漾濞震区及周缘深部构造特征与发震构造

吴桂桔 于炳飞 郝洪涛 胡敏章 谈洪波

1)中国地震局地震研究所，地震大地测量重点实验室，武汉 430071 2)中国冶金地质总局中南地质调查院，武汉 430081 3)防灾科技学院，河北省地震动力学重点实验室，三河 065201

0 引言

2021年5月21日，云南漾濞县发生了3次M>5.0地震，最大震级为M6.4，震源深度约为8km。 1900年以来，川滇及邻区发生M≥6.0地震90次(图 1 中的蓝色半圆)，包括M≥7.0地震11次，其中9次发生于川滇地块及邻区。 鉴于川滇地块及邻区的地震活动较为强烈，厘清发震区地壳的深浅结构信息对研究强震孕育和发震过程具有十分重要的参考价值。 研究区内活动断裂发育(邓起东等，2003； 张培震等，2003)，近年来，地质、 地球物理学家针对该区域深部物质运移及其EW向伸展构造等开展了大量的研究工作。 层析成像研究结果(黄金莉等，2003； 白志明等，2004； Baoetal.，2015)表明，中甸到西昌自上地壳到中下地壳内存在低速层； 也有学者的研究显示，在滇中块体下地壳存在显著高速异常体(徐涛等，2014； Xuetal.，2015)。 人工地震测深研究结果(张忠杰等，2005； Zhangetal.，2009)揭示中甸地区存在的低速异常区可能是深部上涌的岩浆囊所致。 Hu等(2003)通过计算川滇地区泊松比的分布特征，推断川滇地区地壳物质的主要组分为中基性岩石，地幔部分熔融致使地球深部铁镁硅酸盐类物质增加而形成底侵。 李昱等(2010)获取了川滇地块的Rayleigh波相速度结果，显示川滇地块中下地壳存在明显的低速异常，且低速体的上边界达地壳约19km深度处。 Li等(2008)应用接收函数得到了中甸地区地壳的波速分布特征，揭示中甸下方的中下地壳处存在低速层，但Bao等(2015)采用面波与接收函数的联合反演结果却显示出较高的速度结构。 川滇地区远震P波的走时成像结果显示，中下地壳内普遍存在低速层(马宏生等，2008； 郭飚等，2009)。 而以Bai等(2010)给出的壳内电性结构特征为代表的结果显示在青藏高原东缘地壳深度20～40km范围内，围绕喜马拉雅东构造结存在2条巨大的连续性较好的中下地壳低阻异常带，推断其为中下地壳弱物质流，其中1条自NW向SE贯穿了川滇地块。 唐伯熊等(1990，1991)、 Huang等(1998)利用重力测量方法研究了红河断裂的活动情况以及其北段的几何错动； 郝天珧等(2005)利用重力数据主要讨论了红河断裂入海后的去向。 张健等(2002)、 滕吉文等(2006，2015)、 张燕等(2013)和杨文采等(2015)主要采用小波多尺度分解、 多尺度刻痕等方法，对青藏高原及邻区大范围的重力数据进行了成像，研究结果显示重力异常场边界与地形梯度变化在横向上密切相关，重力场高低梯度带往往与区域构造的分布基本一致，异常形态复杂。 由于研究者使用的资料、 方法均存在差异，得到的地球物理特征结果相差较大，导致目前对川滇地块及邻区深部结构分布特征的认识仍存在较大争议。

图1 研究区简易构造地质图(据邓起东等，2007)Fig. 1 Simple tectonic geological map of the study area(after DENG Qi-dong et al.，2007).灰色虚线为块体分界线，红色实线为断裂，蓝色半圆形为M≥6.0地震震中，白色圆圈为地名，白色虚线框为研究区内地震频发区域

本研究在前人研究的基础上，将已有的高精度重数据、 流动重力测网点数据和EGM2008模型数据融合为2.5km×2.5km的高精度网格数据，并以漾濞地震为中心，提取了2条长重力剖面(图 2)和10条短重力剖面(图 6)，采用归一化梯度成像方法获取研究区内三维地壳成像特征，重点分析了沿红河断裂北段、 维西-巍山断裂、 永胜-宾川断裂以及洱源-鹤庆断裂等的深浅接触关系及漾濞地震的深部孕震环境。

图2 布格重力异常、 断裂及地震分布Fig. 2 Bouguer gravity anomalies，faults and earthquakes distribution.

