蘆山強震區上地殼速度和泊松比分布特征及其動力學意義

徐志萍 劉巧霞* 劉 志 田曉峰 王夫運 段永紅 林吉焱 邱 勇 唐 淋

1)中國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,全長約500km。新生代以來,龍門山斷裂帶構造活動強烈,經歷了多期巖漿活動,形成了一系列規模、性質不同的活動斷裂(Leietal.,2009; 劉保金等,2009; Zhangetal.,2010; 徐錫偉等,2013)。近年來,龍門山斷裂帶南段先后發生了2013年蘆山MS7.0 和2022年蘆山MS6.1 強烈地震,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 深地震測深探測剖面的位置(斷裂引自鄧起東等,2003)

強震的孕育和發生往往與區域深、淺地震構造環境、地殼物性結構參數及深部動力學過程密切相關。自2013年蘆山MS7.0 地震以來,學者們利用多類型地球物理探測方法對龍門山斷裂帶南段開展了大量研究工作。王帥軍等(2015)基于人工地震反/折射探測資料構建了跨龍門山斷裂帶南段地殼尺度的二維P波速度結構模型,該模型顯示松潘-甘孜塊體和四川盆地在地殼速度結構和地殼厚度上均存在明顯差異,且龍門山構造帶靠近松潘-甘孜塊體一側深20km處存在厚約8km的低速層?；谠搮^固定臺網和流動臺陣觀測數據構建的P波、S波多參數殼幔結構模型(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構模型(唐新功等,2012; 楊光亮等,2015; 張恩會等,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構存在明顯差異,莫霍面深度自西向東減小,龍門山構造帶為速度、密度變化梯級帶和莫霍面深度陡變帶。此外,大地電磁測深結果(詹艷等,2013)揭示松潘-甘孜塊體上地殼10km以深有低阻層分布,龍門山下方為高阻體。不同的地球物理探測成果均揭示松潘-甘孜塊體、四川盆地及二者之間的龍門山構造帶(龍門山斷裂帶)在地殼不同深度上存在明顯的速度、密度及電性差異,這是構成該區深部孕震環境的物性基礎。

上述成果主要聚焦于地殼深部構造特征研究,為分析龍門山斷裂帶南段的孕震環境奠定了重要基礎。還有一些學者利用地震反射資料(王夫運等,2015; 馮楊洋等,2016; Luetal.,2017; 魯人齊等,2017,2022)對該區中上地殼的精細結構及斷層分布特征進行了研究。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制解構建了蘆山2次6.0級以上地震的空間三維斷層精細模型,認為蘆山震區存在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造,深、淺滑脫層之間為雙重構造。

綜上所述,目前蘆山強震區地殼的深淺結構及孕震環境等方面的研究成果豐富,但若要系統研判該區強震的發震機制及其動力學過程,還需要對該區地殼淺部的物性結構特征及其與深部動力學過程的映射關系開展進一步研究。已有研究表明,寬角反/折射探測法是獲取地殼物性參數的有效手段(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蘆山強震區的深地震測深剖面,從中提取P波、S波初至波走時數據,采用Zelt等(1998)提出的二維射線追蹤走時成像方法獲得了蘆山強震震源區及其鄰區的上地殼二維P波、S波和泊松比結構,并綜合該區已有的深部地殼探測成果、地震分布特征及其他地球物理地質研究成果,聚焦于淺部構造環境及深部動力學過程在上地殼的響應,對該區發生的M6～7強震的孕震環境和發震機制進行了研究分析。

1 數據及方法

1.1 金川—蘆山—樂山深地震測深剖面概況

2013年蘆山MS7.0 地震發生后,為獲取震區的深部速度結構,研究其發震構造,中國地震局地球物理勘探中心穿過蘆山強震區布設了一條長約410km的金川—蘆山—樂山深地震測深剖面(圖1)。剖面整體走向SE,近垂直于龍門山斷裂帶,經過蘆山強震區。剖面西北起自金川縣太陽河鄉附近(坐標為(31°41′25″N,101°46′30″E),剖面樁號50km),止于宜賓市王場鎮附近(坐標為(29°05′40″N,104°39′15″E),剖面樁號460km)。

