徐志萍 劉巧霞* 劉 志 田曉峰 王夫運(yùn) 段永紅 林吉焱 邱 勇 唐 淋

1)中國(guó)地震局地球物理勘探中心,鄭州 450002 2)四川省地震局,成都 610041

0 引言

龍門(mén)山斷裂帶位于青藏高原東緣,是松潘-甘孜塊體和四川盆地的分界斷裂(圖1),整體走向NNE,全長(zhǎng)約500km。新生代以來(lái),龍門(mén)山斷裂帶構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈,經(jīng)歷了多期巖漿活動(dòng),形成了一系列規(guī)模、性質(zhì)不同的活動(dòng)斷裂(Leietal.,2009; 劉保金等,2009; Zhangetal.,2010; 徐錫偉等,2013)。近年來(lái),龍門(mén)山斷裂帶南段先后發(fā)生了2013年蘆山MS7.0 和2022年蘆山MS6.1 強(qiáng)烈地震,2次地震震中僅相距10km,且均為逆沖型地震(1)https:∥ses-kled.cidp.edu.cn。(易桂喜等,2016)。

圖1 深地震測(cè)深探測(cè)剖面的位置(斷裂引自鄧起東等,2003)

強(qiáng)震的孕育和發(fā)生往往與區(qū)域深、淺地震構(gòu)造環(huán)境、地殼物性結(jié)構(gòu)參數(shù)及深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程密切相關(guān)。自2013年蘆山MS7.0 地震以來(lái),學(xué)者們利用多類(lèi)型地球物理探測(cè)方法對(duì)龍門(mén)山斷裂帶南段開(kāi)展了大量研究工作。王帥軍等(2015)基于人工地震反/折射探測(cè)資料構(gòu)建了跨龍門(mén)山斷裂帶南段地殼尺度的二維P波速度結(jié)構(gòu)模型,該模型顯示松潘-甘孜塊體和四川盆地在地殼速度結(jié)構(gòu)和地殼厚度上均存在明顯差異,且龍門(mén)山構(gòu)造帶靠近松潘-甘孜塊體一側(cè)深20km處存在厚約8km的低速層?；谠搮^(qū)固定臺(tái)網(wǎng)和流動(dòng)臺(tái)陣觀測(cè)數(shù)據(jù)構(gòu)建的P波、S波多參數(shù)殼幔結(jié)構(gòu)模型(吳建平等,2009; 王椿鏞等,2010; Xuetal.,2010; Liuetal.,2014; 王小娜等,2015)及基于重力資料得到的殼幔密度結(jié)構(gòu)模型(唐新功等,2012; 楊光亮等,2015; 張恩會(huì)等,2015; 徐志萍等,2019)均表明,松潘-甘孜塊體和四川盆地的地殼物性結(jié)構(gòu)存在明顯差異,莫霍面深度自西向東減小,龍門(mén)山構(gòu)造帶為速度、密度變化梯級(jí)帶和莫霍面深度陡變帶。此外,大地電磁測(cè)深結(jié)果(詹艷等,2013)揭示松潘-甘孜塊體上地殼10km以深有低阻層分布,龍門(mén)山下方為高阻體。不同的地球物理探測(cè)成果均揭示松潘-甘孜塊體、四川盆地及二者之間的龍門(mén)山構(gòu)造帶(龍門(mén)山斷裂帶)在地殼不同深度上存在明顯的速度、密度及電性差異,這是構(gòu)成該區(qū)深部孕震環(huán)境的物性基礎(chǔ)。

上述成果主要聚焦于地殼深部構(gòu)造特征研究,為分析龍門(mén)山斷裂帶南段的孕震環(huán)境奠定了重要基礎(chǔ)。還有一些學(xué)者利用地震反射資料(王夫運(yùn)等,2015; 馮楊洋等,2016; Luetal.,2017; 魯人齊等,2017,2022)對(duì)該區(qū)中上地殼的精細(xì)結(jié)構(gòu)及斷層分布特征進(jìn)行了研究。其中,魯人齊等(2022)基于已有的深、淺地震反射資料、余震重定位和震源機(jī)制解構(gòu)建了蘆山2次6.0級(jí)以上地震的空間三維斷層精細(xì)模型,認(rèn)為蘆山震區(qū)存在2套重要的滑脫層,具有分層滑脫變形(解耦)的特征:淺部滑脫層之上為疊瓦構(gòu)造,深、淺滑脫層之間為雙重構(gòu)造。

