四川芦山MS7.0地震震源区及其周边区域P波三维速度结构研究

李大虎 吴萍萍 丁志峰

1） 中国北京100081中国地震局地球物理研究所2） 中国成都610041四川省地震局



四川芦山MS7.0地震震源区及其周边区域P波三维速度结构研究

1） 中国北京100081中国地震局地球物理研究所2） 中国成都610041四川省地震局

利用四川数字地震台网和流动地震台站在芦山MS7.0地震震后（2013年4月20日—6月23日）记录到的2026次区域地震事件的28188条P波到时资料， 采用地震层析成像方法反演得到了芦山地震震源区及其周边区域中上地壳P波三维速度结构． 结果表明， 浅部地壳的P波速度异常分布特征与地表地质构造、 地形和岩性密切相关， 即成都断陷盆地表现出与第四纪沉积有关的低速异常区； 犍为、 乐山一带的川中微升区和川青块体龙门山以西的邻近地带均表现为与构造抬升有关的高速异常； 宝兴、 康定附近分布的基性火山岩及火山碎屑岩均呈局部高速异常分布． 芦山地震震源位于高低速异常分界线附近且偏向高速体一侧， 其下方存在明显的低速异常分布， 可能与流体的存在有关. 流体的作用导致中上地壳内部发震层的弱化， 使孕震断层易于破裂， 可能对芦山地震起到了触发作用． 芦山地震与汶川地震两次地震的余震密集区相距50 km， 这50 km地震空区震源体的深度范围附近目前正处于高速异常区内， 加之龙门山断裂带西南段又具有比较典型的断错地貌发育， 使得该段地震空区（大邑—邛崃活动断裂破裂空段）现在所处的深浅部构造环境变得复杂， 其潜在的地震危险性仍值得进一步关注．

芦山地震 震源区 层析成像 龙门山断裂 P波三维速度结构 地震空区

引言

2013年4月20日在龙门山断裂带西南段发生芦山MS7.0强烈地震， 震中位于30.3°N、 103.0°E， 震源深度为17 km. 据国内外多个科研机构给出的震源机制解表明， 芦山地震是一次发生在青藏高原中东部巴彦喀拉块体东向逃逸东端与华南块体西北端四川盆地强烈挤压碰撞带内部的典型逆断层型地震， 震源断层走向220°， 倾角约35°， 断层面上最大滑动量约1.5 m. 这次地震造成SW--NE方向发展的破裂带长约为20 km, 沿断层倾角方向的范围主要为12—25 km， 破裂持续时间达25 s （UTC， 2013； 张勇等， 2013）． 芦山地震发生后， 余震不断， 其中最大余震为2013年4月21日17时05分芦山-邛崃交界MS5.4地震， 对这次余震震后两周地震序列的重新定位结果（赵博等， 2013）表明， 余震水平方向上与主要集中在龙门山断裂带南端的双石—大川断裂两侧呈NE向线性分布. 由于2008年汶川MS8.0地震发生在龙门山构造带中北段， 破裂自初始破裂点开始沿龙门山断裂带中央及前山断裂呈NE向单侧扩展， 龙门山断裂带南西段在本次地震中并未参与活动， 而芦山MS7.0地震恰好发生在汶川MS8.0地震未引起破裂的龙门山断裂带南段. 两次地震震中相距92 km， 其余震密集区相距50 km（杜方等， 2013； 易桂喜等， 2013）， 且芦山地震破裂在震中NE方向不到20 km处停止扩展， 其余震也在同一位置处停止活动. 这些均表明芦山地震震中往NE方向的介质性质或地下结构发生了强烈的变化， 破裂扩展遭到阻碍. 因此该空段内发生强震的危险性以及震源区周边强震孕育的深部构造环境值得进一步关注和研究（赵翠萍等， 2013）．

巴颜喀拉山块体向ESE方向运动， 与稳定的华南块体碰撞， 两者之间的龙门山构造带挤压缩短， 造就了青藏高原东缘宏伟的地貌景观. 龙门山构造带长约500 km， 断面西倾， 是由茂汶—汶川断裂、 北川—映秀断裂、 彭县—灌县断裂和龙门山山前隐伏断裂等4条主干断裂组成的宽约30—40 km的冲断带. 其东南侧为开阔的中新生代陆相盆地， 西北侧为古生代地层组成的中高山区（图1）. 正是由于龙门山构造带的推覆运动引起地壳缩短， 分别导致了2008年汶川MS8.0和2013年芦山MS7.0两次大地震的发生. 芦山MS7.0地震震源破裂与汶川地震相似， 以逆断层错动为主， 且为盲逆断层型地震（徐锡伟等， 2008, 2013; 张培震等， 2012）． 该地震发生后， 作者当天就参加了四川省地震局地震现场应急科考工作， 对芦山震区周边的盐井—五龙断裂、 双石—大川断裂、 新开店断裂和大邑断裂等进行了野外调查追踪， 均未发现真正意义上的地震地表破裂， 这也给直接探讨发震构造几何学、 运动学特征和地震破裂样式带来了困难． 从目前资料来看， 龙门山断裂带的西南段， 同样肩负着青藏高原隆升并向SE方向推进与相对稳定的四川地块的强烈阻挡而引起的逆冲和缩短兼右旋走滑运动. 作为活动地块的一级边界， 该断裂带具有蕴育和发生强烈地震的构造背景， 新构造时期又以强烈的地壳抬升和缩短为特色； 除此之外， 各断裂两侧块体还存在垂直差异运动. 其中龙门山断裂带西南段的双石—大川断裂又具有比较典型的断错地貌发育， 因此这次芦山地震的震级规模与龙门山断裂带南段潜在的地震危险性的规模并不相称， 其发生并未显著地缓解龙门山断裂带西南段的地震危险性， 该地段整体上仍存在发生MW7.2—7.3地震的潜在危险性， 亟待加强监测与研究（陈运泰等， 2013）．

