程遠(yuǎn)志　湯　吉　鄧　琰　董澤義

(中國(guó)地震局地質(zhì)研究所， 地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京　100029)

?

云南景谷MS6.6地震震源區(qū)深部電性結(jié)構(gòu)及其孕震環(huán)境

程遠(yuǎn)志湯吉*鄧琰董澤義

(中國(guó)地震局地質(zhì)研究所， 地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京100029)

2014年10月7日云南景谷地區(qū)發(fā)生MS6.6地震， 震源機(jī)制顯示此次地震為逆走滑型， 地震斷層面走向140°， 同時(shí)余震分布顯示破裂面走向也為NNW向。文中對(duì)1條橫穿景谷震區(qū)， 與地震破裂面垂直的大地電磁測(cè)線數(shù)據(jù)進(jìn)行了由定性到定量的全面分析， 通過(guò)二維非線性共軛梯度(NLCG)反演得到了震源區(qū)較為詳細(xì)的地殼電性結(jié)構(gòu)。結(jié)果表明： 1)震源區(qū)電性結(jié)構(gòu)可以分為4層： 地表以下約4km為相對(duì)低阻層， 主要由中、 新生代盆地沉積巖組成， 電阻率10～100Ω·m； 地下5～10km為相對(duì)高阻層， 可能由元古界變質(zhì)巖系組成， 電阻率>1,000Ω·m； 15～30km為中下地殼低阻層， 電阻率<10Ω·m； 30km以下為殼幔過(guò)渡層， 電阻率值約為30Ω·m。 2)景谷地震主震發(fā)生在高阻層和殼內(nèi)低阻層的分界面上。 3)對(duì)余震的震源深度統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)5km和10km兩個(gè)深度范圍內(nèi)余震較多， 與電性梯度帶的位置相對(duì)應(yīng)。

景谷地震大地電磁測(cè)深電性結(jié)構(gòu)電性梯度帶地震構(gòu)造

0　引言

據(jù)中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心測(cè)定， 北京時(shí)間2014年10月7日21時(shí)49分39.5秒云南省普洱市景谷縣發(fā)生MS6.6地震， 震中位于 23.4°N， 100.5°E， 距景谷縣城28km， 震源深度初始為5km， 后修改為10km(http: ∥data.earthquake.cn/datashare/globeEarthquake_csn.html)。另?yè)?jù)USGS(美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局)測(cè)定， 景谷地震震中位于 23.386°N， 100.487°E， 震源深度10.9km， 矩震級(jí)MW6.0(http: ∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/usb000sjim#summary)。 景谷地震發(fā)生于瀾滄江斷裂東側(cè)的思茅-普洱地震帶和西側(cè)的耿馬-瀾滄地震帶之間， 距思茅-普洱地震帶較近； 震中周圍100km范圍內(nèi)， 歷史上發(fā)生過(guò)5級(jí)以上地震35次， 其中5.0～5.9級(jí)22次、 6.0～6.9級(jí)10次， 7.0～7.9級(jí)3次； 距離最近的6級(jí)以上地震為1942年2月1日思茅6.8級(jí)地震， 位于本次地震以南37km。2007年6月3日寧洱6.4級(jí)地震為距本次地震時(shí)間最近的地震(據(jù)云南省地震局)。因此， 景谷地震發(fā)生在1個(gè)地震活動(dòng)相對(duì)活躍的區(qū)域。截至10月12日， 此次主震之后發(fā)生余震900余次， 最大余震震級(jí)MS4.7， 余震分布顯示破裂面走向NW， 震源機(jī)制解揭示此次地震是在NNE向擠壓應(yīng)力場(chǎng)作用下導(dǎo)致的走滑型斷裂活動(dòng)的結(jié)果(據(jù)中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心， http: ∥www.csndmc.ac.cn)?，F(xiàn)有資料顯示， 本次地震并未發(fā)生在已知斷裂上， 不知是否與2013年蘆山地震類同， 發(fā)生在隱伏斷裂位置上(徐錫偉等， 2013)。

景谷地區(qū)所處的蘭坪-思茅地塊位于青藏高原東南緣地區(qū)的南北地震帶南段， 地塊內(nèi)部的現(xiàn)今地殼運(yùn)動(dòng)主要表現(xiàn)為眾多微斷塊的旋轉(zhuǎn)與拉張變形。蘭坪-思茅地塊是由歐亞大陸與岡瓦納大陸之間諸多地塊不斷破碎、 裂解又相互拼接鑲嵌構(gòu)成的復(fù)雜造山帶， 區(qū)域內(nèi)的主要構(gòu)造單元受印度板塊向歐亞板塊的俯沖活動(dòng)控制(Roydenetal.， 1997， 2008；鐘大賚， 1998； Replumazetal.， 2003)， 是中國(guó)地震活動(dòng)最強(qiáng)的地區(qū)之一(鄧起東等， 2002； 徐錫偉等， 2003； 張培震等， 2003)。景谷地震區(qū)位于思茅地塊西側(cè)， 西接保山地塊， 東側(cè)為NW向的無(wú)量山斷裂帶， 西側(cè)為相互平行的瀾滄江斷裂帶和酒房斷裂帶， 其中酒房斷裂帶和無(wú)量山斷裂帶在無(wú)量山地區(qū)交會(huì)。無(wú)量山斷裂帶屬于晚更新世活動(dòng)斷裂帶， 位于無(wú)量山西麓， 控制著思茅凹陷區(qū)及其北部中新世以來(lái)的新構(gòu)造隆起活動(dòng)， 是重要的活動(dòng)斷裂帶。景谷地震震中位于無(wú)量山斷裂帶西支(普文斷裂)的NW向延長(zhǎng)線上(http: ∥www.eq-igl.ac.cn/test.jpg)， 震源機(jī)制為逆走滑型破裂， 地震斷層面的最優(yōu)取向解為： 走向140°， 傾向70°， 滑動(dòng)角160°(http: ∥www.eq-igl.ac.cn/20141007.pdf)， 等值線呈橢圓分布， 長(zhǎng)軸走向近NW(http: ∥www.cea-igp.ac.cn/tpxw/270888.shtml)。

針對(duì)研究區(qū)內(nèi)的深部構(gòu)造背景等已經(jīng)開展了大量的研究(張中杰等， 2005； 張智等， 2006； Tanakaetal.， 2008； Wangetal.， 2008; 胥頤等， 2013； 孫長(zhǎng)青等， 2013； 李冉等， 2014； 王夫運(yùn)等， 2014)。張中杰等(2005)利用寬角地震反射方法獲得了孟連—馬龍剖面的地殼速度結(jié)構(gòu)， 發(fā)現(xiàn)思茅地塊的地殼P波速度較保山和揚(yáng)子地塊西南部低， 思茅地塊存在強(qiáng)反射帶， 地震一般分布在強(qiáng)反射帶和高、 低速交界地帶。張智等(2006)利用走時(shí)層析成像方法重建了思茅—中甸剖面的地殼速度和反射結(jié)構(gòu)， 得到地殼厚度由北段中甸的50km左右減薄至南段思茅的35km左右， 地殼厚度的減薄量主要在于下地殼。Tanaka等(2008)對(duì)思茅地塊進(jìn)行了古地磁學(xué)研究， 揭示了思茅地塊中部蜂腰部位以東景谷、 鎮(zhèn)沅地區(qū)發(fā)生較大角度的順時(shí)針旋轉(zhuǎn)變形； 而景東至南澗之間區(qū)域可能發(fā)生較為混亂的旋轉(zhuǎn)變形作用； 這種差異性旋轉(zhuǎn)形成了一系列的走滑斷層。李冉等(2014)利用大地電磁方法獲得了沿孟連—羅平剖面的地下70km深度內(nèi)的電性結(jié)構(gòu)， 發(fā)現(xiàn)耿馬-瀾滄強(qiáng)震區(qū)和思茅-普洱強(qiáng)震區(qū)存在中下地殼低阻層， 主要強(qiáng)震震中位于高、 低阻的交界處， 地震的發(fā)生和地殼中的電性結(jié)構(gòu)不均勻相關(guān)， 斷裂帶兩側(cè)塊體的電阻率差異是強(qiáng)震活動(dòng)帶重要的深部背景。本次地震的誘發(fā)機(jī)制、 孕震環(huán)境、 深部構(gòu)造背景以及深部物質(zhì)特征尚不很清楚， 值得關(guān)注和研究。

