云南西部地殼深部結(jié)構(gòu)特征

張恩會(huì)，樓 海，嘉世旭，李永華

1中國(guó)地震局地球物理研究所，北京 100081

2中國(guó)地震局地球物理勘探中心 鄭州 450002

1 引 言

滇西地區(qū)位于青藏高原東南緣，東鄰揚(yáng)子地塊，西接緬甸塊體.新生代以來(lái)，受印度—?dú)W亞陸陸碰撞影響，該區(qū)陸內(nèi)變形強(qiáng)烈，地表地質(zhì)構(gòu)造主要以北北西—近南北向的走滑變形為主.其中的哀牢山—紅河構(gòu)造帶是區(qū)內(nèi)一條重要的縫合帶［1］，也被認(rèn)為是川滇塊體的西南邊界，是大陸塊體向東南側(cè)向逃逸過(guò)程中的重要陸內(nèi)變形帶，對(duì)印度—?dú)W亞碰撞導(dǎo)致的陸內(nèi)變形與運(yùn)動(dòng)起著重要的調(diào)節(jié)作用［2］.而小江斷裂作為川滇地塊與華南地塊邊界斷裂，也是一條強(qiáng)震發(fā)生帶.據(jù)歷史記載，自公元1500年以來(lái)，沿?cái)嗔褞Ч舶l(fā)生4.7級(jí)以上地震38次，其中3次地震接近于8級(jí)［3］.小江斷裂南段則與北西走向的曲江斷裂和紅河斷裂相互交匯，構(gòu)成一特殊而復(fù)雜的構(gòu)造格局—楔形斷塊構(gòu)造，控制著該區(qū)的地震活動(dòng)性［3－4］.該區(qū)具有特殊的構(gòu)造環(huán)境和頻繁的強(qiáng)震活動(dòng)，是研究大陸動(dòng)力學(xué)、大陸強(qiáng)震孕育環(huán)境和監(jiān)測(cè)未來(lái)強(qiáng)震危險(xiǎn)區(qū)的理想場(chǎng)所［5－7］.

為研究大陸動(dòng)力學(xué)與大陸強(qiáng)震孕震環(huán)境，數(shù)十年來(lái)，地學(xué)家在該區(qū)開展了大量地球物理的研究工作.如，利用天然地震波資料開展的體波與面波層析成像［5－6，8－10］、接收函數(shù)［11－12］、噪聲成像［13］等 研 究 所揭示的地殼上地幔結(jié)構(gòu)，為研究該區(qū)主要斷裂帶的深部特性、地震孕震環(huán)境等提供了重要的深部資料.由于研究區(qū)多數(shù)地震發(fā)生在地殼內(nèi)部［14］，因此精細(xì)地殼結(jié)構(gòu)的確定，對(duì)于開展地震精定位和地震孕育過(guò)程等研究工作顯得尤為重要.

人工地震測(cè)深是獲取深部地殼信息的最直接、最有效的手段［15－21］.為探測(cè)研究區(qū)詳細(xì)的地殼結(jié)構(gòu)，自上世紀(jì)80年代以來(lái)，中國(guó)地震局、中國(guó)科學(xué)院和部分高校曾經(jīng)先后在該區(qū)布設(shè)了多條地震探測(cè)剖面（如，云南遮放—賓川、洱源—江川、晉城—馬龍、麗江—者海和思茅—中甸地震測(cè)深剖面）［7，21－25］.科學(xué)家們?cè)?jīng)先后多次分析和處理上述測(cè)深資料［7，17－18，20，22－28］，基于對(duì)這些探測(cè)資料的解釋，云南地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)的主要特征表現(xiàn)為，Moho界面埋深南淺北深；紅河斷裂是一條重要的邊界斷裂等，這些研究結(jié)果與已有的天然地震觀測(cè)相一致.然而，不同的人工地震測(cè)深解釋與天然地震觀測(cè)研究中關(guān)于地殼低速層的分布及其形態(tài)等方面的研究仍存在很大爭(zhēng) 議［5－7，13，17－18，22－23，28］.

