2019, Vol. 62
2. 北京大学地球物理学系, 北京 100871
2. Department of Geophysics, Peking University, Beijing 100871, China
云南盈江—龙陵地区(东经97.5°—99°，北纬24°—25.5°)位于印度板块与欧亚大陆板块碰撞形成的喜马拉雅东构造结南部，印缅微板块向东挤压的东侧.该地区地震活动频繁.公元1478年始有地震记录以来共发生6级以上地震21次，5级以上地震70次(皇甫岗等，2010；中国地震局监测预报司，2005)，在地震构造带上属于川滇地震活动单元中的滇西地震带(闻学泽和易桂喜，2003).1976年龙陵7.3级、7.4级大震以及2011年盈江5.8级地震、2014年盈江5.6、6.1级等地震表明该地区近期活跃的构造运动.
从地震分布和活动性方面来看，盈江—龙陵地震区可划分为两个具有不同特征的地震活动区：盈江地震活动区和龙陵地震活动区.虽然距离只有几十公里，但两个地震区在震源深度、地震频度、地震震级等方面有着不同的特征.盈江地震活动区主要分布于大盈江断裂带的西侧，该区地震频度高，震源深度浅(一般小于10 km)、震级相对小(6级以上地震极少)(房立华等，2011；赵小艳等，2013；Xu et al., 2015; 杨婷等，2016)；而以龙陵—瑞丽断裂带为中心的龙陵地区地震频度相对小，震源深度相对大(很多在15 km以上)、震级大(多次7级以上强震)(陈立德等，1979).这种差异背后的深部机制，是一个值得研究的问题.此外，由于盈江地震区的大部分地震主要位于大盈江断裂的西侧，而1976年龙陵M7.3、M7.4地震则位于北东向的龙陵—瑞丽断裂与北西向的怒江断裂的交界之处，因此，大盈江断裂和龙陵—瑞丽断裂在各自地震活动区中的作用和地位，也值得重视.
地壳电性结构可以为地震孕震机理的研究提供基础性的资料.滇西地区开展了部分大地电磁探测工作.滇西腾冲—南华大地电磁剖面揭示腾冲地区深部电性结构横向变化大，上部地壳内发育有高导层(孙洁等，1989)；在瑞丽盆地附近的龙陵断裂的电性结构研究中，发现瑞丽盆地浅部为1~1.5 km的高导层，盆地下部约7~10 km厚的上地壳高阻层被产状陡立的龙陵断裂分隔(Bai and Meju, 2003)；腾冲热海地热带的MT研究中发现约5 km深度存在一个呈圆屋顶状、宽度2 km的低阻异常体，从电性结构角度验证了腾冲火山区壳内岩浆囊的存在(Bai et al., 2001).
这些研究加深了对滇西地区深部电性结构方面的认识，尤其是腾冲火山区的地壳构造的认识.但有关盈江—龙陵地震区内部的构造分布、孕震机理，尤其是有关盈江和龙陵地区之间的地震活动的差异特性之机理，尚没有开展具体的研究.本文利用一条北西向大地电磁剖面探测结果，通过精细的资料处理和二维反演，获得了可靠的电性结构模型，在此基础上，进一步分析研究了盈江—龙陵地区的孕震机理情况.
1 区域构造和测点分布本文所研究的盈江—龙陵地区处于顺时针绕东构造结分布的弧形构造体系中，见图 1所示.在大地构造上，研究区可分出两个次级块体.以龙陵—瑞丽断裂带为界，其西北侧为腾冲地块，其东南侧为保山地块.研究区发育着一系列北东向活动断裂带.主要断裂有：大盈江断裂(F1)，龙陵—瑞丽断裂(F3-F4)以及畹町断裂(F5)等，这些断裂明显不同于其上级大区域构造中的主导性断裂，如龙川江断裂带(F7)、怒江断裂带(F8)等近南北向的右旋构造，而是一系列大致平行分布的NE—SW向的左旋走滑断裂.在大盈江断裂带(F1)西北侧，还分布有如苏典断裂(F0)，槟榔江断裂(F6)等近南北走向构造.
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图 1 研究区构造背景及大地电磁测深剖面分布 F0-F8为研究区内的断裂分布(据徐锡伟等，2016)，F0：苏典—盈江断裂，F1：大盈江断裂，F2：陇川断裂，F3：龙陵—瑞丽断裂，F4：瑞丽—潞西断裂，F5：畹町断裂，F6：槟榔江断裂, F7：龙川江断裂，F8：怒江断裂. TCB:腾冲地块，BSB：保山地块. YJ：盈江市, LL：龙陵市, SD：盈江县苏典镇，ZS：芒市市中山乡.蓝色三角为MT测点.褐色实心圆表示该区1970—2017年间4级以上地震(www.csndmc.ac.cn/newweb/data/csn_catalog). Figure 1 The tectonic setting and magnetotelluric profile F0: Sudian-Yingjiang fault, F1: Dayingjiang fault, F2: Longchuan fault, F3: Longling-Ruili fault, F4: Ruili-Luxi fault, F5: Wanding fault, F6: Binglangjiang fault, F7: Longchuanjiang fault, F8: Nujiang fault. TCB: Tengchong Block, BSB: Baoshan Block. YJ:Yingjiang City, LL:Longling City, SD: Sudian town, Yingjiang county, ZS: Zhongshan town, Mangshi city. MT sites are shown as blue triangles. The brown circle dots present earthquakes with magnitude great than 4.0 during 1970—2017(www.csndmc.ac.cn/newweb/data/csn_catalog). |
根据图 1，地震密集分布于大盈江断裂带的北侧(盈江地震区).龙陵—瑞丽断裂带上，地震分布相对比较稀疏，但在其北段附近，1976年接连发生了2次7级以上地震(龙陵地震区).在腾冲附近，发育有第四纪以来仍在活动的活火山，沿大盈江断裂带分布有大量的温泉，测区大地热流值高达88~118 mW·m-2(汪集旸和黄少鹏，1990).