1 区域构造背景

研究区自西向东跨越了滇南地块与川滇地块，发育曾发生破坏性地震的块体边界与大型断裂带(张培震等，2003)。 断裂以NW向和NE向为主，包括少量SN向断裂，如小江断裂、 元谋断裂、 普渡河断裂和安宁河断裂等。 在其NE和E侧以小江断裂、 安宁河断裂和则木河断裂为主，在SW侧以NW向的红河断裂、 澜沧江断裂和怒江断裂为主(图 1)，近SN向断裂主要分布在永胜-宾川断裂与小江断裂之间，中小型断裂分布错综复杂。 整个研究区内的地层以侏罗系、 三叠系、 二叠系以及白垩系为主，伴随较老的元古宇、 上古生界与下古生界，且在澜沧江断裂两侧有华力西期—燕山期花岗岩入侵。 漾濞M6.4地震震区及周边为白垩系、 侏罗系、 三叠系与二叠系会聚区域，断裂发育且错综复杂，M≥6.0地震频发。 强震发生区主要集中在3个区域内(图 1 中3个白色虚线框)： 怒江断裂南段—畹町-安定断裂带，永胜-宾川断裂、 鹤庆-洱源断裂、 剑川断裂、 维西-巍山断裂和红河断裂北段交会带，及小江断裂中南段与楚雄-建水断裂交会的区域。 但在红河断裂的中段向SW至南汀河断裂却存在强震空区，未曾发生M≥6.0地震，这一现象是否为青藏高原物质东流引起川滇地块向SE的顺时针旋转和总体运动的结果？对该区域开展深部构造特征研究，对地震发震机制和灾害区域预测具有非常重要的科学意义和参考价值。

2 区域重力异常特征

通过对地壳密度结构以及重力场变化的分析，可有效揭示块体、 过渡带、 断裂等的深浅结构差异特征。 本研究首先对EGM2008自由空气异常和研究区内流动重力测网点数据进行地形改正，再与1︰50万区域重力数据进行插值融合，得到了沿红河断裂及邻区的区域2.5km×2.5km的布格重力异常分布特征，最后对大型断裂的深浅延展、 变形特征进行深入分析研究。

布格重力异常分布特征如图 2 所示，幅值范围为-500～-80mGal。 总体而言，该研究区内沿察隅—中甸—西昌一带为极低负重力异常，其他区域的重力异常整体相对较高。 东北部以重力负异常为主，变化较为剧烈，重力高低梯度带沿小金河断裂呈NE向，在西北部重力高梯度带沿怒江断裂呈NW向； 在红河断裂带W侧呈正、 负交替状，布格重力异常变化较为平缓，幅值为-290～40mGal，重力高低梯度带沿滇西块体边界整体呈NW向。 低势态负布格重力异常沿西昌—攀枝花—大理—中甸—察隅呈 “V”形。 整个研究区内除小江断裂与元谋断裂外，其他断裂整体呈NE或NW向，其中澜沧江断裂、 红河断裂、 小江断裂、 元谋断裂、 维西-巍山断裂、 则木河断裂、 安宁河断裂、 宁会断裂及小金河等断裂的走向与重力转换带的走向基本一致。 自NW向SE、 自NE向SW负重力异常均逐渐减弱，该现象反映青藏高原的隆升导致地势自NW向SE逐渐降低，且地壳厚度总体自NW向SE也呈逐渐减薄的趋势。

