川滇南部位于青藏高原东南缘南部，地处印度板块和扬子板块的汇聚带上，是青藏高原东部地壳块体旋转挤出的重要通道和构造转折带，由于受到青藏高原隆升过程中高原物质的长期挤出作用，形成了该地区地壳缩短和块体滑移等复杂的构造变形格局(张智等, 2006).在印度板块与欧亚板块碰撞和挤压过程中，川滇南部发育了一系列深部断裂带(图 1)，主要有怒江断裂带(F1)、澜沧江断裂带(F2)、金沙江断裂带(F3)、红河断裂带(F4)、小江断裂带(F5)、则木河断裂带(F6)、安宁河断裂带(F7)和小金河断裂带(F8)，这些大型走滑断层伴随着印支期以来大陆碰撞和地体拼合作用多期活动(杨文采等, 2015).徐锡伟等(2003)根据活动断裂和历史地震的地表破裂等特征将该地区划分为滇东地块(Ⅰ)、滇中地块(Ⅱ)、川西北地块(Ⅲ)、思茅地块(Ⅳ)、保山地块(Ⅴ)和腾冲地块(Ⅵ)六个活动地块.由于研究区域特殊的地理位置及其复杂而漫长的剧烈构造运动，使得川滇南部腾冲地区的岩浆活动一直很强烈，并形成中国大陆上最年轻的火山区之一.在区域构造活动和岩浆活动的背景下，川滇南部强震活动频繁，据国家地震数据共享中心国家台网大震速报目录，该地区在2000年1月1日—2019年6月30日期间发生M6.0以上地震11次(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地块、主要活动断裂分布图 区域划分：Ⅰ—滇东地块，Ⅱ—滇中地块，Ⅲ—川西北地块，Ⅳ—思茅地块，Ⅴ—保山地块，Ⅵ—腾冲地块；区域主要断裂：F1—怒江断裂带，F2—澜沧江断裂带，F3—金沙江断裂带，F4—红河断裂带，F5—小江断裂带，F6—则木河断裂带，F7—安宁河断裂带，F8—小金河断裂带，F9—普渡河断裂，F10—绿汁江断裂，F11—楚雄断裂.黄色五角星为2000年以来发生的M ≥6.0地震震中.紫色正方形为腾冲火山区. Fig. 1 Distribution of blocks and main active faults in the study area Ⅰ—East Yunnan Block, Ⅱ—Central Yunnan Block, Ⅲ—Northwest Sichuan Block, Ⅳ—Simao Block, Ⅴ—Baoshan Block, Ⅵ—Tengchong Block; F1—Nujiang fault, F2—Lancangjiang fault, F3—Jinshajiang fault, F4—Red River fault, F5—Xiaojiang fault, F6—Zemuhe fault, F7—Anninghe fault, F8—Xiaojinhe fault, F9—Puduhe fault, F10—Lüzhijiang fault, F11—Chuxiong fault. The yellow stars denote epicenters with M ≥6.0 since 2000. Purple square denotes volcanic region in Tengchong.

在过去二三十年里，国内外许多学者对川滇南部及周边地壳精细结构进行了深入广泛的研究，对于川滇南部中下地壳流的存在和规模以及腾冲火山岩浆囊的分布范围一直存在较大争议.部分研究结果表明在包含川滇南部区域的青藏高原东南缘中下地壳存在通道流.体波走时层析成像研究结果表明保山地块(Ⅴ)和腾冲地块(Ⅵ)下地壳表现为大范围明显低速异常(胥颐等, 2013; 刘伟等, 2019)；通过人工地震测深方法在腾冲地块(Ⅵ)与红河断裂带(F4)等不同地区的中地壳或下地壳深度范围也得到了低速结构(苏有锦等, 1999; 张中杰等, 2005; 张智等, 2006; 王夫运等, 2014)；面波层析成像结果显示小江断裂带(F5)下方的中下地壳深度存在明显的低速异常(潘佳铁等, 2015; Chen et al., 2016; Wu et al., 2016; Fu et al., 2017; 王怀富等, 2020)；朱介寿等(2017)用接收函数方法得到的研究结果表明川西及滇西北的中地壳内广泛存在黏滞性地壳流；面波频散和接收函数联合反演结果则提出在研究区中地壳内存在与区域走滑断裂相对应的两个低速通道(Li et al., 2008, 2016; Bao et al., 2015)；三维密度扰动成像结果结合三维P波速度研究表明青藏高原存在下地壳流(杨文采等, 2015, 2019)；重力观测资料研究结果表明川滇南部尤其是腾冲火山区表现为明显的重力负异常(胡亚轩和王雄, 2009; 姜枚等, 2016).而与上述结果不同，另一些研究结果却表明川滇南部不存在中下地壳流，如Chen等(2014)认为该地区虽然存在中下地壳低速层，但是受到深大断裂的分割和围限，不可能存在大规模的物质流动，部分学者还认为地壳流的存在需要满足存在软弱层和地壳厚度与密度差异等条件(张培震, 2008)以及一定的力学边界条件(Yin, 2010).

