引言

2010年9月，在国家公益性行业科研专项的支持下，中国地震局启动了中国地震科学台阵探测项目. 该项目第一期在我国南北地震带南段开展以大型地震台阵观测为主要手段的综合地球物理探测工作，计划分区域逐步在中国大陆地区全面开展地震台阵探测，其目的是为了获取大陆岩石圈的动力学结构，研究中国大陆地震孕育的深部构造背景，为我国的防震减灾和地球科学研究工作提供必要的技术支持和基础资料．

本文涉及的探测结果是中国地震科学台阵探测南北地震带南段项目中的子专题“典型地区‘标准’结构模型建立”研究成果的一部分． 我们选择玉溪盆地作为“典型地区”建立“标准”结构模型，是因为玉溪盆地位于中国南北地震带南段的川滇菱形地块东南端. 该地区构造复杂、 地震活动频繁且震级大，属于高潜在地震危险性地区(易桂喜等，2008; 秦四清等，2010)，而且云南玉溪地区人口密集、 经济发达． 因此，通过实施浅层地震勘探工作揭示该地区隐伏断裂的产状和展布情况，对于研究南北地震带南段的深浅构造关系和防震减灾事业都具有重要意义．

然而，在玉溪盆地中西部，其覆盖层厚度达到800 m以上. 盆地内人口稠密、 车辆和工业干扰都很强烈，不可能使用爆炸震源来开展地震勘探工作． 所以本文通过在玉溪盆地利用浅层地震勘探揭示隐伏断层性质的应用实例，论述了在覆盖层厚度大、 人为干扰强的条件下如何提高信噪比和分辨率的技术方法． 本文将主要介绍在玉溪盆地用地震反射方法探测普渡河隐伏断裂的研究成果．

1.   玉溪盆地的地质概况

玉溪盆地地处云贵高原西南部的盆岭分布区，四周群山环绕，盆地内地形平坦，海拔为1600—1800 m左右，盆地南北长约23 km，宽约9 km． 玉溪盆地周边山川分布走势与构造方向基本一致，受构造控制明显． 玉溪盆地发育于滇中南北向断裂系的普渡河断裂带南端. 盆地以西的山体和沟谷走向多为北北东方向，与普渡河断裂在这一部位的走向基本一致； 盆地以东的山地基本呈近南北向走势，与小江断裂带的近南北向展布相近．

玉溪盆地是发育于普渡河断裂带南段的较大沉积盆地之一. 测区内覆盖层厚度变化较大，在盆地东部及边缘仅约100 m，而在盆地西北的飞井水库东部区域却厚达800 m以上(图 1)． 据玉溪褐煤钻探资料，其上新统(N₂)为湖相、 沼泽相和冲积相沉积，厚度在700 m以上，按岩性差异可分为5—6个层段，自下而上分别为褐煤层、 粘土夹褐煤层、 粘土、 砂质粘土层、 含砾粘土和砂砾层．

图  1  玉溪盆地地震勘探测线与断裂分布图. L₁, L₂, …, L₇为本研究所布设的测线

Figure  1.  Location of seismic profiles and faults in Yuxi basin where L₁, L₂, …, L₇ denote the locations of measuring lines in this study

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更新统主要分布在玉溪盆地的边缘，另在盆地的中心部位太极山亦有出露． 下更新统为冲湖积，中上更新统以冲洪积和残积为主，且混杂有坡积物，总厚度在110 m左右(朱炎铭，1997)． 全新统在盆地内有广泛的分布，组成河流级阶地和现代河床堆积，最大厚度33 m． 第四系主要为冲洪积砂砾和粘土互层．

图 1中的覆盖层(N+Q)等厚线是根据本次探测结果绘制的． 可以看出，玉溪盆地在东西向的覆盖层厚度变化明显受到普渡河断裂的控制． 因此探测普渡河断裂在玉溪盆地的走向、 产状及其两侧的沉积层序差异，对于研究玉溪盆地的形成和演化都是非常重要的．

玉溪盆地基岩主要为震旦系澄江组及中元古界昆阳群灰岩、 砂岩和板岩，盆地内主要发育两条区域性的大断裂(图 1)，分别为盆地西侧边缘的普渡河断裂南段和位于东风水库北缘的玉江断裂西段．

