红河断裂带(RRFZ)是横贯云南的一条巨型走滑断裂带，其总体走向北西，略向南西凸出，呈弧形.作为印支板块与华南地块构造边界的红河断裂带是特提斯构造演化的主要组成部分，形成于古生代之前(刘宝明等，2006).该断裂带北起青藏高原，穿越云南及越南北部，向东南延伸入南海，在中国境内长约600 km.45 Ma前印度板块与欧亚板块的碰撞，导致了青藏高原的隆升和印支地块的南东向沿红河断裂旋转挤出(Tapponnier and Molnar， 1976；嵇少丞等，2008；许志琴等，2011).红河断裂作为印支地块的东界，在巨大作用力的推挤下产生巨大的变形，其运动性质亦随之改变.迄今为止，关于青藏高原发育演化及 其对川滇乃至整个东南亚地区构造变形影响，几乎所有研究都与红河断裂带密不可分(Tapponnier and Molnar， 1976；Leloup et al., 1995). 红河断裂带因为其特殊的地质意义而倍受人们的关注，并吸引了大批的地学研究者.研究者从地球物理、地球化学及岩浆活动等不同角度和侧面探讨和分析了红河断裂带的形成、演化与构造变形历史(钟大赉等，1989；Tapponnier et al., 1990；陈文寄等，1992；向宏发等， 2004，2006；张进江等，2006)，并认为它是一条经历了长期构造演化(陆—陆碰撞、陆核增生、挤压剪切)的块间构造变形带.新构造时期以来，该断裂带又经历了早期的大型左旋走滑运动和后期的右旋走滑运动(钟大赉等，1989；Leloup et al., 1995；向宏发等， 2004，2006；张清志等，2006；张秉良等， 2008a，2008b；Gilley et al., 2003)，至今仍保持右旋走滑的断裂特征.红河断裂带作为切割印支块体和扬子地块两大地质构造单元的重要断裂带，是青藏高原东南部一条显著的地质地貌分界线，红河断裂带具有活动的长期性、多期性和交替性.目前，尽管对于红河断裂带从左旋剪切到右旋剪切的转化时间人们的认识尚有争议(Leloup et al., 1995；虢顺民等，2001；张建国等，2009)，但对于该断裂带经历早期左旋和后期右旋的走滑运动基本上已达成共识(向宏发等， 2004，2006；Schoenbohm et al., 2006).

红河断裂带由于其特殊的地质意义成为地质学家们认识板块相互运动、深部过程乃至大陆动力学的重要窗口(郝天珧等，2005)，同时为研究青藏高原东南部大陆构造运动及其动力学过程提供了一个重要的场所.红河断裂带由多条次级断裂组成，地层结构复杂，活动历史悠久，第四纪以来仍有强烈活动，且活动特征在时空上差异较大.如图 1所示为红河断裂带及其邻区的地震活动分布图，从图中可以看出，红河断裂带地震活动性具有明显的分段性，断裂带北段地震发生的频度较高，震级较大，而南段主要集中于断裂带西侧的三江褶皱系和东侧的小江断裂带上，沿红河断裂带该区段地震鲜有发生，且震源深度较浅，基本都属于浅源地震.红河断裂带南段地震发生较少的原因，是由于该区段为蠕滑特性还因为该段目前处于闭锁状态等等问题有待我们进行更多的研究.近年来在滇西地区开展了大量地球物理的研究工作：人工地震测深剖面(胡鸿翔等，1986;阚荣举等，1986;林中洋等，1993；张中杰等，2005)，地震层析成像等速度结构研究(刘福田等，2000；刘建华等，2000；吴建平等，2001；王椿镛等，2002；胥颐等，2003)以及GPS监测等(王琪等，1998；张清志等，2006)，对滇西地区的地壳结构和主要断裂带的深部特性及断裂的运动属性等方面取得了一些成果.同时一些研究者(虢顺民等， 1984，1996；韩键等，1990；张建国等，2009)对红河断裂带的地质构造特征、地壳活动性、应力活动特征等也进行了大量的考察研究，并取得了一些前瞻性的重要结果.但多项研究对该断裂带详细地壳结构的了解尚显不足，很多研究认为红河断裂带很可能为一条超壳大断裂(王椿镛等，2002；周光全等，2003；施发奇等，2012)，但尚未有确切的地球物理证据来证实这一观点，同时，对研究区详细的地壳结构及其孕震机制和深部动力学背景也缺乏深入的研究，从而影响了对云南地区活动构造演化背景的认识.地震的孕震机制和孕震背景与研究区地壳深部构造环境有着密切的关联，因此获取红河断裂带详细的地壳结构及其深部构造背景成为了解红河断裂带的一个关键所在.