芦山地震发生至今， 很多国内外学者针对此次地震的震源机制、 地震序列定位以及构造应力场反演等方面开展了研究， 加之近年来不同地球物理探测方法研究结果均揭示出龙门山推覆构造带以西地区存在与中下地壳物质通道流密切相关的低速异常（Roydenetal， 1997； Clark, Royden， 2000； Xuetal， 2007； Burchfieletal， 2008； 王椿镛等， 2008； 赵国泽等， 2008； 刘启元等， 2009； 吴建平等， 2009）． 然而， 现有的研究结果尚未对此次芦山地震震源区深部介质环境以及破裂过程的深部构造成因机制给出足够清晰的解释. 而震源区的地壳速度结构可以反映地壳介质属性及变化情况， 特别是横向不均匀的三维速度结构图像， 可以提供与震源位置和震源介质有关的重要信息， 进而将其与地震活动的空间分布相结合， 可为认识芦山地震发生的孕震环境及孕震机理提供重要的依据． 因此， 迫切需要对芦山地震震源区的速度结构， 特别是涵盖震源深度范围内的中上地壳的精细速度结构进行研究， 这对于认识龙门山断裂带南段芦山地震震源区独特的孕震环境极为重要．

本文利用2013年4月20日—6月23日芦山MS7.0地震震后四川数字地震台网和流动地震台站记录到的2026次区域地震事件的28188条P波到时资料， 反演得到了芦山地震震源区及周边区域中上地壳的P波三维速度结构特征， 并针对芦山地震震源区及周边区域（如目前关注的大邑—邛崃活动断裂破裂空段）的速度结构分布特征和震源区的深部孕震环境进行分析. 所得结果对于深入了解龙门山断裂带及邻区地震孕育的深部地球动力学机制， 探讨芦山地震孕育与发生的深部构造背景和发震构造模式， 以及评估未来地震活动趋势具有重要的意义．

图1 芦山地震震源区及周边区域地质构造图

1 观测资料与成像方法

本研究收集了2013年4月20日—6月23日芦山地震震后四川数字地震台网和流动地震台站（图2a）记录到的区域地震P波到时资料. 其中60个固定地震台站位于四川省境内， 流动地震台站是四川省地震局在制定芦山MS7.0地震现场监测工作方案并取得中国地震局监测预报司同意后， 由中国地震局地球物理研究所、 湖北省地震局、 云南省地震局、 四川省地震局和重庆市地震局等单位共同实施的， 架设完成的15个流动测震台站主要位于龙门山断裂带西南端芦山地震震源区及其周边区域. 本文所用的地震经过严格筛选， 共选出M1.0—7.0地震事件2026次（图2b）， 有86.5%的地震事件集中分布在震源区及其附近. 其中ML1.0—3.9地震1966次，MS4.0—4.9地震52次； 读取P波到时数据的精度为0.05—0.15 s， 每次地震的P 波到时数据不少于10个； 反演共采用所选2026次地震事件的28188个P波到时数据．

图2 本文所用地震台站分布（a）和地震震中分布（b）. 图（b）左上角为芦山地震震源区地震事件分布局部放大图

本文采用Zhao等提出的走时层析成像方法反演芦山地震震源区及其周边区域P波三维速度结构（Zhaoetal， 1992, 1994; Zhao, 2001）. 该方法允许速度在三维空间内任意变化， 并通过在模型空间中设置一系列的三维网格节点， 节点处的速度扰动作为反演中的未知数被求解， 而模型中其它任意点的速度扰动则可由与之相邻的8个节点的速度扰动线性插值得到． 为了快速、 精确地计算理论走时和地震射线路径， 该方法在射线追踪过程中对Um和Thurber （1987）提出的近似弯曲算法进行了改进， 迭代应用伪弯曲技术和斯奈尔定律进行三维射线跟踪， 使之适用于复杂的速度间断面存在的情况. 在反演过程中， 采用带阻尼因子的最小二乘方法（Paige, Saunders， 1982）求解大型稀疏观测方程组， 且阻尼满足模型和数据方差均为最小． 研究区域三维速度模型的地理范围为28°—33°N、 100°—105°E， 在综合已有的人工地震测深和布格重力异常反演等成果（王椿镛等， 2002, 2003； 楼海等， 2008）的基础上， 采用CRUST2.0模型（Bassinetal， 2000）计算得到了研究区内三维网格点位置下的康拉德面和莫霍面的深度． 研究区的康拉德面的平均深度为20.8 km， 莫霍面的平均深度为63.2 km. 根据本文宗旨及地震分布情况， 在水平方向以0.5°×0.5°划分网格， 深度方向以1， 8， 12， 16， 20和24 km划分网格．

采用检测板方法对反演结果的分辨率进行检测（Zhaoetal， 1994； 丁志峰， 1999）. 通过该方法不仅可以评价反演结果速度异常区域的可信度， 还可以衡量地震射线在空间内的交叉情况． 检测板的基本原理是： 建立三维空间网格点， 在一维速度模型基础上加上正负相间的速度扰动（本文采用的扰动值为±3%）， 然后计算与实际观测资料射线路径分布相同的理论走时， 将生成的理论走时进行反演， 通过对反演结果中每一个节点上的速度值与理论值的对比， 获得观测数据成像的分辨能力． 图3给出了数据检测板分辨率测试结果. 可以看出, 研究区0—24 km深度范围内的中上地壳恢复较好. 这主要是由于芦山地震震后震源区附近架设了较密集的流动台站以及大量地震事件在震源区附近集中分布， 加之地震射线主要分布在中上地壳. 所以本文采用的观测数据对研究芦山地震震源区附近中上地壳的P波三维速度结构是比较可靠的．

