2018, Vol. 38
对2013-04-20四川芦山MS7.0地震的研究显示，其破裂过程相对简单，自起始点向地表快速发展，呈双侧破裂特征，尺度不大；震中附近没有显著的滑动分量，发震断层可能是龙门山断裂带南段的隐伏断裂[1]。龙门山地区强烈的地震活动和现代构造变形一直是地学界研究的焦点。为了研究松潘-甘孜地块与四川盆地西部及其相邻地区深部构造背景和动力学特征, 先后开展了多次人工地震研究。1986年在龙门山中段完成两条人工地震观测剖面, 得到四川盆地和青藏高原东部地壳介质速度结构特征[2]。2000年在龙门山南端沿30°N线完成长约550 km的竹巴龙-资中人工地震剖面，取得较精细的四川盆地和川西高原的速度结构图像[3]。2008年汶川地震后，穿过汶川震区布设的遂宁-汶川-阿坝剖面获得了可靠的野外观测资料，取得沿剖面较精细的壳幔二维速度结构与构造特征等[4]。
2013年通过震区跨四川盆地和松潘-甘孜褶皱带的东南缘实施完成宜宾-金川高分辨宽角反射/折射剖面的探测工作。本文对该剖面获得的8炮Pg波走时数据, 采用有限差分走时[5]和时间项[6]两种反演方法, 得到研究区沿剖面的上地壳上部速度结构和结晶基底顶面形态图像, 探讨该区结晶基底速度结构特征和基底界面形态变化与芦山地震的关系。
1 区域地质构造概况和剖面位置宜宾-金川高分辨地震宽角反射/折射剖面穿过四川盆地的西南部和松潘-甘孜褶皱区的东南部, 海拔从四川盆地的500 m左右, 变化到松潘-甘孜地块东南部的4 000 m以上。松潘-甘孜褶皱区属新构造运动强烈隆升区, 沿线的地质构造及地貌十分复杂。剖面自南向北穿过龙泉山断裂、名山-成都断裂和龙门山断裂构造带，包括雅安-崇州(山前断裂)、双石-大川(前山断裂南段)、宝兴(茂文-天全断裂南段)、五龙(中央断裂南段)、陇东-耿达(后山断裂南段)、永富和小金弧形等断裂构造[7](图 1)。作为巴颜喀拉地块和扬子地块的分界带, 松潘-甘孜造山带和四川盆地的相互作用是诱发地震的主要因素[8]。
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图 1 芦山震区地震探测剖面位置与地质构造 Fig. 1 Seismic sounding profile and geological structures in Lushan earthquake zone |
研究表明[9-10], 龙门山构造区两侧电性结构、重力场、应力场、介质衰减结构和P波速度分布等都发生强梯度变化, 龙门山断裂带的两侧地壳厚度变化比较明显, 东侧四川盆地到西侧的巴颜喀拉地块地壳厚度从42 km左右变化为60 km左右。
2 观测系统和数据资料宜宾-金川剖面长约400.0 km，沿剖面分别在154.85 km(SP1)、231.56 km(SP2)、246.55 km(SP3)、263.73 km(SP4)、297.44 km(SP5)、317.31 km(SP6)、342.54 km(SP7)和450.71 km(SP8)桩号8个炮点进行井下组合爆破激发，炸药量800~2 500 kg。在剖面中部的芦山震区、盆山过渡带附近以及龙门山逆冲推覆构造带，将炮距和点距适当加密, 在剖面的东南和西北两端将点距适当加大(图 1)。野外观测使用PDS-1、2三分量短周期数字地震仪(图 2)。
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图 2 芦山地震区深地震探测剖面观测系统 Fig. 2 Observation layout of deep seismic sounding profile |
