龙门山断裂带处于扬子地块和松潘—甘孜褶皱带的分界线上，既是青藏高原的东界又是四川盆地的西缘，属于松潘—甘孜造山带的前缘冲断带(Burchfiel et al., 2008; Toda et al., 2008).龙门山构造带是世界最陡峭的大陆断崖陡坡带之一(Tapponnier et al., 2001)，同时也是莫霍界面的陡降带(楼海等, 2010; 朱介寿, 2008).2008年，M_W7.9汶川地震(简称汶川地震)发生在龙门山断裂带中段，仅仅不到5年时间，与汶川地震相距约85 km的龙门山断裂带南段于2013年4月20日又发生了M_W6.6芦山地震(简称芦山地震).地震发生后，国内外学者相继从地表地质、地球物理、应力场等方面对两次地震进行了系统深入的研究(Burchfiel et al., 2008; Toda et al., 2008; Xu et al., 2009; 王卫民等, 2013; 徐锡伟等, 2013a, 2013b; 杨宜海等, 2015)，得到了诸多重要研究成果.野外地质调查表明，汶川地震的发震断裂为北川—映秀主中央断裂带，并使北川—映秀和彭灌断裂发生地表破裂(Xu et al., 2009)；芦山地震并没有发现明显的地表破裂带(徐锡伟等, 2013b)，关于芦山地震的发震断裂是山前断裂还是盲断裂还有待进一步探讨.基于深反射地震(郭晓玉等, 2014)、地震层析成像(Wang Z et al., 2014)和电性结构特征(Wang X B et al., 2014; 王绪本等, 2013)已证实在龙门山中北段岩石圈存在楔状构造，但是南段是否也具有类似的楔状构造还有待讨论.电性结构研究方面，横跨地震震源区的宽频大地电磁测深结果得到了两次地震的孕震构造环境(詹艳等, 2014; Wang X B et al., 2014; 詹艳等, 2013; 王绪本等, 2013; Zhao et al., 2012)，受制于宽频大地电磁的低频响应局限，其勘探深度有限，而长周期大地电磁测深有着更低的响应频率，其勘探深度可以达到上地幔.

地壳深部物质组成、地壳结构是地震孕育的母体(徐锡伟等，2013a)，大地电磁测深法是探测活动构造和地震深部地质构造的有效手段(Bai et al., 2010; Wang X B et al., 2014; Zhao et al., 2012; 魏文博等, 2010; 詹艳等, 2013).为此，我们运用大地电磁测深法来探测震源区的深部电性结构，并结合邻区大地电磁剖面，研究震源区及相邻区域的深部构造环境并探讨其与强震震源的关系.

芦山地震发生后，项目组在龙门山构造带南段布设了垂直断裂带并跨过震源区的NW—SE向大地电磁剖面，剖面由NW至SE始于若尔盖地块，横跨龙门山构造带、川西前陆坳陷带，止于川中地块，全长250 km，沿剖面共布设63个宽频大地电磁(MT)测点，以及17个长周期大地电磁测点(LMT)，MT和LMT在断裂带等复杂构造附近进行了加密(图 1).野外工作严格按照相关行业技术规程执行，获得了质量可靠的数据.

图 1

Fig. 1

图 1 大地电磁测点布置图 MWf:茂汶断裂带，BYf:北川—映秀断裂带，PGf:彭灌断裂带，LQSf:龙泉山断裂带，GYf:耿达—永福断裂，WLf:五龙断裂，DSf:大川—双石断裂. Fig. 1 Locations of the LMT and MT sounding sites MWf: Maoxian-Wenchuan fault, BYf: Beichuan-Yingxiu fault, PGf: Penxian-Dujiangyan fault, LQSf: Longquanshan fault, GLf: Gengda-Yongfu fault, WLf: Wulong fault, DSf: Dachuan-Shuangshi fault.

在MT数据处理中，使用SSMT-2000软件将原始时间序列进行处理，运用Robust稳健估计方法(Egbert and Booker, 1986)将多组功率谱进行筛选计算得到初始张量阻抗，再经MT-Editor软件初步编辑，得到MT测深曲线.LMT资料采用国内外通用的PRC_MTMV软件(Smirnov, 2003; Varentsov et al., 2003)进行数据处理，得到LMT测深曲线.利用上述方法得到的MT频段为320 Hz~2941 s，LMT频段为10 s~16384 s.利用自主研发的软件，将两段资料进行拼接合成，得到320 Hz~16384 s全频段的张量阻抗数据.