綜上所述,目前蘆山強(qiáng)震區(qū)地殼的深淺結(jié)構(gòu)及孕震環(huán)境等方面的研究成果豐富,但若要系統(tǒng)研判該區(qū)強(qiáng)震的發(fā)震機(jī)制及其動(dòng)力學(xué)過(guò)程,還需要對(duì)該區(qū)地殼淺部的物性結(jié)構(gòu)特征及其與深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程的映射關(guān)系開(kāi)展進(jìn)一步研究。已有研究表明,寬角反/折射探測(cè)法是獲取地殼物性參數(shù)的有效手段(嘉世旭等,2014; 王帥軍等,2015; 林吉焱等,2020; 田曉峰等,2020)。因此,本研究基于一條穿過(guò)蘆山強(qiáng)震區(qū)的深地震測(cè)深剖面,從中提取P波、S波初至波走時(shí)數(shù)據(jù),采用Zelt等(1998)提出的二維射線追蹤走時(shí)成像方法獲得了蘆山強(qiáng)震震源區(qū)及其鄰區(qū)的上地殼二維P波、S波和泊松比結(jié)構(gòu),并綜合該區(qū)已有的深部地殼探測(cè)成果、地震分布特征及其他地球物理地質(zhì)研究成果,聚焦于淺部構(gòu)造環(huán)境及深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程在上地殼的響應(yīng),對(duì)該區(qū)發(fā)生的M6～7強(qiáng)震的孕震環(huán)境和發(fā)震機(jī)制進(jìn)行了研究分析。

1 數(shù)據(jù)及方法

1.1 金川—蘆山—樂(lè)山深地震測(cè)深剖面概況

2013年蘆山MS7.0 地震發(fā)生后,為獲取震區(qū)的深部速度結(jié)構(gòu),研究其發(fā)震構(gòu)造,中國(guó)地震局地球物理勘探中心穿過(guò)蘆山強(qiáng)震區(qū)布設(shè)了一條長(zhǎng)約410km的金川—蘆山—樂(lè)山深地震測(cè)深剖面(圖1)。剖面整體走向SE,近垂直于龍門(mén)山斷裂帶,經(jīng)過(guò)蘆山強(qiáng)震區(qū)。剖面西北起自金川縣太陽(yáng)河鄉(xiāng)附近(坐標(biāo)為(31°41′25″N,101°46′30″E),剖面樁號(hào)50km),止于宜賓市王場(chǎng)鎮(zhèn)附近(坐標(biāo)為(29°05′40″N,104°39′15″E),剖面樁號(hào)460km)。

金川—蘆山—樂(lè)山深地震測(cè)深剖面采用稀疏相間的觀測(cè)方式,共布設(shè)268臺(tái)PDS-2型三分量地震儀。在龍門(mén)山斷裂帶附近進(jìn)行了加密觀測(cè),觀測(cè)點(diǎn)距約為0.8km,其余測(cè)段點(diǎn)距約為2km,以期獲得構(gòu)造轉(zhuǎn)化帶的精細(xì)速度結(jié)構(gòu)。根據(jù)探測(cè)目標(biāo)及地震波傳播特征設(shè)計(jì)金川—蘆山—樂(lè)山深地震測(cè)深剖面的觀測(cè)系統(tǒng),如圖2所示。剖面共設(shè)計(jì)8炮,各炮點(diǎn)的信息如表1所示。單炮藥量與探測(cè)目標(biāo)、炮點(diǎn)位置環(huán)境、激發(fā)條件密切相關(guān),單炮最大藥量為3.5t,最小藥量為1.0t。

表1 炮點(diǎn)參數(shù)一覽表

圖2 深地震測(cè)深探測(cè)剖面觀測(cè)系統(tǒng)

