木里—盐源地区深部电性结构及构造意义

2022-01-25张炯陈小斌蔡军涛刘钟尹叶涛崔腾发董泽义郭春玲姜峰

地球物理学报 2022年1期

张炯，陈小斌,*，蔡军涛，刘钟尹，叶涛，崔腾发，董泽义，郭春玲，姜峰

1 中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室，北京 100029 2 应急管理部国家自然灾害防治研究院，北京 100085

0 引言

2008年汶川发生了MS8.0级强震，地质学家一直在寻找下一个孕育大震的地点.丽江—小金河断裂作为龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带的东南边界断裂(潘桂棠等,1983,2009)，将松潘—甘孜地块与扬子地块分开(图1a).新构造时期，丽江—小金河断裂位于川滇菱形块体中间，其北部是川西北次级块体，南部是滇中次级块体(徐锡伟等,2003).徐锡伟等(2017)把丽江—小金河断裂定义为一条潜在的发震断裂，但是有记载以来，一直未见丽江—小金河断裂地表破裂型地震的记录.

丽江—小金河断裂作为川滇菱形块体内部的次级块体边界，与理塘断裂以及锦屏山断裂，在木里—盐源地区交汇在一起(图1b)，构成了变形复杂的木里弧形构造区.这些断裂带的深部延伸和接触关系对于深入理解川滇菱形块体内部的地震活动性、构造变形特征和动力学机制都具有重要地位，但是现有的认识还不清楚.丽江—小金河断裂带是否具有与龙门山断裂带相似的深部孕震环境，有无孕育大震的可能，相关研究极少，亟待开展更多的工作，予以确认.

关于青藏高原物质向东逃逸的问题，一直都是大家研究的焦点.大量的地球物理研究结果表明(Bai et al.,2010；Bao et al.,2015；Li et al.,2020；Liu et al.,2014；Qiao et al.,2018；Yao et al.,2008；黄忠贤等,2013；郑晨等,2016)，青藏高原东缘在中下地壳普遍发育的低速体或高导体，这是塑性物质向东流出的直接表现.青藏高原物质大量向东和南东逃逸，受到大型走滑断裂的约束(许志琴等,2011).Bai等(2010)提出的双通道流模型也是以大型走滑断裂为限制边界.地震层析成像、接收函数等又进一步细化了塑性物质在青藏高原东缘地壳上地幔的展布特征(Bao et al.,2015；Liu et al.,2014；Wang et al.,2017；Yang et al.,2020；王椿镛等,2008).最新的S波速度结构表明在青藏高原东缘川滇菱形地块的西北部发现连续的低速层，认为川西北次级块体是青藏高原东缘塑性物质逃逸的通道，丽江—小金河断裂对塑性物质流逃逸起到了阻挡和引流作用，塑性物质最终沿丽江—小金河断裂引导流向西南(张智奇等,2020).与S波结果不同，最新的大地电磁测深结果认为，塑性物质在跨过丽江—小金河断裂带后受到东南侧来自峨眉山大火成岩省(Xu et al.,2004)的高阻体阻挡，其绕过高阻体流向东南方向(Li et al.,2020).显然，关于丽江—小金河断裂的边界属性以及塑性物质的展布特征，不同方法得到的认识存在很大的争议，尚无法给出确切的答案.

本文讨论的是我们在木里—盐源地区最新开展的大地电磁测深研究结果.研究中采用了最先进的大地电磁三维反演技术，获得了研究区地壳精细电性结构图像，结合木里—盐源地区的地震活动性特征，探讨其深部的构造变形特征及动力学机制，为研究青藏高原东南缘的物质逃逸提供了重要的分析基础.此外，本文在盐源盆地发现一个十分显著的高导异常体，我们对其进行了深入讨论.