关于腾冲火山区的起源和下方岩浆囊结构与地表火山的内在联系也存在较大争议.体波走时层析成像结果(Lei et al., 2009)推测腾冲火山区的形成与印度板块脱水作用造成的深部物质上升有关，接收函数方法研究结果(Zhang et al., 2017; Xu et al., 2018a)表明腾冲火山起源于地幔转换区，并且与印度板块上地幔向东俯冲作用密切相关.胡亚轩和王雄(2009)利用重力观测资料显示腾冲火山区存在负的重力异常，表明该区下方可能存在不规则岩浆体，但未能给出岩浆体的准确深度.体波走时层析成像结果(曹令敏等, 2013)与接收函数和面波频散联合反演结果(Li et al., 2018b)表明腾冲火山区地壳内可能存在不同的岩浆囊结构.采用大地电磁阵列资料(Ye et al., 2018)得到了腾冲地区中下地壳的三个高导异常体，这被认为是与火山所用有关的岩浆囊.接收函数方法研究结果(Xu et al., 2018b)表明腾冲地区壳幔边界上的厚过渡带揭示了上地幔顶部的热流可能渗透到下地壳.

本文将联合使用云南、四川和贵州地震台网记录的初至Pg震相绝对走时和相对走时数据，采用区域双差地震层析成像方法(Zhang and Thurber, 2006)联合反演川滇南部更高分辨率的三维速度结构和地震震源参数，探究川滇南部中下地壳流和腾冲火山区岩浆囊的分布特征，为深入了解该区深部介质条件和地壳流分布特征提供重要参考依据.

根据地震与台站的分布情况，我们选取了98°E— 105°E、23°N—28°N范围为研究区域，包括云南大部分地区和四川南部部分区域.本研究收集了云南、四川和贵州地震台网共85个地震台站(含3个流动台站)(图 2a)在2008年1月—2017年12月期间记录到的85328个地震的初至Pg震相到时资料，震级分布范围为M1.0~6.9，初始震源深度分布为1~40 km.为了提高中心区域射线覆盖的质量和增加边缘地区的射线覆盖率，我们对所收集的地震数据做了如下严格筛选：(1)中心区域(图 1中绿色多边形内部区域)要求每个地震至少有5个Pg到时观测数据；(2)边缘地区(图 1中蓝色矩形内部和绿色多边形外部交界区域)要求每个地震至少有3个Pg到时观测数据；(3)选取走时残差在-0.5~0.5 s范围内的震相，为了剔除异常走时，并且选取震中距-走时拟合曲线±5 s内的震相及地震；(4)在选取相对到时数据组成地震对时限定两个地震之间最大间距为10 km.最终挑选出震级范围M1.0~6.9和震源深度分布为1~39 km的49130个地震的初至Pg震相绝对到时数据317366条(图 2b)和相对到时数据2674110条用于联合反演，地震射线平面分布如图 3a所示.