图 2为相位张量分解(Caldwell et al., 2004)得到沿测线各测点的相位张量椭圆分布特征及其二维偏离度，由图可知，在高频段(90 Hz、1 Hz)大部分测点的二维偏离角都小于5°，仅在测线的北西向松潘—甘孜地块少数几个测点的二维偏离度在5°~10°之间；在中频(90 s)发现大部分测点的二维偏离角在5°以内，沿测线少部分测点的二维偏离角较大，这些二维偏离度较大的测点主要分布于测线北西端位于松潘—甘孜地块，以及南东向位于盆地内的几个测点；通过高频和中频的二维偏离角分析可知，沿测线中-浅部地下结构具有明显的二维性质.低频段(11584 s)展示了所布置17个LMT测点的椭圆分布特征和二维偏离度，发现沿测线部分测点的二维偏离角大于5°，在松潘—甘孜地块的两个测点甚至大于20°，相比浅部，沿测线深部结构具有较强的三维特征，说明深浅构造具有差异性.

图 2

Fig. 2

图 2 相位张量分解得到的沿测线椭圆分布特征及二维偏离度(90 Hz、1 Hz、90 s、11584 s) Fig. 2 The elliptic characteristics and skewness along the profile calculated by the phase tensor decomposition (90 Hz, 1 Hz, 90 s, 11584 s).

利用玫瑰花图对全部测点经相位张量分解得到的主轴方位角进行统计(图 3)，得到其优势方向约为100°，并将阻抗张量按照优势方位角方向进行旋转，得到旋转后的测深曲线.使用Winglink软件所含非线性共轭梯度(NLCG)(Rodi and Mackie, 2001)模块进行二维反演，通过对比TE、TM和TE+TM模式的反演结果，结合理论模型的模拟分析表明，TM模式反演对深部电性结构更符合地质构造特征，本文采用以TM模式反演为主的方案建立深部壳幔电性结构模型.反演采用电阻率为100 Ωm的均匀半空间为初始模型，设置视电阻率的本底误差为10%、阻抗相位的本底误差为5%，使用多个正则化因子进行多次反演试算，利用L曲线图法(Hansen, 1992; 詹艳等, 2014)得到正则化因子τ=30作为最终反演结果.图 4为大地电磁剖面测深曲线测量值与响应值的对比图，左图为视电阻率，右图为阻抗相位断面图，上图为实际资料测量值，下图为响应值，大部分数据拟合较好，反演误差RMS为4.23.小金—乐山剖面的壳幔电性结构模型见图 5.

图 3

Fig. 3

图 3 沿剖面全部测点的主轴方位角 Fig. 3 The Rose diagram shows the electrical strike by phase tensor decomposition

图 4

Fig. 4

图 4 视电阻率和阻抗相位实测断面图与响应断面图对比 上图：测量值断面图，下图：响应值断面图，左列：视电阻率断面图，右列：阻抗相位断面图. Fig. 4 Fitness of the 2D calculated and measured responses Top row shows the pseudo-sections for measured data, and bottom row shows the response of the 2D inversion model. Left column and right column show the pseudo-sections for apparent resistivity and impedance phase, respectively.