1 区域构造背景

木里—盐源地区地处松潘—甘孜地块和扬子地块的交接地带，区内发育一系列活动断裂.主要断裂有：丽江—小金河断裂(F1)，理塘断裂(F2)，锦屏山断裂(F3)，盐源断裂(F4)，金河—箐河断裂(F5)，宁蒗断裂(F6).其中，理塘断裂、锦屏山断裂以及丽江—小金河断裂交汇在一起，构造环境十分复杂.理塘断裂作为一条古老的板块缝合带(甘孜理塘缝合带)，是义敦岛弧和松潘—甘孜地块的块体边界；丽江—小金河断裂(F1)是一条NE向的活动构造带，北东始于石棉一带，与安宁河断裂交汇，南西依次穿过木里、盐源、宁蒗、丽江、剑川等地，由多条次级断裂组成，整体走向NE 45°～50°，倾向NW，倾角60°～80°，晚第四纪以左旋走滑为主，兼有垂直分量(徐锡伟等,2003)；NE向的金河—箐河断裂(F5)与丽江—小金河断裂(F1)近乎平行，同样也是一条逆冲左旋走滑的活动断裂；宁蒗断裂(F6)是与丽江—小金河断裂(F1)交汇的近SN走向构造，盐源断裂(F4)是盐源盆地内部发育的NW走向构造(图1b).

盐源盆地是木里—盐源地区的一个十分重要的构造单元，夹持在丽江—小金河断裂(F1)与金河—箐河断裂(F5)之间，是一个典型的大陆块体侧向挤出作用的构造逸出盆地(李勇等,2001).盐源盆地的海拔在3000 m以上，四周被高山环绕，盆地内部地震活动性较弱(田原等,2020)，但是盆地西南方向的宁蒗断裂地震频发，活动性较强.盐源盆地是由前寒武纪的基底和震旦-三叠系沉积盖层组成，主要地层有三叠系上统博大组、中统白山组和盐塘组、下统青天堡组以及二叠系上统乐平组.

近三十年来，木里—盐源地区周边地震频发，其中大于5.0级的地震有1998年11月19日宁蒗6.2级地震、2003年8月21日盐源5.0级地震以及2012年宁蒗—盐源5.7级地震(Li et al.,2009；常祖峰等,2013).图1b研究区周边的震源机制解分布结果显示，丽江—小金河断裂带在木里地区主要以走滑为主兼有挤压分量，沿丽江—小金河断裂向西南方向逐渐转为张性环境.刘晓霞和邵志刚(2020)通过GPS速度剖面认为丽江—小金河断裂带以木里为界，北东段从地表向深部15 km一直处在强闭锁的环境.鉴于木里—盐源地区及周边的活动断裂交错，地震频发，对其开展大地电磁探测研究，对于研究川滇菱形块体内部的地震活动、断裂构造变形特征和动力学机制意义重大.

图1 研究区周边构造背景图(a)及大地电磁测深点位分布(b)F1—F6为研究区内主要断裂分布，F1：丽江—小金河断裂；F2：理塘断裂；F3：锦屏山断裂；F4：盐源断裂；F5：金河—箐河断裂；F6：宁蒗断裂.红色空心三角为MT测点.蓝色球为震源机制解，选自(http:∥www.globalcmt.org/).淡蓝色线为盐源盆地边界.黑色空心圈为1970—2019年间4.0级以上地震 (http:∥www.ceic.ac.cn/history).Fig.1 The tectonic setting (a)and locations of magnetotelluric stations in the profile (b)F1:Lijiang-Xiaojinhe fault;F2:Litang fault;F3:Jinpingshan fault;F4:Yanyuan fault;F5:Jinhe-Qinghe fault;F6:Ninglang fault.Red hollow triangles are MT sites.Blue balls show the focal mechanisms derived from the global CMT catalog (http:∥www.globalcmt.org/).The light blue line is the Yanyuan Basin boundary.Black hollow circles present earthquakes with a magnitude greater than 4.0 during 1970—2019 (http:∥www.ceic.ac.cn/history).