1.2 成像方法

本研究采用二維射線追蹤走時(shí)反演技術(shù)(Zeltetal.,1992)獲得測(cè)線下方的P波、S波速度結(jié)構(gòu)。該方法是一種可同時(shí)獲得二維速度和界面結(jié)構(gòu)的旅行時(shí)間反演技術(shù),其中模型參數(shù)化和射線追蹤方法適用于反演算法的正向步驟。由于正演步驟相當(dāng)于試錯(cuò)正演建模,因此該方法可適用于任何一組可進(jìn)行正演建模的旅行時(shí)間,而不需考慮觀測(cè)系統(tǒng)的幾何形狀或數(shù)據(jù)質(zhì)量。本研究使用RAYINVR(Zeltetal.,1992)軟件包進(jìn)行數(shù)據(jù)處理。

1.3 泊松比的計(jì)算方法

泊松比是反映介質(zhì)物理性質(zhì)的重要參數(shù),也是少有的除速度值以外能夠較為容易地通過(guò)地震波得到的重要物性參數(shù)之一。與速度值尤其是單一P波速度相比,泊松比更能反映介質(zhì)在應(yīng)力作用下的變形行為及巖性。大陸地殼主要由酸性巖(σ≤0.26)、中性巖(0.26<σ≤0.28)、鐵鎂質(zhì)的基性巖(0.28<σ≤0.30)3個(gè)端元組分按一定比例復(fù)合而成(Christensen,1996; Jietal.,2002)。本研究基于P波和S波速度,利用式(1)計(jì)算泊松比(戈革等,1983):

(1)

2 成像結(jié)果

2.1 震相分析

為了更好地顯示震相信息,我們用6.0km/s的速度對(duì)垂直分量的觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行折合,得到8炮的P波記錄截面,并對(duì)記錄截面進(jìn)行1～11Hz帶通濾波。同時(shí)對(duì)NS和EW分量的觀測(cè)數(shù)據(jù)用3.5km/s的速度進(jìn)行折合,分別得到8炮的S波記錄截面,并對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行1～6Hz的帶通濾波。對(duì)獲得的8炮記錄截面進(jìn)行綜合分析和研究,提取了Pg、Sg震相。研究認(rèn)為,Pg和Sg震相是結(jié)晶基底以下弱速度梯度層的折射波,追蹤范圍與上地殼的構(gòu)造特征密切相關(guān),其到時(shí)的超前和滯后由基底以上的沉積層厚度決定(嘉世旭等,1995)。

Sp1炮、Sp5炮、Sp7炮的P波、S波記錄截面如圖3所示。從圖中可以看出,位于剖面東南段的四川盆地,其Pg震相的追蹤距離約達(dá)70km,Pg波的折合到時(shí)達(dá)2s(Sp1炮,圖3a; Sp5炮右支,圖3b),Sg震相的追蹤距離達(dá)90km,Sg波的折合到時(shí)達(dá)4s(Sp1炮,圖3d; Sp5炮右支,圖3e),反映了四川盆地沉積層較厚的特征。位于剖面北西段的松潘-甘孜塊體,其Pg、Sg震相的追蹤距離明顯大于四川盆地,Pg震相可追蹤至130km(Sp5炮左支,圖3b),Sg震相可追蹤至100km(Sp5炮左支,圖3e),Pg波、Sg波的折合到時(shí)均<1s(Sp5炮左支,圖3b,e; Sp7炮左支,圖3c,f),反映了松潘-甘孜塊體的沉積層薄、地殼速度高。

圖3 部分炮點(diǎn)記錄的截面圖

2.2 構(gòu)建初始模型

根據(jù)已有的資料結(jié)果和對(duì)震相的分析,我們?cè)O(shè)計(jì)了二維射線追蹤的初始模型。模型的網(wǎng)格大小主要以炮點(diǎn)間距和該剖面已有的二維地殼速度結(jié)構(gòu)模型(王帥軍等,2015)為參考,速度初始值在參考已有信息的同時(shí)盡可能均勻簡(jiǎn)化。圖4為剖面上地殼P波參數(shù)化的初始模型。根據(jù)炮點(diǎn)間距將網(wǎng)格的橫向尺寸設(shè)置為4～20km不等,深度方向設(shè)置4個(gè)速度層,在剖面東側(cè)的四川盆地內(nèi)將P波速度依次設(shè)置為3.0km/s、3.7km/s、5.8km/s、6.0km/s,在剖面西側(cè)的松潘-甘孜塊體內(nèi)將P波速度依次設(shè)置為5.5km/s、5.7km/s、5.8km/s、6.0km/s。S波速度依次設(shè)置為3.0km/s、3.2km/s、3.3km/s、3.5km/s。