据有关地质资料(王洋龙等，2007)，普渡河断裂是云南中部南北走向断裂系中的一条主要断裂. 其北端位于四川宁南，大致沿着普渡河河谷向南延伸至滇池后，再穿过玉溪盆地西侧终止于峨山附近的北西向曲江断裂带上． 普渡河断裂南段隐伏在玉溪盆地的西部边缘，走向为北北东向10°—20°，倾向南东，倾角较陡，全长约25 km． 主要活动时代在上新世，多表现为正断性质，而在第四纪期间，则具有左旋剪切兼正断性质．

2.   浅层地震勘探的工作方法

在玉溪盆地内，普渡河断裂的走向主要是根据钻孔资料揭示的沉积层厚度推断的，到目前为止还未在隐伏区开展过专门针对该断裂的地球物理勘探工作． 由于普渡河断裂很有可能从盆地中西部通过，该区域的沉积层厚度大都超过500 m，而且人口稠密，若使用爆破震源极不安全，因此选用大型可控震源激发地震波，用小检波距、 长排列、 高覆盖次数的观测系统进行数据采集．

2.1   勘探设备和测线布设

鉴于玉溪盆地的地质与场地条件，常规小吨位可控震源激发的能量不能达到探测目标的深度. 为了压制环境干扰噪声，提高探测深度，我们选用了美国生产的出力28 t的AHV-Ⅳ型可控震源激发地震波； 使用德国DMT公司制造的Summit型数字地震仪采集数据． 每个测点使用4只DX-60型60 Hz高频垂直检波器按点组合方式接收地震波．

本次地震勘探在玉溪盆地内共布设了7条大致与普渡河断裂推断位置垂直的测线，总长约20 km. 根据地形和道路的实际条件，分为12个测量段实施探测，测线位置见图 1 所示． 为描述方便，将测线从北向南依次命名为L₁，L₂，L₃，…，L₇． 在测线布设时，采用测绳量距的方法确定炮点、 检波点位置，在每条测线的端点、 拐点及地面易辨认的标志物(如沟渠、 桥头、 电线杆和里程碑等)处，都用GPS测定了坐标．

2.2   测区内地震勘探的前提条件分析

据已有地质与钻井资料，测区内基岩主要为震旦系澄江组及中元古界昆阳群灰岩、 砂岩和板岩． 上覆地层主要有新近系砂质粘土、 粘土、 褐煤及第四系砂砾层． 由此可见，区内浅层地震勘探工作具有以下地球物理前提： 基岩与上覆新近系及第四系物性差异明显，两者之间存在明显的波阻抗差异，故基岩面是很好的地震反射界面； 新近系及第四系覆盖层内各层之间也存在一定的波阻抗差异，当界面稳定、 干扰较小时，也可形成一定的地震反射界面； 新近系内部的粘土与褐煤层构成多个分层物性差异界面； 当断裂引起的地层垂向错动或明显破碎时，地震时间剖面图将相应地出现反射波组同相轴的错动、 缺失或者能量减弱等异常特征． 由于盆地内地下水位只有1—2 m，有利于地震纵波的激发与接收． 因此，选用地震反射勘探方法是适宜和有效的．

2.3   野外数据采集

浅层地震勘探的野外工作方法是探测工作中的关键性环节(何正勤等，2007； 刘保金等，2002)． 为了确保探测成果的可靠性，必须根据不同的地震地质和场地条件，在每一条测线进行正式数据采集前都认真地进行数据采集参数试验，数据采集时尽可能避开人为干扰强烈的时段． 野外工作主要涉及测线布设、 可控震源的激发参数选取、 观测系统设计、 检波器布设和数据采集参数的现场试验确定等．

2.3.1   可控震源激发参数试验

为了获得信噪比较高的野外记录，在正式采集前都进行了可控震源扫频范围、 扫描长度、 垂直叠加次数等激发参数试验． 试验结果表明，当基岩埋深小于500 m时，采用20—120 Hz扫频范围，大于500 m时用16—96 Hz扫频范围效果较好，扫描长度均选为10 s． 可控震源垂直叠加次数一般选用3次，在干扰大或激发条件较差的测段酌情增加到5—6次．