地震活動(dòng)與地殼深部流體關(guān)系密切， 而大地電磁測(cè)深方法在研究地殼上地幔內(nèi)部電性結(jié)構(gòu)、 溫度和流體分布等方面具有獨(dú)特的優(yōu)勢(shì)(Weietal.， 2001； 趙國(guó)澤等， 2004； Unsworthetal.， 2005； 湯吉等， 2005； 金勝等， 2010； Wangetal.， 2014)。本文的大地電磁測(cè)線橫跨震源區(qū)， 距主震震源區(qū)最近的MT測(cè)點(diǎn)(7號(hào)測(cè)點(diǎn))僅1km； 由于距離震源區(qū)位置較近， 利用大地電磁數(shù)據(jù)揭示該地區(qū)的深部電性結(jié)構(gòu)， 可以為景谷地震區(qū)的發(fā)震構(gòu)造、 地震孕育機(jī)制以及深部物質(zhì)遷移等提供深部電性模型。

圖1　景谷地震震源區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、 大地電磁測(cè)深點(diǎn)以及余震分布圖Fig. 1　Tectonic framework， fault structure， MT sites and aftershock epicenter in the Jinggu seismic area.

1　大地電磁數(shù)據(jù)觀測(cè)與處理

1.1剖面位置及數(shù)據(jù)觀測(cè)

大地電磁測(cè)線橫穿地震震源區(qū)(圖1)， 沿N80°E方向布設(shè)32個(gè)測(cè)點(diǎn)(測(cè)點(diǎn)編號(hào)1—32)， 測(cè)線長(zhǎng)度約61km， 平均點(diǎn)距約2km。剖面自西向東自永平鎮(zhèn)， 經(jīng)震源區(qū)， 終止于無(wú)量山斷裂帶。野外測(cè)量采用加拿大Phoenix公司的V5大地電磁儀， 每個(gè)測(cè)點(diǎn)觀測(cè)2個(gè)相互正交的電場(chǎng)分量(Ex，Ey)和3個(gè)相互正交的磁場(chǎng)分量(Hx，Hy，Hz)(x代表SN方向，y表示EW方向，z代表垂直方向)， 觀測(cè)的頻率范圍為0.001～320Hz。為保障獲得較好的原始數(shù)據(jù)， 觀測(cè)過(guò)程中布設(shè)遠(yuǎn)參考點(diǎn)， 全部?jī)x器利用GPS進(jìn)行同步觀測(cè)。

1.2資料處理方法

數(shù)據(jù)處理采用由Phoenix公司提供的SSMT2000數(shù)據(jù)處理軟件， 記錄的原始時(shí)間序列數(shù)據(jù)經(jīng)過(guò)快速傅里葉變換由時(shí)間域轉(zhuǎn)化為頻率域， 得到電磁場(chǎng)的自、 互功率譜， 并進(jìn)一步采用Robust資料處理技術(shù)(Chaveetal.， 1989； Egbert， 1997)和遠(yuǎn)參考道技術(shù)(Gambleetal.， 1979)計(jì)算各個(gè)測(cè)點(diǎn)的大地電磁阻抗張量信息； 前者能最大程度地減小隨機(jī)噪聲的干擾， 而后者則可以有效地消除信號(hào)中的相關(guān)噪聲的影響。經(jīng)過(guò)對(duì)處理后的資料在頻率域?qū)β首V進(jìn)行編輯， 剔除存在強(qiáng)電磁干擾的數(shù)據(jù)， 最終得到質(zhì)量較好的視電阻率曲線和阻抗相位曲線。

為消除局部三維異常體對(duì)視電阻率和阻抗相位造成的畸變影響， 分別采用相位張量(Caldwelletal.， 2004)和共軛阻抗法(CCZ)(蔡軍濤等， 2010a； 陳小斌等， 2014)阻抗分解技術(shù)對(duì)所有測(cè)點(diǎn)進(jìn)行張量阻抗分解。運(yùn)用可視化大地電磁資料處理和解釋集成系統(tǒng)MT-Pioneer對(duì)資料進(jìn)行處理計(jì)算(陳小斌等， 2004)， 對(duì)資料進(jìn)行分析處理得到二維偏離度、 最佳電性主軸方位角和傾子等參數(shù)數(shù)據(jù)。

1.2.1相位張量分析

圖2　相位張量橢圓和β值、 Φmin與ΦmaxFig. 2　Phase tensor ellipses showing the invariant β， Φmin and Φmax for the line of measurements.

采用相位張量分解方法(Caldwelletal.， 2004)進(jìn)行維性分析， 相位張量橢圓如圖2 所示： 偏離角度(β)(圖2a)、 最小相位(Φmin)(圖2b)和最大相位(Φmax)(圖2c)。張量橢圓的主軸表示感應(yīng)電流的方向， 揭示了電性結(jié)構(gòu)中的橫向梯度帶。Φmax不受畸變的影響， 是相位張量中最穩(wěn)定的變量， 可以用來(lái)表示電阻率的變化情況。區(qū)域電性結(jié)構(gòu)假定為1D，β=0且Φmin=Φmax； 區(qū)域電性結(jié)構(gòu)假定為2D，β=0且Φmin≠Φmax， 相位張量橢圓主軸平行或垂直于電性主軸方向； 區(qū)域電性結(jié)構(gòu)為3D，β≠0。淺部的電性結(jié)構(gòu)近似為一維， 因?yàn)楦哳l數(shù)據(jù)的Φmax約為 45°； 而深部可能存在低阻體， 因?yàn)榈皖l數(shù)據(jù)的Φmax>60°， 相位張量橢圓主軸角約為N10°W。大部分的β值<4°， 只有部分低頻的β值>4°， 區(qū)域電性結(jié)構(gòu)為1D或者2D(Xiaoetal.， 2015)。

圖3　測(cè)線電性主軸方位玫瑰統(tǒng)計(jì)圖Fig. 3　Rose diagram of electrical strike of all MT sites.

1.2.2區(qū)域電性主軸方向

對(duì)于二維介質(zhì)， 沿構(gòu)造走向方向， 地下介質(zhì)的導(dǎo)電性可以近似認(rèn)為是穩(wěn)定不變的， 故構(gòu)造的走向和傾向可以看作相互正交的2個(gè)電性主軸方向。因此， 在對(duì)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)進(jìn)行二維反演之前， 須確定測(cè)線所經(jīng)區(qū)域的構(gòu)造走向， 并將X軸旋轉(zhuǎn)至構(gòu)造走向方向。利用基于共軛阻抗法的多測(cè)點(diǎn)-多頻點(diǎn)阻抗張量分解技術(shù)(陳小斌等， 2014)， 得到測(cè)區(qū)內(nèi)的電性主軸方位角的分布統(tǒng)計(jì) “玫瑰圖”(圖3)。在阻抗張量的極化模式識(shí)別時(shí)， 出露的地質(zhì)信息以及該區(qū)域的主要斷裂帶走向起著至關(guān)重要的作用。 區(qū)域內(nèi)無(wú)量山斷裂帶和瀾滄江斷裂帶的走向NW， 同時(shí)余震分布顯示破裂面走向也為NW， 故測(cè)點(diǎn)的電性主軸方位角分布范圍為N5°～15°W。同時(shí)測(cè)線的走向?yàn)镹80°E， 將各測(cè)點(diǎn)實(shí)測(cè)XY和YX阻抗張量旋轉(zhuǎn)到N10°W， 其中XY模式為E極化(TE)模式， YX模式為H極化(TM)模式， 并進(jìn)一步計(jì)算相應(yīng)的視電阻率和相位曲線。

圖4　測(cè)線視電阻率和相位擬斷面圖Fig. 4　The pseudosection map of apparent resistivity and impedance phase of all MT sites.a TE模式的視電阻率(上)和相位(下)擬斷面圖； b TM模式的視電阻率(上)和相位(下)擬斷面圖

圖5　典型測(cè)點(diǎn)的視電阻率和相位曲線Fig. 5　Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites.