因此，研究区活断层断裂发育，地震、火山相当活跃，大地热流值高，是一个构造变形相当强烈的活动构造区.
2 大地电磁野外数据采集本文的大地电磁测深剖面(图 1)沿NW32°方位横跨腾冲地块并延伸至保山地块部分地区，近垂直经过大盈江断裂带、龙陵—瑞丽断裂带以及畹町断裂等北东向的左旋走滑断裂.剖面西起盈江县苏典镇西北的国界线附近, 东至芒市中山乡东南的国界线附近，测点共21个，自北向南编号201~221，总长130 km，平均点距6.5 km.野外数据采集仪器为加拿大凤凰公司生产的V5-2000大地电磁测深系统.
为保证数据观测质量，采用远参考道观测方式(Gamble et al., 1979).每个测点的观测时间为40 h, 可以获得周期长达1万秒的有效数据.采用仪器自带的SSMT2000和MT-Editor软件进行时间序列处理.经过带远参考的Robust处理(Egbert, 1997)和仔细的功率谱选择以后，获得了所有21个测点的大地电磁响应.图 2显示了测量方向(正南北东西布极)所有测点的视电阻率和阻抗相位的重叠曲线图.由图可知，观测曲线较为光滑，数据具有较高的质量.大部分测点资料的有效周期达到2000 s以上，部分达到了10000 s.从形态上看，视电阻率和相位曲线的极值和拐点对应良好，说明二者具有良好的一致性.从视电阻率和相位曲线的整体形态可以看出测区下方为浅部高阻，中部低阻，深部相对高阻的电性结构特点.
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图 2 观测坐标系下所有测点观测曲线的叠加显示图 上为视电阻率曲线，下为阻抗相位曲线. Figure 2 Superimposed display of observed apparent resistivity and impedance phase curves in the observed coordinate system For each graph, the upper part is apparent resistivity and the lower part is impedance phase. |
时间序列处理完成后，得到每个测点的功率谱文件(EDI文件).在功率谱数据的基础上，利用陈小斌研发的大地电磁资料处理与反演解释可视化集成软件MT-Pioneer(陈小斌等，2004)进行了后续所有的电性主轴、构造维性等定性分析及二维反演计算.
3.1 阻抗张量成像分析阻抗张量分解技术能压制近地表三维小异常体的影响，为二维反演提供可靠的区域阻抗张量数据，同时可获得随测点、频点变化的区域电性主轴方位.在对观测数据进行共轭阻抗法(CCZ)张量分解后(蔡军涛等，2010)，利用最新发展的多测点-多频点统计成像技术(陈小斌等, 2014, 2017)对数据进行处理分析，不仅可以获得用于反演的区域阻抗响应，还可获得研究区线性构造的分布图像，从而加深对测区构造几何特征的了解.
图 3为采用多测点-多频点阻抗张量分解的统计成像技术给出的结果.从图 3a可以看出，剖面上显著的主轴方位有3个，在第一象限内，分别约为NEE70°、NEE55°、NNE25°，其中以NEE70°左右最为显著，但未占据绝对性优势.图 3b和3c则表明，最佳主轴方位沿频率方向和测点序列均存在着较大的变化，表明剖面沿线的构造走向方位在横向和纵向均有一定程度的变化.图 3d为全剖面-全频段的共主轴CCZ分解结果，最佳主轴方位为NEE62°，在此方位上同时也得到了大地电磁区域构造响应.
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图 3 多测点-多频点的电性主轴统计成像结果 (a)、(b)、(c)分别为统计玫瑰图、测点分布云图及频率分布云图, (d)为多测点-多频点的共主轴分解结果. Figure 3 Electrical strike statistic obtained from multi-sites and multi-frequencies imaging technique (a) represents the statistical result in rose histogram; (b) and (c) stand for site-based cloud diagram and frequency-based diagram, respectively; (d) shows the rose histogram resulted from impedance decomposition using a fix geo-electric strike for all sites and frequencies. |
依据图 3b，在测点序列方向，从西北(小号测点)往东南(大号测点)，大地构造的走向、倾向特征由近东西—南北向，逐渐转为北东东—南南西向.大致以测点207为界(大盈江断裂带附近)，西北部以近南北向和北北东向构造为主(测点203是个例外)，而东南部以北东向和北东东向构造为主.
依据图 3c沿频率方向可分出4个主轴方位较为一致的频段，分为15~320 Hz、1.5~15 Hz、0.05~1.5 Hz、0.005~0.05 Hz，比0.005 Hz更低的频段全剖面均看不到明显的优势主轴方位，表明深部构造可能较为简单(一维)或过于复杂(三维)，还有可能是因为低频数据较少而导致统计样本数较低.
为了显示得更加清楚，将这4个频段的统计成像结果绘制于图 4中.图 4中包含了整条剖面上较为详细的构造几何特征，现分别具体分析如下.