将研究区内的布格重力异常去掉趋势项后，得到的剩余异常分布特征结果如图 3 所示。 由于缺乏腾冲以西区域的断裂及地层信息，故只提取了有地质构造的区域分析研究区剩余异常分布特征。 在川滇地块内，攀枝花—西昌一带整体呈现高剩余重力异常，反映该区域较为 “稳定”，对青藏高原物质东流具有一定的阻挡作用。 沿则木河断裂和小江断裂剩余重力异常向E呈弧形挤出，梯度带较平缓，该态势反映E侧的四川盆地和攀西裂谷对青藏高原物质向E流动起到了联合阻挡的作用。 研究区内的断裂几乎都分布在剩余重力异常高低梯级带的转换部位，断裂的两侧重力差异明显，说明存在重力扰动，在鹤庆-洱源断裂、 剑川断裂、 维西-巍山断裂与红河断裂的交会处表现最明显。 漾濞M6.4地震周边的维西-巍山断裂自NW向SE整体位于高低梯度带的低值部位，沿小金河断裂、 剑川断裂、 鹤庆-洱源断裂及维西-巍山断裂与红河断裂北段W向弧形带发生多次M≥6.0强震，且研究区内M≥6.0地震几乎分布在重力梯度带的低值或者拐角处，该现象反映地壳内部物质的不均匀性对强震的孕育与发生具有非常重要的影响。

图3 剩余布格重力异常、 断裂及地震分布Fig. 3 Residual Bouguer gravity anomalies，faults and earthquakes distribution.

3 研究区归一化梯度成像

重力归一化总梯度成像方法的核心思想是通过对布格重力异常向下延拓，确定地球内部场源奇点的位置信息，从而获取地球内部由浅至深的场源信息分布特征。 重力归一化总梯度成像的核心函数为

(1)

其中，

(2)

(3)

本文应用Ardestani(2004)及Dondurur(2005)给出的归一化梯度成像数值算法，在吴桂桔等(2020)研究的基础上，对本研究区内12条剖面(2条正交长剖面与10条短剖面)进行重力归一化总梯度成像。 其中，长剖面向下延拓160层(至80km深处)，延拓层间距为0.5km； 短剖面向下延拓80层(至40km深处)，延拓层间距为0.5km。 在所有计算过程中，剖面的傅里叶级数总项数N均取40。

3.1 跨震区长剖面归一化梯度成像

图4 跨漾濞地震区NE向归一化梯度成像Fig. 4 Normalized gradient image of the NE gravity profile in Yangbi earthquake region.

图 5 为跨漾濞地震区NW向重力归一化梯度成像结果。Gh值整体呈NW高、 SE低的分布特征，在剖面约350km W侧以高Gh值为主，在其E侧以低Gh值为主且连续性较好。 沿NW重力剖面在地壳深度40km以浅Gh值分布非常复杂，剖面上平均间隔约50km便存在Gh值高低梯度带，但在剖面400km处W侧Gh值变化非常大，Gh值高低梯度转换带明显，在其E侧Gh值变化较为平缓，梯度转换带不明显。 剖面约200km、 250km处，Gh值高低梯度带向下延伸达60km，此2处梯度带在深约80km处存在会聚的可能，其分别对应于怒江断裂和澜沧江断裂。 剖面250km处SE倾的Gh值梯度带与300km处NW倾的Gh值梯度带在地壳深约40km处会聚，并最终与滇南地块的西边界会聚(图5a中的灰色虚线为板块分界线)，且该2处转换带分别对应断裂澜沧江断裂和兰坪-云龙断裂。 将漾濞地震震中投影至该剖面可知，震中与维西-巍山断裂在剖面深约10km处交会。 剖面与维西-巍山断裂、 红河断裂及川滇地块的SW边界总体平行，SE侧Gh值整体变化较小，且M≥6.0地震发生较少，反映滇南地块相对较为 “稳定”，地球内部物质密度差异小。

图5 跨漾濞地震区NW向归一化梯度成像Fig. 5 Normalized gradient image of the NW gravity profile in Yangbi earthquake region.