1.2.3曲線特征分析

圖4、 5 展示的測(cè)線視電阻率和相位擬斷面圖是經(jīng)過(guò)旋轉(zhuǎn)后重新計(jì)算的視電阻率和相位值?？傮w上存在4個(gè)特征： 1)曲線整體形態(tài)合理， 數(shù)據(jù)質(zhì)量較好； 少數(shù)測(cè)點(diǎn)由于干擾使低頻段出現(xiàn) “飛點(diǎn)”現(xiàn)象， 如測(cè)點(diǎn)9和11的低頻點(diǎn)； 在反演過(guò)程中刪除 “飛點(diǎn)”， 使其不參與反演， 總體上可用于反演解釋。 2)部分測(cè)點(diǎn)視電阻率曲線存在靜態(tài)效應(yīng)(測(cè)點(diǎn)9、 12和32等)， 首枝視電阻率值低于鄰近測(cè)點(diǎn)的值， 可能受地表局部電性不均勻體影響； 在反演前要進(jìn)行靜校正處理以消除靜態(tài)效應(yīng)。 3)大部分測(cè)點(diǎn)的視電阻率曲線呈 “低阻—高阻—低阻”的K型曲線， 相位擬斷面圖在縱向上呈明顯的分層性， 深部存在1低阻層。 4)擬斷面圖沿剖面方向具有分段性， 測(cè)點(diǎn)5存在明顯的電性邊界， 尤其是高頻部分， 可能淺部存在斷裂。測(cè)點(diǎn)11—13和測(cè)點(diǎn)18—22高頻段視電阻率較高， 淺層存在1高阻層， 其中測(cè)點(diǎn)16附近可能存在斷裂。

1.2.4靜態(tài)校正

由于地表存在局部電性不均勻體， 會(huì)使視電阻率曲線整體發(fā)生平行移動(dòng)， 這種畸變稱為 “靜態(tài)效應(yīng)”(Jones， 1988)， 因此在做解釋之前， 需要判斷資料是否存在靜態(tài)效應(yīng)并對(duì)其進(jìn)行靜校正。靜校正常用的方法： 一是依賴于其他信息和方法， 例如關(guān)鍵層的厚度和電阻率值、 同一點(diǎn)地表部分的TEM(Transient Electromagnetic Method， 瞬變電磁法)或者直流電測(cè)深方法的觀測(cè)結(jié)果(Sternbergetal.， 1988； Torres-Verdinetal.， 1992； Spitzer， 2001)； 二是依賴數(shù)據(jù)本身， 如采用首枝重合方法進(jìn)行曲線整體平移， 與鄰近測(cè)點(diǎn)的高頻數(shù)據(jù)進(jìn)行對(duì)比來(lái)發(fā)現(xiàn)畸變程度(段波， 1994)。視電阻率曲線受靜位移的影響較大， 而阻抗相位數(shù)據(jù)則不易受靜位移的影響。因此， 在二維反演中， 阻抗相位約束誤差設(shè)定相對(duì)較小的值， 而視電阻率約束誤差則給相對(duì)較大的值， 可以有效地減小靜態(tài)效應(yīng)。本文采用二維反演與曲線平移相結(jié)合的方法進(jìn)行靜態(tài)校正， 對(duì)于視電阻率曲線形態(tài)相似而值有較大偏差的測(cè)點(diǎn)， 結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料并參考相鄰MT測(cè)點(diǎn)數(shù)據(jù)， 謹(jǐn)慎采用曲線平移法對(duì)視電阻率曲線進(jìn)行校正。具體校正原則是以測(cè)點(diǎn)的TE視電阻率曲線的高頻部分的視電阻率值為參考， 將對(duì)應(yīng)的TM視電阻率曲線進(jìn)行平移(肖騎彬等， 2007)。

2　大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)反演

2.1數(shù)據(jù)反演

在進(jìn)行二維反演之前， 用Rhoplus(Parkeretal.， 1996)一維擬合程序， 對(duì)部分測(cè)點(diǎn)資料的合理性進(jìn)行分析， 剔除某些測(cè)點(diǎn)中低頻數(shù)據(jù)的 “飛點(diǎn)”。TE極化模式的二維反演對(duì)深部結(jié)構(gòu)垂向的變化較敏感， 但其視電阻率曲線易受到三維畸變的影響； TM模式對(duì)表層結(jié)構(gòu)的橫向變化較靈敏， 同時(shí)受三維低阻異常體影響較小(Berdichevskyetal.， 1998； Ledo， 2006； 蔡軍濤等， 2010b)。

圖6　正則化因子的L曲線Fig. 6　L-curve of regularization factor.

二維反演方法選擇目前廣泛使用的非線性共軛梯度法(NLCG)(Rodietal.， 2001)， 選用帶地形TM模式反演。在反演中， TM模式的視電阻率和相位的誤差門限均為5%， 使反演模型盡可能地?cái)M合實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)。正則化因子τ是數(shù)據(jù)擬合目標(biāo)函數(shù)和模型約束目標(biāo)函數(shù)的反演擬合權(quán)重調(diào)節(jié)量； 選擇合適的τ， 可使最終的反演模型既能較好地?cái)M合觀測(cè)數(shù)據(jù)， 同時(shí)又使反演模型具有較好的粗糙度。分析L曲線(Hansen， 1992)是選擇最佳正則化因子的較有效的方法之一， 本文選擇了14個(gè)正則化因子(1， 5， 10， 20， 30， 40， 50， 60， 70， 80， 90， 100， 200和500)進(jìn)行反演測(cè)試， 獲得L曲線(圖6)， 橫軸表示約束目標(biāo)函數(shù)(Φm)的平方根， 縱軸表示數(shù)據(jù)擬合均方差(RMS)。從L曲線可以看出，τ=30對(duì)應(yīng)曲線的拐點(diǎn)， 同時(shí)通過(guò)對(duì)比不同正則化因子的反演結(jié)果， 最終選擇τ=30為最佳正則化因子。

反演過(guò)程中， 首先進(jìn)行初始反演用來(lái)構(gòu)建精細(xì)反演的初始模型， 所采用的初始模型為電阻率100Ω.m的均勻半空間， 選擇TM模式進(jìn)行二維反演， 經(jīng)過(guò)60余次的迭代計(jì)算得到初步的電性結(jié)構(gòu)模型； 其次進(jìn)行精細(xì)反演， 將初始反演得到的電性結(jié)構(gòu)模型作為元模型， 利用印模法(葉濤等， 2013)構(gòu)建初始模型， 其中印模深度為15km； 然后選擇TM反演， 經(jīng)過(guò)90多次迭代， 模型的相對(duì)變化趨于0， 最終擬合均方差(RMS)為1.36， 從而得到50km深度內(nèi)沿剖面的二維電性結(jié)構(gòu)(圖7)。圖8 給出了測(cè)線二維反演得到的理論響應(yīng)與實(shí)測(cè)的視電阻率和阻抗相位數(shù)據(jù)擬斷面圖對(duì)比圖， 其中空白部分為剔除的 “飛點(diǎn)”； 從圖中可見測(cè)線的實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)與二維反演計(jì)算得到的模型理論響應(yīng)值擬合情況較好， 二維反演得到的深部電性結(jié)構(gòu)可以在一定程度上揭示該區(qū)的地下真實(shí)結(jié)構(gòu)。

圖7　測(cè)線地質(zhì)剖面圖(a)、 地質(zhì)平面圖(b)、 測(cè)點(diǎn)RMS值(c)和電性結(jié)構(gòu)模型以及景谷主震深度分布圖(d)Fig. 7　The result of MT 2D inversion and geological interpretation along the profile， RMS values of MT points.

圖8　實(shí)測(cè)TM模式視電阻率和阻抗相位與二維模型理論響應(yīng)值的對(duì)比Fig. 8　Fit of model response and observed apparent resistivity and phase data.a 觀測(cè)TM視電阻率； b 觀測(cè)TM阻抗相位； c 計(jì)算TM視電阻率； d 計(jì)算TM阻抗相位.