2.3.2   观测系统参数试验

每条测线在正式数据采集前都进行了零偏移距扩展排列试验，根据有效反射波和干扰波的特征分析，选取最佳观测系统． 图 2是L₄测线采集的零偏扩展排列试验记录，是没有经过任何处理的野外原始记录，采集时道间距为3 m，120道接收． 可以看出，最浅部的反射波与近炮点的直达波和面波从第20道(图 2中a点位置)开始才能分开，基岩反射从45道(图 2中的c点位置)以后才脱离面波干扰区，但在a--c之间的面波中还隐约可以看到频率较高的基岩反射相位，在资料处理中通过频率滤波等手段能够分离出一定的有效信号． 为了确保尽可能多地接收到基岩顶面及覆盖层内反射信息，采用了96道接收． 在这种情况下，最远接收道(115道，图 2中b点位置)的反射波能量还很强，能保证有效波的高信噪比接收． 根据钻探资料，测线附近的基岩埋深为350—400 m，上述观测系统的最大炮检距为388 m，按最大炮检距与最深目标深度相当的选取原则，结合扩展排列试验中有效波组的分布情况，认为该观测系统的选择是合理的．

图  2  扩展排列试验记录

Figure  2.  Seismic records of expanding arrangement experiment

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通过对比试验最终采用单端激发、 单边接收、 滚动前进方式进行数据采集，具体采用的技术参数为： 道间距3 m，接收道数96道，12次覆盖，采样率0.5—1 ms，记录长度1024—1536 ms，炮间距12 m，最小偏移距36—180 m． 在数据采集过程中，当基岩深度变化较大时，根据具体情况再采用变观方法作相应的观测窗口调整．

2.4   数据处理与资料解释

虽然本次采集到的数据信噪比高，但数据处理对于最终成果的可靠性同样具有至关重要的作用． 因此在数据处理中，为了获得良好的叠加效果，尽可能提高分辨率和信噪比，必须通过数据处理试验优化设计处理流程、 合理选取处理参数，才能为资料解释提供高质量的时间剖面．

2.4.1   数据处理

在野外作业的质量监控中只进行了简单的常规处理，其处理流程为： 频谱分析→频率滤波→速度分析→动校正→水平叠加等． 在正式的精细处理中，为了突出有效波、 压制干扰波，增加了折射静校正、 地表一致性反褶积、 剩余静校正、 循环速度分析、 针对性去噪等特殊处理． 在界面起伏较大且有断点的测段还实施了叠后偏移处理，这样最终得到的地震反射时间剖面具有较高的信噪比．

2.4.2   资料解释

在收集与本项目有关的地质、 钻探资料的基础上，结合本次地震勘探资料分析，对玉溪盆地进行了覆盖层分层． 求取各层纵波速度、 勾绘基岩面分布形态及确定断裂分布、 性质、 错断地层的解释． 根据时间剖面图中反射波组的振幅、 频率、 连续性、 波形特征及其相对变化，在盆地中西部的测线上至少可识别出7组有效反射波组(T₁，T₂，T₃，T₄，T₅，T₆和T_g)．

根据各测线地震时间剖面，进行了有效反射相位对比和同相轴追踪. 首先控制标准层位(如基岩反射)的连续追踪，其次对覆盖层内反射层位进行对比分析，力求连续准确． 在以上相位划定基础上，根据上述速度资料进行时深转换，再结合地质资料分析，绘制各测线的深度解释剖面图． 为了对时间剖面中的反射波组进行尽可能合理的地质解释，从各种渠道共收集到60多个钻孔的资料，其中达到基岩深度的有32个，这些钻孔资料为地震层序的划分提供了可靠的依据．

图 3给出了玉溪盆地南部L_6-2测线用钻孔资料对时间剖面层序划分的一个实例． L_6-2测线CDP1011处有一个深达541.8 m杯湖地热钻孔，作者在野外数据采集时，专门核实了该钻孔在测线上的桩号位置，其岩性描述见表 1所示． 基岩以上分为6个岩性不同的地层，下伏基岩为前震旦系昆阳群的泥质灰岩．

图  3  时间剖面中反射波组的地层标定

Figure  3.  Stratigraphic calibration of reflected wave groups in time-section

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表  1  杯湖钻孔的地层结构

Table  1.  Layer structure in Beihu borehole

深度/m	岩性描述	地层时代	对应波组
20.0	堆积物， 松散砂砾粘土	Q	T1
95.2	砂砾层	N2	T2
240.0	砂质粘土， 结构致密坚硬	N2
252.0	褐煤层	N2	T3
361.0	粘土夹褐煤， 夹灰白色砂质粘土	N2
406.0	褐煤层	N2	Tg
450.0	钙质板岩， 部分风化， 散状破碎	Pt2
541.8	黑色泥质灰岩， 下层有断层破碎	Pt2