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图 4 不同频率范围的最佳主轴统计成像结果 (a)、(b)、(c)、(d)分别为15~320 Hz、1.5~15 Hz、0.05~1.5 Hz、0.005~0.05 Hz的统计玫瑰图(上)、测点分布云图(下). Figure 4 The geo-electric strikes statistic obtained from different frequency band and shown in both rose histogram (the uppers) and site-based cloud diagram (the lowers) (a)—(d) represent the frequency bands of 15~320 Hz, 1.5~15 Hz, 0.05~1.5 Hz and 0.005~0.05 Hz, respectively. |
高频段(15~320 Hz).依据图 4a，高频段主轴方位以北东东向构造为主，夹以北北东构造.其中，北东东向主轴方位主要出现于测点207(F1，大盈江断裂带)东南面，尤其集中于测点216~219(对应于F4，瑞丽—潞西断裂)和测点208~210(可能对应于F1大盈江断裂或F2陇川断裂)；而北北东向主轴方位主要出现于测点207的西北面，尤其集中于测点205~206附近，该处为大盈江断裂带、槟榔江断裂带等相互作用的地区.剖面西北端的201号点在近南北向苏典断裂上，故其主轴方位应为北北西向(近南北向)而非北东东向.
中高频段(1.5~15 Hz).由图 4b可知，中高频段主轴方位的分布较为简单，以北东东向(约55°、65°)构造为主，夹以北北东向(约10°)构造.剖面主轴方位总体分布特征与上述高频段一致，大致以大盈江断裂带(F1)附近的测点206、207为界，西北段主要表现为北北东或近南北向，在东南段则主要体现为北东东向，但显得更简单，并且优势主轴方位值及其所处位置有所变化：此时最为显著的优势方位出现在212~215测点处，对应于龙陵—瑞丽断裂(F3).
中低频段(0.05~1.5 Hz).依据图 4c，中低频段的主轴方位分布更为简单，表现为北北东向构造分布于以测点210为界的剖面的西北段，尤其集中于测点205~209之间，可能体现了大盈江断裂带(F1)在深部往两侧的扩张以及与陇川断裂带(F2)的合并，也有可能是剖面西北部近南北向的苏典断裂(F0)、槟榔江断裂(F6)在深部往南的延伸作用；而在剖面东南段没有显著的主轴方位分布.
低频段(0.005~0.05 Hz).由图 4d可知，低频段的主轴分布也非常简单，表现为北东东向构造.需要注意的是，在低频段，北东东向的主轴方位基本上全部集中于以龙陵—瑞丽断裂带为界的剖面东南段，即测点212~219之间，尤其以测点216~218处最为明显.该处为瑞丽—潞西断裂带(F4)的分布位置，推测该断裂可能比剖面上的其他断裂带有更深的延伸深度.
综合以上分析可知，沿该MT探测剖面具有较好的线性构造发育，走向以北东向(北东东、北北东)为主.此外，剖面上存在两个不同延伸深度的主要横向边界.较浅的横向边界对应于大盈江断裂带，分割了两侧不同构造走向方位：西北侧构造走向以北北东、近南北向为主，东南侧构造走向以北东东为主；较深的横向边界对应于龙陵—瑞丽断裂带，分割了两侧主要构造的延伸深度：西北侧浅、东南侧深.
3.2 构造维性分析依据阻抗张量分解结果，可以定性分析地电结构的区域构造维性状况.图 5给出了依据CCZ方法给出的一维偏离度、二维偏离度和二维有效因子.由图可知，剖面沿线的一维偏离度较大，而二维偏离度整体来说较小(< 0.2)，说明测区总体来说具有较强的二维性，可用二维模型近似.但也要注意，测点204、205、206、220、221的低频段，测点207的中频段，二维偏离度较大.测点204~206低频段数据质量较差，且与测点207(大盈江断裂附近)一样，位于不同走向构造体系的交汇区域，故其下方可能存在三维性强的电性结构；测点220、221则位于剖面边缘，其附近有瑞丽—潞西断裂(约北东60°)与畹町断裂(近东西向)，二者在深部可能交切，形成三维性较强的构造，导致其低频段二维偏离度偏大.
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图 5 CCZ自由分解后得到的一维偏离度(左)、二维偏离度(中)、二维有效因子(右) Figure 5 The 1-D skew (left), 2D skew (middle) and 2D effective factor (right) obtained from CCZ method |
二维有效因子是描述地电结构纯二维性的一个参数(陈小斌等，2014).所谓“纯二维性”，就是一维性和三维性都弱，二维性强的地方，一般与线性构造对应较好，如断裂带分布.从图 5(右)所示的二维有效因子分布图中可以看出，纯二维性较强的测点大致有：201~202(苏典断裂F0)、205~206(大盈江断裂F1)、210(陇川断裂F2)、212~214(龙陵—瑞丽断裂F3)、217~219(瑞丽—潞西断裂F4)，220~221(畹町断裂F5), 其相应的频段分布范围可能一定程度指示了构造的延伸深度.
3.3 基于倾子矢量的横向不均匀性分析倾子矢量描述了垂直磁场与水平磁场之间的关系.基于大地电磁理论，如果电性结构是一维模型，即不存在横向不均匀构造，则不会感应出垂直磁场分量，倾子矢量幅度为0.亦即倾子矢量描述了地下电性结构的横向非均匀性：倾子矢量的幅度越大，表明该处的横向非均匀性越严重，越小则表示该处接近为一维构造.由倾子矢量两个分量的实部构成的感应矢量不仅在幅度上具有与倾子矢量相似的意义，而且其指向也具有较为明确的物理意义.常用的Parkinson感应矢量，其主要特征是由高阻指向低阻.