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 地震震中、台站和剖面位置分布图，(b) P波走时-震中距图 Fig. 2 (a) Distribution of epicenters and seismic stations and the location of different profiles, (b) Travel time-epicenter distance curve of P waves

图 3

Fig. 3

图 3 (a) 网格节点及地震射线平面分布图，(b)初始一维P波速度模型 Fig. 3 (a) Distribution of grids and seismic rays, (b) Initial 1-D P-wave velocity model

为了便于对研究区速度结构进行分析，本研究以(101.5°E，25.5°N)为中心建立坐标系.根据研究区域台站的分布情况和收集的地震数据的情况，在反演之前首先用检测板方法(Humphreys and Clayton, 1988)进行了网格间距在水平向和垂直向的分辨率测试，以便找到现有数据的最佳分辨能力.由于研究区内台站密集程度有着较大差异，地震分布不均匀，因此射线覆盖程度在整个区域相差较大(图 3a).研究区中心区域台网较密，射线交叉程度高，而西北区域，台站和地震较少，地震射线分布相对稀疏.经过多次尝试不同网格间距(0.2°×0.2°、0.3°×0.3°、0.4°×0.4°)的检测板测试，根据检测板分辨情况最终确定研究区水平向网格间距为0.3°×0.3°，垂直方向为0 km、5 km、10 km、15 km、20 km、25 km、30 km、40 km、50 km、60 km.

本文采用了Zhang和Thurber(2006)提出的区域双差地震层析成像方法(tomoFDD)，与以往的双差层析成像方法(tomoDD)相比，除了可以联合使用绝对走时与相对走时资料同时反演地球内部三维速度结构与震源参数，并能更精细地刻画震源区的速度结构外，该方法在反演过程中使用了球坐标和有限差分方法计算射线路径(Vidale, 1988)，使之更适用于区域层析成像研究，提高了反演的精度.有限差分法直接从惠更斯原理和费马原理出发，将台站看作源，计算台站到各个反演节点的走时.根据互易原理，地震到台站的走时和台站到地震的走时相同，因此计算每个台站对应的走时场，则地震到台站的走时可以通过对地震周围8个相邻节点走时进行三线性插值得到，能有效确定不均匀或具有间断面的介质中的地震波走时和射线路径.

由于初始速度模型对于三维反演结果具有较大的影响，为了减小反演结果对初始一维速度模型的依赖，经过反复测算和综合分析后，本研究最终联合人工地震测深结果(王椿镛等, 2003)和最小一维速度模型(高家乙等, 2016)，选择走时残差均方根(RMS)最小的速度模型，构建了适合于研究区域构造特征的初始一维速度模型(图 3b).在联合反演中，我们采用网格节点法(Thurber, 1983)对地球内部速度模型进行参数化，节点内任意一点的速度值由周围8个相邻节点的速度值线性插值得到.在区域双差层析成像反演中，大型稀疏矩阵的反演方法采用带阻尼的最小二乘联合梯度(Least Square QR-factorization，简称LSQR)算法.为了提高反演结果的稳定性，在反演过程中，我们对引入的光滑因子和阻尼参数进行了权衡分析(Eberhart-Phillips, 1986; Eberhart-Phillips and Michael, 1993)，根据均衡曲线(图 4)选择最优光滑因子和阻尼参数，即数据方差显著降低而模型方差增加不大，均衡反演结果的稳定性与分辨率情况，并考虑条件数范围为40~80(Waldhauser, 2001)，最终选取的阻尼参数为500，光滑因子为70.

图 4

Fig. 4

图 4 阻尼参数和光滑因子的均衡曲线 (a)使用不同的阻尼参数获得的归一化模型方差和数据方差的均衡曲线，最优阻尼参数为500; (b)当阻尼参数为500时，使用不同的光滑因子获得的归一化模型方差和数据方差的均衡曲线，最优光滑因子为70. Fig. 4 L-curve of damping and smoothing factors (a) L-curve of normalized model variance and data variance for different damping parameters, the optimum damping parameter is 500; (b) L-curve of normalized model variance and data variance for different smoothing factors when damping parameter is 500, the optimum smoothing factor is 70.