圖4 P波上地殼參數(shù)化初始模型

2.3 P波、S波二維速度結(jié)構(gòu)反演及結(jié)果分析

經(jīng)過(guò)反演迭代和擬合計(jì)算,P波和S波的走時(shí)均方根殘差分別降至0.511s和0.227s,卡方值分別為53.08和12.64。射線追蹤及數(shù)據(jù)擬合結(jié)果如圖5所示,可以看出,受炮間距影響,射線最密集、穿透最深的區(qū)域位于樁號(hào)250～300km之間。反演得到的上地殼P波、S波速度結(jié)構(gòu)具有較好的一致性(圖6)。位于剖面北西側(cè)的松潘-甘孜塊體上地殼具有較高的P波、S波速度,速度值分別大于5.2km/s和3.0km/s,出露地表基巖。位于剖面南東側(cè)的四川盆地上地殼存在明顯的分層現(xiàn)象,P波、S波速度的變化范圍分別為3.0～4.9km/s、1.6～2.4km/s。在樂(lè)山以東,各主要地質(zhì)層位的速度等值線幾乎平行并輕微上隆,構(gòu)造上位于川西南低緩陡褶帶內(nèi)(李國(guó)玉等,2002),威遠(yuǎn)頁(yè)巖氣和自貢鹽礦均位于該區(qū)域內(nèi)。在剖面的樂(lè)山—名山段,地殼淺部速度等值線整體向SE傾斜,構(gòu)造上位于川西低陡褶帶內(nèi)(李國(guó)玉等,2002),該區(qū)內(nèi)亦有氣田分布,但規(guī)模較小。在剖面中部名山—寶興之間的龍門(mén)山構(gòu)造帶內(nèi),地殼淺部速度等值線較陡,P波速度為4.0～5.4km/s,S波速度為2.1～3.0km/s,反映出該段在垂直構(gòu)造帶走向上存在由擠壓作用形成的構(gòu)造變形,這一特征與王林等(2016)綜合高分辨率遙感影像地質(zhì)解譯、DEM數(shù)據(jù)三維分析、1︰20萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查資料所得結(jié)果一致。剖面中部蘆山強(qiáng)震區(qū)的上地殼P波速度為5.5～6.0km/s,S波速度為2.8～3.45km/s,速度等值線呈“V”形,且西側(cè)等值線變化較陡,蘆山MS7.0 地震的余震也位于該區(qū)域內(nèi),反映了青藏高原地殼向四川盆地?cái)D壓過(guò)程中上地殼的變形特征。

