高力学强度物质的存在，使自身及其以南区域的介质受青藏高原物质向南挤出的影响明显减小.
在曲江-石屏断裂带，上地壳存在局部高速异常体（图 5b中的D和E），分别位于曲江断裂和石屏-建水断裂的北侧，历史上6级以上的强震多发生在高速体附近.遗憾的是，根据历史地震资料很难得到可靠的震源深度信息.但考虑1970年1月5日（北京时间）通海MS7.7地震的震源深度为13km，以及利用波形拟合获得的1999-2001年期间3级以上地震几乎都发生在9~12km之间[42]，由此推测历史上强震的震源深度大约也在这一深度范围内.从10km深度的P波速度异常图（图 3b）看，这一地区的强震主要发生在低速异常体边缘和低速异常体之间的局部高速异常体内，在20km深度主要位于低速异常体的边缘附近.局部高速异常体的存在可能起到了障碍体的作用，有利于应变能的积累，同时高低速异常体边缘区域介于脆性和韧性之间，当能量积累到一定程度后易发生脆性破裂.闻学泽等[37]根据西侧的人工地震剖面和地震定位结果，认为曲江-石屏断裂带表现为自北朝南推覆的逆冲断裂带结构，主断面均朝北东-北北东倾，并在约12km的深度交汇于一个基底滑脱面.地震层析成像获得了类似的图像，但揭示出的滑脱面深度可能更大，达25km左右，位于中下地壳和上地幔高速体的顶面.
在中上地壳，最为明显的特征是普渡河断裂与东小江断裂之间的低速异常，其中心位于武定-昆明一带，30km深度以下异常体分布在以武定为中心的小区域范围内，剖面图中呈蘑菇状分布（图 5）.大地热流测量结果表明[43-48]，小江断裂带地区的热流值较高，平均值达到85mW/m2，是仅次于云南腾冲的高热流区[45].由此我们推测，小江断裂带地区的地壳低速异常很可能与深部的热作用有关，中上地壳高热流区与上地幔之间热交换的中心区域位于武定附近.由于受区域地震层析成像的限制，对这一异常在上地幔的深度延伸范围无法给出可靠的约束，需要依靠其它资料进一步确定.
5 结论在攀枝花附近，地壳内部存在分布范围较大的高速异常，它可能与晚古生代地幔柱活动导致大量基性和超基性幔源物质侵入地壳有关.地壳内部大量幔源物质的侵入增强了地壳介质的力学强度，并形成以攀枝花为核心的壳内坚硬块体，对青藏高原物质向南逃逸起到了一定的阻挡作用，并导致川滇活动块体的北部次级块体快速抬升.
在川滇活动块体的南段，中上地壳主要表现为低速异常，中下地壳及上地幔则为明显的高速异常.中下地壳的高速、高力学强度的异常体阻碍了川滇块体向南的快速滑移，并在中上地壳低速异常区产生较大的变形，致使曲江-石屏断裂带在以右旋走滑为主的同时，兼具挤压逆冲的运动特征.曲江-石屏断裂带表现为自北朝南推覆的逆冲断裂带结构，主断面均朝北东-北北东倾，并在25km深度交汇于高速体的顶部.结合SKS各向异性分裂结果，推测南部的高速异常体在上地幔范围内具有较大的延伸深度，并对上地幔深度范围介质的变形起到了重要作用，使其南部区域的介质受青藏高原物质向南挤出的影响明显减小.
在小江断裂带中部，中上地壳存在范围较大的低速异常，该异常体可一直延伸到上地幔.考虑到该地区大地热流的平均值达到85 mW/m2，推测该低速异常体与深部的热作用有关.与中上地壳近南北向的低速异常体不同，中下地壳的低速异常体可能在南北侧高速异常体的挤压下发生了较大的变形，致使异常体的方向转变为东西向.这一现象的存在可能也意味着上地壳和下地壳之间的运动在中地壳发生了解耦.
致谢本文采用的程序源自赵大鹏的层析成像程序，在此向他深表谢意.
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