龙门山位于我国南北地震带的中段，龙门山断裂带南起泸定，向北东延伸经宝兴、映秀、汶川、北川，至南坝、茶坝插入陕西境内，纵贯整个龙门山，长约560 km，宽约30~50 km，呈北东向展布.龙门山地区的强烈褶皱现象和地形地貌特征表明这里曾经是一条规模巨大的地震活动带.该断裂带具有典型的逆冲推覆构造特征，自西向东分别发育有茂县—汶川断裂(龙门山后山断裂)、北川—映秀断裂(龙门山中央断裂)和安县—灌县断裂(龙门山前山断裂)，又以安县和都江堰为界分为北、中、南三段(图 1).自1657年(清顺治十四年)爆发有记录以来最大的6.2级地震，此后的300年间龙门山断裂带再未发生过6.0级以上的地震，这说明了龙门山断裂带的地震活动频率低且强度不大.然而，随着2008年汶川8.0级地震的发生，说明了地震活动频率低、强度小的断裂也具有孕育大地震的能力(李勇等，2009).近年来，龙门山断裂带一直被国内外地质学家和地球物理学家们所关注(李智武等，2008；雷建设等，2009；Zhang et al.，2010； Cui et al.，2014).由于地震的发生与地壳深部的构造活动有着密不可分的关系(张培震等，2013)，所以对活动断裂与地下结构的研究也日益受到重视.

图 1

Fig. 1

图 1 龙门山断裂带展布及其邻区构造单元划分略图(改自 陈国光等，2007) F1.龙门山后山断裂：1-1.耿达—陇东断裂、1-2.茂县—汶川断裂； F2.平武—青川断裂； F3.龙门山中央断裂：3-1.盐井—五龙断裂、3-2.北川—映秀断裂、3-3.北川—临庵寺断裂； F4.龙门山前山断裂：4-1.大川—双石断裂、4-2.安县—灌县断裂、4-3.江油断裂； F5.山前隐伏断裂； F6.虎牙断裂； F7.岷江断裂； F8. 擂东断裂. Fig. 1 Faults and tectonic units around Longmensgan fault zone(modified from Chen at al.，2007) F1. Back-range fault of Longmenshan，1-1 Gengda-Longdong fault，1-2 Maoxian-Wenchuan fault； F2. Pingwu-Qingchuan fault； F3. The mid-range of Longmenshan Fault Zone，3-1 Yanjing-Wulong fault，3-2 Beichuan-Yingxiu fault，3-3 Beichuan-Linansi fault; F4. The front-range of Longmenshan Fault Zone，4-1 Dachuan-Shuangshi fault，4-2 Anxian-Guanxian fault，4-3 Jiangyou fault; F5. Potential faults of front maintain; F6. Huya fault; F7. Minjiang fault; F8. Longdong fault.

从20世纪80年代以来，众多学者利用各种手段，如区域地质调查、卫星遥感、航磁、物理模拟、数值模拟和地震勘探、重、磁、电法勘探等对龙门山断裂带及其邻区的地质地貌(张培震等，2008)、活动构造(邓起东等，1994；陈浩和李勇，2013)、上地壳结构构造(Lu et al.，2012)、壳幔结构(王椿镛等，2008；王绪本等，2008)等方面开展了大量研究，结果显示：川西高原的平均地壳厚度为60~65 km，地壳的平均P波速度为6.25~6.3 km·s^-1，并且在10~20 km深度范围内发育P波低速层；四川盆地的平均地壳厚度为45~50 km，P波速速为6.45~6.5 km·s^-1，地壳范围内不发育P波低速层(王椿镛等，2003).另外该区的布格重力异常和密度剖面显示(楼海等，2008)：在上地壳、中地壳、下地壳和地幔顶部，四川盆地均为高密度区，盆地下方存在高密度物质，表明四川盆地是一个坚硬的块体；松潘—甘孜地块均为低密度区，表明下方物质相对较软，容易发生流动，龙门山断裂带则位于密度较高的一侧.上述研究结果为分析研究该区的深部结构和构造提供了重要信息，但这些成果主要揭示了龙门山断裂带及其邻区的宏观特征，缺乏对龙门山断裂带深部结构的精细刻画，另外，对龙门山断裂带南段活动断裂的研究也相对较少，如有地表地质(李智武等，2008)、速度结构(雷建设等，2009)、人工地震剖面解译(Jia et al.，2010)等少量文章和芦山地震后学者们对此次地震发震断层的研究(曾祥方等，2013；徐锡伟等，2013).为了研究龙门山断裂带南段(特别是芦山地区)的上地壳精细结构和构造特征，本文通过震后过震中位置布设的深反射地震剖面，结合地质剖面和震源机制解等信息，讨论该区的近地表活动断裂和上地壳精细结构，为认识龙门山断裂带南段的构造形态提供有利的证据.