圖5 上地殼P波(a)、S波(b)射線追蹤和數(shù)據(jù)擬合圖

2.4 二維泊松比分布計(jì)算

根據(jù)2.3節(jié)中得到的P波和S波速度,利用式(1)計(jì)算剖面下方的泊松比分布,結(jié)果如圖7所示。可以看出:剖面北西側(cè)松潘-甘孜塊體的上地殼泊松比整體偏低且變化不大,在0.24～0.25之間,地殼密度為2.6～2.7g/cm3(楊光亮等,2015,徐志萍等,2019)。根據(jù)已有的密度-泊松比關(guān)系分析結(jié)果(嵇少丞等,2007,2009; Ji,2010)可知,該值對(duì)應(yīng)的巖性為片巖、長(zhǎng)英質(zhì)片麻巖、花崗巖等,而該區(qū)地表出露巖體為黑云母閃石英二長(zhǎng)巖和斑狀黑云母花崗巖(胡健民等,2005),以酸性巖為主,分析認(rèn)為該區(qū)的低泊松比受巖性控制。位于剖面南東側(cè)的四川盆地泊松比整體偏高,在0.26～0.305之間; 樂(lè)山以東區(qū)域的泊松比>2.9,地表以下1500～2000m處的泊松比達(dá)3.2以上,位于川西南低緩陡褶帶內(nèi)(李國(guó)玉等,2002),威遠(yuǎn)頁(yè)巖氣和自貢鹽礦均位于該區(qū)域內(nèi),分析認(rèn)為該區(qū)的高泊松比與沉積地層傾角平緩且?guī)r石孔隙度較大、含氣有關(guān)。在剖面的樂(lè)山—名山段靠近樂(lè)山一側(cè)泊松比較小,在0.26～0.29之間,地質(zhì)上為向斜構(gòu)造,核部為第四系,兩側(cè)為白堊紀(jì)、侏羅紀(jì)地層(馬麗芳,2002),泊松比變化等值線分布與構(gòu)造一致; 靠近名山一側(cè)的泊松比較高,超過(guò)0.29。剖面中部龍門(mén)山構(gòu)造帶內(nèi)的泊松比在0.245～0.29之間,等值線變化復(fù)雜,地表既有沉積地層又有花崗巖出露(馬麗芳,2002),反映轉(zhuǎn)換帶內(nèi)構(gòu)造作用強(qiáng)烈且呈現(xiàn)出多期次的構(gòu)造活動(dòng)特征。在剖面中部龍門(mén)山構(gòu)造帶內(nèi)的沉積基底以下,上地殼的泊松比在0.24～0.34之間,等值線呈“V”形,且西側(cè)等值線變化較陡,泊松比<0.26,地殼巖性以酸性巖漿巖為主,在青藏高原向E的擠壓作用下,較處于相同溫度、壓力條件下的“V”形東側(cè)高泊松比區(qū)域更容易形成褶皺和推覆構(gòu)造,造成地殼厚度增加(嵇少丞等,2009),蘆山MS7.0 地震的余震也發(fā)生于該區(qū)域內(nèi)。

圖7 上地殼的泊松比分布圖

3 討論

3.1 蘆山強(qiáng)震區(qū)上地殼結(jié)構(gòu)特征分析

蘆山強(qiáng)震區(qū)位于龍門(mén)山斷裂帶南段,該區(qū)自印支期以來(lái)經(jīng)歷了多次構(gòu)造運(yùn)動(dòng),構(gòu)造變形強(qiáng)烈(宋春彥等,2009),是中國(guó)大陸晚第四紀(jì)構(gòu)造變形最強(qiáng)烈的地區(qū)(許志琴等,1992)。龍門(mén)山斷裂帶位于松潘-甘孜塊體和四川盆地之間的龍門(mén)山構(gòu)造帶內(nèi),基底為震旦紀(jì)地層,古生代、中生代地層較為完整,地層產(chǎn)狀較陡,局部出露巖漿巖,寶興雜巖體亦位于該區(qū)域內(nèi)(馬麗芳,2002)。上地殼的P波、S波速度和泊松比等值線走向受區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)控制,與地層產(chǎn)狀幾乎保持一致,近直立展布。金川—蘆山—樂(lè)山人工地震剖面的上地殼物性結(jié)構(gòu)顯示(圖6,7),剖面中部龍門(mén)山構(gòu)造帶下方的沉積基底表現(xiàn)出明顯的雙層結(jié)構(gòu),且速度和泊松比等值線形成“V”形特征,在深反射剖面上表現(xiàn)為無(wú)反射波組特征(王夫運(yùn)等,2015; 馮楊洋等,2016),且該區(qū)域內(nèi)高、低密度異常交替出現(xiàn)(楊光亮等,2015),局部有低阻體分布(Zhanetal.,2013),分析可能是不同期次構(gòu)造活動(dòng)所致。位于龍門(mén)山構(gòu)造帶兩側(cè)的松潘-甘孜塊體和四川盆地上地殼物性結(jié)構(gòu)差異明顯,松潘-甘孜塊體上地殼具有高P波、S波速度、高密度(楊光亮等,2015; 徐志萍等,2019)、高電阻率(Zhanetal.,2013)和低泊松比特征,表明在印度板塊擠壓作用下,與處于相同溫度、壓力條件下P波、S波速度較低和高泊松比的四川盆地相比更容易形成褶皺和推覆構(gòu)造(嵇少丞等,2009),造成地殼厚度增加。

