2013年4月20日，四川省雅安市芦山县境内发生M_S7.0级强烈地震，主震及余震精定位的震源深度为13 km左右(赵博等，2013；吕坚等，2013)，震中位于龙门山断裂带南段，2008年5月12日的汶川M_S8.0级地震也发生在该条断裂带上，两次地震的震中相距仅为80多公里(陈运泰等，2013；徐锡伟等，2013；高原等2013)．地震发生后，国内外学者对该地震进行了空间定位、震源机制和震源破裂过程的研究(王卫民等，2013；刘成利等，2013；张勇等，2013).结果表明，芦山地震是发生在龙门山断裂带南端的一次逆冲型地震，这次地震在震源性质上与2008年汶川地震同为逆冲破裂(Zhang et al.，2009a).由于先后两次地震均发生在龙门山推覆构造带上，在时空展布、发震构造和震源机制等方面存在一定的关联性，因此，关于芦山地震是否为汶川地震强余震引起了很大的争议(徐锡伟等，2013；单斌等，2013；杜方等，2013；颜照坤等，2014).

随着时间的推移，新资料不断涌现，尤其是活动断裂研究、地球物理探测、GPS观测等方面新成果不断出现，这些成果对于进一步深入认识该区的构造变形、地震活动背景等都有着重要影响.但是，现有的研究由于受到资料本身的研究精度和技术手段的限制，难以精确地给出该区的壳幔速度结构模型(王椿镛等，2003a；徐涛等，2014).因此，通过跨青藏高原东南缘和四川盆地布设了一条金川—芦山—乐山人工地震剖面.利用多种计算方法及综合研究工作，重新构建该区的高精度的壳幔速度结构模型，不仅有助于进一步正确理解青藏高原的最新地壳变形过程及机制，科学评价该区未来的大震活动趋势，还可为区域国土合理规划与开发利用，以及重大工程建设的地壳稳定性评价提供更为可靠的基础数据(王运生等，2013).

芦山地震发生后，亟需全面了解青藏高原东缘地区大震活动的新构造与活动构造背景及成因问题(陈立春等，2013).在此背景下中国地震局迅速成立了科学考察指挥部，由中国地震局地球物理研究所牵头，设立了多个科考专题任务组，要求从多个方面查明地震发生的背景，其中人工地震探测任务组要完成一条长约410 km、通过芦山震区的宽角反射/折射剖面，获取穿过震区的高分辨二维地壳速度结构和发震区精细结构，探明芦山地震的发震构造、孕震环境及深浅部构造关系，构建芦山地震发震构造模型，探讨芦山地震深部动力学背景，分析和对比龙门山断裂带不同区段的深部结构和构造差异特征，研究芦山地震与汶川地震的发震构造关系，对芦山震区的地震活动趋势和地震危险性判定提供深浅部构造依据，并对地球物理其他方法(楼海等，2008)的研究带来更为精细的地壳速度结构模型作为参考、相互验证与补充(丁志峰等，2008；Bai et al.，2011； Robert et al.，2010)，这一研究不仅有助于深化认识地震破裂机制，对地震间相互触发和空间迁移或未来地震发展趋势等也有十分重要的科学意义.

研究区位于青藏高原的东南缘，是青藏高原现今地壳形变和地震活动最强烈的地区之一，在大地构造上是扬子地块、松潘—甘孜地块等多个微陆块体汇聚的地带，新生代期间经历了多期岩浆活动和强烈的构造变形作用，形成了众多规模与性质不同的断裂构造(Bai et al.，2010；Wang et al.，2009).进入新构造期间，特别是第四纪或晚第四纪期间，在印度板块与欧亚板块持续碰撞的动力学背景下，该区的地壳运动十分活跃，发育有众多规模、类型、活动性等各不相同的活动断裂(Lei and Zhao，2009；徐锡伟等，2013；刘保金等，2009；Zhang et al.，2010)，龙门山断裂带位于中国大陆中部南北地震带的中段，其东南侧为扬子准地台，西侧是松潘一甘孜地块.印支运动尤其是喜山期运动以来，伴随青藏高原的强烈抬升，发生了不同程度的大陆壳的相互碰撞、挤压，在龙门山前形成了一条以逆冲为主，走滑为辅的大型断裂带(石玉涛等，2009；孙长青等，2011；雷建设等，2009；Chen et al.，2013)，龙门山断裂带总体走向N45°E，倾向NW.自北西向南东，龙门山逆冲推覆构造带由3条西倾的主干断裂带组成，即龙门山后山断裂、中央断裂及前山断裂.每条断裂又分别由几个不同的段落组成.地质考察结果表明(石玉涛等，2009；孙长青等，2011)，这几条主断裂带自晚第四纪以来均显示由北西向南东的逆冲运动，并伴有显著的右旋走滑分量.在芦山地震发生的龙门山断裂带南段，叠瓦状次级逆断层发育.自西向东，排列着盐井—五龙、双石—大川、新开店、大邑、浦江—新津等几条NE向的断裂.其中，盐井—五龙断裂是主中央断裂的南段，双石—大川断裂属于前山断裂的南段，为龙门山构造带东南侧的边界断裂带.大邑断裂则是四川盆地内部的地表倾角较陡的隐伏断层.该区的新构造变形过程及其动力学机制、现今的活动构造变形样式、与大震活动关系等都是国内外地球物理学科领域极为关心的问题(Lei et al.，2008；Zhang et al.，2010).因此，在该区建立高精度的壳幔速度结构模型对于理解青藏高原东南缘地区现今地壳变形方式及其动力学机制、地震发生的背景都具有重要的意义(Xu et al.，2010；Wang et al.，2007).前人围绕上述问题，在该地区进行了大量的地震地质、地球物理等方面的工作(王椿镛等，2003a； Royden et al.，1997；Unsworth et al.，2005；Wei et al.，2001；Zheng et al.，2010；Zhang et al.，2009b；Yao et al.，2009)，这些工作对本研究提供了重要的参考.