图 5

Fig. 5

图 5 跨芦山地震震源区壳幔二维电性结构 F1:夹金山断裂带；F2:耿达—永福断裂带(后山断裂带)；F3:陇东—锅巴岩断裂带；F4:五龙断裂带(中央断裂带)；F5:大川—双石断裂带(前山断裂带)；F6:碧峰峡断裂带；F7:名山隐伏断裂带；F8:汉王场断裂带；F9:蒲江—新津断裂带；F10:三苏场断裂带；F11:龙泉山断裂带；F12:达维壳幔韧性剪切带；F13:硗碛壳幔韧性剪切带；F14:上里壳幔韧性剪切带；F15:汉阳壳幔韧性剪切带.莫霍面数据由深反射地震获得(王帅军等, 2015)，壳幔韧性剪切带源于蔡学林等(2008b). Fig. 5 2D crust and upper mantle resistivity electrical structure along the profile F1: Jiajinshan fault, F2: Gengda-Yongfu fault; F3: Longdong-Guobayan fault; F4: Wulong fault; F5: Dachuan-Shuangshi fault; F6: Bifengxia fault; F7: Minshan blind fault; F8: Hanwangchang fault; F9: Pujiang-Xinjin fault; F10: Sansuchang fault; F11: Longquanshan fault; F12: Dawei crust-mantle ductile shear zone; F13: Qiaoqi crust-mantle ductile shear zone; F14: Shangli crust-mantle ductile shear zone; F15: Hanyang crust-mantle ductile shear zone. Moho data from deep seismic reflection (Wang et al., 2015), lithosphere ductile shear zone data after Cai et al. (2008b).

跨芦山地震震源区NW—SE向电性结构如图 5所示，根据测线二维电性结构特征划分主要构造块体的界线与区域构造单元界线基本重合.

(1) 若尔盖地块

沿剖面耿达—永福断裂带(F₂，龙门山后山断裂带)以北为若尔盖地块，地表主要为二叠纪-三叠纪海相沉积.电性结构上，北面0~20 km为高阻体，电阻率大于1000 Ωm，往南高阻体深度逐渐减小，至硗碛附近趋向地表.高阻体下方为一明显的连通壳幔的低阻带，低阻带中央电阻率小于10 Ωm，边缘为几十欧姆米，将其称为小金—丹巴壳幔低阻带，小金—丹巴壳幔低阻带在剖面深部北侧介于20~90 km之间，往南逐渐抬升，低阻带范围逐渐减小，至硗碛附近逐渐连通至地表，形成楔入地表的一低阻楔形体.小金—丹巴壳幔低阻带及其锲入地表楔形结构与上部地壳高阻体在硗碛附近形成高低阻分界，分别对应夹金山断裂带(F₁)与耿达—永福断裂带(F₂).小金—丹巴壳幔低阻带以下为一高阻体，电阻率为几百至几千欧姆米，小金—丹巴壳幔低阻带与其下高阻块体之间形成切割莫霍面并使莫霍面错位的达维壳幔韧性剪切带(F₁₂).

(2) 龙门山构造带

剖面耿达—永福断裂带(F₂龙门山后山断裂带)与大川—双石断裂带(F₅龙门山前山断裂带)之间为龙门山构造带，龙门山构造带为一系列逆冲推覆断裂，地层复杂，褶皱发育，以古生代地层为主.电性结构上，0~45 km为一尖端指向北西端的楔状高阻块体，电阻率大于1000 Ωm，40~60 km为一中低阻过渡带，与莫霍面深度一致，中低阻过渡带以下为高阻块体，几百至几千欧姆米，与若尔盖地块下部高阻块体连通.从整体来看，龙门山构造带为一高阻结构，将其称为龙门山南段壳幔高阻块体.与龙门山构造带已有的其他大地电磁剖面对比研究(Wang X B et al., 2014; Zhao et al., 2012; 郭紫明, 2015; 王绪本等, 2013; 詹艳等, 2014; 张乐天等, 2012)，结果表明，龙门山构造带中段及南段整体表现为一壳幔高阻块体结构.若尔盖地块小金—丹巴壳幔低阻带物质在龙门山南段壳幔高阻块体的阻挡作用下，一方面发生仰冲并在硗碛附近出露地表，对应龙门山构造带一系列由北向南的逆冲推覆断裂带，另一方面发生俯冲作用并切割莫霍面形成硗碛壳幔韧性剪切带(F₁₃)和上里壳幔韧性剪切带(F₁₄).

(3) 川西前陆坳陷带

剖面大川—双石断裂带(F₅)与三苏场断裂带(F₁₀)之间为川西前陆坳陷带，该区地表地层为中生界-新生界.电性结构整体表现为一低阻带，电阻率为10~100 Ωm，将其称为川西壳幔低阻带.川西前陆坳陷带东南一带，电阻率为100~1000 Ωm，高阻块体以上地表 0~10 km为低阻沉积层，电阻率为几至几十欧姆米.2013年芦山M_W6.6地震震源区位于龙门山西南端壳幔高阻块体与川西壳幔低阻带结合带靠近壳幔高阻块体一侧(图 5).根据电性结构推断震源区位于大川—双石断裂与名山隐伏断裂带之间的深部延伸的端点，受到深部上里隐伏的壳幔韧性剪切带(图 5，F₁₄)向上扩展的影响，是芦山地震的动力来源之一.