上地殼地質(zhì)、地震構(gòu)造特征是研究深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程的重要窗口,跨龍門(mén)山斷裂帶南段蘆山強(qiáng)震區(qū)深地震測(cè)深探測(cè)剖面下方的上地殼物性結(jié)構(gòu)探測(cè)成果為研究區(qū)域地震構(gòu)造環(huán)境提供了依據(jù)。分析認(rèn)為:松潘-甘孜塊體下方上地殼高速、低泊松比(<0.26)、高密度(楊光亮等,2015; 徐志萍等,2019)、高電阻率(Zhanetal.,2013)結(jié)構(gòu)是青藏高原東北緣在印支期的造山活動(dòng)造成區(qū)內(nèi)震旦系—古生界強(qiáng)烈變形,三疊系西康群地層雙向收縮、地殼明顯增厚(趙永久等,2007)并經(jīng)歷多期次巖漿活動(dòng)的體現(xiàn)。而松潘-甘孜塊體與四川盆地之間的龍門(mén)山構(gòu)造帶內(nèi)速度、泊松比橫向變化梯度大,則是晚第四紀(jì)以來(lái)印度板塊和亞洲板塊碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)使得青藏高原東緣低泊松比地殼(王椿鏞等,2010)向堅(jiān)硬的揚(yáng)子地臺(tái)(高泊松比)擠壓進(jìn)而產(chǎn)生地殼垂向變形的直接證據(jù)。

3.2 蘆山強(qiáng)震區(qū)上地殼地震構(gòu)造環(huán)境分析

發(fā)生在金川—蘆山—樂(lè)山人工地震剖面中部龍門(mén)山斷裂帶南段的蘆山MS7.0 地震(下文簡(jiǎn)稱(chēng)蘆山地震)的地震序列重新定位結(jié)果(陳晨等,2013; 蘇金蓉等,2013; 張廣偉等,2013; 孫茁等,2014; Longetal.,2015; 趙榮濤等,2015; Luetal.,2017)顯示,主震的震源深度約為15km,余震的優(yōu)勢(shì)分布深度約為10～20km,地殼10km以淺余震較少,主要分布在龍門(mén)山斷裂帶下方蘆山以西的區(qū)域(圖6,7)。結(jié)合該區(qū)已有的地殼物性結(jié)構(gòu)特征(吳建平等,2009; 王椿鏞等,2010; Xuetal.,2010; 詹艷等,2013; Liuetal.,2014; 王帥軍等,2015; 王小娜等,2015; 徐志萍等,2019)認(rèn)為,余震分布不僅受區(qū)域斷裂構(gòu)造控制,同時(shí)也與地殼物性結(jié)構(gòu)密切相關(guān),蘆山地震的主震及其余震的優(yōu)勢(shì)分布區(qū)域均位于殼內(nèi)速度、密度、電阻率變化梯級(jí)帶內(nèi)高速、高密度、低泊松比和高阻體一側(cè)。以上現(xiàn)象可能與該區(qū)域內(nèi)上地殼更加堅(jiān)硬,且在印度板塊長(zhǎng)期擠壓作用下該區(qū)較其東側(cè)上地殼更為軟弱的四川盆地易于積累應(yīng)力,在強(qiáng)震發(fā)生后應(yīng)力釋放與重新調(diào)整有關(guān)。2008年汶川MS8.0 地震(以下簡(jiǎn)稱(chēng)汶川地震)同樣發(fā)生于龍門(mén)山斷裂帶上,距蘆山地震約80km,其余震沿龍門(mén)山斷裂帶走向分布約350km,震源優(yōu)勢(shì)分布深度為5～20km(劉巧霞等,2010)。該區(qū)已有的地殼物性結(jié)構(gòu)探測(cè)成果(詹艷等,2013; 嘉世旭等,2014; 徐志萍等,2019; Wangetal.,2021)表明,汶川地震的余震主要分布在上地殼高波速、低泊松比、高密度和高阻體區(qū)域。綜合分析蘆山和汶川2次逆沖型地震的上地殼構(gòu)造環(huán)境認(rèn)為,其在上地殼具有相似的物性結(jié)構(gòu)特征和區(qū)域構(gòu)造背景,余震分布均受地殼結(jié)構(gòu)控制,但由于2個(gè)地震之間存在低波速、高泊松比、低密度區(qū)域(徐志萍等,2019; Wangetal.,2021),阻止了汶川地震同震滑移的SW向發(fā)展和蘆山地震同震滑移的NE向發(fā)展,從而形成了2個(gè)地震區(qū)。