為進(jìn)一步揭示研究區(qū)的深部精細(xì)結(jié)構(gòu)，我們于2011年12月在滇西開展了一次以三維地殼結(jié)構(gòu)為目的的深部探測(cè)計(jì)劃，其中云南沿普洱到瀘西一線，實(shí)施了一條長(zhǎng)360km的地震寬角反射／折射剖面，通過(guò)對(duì)該探測(cè)剖面的數(shù)據(jù)進(jìn)行分析處理和解釋，構(gòu)建了沿剖面的二維地殼精細(xì)速度模型，并對(duì)其可能的地質(zhì)含義進(jìn)行了解釋，以期能對(duì)深化認(rèn)識(shí)該區(qū)地殼結(jié)構(gòu)、構(gòu)造及其動(dòng)力學(xué)等提供深部證據(jù).

2 人工地震測(cè)深剖面位置與觀測(cè)系統(tǒng)

本次地震寬角反射／折射測(cè)線西南端始于云南普洱（東經(jīng)101°9.3750′，北緯23°10.2173′），往東北經(jīng)墨江、石屏、通海、彌勒、終于瀘西（東經(jīng)104°00′，北緯24°28.9248′），全長(zhǎng)約360km，測(cè)線方位角N65E°（圖1）.從大地構(gòu)造位置上看，該測(cè)線穿越了思茅地塊，哀牢山—紅河縫合帶及揚(yáng)子地臺(tái)的南段，此外，該測(cè)線還近垂直于紅河斷裂、楚雄—通海斷裂，而與小江斷裂斜交.因而該資料的解譯不僅有利于研究區(qū)不同塊體速度結(jié)構(gòu)特征及其演化的研究與理解，也較有利于紅河、楚雄—通海斷裂帶深部構(gòu)造特征的探測(cè)與控制.

本次探測(cè)沿剖面分別在普洱、墨江、彌勒和瀘西等地布設(shè)了4個(gè)炮點(diǎn)（表1），進(jìn)行了井下爆炸激發(fā)地震波場(chǎng).炸藥使用地震探測(cè)專用震源藥柱，炸藥量從1785kg到2499kg不等.本次井下組合爆破中單井深度50～70m深.為保證波組的連續(xù)追蹤、對(duì)比及對(duì)地下介質(zhì)的多次覆蓋和交叉采樣，炮點(diǎn)間距位 于60～180km之間（圖2）.在觀測(cè)過(guò)程中，使用了80套DAS－1（2）型數(shù)字地震儀同時(shí)記錄，儀器間隔3～5km.為了消除和減輕人為活動(dòng)造成的干擾，本次探測(cè)中所有地震波激發(fā)和接收工作都在凌晨時(shí)分進(jìn)行.

圖1 寬角反射／折射剖面位置和研究區(qū)主要活動(dòng)構(gòu)造［29］示意圖紅色和藍(lán)色圓分別代表1973—2013年5月20日里氏震級(jí)≥4.5的地震震中位置和測(cè)線上檢波器位置.Fig.1 Location map of the wide－angle seismic profile in this study，with the main active structure in western Yunnan The red circles represent the locations of the historic earthquakes（≥4.5）during the period from 1973to May 20，2013，while the blue ones represent detectors′along the profile［29］.