2.2靈敏度測(cè)試

構(gòu)建二維正演模型驗(yàn)證測(cè)點(diǎn)18下方的低阻體和測(cè)點(diǎn)15下方的低阻體上凸部分。圖9 虛線框內(nèi)分別用20Ω·m、 50Ω·m、 100Ω·m和400Ω·m替代進(jìn)行正演驗(yàn)證并計(jì)算RMS擬合值(圖9e)， 對(duì)比RMS值發(fā)現(xiàn)， 測(cè)點(diǎn)15—24的RMS值與正演模型的變化相對(duì)應(yīng)， 所以二維反演結(jié)構(gòu)模型有較高的置信度。

圖9　正演驗(yàn)證模型(a， b， c， d)及其對(duì)應(yīng)的RMS值(e)Fig. 9　The model of forward modifications(a， b， c and d)， the dashed frames show modified areas. The site by site RMS misfits for each model are shown in 9e.虛線矩形內(nèi)為電阻率修改區(qū)域

3　景谷地震區(qū)深部電性結(jié)構(gòu)與孕震環(huán)境討論

3.1電性結(jié)構(gòu)分析

不同構(gòu)造地質(zhì)單元的電性結(jié)構(gòu)通常存在明顯的差異(趙國(guó)澤等， 2004； 肖騎彬等， 2007)， 而斷裂帶發(fā)育的地方， 往往存在破碎帶并富含水或其他低阻介質(zhì)， 同時(shí)斷裂帶使地層結(jié)構(gòu)發(fā)生異常變化， 從而形成典型的低阻異常帶或電性梯度帶(葉高峰等， 2009)； 根據(jù)二維反演得到的電性結(jié)構(gòu)(圖7d)以及視電阻率和相位(圖4)特點(diǎn)， 沿剖面方向上， 以測(cè)點(diǎn)25為界， 可以明顯地劃分出2個(gè)不同的電性分區(qū)： 東側(cè)為無(wú)量山斷裂帶， 發(fā)育相對(duì)完整的高阻體(李冉等， 2014)， 電阻率值較大(>1,000Ω·m)， 地表斷裂F3、 F4、 F5和F6在深部可能匯聚到高阻體， 構(gòu)成景谷盆地的東邊界； 西側(cè)電性結(jié)構(gòu)比較復(fù)雜， 高、 低阻相互交替出現(xiàn)。自地表至25km深度范圍內(nèi)， 大致可以劃分4個(gè)主要電性層：

第1電性層厚度在0～4km范圍內(nèi)， 為相對(duì)低阻層， 電阻率值30～100Ω·m， 主要為景谷盆地內(nèi)較厚的中新生代沉積所致(Zhangetal.， 2009)； 厚度呈東西兩端較薄， 中間較厚的特征， 測(cè)點(diǎn)7—10之間位置最厚。測(cè)點(diǎn)17—24之間表層存在1高阻層， 電阻率約600Ω·m， 與第1電性層呈角度不整合接觸， 推測(cè)可能與巖漿活動(dòng)導(dǎo)致的淺層巖脈侵入相關(guān)(管燁等， 2006)。測(cè)點(diǎn)8、 測(cè)點(diǎn)11和測(cè)點(diǎn)15處存在電性梯度帶， 其中測(cè)點(diǎn)11和測(cè)點(diǎn)15分別與地表斷裂F1和F2相對(duì)應(yīng)， 推測(cè)在測(cè)點(diǎn)8下方存在斷裂， 向W傾， 傾角約30°。

第2電性層為上地殼高阻層， 電阻率值>800Ω·m， 埋深在7～15km范圍內(nèi)變化， 其中測(cè)點(diǎn)4和5之間的電阻率值最高可達(dá)3,000Ω·m。高阻層厚度沿剖面方向有較大的變化， 呈兩端較薄， 向中間逐漸增厚的特點(diǎn)； 其中測(cè)點(diǎn)22到測(cè)點(diǎn)24下方， 高阻層的厚度明顯變薄同時(shí)電阻率值較低， 地表巖性變化比較明顯以及斷裂發(fā)育， 高阻層的減薄可能與無(wú)量山斷裂帶有關(guān)， 在測(cè)點(diǎn)25、 26處匯入無(wú)量山斷裂的高阻體； 在測(cè)線西側(cè)， 高阻層可能出露地表。景谷盆地東側(cè)出露的哀牢山群變質(zhì)巖和西側(cè)出露的崇山群變質(zhì)巖均發(fā)現(xiàn)1,300～2,000Ma的Sm-Nd模式年齡值的中深變質(zhì)巖(翟明國(guó)等， 1990)， 推測(cè)該高阻層可能由變質(zhì)巖組成， 同時(shí)構(gòu)成景谷盆地的結(jié)晶基底。高阻層在測(cè)點(diǎn)15—17之間不連續(xù)， 存在低阻帶， 電阻率約為30Ω·m， 向E傾， 傾角較大， 同時(shí)與第1電性層相連， 這是重要的分界面電性標(biāo)志， 且地面有斷裂發(fā)育， 巖性發(fā)生變化。在P波速度縱向剖面上顯示， 瀾滄江斷裂與哀牢山斷裂帶之間的鎮(zhèn)沅地區(qū)的地殼速度偏低， 形成1個(gè)狹窄的低速帶(胥頤等， 2013； 王夫運(yùn)等， 2014)。

第3電性層為殼內(nèi)低阻層， 位于上地殼高阻層之下， 電阻率值低于10Ω·m， 并在測(cè)點(diǎn)5、 6和測(cè)點(diǎn)18之下存在電阻率的低阻中心。 2個(gè)低阻體的埋深不同， 自西向東逐漸變淺， 測(cè)點(diǎn)18下方埋深約15km， 屬于中下地殼層位。測(cè)點(diǎn)5、 6之下的低阻中心的最小電阻率值約為6Ω·m， 測(cè)點(diǎn)19之下的低阻中心的最小電阻率值約為3Ω.m， 與上部高阻層的分界面呈穹窿狀。景谷地區(qū)大地?zé)崃髦递^高(汪集旸等， 1990)， 處于揚(yáng)子塊體向思茅塊體俯沖的前緣地帶(劉福田等， 2000)， 推測(cè)該層位仍然存在較強(qiáng)的熱活動(dòng)， 低阻層可能與塊體俯沖過(guò)程中摩擦生熱引起的巖石部分熔融和脫水作用有關(guān)， 或者是這些因素與含鹽流體共同導(dǎo)致的。

第4電性層為殼幔過(guò)渡層， 電阻率值約為30Ω.m， 測(cè)線西端埋深約30km， 而東端約25km， 中間部分埋深較淺呈微上凸?fàn)睿?推測(cè)可能與滇西南的幔源物質(zhì)上涌有緊密的關(guān)系， 其中景谷地區(qū)莫霍面深度約40km(胡鴻翔等， 1993； 林中洋等， 1993； 白志明等， 2003； 張中杰等， 2005； 張智等， 2006； 王夫運(yùn)等， 2014)。

3.2孕震環(huán)境

圖10　余震震源深度統(tǒng)計(jì)直方圖Fig. 10　The statistical histogram of focal depth of aftershock.