图3 检测板分辨率测试结果

除检测板测试外， 每个节点附近通过的射线数也可以作为衡量解的可靠性的一个指标． 图4给出了穿过全部节点的射线分布. 可以看出， 射线密度覆盖与检测板测试结果（图3）相符， 即在芦山地震震源区射线覆盖密度相对密集， 量值高达6000—8000， 而在远离震源区的其它区域射线覆盖密度就相对小一些． 在速度结构反演过程中我们对地震进行了重新定位， 地震定位与速度结构反演交替进行， 即根据初始三维速度模型对地震进行重新定位， 然后根据定位结果， 在射线追踪的基础上采用带阻尼的最小二乘算法进行速度结构反演. 如此反复迭代， 直到满足条件为止． 如何选取最为合适的阻尼系数， 使得走时残差均方根与速度扰动之间达到平衡， 是保证反演计算接近真实模型的重要一步． 为了选取最为合适的阻尼系数， 分别用不同的阻尼值进行多次反演试算， 最后确定了反演阻尼系数为15. 本文采用这种反演方式共迭代5次， 重新定位与反演前后的走时残差为0.31824 s. 较小的走时残差说明反演得到的三维速度模型与实际资料吻合得很好．

图4 研究区域内不同深度层的射线分布

2 震源区及其周边区域的三维速度分布

由于芦山主震及本文用到的多数地震及震后架设的流动台站均集中在龙门山断裂带南段的震源区及其周边地区， 因此我们主要集中讨论芦山地震震源区及其附近区域的三维速度结构特征． 图5给出了芦山地震震源区及其周边区域1—24 km不同深度的P波速度异常分布. 可以看出， 在浅部上地壳深度范围内， P波速度异常分布特征与地表地质构造、 地形和岩性密切相关. 随着深度从1 km到12 km的递变， 速度异常分布趋势也随之发生改变. 龙门山断裂带作为一条高低速异常的分界线逐渐清晰, 大致以卧龙和北川附近为界. 龙门山构造带的不同段落所呈现出的速度异常分布也存在一定的差异. 在1 km深度的速度异常图上， 宝兴及康定杂岩区地表出露区均存在局部的P波高速异常. 根据地质资料研究， 该地区以成带状分布的基性火山岩及火山碎屑岩等为主， 时代多属震旦—奥陶纪， 因此该异常与宝兴、 康定等地分布的侵入岩体有关. 在8 km深度层上， 川青块体龙门山以西的邻近地带（称岷山块体）表现为明显的高速异常， 这主要与新生代以来川青块体的运动方向为ESE（韩渭宾, 蒋国芳， 2003）及其整体隆升有关， 龙门山构造带作为川青滑移块体的南东边界, 在速度结构图上呈现出高低异常分界带． 该深度的川青块体P波层析成像结果与Lei和Zhao（2009）的研究结果一致， 但与吴建平等（2009）成像结果稍有不同． 四川盆地内部的龙泉山附近区域也表现为高速异常， 分布在龙泉山背斜的东西两翼且呈NE向断续延伸. 作为四川台坳西缘的成都断陷盆地东缘的边界断裂----龙泉山断裂带， 由于挤压逆冲， 使龙泉山崛起成为成都平原的东部屏障. 到了12 km深度处, 速度异常图上也逐渐呈现出一条高低速异常的边界线， 其高速异常主要集中在龙门山断裂带北段灌县—江油一带, 而位于龙泉山断裂NW方向的成都断陷盆地则表现为P波低速异常区. 由于喜山运动以来， 龙门山构造带作为青藏高原东缘的重要组成部分表现出强烈的NW--SE的推覆逆掩过程， 并在山前形成了具有补偿性质的成都第四纪断陷盆地（唐荣昌， 韩渭宾， 1993）. 成都—汶川重复精密水准测量资料表明， 成都断陷现今仍处于沉降状态*四川省地矿局水文测量队. 2009. 内部资料.， 因此在速度异常特征分布上表现出与第四纪沉积有关的低速异常区． 而位于龙泉山断裂SE方向的乐山—犍为—沐川和自贡一带则处于四川盆地弱升区的川中微升区内， 第四纪以来表现为缓慢的大面积间歇性隆起抬升， 且具有西部较东部隆升快的特点（唐荣昌, 韩渭宾， 1993）， 并在第四纪早期表现得尤为明显. 地貌上总的特点是以山地和丘陵为主， 间夹河谷平原， 因此在速度异常特征分布上表现为与构造抬升有关的高速异常区． 上述成像结果在一定程度上反映了本研究所得到的层析成像结果具有较高的分辨力和可靠性．

图5 芦山地震震源区及其周边区域的P 波速度异常分布. 图中黑线为区内主要断裂

在16 km震源体深度范围附近， 龙门山构造带南北两段的P波异常分布特征表现出不同的差异， 芦山地震震源区及其周边区域表现出相对高速的异常分布， 这种分布趋势到了20 km深度层上表现得更为明显. 同时岷山块体的低速异常分布特征明显， 尤其是位于龙门山断裂带NW向的松潘—黑水—马尔康一带, 在20 km的深度图上开始出现大面积的低速异常分布. 跨龙门山推覆构造带布设的3条大地电磁测深剖面的研究结果也清晰地揭示出川青块体在20 km深度处出现高导体的电性结构特征（Zhaoetal， 2012）， 即川青块体上地壳的高阻层下方存在地壳高导层， 其顶面埋深约为20 km. 本文层析成像结果与该结果一致． 随着深度的增加， 震源区附近的波速变化更为明显. 24 km深度处的芦山地震震源体下方呈现出圈闭状低速异常分布. Lei和Zhao（2009）一文的成像结果主要针对龙门山中北段速度结构， 并未全面覆盖龙门山断裂带南段及其芦山地震震源区及其周边地区. 而本文该深度处的速度结构与以往龙门山地区的P波成像研究结果相比， 低速异常趋势更加明显, 分布范围也较为集中在震源区及其附近区域， 这主要与芦山地震震后在震源区及其附近出现的大量地震事件和密集射线分布有关． 而龙门山断裂带东部具备二元结构的四川盆地则表现出明显的大范围高速异常， 其原因是由于该盆地上部较厚沉积盖层下存在连续稳定的新太古界至古元古界中深变质岩系的结晶基底所致. 另一方面也说明了位于扬子块体西缘的四川盆地中下地壳处于相对稳定的状态. 这与已有的地震波成像结果（顾勤平等， 2010； 易桂喜等， 2010）相吻合．