四川盆地西北缘的龙门山山脉，横恒于青藏高原和四川盆地之间，是四川盆地与川西高原的分界带.从东到西分别是山前冲击平原(海拔约500 m)、高山地貌(海拔2000~5000 m)和高原地貌(海拔4000~5000 m)，为当今世界上坡度最陡的高原边界.本次实施测线工区地表海拔高程在575~1645 m之间，总体地势西北高东南低.

龙门山断裂带及其邻区的构造单元可划分为四个部分(见图 1)：(1)松潘—甘孜褶皱带，由晚三叠世复理石浅变质砂板岩和千枚岩组成，构造线方向为北西，在平武—青川形成推覆构造；(2)龙门山逆冲推覆构造带，位于茂县—汶川—陇东断裂和北川—映秀—小关子断裂之间，中三叠世前为扬子古板块的被动大陆边缘，印支运动期后才发育成逆冲推覆构造；(3)龙门山前缘滑脱拆离带，位于北川—映秀—小关子断裂和安县—都江堰—双石断裂之间，也称龙门山前山带，该带滑覆体构造发育，北段有唐王寨滑覆体，中段有彭灌飞来峰，南段有金台山等滑覆体；(4)川西前陆盆地，由中—新元古界的花岗质杂岩和褶皱带组成硬性基底，沉积盖层厚7~11 km，断裂和褶皱不发育(孙玮等，2009).龙门山地区构造埋深较深，地层发育较齐全，自下而上分别为三叠系、石炭系和第四系，断裂发育，受三条大断裂的影响，地层破碎严重.工区西北部群山起伏，地形切割严重，属盆周高山区，受大地震影响，山区地表垮塌、疏松、破碎现象严重.

本文实施的深地震反射剖面位于龙门山断裂带的南段(见图 2中AB)，测线距雅安最近距离约16 km，主要涉及名山县、芦山县、宝兴县3个县，7个乡镇.剖面方向为NW—SE向，其长度为42 km.测线从南往北依次穿过前进乡、城东乡、碧峰峡镇、中里镇、上里镇、龙门乡和双石镇等，其中双石镇为2013年4月20日芦山地震的震中位置.剖面自西向东跨过的断裂主要有双石—大川断裂、广元—大邑断裂等.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区地质概况及勘探测线位置 F1.双石—大川断裂；F2.关口隐伏断裂；AB为地质剖面和深反射地震剖面位置. Fig. 2 Geology and location of deep seismic profile in research region F1. Shuangshi-Dachuan fault; F2. Guankou fault，AB is location of geological and deep seismic profiles.