据邓起东等(2003)、 徐锡伟等(2005)及郑文俊等(2019)的断裂分布资料可知，2条长剖面分别跨越了澜沧江断裂、 兰坪-云龙断裂、 红河断裂、 永胜-宾川断裂、 维西-巍山断裂、 则木河断裂和安宁河断裂等(表1)。 其中澜沧江断裂北段倾向SW，倾角为60°～70°； 兰坪-云龙断裂和红河断裂北段倾向SW，倾角>60°； 永胜-宾川断裂W倾，倾角陡，几乎直立； 维西-巍山断裂倾向NE，正右旋； 怒江断裂南段倾向NW，倾角>50°； 则木河断裂倾向NE，倾角为60°～70°； 安宁河断裂W倾，倾角陡。 NE向归一化梯度自SW向NE的成像结果显示，在畹町-安定断裂、 澜沧江断裂、 永平断裂、 红河断裂、 永胜-宾川断裂、 安宁河断裂和则木河断裂处，Gh值梯度带的倾角均较陡，特别是在断裂F8处，归一化梯度带的倾角近90°，几乎垂直向下延伸； 在怒江断裂处归一化梯度带向下延展至约60km深处，与澜沧江断裂会聚，并持续向下延伸； 永平断裂与维西-巍山断裂处梯度带向下延展至约20km深处，且这2条断裂处的异常带均倾向重力剖面以东； 剑川断裂与巍山断裂的Gh值梯度带向下延展至约20km深处并会聚； 安宁河断裂和则木河断裂处的异常带倾向在地壳内部相向靠拢并在20km深处交会，持续陡峭地向下延伸。 NW向归一化梯度自NW向SE的成像显示，在怒江断裂、 澜沧江断裂和兰坪-云龙断裂处，Gh值转换带梯度的倾角均较大； 怒江断裂处的梯度带向下延伸的深度>60km； 澜沧江断裂处的Gh值梯度带向下延伸至约40km深处，兰坪-云龙断裂处的异常梯度带也向下延伸至40km深处，两者在地壳约40km深处存在会聚的可能。

表1 主要断层信息Tabel 1 Major faults information

2条长剖面的归一化梯度结果显示，Gh值高低转换带的倾向、 倾角总体与地质上的板块边界及断裂分布吻合较好，特别是怒江断裂、 澜沧江断裂、 兰坪-云龙断裂、 红河断裂、 安宁河断裂与则木河断裂。 研究区内漾濞地震区位于Gh值高低转换带处，且梯度转换带在该区域附近地壳深约20km处会聚。 为了能更清楚地显示发震区地下物质的分布势态，以漾濞地震为中点提取10条短重力剖面(具体位置见图 6)，形成三维成像结果，据此分析本次地震的发震构造以及发震成因。

图6 漾濞地震区及邻区重力剖面分布与地质构造简图Fig. 6 Diagram of gravity profiles distribution and geological structure in Yangbi seismic area and adjacent area.

3.2 震区及周边三维归一化梯度成像

以漾濞地震区为中心、 自北向南的10条剖面归一化梯度平面成像结果如图 7 所示。 漾濞M5.6、M6.4和M5.0地震主要位于剖面L5附近。 L1、 L2、 L3剖面归一化梯度成像结果整体较为相似，存在3处较明显的高低梯度带，分别位于剖面50km、 90km和150km处，与澜沧江断裂、 永平断裂和红河断裂对应，其中红河断裂与永平断裂处的Gh梯度带向下延展，并在地壳深约25km处会聚，向下切割深度>40km； 在3条剖面的120km处附近存在2个相互靠拢的Gh值梯度带，在深约10km处交会，说明该处断裂发育，对应地质上的维西-巍山断裂； 在剖面150km处，Gh值变化剧烈且陡峭，反映该断裂为深大断裂，同时该处也对应地质上川滇块体的西边界。

整体上，沿L4剖面的Gh值自SW向NE存在2处陡变带，分别位于剖面约90km和150km处，向下延伸深度均>40km； 在剖面约120km附近也存在2个互相靠拢的Gh值梯度带，在地壳深约10km处存在交会的可能，同样对应地质上的维西-巍山断裂。

沿L5剖面的Gh值分布显示，在地壳深度20km以浅，Gh值非常复杂，特别是在剖面的80～120km处，Gh高、 低值变化非常明显，在剖面的90km、 110km和120km处Gh值梯度带向下延伸约10km，并在地壳深约15km处会聚，反映此段区间内断裂非常发育。 在地壳深度20km及以深Gh值变化非常小，在其两侧有陡峭的Gh值梯度带，分别对应于地质上的块体边界。