图6给出了穿过芦山地震震源区的两条波速异常分布剖面（剖面位置见图2b）. 芦山地震震源区所处的龙门山断裂带南段与汶川地震震源区所处的龙门山断裂带中北段的成像结果在深浅构造环境方面存在一定的差异， 芦山地震震源位于高低速异常的分界线附近且偏向高速异常体一侧， 震源区下方则表现为低速异常分布（图6a）. 这种特有的速度结构特征有利于应力在脆性上地壳内积累， 且龙门山断裂带芦山地震与汶川地震的震源体深度范围附近P波速度结构表现为高速异常特征（图6b）， 高速坚硬介质的发育更有利于应变能的积累与集中释放（易桂喜等， 2011）. 无论A--A′剖面还是B--B′剖面均显示出芦山主震发生在高低速异常的分界线附近且偏向高速异常体一侧， 而其下方则存在显著的低速异常体， 这正是此次芦山地震发生的深部介质条件．

根据本文的成像结果还可以看出, 大地震并非发生在任何地方， 而是发生在地壳中的构造异常区. 尤其需要引起注意的是， 芦山地震与汶川地震两次地震的余震密集区相距50 km， 那么这50 km的地震空区， 即在这两次地震中均未破裂的龙门山构造带南段的大邑—邛崃活动断裂破裂空段， 其未来的地震危险性仍不可低估. 因为1970年2月24日在大邑、 芦山两县交界地区曾发生M6.2强震， 加之活动断裂破裂空段内大地震的发生本身又具有较高的概率（Mogi， 1979）， 如2007年印尼苏门答腊MW8.4和MW8.1地震（Xueetal， 2008）； 而且作者通过野外地震地质调查追踪发现， 龙门山断裂带南段的双石—大川断裂又具有比较典型的断错地貌发育， 而在此次芦山地震中破裂并未通达地表， 加之地震空区震源体深度范围附近又处于高波速异常区内. 因此， 该活动断裂破裂空段现处的深浅部构造环境使得龙门山断裂带南段的地震危险性增大， 值得进一步关注.

图6 穿过芦山主震震源区的两个相互垂直的P波速度剖面示意图

3 讨论与结论

芦山MS7.0地震之后， 由中国地震局地球物理研究所牵头， 实施了芦山“4·20”MS7.0强烈地震的科学考察工作， 其中跨龙门山断裂带南段震源区的大地电磁测深反演得到的该地区地电结构（詹艳等， 2013）发现， 在芦山地震震源区及其周边地区存在高导异常. 该结果从另一方面也证实了本文成像结果的可靠性， 据此我们推断在芦山地震震源体下方的高导体和低速异常可能与流体的存在有关．

近些年来， 国内外一些研究人员特别重视流体对地震的触发作用. 大地震的产生与周围的构造环境（如俯冲带、 地壳物质的物理化学性质及岩浆、 流体等）密切相关， 地壳中发震层下方流体的存在会影响到发震断层的结构和性质， 降低断层强度， 从而使区域应力场发生变化， 导致断裂带上应力集中（Sibson， 1992； Hickmanetal， 1995； Zhaoetal， 2002）. 例如： Zhao等（1996）研究1995年日本神户地震震源区的速度结构时， 在震源区发现P波低速区， 推测是由充满流体的裂隙所引起， 正是这些流体的作用使得应力在震源处集中， 并形成了神户地震的成核过程； Zhao等（1997） 通过对1994年美国南加州北岭地震的研究发现该地震前后震源区应力场的变化， 认为震源区应力场的变化与断裂带内的流体有关； Katao等（1997）通过研究1995年日本神户地震前后震源区应力场的变化， 发现其与断裂带内的流体有关； Huang和Zhao（2004）对唐山等大地震的研究发现， 大地震发生在高低速交界部位偏高速区的一侧， 并认为震源下方存在的低速异常体可能促进了地震成核； 黄金莉和赵大鹏（2005）对首都圈地区强震发生的深部构造环境研究发现， 多数大地震都发生在高速块体的边侧， 且在震源区的下方存在明显的低速体分布， 并认为这些低速异常与流体有关， 下地壳中的流体容易引起中上地壳发震层的弱化和应力集中， 使孕震断层易于破裂， 从而发生大震； Lei和Zhao （2009）研究发现， 汶川主震震源区下方存在明显的低波速异常体， 且这种低波速异常体散布于龙门山断裂带整个地壳深度范围内， 暗示着流体作用于整个断裂带， 并据此推测汶川地震的发生可能与沿龙门山断裂带上浸的下地壳流体密切相关．

本文成像结果表明芦山地震震源体下方存在低速异常分布， 且芦山地震发生在龙门山断裂带西南端， 其震源深度经重新测定后约为17 km， 刚好处于岩石强度最大的脆-韧性转变带附近. 结合跨龙门山断裂带南段名山—宝兴的石油地震勘探剖面*石油部四川勘探局地质调查处. 1985. 四川盆地区域构造单元划分简图及四川盆地结晶岩面深部简图.显示， 龙门山推覆构造带南段的构造变形表现为前展式破裂特点， 下构造层的冲断位移一方面向前传递， 另一方面通过反冲断层向后陆方向返回. 在龙门山断裂带南段的大川—双石断裂与四川盆地之间还发育有新开店断裂和大邑断裂， 这些断裂均走向NE， 倾向NW， 在剖面上构成叠瓦逆冲系， 最终归并于地下20 km左右的水平滑脱层上. 该断裂由于受到流体长时间的作用而影响其结构和组成， 进而改变断裂带的应力状态（Sibson， 1992； Hickmanetal， 1995）， 造成了芦山地震孕震区的弱化， 可能对此次芦山MS7.0地震起到触发作用． 本文结果对深入了解芦山地震的孕震机制和深部介质条件提供了地震学依据， 为该区地震构造环境评价和地震活动趋势分析提供了可靠的深部构造资料．