根据对以往资料的分析研究，结合工区地表、地下深层地质结构特点，并考虑到复杂的地形条件等因素对资料品质的影响，我们确定了道间距20 m、炮间距100 m、1000道接收、覆盖次数在60~100次的观测系统.激发参数经试验后，在平原区，采用2口组合井，激发孔深8 m，激发药量8 kg；山体区的双井激发效果整体好于单井激发，采用2口组合井，激发孔深15 m，激发药量8 kg；每隔500 m布设一个中炮，采用2口组合井，激发孔深15 m，激发药量20 kg.沿沟砾石区由于成井困难，根据具体地形情况选用3口组合井孔深6 m、4口组合井孔深6 m或5口组合井孔深6 m，总药量16 kg激发.地震波接收使用了30DX-10Hz型检波器，采用圆形面积组合，组合半径1 m，组合高差在平原地区为ΔH≤1 m、山区为ΔH≤3 m.野外采集使用428XL数字地震仪和FDU-428采集站，仪器前放增益12 dB，采样间隔2 ms，记录长度30 s.采用上述工作方法和技术措施，保证了采集质量，获得了高质量的原始资料，为后续处理解释打下了良好基础.

为研究中上地壳结构特征，我们对所采集的数据前8 s进行了处理，处理流程包括数据输入、格式解编、原始单炮品质分析、观测系统定义、静校正、地表一致性振幅补偿、地表一致性反褶积、精细速度分析、动校正、剩余静校正、叠加、叠后去噪、叠后时间偏移.地震资料的常规处理流程如图 3所示.

图 3

Fig. 3

图 3 地震资料处理常规流程 Fig. 3 Flow chart of seismic data processing

由于本区地表高程变化剧烈，地表相对高差变化大，表层结构和出露岩性多变，导致本区资料反射较弱，信噪比整体偏低，因此本次处理将重点放在静校正和叠前去噪方面.静校正技术是资料处理尤其是复杂山地资料处理当中非常关键的一步，因此做好静校正尤为重要.在本区的静校正工作上，分别对高程、层析、折射这三种静校正方法进行了对比，层析静校正量效果明显，所以本区基准面静校正方法采用了层析静校正方法.采用非地表一致性剩余静校正的方法，资料品质得到了明显的改善，在很大程度上解决了剩余静校正问题.针对本区噪声的发育特点，利用叠前多域去噪技术提高资料的信噪比，在压制方法上，采用组合去噪技术(分频压制去噪、线性去噪、叠后随机去噪).由于本区的地下地质结构复杂、构造起伏较大，而速度对于成像的好坏有着很大的影响，此次处理我们对叠加速度进行了反复分析，发现工区南部的速度变化趋势较缓，地震资料品质较好，变化比较缓慢，速度易于解释.但在北部，速度变化较为剧烈，相对工区南部来说，反射比较杂乱，速度多解性很大.采用了常速扫描来提高速度分析精度.通过地表一致性反褶积和预测反褶积，使噪声得到了进一步的压制，子波一致性更好.最后，针对本区资料信噪比较低、构造较为复杂的特点，此次处理中，在偏移成像方面采用了叠后时间偏移技术.通过常速扫描掌握全区速度变化规律，变速扫描微调改善成像精度；最终道集及叠加通过RNA进一步压制随机噪声；叠后偏移保证断裂空间归位.经过偏移后，绕射波收敛效果较好、成像更加准确.

在处理的过程中充分发挥人机交互处理的便捷、灵活、有效的试验和质量控制手段，与地质解释人员紧密结合，通过各种处理方法对比试验，合理搭配，优选参数，取得波组特征清晰、信噪比较高、分辨率较好、构造合理的二维处理水平叠加、叠后时间偏移成果.本项研究获得的深反射地震叠加时间剖面如图 4所示.

图 4

Fig. 4

图 4 研究区深地震反射叠加时间剖面 Fig. 4 Stacked time section of deep seismic reflection profile in study area

图 5是将时间叠加剖面通过深地震反射特殊处理(陈志德等，2003)后得到的能量剖面及对剖面进行初步解释的结果，剖面中包含了壳内不同深度的丰富反射信息，揭示了研究区内上地壳结构的基本轮廓.下面根据剖面中反射波组的特征对研究区的地壳结构和构造情况进行详细分析解释.