2 数据及定性分析

2.1 测点分布和数据采集

2015年7月，我们在丽江—小金河断裂中段木里—盐源弧形构造区布置了XS01测线，共计26个测点，自北向南编号依次为101至126，剖面总长度约180 km，平均点距7 km.野外数据观测选用加拿大Phoenix公司生产的MTU-5A大地电磁测深系统.野外观测采用正南北方向布设，分别记录3个磁场分量(Hx、Hy、Hz)和2个电场分量(Ex、Ey)(x代表南北向，y代表东西向).为保证数据观测质量，后续数据处理采用远参考道观测方式(Gamble et al.,1979)以及robust估计(Egbert,1997)，每个测点的观测时间为40 h以上，最终获得了较高质量的大地电磁传输函数数据集.该数据集中，所有测点有效周期>1000 s，少部分测点的最长有效周期>10000 s(如112号测点和126号测点)，为有效研究木里—盐源地区深部电性结构分布提供了数据条件.

2.2 电性主轴成像与构造维性

文中采用多频点-多测点阻抗张量统计成像技术(陈小斌等,2014)对XS01剖面进行电性主轴成像分析.图2a是统计玫瑰图，显示剖面XS01的主轴方位集中在NE 40°～NE65°之间.图2b是测点主轴云图，显示剖面上存在较为明显的分段：测点101—109主轴集中在NE 40°～NE75°左右，平均约NE50°，对应的是锦屏山断裂西北延长段，考虑到90°模糊性，这一段剖面的实际构造走向可能是NW 40°；测点110—114之间的电性主轴方位较乱，该段位于木里弧形构造区内部，属于典型的三维构造区；测点115—124位于丽江—小金河断裂和金河—箐河断裂之间，跨过一系列北东向断裂，其主要走向应为NE60°左右；测点125—126下方的电性主轴方位较乱，无法识别.图2c是频率主轴云图，显示电性主轴在1 Hz以上的中高频和0.01 Hz以下的低频较为集中，其中高频主要集中在NE20°和NE50°，低频主要集中在NE45°和NE65°.中频部分主轴方位不明显，可能意味着浅部和深部存在结构不整合现象(Tong et al.,2018).

图2 多测点-多频点电性主轴统计成像结果(a)、(b)和(c)分别是统计玫瑰图、测点主轴云图和频率主轴云图.Fig.2 Electrical strike statistic obtained from multi-sites and multi-frequencies imaging technique(a)Presents the statistical result in the rose histogram;(b)The site-based cloud diagram;(c)The frequency-based diagram.

图3是XS01剖面的构造维性分析结果.从一维偏离度(图3a)和二维偏离度(图3b)可以看出，0.1 Hz以下频段，一维偏离度和二维偏离度都较大；依据图3c所示的二维有效因子分布图，线性构造在1 Hz以上频段的浅部区域(深度<2 km)有较多分布，如测点101、测点108(锦屏山断裂带)、测点111、112、114、115(丽江—小金河断裂带附近)、测点121等处；对于0.1 Hz以下的低频段，只有测点113、114(丽江—小金河断裂带)、测点124(金河—箐河断裂带)等二维有效因子较大，意味着丽江—小金河断裂带、金河—箐河断裂带可能存在深部延伸.

图3 构造维性分析(a)、(b)和(c)分别是一维偏离度(S1d)、二维偏离度(S2d)、二维有效因子(e2d).Fig.3 Dimensionality analysisThe 1-D skew (a),2-D skew (b)and 2-D effective factor (c).

因此，通过阻抗张量统计成像分析，剖面XS01不同段落具有不同的电性主轴方位，沿剖面主轴可能发生了近90°的变化，其中还包括木里弧形构造区的三维复杂结构，该剖面并不太适合做二维反演.