研究区域地质构造十分复杂，多组深大断裂纵横交错.近年来，在该区域发生的多个中等强度的地震研究表明，地震的发生与该区的深大断裂带、复杂的壳幔过渡带、中上地壳高低速相间介质环境等密切相关，鉴于该区特殊的地震构造环境，一些研究者在该地区已经开展了大量的地球物理研究工作，为该区的深部物理场特性、地震孕育环境等提供了重要的深部资料，王椿镛等(2010)根据龙门山及其周边多个台站的宽频带远震记录，使用H-k叠加方法计算了该区的地壳厚度和波速比.结果表明该区域的地壳厚度总体变化是：从东向西增加，其中横跨龙门山断裂带的地壳厚度变化较大，松潘－甘孜地体北部和西秦岭造山带具有低泊松比，松潘—甘孜块体南部的上地壳物质向东运动，受刚性强度较大的扬子地台的阻挡，导致沿龙门山断裂带产生应变积累.当断层被地壳流体弱化，积累的应变能量快速释放，产生汶川M_S8.0地震；赵博等(2013)利用双差定位法对芦山地震主震及余震序列进行重新定位.结果表明，地震深度主要集中在10～20 km．余震序列沿近似NE方向分布，长约35 km.沿近NW剖面，余震大多分布在大川—双石断裂的SE方向．随着流动台站震相数据和余震数据的增加，重新定位得到的余震分布特征与断层构造产状相似；郑勇等(2013)借助全国地震台网连续波形数据，使用背景噪声层析成像方法和远震接收函数分析方法，获得了震区及其周边地区精细的S波速度结构和地壳厚度、泊松比分布情况，研究结果发现，龙门山断裂带两侧剪切波速度和地壳厚度有非常显著的差异;芦山和汶川地震均位于地壳厚度和波速结构变化剧烈之处，断层的破裂面和余震的分布均处于地震波横向速度梯度和地壳厚度的横向梯度跳变的地区;地震深度处于从均匀波速结构向非均匀波速结构过渡区域.为了更好地理解该地区的深部地球物理场特征，2013年，我们横跨芦山M_S7.0震源区实施了一条金川—芦山—乐山人工源宽角反射/折射地震探测剖面，为该区域的地震精确定位、地震孕育机制等提供深部速度模型.

研究剖面东南起宜宾市王场镇附近(其坐标为104°39′15″E，29°05′40″N，剖面桩号50 km)，由东南向西北依次经自贡市的古文镇、留佳镇、乐山市的土主镇、汉阳镇、仁美镇、张场镇、雅安市的车岭镇、新店镇、龙门镇、宝兴、永富、小金、名山县北、芦山县的龙门、宝兴、陇东、永富、小金、金川等地，剖面的终点位于金川县太阳河乡且斯都村附近(其坐标为101°46′30″E，31°41′25″N，剖面桩号460 km)，全长410 km(图 1).物探中心于2013年9月至11月完成了该条人工地震测深剖面的野外打井、炮点激发、观测点安置及数据采集等工作.

