2. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081
2. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China
滇西北地区具有复杂的构造背景,深大断裂十分发育,其构造运动经历了多旋回发展过程.新生代以来印度板块和欧亚板块发生碰撞,引起青藏高原地壳增厚和强烈抬升,青藏高原邻近的滇西北地区也受到此影响地壳活动明显增强(许志琴等,2013;李峰和薛传东,1999).在滇西北地区,至少发现有两期古近纪至新近纪的逆冲推覆构造,表现为二叠系逆冲于三叠系之上及三叠系地层的多次重复出现(吴根耀,1994)(图 3a).第四纪后,滇西北地区差异性升降运动进一步加剧,山脉的构造隆升加剧,全新世盆地的构造沉降速率较更新世增长1~2个数量级,第四纪断裂错移速率不断加大.至今,青藏高原的隆升和印度板块向北的挤压依然十分剧烈,在滇西北及北侧的川西地区,由于断裂结构的关系,逆冲推覆构造如今表现为向南东方向的逆冲,2008年5月12日发生的汶川8.0级地震和2013年4月20日发生的芦山7.0级地震就是发生在NE向龙门山断裂上的逆冲构造活动(刘超等,2008).
川西龙门山断裂沿走向向西南延伸就是滇西北的小金河断裂,小金河断裂近期的小震活动一直较弱,与汶川地震和芦山地震发生之前均具有很长时间的小震平静非常相似.向宏发等(2002)通过卫、航片解释、野外活断层调查实测与年龄测试分析发现:斜切川滇菱形块体的横向构造丽江—小金河断裂为一断面高角度倾向NW 的逆左旋走滑型活动断裂.谢英情等(2008)在分析汶川地震发震构造和玉龙—龙门深断裂系的组成及活动特征基础上,利用构造类比的方法,筛选和对比研究了川滇地区与发生汶川MS8.0地震的龙门山断裂类似的地震构造后认为:小金河断裂同样具有发生7.0级以上地震的可能.龙门山的两次强震发生后,龙门山断裂自然的延伸部分小金河断裂究竟有没有发生龙门山断裂那样的深部构造背景引起广泛关注,为此采取深部地球物理探测的方法进一步研究小金河断裂所在的滇西北地区的地下结构非常有必要.
大地电磁测深是进行深部构造探测的重要方法,因其不受高阻层屏蔽、对高导层分辨能力强、横向分辨能力较强、勘探深度大、勘探费用低等优点而得到广泛运用(詹艳等,2013;Rosell et al.,2011;赵国泽等,2004,2008,2011;Bai et al.,2010;徐常芳,2003;肖骑彬等,2007;陈小斌,2003;汤吉等,2005;Zhao et al.,2012).詹艳等(2013)于2009—2011 年间,穿过汶川8.0地震所在的龙门山断裂中段和2013 年芦山7.0 级地震所在的龙门山断裂西南段,分别布置了两条NW向的测线开展了大地电磁观测.发现两条剖面具有相似的特征,两条剖面的西段深部均出现壳内高导层(HCL),芦山地震震中西侧松潘—甘孜地块上地壳高阻层下约10 km 深度出现地壳高导层,而中段汶川地震以西在深度20 km处也出现高导层.Bai等(2010)对青藏高原东部所做大地电磁剖面中揭示了地壳高导层或管流层的弧形弯曲,高导层总长度超过800 km.但是,Bai等的剖面垂直于管流层流动方向布设,对于管流层的分布和规模起到很好的控制作用,不过却不能反映管流层流动方向的电性结构及深部构造特点.
2013年9—11月间,本研究小组在滇西—滇西北垂直于小金河断裂布置了一条NW方向的牟定—香格里拉大地电磁测深剖面.此剖面垂直于Bai等(2010)文中所述的剖面,本文希望通过对此剖面地下电性结构的探测和反演,结合地质构造及精定位的小地震深度分布,揭示剖面地区特别是小金河断裂的深部构造特征,进而可以与川西龙门山断裂的深部构造特点进行对比,也可以进一步揭示青藏高原东部管流层流动方向的特征.