图 5

Fig. 5

图 5 研究区深地震反射能量剖面及初步解释 Fig. 5 Preliminary interpretation of deep seismic reflection profile

由图 5的深地震反射能量剖面可以看出，本区地下结构大约以双程到时5.0~6.0 s的反射带R_c1 为界，具有上下明显不同的反射结构特点，表明在不同深度范围内物质的构成有所不同.在反射界面R_c1之上，剖面中包含了一系列反射结构，其反射能量的强弱变化较大、地层产状清晰、界面起伏变化明显、凹陷和隆起相间，这种现象表明龙门山断裂带及其附近的各沉积层界面之间的地壳物质具有明显的地震波速度差异.而在反射界面R_c1之下，剖面反射图像总体表现为能量较弱的反射组构，说明物质的密度差异和地震波速度差异较小.根据剖面揭示的地下反射结构特征，可把该区地壳分为上地壳和中地壳两个部分.其中，反射带R_c1以上的部分为上地壳，其厚度约15 km，这种地壳厚度及分布特征与前人得到的结果一致(刘启元等，2009；范军等，2015)；反射带R_c1以下的部分属中地壳.

在大地构造上，龙门山位于华北地块、华南地块和羌塘地块的结合部位，扬子板块的北西部，西侧是松潘—甘孜古残留洋盆，东侧则是稳定的扬子克拉通，北东为秦岭板块俯冲碰撞造山带的米仓地体和大巴山逆掩构造体，南西为康滇古陆(许志琴等，1992； Jia et al.，2006).印度—亚洲板块碰撞之后的持续汇聚作用，造成地壳南北向缩短1500 km，青藏高原的平均地壳厚度增厚到70 km，两倍于正常地壳厚度(许志琴等，2011).同时大量物质向北东、东及南东方向逃逸(Yin and Harrison，2000；Tapponnier et al.，2001)，形成一系列大型走滑断裂(如阿尔金断裂、海原断裂、东昆仑断裂、鲜水河断裂、哀牢山—红河断裂等)、逆冲推覆断裂(如汶川—茂县断裂、映秀—北川断裂、安县—灌县断裂、广元—大邑断裂等)以及断裂相关褶皱等构造样式.

深地震反射剖面位于龙门山断裂带的南段，测线自西向东分别穿过芦山地震的震中位置、双石—大川断裂、广元—大邑断裂和盆山过渡带.从图 5可以看出，四川盆地下方有较好的反射波组特征，地层较稳定，盆地内界面的横向起伏和地层厚度变化不大，反映出盆地内部具有约为11 km的沉积层厚度，该结果也与前人研究得到的川西前陆盆地沉积盖层厚度取得一致(孙玮等，2009).在盆地方向的2~11 km之间能够看出清晰的反射层，包含了多套地层，上覆于“楔形”嵌入体的上方.该区域内的地层岩层呈薄层状，产状近水平.而在盆山过渡带的区域内，地层界面反射在剖面上有明显的起伏变化，为一些能量强弱变化较大和一些无规律可循的短小反射，可能代表了强烈变形作用的结果，显示了该区地壳深部结构的复杂性.从剖面中，可以明显看出在山体方向的6~15 km之间具有平均6 km厚的相似的反射性质，其特征总体表现为中等能量的反射条带，并整体呈现出“楔形”嵌入到四川盆地下方并覆于上地壳与中地壳的分界面之上(如图 5中的黄色阴影区域)；这种现象与前人研究的结果相符，即由于印度板块向青藏高原下方俯冲，导致青藏高原受力的影响向东运动，并推动松潘—甘孜地块向东运动的同时受到坚硬的四川盆地阻挡，物质则向四川盆地薄弱的地方流动，四川盆地下方15 km左右正好是上地壳与中地壳的分界面，易于物质流动，所以才出现了“楔形”嵌入的情况.