图 1

Fig. 1

图 1 剖面位置及地质构造图Fig. 1 Location of the seismic sounding profile and geological structures

该地震探测剖面穿过了不同的地形条件和地理环境，跨越了多条断裂构造带和不同的地质构造单元，沿剖面地形条件和地理环境比较复杂，基本上全部为山区地形，剖面的东南端大约100 km区段位于四川盆地.在280 km桩号以北测线基本上位于川西高原，海拔较高，一般都在2500～3500 m，局部地段达到4000 m以上；在280 km桩号以南地区基本上位于扬子块体，海拔一般在1000～2000 m，观测点基本上都是沿山路或者乡村小路布设，观测点背景噪声水平较低.

在长约410 km的剖面上总共布设了268台三分向PDS-2型地震仪器，观测点距采取了疏密相间的布设方案，观测点距在0.8～2.0 km之间变化，在断裂带及特殊构造部位附近点距适当加密为0.8 km，使得沿测线变化剧烈的地段，保证浅部结构能够很好地成像.在川西高原及四川盆地内部观测点距为2.0 km.根据地震波场信息对地壳与上地幔深、浅结构的有效反映和主要断裂构造带的控制，确定炮点位置.沿剖面共布置了8个炮点，各个炮点的具体参数见表 1，单炮药量的大小根据研究的目标、炮点所在位置周围环境情况、激发条件的不同和观测区间的大小而定，最大药量为3.5 t，最小药量为1.0 t，沿剖面8个炮点的激发和268台PDS-2型地震仪器的共同接收构成了较为完善的观测系统.

表 1(Table 1)

表 1 炮点参数表 Table 1 Table of shots parameters 炮点编号 桩号(km) 炮点坐标 药量(kg) 井深(m) 高程(m) 炮点位置 经度(°E) 纬度(°N) Sp1 154.85 103°48.3504′ 29°40.7993′ 2808 72.0 458 四川乐山市关庙乡板桥村 Sp2 231.56 103°12.0110′ 30°07.6891′ 2496 66.9 660 四川名山县车岭镇古城村 Sp3 246.55 103°03.7041′ 30°11.7632′ 1008 63.0 330 四川雅安市上里镇治安村 Sp4 263.73 102°54.0424′ 30°16.1171′ 1512 71.3 963 四川芦山县双石镇 Sp5 297.44 102°38.2783′ 30°28.2731′ 1200 61.3 1837 四川雅安市宝兴县隆东乡 Sp6 317.31 102°33.4495′ 30°40.1980′ 1992 70.5 2205 四川宝兴县永富乡中岗村 Sp7 342.54 102°26.2710′ 30°53.8400′ 1512 9.17 2732 四川小金县美沃乡双河村 Sp8 450.71 101°43.0905′ 31°39.8483′ 3504 62.7 3239 四川金川县太阳河乡

表 1 炮点参数表 Table 1 Table of shots parameters

对获得的野外探测数据用折合速度6.00 km·s^-1进行了折合(图 2—3)，(图 2—3中的纵坐标为折合到时，记录截面的横坐标为炮检距，右侧负炮检距对应测线的南东方向，横坐标正炮检距对应测线的北西方向)并对记录截面进行了2~12 Hz滤波，滤波后有效信号的信噪比大大提高，各组震相清晰、连续、能够可靠追踪与对比.根据获得的8炮记录截面的各组地震波震相特征进行了综合分析、研究，主要对比出了7组震相，它们分别为结晶基底以上强梯度带内回折波Pg、壳内反射波P₁、P₂、P₃、P₄、莫霍面强反射波Pm以及上地幔顶部回折波Pn.

图 2

Fig. 2

图 2 SP1炮点折合时间剖面图Fig. 2 Converted time sections of shot (SP1)

图 3

Fig. 3

图 3 SP7炮点折合时间剖面图Fig. 3 Converted time sections of shot (SP7)

通过对上述7组震相的走时拾取，利用WH、PLUCH等计算方法(Michel and Hirn，1980；国家地震局科技监测司，1988)求取了各波组的视速度、平均速度以及沿测线两个不同构造地质单元的大致地壳厚度及平均深度，这些参数为二维壳幔速度结构模型的构建提供了重要的参考和依据.