图 1

Fig. 1

图 1 红河断裂带及邻区地震构造图Fig. 1 Seismic tectonic map of the Red river fault zone and its adjacent area

川滇地区位于印度板块和欧亚板块碰撞带的东南缘，是特提斯—喜马拉雅构造域东南段构造明显转折的部位，由于经历了多期构造演化，地质构造异常复杂.许多证据表明，两大板块的碰撞使川滇地区的地壳产生了强烈变形，且至今仍然在继续(王椿镛等，2002；谢建华等，2007).云南省位于南北地震带的南段，长期以来该区地震活动具有频度高、强度大的特点，中小地震几乎遍及各地，是中国大陆内部地震活动最强的地区之一.自20世纪70年代以来发生了一系列震级超过7.0级的特大地震(1973年的通海地震；1976年的龙陵地震和松潘地震；1988年的澜沧—耿马地震等)，2013年8月28日凌晨在川滇交界处又发生5.1级地震，因此该区地震的频繁发生彰显其研究工作的紧迫性和重要性.滇南地区跨越多个重要的地质构造单元，主要有左贡—耿马褶皱系(华里西褶皱带)、三江褶皱系(印支褶皱带)、松潘—甘孜褶皱系(印支褶皱带)、扬子地台和华南褶皱系(印支褶皱带)等.同时在该区多条大断裂纵横交错，主要活动断裂有红河断裂带、小江断裂带以及澜沧江断裂带等，足以看出研究区地质构造十分复杂，构造运动相当强烈.作为川滇菱形块体的西南边界的红河断裂带，是我国西南地区主要活动构造带之一，规模宏大，在构造演化史上与青藏高原的隆升及向南东向的侧向挤压有着直接的联系(刘宝明等，2006).该断裂带位于印支地块与扬子地块之间，呈北西-南东走向，是青藏高原东缘一条重要的大地构造和活动块体边界，其他研究(王宇，1994)结果表明，红河断裂带两侧地质构造特征和地质发震史及其动力学环境都存在着明显的差异，由于其特殊的地质构造背景，近年来该区已成为地学科学家们研究的一个热点地区.

为进一步研究川滇地区的深部动力学孕震背景及红河断裂带详细的壳幔结构，2011年底中国地震局喜马拉雅一期项目在云南省中南部布设了一条主动源高分辨宽角反射/折射探测剖面，如图 2所示.该探测剖面横跨云南境内重要断裂带——红河断裂带，在测线上共实施7次吨级以上人工地震爆破激 发，在红河断裂两侧适当加密炮点，测线长约300 km 左右，沿线布设约200台三分量地震仪进行地震爆破信号的接收，观测点距约2.0 km左右.野外探测施工的地区基本上全部位于山区，地形起伏较大，地质条件复杂，由于受野外地质和交通条件的限制，为了压制干扰、提高仪器观测的信噪比，布置观测仪器时尽可能避开主要的交通干线，沿靠近测线的村间小路布设.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区剖面位置与地质构造图Fig. 2 Location of the seismic sounding profile and main geological structure