根據(jù)文本的計(jì)算結(jié)果可知:松潘-甘孜塊體的上地殼泊松比偏低,可塑性小,亦形成褶皺和推覆構(gòu)造,造成地殼厚度增加(嵇少丞等,2009); 四川盆地的上地殼多為層狀結(jié)構(gòu),泊松比較高,可塑性強(qiáng),易于產(chǎn)生橫向變形吸收應(yīng)力。因此,綜合分析蘆山強(qiáng)震區(qū)的上地殼地震構(gòu)造環(huán)境認(rèn)為:新生代以來(lái),在印度板塊擠壓作用下,青藏高原物質(zhì)向E運(yùn)移,在高原與盆地之間的龍門(mén)山構(gòu)造帶內(nèi),上地殼形成了逆沖推覆構(gòu)造帶和一系列規(guī)模、性質(zhì)不同的活動(dòng)斷裂(Leietal.,2009; 劉保金等,2009; Zhangetal.,2010; 徐錫偉等,2013)。同時(shí),中、下地殼應(yīng)力在斷層面附近不斷積累,是導(dǎo)致蘆山地震發(fā)生及其大部分余震在脆性上地殼中觸發(fā)的動(dòng)力學(xué)背景。

4 結(jié)論

本文基于過(guò)蘆山MS7.0 強(qiáng)震區(qū)的深地震測(cè)深剖面資料,提取了P波、S波初至到時(shí)數(shù)據(jù),采用二維射線追蹤走時(shí)反演技術(shù)(Zeltetal.,1992)得到了沿剖面上地殼淺部的P波、S波精細(xì)速度結(jié)構(gòu),計(jì)算了泊松比。結(jié)合蘆山地區(qū)已有的地質(zhì)、地球物理探測(cè)成果,綜合分析了蘆山強(qiáng)震區(qū)上地殼物性結(jié)構(gòu)與區(qū)域動(dòng)力學(xué)過(guò)程之間的關(guān)系,得到以下結(jié)論:

(1)松潘-甘孜塊體上地殼淺部的P波、S波速度較高,泊松比較低; 四川盆地上地殼淺部的P波、S波速度偏低,泊松比較高; 龍門(mén)山構(gòu)造帶內(nèi)為速度、泊松比強(qiáng)烈變化梯級(jí)帶。

(2)松潘-甘孜塊體上地殼高速、低泊松比(<0.26)特征可能是青藏高原東北緣在印支期的造山活動(dòng)使得震旦系—古生界地層強(qiáng)烈變形,同時(shí)三疊系西康群地層雙向收縮、地殼明顯增厚,并經(jīng)歷多期次巖漿活動(dòng)的直接體現(xiàn)。

(3)松潘-甘孜塊體和四川盆地之間的龍門(mén)山構(gòu)造帶內(nèi)速度、泊松比橫向變化梯度大,是晚第四紀(jì)以來(lái)印度板塊和亞洲板塊碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)使得青藏高原東緣低泊松比地殼(王椿鏞等,2010)向堅(jiān)硬的楊子地臺(tái)(高泊松比)擠壓進(jìn)而產(chǎn)生地殼垂向變形的直接證據(jù)。

(4)2013年蘆山MS7.0 地震的余震優(yōu)勢(shì)分布在殼內(nèi)高、低速和泊松比變化梯級(jí)帶高速且低泊松比的一側(cè),表明研究區(qū)的地震活動(dòng)不僅受區(qū)域斷裂構(gòu)造的控制,同時(shí)也與地殼淺部物性結(jié)構(gòu)特征密切相關(guān)。