在获得一维壳幔速度结构模型的基础上，依据有限差分反演方法(段永红等，2002；徐涛等，2014)和WH反演得出的各炮点附近地表速度值，确定剖面结晶基底以上的浅部速度分布，壳内各层界面沿剖面起伏变化和层内速度变化可参照一维地壳速度结构模型参数，再综合考虑用其他方法所计算的结果以及研究区内已有的钻孔资料、浅部地震探测成果、地质资料、其他地球物理探测资料(徐锡伟等，2013；李德威等，2013；谢祖军等2013，郑勇等，2013；房立华等，2013)和实际地震观测资料的特征，综合设计出剖面的初始二维地壳结构模型(Wang et al.，2014；王帅军等，2007).利用改进后的深地震测深资料处理Seis程序包，对该剖面获得的8炮观测资料进行了二维非均匀介质中动力学射线追踪(Çerveny et al.，1997；Çerveny and Hron，1980；Çerveny and Pşençík，1984；Çerveny，1984)、 走时拟合的计算(徐涛等，2004；Xu et al.，2006，2010，2014；王夫运和张先康，2004)，经过反复正演计算，最终使理论走时、各波组的振幅特征与实测资料的记录特征达到了最佳的拟合，如图 4.与此同时，获得了沿剖面的地壳二维P波速度结构和构造模型(图 5).结果表明，在松潘—甘孜块体与四川盆地速度结构差异特征显著，我们把金川—芦山—乐山地震测深剖面所揭示的地壳结构分为上地壳、中地壳和下地壳三层.

图 4

Fig. 4

图 4 Sp1和Sp7炮的射线追踪(b)与走时拟合(a)图Fig. 4 Synthetic seismograms, ray tracing (b) and travel time fitting curves (a) for shots SP1 and SP7

图 5

Fig. 5

图 5 金川—芦山—乐山地震探测剖面二维速度结构图Fig. 5 2-D crustal section along Jinchuan-Lushan-Leshan seismic profile F1: Longquan mountain fault; F2：Jiangyou—Dujiangyan fault; F3：Maowen—Tianquan fault; F4：Xiaojin arcuate fault.

上地壳：C₂界面以上的部分为上部地壳，上地壳结构又分为三个亚层，G界面以上为第一亚层，G界面在四川盆地沉积盖层较厚，厚度在3.0～7.8 km之间变化.在松潘—甘孜块体盖层较薄，厚度在1.0～2.5 km之间变化.速度随深度的增加迅速加大，由近地表的4.70 km·s^-1变化至结晶基底底部的5.75 km·s^-1，可以看出，G界面以上为一强速度梯度层.第二亚层为G界面与C₁界面之间的层位，C₁界面在四川盆地内部缺失，上部地壳结构显示双层结构特征(Clark and Royden，2000).构造转换带以北逐渐出现C₁界面.在松潘—甘孜块体上部地壳结构显示三层结构.C₁界面深度大约为10 km左右，C₁界面之上为一弱的梯度层，之下为一低速层，其速度有0.10～0.20 km·s^-1的负跳跃，速度在5.80～5.90 km·s^-1之间变化，在两块体耦合位置地区下方速度等值线紊乱，反映了该区为强、弱速度梯度层的复杂结构，横向变化强烈.第三亚层为C₁界面与C₂界面之间的层位，C₂界面沿剖面由南向北逐渐加深，在两块体交界位置附近界面不连续，两侧速度结构差异显著，且向北有明显的陡变加深，C₂界面深度在16.0～19.8 km之间变化.

中地壳：C₃界面与C₂界面之间为中地壳，C₃界面的形态与C₂界面的起伏变化较为一致，层间速度在6.15～6.40 km·s^-1之间变化，在四川盆地该层速度高于松潘—甘孜块体0.05～0.10 km·s^-1，由上至下呈现随深度加深而增加的正梯度变化，速度变化相对较为缓和，只有在两块体交汇处显示出速度结构紊乱等特征，C₃界面在四川盆地埋深大约在26～28 km之间变化，在松潘—甘孜块体界面埋深大约在29～34 km之间变化，在两块体耦合位置附近界面显示不连续，由南向北呈现急剧加深趋势.

下地壳：C₃界面之下与M界面之间的层位为下地壳，在松潘—甘孜块体内部C₃至M界面之间有一C₄界面，该界面深度大约在42～48 km之间变化，该层位之间速度变化相对较小，由C₃界面下方的6.40 km·s^-1变化至C₄界面上方的6.50 km·s^-1，在构造转换带下方速度结构有局部低速块体存在，低于周围介质速度0.05～0.10 km·s^-1，该界面在构造转换带部位同样显示界面不连续和陡变特征，在松潘—甘孜块体下方下地壳显示双层结构特征，C₄界面进入四川盆地逐渐消失，下地壳在四川盆地下方显示单层结构特征.从获得的8炮记录截面上几乎都能看到较强能量和大振幅的PmP反射震相.从获得的二维剖面可以看出Moho界面变化较为剧烈，该界面埋置深度在四川盆地约为42 km，在青藏高原下方最深处达到了62 km，特别是在扬子与松潘—甘孜块体耦合部位Moho界面显示迅速加深8 km，陡变幅度较壳内其他界面大，在构造转换带内从上至下反射波显示能量弱、波形紊乱、界面不连续，也暗示该区域为应力汇集区和两大块体碰撞的脆弱带，芦山M_S7.0地震震源位置刚好位于构造转换带、高、低速结构变化剧烈区域.研究表明(王琼和高原，2014)强震往往发生在高低速变化剧烈、结构陡变地带内.Moho界面之上的速度在松潘—甘孜块体内速度值为6.60～6.70 km·s^-1，在扬子块体内速度为6.70～6.80 km·s^-1.沿剖面Moho界面显示出南浅北深的特征，Moho界面起伏变化特征与基底呈镜像关系.

