曹令敏，胥 颐，吴时国

1中国科学院海洋研究所，海洋地质与环境重点实验室，青岛 266071

2中国科学院地质与地球物理研究所，油气资源研究重点实验室，北京 100029

1 引 言

腾冲火山区位于印度板块与欧亚板块挤压碰撞带东南缘（图1）［1］，为活跃的板内火山群，最后一次火山喷发于1609年［2－3］.腾冲以北的马鞍山、打鹰山、黑空山等为年轻的全新世火山［4］，地表出露的火山岩多为高钾的钙碱性玄武岩和安山岩，其成因为地幔熔融引发的岩浆活动［5］.而对于腾冲火山的成因目前仍存在争议，一些学者认为与滇缅泰微板块向下至400km 深 度 的 板 块 俯 冲 有 关［2，3，6］；还 有 学者认为是印度板块俯冲至150km［7－8］或200km［9］深度所致.

图1 研究区主要构造分布图Fig.1 Distribution of main structures and regional background of the study area

研究区分布有一系列NE－NNE轴向断陷盆地和NS走向正断层［4］.区内频发的地震也引起了地学界专家的关注.腾冲以南的龙陵地区于1976年5月29日先后发生了M7.3和M7.4大地震；2011年3月10日盈江5.8级地震以及广泛分布的温泉预示着该区存在较强的地热活动，以及未来再次发生火山活动的可能［9］.因此，加强该区深部复杂地质构造认识与研究对地震及火山预测具有重要的指导意义和参考价值.

地质与地球物理资料分析表明，腾冲地区具有高热流、低电阻率、低Q 值和低波速等特征［9－11］，Lei等给出的层析成像结果清晰显示腾冲火山区下方的低速异常可延伸至地下400km深度［2］.黄金莉等对川滇地区速度结构的研究结果显示，该区Pn波速度与现代构造活动及地热活动存在较明显的关联［12］.姜朝松等分析了腾冲火山区的小震震源机制特征，发现地震活动主要集中在马鞍山和热海一带，认为地震活动与火山活动密切相关［13］.Lei等认为2003年7月21日和10月16日两次云南省大姚地震（M6.1和 M6.2）、2011年1—3月三次盈江地震（M＞4.0）与俯冲的印度板块脱水产生的高温流体上升有关［2－3］.以上研究虽针对腾冲火山区的速度结构及研究区周围地震成因给出一定的解释，但针对腾冲火山区地壳精细速度结构未能给出更好的结果.杨晓涛等利用层析成像方法反演了腾冲及邻近地区的地壳速度结构，水平方向的分辨尺度达到了0.2°×0.2°［14］.

2002年12月，在国家自然科学基金重大项目的资助下，中国科学院地质与地球物理研究所在滇西地区开展了为期一年的流动台阵观测，获得了丰富的地震资料.本文结合该流动台网和固定台站记录的地震数据，利用有限差分层析成像方法反演腾冲地区P波速度结构，对火山区下方的岩浆活动与龙陵七级地震震源区地壳深部的岩浆侵入的同源问题给出了新的认识.

2 数据与方法

2.1 数据

研究区位于东经97.5°E—100°E、北纬24°N—26°N之间，由于层析成像计算中采用直角坐标系，以（97.5°E，24°N）为坐标原点，将数据投影至直角坐标系中，坐标范围为东西向0～253.5km，南北向0～222.1km.研究区涵盖了腾冲地区的主要火山和龙陵七级地震的震源区，主要断裂包括怒江断裂、腾冲断裂、大盈江断裂和龙陵断裂.

流动台网由24个临时台站组成（图2），每个台站配备由RefTek数据采集器（72A或130）和三分量地震计（Guralp CMG－3ESP）组成的宽频带地震仪.自2002年12月开始为期一年多的连续地震记录，采样率为50sps，采用GPS时间服务系统.

震相走时拾取时，首先根据地方震目录从流动台网的台站记录中挑选出地震波形，并拾取P波初至到时.挑选地震事件和拾取到时遵循以下原则：（1）地震震中位于研究区内；（2）震级一般需大于M2.0，但对于震相清晰且记录台站较多的地震事件可酌情处理；（3）地震波形具有较高的信噪比，确保初至震相清晰可辨；（4）取震源深度在25km之内的地震事件，且每个地震能够被多个台站接收.据此标准，流动台站地震记录中一共挑选出106个地震事件，合计P波初至1587个，到时的拾取精度在0.02s左右.