2 大地电磁测深资料的获取和反演野外观测开始于2013年9月10日止于11月1日,共布置39个测点(图 1),从SW端往NE方向测量,测线总长度为347 km,平均点距9.13 km,基本上垂直于小金河断裂(XJHF)、鹤庆—洱源断裂(HEF)、程海断裂(CHF)等NW向断裂进行,在靠近小金河断裂处适当加密.观测系统采用两套德国Metronix公司的GMS-07e野外观测系统,分别在两个测点同时观测,每套系统包括主机ADU-07e,3个磁场传感器MFS-06e,4个不极化电极.每个测点先以4096 Hz高采样率记录10 min,然后以128 Hz低采样率连续记录36 h.在夜间0~6时再开始一次 10 min安静环境的4096 Hz高采样率记录.每个测
点电磁场观测采用正南正北方向布置,共布置5道测量数据,包括3个磁分量:Hx(正南北向)、Hy(正东西向)、Hz(垂直地面);2个电分量:Ex(正南北向)、Ey(正东西向),在每一次测量中,仪器都用GPS时间同步以便于其后的远参考道方法分析.数据预处理中用远参考(Gamble et al.,1978)和Robust技术(Egbert,1997),最终获得包含39个测点视电阻率和阻抗相位的实测数据文件,每个测点的最长有效周期均超过1000 s.
使用相位张量技术(蔡军涛等,2010;Caldwell et al.,2004)对观测资料进行二维偏离度分析表明,大多数测点的主要频段资料的二维偏离度均小于0.3,可以采用二维反演方法进行地下电性结构的反演分析(图 2a).在二维反演前,对其中可能存在静位移的部分测点的资料进行分析,对于视电阻率曲线形态相似而值有较大偏差的测点,参考曲线的极化模式,通过首支重合,采取曲线平移法对视电阻率曲线进行了静位移矫正(段波,1994).电性主轴统计优势方位为68°,基本平行构造走向而与测线方向基本垂直,二维解释中定义电场分量Ex垂直于剖面方向为TE极化模式,磁场分量Hx垂直剖面方向为TM极化模式.最后对视电阻率和相位资料,利用目前应用最多的非线性共轭梯度法二维反演技术(NLCG)(Rodi and Mackie,2001;陈小斌,2003),用TE+TM混合模式进行反演.考虑到观测资料中可能存在的数据误差,在反演中采用了多个正则化因子(Tau)进行了多次二维反演.结果表明,Tau=5时剖面的资料拟合误差最小为5.53,获得了可接受的最佳地下电性结构模型,图 2b及图 2c为测线剖面二维电性结构和部分代表性测点拟合图.
电性结构剖面(图 2b)显示在剖面西段深部存在有规模巨大的平缓延伸的高导层(HCL),高导层 的水平延伸从西部端点一直到200 km处,以200 km 的永胜东为界,西半剖面部分为浅部高阻、中部低阻、深部中阻的三层式结构,东半剖面部分为浅部高阻、深部中阻的双层式结构,整个剖面从西到东又大约可分为4段:
第1段从剖面西端点到120 km处,从香格里拉过虎跳峡和丽江盆地一直到小金河断裂附近,浅部为一较厚的高阻体(HRB1),电阻率在103~104 Ωm之间.此高阻体底部在剖面西端点处较浅,深度不到10 km,往东部逐渐变深,在50 km处达到最深30 km左右,再往东又逐渐变浅,从地表一直往下延伸到20~30 km之间,呈现碗状,高阻体东缘深度变浅到10 km.在70 km处有一深度10 km左右电阻率为101~102 Ωm的相对低阻东倾带(LRZ1),造成此碗状结构右侧出现缺口,此低阻带从深度不到10 km处以30°左右角度向东倾斜一直延伸到25 km左右深度浸没在下部高导层中.此低 阻带往东电阻率虽又有所升高,但是也接近100 Ωm,比碗形中部的数千欧姆米电阻率更低一些.在浅部高阻体(HRB1)之下是一个香蕉形的深部近水平高导层(HCL),高导层的顶界构成上覆高阻体的底界,高导层顶界出现阶梯形态,70 km以西为阶梯的第一级,70~90 km往上爬坡,爬坡前深度30 km左右,爬坡后深度仅为20 km,90~110 km为阶梯第2级,110~120 km又往上爬了一个坡直到距离地表不到10 km.高导层的底界随着浅部高导体的底部起伏而起伏,也是在50 km处底界达到最深处大约90 km左右,香蕉形的西端底界约50 km,东端底界更浅,仅仅25 km左右.浅部的高阻体与深部的高导层之间的电阻率是突然迅速改变的,从上部的1000 Ωm以上连续下降两个数量级很快就降到了只有几欧姆米.更深部电阻率逐渐升高,逐渐过渡到几十欧姆米的中等电阻率的相对低阻带(LRZ2).另外,在100 km和110 km处另有两条东倾的相对低阻带.