由图 6可以看出，整条剖面大致以0.1 Hz频率为界可分为高、低两个特征差异显著的频段.0.1 Hz以上的高频段数据，倾子幅度明显大，沿剖面感应矢量的指向存在较多的变化，表明中、高频段对应的电性构造具有较明显的横向不均匀性，包括一定的三维性.0.1 Hz以下的低频段数据，倾子幅度变得较小，表明深部电性结构的横向不均匀性较小；其中，大致以测点212为界，除了一些干扰大的频点外，其西北侧低频段的倾子幅度值非常小，接近于0，感应矢量也看不出明确的指向方位，表明该处深部介质基本是一维的；而其东南侧低频段感应矢量的幅度虽然较高频段明显小，但还是有一定的量值，比西北侧明显要大，其指向较为明确，一致指向东南侧，表明该处深部介质存在一定量的横向非均匀性；基于感应矢量由高阻指向低阻的特性可推知，西北侧的电阻率值要比东南侧高.
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图 6 沿剖面的Parkinson感应矢量分布图(上)及典型测点的倾子矢量幅度曲线(下) 感应矢量剖面图中，质量不佳的数据没有显示，如低频端数据、201和205测点的大部分频点数据.感应矢量图中横轴表示沿着剖面的方向，纵轴表示垂直剖面的方向. Figure 6 Parkinson induction vectors along MT profile (the uppers) and amplitude curves of Tipper data in typical sites (the lowers) The bad data does not display in the Parkinson induction vector profile, such as the data of low frequency band and of most frequencies in site 201 and site 205. |
基于倾子矢量数据的分析结果与前述的多测点-多频点最佳主轴统计分析和维性参数分析的结果基本一致.但在横向不均匀性表述方面，尤其是在低频段，依据倾子矢量的分析结果更为明晰.
3.4 视电阻率和相位的拟断面分析为了进行二维反演，我们通过多测点-多频点的共主轴张量分解，获得了沿剖面的主轴方位如图 3d所示，为NE62°，同时也得到了该主轴方位下的区域二维阻抗及对应的视电阻率、相位数据.图 6为阻抗张量分解后TE、TM极化模式的视电阻率和相位拟断面图.由于受浅部三维小异常体的影响小，阻抗相位较视电阻率更适于测区电性结构的定性分析.
从图 7可以看出，无论是TE模式还是TM模式，相位拟断面图表现出较为相似的特点.在纵向上呈现为比较典型的三明治结构：大致1 Hz以上为低值相位(对应于高阻体)，0.01~1 Hz之间是显著的高值相位(对应于高导体)，0.01 Hz以下为中等值的相位.在横向上也能看出一些变化：大致以大盈江断裂带附近的测点206为界，左侧(西北侧)测点的相位值总体上要比右侧(东南侧)测点要高一些，同时，测点204、205处高值相位上隆，意味着大盈江断裂带西北侧附近，存在高导体隆升的现象；大致以瑞丽—潞西断裂带(F4)附近的测点216为界，右侧(东南侧)的相位值总体上要比左侧(西北侧)的相位值要高一些，同时测点213~216下存在相对低的相位往低频部分延伸，与深部中等相位值相接触的现象，表明龙陵—瑞丽断裂(F3)下方可能存在高阻体往下延伸的现象.
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图 7 共主轴多测点多频点阻抗张量分解后的视电阻率和相位拟断面图 上图为视电阻率拟断面，下图为阻抗相位，左图为TE极化模式，右图为TM极化模式.白色区域为删除的频点数据. Figure 7 Pseudo section of apparent resistivity (the uppers) and impedance phase (the lowers) after impedance tensor decomposition using a fixed strike The TE mode is in left and the TM mode is in right. The blank region in pseudo sections represents the deleted data. |
两种极化模式的视电阻率断面图也有相似性.首先，它们均表现出一定的挂面条现象，纵向上的分层不如相位清楚.这是因为视电阻率易受地表附近小异常体所产生的静位移影响.不过也可隐约看出高频段视电阻率值较高而低频段存在高导层这一特点.此外，如果从单个测点从高频往低频看，各测点视电阻率曲线的变化特征还是表现出高-低或高-低-高的特点，与图 2所示的原始观测曲线的形状特征是基本一致的.
因此，主要依据阻抗相位拟断面图的分析，可知苏典—中山剖面电性结构在纵向上呈现为较为典型的三明治结构：上地壳高阻特性、中地壳高导特性、下地壳中等电阻特征；而在横向上，则分别以大盈江断裂、龙陵—瑞丽断裂为界，也可分为三个电性结构有所差异的区域.这种纵向分层和横向分段特征与上述基于最佳主轴统计分析的结果是一致的，只不过在那里，纵向上还多分出高频(1.5~320 Hz)部分，可能代表非常浅部的沉积构造.
4 二维反演计算以上通过对所观测数据细致的分析，我们对测区电性结构及构造的分布特征已经有了一个基本的认识.但这个认识是否正确，其更确切的电阻率-深度对应关系，必须通过反演来确定.另一方面，反演结果是否正确，在多解性选择上如何取舍，则需要在上述定性分析认识的基础上进行.
本文研究中，利用MT-Pioneer平台集成的二维非线性共轭梯度算法(Rodi and Mackie, 2001)进行了二维反演计算.反演中较多地采用了我们最近发展的一些新技术，如带地形的测点中心网格技术(陈小斌和赵国泽，2009)、印模法技术(叶涛等，2013)、L曲线分析技术等，这些技术的应用提高了最终反演结果的可靠性.