圖2 滇西地區(qū)普洱—瀘西DSS測(cè)線地質(zhì)構(gòu)造（a）及觀測(cè)系統(tǒng)（b）圖Fig.2 Layout chart（a）and geological structure（b）of Puer－Luxi wide－angle seismic profile

3 主要震相及其特征

本研究對(duì)沿剖面獲得的4炮爆破觀測(cè)資料進(jìn)行了處理和研究（表1，圖3）.通過(guò)對(duì)比分析，我們識(shí)別了反映不同深度、屬性的7組主要P波震相：Pg、P1、P2、P3、P4、Pm和Pn等（圖3）.這些主要震相及其特征描述如下：

在四個(gè)剖面上（圖3），Pg和Pm波震相清楚，可直接辨認(rèn)，其中Pg為初至波，Pm為來(lái)自Moho面的能量很強(qiáng)的反射波.除此之外，還有四組來(lái)自殼內(nèi)的反射波P1、P2、P3、P4，其能量雖較弱，但仍可辨認(rèn).另外，作為上地幔頂部的折射波Pn，在各炮記錄震中距150km以外可識(shí)別.

綜合來(lái)看，Pg波的可觀測(cè)范圍為140km之內(nèi)，振幅、走時(shí)變化均較大，說(shuō)明上地殼的速度結(jié)構(gòu)較復(fù)雜.Pn波出現(xiàn)在震中距140km之后，視速度為7.7～8.3km／s，表現(xiàn)為剖面西側(cè)比東側(cè)視速度低.

殼內(nèi)反射波有：P1波：出現(xiàn)在Pg波之后，為來(lái)自上地殼底界面C1的反射波，能量較強(qiáng)，代表界面深度約12～14km；P3波：為來(lái)自中地殼底界面C3的反射波，能量較P1稍弱，代表界面深度約23～26km.P4波組：出現(xiàn)在P3波之后，為來(lái)自下地殼中C4界面的反射波，能量較強(qiáng)，代表界面深度約29～32km.Moho面反射波Pm波的特點(diǎn)是振幅強(qiáng)，容易辨認(rèn).根據(jù)其折合走時(shí)的分布情況，可以發(fā)現(xiàn)該剖面上Moho深度具有西淺東深的特點(diǎn).

另外，有一組來(lái)自中地殼的中C2界面的反射波P2，只出現(xiàn)在元江炮（SP13炮）的記錄中，能量較弱，該界面深度約20km左右.

SP12記錄剖面上（圖3a），Pg波從炮點(diǎn)附近至100km左右為初至震相，視速度從4.80～6.00km／s.殼內(nèi)反射震相P1、P3、P4在此剖面80～140km的震中距上均能較清楚地分辨，其中P3、P4震相能量比P1較強(qiáng).Moho面反射波Pm在震中距80～240km范圍可連續(xù)追蹤.上地幔頂部折射波Pn在140km后能較好分辨，其視速度約為7.5km／s.

SP13記錄剖面上（圖3b），炮點(diǎn)東西兩側(cè)的Pg波有明顯差異，其西側(cè)較東側(cè)的折合走時(shí)要慢.結(jié)合SP12炮記錄，可推斷其西側(cè)結(jié)晶基底以上的速度明顯較東側(cè)要低.炮點(diǎn)東側(cè)Pg波可從炮點(diǎn)附近清楚地追蹤至60km左右，60km后震相不明顯，10～40km其視速度為5.35～6.30km／s，40～60km后視速度增至6.4km／s.Moho面反射波Pm在90～200km可清楚分辨.上地幔頂部的折射波Pn在160～220km可較好分辨，其視速度約為8.05km／s.

SP9記錄剖面上（圖3c），炮點(diǎn)西側(cè)Pg波可追蹤至100km左右，為初至震相，其到時(shí)變化較大，視速度約為5.40～6.30km／s.殼內(nèi)反射震相P1、P3、P4在震中距40～150km可分辨，P1波能量在震中距100km后迅速衰減.Moho面反射波Pm在90～200km范圍可較好追蹤.上地幔頂部的折射波Pn在180km以后能清楚分辨，其視速度約為8.05km／s.