(4) 川中地块

剖面三苏场断裂带(F₁₀)东南为川中地块，地表为中生界-新生界地层.电性结构上，地表 0~10 km为低阻沉积层，电阻率为几至几十欧姆米，与川西前陆坳陷带上部低阻沉积层相连，对应地表的中生界-新生界沉积地层，并在沉积层下部形成三苏场断裂带(F₁₀)、龙泉山断裂带(F₁₁)等延伸至地下近平缓的滑脱面.低阻沉积层以下整体为高阻块体，电阻率为几百至几千欧姆米，将其称为川中高阻块体.川中高阻块体与川西壳幔低阻带相接部位存在一切穿莫霍面的韧性剪切带——汉阳壳幔韧性剪切带(F₁₅).

通过对已完成的横跨龙门山构造带的多条大地电磁测深剖面进行对比，发现这些剖面都具有一深切岩石圈的较明显的低阻异常带——松潘岩石圈低阻带(图 6a)，形成青藏高原东缘松潘—甘孜地块向扬子地块俯冲(岩石圈低阻带)的深部动力学模式.其中跨龙门山中北段的碌曲—合川(王绪本等, 2013, 图 6A)和松潘—汉中剖面(郭紫明, 2015)显示该低阻异常带在地表位于龙日坝断裂带和岷江断裂带之间，龙门山中段的大地电磁剖面(图 6B)显示该低阻异常带在地表位于茂汶断裂以西，延展宽度约60 km(Wang X B et al., 2014)，在龙门山南段该异常带对应于图 5中的硗碛壳幔韧性剪切带(F₁₃)，在地表对应于夹金山断裂带(F₁)以东，延展宽度约30 km(图 5，图 6C).国内其他研究团队相邻大地电磁剖面(孙洁等, 2003, 图 6D)也发现了该低阻异常.剩余重力异常表明龙门山北段深部的重力异常梯度带不是沿龙门山断裂带，而是沿岷山—龙门山分布(李军等, 2017)，深反射地震表明扬子地块结晶基底西段跨过了龙门山断裂延伸至龙日坝断裂带(郭晓玉等, 2014)，P波和S波速度结构在北段的分界带位于龙门山以西(Wang et al., 2015).若将上述岩石圈低阻异常带相连，可以得到低阻异常带的平面展布情况(图 6a)，在龙门山中段和南段，松潘岩石圈低阻带位于后山断裂带以西，与龙门山呈近乎平行关系，而在龙门山中北段，松潘岩石圈低阻带与龙门山构造带呈斜交而非平行关系(图 6a)，松潘岩石圈低阻带由北至南总体沿龙日坝断裂—岷江断裂—龙门山后山断裂分布.将研究区历史强震进行平面投影，可以发现大部分震源正好位于岩石圈低阻异常带东侧，由于区域性的深大断裂往往是大多构造单元的划分界线，不同的构造单元往往具有不同的电性结构特征(王绪本等, 2013; 詹艳等, 2013; 张乐天等, 2012)，而强震与大地震受区域内活动断裂带的控制(易桂喜等, 2008)，说明上述深切岩石圈的低阻异常带可能正是松潘—甘孜地块和扬子地块的深部分界带.