从观测系统看, 200.0~350.0 km桩号(芦山震区、盆山交接带附近及龙门山逆冲推覆构造带)区域内Pg波多次追逐和相遇, 形成多次覆盖和交叉采样, 点距为600~800 m，炮检距为15.0~33.0 km(表1)。该区域两侧的点距为2.0~2.5 km, 8炮共获得近800个Pg波走时数据。
2.2 Pg波震相特征Pg波是来自上地壳顶部或基底面的首波(或回折波)。从折合记录图像看，Pg波是一组优势波组, 表现出震幅大、震相清晰、可连续追踪对比的波组特征。
Pg波折合走时的变化反映了基底以上覆盖层速度和基底深度的变化, 直接反映了沉积(或风化)层、基底以及构造的速度分布特征。在沉积盆地地区, 基底以上覆盖层较厚, Pg波折合走时曲线相对滞后、视速度较低；在隆起区，基岩(基底)出露地表, Pg波折合走时曲线相对超前、视速度高；通过断裂构造时, Pg波折合走时曲线会出现突然上升和下降(图 3)。
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图 3 宜宾-金川剖面Pg波记录截面 Fig. 3 Record sections of Pg wave for seismic sounding profile |
图 3显示, SP1~SP4的4炮中7个分支的Pg波震相可连续追踪至70 km左右, 随着炮检距由小变大, 视速度值逐渐变大, 在距炮点25 km左右Pg波的视速度值接近或达到6.00 km/s。记录截面上显示折合走时明显滞后, 在零线以上1.0~2.0 s之间变化, 显示了四川盆地内沉积盖层厚的结构与构造特征, 不同区段沉积盖层厚度有较明显变化。
SP4炮右支、SP5、SP6炮左右两支和SP7炮左支Pg波震相反映了四川盆地与青藏高原之间盆山构造带上地壳顶部的结构特征。记录截面显示, 4炮6支的Pg波可连续追踪至80 km左右, 最远可达100 km以远, 视速度在距炮点20 km左右就达到6.00 km/s。折合走时在0.4~0.8 s之间变化, 表明该地段覆盖层的厚度与盆地相比逐渐减薄, 仍有一定厚度的沉积层存在。
SP7炮右支和SP8炮Pg波折合走时接近零线, 在零线以上0.1 s左右变化, 可连续追踪至炮点100 km以远, 视速度在距炮点10 km附近达到6.00 km/s，反映了剖面北段覆盖层逐渐消失、基底埋深逐渐减浅甚至出露地表的结构与构造特征。
3 有限差分走时反演获取的结晶基底速度结构为提高结果的可靠程度，使用有限差分和时间项两种方法反演芦山震区的基底深度结构和界面形态，并将结果进行对比。
3.1 有限差分走时反演该剖面8炮共获得近800个Pg波走时数据。根据Pg波走时特征, 参考本地区其他地质、地球物理资料, 建立初始模型(图 4(a))。考虑到近炮点拾取的走时可能不是首波到时, 通常不考虑距炮点0.0~20.0 km(根据覆盖层厚薄或视速度是否达到6.0 km/s确定)拾取的Pg波到时。反演过程中, 模型网格间距为0.5 km, 经过30次反演迭代, 均方根走时残差从0.40 s变化到0.06 s。
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图 4 宜宾-金川剖面Pg波有限差分方法反演结果 Fig. 4 Basement inverse result for Yibin-Jinchuan profile using finite difference method ★芦山地震投影位置。F1：龙泉山断裂；F2：名山-成都断裂；F3：雅安-崇州断裂；F4：双石-大川断裂；F5：宝兴断裂；F6：五龙断裂；F7：陇东-耿达断裂 |