2.3 倾子矢量

图4展示的是XS01剖面的倾子实方向矢量示意图，这是我们新研发的一种倾子矢量图示方式.倾子实方向矢量的指向与实感应矢量相同，即一般情况下，由高阻指向低阻；该矢量尾翼的展开程度同时显示了虚感应矢量的大小，但这一显示特征的物理意义还需要挖掘.倾子实方向矢量中可以用不同的物理量填充，用颜色显示出来，填充的是两个主相位(Pxy、Pyx)的算术平均值，一般的说，高相位值对应低阻，反之，低相位值则对应高阻.图4中展示的一个主要特征是沿剖面的实感应矢量指向是与NE向平行的，只有测点108和测点115等少数测点的局部频段，实感应矢量指向才是与NW向平行的，尤其是在二维性很明显的地方亦是如此.这意味着沿剖面的大部分区域，电性主轴的走向方位是NW向.由于XS01剖面本身也是NW向展布，这意味着采用二维反演对于这条剖面并不适用.

图4 倾子实方向矢量示意图矢量方向与实感应矢量相同；尾翼张开大小表示虚感应矢量的大小；填充颜色为主相位算术平均值.Fig.4 Diagram of real tipper vector directionsThe direction of the vector is consistent with the real induction vector;The tail flap size represents the size of the virtual induction vector;The filling color is the main phase′s arithmetic mean.

相位平均值显示：测点115东南侧盐源盆地下方存在较为显著的低阻异常；在测点112的西北侧以及测点104、117下方，都有低阻的迹象，但是规模较小.感应矢量的指向与相位指示的低阻层之间是基本协调的，测点107—108下方，可能存在高低阻分界面.

2.4 视电阻率与相位拟断面分析

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为NE55°，图5(a—d)分别是阻抗张量分解后TE、TM极化模式的视电阻率Rxy、Ryx和相位Pxy、Pyx拟断面图.阻抗相位较视电阻率更适用于对测区电性结构的定性分析(陈小斌等,2019).此外，由于TM极化模式受三维性影响远远小于TE模式，而XS01剖面沿线电性结构复杂，三维性强，TE模式的相位拟断面图可能并未准确反映剖面下方的电性结构分布.因此，以下主要依据TM模式的阻抗相位进行分析.

图5 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(a)和(c)为TE极化模式；(b)和(d)为TM极化模式；空白区为删除的频点数据.Fig.5 Pseudo section of apparent resistivity and impedance phase after impedance tensor decomposition using a fixed strike(a)and (c)are TE mode;(b)and (d)are TM mode;The blank region in pseudo sections represents the deleted data.

从图5d阻抗相位Pyx断面图上可以看到，测点115—123之间，即丽江—小金河断裂带和盐源盆地地区，1 Hz以上的高频段主要表现为高阻特征，0.01～1 Hz之间段存在明显的高相位异常区，对应于高导异常带，小于0.01 Hz的相位又出现较为显著的低相位，表明剖面中部东南段高导异常体的底界面数据约束较强.不过，丽江—小金河断裂带位置附近(测点115—117)，低频段似乎没有完全封闭好，表明该处可能存在延伸较深的高导体.

3 三维反演及灵敏度测试

3.1 三维反演

通过对观测数据的定性分析，我们对测区内电性结构及构造分布特征有了最基本的认识.鉴于木里弧形构造区内三维性较强，且沿剖面许多构造的走向与剖面方向基本平行，故传统的二维反演不能得到可靠的反演结果.最近几年，本文通讯作者陈小斌研究员主持研发的基于C/S架构和互联网平台的三维反演云计算系统toPeak(Liu et al.,2017)得以成功，其中集成了当前最流行的非线性共轭梯度法三维反演算法程序ModEM(Egbert and Kelbert,2012)，极大地促进了大地电磁三维反演技术的应用推广.本文利用toPeak2.0软件系统在国家超算中心广州天河II代完成了反演计算工作.

为了获得可靠的电性结构，三维反演工作还利用了西南侧穿越丽江—小金河断裂带(F1)的另外一条电性剖面的观测数据，二者之间距离约50 km，由于该剖面结果对应的构造意义不同，故将另行发表.最终参与反演计算的测点是62个，频率数42个，频率范围0.000069～80 Hz.反演计算流程如下：根据测点的分布情况，采用多重网格法通过toPeak生成测区反演计算需要的网格，构建初始的背景电阻率模型为30 Ωm的均匀半空间模型，先进行粗网格反演计算，然后以其结果为元模型，再采用印模法(Cai et al.,2017；叶涛等,2013)，进行细网格反演计算.在前一次反演结果的基础上，重新调整相关反演参数，进行多次三维反演计算.最终反演模型的网格参数为38(Nx)×99(Ny)×52(Nz)，网格总节点数为267102，RMS误差1.98，获得了研究区精细的三维电性结构.