图 6

Fig. 6

图 6 青藏高原东缘松潘岩石圈低阻带示意图 (a)大地电磁剖面及岩石圈低阻异常带位置，其中红色栅栏部分为岩石圈低阻异常带位置，A碌曲—合川(王绪本等，2013)、B玛曲—高梁镇(Wang X B et al., 2014)、C小金—乐山(本文图 5)、D巴塘—资中(孙洁等，2003)中红色虚线表示沿测线的低阻带位置. Fig. 6 Songpan lithosphere low resistivity zone at eastern Qinghai-Tibet Plateau

青藏高原的物质东移是高原在隆升过程中保持重力均衡的主要原因这一说法得到了大多数学者们的广泛支持，但对物质的运移方式上有不同看法(白登海等, 2011)，目前主要观点有侧向挤出模式(Tapponnier et al., 1982)和下地壳流模式(Royden et al., 1997)两种，这两种物质运移模式从20世纪80年代开始学术论战，逐渐使学者们将关注的重点从高原内部转向构造独特的东缘.而青藏高原东缘龙门山构造带作为环高原周缘最为陡峭的地形，其隆升机制观点有多达6种(Guo et al., 2013)，归纳起来，主要集中在中下地壳物质流(Clark and Royden, 2000)和地壳缩短变形机制(Judith and Shaw, 2009).

从电性结构特征来看(图 5)，测线所经过区域松潘—甘孜地块存在一明显低阻异常带——小金—丹巴壳幔低阻带，该低阻带也是V_S异常带(2.8~3.4 km·s^-1)和高泊松比异常带(0.3~0.35)(朱介寿等, 2017)，表明小金—丹巴壳幔低阻带物质存在部分熔融.熔融物质使上下地壳发生解耦并作为动力学边界，在青藏高原物质东移过程中，地壳表层岩块和物质沿壳内高导层做水平运动(吕江宁等, 2003)，当运移至现今的龙门山构造带时，受到高阻龙门山和四川盆地的强烈阻挡，表层岩块和物质发生仰冲推覆，表现为逆冲推覆特征的薄皮构造，并在浅地表形成了不同规模的小型次级推覆构造单元，中下地壳和上地幔顶部物质向龙门山构造带岩石圈深部俯冲，印支运动晚期，东部扬子板块持续以水平形式，由南东向北西逐渐楔入到龙门山造山带深部(鲁人齐等, 2010)，在上述构造运动作用下，呈现出刚性的上扬子地块西缘高阻楔形体向西插入柔性青藏块体的楔状构造(图 5)，从而引起龙门山造山带的形成和隆升.并相应出现地壳均衡调整, 引起龙门山造山带上地壳物质沿壳内软层及主滑脱拆离带，向川西前陆盆地边缘呈脉动式伸展拆离-逆冲推覆, 造成深部岩石剥露，以后展式扩展型式，逐渐形成中央逆冲-推覆体带, 以及川西前陆沉积盆地和前展式扩展变形(蔡学林等, 1996).跨龙门山构造带的其他地球物理资料和剖面与本文测线所得到的电性结构模型可以类比(李军等, 2017; Wang et al., 2015; 詹艳等, 2013).电性结构研究表明，不只是在龙门山南段岩石圈存在楔状构造，龙门山中段(Wang X B et al., 2014; Zhao et al., 2012)、北段(王绪本等, 2013; 张乐天等, 2012)岩石圈也都存在楔状构造，岩石圈楔状构造或鳄鱼构造是碰撞造山带岩石圈中上部最基本的结构样式(蔡学林等，2008a).总的说来，汶川M_W7.9地震和芦山M_W6.6地震的发生直接展示了龙门山断裂带晚新生代以来的构造缩短过程.

根据龙门山构造带南段电性结构特征分析(图 5)，与龙门山构造带中段相似(Wang X B et al., 2014; Zhao et al., 2012)，松潘—甘孜地块为高-低-高的三层电性结构，而四川盆地为低-高的两层电性结构；松潘—甘孜地块中下地壳广泛发育的低阻层是中下地壳物质在压力的作用下发生部分熔融塑性化的结果，它可能形成滑脱层，使上、下地壳发生解耦，上地壳沿壳内低阻层顶部边界的逆冲推覆，使龙门山叠置于扬子板块之上；龙门山断裂带下方存在高阻刚性体，在青藏高原物质向东挤出过程中，由于受四川盆地的强烈阻挡，有利于深部能量的积累，对汶川地震和芦山地震破裂过程具有明显的控制作用.不同的是，龙门山南段松潘—甘孜地块地表高阻体埋深比龙门山中段的埋深较浅；芦山地震发生在龙门山构造带的高阻块体与低阻体的结合部位，而汶川地震发生在高阻块体内部，利用宽频大地电磁探测的结果也与本文相似(詹艳等, 2013)；相对而言，南段剖面显示川西前陆坳陷带存在一明显的壳幔低阻带，而中段剖面(Wang X B et al., 2014)与北段剖面(王绪本等, 2013; 张乐天等, 2012)川西前陆坳陷带的壳幔低阻带不明显，速度结构也显示在南段的盆地西部岩石圈存在明显的低速异常(Wang et al., 2015).