深地震反射剖面所揭示的断裂构造特征非常清楚，图 6、图 7分别为本次深地震反射剖面断层解释结果.由图 6、图 7可以看出，在断裂附近，反射波能量、反射波同相轴的横向连续性和相位数、地层界面产状均出现了明显变化.根据深地震反射剖面上揭示的壳内反射界面的展布形态，结合该区的地质构造特征，在图 6的深地震反射剖面上解释了6条特征明显的断裂F₁、F₂、F₃、F₄、F₅和F₆，在图 7的深地震反射剖面上解释了8条特征明显的断裂F₇、F_7-1、F_7-2、F_7-3、F_7-4、F_7-5、F′₇和F₈.现分别概述如下：

图 6

Fig. 6

图 6 深地震反射剖面断层解释结果 Fig. 6 Fault interpretation of partial deep seismic reflection profile

图 7

Fig. 7

图 7 深地震反射剖面断层解释结果 Fig. 7 Fault interpretation of partial deep seismic reflection profile

从深地震反射剖面CDP号3446附近(如图 6所示)，可以看到一个明显的断裂分界线，其东、西两侧的地层产状和剖面反射波组特征明显不同，断裂F₁的下盘，地层产状是向SE方向倾斜，界面起伏较缓，局部地段上界面出现上隆；断裂F₁的上盘，地层产状总体向NW方向倾斜，同相轴扭曲错断明显，局部地段上界面出现下凹.根据位置信息，认定F₁为安县—灌县断裂带南段的双石—大川断裂.剖面揭示了双石—大川断裂在11 km深度以上产状为NW倾、倾角约25°，显示出双石—大川断裂是一条产状较缓逆冲断裂.根据F₁的形态，推测F₁向深部是低角度延伸的，这种低角度的几何学特征制约着地表破裂带，主要表现为纯逆冲的运动学性质，而且还制约着地表破裂带随地形变化而变化的非线性展布，以及只有断裂上盘出现强烈破碎的不对称变形结构.其次，在F₁的西侧还分别标注了F₂、F₃、F₄三条小断裂，在F₁的东侧标注了F₅和F₆两条隐伏断裂，这5条断裂的产状和运动方式与F₁基本一致，都属于逆冲断裂.整个这6条断裂共同组成了叠瓦状断层构造，它是一种典型的逆断层组合形式.

从深地震反射剖面CDP号1546附近(如图 7所示)，可看出一条明显的断裂分界线，即F₇.其东、西两侧的地层产状和剖面反射波组特征明显不同；断裂F₇的上盘界面起伏变化较大，下盘紧邻四川盆地，界面起伏较缓，所以该断裂处于盆山过渡带.由于R_C1界面以下的反射特性不明显，所以结合以往资料推断其下部形态较缓.断裂F₁和F₇在剖面上的深、浅构造特征差异明显.与断裂F₁相比，F₇的产状较陡、为上陡下缓式、也是NW倾斜、倾角约40~50 ℃，为一高角度逆冲断裂，结合位置信息，认定其为广元—大邑断裂.此外，在断裂F₇的上盘，能看出同相轴明显错断，根据断层的反射特征和识别标志，分别在剖面中勾画出了F_7-1、F_7-2、F_7-3、F_7-4和F_7-5，五者均位于F₇的上升盘内，属于断裂F₇的反向逆断层，与断裂F₇共同组成了上、下叠置的多级“Y”字型断层构造.以断裂F_7-2为例，断层的两盘沿断层面作相对滑动时，断层附近的岩层因受断层面摩擦力拖曳而产生弧形变曲现象，这是地质上所说的牵引构造，弯曲突出的方向指示本盘的相对运动方向，这种牵引构造的形成可能与青藏高原的推挤作用密切相关.其次，在CDP号1346下方的向斜的左翼明显被错断，在图中标注了F′₇，在剖面中可以看出，F′₇错断了2~10 km之间的所有地层，垂向错动距离约1 km，这与现有的构造地貌学研究结果揭示的安县—灌县断裂的垂向滑动速率为0.2 mm·a^-1(马保起等，2005)相一致，并且F′₇大约在10 km左右与断裂F₇合并为一条断裂.再次，F₇与F_7-1之间夹持部分形成隆起断块，这是压扭性断层作用的产物；该断裂整体为逆断层组合，断层面均上陡下缓、凸面向上、地形呈背形，这是地质上所说的“正花状”构造，它是识别走滑断裂的一个重要标志.所以，该断裂的活动可能是以逆冲运动为主，伴随着小的水平滑动，是一个斜向逆冲的断裂.最后，在四川盆地西北边界的下方，推测了一条隐伏断裂F₈.