第2段为120 km到200 km处,从丽江盆地东山跨过金官盆地一直到永胜盆地以东.与第1段相似,也是一个高-低-中电阻率的三层结构,浅部高阻体比第1段的浅部高阻体厚度小,最深处只有约20 km,构成整条剖面的第2个高阻碗形结构(HRB2).此高阻内部150 km处从深度数公里处有一西倾相对低阻带(LRZ3),以20°左右倾角没于下部高导层中(HLC).此高阻体东部(180 km往东)有3条从地表向下延伸西倾的相对低阻带.本段的中部高导层底界也随浅部高阻体底界起伏并呈香蕉状,高导层的底界虽比第1段中高导层浅,最深处也可到50 km.此处高导层的电阻率比第1段也有所上升,多在5 Ωm以上,高导层规模也比第1段小.50 km之下则本段都是相对低阻带(LRZ2).
第3段为200 km处至290 km处,从永胜东跨过平川盆地一直到大姚以东.浅部出现剖面的第3 个碗形高阻体(HRB3),电性结构也从前两段的3层结构变成了双层结构.此高阻体比前两个都要厚,250 km处碗形底部深度超过50 km,中部没有电阻率极低的高导层而仅仅在高阻体之下出现电阻率为几十欧姆米的相对低阻带.另外,260 km处地表附近有一东倾的相对低阻带.
第4段在剖面的最东端,与第3段相似均为双层结构,浅部是高阻体深部是低阻带,高低阻之间的过渡比较平缓界面不太明显,上下两层的电阻率差异也没有前3段大,上部的高阻体呈现近水平状分布.
4 剖面经过地区的深部构造及其与地震分布关系滇西北主要活动断裂有NW向的德钦—中甸 断裂(DZF)、洪门口断裂(HMKF)、大具断裂(DJF)、 红河断裂(HHF)、维西—巍山断裂(WWF)、南华—楚雄断裂(NCF)、龙蟠—乔后断裂(LQF,南段转为 NE向),NNE至NE向的玉龙雪山东麓断裂(YLDF)、 小金河断裂(XJHF)、程海断裂(CHF)、鹤庆—洱源断裂(HEF)等10余条,各断裂相互切割互相限制,构成错综复杂的断裂体系(图 1).依照活动地块的观点(张培震等,2003),本区大部分地区位于川滇地块之内,川滇地块又以NE向小金河断裂为界分为西北部的川西地块和东南部分的滇中地块两个次级地块.本文中的MT测线中的测点全部位于川滇菱形地块内,垂直于小金河断裂因而横跨两个次级地块.
尽管目前对青藏高原东缘各块体侧向运动形式、时间和逃逸量存在着争议,但对于川滇地块发生晚新生代向SE的逃逸和顺时针的旋转有着比较一致的认识(Molna and Tapponnier,1975;Holt et al.,1991;Leloup et al.,1995;King et al.,1997;Wang et al.,1998),这种运动是通过围限川滇地块的一系列断裂表现出来的.川滇菱形地块的东边界由鲜水河断裂、安宁河—则木河断裂、大凉山断裂、小江断裂一系列NW—NNW—NS向断裂,它们与西边界的NW—NNW向维西—巍山断裂、红河—哀牢山断裂带组成共轭剪切系统.研究表明,西边界NW向的红河—哀牢山断裂带和维西—巍山断裂在4.7 Ma以来表现为右行走滑(Leloup et al.,1993),东边界鲜水河—小江断裂系最少自2—4 Ma以来表现为左行走滑(Wang et al.,1998;Allen et al.,1984),这两个断裂系交汇于云南滇中地区.这种共轭剪切显示,被上述两个断裂系所围限的川滇地块前缘的滇西北至滇中地区处于NW—SE方向的水平挤压状态,而相应的NE—SW方向则是呈水平拉伸状态.
二维电性结构充分反映了川滇菱形地块由NW向SE侧向挤出的推覆构造模型.采用中国台网中心记录的1984—2012年的小震目录,用双差定位法(Waldhauser and Ellsworth,2000)对区域内地震进行重新定位,并把剖面两侧40 km附近的小震震中投影于剖面中(图 3b),我们发现高导层对小震分布起到很好的控制作用.精定位后的小震震源分布、电性结构的空间差异及地质分析可以更好地解释与推断活动断裂的剖面结构(图 3).