为了弥补流动台阵记录时间短、到时数据较少的不足，另外收集了研究区内7个固定台站1990—2009年的地震资料，震源参数和P波到时均取自云南省地震观测报告.共挑选出2.5级以上的地震事件1494个，P波初至4471个，每个地震事件具备4个以上的台站记录到时.

图2 研究中使用的台站及地震震中分布图Fig.2 Distribution of stations and earthquakes used in this study

其次将固定台站与流动台站的地震资料整合，合并了流动台网和固定台站记录中相同的地震事件，重新修订了地震的震源参数.并根据Liang等提出的方法对地震分布进行均匀化处理［15］，以减少由于数据分布不均对反演结果的影响.处理后得到分布相对均匀的地震事件582个，合计2829个P波初至到时.图2为研究中使用的地震及台站的分布情况.

2.2 方法

走时计算采用了有限差分层析成像方法，由Vidale 1988年首先提出并推广［16－17］；随后 Hole将该方法改进，使其适用于速度变化剧烈的介质结构［18－20］.反演采用阻尼最小二乘算法 LSQR［21］，其优势是求解大型稀疏矩阵方程组计算速度快，易于得到可靠的结果，适于在迭代过程中对不适定问题进行数值分析.此外，在求解过称中引入了阻尼因子和平滑因子，保证解的稳定性，避免由于数据分布不均引起反演结果中出现不合理的局部异常.与射线追踪方法相比，反演结果由于经过了平滑处理，反演大网格之间居中的深度切片更能反映出反演得到的速度扰动幅值.

研究中给出的模型空间范围略大于研究区内地震和台站的分布范围，考虑到地震和台站分布东西向范围0～253.5km，南北向0～222.1km，台站最大高程为2km，震源深度不超过25km，因此模型空间的范围划定为（－30，－30，－4）－（280，250，40）.以1km×1km×1km正方体为最小单元对三维地壳速度模型进行剖分，利用有限差分方法计算理论走时.反演则根据射线分布情况对模型空间重新划分，地壳浅部射线分布较为密集，反演网格相对较小；地壳深部地震事件较少，射线相对稀疏，反演网格设置较大.最终设定的反演网格水平方向上20×20个网格节点视为一个反演网格单元，网格深度界面分别为2km、8km、14km、20km、26km和33km，共计16×14×7个反演网格单元.每个网格节点上相对初始速度模型的扰动量作为未知参数，通过反演计算求取.

初始速度模型的建立参考了腾冲地区深地震测深［9，22－23］及地震层析成像的结果［10，14，24］（图3）.图3中实线代表一维初始速度模型，根据实际数据的残差分布对模型进行了调整，虚线代表调整后的一维速度模型.初次迭代在调整后的速度模型上进行，利用输出的三维速度模型重新计算走时并进行反演，经过三次迭代后，当均方误差降低到设定要求后停止计算.

图3 初始速度模型Fig.3 Starting velocity model

2.3 分辨率测试

本文采用棋盘格测试方法对模型分辨率进行评价，具体步骤如下：

1）在初始速度模型基础上将相邻网格节点上的速度扰动值设置成大小相等、正负相间的棋盘格模式，速度扰动的幅度为5%.由于采用有限差分层析成像算法，检测板交错速度扰动分界与反演采用的网格大小相同，16×14×7个大网格内节点的速度扰动值大小相等、正负相间，每个大网格内所有节点赋给相同的扰动值，即深度界面取2km、8km、14km、20km、26km和33km，水平方向上每20×20个节点的速度值相同；

2）在棋盘格速度模型中，根据实际的震源和台站分布计算理论走时和射线路径，并将计算结果作为观测走时；

3）在已给定的一维初始速度模型中进行反演，将反演获得的速度扰动与棋盘格理论模型进行对比.深度界面2km、8km、14km、20km、26km 和33km之间的大网格内所有节点的速度扰动结果不需要进行平滑，因此检测板反演结果中各深度界面之间的不同深度切片上的速度扰动情况相同.图4给出了1km、5km、11km、17km、23km和30km（各分界面之间的任一深度）深度上检测板反演结果，因33～40km之间的恢复情况较差，图中未给出其结果.

图4为水平方向P波速度模型恢复图像.图中可以看出，根据现有的震源和台站分布，在研究区0～33km深度范围内，射线相对集中的区域均有较好的分辨，尤其是以腾冲火山区为中心的台站覆盖区域.与以往的研究相比，本文除了采用腾冲地区固定台站的地震数据之外，还补充了20余个流动观测台站为期一年的地震数据，相对合理的台站分布使得模型空间内的射线分布得以改善，提高了反演结果的分辨率.