沿L6剖面，Gh值整体呈低—高—低分布，在地壳约15km以浅，Gh值变化非常复杂，剖面80～130km处Gh值的分布趋势与L5剖面类似； 在剖面的80km和150km处，Gh值梯度带向下延伸的深度均>40km。 整体而言，L4、 L5与L6剖面的Gh值分布形态较相似，高低梯度带几乎与地层分界线对应，沿剖面自西向东，Pz2与Pt、 Pt与K、 K与J、 J与P、 P与T等的地层分界线与Gh值梯度带吻合较好； 将漾濞地震震源投影至L4、 L5和L6剖面，可见其与维西-巍山断裂在深约10km处相交。

沿L7、 L8、 L9和L10剖面存在多处Gh值梯度带，且分布较为复杂，如L7剖面的40km、 70km、 100km、 150km、 190km及220km处等，其中40km、 150km和190km处的Gh值梯度带也分别对应于地质上的块体边界。 整体而言，这4条剖面跨越的地层以下古生界、 侏罗系、 二叠系和三叠系为主，其间夹杂白垩系，地层分布相对北部更为复杂，地层也相对较新，显著的Gh值梯度带均与地层分界线吻合较好，如澜沧江断裂和红河断裂。

总体成像结果显示，Gh值梯度带与研究区内地层间分界线吻合较好，特别是维西-巍山断裂与地震区交会区附近，与侏罗系和二叠系地层的分界部位吻合较好，同时其附近次生断裂发育，地质结构较为复杂，Gh值梯度带在地壳深约15km处会聚。 将漾濞地震的前震、 主震和余震投影至研究区内，可见3次漾濞地震的震源与维西-巍山断裂及周边次生断裂在深约10km处交会，且震中附近存在Gh值梯度转换带，在地壳20km以深Gh值连续性较好，反映深部物质密度差异小，利于能量累积，据此推断3次漾濞地震的发震构造为维西-巍山断裂。

为了能更好地显示研究区内归一化梯度在横向和垂向上的分布特征，对提取的10条剖面归一化梯度成像结果进行三维展示，结果如图 8 所示。 总体上，在大理以北自西向东Gh值整体呈高—低—高值分布，特别是北部L1—L7剖面的90～150km处，地壳20km及更深处的Gh值呈连续分布，反映该区域具有 “稳定”的物质分布特征。 从横向上看，研究区内块体边界总体分布在Gh值高低梯度带非常明显的部位，且梯度带向下延伸的深度均>40km，特别是滇南块体的西边界与东边界。 沿滇南块体自北向南M≥6.0地震频发，且几乎都发生在断裂及块体边界附近，说明M≥6.0地震的发生与构造密切相关。 在垂向上，大理及周边的Gh值在地壳20km以深变化较小，特别是自西向东变化平缓，反映该区域内地壳深部物质密度差异小，物质相对较稳定，中下地壳利于能量的累积。 在地壳20km以浅Gh值的分布较为复杂，存在多处Gh值高低梯度转换带，易发生强震。 大理南部的Gh值分布较为复杂，在中下地壳未见Gh值分布连续性较好的区域，从浅至深Gh值梯度带明显，反映由浅到深物质密度差异较大。 从M≥6.0地震的发生分布来看，其主要发生在中下地壳物质连续性好且中上地壳物质密度差异较大部位。

图8 漾濞震区及周边三维归一化成像显示Fig. 8 3-D normalized gradient image in Yangbi earthquake region.

4 发震构造讨论与分析

地球内部物质密度差是引起Gh值梯度带的主因，同时这种梯度带变化特征对研究地球深部物质环境变化的因素、 地震的孕育和发生具有重要的指示意义。 NE向长剖面几乎横跨了研究区主要板块、 断裂以及地层等，Gh值在跨板块或大型断裂处变化强烈，形成强高低梯度带，沿剖面自SW向NE存在多处强Gh值梯度带。 当区域中下地壳的Gh值连续性较好且中上地壳Gh值变化强烈时，往往多次发生M≥6.0地震，特别是维西-巍山断裂、 永胜-宾川断裂及红河断裂北段交会的区域。 NW向长剖面归一化梯度成像结果显示，在大理东南处，Gh值自NW向SE变化较平缓，地壳内部由浅至深Gh值的连续性较好，且该区域内地层发育也相对较简单，以侏罗系为主，夹杂少量三叠系，几乎无M≥6.0地震发生。