金川—蘆山—樂山深地震測深剖面采用稀疏相間的觀測方式,共布設268臺PDS-2型三分量地震儀。在龍門山斷裂帶附近進行了加密觀測,觀測點距約為0.8km,其余測段點距約為2km,以期獲得構造轉化帶的精細速度結構。根據探測目標及地震波傳播特征設計金川—蘆山—樂山深地震測深剖面的觀測系統,如圖2所示。剖面共設計8炮,各炮點的信息如表1所示。單炮藥量與探測目標、炮點位置環境、激發條件密切相關,單炮最大藥量為3.5t,最小藥量為1.0t。

表1 炮點參數一覽表

圖2 深地震測深探測剖面觀測系統

1.2 成像方法

本研究采用二維射線追蹤走時反演技術(Zeltetal.,1992)獲得測線下方的P波、S波速度結構。該方法是一種可同時獲得二維速度和界面結構的旅行時間反演技術,其中模型參數化和射線追蹤方法適用于反演算法的正向步驟。由于正演步驟相當于試錯正演建模,因此該方法可適用于任何一組可進行正演建模的旅行時間,而不需考慮觀測系統的幾何形狀或數據質量。本研究使用RAYINVR(Zeltetal.,1992)軟件包進行數據處理。

1.3 泊松比的計算方法

泊松比是反映介質物理性質的重要參數,也是少有的除速度值以外能夠較為容易地通過地震波得到的重要物性參數之一。與速度值尤其是單一P波速度相比,泊松比更能反映介質在應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)、鐵鎂質的基性巖(0.28<σ≤0.30)3個端元組分按一定比例復合而成(Christensen,1996; Jietal.,2002)。本研究基于P波和S波速度,利用式(1)計算泊松比(戈革等,1983):

(1)

2 成像結果

2.1 震相分析

為了更好地顯示震相信息,我們用6.0km/s的速度對垂直分量的觀測數據進行折合,得到8炮的P波記錄截面,并對記錄截面進行1～11Hz帶通濾波。同時對NS和EW分量的觀測數據用3.5km/s的速度進行折合,分別得到8炮的S波記錄截面,并對數據進行1～6Hz的帶通濾波。對獲得的8炮記錄截面進行綜合分析和研究,提取了Pg、Sg震相。研究認為,Pg和Sg震相是結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造特征密切相關,其到時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70km,Pg波的折合到時達2s(Sp1炮,圖3a; Sp5炮右支,圖3b),Sg震相的追蹤距離達90km,Sg波的折合到時達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 部分炮點記錄的截面圖

2.2 構建初始模型

根據已有的資料結果和對震相的分析,我們設計了二維射線追蹤的初始模型。模型的網格大小主要以炮點間距和該剖面已有的二維地殼速度結構模型(王帥軍等,2015)為參考,速度初始值在參考已有信息的同時盡可能均勻簡化。圖4為剖面上地殼P波參數化的初始模型。根據炮點間距將網格的橫向尺寸設置為4～20km不等,深度方向設置4個速度層,在剖面東側的四川盆地內將P波速度依次設置為3.0km/s、3.7km/s、5.8km/s、6.0km/s,在剖面西側的松潘-甘孜塊體內將P波速度依次設置為5.5km/s、5.7km/s、5.8km/s、6.0km/s。S波速度依次設置為3.0km/s、3.2km/s、3.3km/s、3.5km/s。

圖4 P波上地殼參數化初始模型

2.3 P波、S波二維速度結構反演及結果分析

經過反演迭代和擬合計算,P波和S波的走時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。射線追蹤及數據擬合結果如圖5所示,可以看出,受炮間距影響,射線最密集、穿透最深的區域位于樁號250～300km之間。反演得到的上地殼P波、S波速度結構具有較好的一致性(圖6)。位于剖面北西側的松潘-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。位于剖面南東側的四川盆地上地殼存在明顯的分層現象,P波、S波速度的變化范圍分別為3.0～4.9km/s、1.6～2.4km/s。在樂山以東,各主要地質層位的速度等值線幾乎平行并輕微上隆,構造上位于川西南低緩陡褶帶內(李國玉等,2002),威遠頁巖氣和自貢鹽礦均位于該區域內。在剖面的樂山—名山段,地殼淺部速度等值線整體向SE傾斜,構造上位于川西低陡褶帶內(李國玉等,2002),該區內亦有氣田分布,但規模較小。在剖面中部名山—寶興之間的龍門山構造帶內,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造帶走向上存在由擠壓作用形成的構造變形,這一特征與王林等(2016)綜合高分辨率遙感影像地質解譯、DEM數據三維分析、1︰20萬區域地質調查資料所得結果一致。剖面中部蘆山強震區的上地殼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,且西側等值線變化較陡,蘆山MS7.0 地震的余震也位于該區域內,反映了青藏高原地殼向四川盆地擠壓過程中上地殼的變形特征。