基于芦山地震主震重新定位显示M_W6.6芦山地震震源位于大川—双石断裂的东侧(房立华等, 2013)；深反射地震剖面得到大川—双石断裂为西倾的逆冲断层(王夫运等, 2015)，也表明芦山地震震源不在大川—双石断裂上.从电性结构特征分析(图 5)，芦山地震震源位于电性结构梯级带上并靠近高阻一侧，芦山地震的地震断裂和震源断裂可能位于西倾的名山隐伏断裂带(F₇)深部向下扩展的端点以及东倾的上里壳幔韧性剪切带(F₁₄)向西向上扩展的端点.汶川地震造成了龙门山南段前缘的雅安和邛崃等地发生16~28 mm的同震地表沉降(国家重大科学工程中国地壳运动观测网络项目组, 2008)，库仑应力显示龙门山断裂带南段处于应力加载区(Parsons et al., 2008; Toda et al., 2008).因此，推断芦山地震可能受两个方面应力作用下的能量堆积到一定程度释放的结果.一方面，汶川地震发生时，龙门山断裂带南段处于应力加载区，由于龙门山构造带的南段低阻和低速的塑性带的作用，使其能量积累而没有发生破裂，但是汶川地震能量的堆积和应力通过高阻(刚性)块体传递，触发了芦山地震在高阻(刚性)块体与低阻(塑性)块体结合部发生.另一方面，根据本文的电性结构推断震源区在大川—双石断裂与名山隐伏断裂带之间的深部延伸的端点，受到深部上里隐伏壳幔韧性剪切带(F₁₄)向上扩展的影响，可能是芦山地震的主要深部动力来源之一.可以推断芦山地震受到深部上里隐伏的壳幔韧性剪切带(F₁₄)向上扩展的影响，具有深部动力来源；汶川地震对芦山地震存在触发作用或加快了芦山地震的发生.

本文通过利用MT+LMT资料得到了沿剖面的壳幔二维电性结构特征，相位张量阻抗分解计算结果表明，沿测线浅部二维电性结构较强，但深部具有较明显的三维特征，后续有必要开展研究区三维数据采集和反演，以对两次地震的孕震环境做进一步研究.

通过穿过芦山地震震源区的大地电磁MT和长周期大地电磁LMT剖面的联合反演解释，并结合邻区前期已经完成的几条MT和LMT联合解释剖面成果综合分析，得到以下结论：

(1) 青藏高原东缘岩石圈存在明显的低阻异常带——松潘岩石圈低阻带，该低阻异常带沿龙日坝断裂—岷山断裂—龙门山后山断裂分布，形成松潘—甘孜地块向扬子地块俯冲的深部动力学模式，通过统计研究区的历史强震，发现震源主要沿低阻异常带东侧分布；同时，低阻异常带也是低速度、低密度异常带，松潘岩石圈低阻带可能是扬子地块的西缘边界.

(2) 青藏高原物质东移过程中，受到克拉通型四川盆地的强烈阻挡，龙门山构造带表层块体和物质发生仰冲推覆，形成逆冲推覆特征的薄皮构造，中下地壳和上地幔顶部物质向龙门山构造带岩石圈深部俯冲，印支运动晚期，扬子古板块持续向华北板块俯冲，呈现出刚性的上扬子地块西缘高阻楔形体向西插入低阻塑性青藏块体的楔状构造.

(3) 根据电性结构推断，芦山地震受到深部岩石圈低阻带上里隐伏壳幔韧性剪切带向上扩展的影响，构成芦山地震的深部主要动力来源；同时，汶川地震的发生，在龙门山南段形成应力加载区，可能是触发或加快芦山地震孕育发生的另一个动力来源.

感谢中国地震局地质研究所赵国泽研究员和汤吉研究员对论文提出的宝贵修改意见