由于探测剖面穿越多个地质构造单元和多条活动大断裂，受到环境条件、表层地质条件、地形条件、各种干扰波的叠加以及深部构造条件等因素的影 响，对地震记录的有效波震相其波形、到时、振幅等 都有很大变化，致使在震相的识别和对比中存在很大困难，因此我们采取多种手段和方法进行震相的识别和对比，通过计算反射波组的单点深度来进一步检测读取波组到时的合理性.此次探测剖面共识别对比出Pg，P1，P2，P3，Pm及Pn 6组震相.有关各个波组震相的命名和震相性质与他人结果(张先康等，2008；嘉世旭等，2009)基本相同，我们这里不再赘述.其中Pg、Pm波组能量较强，能连续对比追踪；P3和Pn震相在多炮的地震记录中同样表现出振幅清晰可靠的特征；其他波组相对而言能量较弱，个别震相在部分区段缺失.图 3a、图 4a和图 5a分别为SP1炮、SP4炮和SP7炮的记录截面图.其中SP1和SP7炮位于测线东西两侧，SP4炮位于测线中部的红河断裂带附近.从图 4a中的Pg波地震记录截面图上发现，在该炮点右侧约45km桩号附近Pg波震相在经过红河断裂带时其到时出现明显的错断，且断距较大(约0.3 s)，由于SP1和SP7两炮距离红河断裂带较远，该断裂带的Pg波震相特征表现不明显.由于研究区地质构造的复杂性，在反射震相 上未能发现其他相位的错断特征.地震记录截面图 所呈现的测线东西两侧震相的差异特征，亦进一步表明红河断裂带两侧的地壳结构的差异性.

图 3

Fig. 3

图 3 SP1炮记录截面(a)、走时拟合(b)及射线追踪(c)图Fig. 3 Record sections(a)，travel time fitting(b) and ray tracing(c)for SP1 shot

图 4

Fig. 4

图 4 SP4炮记录截面(a)、走时拟合(b)及射线追踪(c)图Fig. 4 Record sections(a)，travel time fitting(b) and ray tracing(c)for SP4 shot

在震相识别和读取的基础上，利用目前国际上处理深地震测深资料的射线追踪计算方法，在一维平均速度深度结果的基础上建立二维地壳动力学模型，对沿线获取的地震波震相进行非均匀介质中射线追踪、走时拟合等处理，经过反复的修改二维地壳结构模型，使得理论到时和实际到时达到最佳的拟 合.图 3b、c、图 4b、c和图 5b、c为SP1炮、SP4炮和SP7三炮最终的走时拟合及射线追踪图.在获取沿线所有炮射线追踪和走时拟合的基础上，我们得到跨越红河断裂带深地震测深剖面最终的二维地壳结构，如图 6所示.从图中我们可以看出，研究区地壳可划分为上地壳和下地壳两层结构，自地表向下至C2界面之间的地壳构造层位为上地壳，它是由基底折射波Pg和壳内反射波P1、P2波组信息所反映的地壳结构；下地壳是C2界面向下至M界面之间的地壳构造层位，是由壳内反射波P3和莫霍界面的反射波Pm所对应的C3界面与M界面确定的.即 C2界面为上、下地壳的分界，M界面为壳幔的分界.

图 5

Fig. 5

图 5 SP7炮记录截面(a)、走时拟合(b)及射线追踪(c)图Fig. 5 Record sections(a)，travel time fitting(b) and ray tracing(c)for SP7 shot

图 6

Fig. 6

图 6 研究区二维速度结构图Fig. 6 2-D crustal velocity and tectonic map of study area

由最终的二维地壳结构图可以发现，地壳结构在红河断裂带 东西两侧差异明显，地壳厚度在断裂带以西相对较薄，约34 km左右，以东相对较厚，约44 km左右，地壳厚度整体呈现西薄东厚的特征.基底G界面沿测线呈起伏变化，在红河断裂带两侧基底差异明显，断裂带西侧基底埋深相对较厚，以东相对较薄.C2界面为上下地壳的分界，C1和C3界面分别为上地壳和下地壳内两个不同的地壳反射界面.C1界面自西向东逐渐变浅，在局部有明显的起伏变化；C2界面东西两侧趋势变化不明显，深约22 km 左右；C3界面和莫霍界面变化趋势基本一致，在跨越红河断裂带时自西向东快速加深，其中M面由37 km左右加深至43 km左右.沿线速度结构在横向上呈现明显的不均匀性，红河断裂带两侧的速度结构差异显著，整体上来看红河断裂带西侧速度偏低，而东侧速度明显偏高，由红河断裂带两侧速度结构的差异体现出东西两侧的物理性质的差异(如岩性、稳定、流体含量等).通过地震层析成像以及震源参数等大量的研究结果均表明，处于扬子准地台的滇中地区地壳平均速度明显高于其周边地块(胡鸿翔等，1993； 黄金莉等，2001；王椿镛等，2002；胥颐等，2003； 周庆连等，2008)，该结果和我们此次得到的结果具有很好的一致性.由穿越红河断裂带由浅至深的地壳结构特征，我们推断红河断裂带由地表向下切穿至莫霍界面的可能性极大，前人的研究结果也认为该断裂带可能已深切至莫霍界面(王椿镛等，2002；周光全等，2003；施发奇等，2012)，但红河断裂带在纵向上是否继续向下延伸，需要结合对岩石圈的研究结果来进一步判断.