SP10記錄剖面上（圖3d），Pg波可從炮點(diǎn)附近追蹤至140km左右，以后能量很弱，震相幾乎不能分辨.殼內(nèi)反射波P1、P4可在90～170km內(nèi)較清楚分辨，但能量均較弱.與上述其它炮點(diǎn)激發(fā)記錄相比，該記錄上P2和P3這兩組震相不發(fā)育.Moho面反射波Pm在80～190km之內(nèi)能量很強(qiáng)，能很好地連續(xù)追蹤.上地幔頂部的折射波Pn在180km左右開始可較好地識(shí)別，其視速度約為8.10km／s.

表1 炮點(diǎn)參數(shù)一覽表Table 1 Shot parameters list

4 2D速度模型的構(gòu)建

在完成上述主要地震震相分析的基礎(chǔ)上，我們拾取了相應(yīng)的走時(shí)值.研究中通過(guò)試錯(cuò)法對(duì)所有單炮記錄進(jìn)行擬合，得到了一維地殼結(jié)構(gòu)模型.在1D模擬解釋過(guò)程中我們利用射線追蹤［30］和反射率法［31］分別計(jì)算了理論走時(shí)和理論地震圖（圖4）.這些1D速度－深度模型將被用于2D初始地殼結(jié)構(gòu)模型的建立.

然后使用SEIS83程序?qū)闻谟^測(cè)資料的反射／折射震相走時(shí)、振幅進(jìn)行正演擬合，構(gòu)建了沿剖面的二維地殼結(jié)構(gòu)模型（圖5）.該程序中反射、折射震相走時(shí)正演模擬主要采用Cerveny［30，32］提出的射線追蹤方法.在2D模型構(gòu)建過(guò)程中，采用了剝皮法依次由沉積層、上地殼、中地殼、下地殼自淺而深調(diào)整模型的速度與界面深度，反復(fù)使用SEIS83程序進(jìn)行理論計(jì)算，最終使模型的理論計(jì)算結(jié)果與實(shí)測(cè)走時(shí)完全擬合.本研究中，基于最終的二維速度模型得到的理論走時(shí)、振幅與觀測(cè)資料相比，大多數(shù)點(diǎn)擬合誤差在±0.1s左右.對(duì)于個(gè)別誤差較大的點(diǎn)，有些可能是由于炮點(diǎn)偏離測(cè)線或測(cè)線本身的彎曲造成；有些則是由于地質(zhì)結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性造成.綜合考慮以上各種因素，最終在一定的誤差范圍內(nèi)取一個(gè)合理的速度模型.圖6—7所示分別為SP12炮、SP13炮、SP9炮相對(duì)應(yīng)的射線路徑及其相應(yīng)的走時(shí)擬合效.由圖可以看出，基于我們的2D速度模型計(jì)算得到的理論走時(shí)、各波組的振幅等特征與實(shí)測(cè)資料的記錄特征達(dá)到最佳的擬合.

本次反演研究中，共使用了406條走時(shí)記錄（表2），其中91條震中距在140km范圍內(nèi)的初至到時(shí)記錄用于約束頂部?jī)蓪拥乃俣冉Y(jié)構(gòu)及第一個(gè)速度界面的深度；用于約束殼內(nèi)不同界面C1、C2、C3和C4深度的反射波波組，P1－P4到時(shí)分別為61、19、49和53條；97條Pm反射到時(shí)用于約束Moho界面的形態(tài)；36條Pn折射到時(shí)用于約束上地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)；此外，中地殼和下地殼不同層位的速度由相應(yīng)的到時(shí)與振幅來(lái)約束.

圖4 基于1D速度模型正演得到的SP12、SP13、SP9、SP10炮走時(shí)擬合圖實(shí)線代表計(jì)算的走時(shí)，黑點(diǎn)代表拾取走時(shí).Fig.4 Computed travel time data（continuous lines）of the four shots based on 1－D velocity model Dotted lines represent observed traveltimes.