剖面最西段到70 km处,地震全都弥散状分布于30 km深度至地表,在电性剖面中这些地震位于第一个高阻体HRB1的西半部分,以底部的高导层顶界为界,高导层之内没有任何小震发生.地质图显示测线经过区域为三叠系地层,在测线NE侧发育三叠系与二叠系交错出现的现象,并发育多条NS和NW向断裂错开相应三叠系及二叠系地层.
70~90 km小震震源深度由深变浅,到90 km后震源最深处只能到达25 km左右.与震源深度相对应,高导层顶界也往上攀爬3~4 km左右.地质图中显示此处开始出露更古老的石炭系和泥盆系地层.
90~120 km小震震源只能到达25 km深度,高导层顶界也变浅到只有25~26 km,并使小震深度依旧基本位于上部高阻层之内.震源不再呈现弥散状分布,而是在剖面中呈现倾斜的线状分布,本段的西边有3条这样的向东倾斜的线状小震分布带,与高阻体HRB1中的相对低阻带LRZ1的倾斜方向相同.地质图则揭示这里NE侧是玉龙雪山泥盆系出露位置.
120 km左右有一条向东倾斜的地震条带,而高导层顶界在此强烈抬升到距离地表不到10 km,地质图中正是小金河断裂(F2)出露地表位置.
120~200 km小震震源能到的深度基本上也在25 km之上,而高导层进入到了香蕉型构造的第2段,高导层之上是高阻体的第2个碗形结构部位(HRB2).顶部上升到了20 km左右,除了180 km以后的地段小震震源基本沿高导层与上覆高阻体的边界水平分布.150 km处有一向西倾斜相对低阻带LRZ3,与地质图中的盐源—金安断裂相对应(F1).180~200 km处则发育一条向东倾斜的小震带,底部高导层再一次隆起到离地表 15 km处,在地质图上与程海断裂(F9)相对应.200 km处为高导层的东部前沿,小震到此位置突然中止,与地质图上的程海—观音岩断裂(F8)相对应.
200~290 km处到了电性结构的第3个高阻体(HRB3)碗形结构,发育3条西倾的小震条带,在高 阻体内也有小震弥散状分布特点并且深度超过30 km. 地质图上显示这里为较新的侏罗系和白垩系地层出露处.220 km处上部高阻体(HRB3)为第1条向西倾斜小震条带,此处高阻体突然变深到50 km左右,地质图上显示这里是一条切穿侏罗系及白垩系的断裂(F7).第2个西倾地震条带在260~270 km处出现,电性图中此处浅部为相对低阻带.第3条小震条带位于290 km处,以此为界进入电性剖面的第4段,以西是第3个碗形高阻体而往东则高阻体明显变浅.
290 km以东震源分布稀少,且分布于下部相对 低阻带之上,震源深度明显变浅,深度不超过20 km,地质上仍与第3段碗形结构部分类似,为较新的白垩系地层.
可用剖面示意图(图 3b)解释电性剖面形成的构造原因.沿剖面方向组成一套复合逆冲推覆构造系统,底部主推覆面从剖面西端点开始到三岔河附近,此推覆面延伸大于250 km.此推覆面可能由两条勺状的推覆面构成,第一条推覆构造面(F1)在剖面西段,产状近水平略微东倾,深度达30 km左右,临近虎跳峡时产状开始变陡并转向变为西倾,并在较短的距离内升高了约3~4 km,其后略微转平,过小金河断裂后(F2)产状又再次变得陡峭.第二条推 覆面从玉龙山之下开始一直延伸到平川盆地东缘,
与第一条推覆面相似,此推覆面也是西段缓慢东倾东段转为陡峭的西倾,但是剖面结构形态比第一条简单(图中F7),深度也比第一条推覆面要浅,深度仅达25~26 km左右.从图 2中的底部高导层的顶面形态可看出这种挤压型构造样式对高导层形态的影响,高导层的第一段对应了第一条推覆面,高导层的第二段对应于第二条推覆面,上覆高阻体可能为两条推覆构造的推覆体.在推覆体上形成的反冲断裂则对应了电性剖面图中的F4、F5和F9等相对低阻带.这种反冲构造与主推覆面构成了滇西北地区的两处冲起构造:其中一处在虎跳峡和金官盆地之间,造成了玉龙山和丽江附近地区地形明显高于西侧的青藏高原东缘和东侧的金官盆地,玉龙山海拔5000多米,比香格里拉3000多米的海拔高出2000多米,而丽江盆地东部山区海拔3000多米比东临的金官盆地高出1500 m以上;另一处冲起构造处于永胜盆地至平川盆地之间,永胜盆地海拔2200多米,周边山区高达2400~2500 m,比西部金官盆地高800 m左右,比东临的大姚也高了500 m左右.过了皮厂河后为电性剖面的第三段,高阻体底界延伸到40~50 km,从高阻体的厚度可以推测此处为厚度很大的坚硬块体,在大姚—姚安盆地的深部可能仍有推覆作用的存在,深度可能在50 km以上,相应的电阻率比前两个推覆面附近高,电阻率再往深部变化不明显.
