滇西地区地壳速度结构及其构造意义
2014-06-23吴建平房立华王长在
杨 婷 吴建平 房立华 王长在
(中国地震局地球物理研究所,北京 100081)
0 引言
滇西地区位于印度板块与欧亚板块碰撞或俯冲的边界地带,地处青藏高原东南部,是全球古特提斯造山带发育最好、保存最完整的大陆碰撞和新特提斯洋斜向俯冲的典型地区,也是现今大陆新生代斜向汇聚缩短最强烈的地段(胥颐等,2012)。受印度板块NE向侧向挤压碰撞的影响,研究区的断裂带主要呈近SN向或NE、NW区块体间重要的构造分界线。冈瓦纳陆块与扬子地块被金沙江-红河断裂带分离,而澜沧江断裂、南汀河断裂和怒江断裂又将金沙江-红河断裂带以西区域划分为兰坪-思茅地块、临沧地块、保山地块和腾冲地块(图1a)。作为青藏高原物质受挤压向SE流出的通道(曾融生等,1992),对该区深部介质结构的研究,有助于深入认识该区在高原物质逃逸过程中的重要作用。
滇西地区的瑞丽-西昌地震带、澜沧-耿马地震带和思茅-普洱地震带是中国地震多发地带。1970年以来,滇西地区共发生了6次7级以上的地震,包括1976年龙陵MS7.3和MS7.4地震、1988年澜沧MS7.6地震、1988年耿马MS7.2地震、1995年孟连MS7.3地震以及1996年丽江MS7.0地震。近年来,盈江、腾冲、宁蒗和洱源等地接连发生MS5.0以上地震,严重危及当地人民的生命和财产安全。地震研究人员对滇西地区速度结构开展了大量的研究工作,包括人工地震测深(胡鸿翔等,1986;林中洋等,1993;Wang et al.,2004;张中杰等,2005;Zhang et al.,2009)、接收函数反演(吴建平等,2001;徐鸣洁等,2005;李永华等,2009)、接收函数和面波联合反演(胡家富等,2005;Li et al.,2008),以及层析成像研究(Huang et al.,2002;Wang et al.,2003;Lei et al.,2009),获得了大量有意义的研究结果,如红河断裂带东西两侧壳幔结构存在明显的差异、滇西地区壳内低速层分布广泛等。但由于滇西地区位于中国西南边境,地震台站分布相对稀疏,台间距较大且分布不均匀,难以揭示研究区的精细结构特征。
图1 滇西地区地质构造及台站分布图(a);震中位置分布图,红色圆圈表示地震(b)Fig.1 Geological tectonic settings and the distribution of stations in the western Yunnan region(a),and epicentral distribution of the local events(b).Red circles denote the location of the earthquakes(b).
由中国地震局地球物理研究所承担的喜马拉雅台阵一期项目在滇西地区布设的密集流动台站(图1a),自2011年8月开始实时传输波形数据,丰富的地震波形数据资料为该区精细速度结构的研究创造了有利条件。
1 数据资料与方法
本研究收集了2011年8月至2012年8月流动台站记录的ML1.5以上地震的波形数据资料,应用吴建平研究员开发的基于川滇地区三维走时表的地震分析软件处理了1593个地震事件,得到了44651组P波和S波震相数据。震中分布如图1b所示,时距曲线如图2a所示。震源深度主要分布在上地壳(图2b)。
图2 流动台站P波和S波走时曲线(a);震源深度分布柱状图(b)Fig.2 Travel time curves of P-and S-wave of the temporary stations(a),and histogram of the focal depth(b).