本文利用芦山MS7.0地震震后四川数字地震台网和流动地震台站观测资料， 使用大量P波到时资料反演得到了芦山地震震源区及其周边区域P波三维速度结构. 通过对速度结构的分析研究得到以下结论：

1） 本文成像结果揭示出龙门山断裂带南北两段存在不同的深浅构造环境， 浅部地壳的P波速度异常分布特征与地表地质构造、 地形和岩性密切相关. 成都断陷盆地表现为与第四纪沉积有关的低速异常区， 乐山—犍为—沐川和自贡一带的川中微升区和川青块体龙门山以西的邻近地带均表现为与构造抬升有关的高速异常， 宝兴、 康定杂岩区表现出局部P波高速异常， 川青块体龙门山以西地区的中地壳深度附近则显示出明显的低速分布， 而四川盆地沉积盖层之下存在的结晶基底则表现为明显的大范围高速异常， 芦山地震震源区下方呈现出明显的圈闭状低速体分布．

2） 芦山地震震源位于高低速异常分界线附近且偏向高速异常体一侧， 其下方存在明显的低速异常分布. 而高速异常则是地壳比较脆性、 易于积累发生大震所需应力的地区. 震源体下方流体的存在引起发震层的弱化和应力集中， 使孕震断层易于破裂， 从而发生大震， 这正是此次芦山地震发生的深部介质条件． 需要引起注意的是， 芦山地震与汶川地震两次地震的余震密集区相距50 km， 这50 km地震空区震源体的深度范围附近目前正处于高速异常区范围内， 加之龙门山断裂带西南段又具有比较典型的断错地貌发育， 使得该地震空区即活动断裂破裂空段（大邑—邛崃段）现处的深浅部构造环境变得复杂， 其潜在的地震危险性不可低估. 今后还需结合对芦山地震震后断裂带地应力变化的监测成果， 继续加强对龙门山构造南段地震风险的关注．

本文只是在芦山地震震后所能收集到的观测资料的基础上对芦山地震震源区中上地壳P波三维速度结构进行了研究. 随着目前芦山地震周边区域地震台网的加密、 地震事件的增多及观测周期的加长， 今后可以对芦山地震震源区及其周边区域的地壳三维速度结构进行更为精细的研究． 由于本文所使用的芦山地震震后记录的地震射线主要分布于中上地壳深度范围， 成像结果未能得到更深处的速度结构. 今后将加入远震事件进行联合成像， 从不同深度来揭示芦山地震震源区精细速度结构及介质的横向不均匀性， 以获得对该研究区的深部介质环境和地震孕育机理更加深入的研究成果. 这对于理解芦山地震震源区及其周边区域地震孕育的深部地球动力机制以及评估未来地震活动趋势无疑可以提供重要的科学依据．

本文撰写过程中得到中国地震局地球物理研究所王椿镛研究员和四川省地震局易桂喜研究员的悉心指导和帮助， 中国地震局地质研究所詹艳研究员为本文提供震后跨龙门山断裂带南段芦山地震震源区MT电磁反演的深部电性结构解译资料， 赵大鹏教授为本文提供层析成像程序. 在此一并向他们致以最诚挚的感谢．

陈运泰, 杨智娴, 张勇, 刘超. 2013. 浅谈芦山地震[J]. 地震学报, 35（3）: 285--295.

Chen Y T, Yang Z X, Zhang Y, Liu C. 2013. A brief talk on the 20 April 2013 LushanMW6.7 earthquake[J].ActaSeismologicaSinica, 35（3）: 285--295 （in Chinese）.

丁志峰. 1999. 近震层析成像的理论及应用[D]. 北京: 中国地震局地球物理研究所: 40--42.

Ding Z F. 1999.TheoryandApplicationofTomographicImagingofNearEarthquake[D]. Beijing: Institute of Geophysics, China Earthquake Administration: 40--42 （in Chinese）.

杜方, 龙锋, 阮祥, 易桂喜, 宫悦, 赵敏, 张致伟, 乔慧珍, 汪智, 吴江. 2013. 四川芦山7.0级地震及其与汶川8.0级地震的关系[J]. 地球物理学报, 56（5）: 1772--1783.

Du F, Long F, Ruan X, Yi G X, Gong Y, Zhao M, Zhang Z W, Qiao H Z, Wang Z, Wu J. 2013. TheM7.0 Lushan earthquake and the relationship with theM8.0 Wenchuan earthquake in Sichuan, China[J].ChineseJournalofGeophysics, 56（5）: 1772--1783 （in Chinese）.

顾勤平, 朱介寿, 康清清, 程先琼, 边立恩. 2010. 欧亚大陆及西太平洋边缘海地区瑞雷波群速度结构与各向异性分布[J]. 地震学报, 32（1）: 12--22.

Gu Q P, Zhu J S, Kang Q Q, Cheng X Q, Bian L E. 2010. Rayleigh wave group velocity and its azimuthal in the Eurasia and western Pacific marginal sea region[J].ActaSeismologicaSinica, 32（1）: 12--22 （in Chinese）.

韩渭宾, 蒋国芳. 2003. 川青块体及其向南东方向运动的新证据[J]. 西北地震学报, 25（2）: 175--178.

Han W B, Jiang G F. 2003. New evidences for Sichuan--Qinghai crustal block and their movement towards southeast[J].NorthwesternSeismologicalJournal, 25（2）: 175--178 （in Chinese）.