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图 3给出的是L_6-2测线时间剖面在钻孔附近的测段，其中岩性柱状图是按地层深度对应的叠加速度转换成双程时间绘入时间剖面的． 在时间剖面上可以清楚地识别出4个反射波组T₁，T₂，T₃和T_g． T₁波组能量较弱，大都以单相位出现，连续性较差，界面平直接近水平，对应于砂砾层的内部界面； T₂波组能量较强，一般以3个相位出现，连续性较好，界面略有起伏，应该是砂砾层底部与坚硬致密砂质粘土分界面的反射波； T₃波组能量很强，大都有4—5个相位出现，连续性很好，界面西深东浅，推断是褐煤层顶/底面反射的复合波组，由于二者深度相差不大，叠加在一起构成了平行的多相位波组； T_g在整个测区的剖面上都以优势能量出现，多呈双相位，起伏较大，分段连续性好，局部有错断，T_g之下没有可以连续追踪的反射震相，因此推断T_g是基岩顶面的反射波． T_g出现的深度也与钻孔揭示的钙质板岩顶面埋深十分吻合． 在紧靠钻孔西侧的CDP965附近，T_g出现错断，表现出东倾正断性质，按其倾向正好与该钻孔揭示的断层破碎带相吻合，推断是普渡河断裂的东段分支次级断裂．

在盆地北部测线的时间剖面上，波组特征与上述剖面基本相似，不同的是基岩面反射波T_g走时更长，中间的反射层位更多(图 4和图 5所示的时间剖面)． 总体看来，浅部反射波组较为平缓，振幅相对较小，同相轴的连续性较差； 中深部反射波组形态稍有起伏，整体呈盆中深、 边缘浅的趋势，振幅相对较强，同相轴连续性较好； T_g均为优势波组、 能量最强，多呈双相位显示． 通过对测线附近钻孔揭示的地层分布和基岩埋深分析，认为T_g是基岩顶面的反射波． T_g形态变化较大，振幅一般明显强于覆盖层内反射波组，同相轴连续性较好，局部有错断、 绕射、 分叉等现象，基岩面以下地层无有效反射相位，与覆盖层内地震反射相位特征明显不同．

图  4  玉溪盆地北部普渡河断裂附近的时间剖面(a)和深度剖面(b)

Figure  4.  The time section (a) and depth section (b) near Puduhe fault in northern Yuxi basin

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图  5  玉溪盆地中部普渡河断裂附近的时间剖面(a)和深度剖面(b)

Figure  5.  The time section (a) and depth section (b) near Puduhe fault in central Yuxi basin

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在所有测线上都用附近的钻孔资料对有效反射波组进行了层位对比划分，根据地震资料得到的叠加速度，用DIX 公式换算出各物性层的层速度和平均速度，并用钻探揭示的地层深度校正时深转换速度后再进行时深换算，绘制深度解释剖面图．

3.   地震勘探揭示的普渡河断裂特征

L₁测线位于玉溪盆地北部，起于中莲花池附近，经032乡道、 北城镇环城北路，止于下碧玉屯附近，分为L_1-1， L_1-2和L_1-3共3段，近东西向展布，测线总长约3.5 km． 覆盖层可划分为4个物性层． 勘探结果表明，覆盖层厚度较大，总体表现为中间厚，向东、 西两端逐渐变薄，基岩顶面呈弧盆底形态． 其最厚处在L_1-1测线末端附近，深度达650 m； 而最薄处在测线东端，仅335 m． 在整条测线上没有发现断裂存在． L₅测线位于玉溪盆地东部，没有发现断裂存在，在连接断点时L₁和L₅测线没有断点的结果只作为排除普渡河断裂从这两条测线穿过的依据. 所以本文未讨论这两条测线的结果． 在本次完成的其它测线都发现有普渡河断裂通过的证据. 下面从北向南列举3个测段的剖面，通过波组分析揭示普渡河断裂在玉溪盆地内的性质和基本特征．

3.1   盆地北部的普渡河断裂

L₂测线位于玉溪盆地北部，起于九龙雅集花园，沿086乡道至昆玉高速西侧，呈近东西向展布，测线长2.6 km． 本测线覆盖层厚度变化较大，总体表现为西薄、 东厚、 中间特厚的特征． 测线西端覆盖层厚110—240 m，东端为620 m左右，中段最厚处大于800 m． 覆盖层可划分为5个物性层． 其时间剖面和深度解释剖面见图 4所示．