4.1 带地形的测点中心网格利用测点中心网格的自动生成技术(陈小斌和赵国泽，2009)可以获得光滑高质量的横向网格；采用分段设置递增比例因子来构建纵向网格；以测点海拔数据为依据，采用自动搜索的方法生成地形部分的网格，其中，为保证所有测点的正演计算精度，地形部分的纵向网格尺寸设为一致.网格剖分过程与反演过程是迭代进行的，以使得网格的疏密能尽量与电性结构的高、低阻分布相一致.最终获得的地下网格如图 8所示.依据网格质量评价因子(网格间距变化因子γ、测点中心偏离度α，见陈小斌和赵国泽，2009)可知，最终获得的反演网格质量良好.
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图 8 带地形的二维反演网格及质量评价参数 (a)反演网格对地形线的逼近情况；(b)沿剖面的网格间距变化γ：横轴为1表示该处为测点，为0表示插入的网格，参见陈小斌和赵国泽(2009)；(c)测点中心偏离度α：表示测点位置与网格中心位置之间的偏离情况；(d)最终的剖面探测区二维反演网格分布(地表至地下100 km以上部分).地形部分的纵向网格尺寸为10 m，地形部分以下，分5段，递增因子分别为：< 1 km，为1.2；1~7 km，为1.1；7~80 km，为1.02；80~150 km，为1.1；150~800 km，为1.2；要求网格最大尺度不超过50 km.最终地下部分的网格规模为128(横向) ×275(纵向). Figure 8 The 2D inversion grid with topography and its corresponding evaluation parameters (a) The topography fitting of inversion mesh; (b) Lateral variation of node space along the profile. The number of 1 stands for site location and 0 represents interpolating lateral mesh, see Chen and Zhao (2009); (c) Site-centered deviation degree, which represents the deviation of site location compared with the centre of a node space; (d) The 2D inversion mesh in the detecting domain shown from surface to the bottom of 100 km. The node space of longitudinal mesh in topography-simulated part is 10 m, and the underlying mesh was divided into five parts with different extending scale factors as the following: 1.2 (< 1 km), 1.1 (1~7 km), 1.02 (7~80 km); 1.1 (80~150 km); 1.2 (150~800 km). The requirement for mesh is that the node space of mesh does not exceed 50 km. The total inversion mesh is the scale of 128 (lateral) ×275 (logitudinal). |
对于TE模式而言，地表以上的空气层还需要进行网格剖分.根据地表层纵向网格(10 m)、空气层层数(10层)、空气层的最大高度(150 km)等参数，自动计算获得空气部分的网格递增因子.
4.2 采用TM极化模式进行二维反演计算依据已有的研究(蔡军涛和陈小斌，2010)，二维反演中，TE模式对模型的二维性的要求远高于TM模式.依据前文关于测区构造的分布走向、电性主轴以及构造维性的分析均可得出，研究剖面的构造呈现出一定程度的三维性特点.图 9显示了分别采用TM模式、TE+TM模式、TE模式数据进行二维反演所得到的结果.可以发现，TE+TM模式、TE模式的反演结果与TM模式的反演结果差异很大，且拟合明显要差；此外，TM模式的反演结果与前述的数据定性分析的结果更加一致.故确定在此后的反演中，我们采用TM模式进行二维反演计算，在反演中，将视电阻率的门限误差设为2%，相位的门限误差设为0.01弧度.
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图 9 TE(左)、TM(中)、TE+TM(右)极化模式的反演结果 图件上方标注的分别是正则化因子(tau)、门限误差(floor Err)、迭代次数(Iter)、拟合标准差(RMS). Figure 9 Inversion results using TE mode (left), TM mode (middle) and TE+TM mode (right) Regularization factor (labeled as tau), floor error (shown as floor Err), iteration number (labeled as Iter) and RMS misfit are displaying in the top of 2D resistivity sections. |
合理的正则化因子选取能使反演结果既能较好的拟合观测数据，又能使得模型具有较好的光滑度.NLCG算法中，正则化因子需人为设定.本文在100000~0.01范围基本按对数原则选取了多个不同正则化因子分别进行了二维反演计算，通过Фd-Фm曲线交绘图(L曲线，见图 10a)分析(Hansen, 1992)，得出最优正则化因子为30.
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图 10 (a) 关于正则化因子的Фd-Фm曲线交绘图(L曲线图)，曲线上的参数为反演正则化因子tau；(b)关于印模深度的Фd-Фm曲线交绘图，曲线上的参数为印模深度(单位km)；(c)、(d)、(e)分别是印模深度为65 km、50 km、25 km的反演结果，图件上方的标注见图 9所注，(c′)、(d′)、(e′)为对应的初始模型. Figure 10 (a) The L curve analysis, which is based on data object function (Фd) and model object function (Фm), is for selecting an optical regularization factor (tau). The numbers shown in the curve stand for the regularization factors used in inversions. (b) Фd-Фm cross graph, which is based on data object function (Фd) and model object function (Фm), is for selecting an optical impressed depth for constructing starting model. The numbers shown in the curve stand for the impressed depths (km) used in inversions. (c), (d), (e) represent the inversion results using the impressed depths of 65 km, 50 km, 25 km, respectively. Their corresponding starting model were shown in (c′), (d′), (e′), respectively. |
不同的初始模型可能得到差异较大的反演结果.本文采用印模法(叶涛等，2013)来构建初始模型.其中，印模深度的选择与上述利用L曲线确定正则化因子类似.针对已有的二维反演模型，选取多个印模深度分别构建初始模型并进行反演计算，然后绘制数据拟合-模型粗糙度交汇图(Фd-Фm曲线交绘图)，见图 10b.选择靠近左下角附近、拟合程度最高的反演结果进行比较，见图 10c、d、e等图.尽管初始模型存在较大的差异，但三者的反演结果非常相似.我们依据反演结果中挂面条现象的强弱程度，选择图 10e作为最终的反演结果，即印模深度为25 km，由印模法构建的对应的初始模型见图 10e′所示.