图6是XS01剖面的电性结构模型.XS01剖面上发育3个较为显著的低阻体HCL1、HCL2和HCL3，电阻率<10 Ωm，以及将HCL1和HCL2分开的高阻体HRB，电阻率>1000 Ωm.其中，HCL1在测点103—106之间，位于锦屏山断裂北西侧；HCL2在测点112—115之间，位于丽江—小金河断裂下方；HCL3在测点119—124之间，位于丽江—小金河断裂和金河—箐河断裂之间的盐源盆地下方.

图6 XS01剖面电性结构Fig.6 XS01 section electrical structure

将图6所示的电性结构分布图与前述构造维性分析结果进行对比，可以发现：测点108所对应的锦屏山断裂带(F3)、测点113、114之间的丽江—小金河断裂带(F1)、测点124处的金河—箐河断裂带(F5)，都是主要的电性结构边界带.图3c中1 Hz以上高频的二维有效因子较大的测点，在图6中也可以找到对应的浅部电性梯度边界带.而HCL3则对应于相位分析中所看到的剖面中部偏东南侧的具有封闭底边界的高导体.HCL1和 HCL2虽然在相位分布图上有所表现，但是碍于数据质量一般，定性分析结果无法确定.因此，数据定性分析与反演结果对应得非常好，表明三维反演所得到的电性结构很好地反映数据分布特征.

3.2 灵敏度测试

反演结果与数据定性分析保持的一致性，在一定程度上佐证了反演结果的正确性，但由于反演具有非唯一性，在进行进一步解释以前，需要对剖面中关键部分的电性结构做进一步的可靠性验证，以确保这些部位电性结构的可靠性.

本文针对HCL1、HCL2、HCL3和HRB四个关键构造体关键特征采用三维正演的方法进行了模型验证，以确定观测数据的约束情况，填充的围岩电阻率为100 Ωm，验证结果如图7所示.我们的给出了不同模型的正演计算验证的RMS拟合结果.可以发现，本文验证的结构体模型都是受到观测数据约束的结果，这些计算结果为我们后续进行电性结构的解释提供了可靠性依据.

图7 电阻率模型的正演验证Fig.7 Forward modeling test for resistivity models

4 电性结构分布特征

图8是木里—盐源地区XS01剖面的电性结构及其地质解释结果.可以看出，沿剖面方向电性结构表现为非常强烈的横向不均匀性.丽江—小金河断裂将剖面分成两个较大的构造单元：西北侧的川西北地块和东南侧的滇中地块，两个次级地块中又分别可分为两个较小电性结构单元，分别以锦屏山断裂和金河—箐河断裂为界，其分段位置与电性主轴测点云图给出的位置吻合，二者相互印证.

图8 反演结果及地质解释Fig.8 Resistivity model and tectonic interpretation

以测点108为界，其西北侧10 km以浅为高达1000 Ωm的高阻，10～20 km之间为高导异常体HCL1.其东南侧位于测点109—114之间，电性结构较为复杂，与构造维性分析给出的三维性是一致的.这一段位于锦屏山与丽江—小金河断裂相互作用的区域，高阻异常体HRB很可能是锦屏山造山带的山根，与龙门山断裂带下方的高阻体类似(Zhao et al.,2012).锦屏山造山带作为松潘-甘孜地块与扬子地块相互作用的地方，受到多种地质过程的改造作用，构造维性表现得十分复杂.