本测线基岩面反射波组(T_g)具有能量强、 埋藏深、 变化大的特点． 在该测线上基岩面出现了两处明显的错断，分别位于660和1190 m附近. 时间剖面图(图 4)显示，断点两侧的基岩反射特征明显不同. 断点F_W2和F_E2使基岩顶面形成二级台阶状，并将剖面分为3段: 西段基岩面埋深较浅，且有一定起伏，顶面埋深从测线起点的160 m逐渐上升，在250 m处达到最浅，为110 m左右，而后缓慢下降至F_W2断点处的240 m； 中段在F_W2断点处埋深约520 m，向东略有上升，后又开始下降，在F_E2断点处埋深为560 m； 东段基岩面形态简单，呈缓慢上升趋势，在F_E2断点东侧埋深最大，大于800 m，在测线终点处上升至620 m．

从F_E2断裂的产状可以看出(图 4)，该断裂具有沉积盆地常见的生长断层特征，即断层错距自下而上逐渐减小，在深度500 m以下，错距大于200 m，而在深度小于350 m以浅的上新世中后期，垂直错距逐渐消失，所以推断在上新世中期F_E断裂的活动逐渐减弱直至停止． 而F_W的明显错断是在200—500 m深度，所以F_W应该形成于上新世中期； 在深度100 m及其更浅的地层内，垂直错距逐渐减小直至消失，由此认为F_W于上新世末活动逐渐减弱直至停止． 以上分析是本文认为普渡河断裂在活动时代上具有先东后西的特征的依据．

根据附近钻孔和基岩出露的地质情况推断，基岩岩性是前震旦系灰岩或板岩． 两断裂均为东倾正断裂． F_W2断层的视倾角为75°左右，两侧基岩面落差约280 m，上断点深度为240 m; F_E2断层的视倾角约80°，基岩面落差260 m，上断点深度为560 m． 紧邻两断点东侧基岩面埋深都具有相对增大特征，反映两断点对不同时期的沉积中心分别具有明显的控制作用. 其中F_W2断层控制了新近系上新统中部的沉积，F_E2断层控制了新近系上新统底部的沉积. F_W2和F_E2都应该是普渡河断裂的表现，综合考虑其规模和形成时代推断F_E2应该是主断裂．

3.2   盆地中部的普渡河断裂

L₄测线位于玉溪盆地中西部，由于道路拐弯分为L_4-1与L_4-2两段探测． L_4-1测线西起黑村东北侧的071乡道交叉路口，沿071乡道终止于马桥中学西侧，呈近东西向展布； L_4-2测线起于L_4-1尾端，两段的检波点首尾重叠相接，沿071乡道终止于中卫东路，呈北西向展布，L₄测线总长3.4 km． 该测线的时间剖面和深度解释剖面见图 5所示，在时间剖面上可识别出6个清楚的反射波组． L_4-1与L_4-2的CDP位置只有50 m空白反射段无资料，而且两段剖面的波组对应很好，因此将其合并为一条深度剖面来解释．

本测线的时间剖面中，浅部的4个反射波组可以全线追踪. 测段东部在盖层下部还能识别到两个反射波组，基岩反射T_g波组能量较强，且其上下反射信号特征明显不一，无疑是基岩面反射波组的反映． 由图 5可看出，该测线覆盖层厚度变化较大，总体表现为两侧薄、 中间厚的特征，最厚处在测线中段，达820 m以上; 测线西段(F_E4以西)厚500—530 m; 测线中东段由西向东从820 m减薄至370 m． 由于篇幅关系，图 5没有绘出剖面东段．

在距离940 m附近(图 5)，时间剖面上的基岩面反射信号(T_g)突然出现中断，严重错位，西侧为500 ms左右，东侧达700 ms以下，且断点两侧基岩反射特征不一，推测为断裂引起． 分析认为该断裂为东倾正断裂，视倾角为80°—85°，其上断点深度500 m左右，F_E4断点两侧基岩面落差约300 m，断裂点错断了上新统底部沉积． 据断点位置和界面形态分析，该断点的性质与图 4中的F_E2相似，应属于普渡河断裂的主断裂． 测线西端未达到L₂测线Fw₂断点向南延伸的位置．

3.3   盆地南部的普渡河断裂

L₆测线位于玉溪盆地南部大营街镇，分为L_6-1和L_6-2两段探测. 测线L_6-1起于302乡道与267乡道交叉点西侧，沿302乡道至汇景路； 测线L_6-2起于汇景路，沿302乡道向东至昆玉高速入口. 两测线呈北西西向展布，测线总长4.2 km．