检测板结果(图 5)表明，在0~25 km深度范围内整个川滇南部分辨率都很高，数据分辨能力强，检测板几乎完全恢复；而在30 km深度处，研究区中心区域和东北区域也呈现了较好的分辨率，在此深度我们仅对这两个区域的反演结果给出分析讨论.在获得不同深度处检测板结果的同时，我们也获得了两条不同走向剖面的沿深度方向检测板结果(图 5h，5i)，检测板结果显示数据纵向分辨率达到了5 km.在前人已完成的包含川滇南部的研究中(周龙泉等, 2007; Huang et al., 2012; 胥颐等, 2013; 杨婷等, 2014)，横向分辨率大都为0.5°×0.5°，纵向分辨率为10 km甚至20 km以上，虽然吴建平等(2013)对小江断裂带的研究中，横向分辨率达到了0.25°×0.25°，但是研究区只包含了小江断裂带在内的较小范围，并且纵向分辨率也在10 km.相比以往的研究结果，由于本文使用了较为密集的台站和地震，并且联合使用了绝对和相对两种类型的到时数据，从而使得数据的分辨能力得到较大的提高，因此获得了横向分辨率为0.3°×0.3°、纵向分辨率为5 km的更高精度的研究结果.

图 5

Fig. 5

图 5 研究区不同深度处和剖面的检测板结果分布 Fig. 5 Results of the checkerboard resolution test at different depths and the selected profiles

区域双差地震层析成像方法可以联合反演研究区的三维速度结构和地震的震源参数，因此本文在获得川滇南部P波速度结构的同时也获得了39621个地震的震源参数.经统计，地震走时残差均方根(RMS)优势分布范围由重定位前的0.20~0.30 s降为重定位后的0.00~0.01 s(图 6a，6b)，重定位后98.7%的地震的RMS值小于0.03 s.地震重定位后水平误差为0.06~5.23 km，其优势分布范围为0.25~0.75 km(图 6c)，其中96.5%的地震的水平误差小于1.25 km；而垂直误差为0.08~5.42 km，其优势分布范围为0.75~1.25 km(图 6d)，其中97.7%的地震震源的垂直误差小于1.50 km，由此可见地震定位精度在重定位后有了明显的提高.

图 6

Fig. 6

图 6 地震走时残差均方根和重定位误差分布直方图 Fig. 6 Histograms of relocation error and root mean square (RMS) of travel time residual

图 7展示了本文利用上述方法获得的川滇南部各深度层面的P波相对速度扰动.其中，0~10 km深度范围内的三维P波速度异常(图 7a—c)反映了川滇南部上地壳的速度结构特征.浅地表(0~5 km)保山地块(Ⅴ)和滇中地块(Ⅱ)表现为与花岗岩和玄武岩有关的大范围高速异常(He et al., 2003)，局部地势较低的沉积地区表现为低速异常，与地表地形有着明显的相关性.随着深度的增加，速度异常与地表地形的相关性逐渐降低，至10 km深度处，保山地块(Ⅴ)西南部呈现为一条北西方向弱、南东方向较强的南东向条带状低速异常，研究区中部及东北部，小江断裂带(F5)、普渡河断裂(F9)以及红河断裂带(F4)呈现为明显的低速异常特征.

图 7

Fig. 7

图 7 各深度层面P波速度扰动图像 Fig. 7 P-wave velocity perturbation at different depths

随着深度增加到15~20 km，速度异常与地表地形的相关性消失，高、低速度异常的分布也不再如浅层那样分散，而是整体呈现出“内低外高”的特征(图 7d，7e)：川滇菱形块体内部的滇中地块(Ⅱ)和川西北地块(Ⅲ)主要表现为低速异常，而周边的滇东地块(Ⅰ)、思茅地块(Ⅳ)、保山地块(Ⅴ)和腾冲地块(Ⅵ)则主要表现为高速异常.此外，与10 km深度(图 7c)相比，普渡河断裂(F9)南端的低速异常幅度较大，范围向北延伸，在20 km深度形成近南北向的低速异常条带.