依据前述的电性主轴和倾子实方向矢量的分析，川西北地块内部的高导体HCL1电性主轴方向是北西向.从地表断裂分布特征来看，HCL1沿锦屏山断裂向西北延伸，表明该处可能存在北西向的线性构造.锦屏山断裂(F3)在此处由北东向转向北西向，形成木里弧形构造区，与理塘断裂一起构成松潘—甘孜地块的西南边界，西侧属于义敦岛弧(Hou et al.,2007).HCL1的电性主轴方向与北西向的义敦岛弧走向一致，而与龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带的北东走向不一致，其西北侧又是高阻，亦即从XS01剖面的大地电磁数据信息来看，HCL1是一个走向NW的孤零的高导体，推断其为古特提斯洋板块俯冲所造成的义敦岛弧区壳内高导物质的残留.

丽江—小金河断裂(F1)表现了一个电性差异较为显著的电性边界，将川西北地块和滇中地块分开，其下方为高导异常体HCL2.HCL2的埋深大致在10～20 km，在丽江—小金河断裂下方最浅.丽江—小金河断裂在深部的延伸受到HCL2大规模改造，可能发生了断层摩擦剪切生热或者含盐流体的弱物质充填所致，可以肯定丽江—小金河断裂是一条切穿上地壳的高角度断裂.

丽江—小金河断裂东南侧是滇中块体内部的盐源盆地，该盆地下方存在两处水平连续性较好的高导异常体，本文主要解释位于剖面南侧规模较大的HCL3.电性主轴成像结果认为HCL3是北西走向的线型构造，正好与盐源断裂(F4)一致，剖面的这一段几乎沿着盐源断裂展布.HCL3总体埋深大致为3 km，上覆为高阻岩层，底界最深约7 km，东南端最浅，顶界埋深上升至2 km左右.HCL3下方是电阻率在20～50 Ωm之间的相对高阻体，应该是扬子地块.此外，根据TM模式相位拟断面的定性分析结果(图5)，可以确定HCL3的底界是受观测数据约束的，其厚度及其下伏的电性结构是可靠的.

金河—箐河断裂是HCL3东南侧的电性分界带，以测点124为界，其东南侧为一个显著的高阻异常体.Wang等(2008)认为金河—箐河断裂是在盐源盆地下方2 km处构造拆离面的推覆前缘，是一条近乎水平的低角度断裂.电性结构显示金河—箐河断裂可能向西北湮灭于HCL3的高导体中，进一步印证金河—箐河断裂并不是一条深切断裂.

5 讨论

5.1 盐源盆地成矿分析

HCL3位于盐源盆地下方，长度约40 km，顶界埋深在2～3 km，厚度约5 km，呈现为北深南浅的特征，电性主轴走向是北西向，与地表北西向的盐源断裂方向一致.盐源地区的P波速度结构显示3 km以下是高速基底(Wang et al.,2008)，而盐岩本身也表现为高速的地质体(刘文卿等,2013)，因此，盐源盆地下方的高导体很可能是盐岩.另外，盐源地区南侧地表出露盐泉的证据(李金锁等,2013)，恰恰位于XS01剖面南段高导层较浅的位置.在测点122—123之间，地表对应的是盐井河盐丘，该处的盐生1井，钻探深度达1 km，未钻遇底界(李金锁等,2014)，李金锁等(2014)认为盐源盆地深部的盐类物质来源可能是寒武系岩盐层.根据电性结构推测HCL3可能为盐源盆地下方埋藏的大规模的盐岩层，为后期在盐源地区开展深部找钾盐矿的工作，提供了电磁方面的证据.这是本项研究一个意外的发现.

类似于HCL3这种大规模的盐层可能是源自特提斯洋边缘海盆含盐矿物的沉积导致大量的易溶解矿物向盆地中心迁移，蒸发后形成钾盐(李金锁等,2014；郑绵平等,2010).最新研究发现，在一定温度的环境下，较高盐度(K/Na)的流体包裹体更容易导致铜-钴-铅-锌等矿床的富集(Davey et al.,2021；丁晓平等,2021).徐士进等(1997)在研究盐源地区的西范坪斑岩铜矿成因过程中，发现该区石英流体包裹体具有高温度和高盐度.因此，结合电性结构圈定的盐岩层的空间分布特征和金属矿分布特征，有可能为研究盐源盆地及其附近的成矿机制提供新的思路.不过，这需要在盐源盆地开展较为密集的大地电磁三维阵列探测研究.