5 讨论为进一步讨论剖面经过地区构造的特点,我们可以结合牟定—香格里拉剖面与横跨龙门山断裂的汶川剖面及芦山剖面(Zhao et al.,2012;詹艳等,2013)作对比.
5.1 高导层分布三条剖面青藏高原一侧的中下地壳均有大规模高导层存在,高导层的存在为底部推覆滑脱面的发育提供条件.龙门山地区和本区的推覆构造前端(NW往SE方向)较浅处均有高阻体阻挡,龙门山地区为龙门山高阻体,本区为皮厂河以东的碗型高阻体HRB3.不同的是,滇西北地区的高导层埋深比四川西部更深,前者深达30 km,而汶川所在的松潘—甘孜地块高导层顶部埋深为20 km左右,芦山测线的高导层顶部埋深10 km不到.这反映出两个地区地壳结构的区别,剖面东段的电性结构也能从另一方面反映出龙门山地区与滇西北地区的不同,龙门山以东刚硬的四川盆地,浅部为四川盆地沉积层的低阻,深部为坚硬的高阻体,而大姚—姚安盆地以东的深部基底相比四川盆地更为柔软,虽然在浅部表现为刚性高阻体但深部电阻率相对较低,深部40~50 km处岩石能干性较低,显现出深浅部地壳的解耦,深部的低阻体表现为向东整体流动的现象.在青藏高原东部所做的大地电磁剖面(Bai et al.,2010)发现,在该地区20~40 km深度存在长度超过800 km的高导层(地壳管流层),青藏高原地壳变形增厚的过程中地壳弱化层中存在大规模的局部熔融现象,深部流体向SE方向流动,本文所做MT剖面与之近乎垂直,让我们看到了滇西北地区底部流动现象的存在和其在推覆方向上的表现,这种流动带动上覆岩席向推覆前锋移动,并在岩层薄弱的位置高导热物质上涌形成了一系列盆地构造,从而控制了区域整体构造格架的形成.
5.2 高导层与地壳变形关系由于大地电磁测深中地壳高导层的电阻率极低,小于10 Ωm,因而地壳内高导层由岩性的差异造成的可能性极小,通常在浅部认为是地表水的反映,而在深部认为可能是地壳局部熔融加上卤水的共同作用造成的(徐常芳,2003;Zhao et al.,2012).在地壳深部,由于断层的活动,在一定区域造成可以容纳相当液态物质的空间并保持很好的连通性.在盆地形成过程中,中下地壳的岩石减压升温作用会使水脱出,并向低压的上覆地壳渗透或扩散,在低渗透层之下富集,形成富卤水岩石层.本研究所测剖面附近形成丽江盆地、金官盆地、永胜盆地、大姚—姚安盆地等一系列盆地构造,这些盆地的发育为地下巨大高导层的形成提供了非常有利的条件.
滇西北一带地震十分活跃,但是区域内地震多为张性或走滑类型,这与龙门山断裂2008年汶川地震及2013年芦山地震的力学性质迥然不同,对比滇西北与跨龙门山断裂电性剖面并结合构造分析,我们可以找到造成这种差异的原因.滇西北深部高导层埋深远大于芦山和汶川地区的高导层埋深,并且连通性和规模更为巨大,后两地同属于龙门山断裂,在龙门山地区有龙门山高阻体阻断高导层往东的推移,在龙门山高阻体的西边四川盆地深部仍然为高阻坚硬岩石基底.而本文剖面虽然有类似于龙门山高阻体的平川—大姚之间的高阻体HRB3,但是在此高阻体西部与四川盆地的电性结构截然不同,这里是浅部电阻率高深部电阻率低的电性结构,与四川盆地正好相反,其深部岩石更易变形而化解从NW至SE的挤压作用,显现出和稳定地块区如鄂尔多斯和华北地区相类似的成层性结构(赵国泽等,2004,2011).