红河断裂带两侧地壳平均厚度突变，西侧较薄东侧较厚，表明红河断裂带是陡立的大断裂.红河断裂带的壳幔边界表现为速度递增的梯度带，尤其在 Moho界面处深度增加较快，速度结构具有壳幔过渡带特征.张中杰等(2005)提出青藏高原下地壳物质伴随欧亚与印度板块碰撞与挤压，发生地壳增厚和深部物质向周边软弱地带运移的特点.由于青藏高原下地壳向南东方向侧向流动，川滇块体下地壳增厚并向南东方向运动，导致了红河断裂带的北东侧地壳比西南侧厚的特征，这和我们此次的研究结果也相吻合.

由穿过研究区红河断裂带的地壳结构发现，红河断裂带西侧速度偏低，而东侧速度明显偏高，该断裂带两侧速度结构特征表明该古缝合带两侧地壳结构存在很大的差异，可能预示该区红河断裂带两侧岩性成分的迥异.研究区红河断裂带东侧为扬子地台，处于扬子准地台的滇中地区地壳平均速度亦明显高于其周边地块，具有突出的刚性变形特征(胡鸿翔和高世玉，1993；黄金莉等，2001；王椿镛等，2002；胥颐等，2003；周庆连等，2008).断裂带以西是著名的三江褶皱系，有关研究(张建国等，1993)认为三江褶皱系震源环境刚度较低，该异常低的震源刚度环境除与介质本身的物理特征有关外，可能还与本区具有异常发育的断裂构造和同时具有异常频繁的中强地震活动有关，致使该区的介质破碎程度较高而呈现较低的环境刚性.近年来人们利用剪切波分裂方法对南北地震带地区展开了很多研究，获得了红河断裂带两侧地壳介质的各向异性成果(王椿镛等，2014；石玉涛等，2013；Shi et al., 2012；Gao et al., 2012；高原等，2004)，结果显示红河断裂带东西两侧地壳介质各向异性在空间上存在差异，西侧快剪切波偏振方向为北西西向，而东侧快剪切波偏振方向为近东西向，同时慢剪切波的延迟时间西段较东段稍大，说明红河断裂带两侧地壳应力方向及岩性强度的明显差异.研究区正处于中国东部到西部的过渡区域，复杂的区域构造直接影响该区的地壳应力及强度，而红河断裂带在该区域范围内正处于刚柔不同的两个块体之间，其动力源主要受来自青藏高原向南东方向的挤压，当不同介质属性的两种物质在一个系统内受力时，在其界面上就容易发生较软物质围绕硬物质的塑性流动，因此具备了利于发生蠕滑的环境介质条件，致使红河断裂带中南段地震发生较少.深地震探测结果在红河断裂带两侧表现出迥异的地壳结构特征，而多项研究成果认为红河断裂可能已经穿透Moho界面(王椿镛等，2002；周光全等，2003；施发奇等，2012)，我们的探测结果支持这一观点的成立.