利用赵大鹏教授提出的走时层析成像方法,对滇西地区的速度结构进行研究,具体方法参考Zhao等(1992,1994)。地壳一维速度结构根据人工地震测深结果以及反演结果进行调整(图3)。研究区内莫霍界面的深度由南向北逐渐加深。张智等(2006)利用初至波和壳内反射波走时层析成像获得了云南思茅-中甸地震剖面的P波速度结构,发现沿测线从北至南地壳厚度从50km减薄至35km,地壳厚度的减薄主要体现在下地壳,北段下地壳厚度约30km,而南段约15km。林中洋等(1993)认为滇西地区地壳平均速度变化剧烈,南低北高,Conrad面深度从南端的21km加深至北端的24km,莫霍面的深度从南端的38km加深至北端的58km。本研究莫霍界面的深度(图4)参考了远震接收函数(Wang et al.,2014)和人工地震测深剖面的结果(阚荣举等,1986;林中洋等,1993)。
在进行层析成像结果讨论之前,需要对研究区下方的射线覆盖交叉能力以及结果的分辨能力进行分析。采用检测板方法(Humphreys et al.,1988)进行分辨率测试,通过多次检测板试验,最终确定将研究区以水平间距0.5°,垂向以1km、10km、20km、40km和70km进行网格剖分,分辨率测试结果如图5所示。近震层析成像中,中、下地壳,尤其是下地壳的成像结果的确比上地壳的成像结果差,但采用P波初至波的数据资料进行反演,考虑到地壳内部速度以正梯度结构为主,射线可经过中、下地壳,从而对地壳深部的速度结构进行约束。另一方面,反演中利用了大量的Pn波数据资料,可进一步增加射线在中、下地壳深度的交叉密度,从而提高对中、下地壳的分辨力。通过检测板试验结果,可以看出在滇西地区中心区域20km和40km深度的分辨率基本能达到要求。经过3次迭代反演后,走时残差降至0.34s。
2 层析成像结果
图3 一维速度模型图Fig.3 1-D velocity model.
图4 莫霍界面的深度分布图Fig.4 Depth of the Moho discontinuity.
图5 检测板试验结果Fig.5 Results of the checkerboard resolution test.
图6为反演获得的研究区的速度结构结果。上地壳(1~10km)速度结构反映了沉积盖层的厚度分布特征,沉积盖层厚度的差异导致速度结构明显的横向不均匀性。在1km深度,高速异常主要分布在花岗岩和玄武岩出露的地方(腾冲地块、保山地块、临沧地块和攀枝花附近区域),以及丽江-小金河断裂以东、程海断裂以西的地区。腾冲地块和保山地块分界的瑞丽-龙陵断裂,保山地块和临沧地块分界的南汀河断裂为低速区。此外,低速异常还分布在楚雄盆地、丽江盆地、中甸盆地、宁蒗-盐源附近区域,以及兰坪、思茅红色沉积盆地。在10km深度,腾冲地块和临沧地块表现为低速区,兰坪盆地和楚雄盆地仍表现为低速异常。由丽江-小金河断裂、程江断裂和金沙江-红河断裂围限的滇西北裂陷区为低速区。以往关于滇西地区电性结构、速度结构的研究(孙洁等,1989;Huang et al.,2002;Wang et al.,2003)发现,滇西地区壳内普遍存在低阻、低速区。何正勤等(2004)研究发现云南地区第四纪沉积厚度为2~4km,思茅-景谷盆地、丽江-盐源陆源坳陷和川滇菱形块体南部的楚雄盆地地壳浅表层S波速度较低。而保山地块、攀枝花—西昌附近区域以及弥渡以南的红河断裂带以西区域在10km深度表现为高速区。
图6 1~40km深度速度结构平面图Fig.6 Velocity structures of the depths of 1~40km.
中地壳(20km)速度结构与浅层速度结构相比发生了显著的变化,腾冲、保山和临沧地块下方呈现高速异常。临沧地块和腾冲火山区在10km深度表现为低速异常,但20km深度上临沧、腾冲地块均呈现明显的高速异常。以无量山断裂为界的东西两侧,速度结构差异较大。西思茅盆地表现为高低速相间的速度结构,而东思茅盆地大致呈低速异常。滇西北裂陷区在该深度为高速区,与其东侧攀枝花附近的高速区相连。弥渡以南的红河断裂带附近区域在中地壳表现为大范围的高速异常,西至澜沧江断裂、东抵楚雄断裂。
下地壳(40km)速度结构与“凌乱”的中上地壳速度结构不同,逐渐表现出分块的特征。金沙江断裂以西的腾冲地块和保山地块大致表现为低速异常,以东表现为高速异常,表明金沙江断裂可能是切穿整个地壳的深大断裂。临沧地块呈低速异常,澜沧江断裂南段与无量山断裂之间表现为高速异常,思茅-普洱以南区域则表现为低速异常。弥渡以南的红河断裂带附近区域仍存在高速异常。攀枝花以西、金沙江-红河断裂以东大致呈高速异常,而攀枝花附近区域则为低速区。