将3次漾濞地震的震源投影至归一化梯度成像结果图中，可以发现震中及周边地壳15km以浅均为Gh值梯度带，且维西-巍山断裂及其周边次生断裂在深度约15km处会聚，中下地壳处的Gh值连续性很好。 虽然周边发育的地层较老，但地层分布却复杂多变，自元古宇到白垩系，Gh值梯度带与这些地层分界线一般吻合较好。 从研究区内M≥6.0地震的分布情况来看，中强地震往往发生在地层相对较新的交界处，同时这些部位也是Gh值梯度强变形带，特别是在大理以东，M≥6.0地震发生在三叠系和二叠系的交界部位。 其他地球物理学研究者也讨论了中强地震的发震构造及震中分布，以詹艳等(2005)为代表给出的电性结构特征表明地震的破裂往往位于低阻区附近，并靠近高电阻率区域。 地震波速研究结果显示(方盛明等，2009)，中强地震的震源深度往往分布在上地壳低速层的上界面。 综合地球物理特征分布与中强地震的发震情况可知，M≥6.0地震一般发生在地球物理特征梯度带区域附近，反映该区域内部物性差异也较大。

在地质构造变形过程中，中上地壳内往往会形成Gh值梯度带，在中下地壳Gh值连续性较好的同时，M≥6.0地震频发，该特征也是判断强震孕育与发生的重要标志。 因此，根据归一化梯度成像特征可对地质构造进行成像，同时综合地层分布及断裂构造走向，将3次漾濞地震震源投影至Gh值成像结果中，此3次地震与维西-巍山断裂及次生断裂在深约10km处交会，且在震中附近15km深度以浅存在Gh值高低梯度带，并在15km深处会聚，震中附近地壳20km以深的Gh值连续性较好，利于能量累积，因而推断3次漾濞地震的发震构造为维西-巍山及其次生断裂。

5 结论

本文对研究区内重力场EGM2008模型数据、 1︰50万区域重力数据及流动重力测网点数据进行整合，获得了红河断裂北段漾濞震区及周边沿重力剖面垂向上和横向上地壳结构特征，揭示了跨滇南地块、 川滇地块及大型断裂的深部结构差异。 综合2条跨漾濞地震震区的长重力剖面归一化梯度分布特征、 10条密集剖面三维成像结果、 研究区内地质地层分布特征及其他研究成果，对漾濞震区及周缘地壳结构特征、 深大断裂的走向与延伸、 块体边界延伸及3次漾濞地震的发震构造与孕育环境进行了综合分析与讨论，形成如下结论：

(1)2条长剖面归一化梯度成像结果整体显示，研究区内的Gh值自西向东由高值陡变至低值，在地壳30km以浅Gh值的分布较为复杂，Gh值转换带在垂向上沿块体边界向下切割的深度达60km，并存着持续下延的可能。

(2)在中下地壳的Gh值连续性较好且中上地壳Gh值变化强烈的位置往往发生多次M≥6.0地震，特别是维西-巍山断裂、 永胜-宾川断裂及红河断裂北段的交会区域。

(3)研究区内的Gh值梯度带与地质上地层分界线均吻合较好，且M≥6.0地震往往也发生在地层交会且相对较新的地层处，特别是在大理以东，M≥6.0地震发生在三叠系和二叠系的交界部位。 同时，通过分析Gh值分布特征也可为地层界线的划分与修正提供一定的参考依据。

(4)3次漾濞地震与维西-巍山断裂及次生断裂在深约10km处交会，在震中附近上地壳存在Gh值梯度带，并在深约15km处会聚，地壳20km以深Gh值连续性较好，因而推断3次漾濞地震的发震构造为维西-巍山及其次生断裂。

(5)在地质构造变形过程中，若区域中上地壳伴随形成Gh值梯度带，且中下地壳Gh值连续性较好，往往M≥6.0地震频发，这类特征可作为判断中强地震孕育与发生的一个重要标志。

本研究综合地质、 地球物理特征以及M≥6.0地震的分布特征，分析了研究区内Gh值的变化特征、 中强地震的发生情况及地层分界线、 构造断裂倾向及倾角之间的关系，并探讨了3次漾濞地震的发震构造。 本研究对地层分界线的划分与修正、 中强地震的孕震环境及其发震地点的判定具有非常重要的科学意义和参考价值。