5 二维反演结果的可靠性分析 5.1 数据拟合情况数据拟合是否好是评价一个反演结果是否可靠的基本条件.图 11为二维电性模型的理论响应与观测资料的拟断面对比图.可见无论是视电阻率还是阻抗相位，观测数据与反演理论响应之间具有很好的一致性，亦即数据的拟合程度很高，表明反演结果完全体现了观测数据的约束.不过，由于反演的非唯一性，该反演结果是能产生观测数据响应的多个模型之一.
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图 11 观测数据与反演模型响应拟断面图 左(ρao，ρac)为视电阻率，右(φo，φc)为阻抗相位；上(ρao，φo)为观测数据，下(ρac，φc)为反演模型响应.白色表示在反演中被删除的数据. Figure 11 Pseudo section of observed data (the uppers) and response (the lowers) The apparent resistivity (ρao, ρac) is shown in left and the impedance phase (φo, φc) right. The blank region in pseudo sections represents the deleted data. |
本文在数据处理与反演中已经采取了多项措施，提高了二维反演结果的可靠性.此外，还通过对比分析发现，我们所选择的反演结果的主要特征与数据定性分析的认识一致，这也在一定程度上佐证了其正确性.但是反演结果中某些关键特征仍需要进一步进行正演验证，以确定其所受到的观测数据的约束情况.
图 12给出了反演结果模型中一些关键部位的正演计算验证情况.其中，椭圆形的巨型高阻体(测点208~217之下方)、大盈江附近(测点203~205)的高导隆起的顶界埋深、剖面西端的畹町断裂带(F5)下方的高导异常体，被证明是数据强约束的反演结果；而畹町断裂带(F5)下方高导异常体向深部连通的高导通道则受到数据的约束性较差，即其有可能是反演过程中产生的冗余构造.不过，依据前面电性主轴方位和二维有效因子的分析结果，218、219测点低频段呈现较为显著的二维性，表明该处向深部延伸的通道可能真的存在.这些计算结果为我们后续基于电性结构的构造解释提供了结果可靠性方面的依据.
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图 12 反演结果模型关键构造的正演验证 (a)巨型高阻体电阻率降低; (b)巨型高阻体电阻率升高; (c)大盈江断裂带附近高导隆升的顶界面深度改变较大; (d)大盈江断裂带附近高导隆升的顶界面深度改变较小; (e)畹町断裂带附近壳内高导异常体的验证; (f)畹町断裂带附近壳内高导异常体与深部高导连通通道的验证; (g)最终反演结果模型; (h)各种情况下，各测点拟合RMS与标准模型拟合RMS的对比图. Figure 12 Forward modelling test of critical electrical structures (a) is the case that decrease resistivity of the resistive body beneath Longling area; (b) is the case that increase resistivity of the resistivity body beneath Longling area; (c) Change the top surface of conductive layer beneath Dayingjiang fault to an obvious lower depth; (d) Change the top surface of conductive layer beneath Dayingjiang fault to an unconspicuous lower depth; (e) Verification of the crustal conductor near the Wanding fault; (f) Verifying whether the conductor connects the conductive structure in deep or not; (g) The final 2D resistive model to be interpretated in the following; (h) Comparison of RMS misfit in above cases with the RMS misfit of the final inversion model (g). |
一般采用电磁场的趋肤深度来描述大地电磁的探测深度，尽管二者并不完全一致.但趋肤深度是定义在均匀半空间模型之下的，复杂模型的趋肤深度难以计算.陈小斌等(2007)发展了一种复杂模型下的趋肤深度的定义和计算方法，目前已集成于MT-Pioneer中.该方法的基本思想是，对于有耗媒质中传播的电磁波，首先设定一个参考点，然后沿传播方向场强衰减到参考点处的1/e所走过的距离.具体操作过程是，首先将图 10e所示的电阻率模型分解为每一个测点下的一维层状介质模型，正演计算一维模型的响应；然后利用一维自适应正则化反演方法(ARIA-1D，陈小斌等，2005)反演该响应，获得一维连续介质模型；在一维连续介质反演的同时，计算得到每个测点下一维模型的趋肤深度.
图 13为按照上述方法计算得到的反演模型趋肤深度等值线分布图.由图可知，对于该反演模型而言，1000 s大地电磁数据的趋肤深度即达到70 km附近.根据图 11，参与反演的大部分测点的有效频率超过1000 s，少数测点的有效频率达到10000 s.因此，我们所得到的反演结果模型的有效深度应大于80 km.本文中取80 km以上部分进行解释，是可信的.