3 讨论
3.1 金沙江-红河断裂带的速度结构
金沙江-红河断裂带位于印支地块和扬子地块之间,是区内一条重要的古缝合带,古近纪—新近纪曾发生较大规模的左行走滑活动,现今新构造运动表现为右行走滑特征,是青藏高原物质SE向挤出过程中重要的陆内变形带。作为块体间重要的构造边界带,红河断裂带北段的洱源至弥渡一带地震活动性较强,而红河断裂带中段的弥渡至红河一带地震活动性较弱。自1498年具有较全地震记载以来,红河断裂带北段MS5.0以上地震共发生了27次,而中段仅发生过1次,位于石屏附近距红河断裂10km左右(张建国,2009)。与之平行展布的位于其东侧的楚雄-建水断裂和曲江断裂历史上曾多次发生MS7.0以上大震。本研究反演结果表明(图6),红河断裂带中段壳内速度结构大致表现为大范围的高速异常,可能表明该区段具有较稳定的地壳结构。分别绘制了沿红河断裂北段(25.5°N)和中段(24.5°N)的速度结构剖面(图7),分析表明,红河断裂北段中上地壳为明显的低速异常,而中段的中下地壳呈明显的高速异常特征,其东侧的楚雄-建水断裂在中地壳表现为明显的低速异常。由此推测,中地壳深度的低速异常可能是诱发地震的重要因素,而红河断裂带中段中下地壳内的高速块体可能表明其具有稳定的地壳结构特征。红河断裂带中段地震活动性较弱,可能表明该区段现阶段处于闭锁状态。然而,作为一条重要的块体边界断裂带,若区域内能量无法释放,随着应力进一步的积累,一旦应力积累达到临界点,很可能触发大地震。因此,弥渡以南的红河断裂带中段应是未来重点监测的地段之一。
3.2 金沙江-红河断裂带两侧的速度结构
金沙江-红河断裂带是晋宁期元古大洋向东俯冲消亡,古板块碰撞结合形成的一条缝合带。作为重要的古老构造分界带,长期以来控制着其两侧块体的地质构造特征。
图7 沿红河断裂北段(25.5°N)和中段(24.5°N)速度结构剖面图Fig.7 Vertical velocity profiles of the northern segment(25.5°N)and middle segment(24.5°N)along the Honghe Fault.
3.2.1 金沙江-红河断裂带以北的速度结构
攀枝花附近的高速异常从地表可一直延伸至中地壳,并在中下地壳深度与滇西北地区的高速异常连在一起,形成大范围的高速块体。而滇西北地区上地壳深度则表现为明显的低速区,也是地震频发地带。吴建平等(2013)对小江断裂带周边地区的速度结构研究结果表明,攀枝花附近区域在地壳深度范围内均表现为高速异常,认为高速异常可能是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引起的。本研究结果表明(图6),攀枝花附近的高速异常不只局限在攀枝花附近,这一高速异常块体在中下地壳深度与其西侧的滇西北高速块体相连,共同形成了阻挡青藏高原物质向SE逃逸的屏障。
青藏高原地壳物质向SE挤出,对位于青藏高原东南隅的滇西地区的地质地貌特征、速度结构产生了较大的影响。横跨丽江-小金河断裂的A—A'剖面(剖面线位置如图1b所示)的速度结构表明(图8),丽江-小金河断裂中上地壳存在低速异常体,高低速异常交界地带成为地震主要发生的区域。丽江-小金河断裂以北的低速异常体,可能反映了青藏高原SE向挤出物质;而丽江-小金河断裂以南的从地表一直延伸至下地壳的高速异常块体对向SE方向逃逸的高原物质产生了强烈的阻挡作用。以丽江-小金河断裂为界,川滇活动块体被丽江-小金河断裂划分为北部的川西北次级块体和南部的滇中次级块体。地质研究表明,断裂以北平均海拔高度超过3500m,南部平均海拔高度向南陡降至2000m左右。丽江-小金河断裂南北两侧不仅海拔高度存在剧烈变化,断裂两侧差异运动也很明显,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(何宏林等,1993;徐锡伟等,2003)。我们认为丽江-小金河断裂以北的高速异常体增强了地壳介质的力学强度,在滇西北和滇中地区形成壳内坚硬块体,青藏高原物质向南挤出时受到了阻挡,从而导致北部地形的快速隆升。
图8 沿A—A'剖面的速度结构Fig.8 Vertical velocity profile along A-A'.