图 4(b)、图 4(c)分别为有限差分过程中沿剖面的射线覆盖图和走时拟合图。可以看出, 地震射线的反演深度10.0 km左右, 射线覆盖密度最高超过90次。由于各种因素的影响, 沿剖面射线覆盖密度存在较大差异。反演过程中将对某一网格点及周围网格点的速度进行插值和光滑处理, 因此地震射线没有覆盖的地方其速度结构也可以作为参考。图 4(a)中白色虚线以上为射线覆盖区域, 介质速度是可靠的。还可以看出，5.80 km/s速度线上下速度梯度明显不一样, 可以把5.80 km/s速度线看作是基底的顶面。
3.2 基底速度结构图 4(a)显示, 50.0~130.0 km桩号范围内, 地表速度约为4.70 km/s, 向下加深, 介质速度逐渐增大；速度梯度变化不明显, 大约在5.0 km深度、速度增加至5.80 km/s时, 再向下速度梯度明显减弱。130.0~190.0 km桩号(龙泉山两侧区域)地表速度相对较低, 在3.70~4.50 km/s，自上而下呈正梯度增加, 速度等值线相对两侧较密，并伴有较明显的起伏，在160.0 km桩号附近出现突然的下凹趋势。190.0~215.0 km桩号之间地表速度相对较大, 约在4.50~4.70, 向下逐渐加深至6.5 km左右时速度逐渐增大至5.80 km/s左右。
从地质构造图上可以看到有多条大断裂(或深大断裂)穿过芦山震区。图 4(a)显示, 芦山震区附近上地壳顶部速度分布横向变化强烈, 速度等值线局部出现突然的上升或下降, 速度梯度出现明显的局部增强或减弱。桩号215.0~275.0 km之间地表速度相对较低, 在4.00~5.20 km/s之间变化, 随深度增加而增大，速度等值线突然出现不均匀的上隆和下凹，疏密程度也呈不均匀展布。自250.0 km桩号左右向左，等值线几乎呈直立状并逐渐加密，基底埋深(地表以下)从250.0 km桩号的9.0 km左右变化至275.0 km桩号的3.0 km左右，该区域与两侧相比呈相对低速。到275.0~300.0 km桩号之间地表速度明显增高, 在5.20 km/s左右变化, 从地表向下到2.0 km深度速度增加至5.80 km/s，该区域相对高速；再向大桩号方向到350.0 km桩号之间地表速度较高, 在5.30 km/s左右变化, 向下延伸近地表区域呈正速度梯度变化, 随深度增加局部出现速度逆转，形成低速体或低速条带(纵向)，基底埋深深浅不一，该区域相对低速；向大桩号方向基底埋深趋于清晰, 在地表以下1.5~3.0 km之间变化，地表速度约为5.00~5.30 km/s，金川附近下方有一明显的低速条带(纵向)由基底向下延伸，深度(海拔)为3.0 km左右。
总体上看, 沿剖面基底的埋深(如果认为5.80 km/s速度线是基底面)和速度等值线起伏变化在大于200.0~270.0 km桩号地区下方出现强烈的上隆和下凹, 速度梯度也出现局部的陡然增强或减弱, 证实该地区剧烈的构造活动特征。图 4(a)中270.0 km桩号两侧出现强烈的速度变化，显示出不同地质构造单元，可能是岩性不同、微裂隙的存在、熔融物质的侵入和活动断裂的发育造成速度结构上的差异。找到结晶基底上下介质结构的横向差异, 就可以推测深部断裂的发育和延伸状况。通常断裂在速度分布图像上显示为纵向的低速条带或者横向速度陡变带[12]，依此推测了F1~F9共9条断裂的存在和深部影响。
4 时间项方法获得的基底界面形态采用时间项方法反演获得8炮Pg波走时资料(隆起区炮检距大于10.0 km, 盆地区炮检距大于15.0 km), 得到该剖面基底界面形态图像(图 5)。上覆介质的平均速度参考一维反演的深度-速度函数结果和图 4a中速度分布情况, 然后分段选取不同的速度值, 通过反演得到了P波沿基底面滑行的速度为5.82 km/s。