25~30 km深度范围内的三维P波速度异常(图 7f，7g)则主要反映了川滇南部中下地壳的速度结构特征.在研究区西部，保山地块(Ⅴ)和腾冲地块(Ⅵ)表现为明显的低速异常，红河断裂带北段(F4)表现为高速异常；在研究区东部，绿汁江断裂(F10)与普渡河断裂(F9)之间存在一条明显的南北向低速异常条带，低速异常范围相比中上地壳在南北方向进一步扩大，该低速条带北起西昌附近，与北东方向鲁甸地区的低速异常区相连，向南跨过楚雄断裂(F11)，达到了红河断裂带(F4)南段.

为了进一步分析研究区地壳速度结构随深度的横向变化，本文作了沿不同剖面(图 2a)的P波相对速度扰动图(图 8)，并将断裂两侧各15 km范围内的地震震源投影在该剖面上，图中均只保留了检测板分辨率高且可信的区域.在研究区最北端，东西向的垂直剖面A1-A2速度扰动结果(图 8a)显示在研究区北部中下地壳存在几处明显的低速异常区.规模最大的一处出现在小金河断裂带(F8)和滇中地块(Ⅱ)北部下方20~30 km深度处，总体表现为西深东浅，并有西段向深部扩展的趋势；安宁河断裂带(F7)下方0~20 km深度范围内表现为低速异常，而其深部20~30 km深度则表现为高速异常；东部的则木河断裂(F6)下方的速度异常情况则与安宁河断裂带相反，其浅部为向东逐渐加深至15 km左右的高速异常，深部20~30 km深度则为水平状的低速异常.地震重定位结果显示在小江断裂带(F5)和则木河断裂带(F6)交汇区，震源位于0~20 km深度范围内的高低速交界区，并且偏向高速体一侧.在A1-A2南部同样走向的B1-B2剖面(图 8b)中，速度异常的分布特征大体与A1-A2相似，东部的普渡河断裂带(F9)浅部出现约10 km厚的水平状低速异常，而小江断裂带(F5)下方则表现为西深东浅的低速异常，值得注意的是，在此剖面中，滇中地块(Ⅱ)中部在15 km以内表现为明显的高速异常.在研究区的最南端东西走向的剖面C1-C2(图 8c)中，澜沧江断裂(F2)西侧存在一条西深东浅的低速异常，在保山地块(Ⅴ)内从西部的20 km深度向东部的浅地表延伸；而楚雄断裂(F11)下方25~30 km深度表现为低速异常，向东延伸到小江断裂带下方并逐渐减弱.纵观从北向南的三个东西向剖面(图 8a—c)，研究区东部25~30 km深度范围内存在从北向南的低速异常区，从最北端的则木河断裂带(F6)下方，经小江断裂带(F5)到最南端的楚雄断裂(F11).

图 8

Fig. 8

图 8 P波速度扰动纵剖面图(图例同图 1) Fig. 8 Vertical profiles of P-wave velocity perturbation (The legend is the same as Fig. 1)

在研究区东部沿着小江断裂带(F5)并跨过红河断裂带(F4)的南北向E1-E2剖面(图 8e)中，小江断裂带(F5)下方10 km深度以下呈现为整体的低速异常，该条带从北向南延伸至红河断裂带附近终止，未向南跨过红河断裂带.重定位后的震源分布显示，沿着南北向E1-E2小江断裂带剖面的震源主要分布在红河断裂带(F4)北侧，而南侧附近则分布较少.在研究区西部两条穿过腾冲火山区并互相垂直的剖面F1-F2(图 8f)和G1-G2(图 8g)中，火山区西侧和北侧10~20 km深度范围表现为低速异常，而火山区东侧和南侧则具有高速异常特征.