图4 检测板速度模型恢复图像Fig.4 Recovered checkerboard velocity models

3 层析成像结果

3.1 水平切片

图5为水平方向的层析成像切片，反映了0～33km之间6个不同深度的速度横向变化.

1km深度上，研究区中央的低速异常主要分布在腾冲—盈江、团田—潞西、保山以东和施甸东南地区；高速异常分布在腾冲以东至施甸一带，固东以北也有幅值不大的高速异常分布.

5km深度上，腾冲—盈江、潞西以南、道街—保山一带为高速；固东—团田以低速为主.

11km深度上，新城—勐养—潞西、团田—施甸、永德以北及保山以北等地为低速异常；大盈江断裂以北及腾冲断裂以西为高速特征，永平—施甸一带为高速异常.两次龙陵地震的震源位于低速与高速的过渡边界.

17～30km深度上，大盈江断裂以北及腾冲断裂以西的高速异常范围逐渐缩小，随着深度的增加表现为低速.施甸东南方的低速也随着深度的增加而减小，30km深度上表现为大范围的高速特征.腾冲火山区下方出现明显的低速结构，团田—施甸下方低速一直延伸至深部.

3.2 纵向速度剖面

图6为三条垂直速度扰动剖面，其中a剖面经过龙陵七级地震的震源区，b剖面与c剖面分别沿纬向与经向穿过腾冲火山区.

在a剖面中，腾冲地块和保山地块上地壳速度偏高，龙陵断裂与怒江断裂之间以低速为主，低速带自西向东延伸至深部，断裂两侧速度接近初始模型速度值或偏高，两次七级地震均位于低速异常体边界上.施甸盆地下方速度偏低，深度可达7～8km，异常体向东偏移后与龙陵地震下方的低速异常相连.盈江盆地下方也有类似的低速特征，深度可达10km左右，盆地下方的中下地壳速度明显偏高.腾冲地块与保山地块的速度较周围地区的速度偏高.

b和c剖面为两条以腾冲火山区为交界的东西向和南北向的垂直剖面.成像结果显示，火山区下方至5km深度有幅值较小的低速异常；5～15km速度略为偏高，深度低速异常一直延伸到地壳深部.从b剖面中可以看出，5～15km深度火山下方东侧有明显的低速异常；保山盆地8km沉积特征十分明显，8km以上为低速层，8km深度以下速度偏高，西侧4～8km深度之间有一高速体，其下的低速区延伸至地壳深部.c剖面中清晰可见火山区中下地壳低速向深部延伸.北侧固东下方大约5～15km深度之间存在一个高速区.在盈江断裂和龙陵断裂之间，地壳浅部至14km左右速度偏低，14km深度以下速度明显高于腾冲火山区一侧.

4 分析与讨论

腾冲地区自新生代以来发生高温变质、岩浆入侵和火山活动，现今地震活动仍十分频繁.腾冲火山区的深部结构和岩浆活动一直受到地球科学家的广泛关注，龙陵七级地震的构造成因也是地学界研究的热门问题之一.根据本文反演的地壳速度结构，以下主要针对腾冲火山区的岩浆活动、龙陵七级地震的构造成因等问题进行分析与讨论.

4.1 腾冲火山区的岩浆活动

一般认为，火山区下方的低速异常多为尚未固结的岩浆囊或部分熔融物质，高速体则为已冷却固结的岩浆侵入体或早期火山作用中难挥发的高密度残留物质［25－26］，如夏威夷火山［27］、新西兰 Taranaki火山［28］、厄瓜多尔 Tungurahua火山［29］、美国黄石火山［30］、法国 Mont Dore火山［31］以及美 国Jemez火山［32］等等.

本文的研究结果表明，腾冲火山区地壳浅部的低速层仅从地表至5km深度，厚度较小，推断为第三纪和第四纪盆地沉积和火山堆积所致，这一认识与 以 往 的 地 震 层 析 成 像 结 果 较 为 一 致［9－10，21－22，24］.5～15km深度上的速度相对偏高，该高速体在其它的层析成像研究中均有反映：在秦嘉政等的结果中，高速体范围在9～15km［23］；王椿镛等的结果表明上地壳和上地幔呈低速异常，下地壳为正常速度或偏高［21］；杨晓涛等的结果中，火山下方5～10km速度偏高［24］，推测该高速体是向上侵入后冷却凝固的岩浆侵入体或早期火山作用中难挥发的高密度残留体.