景谷地震震中位于測(cè)點(diǎn)7下方， 震源深度10km， 處于第2和第3電性層的分界面上(接近高阻層)。 對(duì)余震震源深度分布進(jìn)行統(tǒng)計(jì)(圖10)， 發(fā)現(xiàn)余震深度主要集中在5km和10km 2個(gè)深度， 與2個(gè)電性梯度帶深度相吻合。景谷地震震中同時(shí)處于凹陷和隆起接觸的轉(zhuǎn)折處， 此特殊構(gòu)造組合可能更易于應(yīng)力的積累， 從而在該區(qū)域頻繁孕育中強(qiáng)地震； 同時(shí)盆地中地殼的流體可能是導(dǎo)致斷裂失穩(wěn)誘發(fā)地震的1個(gè)直接原因(白志明等， 2003)。地震孕育在相對(duì)堅(jiān)硬的巖體之中， 同時(shí)其周圍存在相對(duì)的軟弱體， 其原因可以解釋為低阻體在力學(xué)性質(zhì)上以軟弱介質(zhì)為特性， 不利于應(yīng)力的積累， 易發(fā)生蠕變， 形成應(yīng)力的傳遞； 而相鄰的高阻體巖體則與之相反， 其剛性強(qiáng)， 易于應(yīng)力的積累， 同時(shí)也易于發(fā)生脆性破裂。在應(yīng)力的作用下， 由于各個(gè)巖體的形變量不一致， 必然造成高阻堅(jiān)硬巖體中應(yīng)力的集中， 若高阻體附近含有一定量的流體時(shí)， 還會(huì)降低裂隙的破裂度， 當(dāng)應(yīng)力的積累超過(guò)巖石破裂強(qiáng)度的限度時(shí)， 則會(huì)發(fā)生地震。Wang 等(2003)的研究表明， 川滇地區(qū)大多數(shù)強(qiáng)烈地震發(fā)生在速度正異常區(qū)或速度正、負(fù)異常的過(guò)渡帶上， 震源部位具有正常的速度或正異常， 其下方是負(fù)速度異常分布， 這種速度結(jié)構(gòu)有利于應(yīng)力在其上部的脆性地殼內(nèi)積累。該研究結(jié)果與本文從電性結(jié)構(gòu)分析得到的景谷地震孕震環(huán)境吻合。

現(xiàn)今GPS觀測(cè)結(jié)果表明(Wangetal.， 2001； Zhangetal.， 2004)， 青藏高原東部的地殼塊體相對(duì)于華南地塊發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)， 川滇地塊向相對(duì)穩(wěn)定的歐亞大陸逃逸； 但在滇西南地區(qū)， 地殼塊體的運(yùn)動(dòng)方向轉(zhuǎn)向SSW， 幾乎正交于NW走向的無(wú)量山斷裂帶和瀾滄江斷裂帶。根據(jù)中強(qiáng)震的震源機(jī)制(錢曉東等， 2011)， 景谷地區(qū)主要受2個(gè)方向的應(yīng)力作用： 一是來(lái)自印緬塊體的NE、 NNE和NNW向擠壓； 二是川滇塊體的SE、 SSE向運(yùn)動(dòng)， 它們共同控制了景谷地區(qū)內(nèi)的斷裂活動(dòng)和應(yīng)力積累。景谷地區(qū)的大地?zé)崃髦迪鄬?duì)較高， 為63.8mW/m2(汪集旸等， 1990)， 與瀾滄江斷裂帶和紅河斷裂帶附近的大地?zé)崃髦迪嘟?莫霍面溫度為613～633℃， 地殼地溫梯度為1.5～2℃/100m(周真恒等， 1995)。 Leloup等(1995)認(rèn)為單純的韌性剪切不足以在地殼中下部產(chǎn)生足夠的高溫， 可能存在地幔巖漿流體的侵入， 沿?cái)嗔研纬捎绍浟鲗酉虻乇淼膸r漿通道。 云南三江特提斯地區(qū)的巖石層呈多向?qū)蛹軜?gòu)造， 造山帶上地殼和中下地殼、 巖石圈地幔和軟流層的構(gòu)造變形和運(yùn)動(dòng)學(xué)特征完全不同(鐘大賚等， 2000)。 地震層析成像發(fā)現(xiàn)在滇西特提斯帶下存在揚(yáng)子俯沖板片， 從哀牢山-紅河斷裂帶向W下傾250km的深度， 景谷盆地處于斜向碰撞的前緣， 除受印緬板塊的擠壓縮短外， 同時(shí)由于川滇地塊的SE向運(yùn)動(dòng)引起大尺度的走滑運(yùn)動(dòng)和塊體的右旋轉(zhuǎn)動(dòng)， 伴隨著地幔熱擾動(dòng)和軟流層的上涌， 從而導(dǎo)致新生代的巖漿活動(dòng)和瀾滄江至墨江段的底侵作用(劉福田等， 2000)。 孟連—羅平大地電磁測(cè)深剖面顯示： 在瀾滄江斷裂和普洱盆地存在低阻體上涌通道， 可能與幔源物質(zhì)上涌有關(guān)(李冉等， 2014)。 地殼和上地幔的各向異性研究表明(阮愛國(guó)等， 2002； Wangetal.， 2008； 孫長(zhǎng)青等， 2013； 魯來(lái)玉等， 2014)： 上地幔軟流層NE向運(yùn)動(dòng)， 而地殼層次上則為SSE向運(yùn)動(dòng)， 這2組方向的應(yīng)力作用于該區(qū)域內(nèi)的構(gòu)造體系， 造成了獨(dú)特的地震地質(zhì)環(huán)境。 軟流圈與巖石圈上地?？赡艽嬖诮怦瞵F(xiàn)象， 上、 下地殼也可能發(fā)生解耦， 而中、 下地殼的低阻層是這種解耦情況的物質(zhì)條件。 普洱到景谷附近廣泛分布二疊紀(jì)以來(lái)的火山巖(張保民等， 2004)， 說(shuō)明地質(zhì)歷史上這一地區(qū)曾有火山活動(dòng)， 現(xiàn)今中、 下地殼的巖漿活動(dòng)可能仍未停止， 地幔物質(zhì)上涌， 侵入基底下部， 存在較強(qiáng)的向上的應(yīng)力， 形成上拱形電性界面。 由于高阻層的阻擋， 來(lái)自中、 下地殼和上地幔的大部分能量得不到釋放， 導(dǎo)致地殼應(yīng)力在斷裂交會(huì)部位、 高阻和低阻層的接觸邊界上積累起來(lái)， 進(jìn)而在滲透的盆地水(Shapiroetal.， 2003； Ingebritsenetal.， 2010)或其他流體的作用下， 或在其他外力的誘發(fā)下， 導(dǎo)致應(yīng)力狀態(tài)失穩(wěn)從而造成景谷地震的發(fā)生。

4　結(jié)論

本文利用大地電磁資料， 獲得了景谷地震區(qū)的深部電性結(jié)構(gòu)。 該地區(qū)存在殼內(nèi)低阻層， 其埋深和厚度沿剖面方向存在明顯的變化。 這種變化易于傳遞能量， 低阻體上方的高阻層是應(yīng)力積累的場(chǎng)所， 這種結(jié)構(gòu)可能是導(dǎo)致本區(qū)地震活動(dòng)的重要原因。2014年10月7日MS6.6地震發(fā)生在高阻和低阻的轉(zhuǎn)換帶上， 同時(shí)也處于高阻凹陷和低阻隆起接觸的轉(zhuǎn)折處， 此特殊構(gòu)造組合可能更易于應(yīng)力的積累。余震的震源深度主要集中5km和10km深度， 與電性分界面深度相吻合。景谷地震區(qū)主要受到的應(yīng)力作用是來(lái)自印緬塊體的NE、 NNE和NNW向擠壓與川滇塊體的SE、 SSE向運(yùn)動(dòng)以及地幔物質(zhì)上涌， 復(fù)雜的應(yīng)力作用是引發(fā)此次地震的外因。

致謝感謝中國(guó)地震局地質(zhì)研究所的陳小斌研究員提供的大地電磁處理軟件MT-Pioneer以及對(duì)反演結(jié)果提出的寶貴意見。

白志明， 王椿鏞. 2003. 云南地區(qū)上部地殼結(jié)構(gòu)和地震構(gòu)造環(huán)境的層析成像研究 [J]. 地震學(xué)報(bào)， 25(2)： 117—127.

BAI Zhi-ming， WANG Chun-yong. 2003. Tomographic investigation of the upper crustal structure and seismotectonic environments in Yunnan Province [J]. Acta Seismologica Sinica， 25(2)： 117—127(in Chinese).

蔡軍濤， 陳小斌. 2010b. 大地電磁資料精細(xì)處理和二維反演解釋技術(shù)研究(二)： 反演數(shù)據(jù)極化模式選擇 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 53(11)： 2703—2714. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.11.018.

CAI Jun-tao， CHEN Xiao-bin. 2010b. Refined techniques for data processing and two-dimensional inversion in magnetotelluric Ⅱ： Which data polarization mode should be used in 2D inversion [J]. Chinese Journal of Geophysics， 53(11)： 2703—2714(in Chinese).