(1)中下地壳流

在印度板块与欧亚板块碰撞的过程中，不同学者对于青藏高原地壳变形提出了不同的变形模式，比如“刚性块体模式”(Tapponnier et al., 1982, 2001; Peltzer and Tapponnier, 1988)、“连续变形模式”(England and Houseman, 1989; Houseman and England, 1993)和“下地壳流模式”(Royden et al., 1997).其中“下地壳流模式”认为青藏高原内部热而弱的中下地壳物质向高原外流动，在龙门山一带受到了较强的四川盆地的阻挡，因此形成了龙门山两侧地形的差异，而在鲜水河断裂带以南的地区，地壳强度则相对软弱，中下地壳物质流通道变得开阔(张培震, 2008).Bai等(2010)的大地电磁观测研究结果表明青藏高原东部中下地壳存在低阻异常带，本文据此推测川滇南部平均25 km深度以下也存在两条近南北向的中下地壳低阻异常带.根据电导率对流体的敏感度，这两个低阻异常带对应的低速异常体可能是由于流体和固体部分熔融引起的，说明存在地壳弱物质流发生的条件.Clark和Royden(2000)对青藏高原不同地区的下地壳黏度进行了研究，获得的结果表明包含川滇南部的青藏高原东部下地壳存在大范围的物质流动.根据本文沿不同纬度横跨研究区内三条主要断裂选取的三条剖面上的速度异常分布结果(图 8a—c)显示，自北向南，小江断裂带(F5)与则木河断裂带(F6)交汇区的下方(图 8a)、小江断裂带(F5)和普渡河断裂(F9)下方(图 8b)以及楚雄断裂(F11)的下方(图 8c)，在20~30 km深度都清晰地显示了存在较大范围的低速异常，这与“下地壳流模式”及Bai等(2010)的研究结果相吻合.值得注意的是，我们的研究结果显示中下地壳低速流主要集中在南北向条带内，而非Clark和Royden(2000)认为的普遍存在于川滇南部中下地壳深度范围内.为了更加清楚地看到中下地壳流在不同方向的连贯性，本文绘制了如图 9所示的三维示意图，该图显示了川滇南部东部可能存在的一条明显的中下地壳流，起自则木河断裂带(F6)西北端附近的西昌向南南东方向流动，在小江断裂带(F5)与则木河断裂带(F6)交汇区转为向南流动并通过小江断裂带(F5)和红河断裂带(F4)之间的滇中地块(Ⅱ)，东西向约150km宽，向南未跨过红河断裂带，Pan和Shen(2017)根据上地壳最大剪切模式也推断川滇南部物质的流动方向为向南.本文根据区域双差层析成像高分辨率的反演结果推测的中下地壳流方向，为川滇南部中下地壳流的存在提供了更确切的证据.

图 9

Fig. 9

图 9 中下地壳流三维示意图 断裂和地块图例同图 1，蓝色箭头表示中下地壳流流动方向. Fig. 9 3-D schematic diagram of middle-lower crust flow The legend of the faults and blocks is the same as Fig. 1. The blue arrow indicates the direction of the middle-lower crustal flow.

(2)红河断裂带速度结构与地震活动性

红河断裂带(F4，图 1)是滇中地块(Ⅱ)西南边一条总体走向北西、略向南凸出、以右旋走滑为主的弧形活动断裂带，根据其活动性质和活动性的强弱，在我国大陆境内可以分为北段、中段和南段.红河断裂带的地震活动性在空间展布上存在显著差异：北段活动强烈，历史上曾多次发生6级以上强震，而中段和南段较为平静，仅有一次6级以上强震发生.因红河断裂带的地质背景复杂性和其在研究青藏高原东南缘大陆动力学方面的重要作用，很多学者对地质构造、地壳活动、地震活动性和深部结构都开展了研究.库仑应力变化随时间的演化结果表明近180年红河断裂带中段长期处于应力影区(尹凤玲等, 2018)，GPS速度形变场与大面积水准资料的研究结果也表明红河断裂带北段和南段断层闭锁程度较弱，能量释放相对较多，而中段闭锁程度较高，能量集中(李宁等, 2019).为了更准确地探讨红河断裂带地震活动与P波速度异常之间的关系，本文沿着红河断裂带走向选取了两条剖面(图 8d1，8d2)，并将距离剖面两侧各15 km范围内重定位后的地震震源投影到该剖面上.值得关注的是，重定位后震源分布显示，红河断裂带中段和南段虽然不如北段地震活动强烈，但地震震源深度分布却较北段深，部分地震震源深度达到30 km.