红河断裂带穿越不同性质的大地构造单元，东侧属北东向滨太平洋体系的构造，而断裂带西侧属于北西向的特拉斯体系的构造，为一系列走向北西的复式褶皱组成的印支褶皱带(李桂群等，1990).红河断裂带活动的时空扩展过程印证了一条活动断裂带从其生成、发展和衰亡的时空演化过程.1989年Paul Tapponnier的“亚洲大陆逃逸学说”认为45百万年前印度板块与力学强度较小的亚洲大陆碰撞后导致了青藏高原的隆升，该碰撞最先使印支块体南东向旋转挤出，而印支地块的东界就是红河断裂带，而后华南地块在巨大外力的作用下也被挤出.那么我们认为印支地块和华南地块的相对运动造成了该断裂带运动性质的不断改变.近年来大多强震发生在青藏高原周缘不同块体间的断裂带上，而各断裂带之间彼此关联，在青藏高原不断运动形成巨大外力的作用下，地块不断将应力传递给其相邻地块，如果该地块受到阻碍，那么应力将进一步积累，当应力积累到一定程度时，将造成周围岩石的破裂.因此红河断裂带地震的发生与青藏高原不断运动有着密切的关联，而应力则沿着不同断裂带在各块体间进行传递使得各块体间不停地相互作用.因此我们推测印度板块和欧亚板块的碰撞导致青藏高原的抬升及向南东向的挤压，该挤压作用在受到具有硬核的四川盆地的阻挡后，同时在扬子地块的阻挡调节下沿着红河断裂带进行推挤和变形.红河断裂带作为印支地块与扬子地块间的边界断裂控制了这两个地块之间的相对运动，该断裂带正是在此模式下，刚柔不同的两个块体经过多期相互之间的构造活动和相互挤压使得红河断裂经历了早期的大型左旋剪切运动和后期的右旋走滑运动(钟大赉等，1989；Leloup et al., 1995；向宏发等， 2004，2006；张清志等，2006；张秉良等， 2008a，2008b；Gilley et al., 2003)，进而导致断裂带两侧地壳结构巨大的差异性.两侧速度结构的异常特征说明该古缝合带两侧块体地壳结构岩性的巨大差异性.尽管目前我们的研究取得了一定的初步认识和成果，但仍缺乏对研究区岩石圈深部构造环境和介质属性及孕震机制的详细研究，要了解研究区整个的强震孕育和发生、发展过程及其动力学意义，必须同时结合多种探测手段及地质、地化等其他探测结果展开对研究区详细的探测和研究.

地震是断裂活动的直接反应，从红河断裂带地震活动分布图 1上可以看出地震活动具有明显的规律性，沿红河断裂带地震活动频繁，但总体上地震活动在南北有一定的差异，断裂带北段地震活动相对强烈，而南段相对较弱，主要集中于该断裂两侧的澜沧江断裂和小江断裂带上，同时GPS结果(张清志等，2006；邵德晟等，2005；李延兴和郭良迁，2002)也显示该断裂带南段有相对错动.红河断裂带南段地震活动相对较弱的原因可能是因为该断裂南段断层结构比较单一，长期压扭活动产生了宽厚的断层泥带，对两侧块体的相对运动有润滑作用，因此作用于断裂带的力消耗于塑性形变，以蠕滑形式缓慢释放能量，从而不易发生地震这种急剧释放能量的构造活动(李亚敏等，2008).同时虢顺民等(2001)根据断层泥矿物成分、显微构造特征、石英碎砾表面形貌特征以及断层岩的组合与变形特征研究也表明，红河断裂北段的最新活动以黏滑运动为主，而中、南段则以蠕滑运动为主.其他研究(韩键等，1990；周光全等，2003)也支持红河断裂带南段运动性质为蠕滑，而北段为黏滑的特点.但是断层活动方式还受到多种因素的影响，诸如温度、岩石成分、岩石的孔隙度和水分含量以及围压的大小等等.同一断层在不同区段、不同深度和不同时间都可以有不同的活动方式.而红河断裂带地震大多属于浅源地震，是否可以间接说明近期发生的浅源地震其活动主要以黏滑为主，而相对较深部的块体活动以蠕滑为主，致使深源地震很少发生，这些有关红河断裂带在纵向上的活动方式还有待我们进一步展开研究.同时，有关研究认为红河断裂带的北段和南段震源介质环境具有较大差异(张建国等，1993)，即南段处于震源环境介质刚度差异较大的块体之间，北段则处于环境刚度差异不大的块体之间，导致南北段地震活动强度的不同.红河断裂带南段尽管目前地震发生与北段相比较少，且地震偏小，但不能简单地认为该区段没有强、大地震发生的可能性，该时期内地震的能量释放可能处于闭锁期，或是正处于不同活动性质之间的转换期，这些都尚需要运用多种手段和方法来综合研究.