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图 13 反演模型的趋肤深度等值线图.等值线上的参数为频率的对数，背景图为反演结果模型 Figure 13 Superimposed inversion model with contour map of skin depth and the label in contour map represents the logarithm of frequency. The back is the final model of inversion results |
图 13所示的趋肤深度等值线分布还为我们提供了其他的一些信息.在周期小于100 s的中、高频段，大致以208测点为界，剖面西北侧相应频率的探测深度要远远浅于东南侧.例如，周期100 s的趋肤深度，在西北侧仅为10 km左右，而东南侧最深接近40 km.这意味着沿剖面的地壳结构存在较强的横向不均匀性，导致同一频率数据所对应的深度不一致.这在使用诸如感应矢量剖面图(图 6)、阻抗相位剖面图(图 7)进行横向不均匀性的分析时，要特别小心谨慎.
6 结果分析与讨论 6.1 电性结构的主要特征图 14显示了苏典—中山剖面的电性结构及其地质解释结果.由图可见，腾冲构造单元与保山构造单元的电性结构存在着极大的差异.腾冲构造单元的电性结构具有比较典型的三明治结构：大约10 km以下的中上地壳存在显著连续分布的高导层C1，C1在大盈江断裂带与苏典断裂带之间上隆至5 km附近，使得上覆的高阻层变薄；C1以下为分布均匀的相对高阻层，该层跟随着C1也向上隆升.在保山构造单元内，地壳电性结构出现了很大的横向变化.上地壳高阻层往下延伸至16 km左右，腾冲单元的壳内高导层C1在此处尖灭.16 km以下至上地幔顶部50 km，存在一个厚30 km、宽50 km的巨型高阻异常体R1.R1西北部为腾冲单元的地壳三明治结构，东南部为一较为显著的高导异常体C2，其下方似存在一个通道与高阻体下部的上地幔高导分布C3相连通，不过上述的正演验证表明，该高导通道受数据的约束力不强，不能排除是反演过程中产生的冗余构造.
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图 14 二维反演结果及其地质解释 F0：苏典断裂；F1：大盈江断裂；F2：陇川断裂；F3：龙陵—瑞丽断裂；F4：瑞丽—潞西断裂；F5：畹町断裂. Figure 14 2D resistivity model and tectonic interpretating F0: Sudian fault; F1: Dayingjiang fault; F2: Longchuan fault; F3: Longling-Ruili fault; F4: Ruili-Luxi fault; F5: Wandin fault. |
从图 14可以看出，苏典—中山剖面的高阻上地壳遭受到断裂的切割.参照活动构造分布，自左而右可划分出六条断裂，将上地壳切割为七个块段.各条电性边界断裂的特征分述如下：
F0：苏典断裂.近南北向的一条断裂，在盈江盆地测点205、206附近与大盈江断裂带交汇.由于其展布方位与剖面接近，苏典断裂在剖面上表现出浅而宽的高导(203~205)，其西北侧为厚度为10 km左右的较为完整的高阻层，东南侧紧挨着大盈江断裂.苏典断裂带是一条活动性较强的断裂，有研究认为其为2011年盈江5.8级地震的控震断裂(孙尧，2014).
F1：大盈江断裂.地表位置在测点206和207附近，倾向NW向但较为陡峭.依据地质研究结果，大盈江断裂为一条全新世左旋走滑活动断裂(常祖峰等，2011；安晓文等，2009).大盈江断裂带是本剖面西段的一个主要边界带.断裂带西侧，为与苏典断裂交汇形成的很浅的高导区域，高导顶界面小于5 km，在此深度也出现了震级小而又密集的地震；断裂带东侧，上地壳高阻层逐渐增厚，中上地壳高导层逐渐变薄.
F2：陇川断裂.又叫瓦德隆断裂，地表位置为测点210、211之间，西北倾斜.陇川断裂两侧电性结构可以看到较为显著的差异.该带两侧均出现了超过10000 Ωm的特高电阻率岩体，其中东南侧要显著厚，且电阻率值更高.陇川断裂下方，存在由西北侧延伸过来的中上地壳高导层，但比较薄.而高导体的下方，是巨型椭圆形高阻体的西北边界.在构造活动性上，陇川断裂被认为是一条晚更新世时期的活动断裂(常祖峰等，2011)，活动时间相对较老.因此，陇川断裂可能是腾冲构造单元与保山/临沧构造单元的老的边界.
F3：龙陵—瑞丽断裂.地表位置为测点213、214附近，是剖面电性结构上表现得最为明显的断裂带，北西向倾斜，与陇川断裂(F2)形成类似于叠瓦状构造.龙陵—瑞丽断裂两侧岩体的电性特征进一步出现差异：在其东南侧，高阻岩层增厚至18 km左右，阻挡了西北段连续高导层C1往东南方向的扩展.由于受到深部高阻体R1的阻挡，龙陵—瑞丽断裂带应该没有切穿下地壳.根据地质研究结果，龙陵—瑞丽断裂带对寒武系岩体有明显的控制作用，早期以挤压为主，晚期以水平走滑运动为主(黄学猛等，2010).
F4：瑞丽—潞西断裂.地表位置为测点217东南侧附近，电性结构上有所显示，但不太清楚.根据前述阻抗张量统计成像结果，该断裂在深部可能与畹町断裂相交，推测其倾向东南.
F5：畹町断裂.地表位置为测点220和221之间，电性结构上显示明显，倾向北东.可以认为，瑞丽—潞西断裂与畹町断裂在深部汇聚于高导体C2中，并可能沿着C2下的高导通道与上地幔高导分布C3相连，二者与C2的共同作用使得C2上覆岩体出现了形似地垒的构造.