蔡軍濤， 陳小斌， 趙國(guó)澤. 2010a. 大地電磁資料精細(xì)處理和二維反演解釋技術(shù)研究(一)： 阻抗張量分解與構(gòu)造維性分析 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 53(10)： 2516—2526. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.10.025.

CAI Jun-tao， CHEN Xiao-bin， ZHAO Guo-ze. 2010a. Refined techniques for data processing and two-dimensional inversion in magnetotelluric Ⅰ： Tensor decomposition and dimensionality analysis [J]. Chinese Journal of Geophysics， 53(10)： 2516—2526(in Chinese).

陳小斌， 蔡軍濤， 王立鳳， 等. 2014. 大地電磁資料精細(xì)處理和二維反演解釋技術(shù)研究(四)： 阻抗張量分解的多測(cè)點(diǎn)-多頻點(diǎn)統(tǒng)計(jì)成像分析 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 57(6)： 1946—1957. doi: 10.6038/cjg20140625.

CHEN Xiao-bin， CAI Jun-tao， WANG Li-feng，etal. 2014. Refined techniques for magnetotelluric data processing and two-dimensional inversion(Ⅳ)： Statistical image method based on multi-site， multi-frequency tensor decomposition [J]. Chinese Journal of Geophysics， 57(6)： 1946—1957(in Chinese).

陳小斌， 趙國(guó)澤， 詹艷. 2004. MT資料處理與解釋的Windows可視化集成系統(tǒng) [J]. 石油地球物理勘探， 39(增刊)： 11—16.

CHEN Xiao-bin， ZHAO Guo-ze， ZHAN Yan. 2004. Visual window system for MT data processing and interpretation [J]. Geophys Prosp Petro， 39(sup)： 11—16(in Chinese).

鄧起東， 張培震， 冉勇康， 等. 2002. 中國(guó)活動(dòng)構(gòu)造基本特征 [J]. 中國(guó)科學(xué)(D輯)， 32(12)： 1020—1030.

DENG Qi-dong， ZHANG Pei-zhen， RAN Yong-kang，etal. 2002. Basic characteristic of active tectonics of China [J]. Science in China(Series D)， 32(12)： 1020—1030(in Chinese).

段波. 1994. 校正大地電磁測(cè)深中靜態(tài)效應(yīng)的首枝重合法 [J]. 長(zhǎng)春地質(zhì)學(xué)院學(xué)報(bào)， 24(4)： 444— 449.

DUAN Bo. 1994. The method of coinciding head part of apparent resistivity curve which used to correct static shift in magnetotelluric [J]. Journal of Changchun University of Earth Sciences， 24(4)： 444— 449(in Chinese).

管燁， 王安建， 李朋武， 等. 2006. 云南蘭坪-思茅盆地中軸構(gòu)造帶的特征及其研究意義 [J]. 中國(guó)地質(zhì)， 33(4): 832—841.

GUAN Ye， WANG An-jian， LI Peng-wu，etal. 2006. Characteristics of the middle axial tectonic belt in the Lanping-Simao Basin， western Yunnan， and its research significance [J]. Geology in China， 33(4): 832—841(in Chinese).

胡鴻翔， 高世玉. 1993. 滇西地區(qū)地殼淺部基底速度細(xì)結(jié)構(gòu)的研究 [J]. 中國(guó)地震， 9(4)： 356—363.

HU Hong-xiang， GAO Shi-yu. 1993. The investigation of fine velocity structure of the basement layer of earth’s crust in western Yunnan region [J]. Earthquake Research in China， 9(4)： 356—363(in Chinese).

金勝， 魏文博， 汪碩， 等. 2010. 青藏高原地殼低阻層的成因及動(dòng)力學(xué)意義探討： 大地電磁探測(cè)提供的依據(jù) [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 53(10)： 2376—2385. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.10.011.

JIN Sheng， WEI Wen-bo， WANG Shuo，etal. 2010. Discussion of the formation and dynamic signification of the high conductive layer in Tibetan crust [J]. Chinese Journal of Geophysics， 53(10)： 2376—2385(in Chinese).

李冉， 湯吉， 董澤義， 等. 2014. 云南南部地區(qū)深部電性結(jié)構(gòu)特征研究 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 57(4)： 1111—1112. doi: 10.6038/cjg20140409.

LI Ran， TANG Ji， DONG Ze-yi，etal. 2014. Deep electrical conductivity structure of the southern area in Yunnan Province [J]. Chinese Journal of Geophysics， 57(4)： 1111—1122(in Chinese).

林中洋， 胡鴻翔， 張文彬， 等. 1993. 滇西地區(qū)地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)特征的研究 [J]. 地震學(xué)報(bào)， 15(4)： 427— 440.

LIN Zhong-yang， HU Hong-xiang， ZHANG Wen-bin，etal. 1993. The velocity structure research of crust & upper mantle in Yunnan area [J]. Acta Seismologica Sinica， 15(4)： 427— 440(in Chinese).

劉福田， 劉建華， 何建坤， 等. 2000. 滇西特提斯造山帶下?lián)P子地塊的俯沖板片 [J]. 科學(xué)通報(bào)， 45(1)： 79—84.

LIU Fu-tian， LIU Jian-hua， HE Jian-kun，etal. 2000. The subduction slab of Yangzi block under Tethys orogenic belt in western Yunnan [J]. Chinese Science Bulletin， 45(1)： 79—84(in Chinese).

魯來(lái)玉， 何正勤， 丁志鋒， 等. 2014. 基于背景噪聲研究云南地區(qū)面波速度非均勻性和方位各向異性 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 57(3)： 822—836. doi: 10.6038/cjg20140312.

LU Lai-yu， HE Zheng-qin， DING Zhi-feng，etal. 2014. Azimuth anisotropy and velocity heterogeneity of Yunnan area based on seismic ambient noise [J]. Chinese Journal of Geophysics， 57(3)： 822—836(in Chinese).

錢曉東， 秦嘉政， 劉麗芳. 2011. 云南地區(qū)現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)研究 [J]. 地震地質(zhì)， 33(1)： 91—106. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2011.01.009

QIAN Xiao-dong， QIN Jia-zheng， LIU Li-fang. 2011. Study on recent tectonic stress field in Yunnan region [J]. Seismology and Geology， 33(1)： 91—106(in Chinese).

阮愛國(guó)， 王椿鏞. 2002. 云南地區(qū)上地幔各項(xiàng)異性研究 [J]. 地震學(xué)報(bào)， 24(3)： 260—267.

RUAN Ai-guo， WANG Chun-yong. 2002. The upper mantle anisotropy in Yunnan area， China [J]. Acta Seismologica Sinica， 24(3)： 260—267(in Chinese).

孫長(zhǎng)青， 雷建設(shè)， 李聰， 等. 2013. 云南地區(qū)地殼各向異性及其動(dòng)力學(xué)意義 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 56(12)： 4095— 4105. doi: 10.6038/cjg20131214.

SUN Chang-qing， LEI Jian-she， LI Cong，etal. 2013. Crustal anisotropy beneath the Yunnan region and dynamic implications [J]. Chinese Journal of Geophysics， 56(12)： 4095— 4105(in Chinese).

湯吉， 王繼軍， 陳小斌， 等. 2005. 阿爾山火山區(qū)地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)初探 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 48(1)： 196—202.

TANG Ji， WANG Ji-jun， CHEN Xiao-bin，etal. 2005. Preliminary investigation for electric conductivity structure of the crust and upper mantle beneath the Aershan volcano area [J]. Chinese Journal of Geophysics， 48(1)： 196—202(in Chinese).

王夫運(yùn)， 潘素珍， 劉蘭， 等. 2014. 玉溪—臨滄剖面寬角地震探測(cè)： 紅河斷裂帶及滇南地殼結(jié)構(gòu)研究 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 57(10)： 3247—3258. doi: 10.6038/cjg20141013.

WANG Fu-yun， PAN Su-zhen， LIU Lan，etal. 2014. Wide angle seismic exploration of Yuxi-Lincang profile： The research of crustal structure of the Red River fault zone and southern Yunnan [J]. Chinese Journal of Geophysics， 57(10)： 3247—3258(in Chinese).