表2 用于反演約束地殼模型的地震震相記錄及參數(shù)Table 2 Number of traveltimes picked for each phase from each shot

5 殼幔速度結(jié)構(gòu)與構(gòu)造特征

通過(guò)對(duì)本次探測(cè)剖面的折射、反射波組震相識(shí)別、模擬，我們得到了沿剖面的地殼速度結(jié)構(gòu)與殼內(nèi)界面的幾何形態(tài)（圖5）.本文研究將其中反射波組P1確定的C1界面以上部分為上地殼；P3確定的C3界面和C1界面之間部分為中地殼；P3波組反映的C3界面和Pm波組控制的Moho界面之間的層位為下地殼.

5.1 上地殼結(jié)構(gòu)

該層是指自地表向下至C1界面之間的地殼層位，它是由初至波、基底折射波Pg及殼內(nèi)反射波P1等波組信息約束得到的.上地殼部分由兩個(gè)亞層組成：其上覆的沉積層厚約2～5km，其中玉溪盆地下方沉積層厚度最大，P波速度范圍為4.4～4.85km／s；基底界面深度約2～6km，P波速度為5.5～6.0km／s，厚度為8～12km.整體而言，紅河斷裂兩側(cè)上地殼（尤其是基底部分）P波速度差異顯著，其西南側(cè)的P波速度為4.85～5.60km／s，而東北側(cè)的P波速度為4.4～6.00km／s.

5.2 中地殼結(jié)構(gòu)

中地殼指C1和C3界面之間的層位.如前所述，上述界面與中地殼的速度主要依據(jù)殼內(nèi)反射波P2、P3波組的走時(shí)與振幅所確定的.C1和C3界面之間還包含一個(gè)C2界面，但是由于我們只在SP13炮記錄中識(shí)別出了P2反射震相，因而該界面在整個(gè)測(cè)線上的分布并不連續(xù).該層位P波速度為5.95～6.30km／s，層厚為10～15km.與上地殼結(jié)構(gòu)相比，其厚度與速度橫向變化都不明顯.該層位的地殼局部有低速異常出現(xiàn).

5.3 下地殼與Moho結(jié)構(gòu)

下地殼是指由反射波組P3確定的C3界面與由反射波組Pm所確定的Moho界面之間的層位.下地殼也由2個(gè)亞層組成，該層位的P波速度變化范圍為6.25～6.75km／s.與中、上地殼結(jié)構(gòu)不同，該區(qū)下地殼的最大特點(diǎn)是低速層的出現(xiàn)，該低速層在紅河斷裂兩側(cè)均有顯示.地殼最薄部分出現(xiàn)在測(cè)線西南端，其Moho埋深約35km，而向測(cè)線東北側(cè)Moho埋深顯著加深，其深度可達(dá)43km.

圖9 基于2D速度模型（圖5）正演得到的SP12（a）、SP13（b）、SP9（c）三炮理論地震圖Fig.9 Theoretical seismograms of the three shots（SP12，SP13，SP9）form the final velocity model（Fig.5）

5.4 上地幔頂部P波速度

本文研究顯示剖面下方上地幔頂部的P波速度介于7.90～8.00km／s之間，這一結(jié)果與前人［33－34］采用Pn波到時(shí)數(shù)據(jù)反演得到的上地幔頂部速度相似.

圖10 二維地殼P波速度結(jié)構(gòu)和接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演S波速度模型的比較及解釋黑色線（a，b和c）分別表示接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演得到的思茅、通海和彌勒3個(gè)臺(tái)站下方的S波速度模型［34］.Fig.10 Comparison of active source 2－D modeling results（VP）in this study with joint inversion shear wave velocity results（VS）for three stations a.Simao station；b.Tonghai station；c.Mile station located near active source profiles［34］.