3.2.2 金沙江-红河断裂带以南的速度结构
位于金沙江-红河断裂以南的腾冲地块和保山地块在40km深度上呈现明显的低速异常,与其北侧的高速块体形成明显对比。区域层析成像和全球层析成像的研究结果表明(Huang et al.,2006;Lei et al.,2008;Li et al.,2008),腾冲附近区域下方的地幔低速异常可延伸至300km深度。该区地处印度板块和欧亚板块俯冲碰撞的交界地带,印度板块东向的俯冲可能导致地幔热物质的上涌,从而引起下地壳、地幔深度大规模的低速异常。大地热流测量结果(胡圣标等,2001)也揭示了腾冲附近区域是中国大陆热流值最高的地区,平均热流值为100mW/m2,最高可达140mW/m2。由此推测,该区下地壳大范围的低速异常很可能与深部热作用有关。李飞等(2011)利用Pn波层析成像方法获得的速度结果显示,腾冲附近区域下方的Pn波速度值偏低。一般认为Pn波速度横向变化与物质成分、压强、水和挥发物含量等的变化有关,但主要受温度影响较大。以往的研究结果表明,新构造活动强烈、有火山活动、大地热流值高的地区的Pn速度偏低。腾冲附近区域的莫霍界面的深度为40km左右,这一深度上的低速异常恰是该区强烈的火山活动和高热流的反映。
图9中沿25°N剖面由西向东依次经过腾冲火山区、怒江断裂、澜沧江断裂。腾冲火山下方的速度结构呈现高、低速交替成层分布的特点,上地壳浅部为高速异常,深部为低速异常,中地壳表现为高速异常,而下地壳又呈现低速异常。该区域地震主要发生在上地壳范围内。腾冲火山区下方的低速异常通常与固结的岩浆囊或部分熔融物质有关,而高速异常则是已经冷却固结的岩浆侵入体或早期火山作用中难以挥发的高密度残留物质(Lees,2007)。腾冲—保山附近区域20km深度的中地壳表现为高速异常。人工地震测深结果也表明(Wang et al.,2004),腾冲火山区上地壳为低速区,而在中下地壳却存在高速区。对全球火山的研究同样发现,火山区下方或附近区域的地壳内有不同规模的高速异常体,如冰岛的亨吉德火山(Toomey et al.,1989)、夏威夷的基拉韦厄火山(Rowan et al.,1993)和意大利埃特纳火山(Patanè et al.,2003)。火山东侧的怒江断裂下方的地震分布形态表现为直立特征,与走滑断裂下方地震分布一致。
图9 沿25°N速度结构剖面图Fig.9 Vertical velocity profile along 25°N.
4 结论
滇西地区是青藏高原物质受挤压向SE流出的通道,金沙江-红河断裂带作为研究区块体间重要的古老构造边界带,长期以来控制着断裂两侧块体内部的地质构造特征。本研究利用密集流动台站记录的地震波形数据资料,重点分析了滇西地区金沙江-红河断裂带及其两侧速度结构和构造意义,主要研究结果如下:
(1)红河断裂带中段的弥渡至红河一带具有高速的地壳结构,与其东侧的楚雄-建水断裂及红河断裂带北段的洱源至弥渡一带呈现的中地壳低速异常存在明显差异。历史地震数据表明红河断裂带中段的地震活动性较弱。红河断裂带中段的高速地壳结构以及较弱的地震活动性,表明该区现阶段可能处于闭锁状态,然而作为块体间重要的构造边界带,应是未来重点监测地段之一。
(2)位于金沙江-红河断裂以北的攀枝花附近的高速异常从地表可一直延伸至中地壳,并在中下地壳深度与滇西北地区的高速异常连在一起,形成大范围的高速块体。推测这一高速异常体对青藏高原物质向南逃逸起到一定的阻挡作用,可能是导致川滇活动块体北部次级块体快速抬升的重要因素。
(3)位于金沙江-红河断裂以南的腾冲、保山地块在下地壳表现为明显的低速异常。该区地处印度板块向欧亚板块东向碰撞俯冲的交界带,结合区域层析成像和全球层析成像的研究结果揭示了腾冲附近区域地幔低速异常可延伸至300km深度,考虑到该区是中国大陆热流值最高的区域,推测该低速异常与印度板块东向俯冲引起的地幔热物质上涌有关。
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