汪集旸， 黃少鵬. 1990. 中國(guó)大陸大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)匯編(第二版)[J]. 地震地質(zhì)， 12(4)： 351—366.

WANG Ji-yang， HUANG Shao-peng. 1990. Compilation of heat flow data in the China continental area(2ndEdition)[J]. Seismology and Geology， 12(4)： 351—366(in Chinese).

肖騎彬， 趙國(guó)澤， 詹艷， 等. 2007. 大別山超高壓變質(zhì)帶深部電性結(jié)構(gòu)及其動(dòng)力學(xué)意義初步研究 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 50(3)： 812—822.

XIAO Qi-bin， ZHAO Guo-ze， ZHAN Yan，etal. 2007. A preliminary study on electrical structure and dynamics of the ultra-high pressure metamorphic belt beneath the Dabie Mountains [J]. Chinese Journal of Geophysics， 50(3)： 812—822(in Chinese).

徐錫偉， 聞學(xué)澤， 韓竹軍， 等. 2013. 四川蘆山7.0級(jí)強(qiáng)震： 一次典型的盲逆斷層型地震 [J]. 科學(xué)通報(bào)， 58(20)： 1887—1893.

XU Xi-wei， WEN Xue-ze， HAN Zhu-jun，etal. 2013. LushanMS7.0 earthquake: A blind reserve-fault earthquake [J]. Chinese Science Bulletin， 58(20)： 1887—1893(in Chinese).

徐錫偉， 聞學(xué)澤， 鄭榮章， 等. 2003. 川滇地區(qū)活動(dòng)塊體最新構(gòu)造變動(dòng)樣式及其動(dòng)力來(lái)源 [J]. 中國(guó)科學(xué)(D輯)， 33(增刊)： 151—162.

XU Xi-wei， WEN Xue-ze， ZHENG Rong-zhang，etal. 2003. Pattern of latest tectonic motion and its dynamics for active blocks in Sichuan-Yunnan region， China [J]. Science in China(Series D)， 46(Suppl)： 210—226.

胥頤， 楊曉濤， 劉建華. 2013. 云南地區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)的層析成像研究 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 56(6)： 1904—1914. doi: 10.6038/cjg20130613.

XU Yi， YANG Xiao-tao， LIU Jian-hua. 2013. Tomographic study of crustal velocity structures in the Yunnan region， southwest China [J]. Chinese Journal of Geophysics， 56(6)： 1904—1914(in Chinese).

葉高峰， 魏文博， 金勝， 等. 2009. 郯廬斷裂帶中斷電性結(jié)構(gòu)及其地學(xué)意義研究 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 52(11)： 2818—2825. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.11.016.

YE Gao-feng， WEI Wen-bo， JIN Sheng，etal. 2009. Study of the electrical structure and its geological meanings of the middle part of Tancheng-Lujiang fault zone [J]. Chinese Journal of Geophysics， 52(11)： 2818—2825(in Chinese).

葉濤， 陳小斌， 嚴(yán)良俊. 2013. 大地電磁資料精細(xì)處理和二維反演解釋技術(shù)研究(三)： 構(gòu)建二維反演初始模型的印模法 [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 56(10)： 3596—3606. doi: 10.6038/cjg20131034.

YE Tao， CHEN Xiao-bin， YAN Liang-jun. 2013. Refined techniques for data processing and two-dimensional inversion in magnetotelluric(Ⅲ)： Using the impressing method to construct starting model of 2D magnetotelluric inversion [J]. Chinese Journal of Geophysics， 56(10)： 3596—3606(in Chinese).

翟明國(guó)， 從柏林， 喬廣生， 等. 1990. 中國(guó)滇西南造山帶變質(zhì)巖的Sm-Nd和Rb-Sr同位素年代學(xué) [J]. 巖石學(xué)報(bào)， 6(4)： 1—11.

ZHAI Ming-guo， CONG Bo-lin， QIAO Guang-sheng，etal. 1990. Sm-Nd and Rb-Sr geochronology of metamorphic rocks from SW Yunnan orogenic zones， China [J]. Acta Petrologica Sinica， 6(4)： 1—11(in Chinese).

張保民， 沈上越， 莫宣學(xué)， 等. 2004. 云南景谷岔河、 茂密河火山巖及其構(gòu)造環(huán)境 [J]. 礦物巖石， 24(2)： 19—25.

ZHANG Bao-min， SHEN Shang-yue， MO Xuan-xue，etal. 2004. The characteristics and tectonic environment of volcanic rocks in Chahe and Maomihe of Jinggu， Yunnan Province [J]. Journal of Mineralogy and Petrology， 24(2)： 19—25(in Chinese).

張培震， 鄧起東， 張國(guó)民， 等. 2003. 中國(guó)大陸的強(qiáng)震活動(dòng)與活動(dòng)地塊 [J]. 中國(guó)科學(xué)(D輯)， 33(增刊)： 12—20.

ZHANG Pei-zhen， DENG Qi-dong， ZHANG Guo-min，etal. 2003. Active tectonic blocks and strong earthquakes in continental China [J]. Science in China(Series D)， 46(Suppl)： 13—24.

張智， 趙兵， 張晰， 等. 2006. 云南思茅-中甸地震剖面的地殼結(jié)構(gòu) [J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 49(5)： 1377—1384.

ZHANG Zhi， ZHAO Bing， ZHANG Xi，etal. 2006. Crustal structure beneath the wide-angle seismic profile between Simao and Zhongdian in Yunnan [J]. Chinese Journal of Geophysics， 49(5)： 1377—1384(in Chinese).

張中杰， 白志明， 王椿鏞， 等. 2005. 岡瓦納型和揚(yáng)子型地塊地殼結(jié)構(gòu)： 以滇西孟連—馬龍寬角反射剖面為例 [J]. 中國(guó)科學(xué)(D輯)， 35(5)： 387—392.

ZHANG Zhong-jie， BAI Zhi-ming， WANG Chun-yong，etal. 2005. Crustal structure of Gondwana and Yangze-typed blocks： An example by wide-angle seismic profile from Menglian to Malong in western Yunnan [J]. Science in China(Series D)， 48(11)： 1828—1836.

趙國(guó)澤， 湯吉， 詹艷， 等. 2004. 青藏高原東北緣地殼電性結(jié)構(gòu)和地塊變形關(guān)系的研究 [J]. 中國(guó)科學(xué)(D輯)， 34(10)： 908—918.

ZHAO Guo-ze， Tang Ji， Zhan Yan，etal. 2004. Relation between electricity structure of the crust and deformation of crustal blocks on the northeastern margin of Tibetan plateau [J]. Science in China(Series D)， 34(10)： 908—918(in Chinese).

鐘大賚. 1998. 滇川西部古特提斯造山帶 [M]. 北京： 科學(xué)出版社.

ZHONG Da-lai. 1998. The Tethys Orogenic Belt in Western Yunnan [M]. Science Press， Beijing(in Chinese).

鐘大賚， 丁林， 劉福田， 等. 2000. 造山帶巖石層多向?qū)蛹軜?gòu)造及其新生代巖漿活動(dòng)研究制約: 以三江及鄰區(qū)為例 [J]. 中國(guó)科學(xué)(D輯)， 30(增刊)： 1—8.

ZHONG Da-lai， DING Lin， LIU Fu-tian，etal. 2000. Multi-oriented and layered structures of lithosphere in orogenic belt and their effects on Cenozoic magmatism： A case study of western Yunnan and Sichuan， China [J]. Science in China(Series D)， 43(S1)： 122—133.

周真恒， 向才英， 趙晉明. 1995. 滇西地?zé)釄?chǎng)特征 [J]. 地震研究， 18(1)： 41— 48.

ZHOU Zhen-heng， XIANG Cai-ying， ZHAO Jin-ming. 1995. Characteristics of geothermal field in west Yunnan [J]. Journal of Seismological Research， 18(1)： 41— 48(in Chinese).

Berdichevsky M N， Dmitriev V I， Pozdnjakova E. 1998. On two-dimensional interpretation of magnetotelluric soundings [J]. Geophys J Int， 133: 585— 606.

Caldwell T G， Bibby H M， Brown C. 2004. The magnetotelluric phase tensor [J]. Geophys J Int， 158(2)： 457— 469.