黄金莉, 赵大鹏. 2005. 首都圈地区地壳三维P波速度细结构与强震孕育的深部构造环境[J]. 科学通报, 50（4）: 348--355.

Huang J L, Zhao D P. 2005. The 3D P-wave velocity fine structure and strong earthquake pregnant deep tectonic environment of crust in the capital area[J].ChineseScienceBulletin, 50（4）: 348--355 （in Chinese）.

刘启元, 李昱, 陈九辉, 郭飚, 李顺成, 王峻, 张绪奇, 齐少华. 2009. 汶川MS8.0地震: 地壳上地幔S波速度结构的初步研究[J]. 地球物理学报, 52（2）: 309--319.

Liu Q Y, Li Y, Chen J H, Guo B, Li S C, Wang J, Zhang X Q, Qi S H. 2009. WenchuanMS8.0 earthquake: Preliminary study of the S-wave velocity structure of the crust and upper mantle[J].ChineseJournalofGeophysics, 52（2）: 309--319 （in Chinese）.

楼海, 王椿镛, 吕智勇, 姚志祥, 戴仕贵, 尤惠川. 2008. 2008年汶川MS8.0级地震的深部构造环境: 远震P波接收函数和布格重力异常的联合解释[J]. 中国科学: D辑, 38（10）: 1207--1220.

Lou H, Wang C Y, Lü Z Y, Yao Z X, Dai S G, You H C. 2008. Deep structural environment of 2008 WenchuanMS8.0 earthquake: Joint interpretation from teleseismic P-wave receiver function and Bouguer gravity anomaly[J].ScienceinChina:SeriesD, 38（10）: 1207--1220 （in Chinese）.

唐荣昌, 韩渭宾. 1993. 四川活动断裂与地震[M]. 北京: 地震出版社: 22--31.

Tang R C, Han W B. 1993.SichuanActiveFaultsandEarthquake[M]. Beijing: Seismological Press: 22--31 （in Chinese）.

王椿镛, Mooney W D, 王溪莉, 吴建平, 楼海, 王飞. 2002. 川滇地区地壳上地幔三维速度结构研究[J]. 地震学报, 24（1）: 1--6.

Wang C Y, Mooney W D, Wang X L, Wu J P, Lou H, Wang F. 2002. Study on 3-D velocity structure of crust and upper mantle in Sichuan-Yunnan region, China[J].ActaSeismologicaSinica, 24（1）: 1--16 （in Chinese）.

王椿镛, 吴建平, 楼海, 周民都, 白志明. 2003. 川西藏东地区的地壳P波速度结构[J]. 中国科学: D辑, 33（增刊）: 181--189.

Wang C Y, Wu J P, Lou H, Zhou M D, Bai Z M. 2003. P-wave crustal velocity structure in western Sichuan and eastern Tibetan region[J].ScienceinChina:SeriesD, 46（Suppl.）: 254--265.

王椿镛, 楼海, 吕智勇, 吴建平, 常利军, 戴仕贵, 尤惠川, 唐方头, Zhu L, Silver P. 2008. 青藏高原东部地壳上地幔S波速度结构: 下地壳流的深部环境[J]. 中国科学: D辑, 38（1）: 22--32.

Wang C Y, Lou H, Lü Z Y, Wu J P, Chang L J, Dai S G, You H C, Tang F T, Zhu L, Silver P. 2008. S-wave crustal and upper mantle’s velocity structure in the eastern Tibetan Plateau: Deep environment of lower crustal flow[J].ScienceinChina:SeriesD, 51（2）: 263--274.

吴建平, 黄嫒, 张天中, 明跃红, 房立华. 2009. 汶川MS8.0级地震余震分布及周边区域P波三维速度结构研究[J]. 地球物理学报, 52（2）: 320--328.

Wu J P, Huang Y, Zhang T Z, Ming Y H, Fang L H. 2009. Aftershock distribution of theMS8.0 Wenchuan earthquake and three dimensional P-wave velocity structure in and around source region[J].ChineseJournalofGeophysics, 52（2）: 320--328 （in Chinese）.

徐锡伟, 闻学泽, 叶建青, 马保起, 陈杰, 周荣军, 何宏林, 田勤俭, 何玉林, 王志才, 孙昭民, 冯希杰, 于贵华, 陈立春, 陈桂华, 于慎鄂, 冉勇康, 李细光, 李陈侠, 安艳芬. 2008. 汶川MS8.0地震地表破裂带及其发震构造[J]. 地震地质, 30（3）: 597--629.

Xu X W, Wen X Z, Ye J Q, Ma B Q, Chen J, Zhou R J, He H L, Tian Q J, He Y L, Wang Z C, Sun Z M, Feng X J, Yu G H, Chen L C, Chen G H, Yu S E, Ran Y K, Li X G, Li C X, An Y F. 2008. TheMS8.0 Wenchuan earthquake surface ruptures and its seismogenic structure[J].SeismologyandGeology, 30（3）: 597--629 （in Chinese）.

徐锡伟, 陈桂华, 于贵华, 程佳, 谭锡斌, 朱艾斓, 闻学泽. 2013. 芦山地震发震构造及其与汶川地震关系讨论[J]. 地学前缘, 20（3）: 11--20.

Xu X W, Chen G H, Yu G H, Cheng J, Tan X B, Zhu A L, Wen X Z. 2013. Seismogenic structure of Lushan earthquake and its relationship with Wenchuan earthquake[J].EarthScienceFrontiers, 20（3）: 11--20 （in Chinese）.

易桂喜, 姚华建, 朱介寿, van der Hilst R D. 2010. 用Rayleigh面波方位各向异性研究中国大陆岩石圈形变特征[J]. 地球物理学报, 53（2）: 256--268.

Yi G X, Yao H J, Zhu J S, van der Hilst R D. 2010. Lithospheric deformation of continental China from Rayleigh wave azimuthal anisotropy[J].ChineseJournalofGeophysics, 53（2）: 256--268 （in Chinese）.