根据地震测线在地质图上的位置(见图 2中AB)，绘制了相应的地质剖面.通过地质剖面和能量剖面提供的更详细的信息，能够帮助我们更好地解译地震剖面.

如图 8所示，F₁、F₂、F₃、F₄与地质剖面反应出来的断裂特征能够很好的对应，地震剖面中也很好的反应出了几条断裂在深部的形态特征；F₇与F′₇由于在地表上未见破裂特征，所以认为二者均为隐伏断裂.本区的向斜和背斜发育较好，它们的形成也是由于地壳运动的强大挤压作用，岩层发生塑性变形的结果.此外，张家坪背斜和蒙山背斜的深部形态在剖面上没能足够清晰的展现出来，它们底部可能是上隆的，也可能是受到挤压作用后，背斜顶部受到张力作用，导致裂隙发育、岩石破碎，再受到外部侵蚀，形成谷地(如图 8中‘？’处所示).

图 8

Fig. 8

图 8 地质剖面与地震剖面综合解释 (为芦山地震震源机制解，数据来源于国家数字台网中心) Fig. 8 Comprehensive interpretation of geological sections and seismic profile (is focal mechanism solution of Lushan earthquake，data from the CENC)

2013年4月20日发生的芦山地震的震中位于雅安市芦山县双石镇(北纬30.30°，东经102.97°)，震源深度14 km，震源机制解揭示的断层信息为走向209°，倾角46°，滑动角94°，矩震级M_W为6.6级(吕坚等，2013).大多数的余震分布在主震的西南侧区域，长轴沿北东向约45 km，短轴沿北西向约20 km(刘杰等，2013).

根据上述震源机制解信息，在剖面中标注了芦山地震的震源位置，结合剖面中反射波组的形态大致勾画出了芦山地震的发震断层，即F₉(如图 8).断裂F₉位于芦山向斜下方，断裂两侧地层的起伏变化不明显，在18 km深度以上产状NW倾、倾角约46°，显示出其是一条产状较陡的逆冲断裂.此外，由于地震定位结果一般存在几公里的水平定位误差，所以我们以震源机制解中的断层倾角作为约束条件，结合剖面中展现出来的波组特征，在已知震源的西侧2 km附近又找出了一条断裂，即F₁₀(如图 8).该条断裂在剖面中显示出来的断裂特征比断裂F₉更加明显，故推测F₁₀才是芦山地震真正的发震断层.断裂F₁₀在18 km深度上产状NW倾、倾角约为45°，依然是一条产状较陡的逆冲断裂.该结果验证了中国地震局的学者们在芦山地震的研究中提出的关于断裂特征的说法(曾祥方等，2013；张勇等，2013).其次，在震源东侧2 km范围内又推测了一条特征明显的断裂F₁₁(如图 8)，在18 km深度以上为NW倾，倾角约为25°.根据F₉、F₁₀、F₁₁三条断裂的位置和形态，推测三条断裂在18 km深度或以上可能会收敛到一起并向深部延伸，从而使它们在芦山地震中同时被激活.通过分析剖面上断层F₁₀的特征，再综合震源机制解中揭示的断层走向、断层性质的结果，推测芦山地震可能是发生在前山断裂上，该结果与前人研究的结果一致(吕坚等，2013).由于震源附近三条断裂与该剖面上的两条主要断裂F₁和F₇的形态和运动方式大致相似，故该地震孕震的主要因素依然是龙门山断裂带西侧的松潘—甘孜地块向东南方向运动，和受到坚硬的四川盆地阻挡的联合作用.