5.2 电性结构与地震活动性

尽管测点107以西的小号点方向延伸的锦屏山断裂西支(F3-1)，电性主轴和倾子矢量联合分析确定其走向为北西向，而位于锦屏山西侧的测点108处，电性主轴分析和倾子矢量联合分析确定其走向为北东向，与锦屏山的走向一致，小震精定位结果也反映该区的有北东向的线型构造特征(图9).因此，我们推测高阻体HRB，很可能是锦屏山造山带的山根.

图9 研究区构造变形的动力机制红色虚线为推测构造；小震数据选自(http:∥www.cses.ac.cn/).黄色虚线圈定位置为小震分布集中区域.Fig.9 Geodynamic mechanism of tectonic deformation in the study areaRed dotted line indicates the presumed structure;Black dots show the small shocks derived from (http:∥www.cses.ac.cn/).Locations delineated by the yellow dotted line are the concentration regions of small shocks.

基于活动断层调查和GPS观测的结果，丽江—小金河断裂的整体走向是NE40°，是一条断面高角度倾向的北东向逆左旋走滑型活动断裂(向宏发等,2002)，全新世以来的左旋滑动速率和垂直滑动速率分别是3.8±0.7 mm·a-1和0.65±0.14 mm·a-1(徐锡伟等,2003).古地震记录显示，丽江—小金河断裂全新世以来发生的古地震震级达M7.5级，发震间隔约为3000a(丁锐等,2018).但是，震源机制解的结果表明现今的地震活动与丽江—小金河断裂无关(王晓山等,2015).

汶川发生强震的深部驱动力是来自川西高原中下地壳发生的塑性流动，受扬子刚性块体的阻挡后，使得中下地壳塑性物质在龙门山断裂处堆积，最终孕育了汶川大地震(张培震,2008)，这一观点在龙门山断裂观测的大地电磁测深结果也给出了确切的证据(Zhao et al.,2012；詹艳等,2013)，松潘-甘孜地块中下地壳内广泛发育的连续的高导异常体，就是青藏高原侧向挤出的塑性物质.本文研究结果表明，位于丽江—小金河断裂北西段的川西北次级块体下方的HCL1是孤立的，古地理位置是理塘缝合带以西的义敦岛弧，因此很可能是古老的板块边界残留的物质，并不是青藏高原侧向挤出的塑性物质.而位于丽江—小金河断裂埋深在10～20 km的高导层HCL2，表现为NE走向的线性构造，与龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带走向一致.地形地貌显示，丽江—小金河断裂SE向的高差达2000 m，则是地下塑性物质堆积在地表的直接反映.王绪本等(2017)认为塑性物质沿鲜水河断裂向南扩展的过程中逐渐变浅，局部地区在10 km左右，与HCL2的埋深是一致.结合震源机制解和小震分布特征(图9)，可以发现XS01剖面北东侧是一个小震集中的区域，主要以走滑兼挤压为主，而在剖面的西南侧却是以张性为主的构造环境.因此，HCL2可能是来自北部的塑性物质，沿理塘断裂带向南到达木里弧形构造区后，遇到NW向的锦屏山造山带和扬子刚性块体的阻挡，部分塑性物质挤入丽江—小金河断裂带的缝隙中(图9)，并向西南方向折转，构成了剖面北东侧走滑兼挤压、西南侧以张性为主的应力环境.Li等(2020)的大地电磁结果显示在丽江—小金河断裂的高导体走向为北西向，这与本文在丽江—小金河断裂发现的北东向构造是相悖的.此外，丽江—小金河断裂作为川滇菱形块体的内部边界，在木里—盐源地区并没有发现大规模的塑性物质堆积，可能不具备孕育类似汶川强震的条件.