L₆测线的时间剖面特征与上述L₂和L₄测线基本相似，只是基岩面的埋深相对变浅，覆盖层内反射波组只有3—4个，图 6所示的L_6-2西段的时间剖面和深度剖面，与L_6-2东段的波组特征基本相同(图 3)，相关分析见2.4.2 节．

图  6  玉溪盆地南部普渡河断裂附近的时间剖面(a)与深度剖面(b)

Figure  6.  The time section (a) and depth section (b) near Puduhe fault in southern Yuxi basin

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在L_6-2测线510 m附近，基岩面反射信号(T_g)出现明显错动(图 6)，表现出东倾正断裂性质，断裂视倾角约70°，断点两侧基岩落差为40 m左右，上断点深度约410 m．该断裂控制了新近系上统底部的沉积． 断点F_E6的性质及其两侧的波组特征都与F_E4十分相似，平面位置也与前人对普渡河断裂的推断位置相近，因此F_E6应该是普渡河主断裂F_E4向盆地南部的延伸，但基岩错距明显变小． 在L₆整条测线上共发现3个断点，其中1个位于L_6-1测段，2个位于L_6-2测段．

朱涛等(2012)利用电阻率层析成像技术探测了玉溪盆地盆山过渡带的电性结构以及隐伏断层的展布情况，他们的测线位置与本文布设的测线相间排列． 其探测结果也表明，穿过玉溪盆地西缘的普渡河断裂分为北北东走向的东西两支，在其完成的6条电阻率层析成像剖面上确定的位置与本文所述断裂带的位置非常吻合，只是在倾向和视倾角略有差异. 这是由于电阻率层析成像的探测深度浅，纵向分辨率比地震勘探低而引起的． 两种不同方法得到的展布位置一致，充分证实了本文探测结果的可靠性．

4.   讨论与结论

本次在玉溪盆地完成了7条地震勘探剖面，初步确定了普渡河断裂在玉溪盆地西部的展布情况． 根据所发现的6处断点异常的特征及其位置分布，将F_W2和F_W6归属于F_W断裂； F_E2，F_E3，F_E4，F_E6和F_E7纳入F_E断裂．

F_W位于玉溪盆地西侧，分布在蔡官营西—黑村—飞井水库东侧一带，由F_W2与F_W6两个断点连接而成． 在黑村北侧，钻穿基岩面的钻孔揭示基岩面落差高达440 m，证实了该断裂的存在． 断裂走向约N20°E，倾向东，视倾角75°—80°，为正断裂性质. 断裂规模南小北大，断距由L₆测线40 m，至L₂测线断距增加至280 m． 根据地震反射波组分析，该断裂至少错断了新近系上新统中部的地层．

F_E断裂由F_E2，F_E3，F_E4，F_E6和F_E7共 5个断点构成，分布在蔡官营东部—马桥中学西侧—龙池村东一线，测区内的控制长度大于15 km． 该断裂位于普渡河南段西支F_W断裂的东侧，大致与西支断裂平行，间距0.8—1.5 km，属于正断裂性质． 其南段走向约N25°E，北段大致为南北走向，整体东倾，视倾角80—85°. 东、 西两支断裂规模相当，但明显具有南段规模小，中、 北段规模大的特征． 中、 北段最大基岩断距达到300 m左右，而南段的基岩断距只有40—50 m．

综合分析F_W与F_E断裂特征，两者都位于玉溪盆地西侧，倾向和视倾角基本一致，且断距都具有由南往北逐渐增大的特征. 在活动时代上则有F_E先F_W后的特点，两者应都归属于普渡河断裂的反应． 宏观上，普渡河断裂应至少由F_E和F_W两条走向为北北东的断裂组成，纵向呈台阶状，活动规模具有南小北大、 活动时代具东先西后的特征，这表明该断裂有可能是从东向西迁移活动的． 因此我们认为，玉溪盆地主要是由普渡河断裂的东支F_E和西支F_W两条断裂控制形成的．

根据地层的错断情况推断，在上新世早期，东支F_E断裂形成了西断东超箕状盆地的雏形; 上新世中期，东支断裂F_E的活动逐渐停止，而西支断裂F_W则进一步向西扩大; 直到上新世末，西支断裂F_W的活动才逐渐停止，伴随着盆地的持续下降，坳陷范围逐渐扩大，形成了现今玉溪盆地两断一坳的构造格局．

在野外探测工作中，得到了玉溪市防震减灾局和红塔区防震减灾局的大力支持，在此表示感谢． 同时向审稿专家对本文提出的宝贵意见和修改建议表示感谢．