圖5 上地殼P波(a)、S波(b)射線追蹤和數據擬合圖

2.4 二維泊松比分布計算

根據2.3節中得到的P波和S波速度,利用式(1)計算剖面下方的泊松比分布,結果如圖7所示?？梢钥闯?剖面北西側松潘-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)。根據已有的密度-泊松比關系分析結果(嵇少丞等,2007,2009; Ji,2010)可知,該值對應的巖性為片巖、長英質片麻巖、花崗巖等,而該區地表出露巖體為黑云母閃石英二長巖和斑狀黑云母花崗巖(胡健民等,2005),以酸性巖為主,分析認為該區的低泊松比受巖性控制。位于剖面南東側的四川盆地泊松比整體偏高,在0.26～0.305之間; 樂山以東區域的泊松比>2.9,地表以下1500～2000m處的泊松比達3.2以上,位于川西南低緩陡褶帶內(李國玉等,2002),威遠頁巖氣和自貢鹽礦均位于該區域內,分析認為該區的高泊松比與沉積地層傾角平緩且巖石孔隙度較大、含氣有關。在剖面的樂山—名山段靠近樂山一側泊松比較小,在0.26～0.29之間,地質上為向斜構造,核部為第四系,兩側為白堊紀、侏羅紀地層(馬麗芳,2002),泊松比變化等值線分布與構造一致; 靠近名山一側的泊松比較高,超過0.29。剖面中部龍門山構造帶內的泊松比在0.245～0.29之間,等值線變化復雜,地表既有沉積地層又有花崗巖出露(馬麗芳,2002),反映轉換帶內構造作用強烈且呈現出多期次的構造活動特征。在剖面中部龍門山構造帶內的沉積基底以下,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”形東側高泊松比區域更容易形成褶皺和推覆構造,造成地殼厚度增加(嵇少丞等,2009),蘆山MS7.0 地震的余震也發生于該區域內。

圖7 上地殼的泊松比分布圖

3 討論

3.1 蘆山強震區上地殼結構特征分析

蘆山強震區位于龍門山斷裂帶南段,該區自印支期以來經歷了多次構造運動,構造變形強烈(宋春彥等,2009),是中國大陸晚第四紀構造變形最強烈的地區(許志琴等,1992)。龍門山斷裂帶位于松潘-甘孜塊體和四川盆地之間的龍門山構造帶內,基底為震旦紀地層,古生代、中生代地層較為完整,地層產狀較陡,局部出露巖漿巖,寶興雜巖體亦位于該區域內(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域構造活動控制,與地層產狀幾乎保持一致,近直立展布。金川—蘆山—樂山人工地震剖面的上地殼物性結構顯示(圖6,7),剖面中部龍門山構造帶下方的沉積基底表現出明顯的雙層結構,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為無反射波組特征(王夫運等,2015; 馮楊洋等,2016),且該區域內高、低密度異常交替出現(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造活動所致。位于龍門山構造帶兩側的松潘-甘孜塊體和四川盆地上地殼物性結構差異明顯,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造(嵇少丞等,2009),造成地殼厚度增加。