6 討論與結(jié)論

圖10給出了本文得到的地殼P波速度模型與該剖面附近地震臺(tái)站的接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演結(jié)果［35］的比較.結(jié)果顯示，本文采用人工地震方法得到的地殼厚度與采用天然地震得到的地殼厚度異在2km之內(nèi).沿剖面地殼厚度由西南向東北逐漸增厚，其西南側(cè)地殼厚約35km，東北側(cè)地殼厚達(dá)43km.這一觀測(cè)結(jié)果與已有的人工地震測(cè)深［7，17，23］、接收函數(shù)研究［11－12］及重力研究［36］結(jié)果也相一致.該剖面還顯示，上地殼的厚度變化不大，厚度在22～25km左右，但是下地殼厚度變化較大，其西南側(cè)的下地殼厚約10km，而東北部則厚達(dá)18km左右，這也表明該區(qū)的地殼增厚主要為下地殼增厚.研究區(qū)中上地殼厚度變化不大，下地殼厚度變化劇烈的現(xiàn)象在以往的人工地震探測(cè)研究［17，20］中也有發(fā)現(xiàn).張忠杰等［17］認(rèn)為這種下地殼增厚可能是特提斯洋殼俯沖、消減、碰撞造山及殼幔相互作用的結(jié)果.

沿剖面從西南到北東方向，地殼平均P波速度逐漸增加.其中紅河斷裂以西地殼平均速度為5.9km／s，紅河與小江斷裂中間地段的地殼平均速度為6.05km／s，小江斷裂東側(cè)的地殼平均速度為6.13km／s.本文得到的不同塊體的地殼平均P波速度較Wang等［20］在該測(cè)線以北探測(cè)到的P波速度要低0.1～0.2km／s.與全球大陸地殼平均速度（6.39±0.25km／s）［37］相比，研究區(qū)的地殼平均P波速度明顯要低，這也與該區(qū)強(qiáng)烈的構(gòu)造活動(dòng)現(xiàn)象相吻合.接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演得到S波速度模型顯示，從西南到東北3個(gè)臺(tái)站（思茅臺(tái)、通海臺(tái)和彌勒臺(tái)）下方的地殼S波速度分別為3.42、3.49km／s和3.49km／s［35］.由此，可以推算上述三個(gè)臺(tái)站下方的地殼波速比分別為1.70（泊松比0.23），1.73（泊松比0.25）和1.74（泊松比0.25）.其中通海臺(tái)和彌勒臺(tái)下方的波速比與李永華等［12］采用接收函數(shù)H－k方法得到的結(jié)果一致，但是思茅臺(tái)的波速比與李永華等［12］采用接收函數(shù)H－k方法得到的結(jié)果（1.77±0.02）相差較大.我們認(rèn)為造成這種差異的原因在于，思茅臺(tái)地處本文研究剖面的SP12西南側(cè)，而SP12西南觀測(cè)系統(tǒng)的不完善導(dǎo)致了其下伏P波速度并不是十分可靠.本文觀測(cè)得到的剖面下方地殼平均波速比／泊松比較全球大陸平均值（0.265）［38］要低，但與其它造山帶地區(qū)的地殼波速比／泊松比值相當(dāng).如，Galvé等［39］也發(fā)現(xiàn)北羌塘增厚的地殼具有低的泊松比（0.25）.

根據(jù)本文研究探測(cè)到的不同深度的地殼P波速度，結(jié)合以往的接收函數(shù)和面波聯(lián)合反演結(jié)果［35］，我們也給出了不同深度地殼的泊松比（圖10）.研究結(jié)果顯示，剖面西南側(cè)上地殼具有異常低的P波速度和泊松比，這與TIPAGE剖面中南部［40］和INDEPTH－III剖面北部上地殼的P波速度和泊松比值［41］相當(dāng)，暗示其下方上地殼以α－相長(zhǎng)英質(zhì)組分為主［38，40－41］；而 剖 面 東 北 側(cè) 下 方 上 地 殼 相 對(duì)較高的P波速度和泊松比則暗示其上地殼組成以花崗巖—花崗閃長(zhǎng)巖為主［38］.研究區(qū)下地殼的泊松比介于0.24～0.26之間，與全球其它地區(qū)的下地殼泊松比值（0.24～0.28）［42］相比較，該區(qū)的下地殼泊松比顯然屬于其下限范圍.該區(qū)的下地殼P波速度和泊松比暗示其下地殼上部組成以花崗巖相的片麻巖為主，而下地殼下部組成則以角閃石類巖石為主［38］.劉志浩［43］通過(guò)對(duì)滇西堿性巖中的各種深源包體進(jìn)行的系統(tǒng)研究表明，該區(qū)域的的深部地殼巖石組成類型主要為麻粒巖、片麻巖及角閃巖類巖石.