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图 5 宜宾-金川剖面Pg波时间项反演结果 Fig. 5 Basement depth obtained by inverting Pg wave time terms ☆是芦山地震投影位置；F1：龙泉山断裂；F2：名山-成都断裂；F3：雅安-崇州断裂；F4：双石-大川断裂；F5：宝兴断裂；F6：五龙断裂；F7：陇东-耿达断裂 |
图 5显示，沿剖面基底界面形态起伏变化剧烈。剖面东南段的四川盆地地区, 基底界面埋深约5.0~8.0 km, 其中150.0~250.0 km桩号之间地区基底深度明显加深, 在6.0~8.0 km之间变化, 有较明显的起伏现象, 表现出四川盆地挤压构造的形态特征；250.0 km桩号西北方向进入芦山震区, 基底埋深从8.0 km陡然抬升至300.0 km桩号附近的不到1.0 km, 并出现局部突跳现象；继续向西北至310.0 km桩号附近, 基底埋深又突然下降近4.0 km；到350.0 km桩号附近, 基底埋深逐渐隆升至1.0 km左右，局部出露地表，表现出龙门山逆冲推覆构造活动的形态特征。
图中F2~F4位置是基底形态变化最明显的位置, 也是地震发生的位置。这些位置分别对应地表的名山-成都断裂(龙门山山前断裂)、雅安-崇州断裂(龙门山前山断裂)、双石-大川断裂(龙门山中央断裂)。
图 5中基底的形态特征与图 4(a)中5.80 km/s速度线形态特征相似度很高, 局部的上下起伏也基本一致, 只是个别地方的起伏强度略有差异，利用结晶基底顶部界面的形态和结晶基底速度结构横向非均匀变化特征解释的基底断裂或超基底断裂的结论一致性较好。
5 结语龙门山前山、中央和后山3条断裂为一条明显的地质构造分界带(线)，该分界带两侧的松潘-甘孜地块和成都平原基底速度结构特征存在明显差异，龙门山南段西侧川西高原地区地震波P波速度较高，横向速度等值线上下起伏变化明显，表现为强烈的横向非均匀特征，与该区域的地形地貌特征存在较好的对应关系，反映了松潘-甘孜地块新生代以来经历了强烈隆升和挤压变形特性；龙门山南段东侧扬子地块西缘的成都盆地沉积盖层较厚，地震波P波速度最低处小于4.0 km/s，呈现出地台区沉积盆地的结构特征，与成都平原晚古生代至中生代以来长期稳定沉积的构造特征一致[13]。
在龙门山断裂带南段，该区相对西侧的川西高原地区地震波P波速度稍低，由东向西带内呈比较强烈的正速度梯度变化，并且低速条带有穿过基底向下延伸的迹象，这一特点与徐朝繁等[14]获得的龙门山中段及其邻近地区上地壳细结构结果有差异，表明龙门山断裂带新生代以来经历的两期变形叠加序列和后期单调冷却的隆升剥露过程在中段和南段形成了变形差异[15]。
芦山地震发生在该冲断带的南段, 主震及大量余震主要分布在雅安-崇州断裂和双石-大川断裂之间位置, 填补了地震空区。资料显示，龙门山南段分布有大范围的花岗岩, 可能与两条自西向东涌动的下地壳流在这个地区向上挤出有关, 这两条下地壳流变体的向上挤出运动很可能就是芦山地震的动力来源[16]。
另外，龙门山南部地区的山前发育多条断裂(F1、F2和F3)和褶皱区, 这些断裂断层很可能在地下通过滑脱面连接, 从而分散、分解龙门山仰冲产生的应力, 使得该地区不易发生汶川一样的大震[16]。有限差分走时反演获得的速度结构显示，名山-成都断裂、雅安-崇州断裂、双石-大川断裂对应相对低速并有迹象向深部发展，表征基底界面的速度线(5.80 km/s)变化强烈，有基底被破坏的痕迹，3条断裂有向地壳深部延伸的趋势。根据芦山地震震中位置推测，可能与地震造成的深部岩层破碎有关，芦山地震很可能是隐伏发震断裂在传送龙门山仰冲应力过程中在断裂的某个位置积蓄了应力、又在某个薄弱位置释放能量的结果。
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