目前已有很多证据证实腾冲火山下方存在岩浆囊.阚荣举和赵晋明根据腾冲的近代火山活动、各种物理属性值以及岩浆冲击型震源机制，认为火山区下方存在岩浆囊［1］；王椿镛等、白志明等、楼海等、杨晓涛等及Lei等的地震层析成像研究结果证实了该区壳幔深部存在岩浆囊或岩浆上涌通道［2，9－10，21－22，24］.腾冲地区的高钾钙碱性玄武岩来源于地幔物质［33］，也说明这条低速异常带是地幔岩浆源区物质上升的通道.本文成像结果中火山正下方5～15km虽为高速的高密度残留体，但从图6（b—c）剖面中清晰可见火山区下方中下地壳低速向深部延伸，推测这些低速异常很可能代表处于熔融或半熔融状态的岩浆体.图5f中腾冲断裂与怒江断裂南段之间的低速异常也非常明显，并且与腾冲火山区下方的低速体相连，推断火山区下方的上地壳低速异常很可能与龙陵地区地壳深部的低速异常拥有相同的岩浆源.Lei等认为腾冲火山与裂谷作用相关，是由印度板块俯冲脱水及地幔楔角落流所引起的［2］，更好地支持了本文中低速体沿断裂的分布形态.

4.2 龙陵7级地震的深部构造成因

1976年5月29日，云南省龙陵地区相继发生了两次七级地震.根据国家地震台网公布的震中位置（24.5°N，99°E）和（24.6°N，98.7°E），两次地震震中分别临近怒江断裂和龙陵断裂，断裂均以走滑破裂为主，断面倾角较陡［34］.陈学波等认为地震震源深度在12km左右［35］，中国地震台网和云南地震台网公布的震源深度均为20km，哈佛大学利用震源机制确定震源深度为15km.

图6a中的速度扰动结果显示，震源区下方速度等值线严重扭曲，高速体与低速体的边界附近具有孕震的特殊构造条件，反映出震源区复杂的深部结构.剖面中怒江断裂和龙陵断裂之间的地壳平均速度偏低，该处在寒武纪基底上有大量不同时期的岩浆侵入岩出露，表明历史上曾发生过多期热构造事件［24，34］.怒江断裂东侧为保山地块的西部边缘，其基底为寒武纪古老地层；龙陵断裂西侧为腾冲地块的东部边缘，分布有高黎贡深变质花岗岩，两个区域均与图中的高速结构相对应，具有较大的应变强度.由此可见，壳内速度结构的变化反映岩石应变强度的不均一性，进而导致应力积累的不均一性，构成强震孕育发生的构造环境，这一认识与杨晓涛等［24］的成像结果分析较为一致.此外，与白志明等［22］层析成像结果相比，在震源深度上略有差异，但总体认识基本一致，提出高速块体和低速块体的边界附近应力积累和能量聚集不均是强震孕育发生的重要构造条件.

此外，龙陵断裂与腾冲断裂在震源区附近交汇，怒江断裂与龙陵断裂之间的低速异常有向下延伸至下地壳和上地幔的趋势.由于该区域受到多条深断裂的控制，裂隙发育、流体侵入，推断震源区下方的低速体很可能与腾冲火山区下方的低速异常来自同一岩浆源区.

5 结 论

利用滇西南地区流动台阵与固定台站的地震观测数据，采用有限差分层析成像方法反演了腾冲地区的地壳P波速度结构，分析了腾冲火山区的岩浆活动和龙陵七级地震的构造成因.

腾冲火山区地壳平均速度偏低，随着深度的增加，速度变化较大.地壳浅层低速主要与盆地沉积、火山堆积、流体裂隙和热泉活动等有关；5～15km深度之间速度偏高，估计为早期火山通道内冷却固结的岩浆侵入体或难以挥发的高密度残留体，也可能是残留在上地壳岩浆通道内的超铁镁质堆积岩；深部的低速体代表了尚处于熔融或半熔融状态的岩浆体，是现今壳内岩浆活动的主要区域.此外，腾冲火山区与龙陵震源区地壳深部的岩浆活动很可能来自同一源区，沿着腾冲断裂与盈江断裂、龙陵断裂与怒江断裂的交汇部位向上侵入.

龙陵七级地震发生在断裂交汇部位，在地壳深部处于高速块体与低速块体的接触边界.判断两断裂为深部断裂，深部伴有岩浆侵入并受龙陵断裂和怒江断裂的控制.由于岩浆作用导致壳内介质流变强度降低，而断裂带两侧块体地壳介质应变强度较大，为应力积累的主要载体.推断火山活动终止后中下地壳和上地幔的能量得不到释放，在上述构造部位应力大量聚集.介质强度横向差异较大、应力积累分布不均以及深部岩浆活动可能是龙陵地区发生强震的主要原因.

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