Chave A D， Thomson D J. 1989. Some comments on magnetotelluric response function estimation [J]. J Geophys Res， 94(B10)： 14215—14225.

Egbert G D. 1997. Robust multiple-station magnetotelluric data processing [J]. Geophys J Int， 130(2)： 475— 496.

Gamble T D， Goubau W M， Clarke J. 1979. Magnetotellurics with a remote magnetic reference [J]. Geophysics， 44(1)： 53— 68.

Hansen P C. 1992. Analysis of discrete ill-posed problem by means of the L-Curve [J]. SIAM Review， 34(4)： 561—580.

Ingebritsen S E， Manning C E. 2010. Permeability of the continental crust: Dynamic variations inferred from seismicity and metamorphism [J]. Geofluids， 10(1-2)： 193—205.

Jones A G. 1988. Static shift of magnetotelluric data and its removal in a sedimentary basin environment [J]. Geophysics， 53(7)： 967—978.

Ledo J. 2006. 2-D versus 3-D magnetotelluric data interpretation [J]. Surveys in Geophysics， 27(5)： 111—148.

Leloup P H， Harrison T M， Ryerson F J，etal. 1995. Structural， petrological and thermal evolution of a Tertiary ductile strike-slip shear zone， Diancang Shan， Yunnan [J]. J Geophys Res， 98(B4)： 6175— 6743.

Parker R L， Booker K A. 1996. Optimal one-dimensional inversion and bounding of magnetotelluric apparent resistivity and phase measurements [J]. Phy Earth Planet Inter， 98(3-4)： 269—282.

Replumaz A， Tapponnier P. 2003. Reconstruction of the deformed collision zone between India and Asia by backward motion of lithospheric blocks [J]. J Geophys Res， 108(B62285). doi: 10.1029/2001JB000661.

Rodi W， Mackie R L. 2001. Nonlinear conjugate gradients algorithm of 2D magnetotelluric inversion [J]. Geophysics， 66(1)： 174—187.

Royden L H， Burchfiel B C， King R E，etal. 1997. Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet [J]. Science， 276(5313)： 788—790.

Royden L H， Burchfiel B C， Robert D. 2008. The geological evolution of the Tibetan plateau [J]. Science， 321(1054)： 1054—1058.

Shapiro S A， Patzig R， Rothert E，etal. 2003. Triggering of seismicity by pore-pressure perturbations: Permeability-related signatures of the phenomenon [J]. Pure and Applied Geophysics， 160(5-6)： 1051—1066.

Spitzer K. 2001. Magnetotelluric static shift and direct current sensitivity [J]. Geophys J Int， 144(2)： 289—299.

Sternberg B K， Washburne J C， Pellerin L. 1988. Correction for the static shift in magnetotellurics using transient electromagnetic soundings [J]. Geophysics， 53(11)： 1459—1468.

Tanaka K， Mu C L， Sato K，etal. 2008. Tectonic deformation around the eastern Himalayan syntaxis： Constraints from the Cretaceous palaeomagnetic data of the Shan-Thai Block [J]. Geophys J Int， 175(2)： 713—728.

Torres-Verdin C， Bostick F X. 1992. Principles of spatial surface electric field filtering in magnetotellurics： Electromagnetic array profiling(EMAP)[J]. Geophysics， 57(4)： 603— 622.

Unsworth M J， Jones A G， Wei W B，etal. 2005. Crustal rheology of the Himalaya and southern Tibet inferred from magnetotelluric data [J]. Nature， 438(3)： 78—81.

Wang C Y， Chan W W， Mooney W D. 2003. Three-dimensional velocity structure of crust and upper mantle in southwestern China and its tectonic implications [J]. J Geophys Res， 108(B9)： 2442. doi: 10. 1029/2002JB001973.

Wang C Y， Flesch L M， Silver P G，etal. 2008. Evidence for mechanically coupled lithosphere in central Asia and resulting implications [J]. Geology， 36(5)： 363—366.

Wang Q， Zhang P Z， Freymueller J T，etal. 2001. Present-day crustal deformation in China constrained by global positioning system measurements [J]. Science， 294(5542)： 574—577.

Wang X B， Zhang G， Fang H，etal. 2014. Crust and upper mantle resistivity structure at middle section of Longmenshan， eastern Tibetan plateau [J]. Tectonophysics， 619-620: 143—148.

Wei W， Unsworth M J， Jones A G，etal. 2001. Detection of widespread fluids in the Tibetan crust by magnetotelluric studies [J]. Science， 292(5517)： 716—719.

Xiao Q B， Shao G H， Liu-Zeng J，etal. 2015. Eastern termination of the Altyn Tagh Fault， western China: Constraints from a magnetotelluric survey [J]. J Geophys Res， 120(5)： 2838—2858.

Zhang P Z， Shen Z K， Wang M，etal. 2004. Continuous deformation of the Tibetan plateau from global positioning system data [J]. Geology， 32(9)： 809—812.

Zhang X， Wang Y H. 2009. Crustal and upper mantle velocity structure in Yunnan， Southwest China [J]. Tectonophysics， 471(3-4)： 171—185.

Abstract

The October 7， 2014MS6.6 earthquake in southwest of Jinggu in the southwestern Yunnan Province occurred as the result of shallow strike-slip faulting within the crust of the Eurasia plate in the broad plate boundary region between the India and Eurasia plates. The strike of fault plane is 140°， and the aftershock distribution shows that the rupture plane is also NNW-trending. Tectonics of the region are controlled by the convergence of the India plate with Eurasia， which has driven the uplift of the Himalayas to the west of this earthquake， and has caused the formation of numerous intraplate continental transform structures in the surrounding region. The pattern of elastic-wave radiation from the earthquake is consistent with the shock occurring either as the result of right-lateral faulting on a northwest-trending fault or as the result of left-lateral faulting on a northeast trending fault. Faults of both types have been mapped in southwestern Yunnan， and it is unclear at this time which type of fault hosted this event. Magnetotelluric survey line is across Jinggu earthquake zone. The advanced data processing and analysis technology of MT is employed and the quantitative data from field surveys are analyzed to acquire the reliable electrical model. The MT data are inverted using nonlinear conjugate gradient (NLCG) inversion algorithm. At last， the interpretation of the electrical model is performed considering the geology and the other geophysical data. Based on the final inversion model of the target profile， it is found that: (1)Electrical structure of the source region can be divided into four layers: The surface is relatively low resistivity layer(0～5km)， consisting mainly of Mesozoic and Cenozoic Basin sedimentary rocks， the value of resistivity is 100Ω·m; The high resistivity layer(5～10km)in upper crust mainly consists of Proterozoic metamorphic rocks， with resistivity higher than 1,000Ω·m; there are the upper crust high-conductivity layer(15～25km)and crust-mantle transition zone(blow 25km); (2)The focal depth of the Jinggu earthquake is about 10km， which locates in the interface between high resistivity layer and high-conductivity layer; (3)Most of the focal depths of the aftershocks are in the range of 5km and 10km， and the two depths(5km & 10km)are corresponding to the resistivity gradient belt.

ELECTRICAL STRUCTURE OF UPPER CRUST IN THE SOURCE REGION OF JINGGU YUNNANMS6.6 EARTHQUAKE AND THE SEISMOGENIC ENVIRONMENT

CHENG Yuan-zhiTANG JiDENG YanDONG Ze-yi

(StateKeyLaboratoryofEarthquakeDynamics，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China)

Jinggu earthquake， magnetotelluric， electrical structure， resistivity gradient belt， seismotectonics

2015-01-12收稿， 2016-01-08改回。

地震行業(yè)科研專項(xiàng)(20100800102)和地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室自主課題(LE1203)共同資助。
*

湯吉， 研究員， E-mail: tangji@ies.ac.cn。

P319.2

A

0253-4967(2016)02-352-18

程遠(yuǎn)志， 男， 1986年生， 現(xiàn)為在讀博士研究生， 主要研究方向?yàn)榇蟮仉姶艤y(cè)深與地震動(dòng)力學(xué)， 電話： 010-62009067， E-mail： cheng_110194@126.com。

doi:10.3969/j.issn.0253- 4967.2016.02.010