总体来看，在四川盆地与松潘—甘孜块体的过渡带附近，显示出了速度结构紊乱、界面起伏变化明显的壳幔速度结构特征，这可能与该区段特殊的接触耦合关系及复杂的地质运动构造背景关系极为密切(滕吉文等，2014；高锐等，2004；吴建平等2001).

(1)从计算获得的二维壳幔速度结构模型可以看出，地壳速度结构在横向上存在明显的分区特征，构造转换带内速度结构显示低速异常，构造转换带两侧速度结构差异显著，扬子块体平均速度明显高于松潘—甘孜块体0.10 km·s^-1左右，地壳厚度由南向北逐渐加厚，其中在构造转换带附近为界面急剧变化带，且界面不连续.

(2)沿剖面基底在松潘—甘孜块体厚度较薄，在小金附近基底几乎出露地表，永富县附近最厚处约为2.5 km左右，四川盆地基底相对较厚，最厚约为7.8 km；上地壳速度结构变化较明显的区域位于松潘—甘孜块体下方C₂与C₁之间.有一负梯度速度结构体存在，速度变化在5.80～5.90 km·s^-1之间，低于周围平均速度的0.10～0.20 km·s^-1；深度范围为13～21 km，厚度大约8 km左右，赵博等(2013)利用芦山余震双差定位结果显示，芦山余震震源深度大多位于10～20 km之间，对应本剖面震源深度刚好位于剖面的高速和低速交接处.本文利用芦山地震122个3级以上的芦山地震余震在本剖面上的投影结果来看，主震及余震主要集中分布在本剖面的构造转换带内(图 5).研究表明，中等强度的地震往往发生在低速与高速相间的位置(王琼和高原，2014).从负梯度速度结构异常厚度来看，该层在青藏高原物质或者应力东向运移过程中似乎充当了一个滑脱面，并导致周边块体边缘及活动构造局部应力不断积累.

(3)上地幔Pn波在整条剖面上难以识别对比(Liang et al.，2004)，只在SP7炮点反映扬子块体下方的上地幔速度结构时显示出来，其他炮点均无Pn波震相表现，上地幔速度结构沿剖面两个块体下方变化较为明显，在扬子块体下方速度为8.00～8.05 km·s^-1，而在松潘—甘孜块体下方的速度为7.90～7.95 km·s^-1.扬子块体上地幔顶部速度高于松潘—甘孜块体，从金川—芦山—乐山地震探测剖面的结果显示四川盆地的刚性特征强于松潘—甘孜块体的尺度至少延伸到上地幔上部.暗示松潘—甘孜块体下方上地幔物质活动性较扬子块体下方明显活跃的特征.

(4)研究区二维壳幔速度模型结果显示，沿剖面分别在150、260、280 km及300 km桩号附近二维速度等值线较为紊乱、壳内界面起伏变化明显，这一现象刚好与地质结构图上的龙泉山断裂、江油—都江堰断裂、茂汶—天全断裂及小金弧形断裂位置相互吻合.断裂的具体深度范围、倾角及倾向等有待进一步的工作研究.该区是我国强震多发地区之一，从芦山7.0级地震发生的地质构造背景看，该地区的现代地震构造受控于近南北向的区域构造应力场和东西向的局部应力场，二维模型结果显示在芦山地震震中位置附近大约在13.0～14.0 km左右速度结构发生较大的逆转，具备了强烈地震发生的深部介质条件，因此，芦山M_S7.0地震的发生可能是龙门山断裂带西南段上应力的一次突然释放.

致谢 高信噪比的地震数据是后续解释工作的基础和保证.物探中心野外工作人员在数据采集过程中克服了种种困难，三位匿名审稿专家对本文提出了具有建设性的意见和建议，在此一并表示感谢.另外，谨以此文向中国地震局地球物理勘探中心成立60周年献礼！