上地殼地質、地震構造特征是研究深部動力學過程的重要窗口,跨龍門山斷裂帶南段蘆山強震區深地震測深探測剖面下方的上地殼物性結構探測成果為研究區域地震構造環境提供了依據。分析認為: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)結構是青藏高原東北緣在印支期的造山活動造成區內震旦系—古生界強烈變形,三疊系西康群地層雙向收縮、地殼明顯增厚(趙永久等,2007)并經歷多期次巖漿活動的體現。而松潘-甘孜塊體與四川盆地之間的龍門山構造帶內速度、泊松比橫向變化梯度大,則是晚第四紀以來印度板塊和亞洲板塊碰撞的遠程效應使得青藏高原東緣低泊松比地殼(王椿鏞等,2010)向堅硬的揚子地臺(高泊松比)擠壓進而產生地殼垂向變形的直接證據。

3.2 蘆山強震區上地殼地震構造環境分析

發生在金川—蘆山—樂山人工地震剖面中部龍門山斷裂帶南段的蘆山MS7.0 地震(下文簡稱蘆山地震)的地震序列重新定位結果(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,余震的優勢分布深度約為10～20km,地殼10km以淺余震較少,主要分布在龍門山斷裂帶下方蘆山以西的區域(圖6,7)。結合該區已有的地殼物性結構特征(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)認為,余震分布不僅受區域斷裂構造控制,同時也與地殼物性結構密切相關,蘆山地震的主震及其余震的優勢分布區域均位于殼內速度、密度、電阻率變化梯級帶內高速、高密度、低泊松比和高阻體一側。以上現象可能與該區域內上地殼更加堅硬,且在印度板塊長期擠壓作用下該區較其東側上地殼更為軟弱的四川盆地易于積累應力,在強震發生后應力釋放與重新調整有關。2008年汶川MS8.0 地震(以下簡稱汶川地震)同樣發生于龍門山斷裂帶上,距蘆山地震約80km,其余震沿龍門山斷裂帶走向分布約350km,震源優勢分布深度為5～20km(劉巧霞等,2010)。該區已有的地殼物性結構探測成果(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、高密度和高阻體區域。綜合分析蘆山和汶川2次逆沖型地震的上地殼構造環境認為,其在上地殼具有相似的物性結構特征和區域構造背景,余震分布均受地殼結構控制,但由于2個地震之間存在低波速、高泊松比、低密度區域(徐志萍等,2019; Wangetal.,2021),阻止了汶川地震同震滑移的SW向發展和蘆山地震同震滑移的NE向發展,從而形成了2個地震區。

根據文本的計算結果可知: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構,泊松比較高,可塑性強,易于產生橫向變形吸收應力。因此,綜合分析蘆山強震區的上地殼地震構造環境認為:新生代以來,在印度板塊擠壓作用下,青藏高原物質向E運移,在高原與盆地之間的龍門山構造帶內,上地殼形成了逆沖推覆構造帶和一系列規模、性質不同的活動斷裂(Leietal.,2009; 劉保金等,2009; Zhangetal.,2010; 徐錫偉等,2013)。同時,中、下地殼應力在斷層面附近不斷積累,是導致蘆山地震發生及其大部分余震在脆性上地殼中觸發的動力學背景。

4 結論

本文基于過蘆山MS7.0 強震區的深地震測深剖面資料,提取了P波、S波初至到時數據,采用二維射線追蹤走時反演技術(Zeltetal.,1992)得到了沿剖面上地殼淺部的P波、S波精細速度結構,計算了泊松比。結合蘆山地區已有的地質、地球物理探測成果,綜合分析了蘆山強震區上地殼物性結構與區域動力學過程之間的關系,得到以下結論:

(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; 龍門山構造帶內為速度、泊松比強烈變化梯級帶。

(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使得震旦系—古生界地層強烈變形,同時三疊系西康群地層雙向收縮、地殼明顯增厚,并經歷多期次巖漿活動的直接體現。

(3)松潘-甘孜塊體和四川盆地之間的龍門山構造帶內速度、泊松比橫向變化梯度大,是晚第四紀以來印度板塊和亞洲板塊碰撞遠程效應使得青藏高原東緣低泊松比地殼(王椿鏞等,2010)向堅硬的楊子地臺(高泊松比)擠壓進而產生地殼垂向變形的直接證據。

(4)2013年蘆山MS7.0 地震的余震優勢分布在殼內高、低速和泊松比變化梯級帶高速且低泊松比的一側,表明研究區的地震活動不僅受區域斷裂構造的控制,同時也與地殼淺部物性結構特征密切相關。