易桂喜, 闻学泽, 辛华, 乔慧珍, 龙锋, 王思维. 2011. 2008年汶川MS8.0地震前龙门山—岷山构造带的地震活动性参数与地震视应力分布[J]. 地球物理学报, 54（6）: 1490--1500.

Yi G X, Wen X Z, Xin H, Qiao H Z, Long F, Wang S W. 2011. Distributions of seismicity parameters and seismic apparent stresses on the Longmenshan--Minshan tectonic zone before the 2008MS8.0 Wenchuan earthquake[J].ChineseJournalofGeophysics, 54（6）: 1490--1500 （in Chinese）.

易桂喜, 闻学泽, 辛华, 乔慧珍, 王思维, 宫悦. 2013. 龙门山断裂带南段应力状态与强震危险性研究[J]. 地球物理学报, 56（4）: 1112--1120.

Yi G X, Wen X Z, Xin H, Qiao H Z, Wang S W, Gong Y. 2013. Stress state and major-earthquake risk on the southern segment of the Longmen Shan fault zone[J].ChineseJournalofGeophysics, 56（4）: 1112--1120 （in Chinese）.

詹艳, 赵国泽, Unsworth M, 王立凤, 陈小斌, 李涛, 肖骑彬, 王继军, 汤吉, 蔡军涛, 王阎昭. 2013. 龙门山断裂带西南段4·20芦出7.0级地震区的深部结构和孕震环境[J]. 科学通报, 58（20）: 1917--1924.

Zhan Y, Zhao G Z, Unsworth M, Wang L F, Chen X B, Li T, Xiao Q B, Wang J J, Tang J, Cai J T, Wang Y Z. 2013. Deep structure beneath the southwestern section of the Longmenshan fault zone and seismogenetic context of the 4·20 LushanMS7.0 earthquake[J].ChineseScienceBulletin, 58（28/29）: 3467--3474.

张勇, 许力生, 陈运泰. 2013. 芦山4·20地震破裂过程及其致灾特征初步分析[J]. 地球物理学报, 56（4）: 1408--1411.

Zhang Y, Xu L S, Chen Y T. 2013. Rupture process of the Lushan 4·20 earthquake and preliminary analysis on the disaster-causing mechanism[J].ChineseJournalofGeophysics, 56（4）: 1408--1411 （in Chinese）.

张培震, 朱守彪, 张竹琪, 王庆良. 2012. 汶川地震的发震构造与破裂机理[J]. 地震地质, 34（4）: 566--575.

Zhang P Z, Zhu S B, Zhang Z Q, Wang Q L. 2012. Seismogenic structure and rupture mechanism of theMS8.0 Wenchuan earthquake[J].SeismologyandGeology, 34（4）: 566--575 （in Chinese）.

赵博, 高原, 黄志斌, 赵旭, 李大虎. 2013. 四川芦山MS7.0地震余震序列双差定位、 震源机制及应力场反演[J]. 地球物理学报, 56（10）: 3385--3395.

Zhao B, Gao Y, Huang Z B, Zhao X, Li D H. 2013. Double difference relocation, focal mechanism and stress inversion of LushanMS7.0 earthquake sequence[J].ChineseJournalofGeophysics, 56（10）: 3385--3395 （in Chinese）.

赵翠萍, 周连庆, 陈章立. 2013. 2013年四川芦山MS7.0级地震震源破裂过程及其构造意义[J]. 科学通报, 58（20）: 1891--1900.

Zhao C P, Zhou L Q, Chen Z L. 2013. Source rupture process of LushanMS7.0 earthquake, Sichuan, China and its tectonic implication[J].ChinaScicnceBulletin， 58（28/29）: 3444--3450. doi:10.1007/s11434-013-6017-6.

赵国泽, 陈小斌, 王立凤, 王继军, 汤吉, 万战生, 张继红, 詹艳, 肖骑彬. 2008. 青藏高原东边缘地壳“管流”层的电磁探测证据[J]. 科学通报, 53（3）: 345--350.

Zhao G Z, Chen X B, Wang L F, Wang J J, Tang J, Wan Z S, Zhang J H, Zhan Y, Xiao Q B. 2008. Evidence of crustal “channel flow” in the eastern margin of Tibetan Plateau from MT measurements[J].ChineseScienceBulletin, 53（12）: 1887--1893.

Bassin C, Laske G, Masters G. 2000. The current limits of resolution for surface wave tomography in north America[J].EosTransAGU, 81: 897.

Burchfiel B C, Royden L H, van der Hilst R D, Hager B H, Chen Z, King R W, Li C, Lü J, Yao H, Kirby E. 2008. A geological and geophysical context for the Wenchuan earthquake of 12 May 2008, Sichuan, People’s Republic of China[J].GSAToday, 18（7）: 4--11. doi:10.1130/GSATG18A.1.

Clark M, Royden L H. 2000. Topographic ooze: Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow[J].Geology, 28（8）: 703--706. doi:10.1130/0091-7613.

Hickman S, Sibson R, Bruhn R. 1995. Introduction to special section: Mechanical involvement of fluids in faulting[J].JGeophysRes, 100（7）: 12831--12840.

Huang J L, Zhao D P. 2004. Crustal heterogeneity and seismotectonics of the region around Beijing, China[J].Tectonophysics, 385（1/2/3/4）: 159--180.

Katao H， Maeda N， Hiramatsu Y． 1997. Detailed mapping of focal mechanisms in and around the 1995 Hyogo-Ken Nanbu earthquake rupture zone[J]．JPhysEarth， 45： 105--119.

Lei J， Zhao D． 2009. Structural heterogeneity of the Longmenshan fault zone and the mechanism of the 2008 Wenchuan earthquake （MS8.0）[J].GeochemGeophysGeosyst， 10： 10010.