5.3 高导层与地震关系通过前述第3节中我们看到,地壳高导层或相对低阻的底部限制了地震震源的深度,地震多发生在浅层,地震不会深入到高导层之下.相比于龙门山的两条剖面,本文所在云南的电磁环境比四川地区更安静,因此可以探测到剖面西段高导层底界延伸到了90 km左右的深部.本文所做的精定位研究表明,高阻地区存在弥漫性分布的小震,而小震在断层通过的区域沿着断层破裂面分布,在剖面上看起来呈线性带状.虽然,目前地震的震源机制解多为张性和走滑为主要成分,但是滇西北地区很显然是构造抬升的高海拔地区,促成构造抬升还应该是挤压运动为主,多处发育的逆冲断裂也显示许多地方较老的岩层叠覆于较新地层之上,并且新生代以来的喜马拉雅造山运动正在发展过程中,因此,我们推断逆冲类型地震依然有发生的可能,作为以逆冲活动为主的小金河断裂(XJHF)、盐源—金安断裂(YJF)、程海—观音岩断裂(CGF)等一系列NE向的断裂在一定的应力积累后可能有大震发生的危险.
5.4 关于推覆体滇西北地区及龙门山地区都发育有NW往SE方向逆冲的推覆构造,从本文剖面及龙门山地区剖面均可清晰看到这些推覆构造在电性剖面中反映为巨大的高导层分布.但由于滇西北地区高导层之上的高阻体比川西龙门山地区更厚,在垂直负荷力和水平挤压力的共同作用下,一方面形成了新生代以来的大量推覆构造,另一方面形成了一系列南北向延伸的山间盆地(刘和甫,1993),反冲构造也比川西龙门山地区更为发育.
6 结论通过对滇西NW—SE向牟定—香格里拉大地电磁测深剖面的反演,在滇西北地区发现深部发育一规模巨大的近水平产出地壳高导层,此高导层从香格里拉直到永胜盆地以东附近,水平延伸至少达到200 km,局部厚度可到40~50 km,高导层的顶部最浅不到10 km,底部可到80~90 km.地壳高导层又可分为两段,西段从剖面西端点到120 km附近的丽江盆地东部,并在丽江东部地区产状变陡上翘接近地表到离地表不到10 km处,东段从120 km到200 km,在接近永胜盆地时变陡上翘.两处高导层在剖面上形成两个香蕉型相连的复合形态,高导层之上的高阻体则形成两个碗型相连的复合结构,碗型内部有向东倾斜的相对低阻带存在.
将剖面电性结构与地质构造、小震精定位资料相结合进行分析,滇西北地区整体构造格架可以解译为一套两个主推覆面构成的叠瓦式推覆系统,两个主推覆面高低起伏形成总长度超过250 km的底部滑脱带.第一个主推覆面的长度超过150 km,并在丽江东部上翘到接近地表,小金河断裂是其延伸到地表的主要破裂带.第二个主推覆面长度超过120 km,过程海断裂后上翘并可能在永胜以东地区出露地表.根据反向低阻带影像,可以推断推覆体反向构造发育,并在玉龙山至丽江以东和永胜盆地西缘至平川盆地东缘形成两处冲起构造.另外,第一个推覆面在剖面上呈现出平缓-陡峭-再平缓-再陡峭的断坪和断坡相间的阶梯状结构,反映出推覆的过程有阶段性特点.
MT剖面位置位于川滇菱形地块之内,跨过川滇菱形地块的两个次级地块川西地块和滇中地块,揭示了所在位置的深部地球动力学模型.新生代中—晚期,川滇地块表现为向SE方向的侧向挤出,在深部形成了大规模的高导层,由于高导层的流动造成上覆岩席的整体推移,所处构造位置的不同,推覆的强度表现也不同.总体而言,西北部地区即丽江以西地区表现得更为强烈,发育多处反冲断裂,造成玉龙山—哈巴山高达5000多米的滇西北雪山景观,丽江以东地区推覆作用相对较弱,仅仅在永胜以东地形相对较高,反向构造也相对不发育.大姚以东由于推覆作用继续减弱,在前方又受到高阻体的阻挡,推覆前向受阻,地壳变形可能以共轭剪切或宽缓的褶皱形式呈现.
龙门山断裂—小金河断裂一线被认为是扬子地块与松潘—甘孜陆块和三江造山带的分界(张国伟等,2013).本研究的大地电磁测深结果显示,小金河断裂到程海断裂约80 km的地带可能是中国两大构造域的缓冲区带,此带以西是中新生代以来强烈构造抬升的特提斯构造域而此带以东属于相对稳定的古亚洲构造域.
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