作為揚(yáng)子地臺(tái)與印支地塊間的邊界構(gòu)造帶，紅河斷裂是一條前新生代就已存在的重要斷裂.始新世末，由于印度板塊與歐亞板塊的會(huì)聚碰撞，使得紅河斷裂表現(xiàn)出了以左行（或右行）走滑兼逆沖的特征［2］.本文結(jié)果顯示，紅河斷裂兩側(cè)上地殼具有顯著的速度差異，其西南側(cè)上地殼速度較東北側(cè)要低約0.4km／s.從速度異常形態(tài)看，紅河斷裂在上地殼范圍內(nèi)傾向西南，這一觀測(cè)與白志明等［26－27］的結(jié)果相一致，但與地表觀測(cè)到的紅河斷裂傾向相反，這可能說(shuō)明紅河斷裂的深、淺傾向發(fā)生了反轉(zhuǎn).本文研究還顯示，盡管紅河斷裂兩側(cè)中、下地殼范圍的P波速度與波速比沒有顯著變化，但是其兩側(cè)Moho深度明顯發(fā)生跳變.事實(shí)上，已有的體波成像［5－6，9］、接收函數(shù)研究［11－12，35］都顯示，紅河斷裂兩側(cè)不僅地殼P、S波速度，甚至波速比都存在明顯的差異，這些都暗示紅河斷裂可能是一條超殼斷裂，其兩側(cè)分別屬于不同的構(gòu)造塊體.

小江斷裂是本測(cè)線橫跨的另一條重要斷裂，自東川小江村起，小江斷裂分東西兩支，近乎平行向南延伸.本文研究顯示，小江斷裂東支明顯切穿了結(jié)晶基底，但是其兩側(cè)的速度差異并不明顯，這一觀測(cè)結(jié)果與已有的人工地震測(cè)深研究［26］相似.利用人工地震資料開展的上地殼結(jié)構(gòu)成像結(jié)果顯示，小江斷裂西支沒有穿透結(jié)晶基底的跡象［26］，但是小江斷裂東支切割深度較西支要深，可達(dá)6km左右.除此之外，研究還顯示，小江斷裂下方C1－C4等界面具有明顯的撓曲現(xiàn)象，這一觀測(cè)與前人［20］在該測(cè)線以北開展的人工地震探測(cè)不謀而合.但與Wang等［20］的結(jié)果不同的是，我們并沒有觀測(cè)到小江斷裂兩側(cè)地殼厚度具有顯著的差異.我們認(rèn)為這兩次廣角反射探測(cè)結(jié)果的差異也許反映了小江斷裂南北不同地段的具有不同的深部結(jié)構(gòu)特征.

前述提及該剖面的中、下地殼部分存在明顯的低速異常.已有研究［14］認(rèn)為，該區(qū)地震震源多位于地殼內(nèi)，特別是中、上地殼深度范圍內(nèi).為此我們推斷，研究區(qū)地殼由脆性的、地震活動(dòng)頻繁的上地殼和韌性的中下地殼組成.致 謝 中國(guó)地震局地球物理勘探中心諸多同事和甘肅地震局周民都研究員參與了野外探測(cè)任務(wù)的實(shí)施.王夫運(yùn)、段永紅、王帥軍等專家和老師在資料的采集、處理、解釋過(guò)程中提供了幫助，在此向他們提供的幫助表示感謝.

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