从图 8d1和图 8d2可以看出，红河断裂带沿走向方向其深部速度异常存在明显的差异：北段整个中地壳(10~25 km)均表现为低速异常；断裂带中段北侧和南侧中下地壳(20~30 km)表现为明显的高速异常，沿着断裂带走向呈现为层状结构，反映了较稳定的地壳结构特征；南段上地壳和中地壳存在强烈的速度对比，清晰地呈现了南端20 km深度上坚硬的中地壳(高速异常)对北端向南延伸的中地壳低速异常起到了阻挡作用，使得该低速异常向浅部发展.那么，红河断裂带南端的这部分坚硬的中地壳是否对其北侧的低速异常也存在阻挡作用呢？沿小江断裂带(F5)选取的南北向横跨红河断裂带的垂直剖面E1-E2(图 8e)显示，从北向南，小江断裂带的中下地壳存在一条整体绵延近二百公里的低速异常带，最南端受到红河断裂带的阻挡而终止于红河断裂带南段北侧，并未向南跨过红河断裂带，而是沿红河断裂带走向转而向东展布(图 7f，7g).已有的GPS观测结果显示小江断裂带三段滑动速率存在明显差异，南段相对于中段及北段其滑动速率更低，且在跨过红河断裂带后进一步大幅度降低，滑动方向为沿红河断裂带走向向南东方向偏转(Shen et al., 2005; 闻学泽等, 2011)，这与本文的研究结果相吻合.本文的研究结果清晰地表明红河断裂带南段对川滇菱形块体的物质向南运移起到了一定的阻挡作用，使得沿着小江断裂带(F5)的中下地壳低速异常在红河断裂带南段转而向南东流动，也进一步表明红河断裂带应为川滇菱形块体的西南部边界.

(3)腾冲火山区壳内岩浆囊

腾冲火山区位于中国西南部地震活动区，是喜马拉雅地热带唯一一个全新世火山活动显著的地区(Wang et al., 2007; Qian and Tong, 2015)，火山区范围为98.25°E—98.67°E、24.67°N—25.50°N，覆盖了90 km×40 km的区域.在10 km深度处的反演结果(图 7c)可以清晰地看到保山地块(Ⅴ)和腾冲地块(Ⅵ)存在一条北西—南东方向展布的低速异常条带，其走向和位置与重力异常揭示的沿腾冲一带展布的低密度扰动带相符，这可能反映了印度次大陆向欧亚大陆俯冲及其伴生的岩浆活动(杨文采等, 2015).