本项研究采用了深地震反射探测方法用于探测地下结构，获得了高分辨率的深地震反射剖面.通过与地表地质剖面进行联合对比分析，展现出了地壳的近地表结构特征和断裂的深、浅部构造特征，为今后对龙门山断裂带南段深部构造环境和深、浅构造关系以及断裂活动性的分析和研究提供了有利的依据.

(1) 深地震反射剖面的结果显示了芦山地区及其邻区构造复杂，断层发育，地壳岩石破碎严重，表层结构变化剧烈.从深地震反射剖面中可以看出，该区主要的两条断裂为F₁和F₇，其中断裂F₁较缓，以低角度向深部延伸，断裂F₇为上陡下缓式，与其分支断裂共同组成“正花状”构造；自地表破裂带向深部延伸，有4条断裂(F₁、F₂、F₃、F₄)，未出露于地表的断裂有5条(F₇、F′₇、F₉、F₁₀、F₁₁)；该区断裂均属于逆断裂，表明本区构造运动是以挤压作用为主，其中F₇的形态显示出广元—大邑断裂的活动除了逆冲以外还伴随着小的水平滑动，与双石—大川断裂的特征明显不同.

(2) 研究区地下以反射波组R_c1为界，显示出清晰的上地壳与中地壳分界面，上地壳厚度约为15 km.研究区的地壳地震波组在四川盆地下方有较好的反射性质，反映了该区地层较稳定，盆地内界面的横向起伏和地层厚度变化不大，能较好分辨出地层的分层.而在盆山过渡带至龙门山方向的一段，地层界面反射在剖面上有明显的起伏变化，盆山结合带处多为一些能量强弱变化较大、且分布散乱的短小反射，可能代表了强烈变形作用的结果，显示了该区地壳深部结构的复杂性.

(3) 在深地震反射剖面中可以明显看出，山体方向的6~15 km之间具有平均6 km厚的相似的反射性质，其特征总体表现为中等能量的反射条带，并整体呈现出“楔形”嵌入到四川盆地下方并覆于上地壳与中地壳的分界面之上.15 km深度为上地壳与中地壳的分界面，印度板块向青藏高原下方俯冲，导致青藏高原受力的影响向东运动，并推动松潘—甘孜地块向东运动的同时受到坚硬的四川盆地阻挡.一方面使脆性的上地壳向东南推移，使得松潘—甘孜地块对稳定的四川盆地产生逆冲推覆，形成龙门山断裂带上有明显地表破裂的逆冲断层F₁、F₂、F₃、F₄；另一方面松潘—甘孜地块的深部物质则向四川盆地方向较薄弱的地方流动，即如图 5中所示物质沿着上地壳与中地壳的分界面发生运移.

(4) 在芦山地震震源机制解中断层倾角的约束下，结合深地震反射剖面中反射波的特征勾画出芦山地震的发震断裂F₁₀，它比震源机制解中给出的震源位置向西偏离了大约2 km，也是一条产状较陡的逆冲断裂.根据震源附近三条断裂的形态推测三者是由芦山地震同时被激活的.综合以上信息，判断芦山地震发生在龙门山前山断裂上，且发震断裂在地表上无明显出露，与相关学者在芦山地震后进行的研究结果一致(韩竹军等，2013；雷生学等，2014).

感谢本文编辑和审稿专家针对本文提出的建设性意见和建议，感谢中国地质科学院李海兵研究员、中国地震局地球物理研究所李丽研究员及东方地球物理公司吐哈物探处王琪处长在本文研究过程中给与的指导和帮助，特此致谢！