Mogi K. 1979. Two kinds of seismic gap[J].PureApplGeophys, 117（6）: 1172--1186.

UTC. 2013M6.6: 56 km WSW of Linqiong, China （BETA）[EB/OL]. [2013-12-12]. http:∥comcat.cr.usgs.gov/earthquakes/eventpage/usb000gcdd#summary.

Paige C C, Saunders M A. 1982. LSQR: An algorithm for sparse linear equations and sparse least squares[J].ACMTransMathSoftware, 8（1）: 43--71.

Royden L H, Burchfiel B C, King R W, Wang E, Chen Z L, Shen F, Liu Y P. 1997. Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet[J].Science, 276（5313）: 788--790. doi:10.1126/science.276.5313.788.

Sibson R H. 1992. Implications of fault-valve behaviour for rupture nucleation and recurrence[J].Tectonophysics, 211（1/2/3/4）: 283--293.

Um J, Thurber C. 1987. A fast algorithm for two-point seismic ray tracing[J].BullSeismolSocAm, 70（3）: 972--986.

Xu L L, Rondenay S, van der Hilst R D. 2007. Structure of the crust beneath the southeastern Tibetan Plateau from teleseismic receiver functions[J].PhysEarthPlanetInter, 165（3/4）: 176--193.

Xue Y, Song Z P, Mei S R, Ma H S. 2008. Characteristics of seismic activity before several large Sumatra, Indonesia, earthquakes[J].ActaSeismologicaSinica, 21（3）: 325--329.

Zhao D P, Hasegawa A, Horiuchi S. 1992. Tomographic imaging of P and S wave velocity structure beneath northeastern Japan[J].JGeophysRes, 97（B13）: 19909--19928.

Zhao D P, Hasegawa A, Kanamori H. 1994. Deep structure of Japan subduction zone as derived from local, regional, and teleseismic events[J].JGeophysRes, 99（B11）: 22313--22329.

Zhao D P, Kanamori H, Negishi H, Wiens D. 1996. Tomography of the source area of the 1995 Kobe earthquake: Evidence for fluids at the hypocenter?[J].Science, 274（5294）: 1891--1894.

Zhao D P, Kanamori H, Wiens D. 1997. State of stress before and after the 1994 Northridge earthquake[J].GeophysResLett, 24（5）: 519--522.

Zhao D P. 2001. New advances of seismic tomography and its applications to subduction zones and earthquake fault zones: A review[J].TheIslandArc, 10（1）: 68--84.

Zhao D P, Mishra O P, Sanda R. 2002. Influence of fluids and magma on earthquakes: Seismological evidence[J].PhysEarthPlanetInter, 132（4）: 249--267.

Zhao G Z, Unsworth M J, Zhan Y, Wang L F, Chen X B, Jones A G, Tang J, Xiao Q B, Wang J J, Cai J T, Li T, Wang Y Z, Zhang J H. 2012. Crustal structure and rheology of the Longmenshan and WenchuanMW7.9 earthquake epicentral area from magnetotelluric data[J].Geology, 40（12）: 1139--1142.

Tomography of the three dimensional P-wave velocity structure in the source region of theMS7.0 Lushan, Sichuan, earthquake and its surrouding areas

1）InstituteofGeophysics,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China2）EarthquakeAdministrationofSichuanProvince,Chengdu610041,China

Using 28188 P-wave travel time data from 2026 regional seismic events recorded by digital seismic network and transportable seismic stations of Sichuan Province after LushanMS7.0 earthquake, we conducted seismic tomography to obtain the middle-upper crustal 3D P-wave velocity structure in the souce region of Lushan earthquake and its surrounding areas. The findings indicate that the spatial distribution of velocity anomalies in the shallow upper crust is closely related to the surface geological structure, terrain and lithology. Chengdu basin shows low-velocity anomalies associated with the Quaternary sedimentary area; the slight rising area of Qianwei-Leshan in central Sichuan basin and the adjacent district to the west of the Longmenshan fault of Sichuan-Qinghai block are characterized by high-velocity anomalies related to tectonic uplift; the area near Baoxing and Kangding with basic volcanic rocks and volcanic clastic rocks presents obvious high-velocity anomaly. The epicenter of the Lushan earthquake is located near the boundary of the high velocity and low velocity, and obvious low velocity anomaly exists below this region. This low velocity anomaly body may be associated with the presence of fluid. The fluid effect leads to the weakening of seismogenic layer in the interior of middle-upper crust and may trigger the Lushan earthquake. The aftershock areas of Lushan earthquake and Wenchuan earthquake are 50 km apart. At the depth range around the earthquake source, this 50 km seismicity gap exhibits high-velocity anomaly. Combined with the typical dislocation geomorphic structure at the southwest section of the Longmenshan fault, the deep and shallow structures are complex beneath this seismic gap, namely, the Dayi-Qionglai active fault segment that is not ruptured previously, has potential seismic hazards that deserve further study.

Lushan earthquake; source region; tomography; Longmenshan fault; three dimensional P-wave velocity structure; seismic gap

10.11939/jass.2015.03.001.

中国地震局“四川省芦山‘4·20’7.0级强烈地震科学考察”项目和四川省地震局地震科技专项（LY1312）联合资助.

2014-09-05收到初稿， 2015-03-10决定采用修改稿.

e-mail: lixiang2006@sina.com

10.11939/jass.2015.03.001

P315.3+1

A

李大虎, 吴萍萍, 丁志峰. 2015. 四川芦山MS7.0地震震源区及其周边区域P波三维速度结构研究. 地震学报, 37（3）: 371--385.

Li D H, Wu P P, Ding Z F. 2015. Tomography of the three dimensional P-wave velocity structure in the source region of theMS7.0 Lushan, Sichuan, earthquake and its surrouding areas.ActaSeismologicaSinica, 37（3）: 371--385. doi:10.11939/jass.2015.03.001.