依据电性结构以及阻抗张量成像分析结果，大盈江断裂带与龙陵—瑞丽断裂带构成了研究区两个主要的边界.其中，大盈江断裂带为两个不同走向构造的不整合接触带，其北西侧构造为近南北向或北北东向构造，而东南侧构造则为北东东向构造，二者夹角超过40°；龙陵—瑞丽断裂为电性结构横向不均匀性的深部边界带，其下存在巨型高阻体，其东南侧较之于西北侧断裂的延伸更深、断裂两侧高阻岩体的电阻率也更高.
6.3 电性结构与火山、地震活动性机制依据地质研究成果，图 14上的上地壳高阻层可能是测区中元古代高黎贡山群基底(钟大赉，1998)的电性反映.中上地壳高导层C1在龙陵—瑞丽断裂(F3)下方出现了间断，按照赵国泽等(2004)的观点，其可能反映了龙陵—瑞丽断裂带持续的较为强烈的构造变形活动，导致该处地壳中的热和流体沿着断裂破碎带释出，形成高阻隔离体.腾冲单元中，未发现深部地幔岩浆上升的通道.而在保山构造单元内部，高导层C2与上地幔的高导分布C3似存在相互联通的通道，推测C2为残留的岩浆房.而R1是一个非常奇怪的高阻异常体，推测其形成过程与腾冲微板块与保山微板块拼贴时的相互作用有关.R1隔断了腾冲构造单元和保山构造单元之间深部的热交换，减弱了二者之间深部的相互作用，使二者能够独立的演化.此外，龙陵—瑞丽断裂带北段附近曾经发生过多次7级强震，R1的存在有助于该处应力的积累和强震的孕育.
电性结构模型能较好解释盈江地震区和龙陵地震区之间地震分布的差异性.从电性结构模型来看，大盈江断裂带西北侧的高导层顶界面较浅，两侧高阻体厚度较小，之间较难形成大的应力积累和强的相互作用，断裂强度较小，应力释放容易.因此大盈江断裂西北侧小震级、浅震源的地震活跃；龙陵—瑞丽断裂两侧的高阻延伸深，厚重高阻岩体之间的相互作用为强震的孕育提供了必要的应力积累的条件，故其附近地震震源深，震级大.因此，从电性结构上看，盈江地震区可能不具有龙陵地震区那样的大地震孕育的深部构造环境.
7 认识与结论本文针对盈江—龙陵地区的一条大地电磁剖面(苏典—中山剖面)，利用阻抗张量成像分析、二维反演等技术手段，详细研究了该地区地壳电性结构分布情况.在对反演所得的电性结构模型的可靠性进行了较为充分验证的基础上，分析了电性结构与构造分布和地震活动性之间的关系，探讨了盈江地震区和龙陵地震区地震分布差异性的深部制约因素.
阻抗张量成像分析显示，沿苏典—中山剖面存在两个不同延伸深度的主要横向边界.较浅的横向边界对应于大盈江断裂带，分割了两侧不同构造走向方位：西北侧构造走向以北北东、近南北向为主，东南侧构造走向以北东东为主；较深的横向边界对应于龙陵—瑞丽断裂带，分割了两侧主要构造的延伸深度：西北侧浅，东南侧深.
二维反演结果模型表明，盈江—龙陵地区地壳在纵向上为明显的“三明治”式成层电性结构.上地壳为平均厚度约为10 km的高阻地层，在约6~16 km地壳深度范围发育有电阻率为几欧姆米的显著高导层，下地壳底部和上地幔顶部表现为电性较为均匀的相对高阻层.中下地壳的高导层顶界面具有一定的横向不均匀性，在大盈江断裂西北侧上隆至5 km左右，往东较深，在龙陵—瑞丽断裂附近被伸入到地幔的高阻层隔断，构成腾冲微板块和保山微板块的电性边界.
从电性结构模型来看，盈江地震区的高导层顶界面较浅，断裂带两侧高阻体厚度较小，而龙陵地震区的高阻延伸深，断裂两侧高阻岩体厚度大.因此，盈江地震区可能不具有龙陵地震区那样的大地震孕育的深部构造环境.1976年发生的龙陵7.3级、7.4级大震正是发生在上述深部电性结构背景下，强应力释放事件.
8 结语本篇论文作为“大地电磁资料精细处理与二维反演解释技术研究”序列的最后一篇论文，比较完整地展现了大地电磁资料处理与二维反演解释中几乎所有的技术过程.由于剖面长度较短，没有采用分区段-分频段二维反演技术(郭春玲和陈小斌，2018).不过，本研究序列所给出的一些新的技术手段，包括共轭阻抗法张量分解技术(蔡军涛等，2010)、印模法迭代重构反演技术(叶涛等，2013)、多测点-多频点阻抗张量分解统计成像技术(陈小斌等，2014)、以及本文中给出的有效探测深度技术等，并不局限于二维领域，还将在三维反演解释的时代，继续发挥重要的作用.
此外，本研究序列(六)中，由于作者的疏忽，图 10的标注出现了顺序错误.实际的反演过程是先做全剖面最低频段(0.0001~0.015 Hz)的反演，再依次做剖面西北段(左侧)自低频到高频的反演，最后做剖面东南段(右侧)0.015~320 Hz频段的反演，得到分频段-分区段反演的最终结果.特此勘误.
致谢 研究生杨静(现山西省地震局)、赵凌强(现中国地震局第二监测中心)等参与了野外数据采集工作.此外，作者对两位评审人宝贵的意见表示感谢！
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