为了更全面地研究腾冲火山区低速异常体的分布形态，F1-F2和G1-G2是在腾冲火山区选取的两条相互垂直的剖面(图 2，图 8f，图 8g)，并绘制了腾冲火山区下部不同角度的低速异常体三维图像(图 10)，可以看出，腾冲火山区下方10~20 km深度范围内存在比较明显的低速异常体，此范围与秦嘉政等(2000)和叶建庆等(2003)提出的深部岩浆体范围有部分重合，同时也位于Bai等(2001)采用大地电磁测深资料得到的腾冲火山区下方壳内5~20 km深度的低阻区范围内.以往的研究结果对腾冲火山下方的低速异常体有不同的看法，Li等(2018a)研究表明腾冲地区8~18 km的低速区呈现高温和熔融特征，楼海等(2002)认为12 km深度处的低速异常体可能是火山活动后未冷却的岩浆囊或部分熔融造成的，因此形成了腾冲地区现代地热活动的热源.Wang和Huangfu(2004)则认为腾冲火山区下方的低速异常体与上地幔的岩浆有关，岩浆从下地壳中的超壳断裂构成的通道涌入上地壳后经历岩浆分异作用形成了与地热活动相关的低速异常带.怒江断裂带(F1)是一条贯穿腾冲火山区的南北向断裂带，是陆陆碰撞形成的倾角大于80°的深大断裂(郑庆鳌等, 2006)，这很可能就是Wang和Huangfu(2004)提出的超壳断裂，为岩浆上涌提供了通道.在三维图像(图 10)中另一个值得注意的特征是，从不同方位均可以看到火山区下方25 km深度处有一个呈柱状向上延伸的低速异常结构，这与下地壳岩浆向上地壳涌入形成的柱状结构很相符.垂直速度扰动剖面(图 8f，8g)显示10~20 km深度范围低速异常体是分布在火山区西侧和北侧.火山区北侧的低速异常体南北向横向尺度为20~25 km，呈现为“纺锤体”形状，和“囊”的结构非常相似，从低速异常体形态上也进一步说明了岩浆囊的存在.此外，航磁资料(姜枚等, 2016)表明在腾冲火山区13 km深度处的低速体上方2.5~3.5 km深处存在一定范围的强磁异常.由于岩浆囊中心区域温度达到了600 ℃，而磁性体在温度大于480 ℃的居里点时磁性会消失，推测此航磁异常可能是岩浆囊物质从下地壳通道上涌到地壳浅部时温度逐渐下降到480 ℃形成的具有较强磁性的矿物造成的.相关研究表明岩浆囊中心温度一般在700~1200 ℃(赵慈平等, 2011)，腾冲地区火山区岩性以橄榄玄武岩和安山玄武岩为主(李大明等, 2000)，而橄榄玄武岩处于700~1200 ℃时则具有较低的P波速度(宋茂双等, 1996)，对玄武岩类进行的各向异性地震特性模拟结果认为若P波速度为4.8~5.6 km·s^-1时，岩石会有35%~50%处于熔融状态(Mainprice, 1997)，这说明由于温度升高或岩浆熔融都可能使得P波速度降低而呈现为低速异常特征(Hetland et al., 2004).

图 10

Fig. 10

图 10 腾冲火山区低速异常体三维图像(图例同图 1) Fig. 10 3-D illustration of the low velocity bodies beneath Tengchong volcano area (The legend is the same as Fig. 1)

综合以上研究结果，腾冲火山区西侧和北侧下方10~20 km深度处存在的低速体结构(图 8f，图 8g，图 10)是通过怒江断裂带的岩浆通道从中地壳涌入上地壳的岩浆囊，反映了更新世以来持续至今的以橄榄玄武岩和安山岩为主要岩性的壳内岩浆活动，此岩浆活动仍将持续，并使得腾冲地区大地热流值远高于中国大陆平均热流值(姜光政等, 2016; 文丽敏等, 2017).

本文联合利用云南、四川和贵州地震台网记录的震相走时资料，采用区域双差地震层析成像方法对川滇南部地壳速度结构与地震震源参数展开研究，联合反演了更高分辨率的三维速度结构和39621个地震的震源参数，主要结论如下：

(1) 川滇南部上地壳速度异常特征与地表地形密切相关，浅地表保山地块和攀枝花地区主要表现为与花岗岩和玄武岩有关的高速异常，而局部较低的沉积地区表现为低速异常；

(2) 小江断裂带的中下地壳存在一条绵延近二百多公里的低速异常带，最南端受到红河断裂带的阻挡而终止于红河断裂带南段北侧，这可能是川滇南部的一条中下地壳流.沿着小江断裂带的中下地壳低速异常在红河断裂带南段转而向南东流动，也进一步说明红河断裂带可能为川滇菱形块体的西南边界；

(3) 红河断裂带北段中地壳以低速异常为主要特征，中段北侧和南侧中下地壳表现为高速异常，南段上地壳和中地壳存在强烈的速度对比，坚硬的中地壳对北端向南延伸的中地壳低速异常起到了阻挡作用，并使得低速异常向浅部发展.重定位后震源分布显示，红河断裂带中段和南段虽然不如北段地震活动强烈，但地震震源深度分布较北段深，部分地震震源深度达到30 km；

(4) 腾冲火山区西侧和北侧下方10~20 km深度范围内存在的低速异常结构可能是通过怒江断裂带形成的岩浆通道从中地壳涌入上地壳的岩浆囊，反映了火山活动更新世以来延续至今的以橄榄玄武岩和安山岩为主要岩性的壳内岩浆活动，持续的岩浆活动为地表热活动提供了主要动力.