芦山强震区上地壳速度和泊松比分布特征及其动力学意义

徐志萍 刘巧霞* 刘 志 田晓峰 王夫运 段永红 林吉焱 邱 勇 唐 淋

1)中国地震局地球物理勘探中心,郑州 450002 2)四川省地震局,成都 610041

0 引言

龙门山断裂带位于青藏高原东缘,是松潘-甘孜块体和四川盆地的分界断裂(图1),整体走向NNE,全长约500km。新生代以来,龙门山断裂带构造活动强烈,经历了多期岩浆活动,形成了一系列规模、性质不同的活动断裂(Leietal.,2009; 刘保金等,2009; Zhangetal.,2010; 徐锡伟等,2013)。近年来,龙门山断裂带南段先后发生了2013年芦山MS7.0 和2022年芦山MS6.1 强烈地震,2次地震震中仅相距10km,且均为逆冲型地震(1)https:∥ses-kled.cidp.edu.cn。(易桂喜等,2016)。

图1 深地震测深探测剖面的位置(断裂引自邓起东等,2003)

强震的孕育和发生往往与区域深、浅地震构造环境、地壳物性结构参数及深部动力学过程密切相关。自2013年芦山MS7.0 地震以来,学者们利用多类型地球物理探测方法对龙门山断裂带南段开展了大量研究工作。王帅军等(2015)基于人工地震反/折射探测资料构建了跨龙门山断裂带南段地壳尺度的二维P波速度结构模型,该模型显示松潘-甘孜块体和四川盆地在地壳速度结构和地壳厚度上均存在明显差异,且龙门山构造带靠近松潘-甘孜块体一侧深20km处存在厚约8km的低速层。基于该区固定台网和流动台阵观测数据构建的P波、S波多参数壳幔结构模型(吴建平等,2009; 王椿镛等,2010; Xuetal.,2010; Liuetal.,2014; 王小娜等,2015)及基于重力资料得到的壳幔密度结构模型(唐新功等,2012; 杨光亮等,2015; 张恩会等,2015; 徐志萍等,2019)均表明,松潘-甘孜块体和四川盆地的地壳物性结构存在明显差异,莫霍面深度自西向东减小,龙门山构造带为速度、密度变化梯级带和莫霍面深度陡变带。此外,大地电磁测深结果(詹艳等,2013)揭示松潘-甘孜块体上地壳10km以深有低阻层分布,龙门山下方为高阻体。不同的地球物理探测成果均揭示松潘-甘孜块体、四川盆地及二者之间的龙门山构造带(龙门山断裂带)在地壳不同深度上存在明显的速度、密度及电性差异,这是构成该区深部孕震环境的物性基础。

上述成果主要聚焦于地壳深部构造特征研究,为分析龙门山断裂带南段的孕震环境奠定了重要基础。还有一些学者利用地震反射资料(王夫运等,2015; 冯杨洋等,2016; Luetal.,2017; 鲁人齐等,2017,2022)对该区中上地壳的精细结构及断层分布特征进行了研究。其中,鲁人齐等(2022)基于已有的深、浅地震反射资料、余震重定位和震源机制解构建了芦山2次6.0级以上地震的空间三维断层精细模型,认为芦山震区存在2套重要的滑脱层,具有分层滑脱变形(解耦)的特征:浅部滑脱层之上为叠瓦构造,深、浅滑脱层之间为双重构造。

综上所述,目前芦山强震区地壳的深浅结构及孕震环境等方面的研究成果丰富,但若要系统研判该区强震的发震机制及其动力学过程,还需要对该区地壳浅部的物性结构特征及其与深部动力学过程的映射关系开展进一步研究。已有研究表明,宽角反/折射探测法是获取地壳物性参数的有效手段(嘉世旭等,2014; 王帅军等,2015; 林吉焱等,2020; 田晓峰等,2020)。因此,本研究基于一条穿过芦山强震区的深地震测深剖面,从中提取P波、S波初至波走时数据,采用Zelt等(1998)提出的二维射线追踪走时成像方法获得了芦山强震震源区及其邻区的上地壳二维P波、S波和泊松比结构,并综合该区已有的深部地壳探测成果、地震分布特征及其他地球物理地质研究成果,聚焦于浅部构造环境及深部动力学过程在上地壳的响应,对该区发生的M6～7强震的孕震环境和发震机制进行了研究分析。

1 数据及方法

1.1 金川—芦山—乐山深地震测深剖面概况

2013年芦山MS7.0 地震发生后,为获取震区的深部速度结构,研究其发震构造,中国地震局地球物理勘探中心穿过芦山强震区布设了一条长约410km的金川—芦山—乐山深地震测深剖面(图1)。剖面整体走向SE,近垂直于龙门山断裂带,经过芦山强震区。剖面西北起自金川县太阳河乡附近(坐标为(31°41′25″N,101°46′30″E),剖面桩号50km),止于宜宾市王场镇附近(坐标为(29°05′40″N,104°39′15″E),剖面桩号460km)。

金川—芦山—乐山深地震测深剖面采用稀疏相间的观测方式,共布设268台PDS-2型三分量地震仪。在龙门山断裂带附近进行了加密观测,观测点距约为0.8km,其余测段点距约为2km,以期获得构造转化带的精细速度结构。根据探测目标及地震波传播特征设计金川—芦山—乐山深地震测深剖面的观测系统,如图2所示。剖面共设计8炮,各炮点的信息如表1所示。单炮药量与探测目标、炮点位置环境、激发条件密切相关,单炮最大药量为3.5t,最小药量为1.0t。

表1 炮点参数一览表

图2 深地震测深探测剖面观测系统

1.2 成像方法

本研究采用二维射线追踪走时反演技术(Zeltetal.,1992)获得测线下方的P波、S波速度结构。该方法是一种可同时获得二维速度和界面结构的旅行时间反演技术,其中模型参数化和射线追踪方法适用于反演算法的正向步骤。由于正演步骤相当于试错正演建模,因此该方法可适用于任何一组可进行正演建模的旅行时间,而不需考虑观测系统的几何形状或数据质量。本研究使用RAYINVR(Zeltetal.,1992)软件包进行数据处理。

1.3 泊松比的计算方法

泊松比是反映介质物理性质的重要参数,也是少有的除速度值以外能够较为容易地通过地震波得到的重要物性参数之一。与速度值尤其是单一P波速度相比,泊松比更能反映介质在应力作用下的变形行为及岩性。大陆地壳主要由酸性岩(σ≤0.26)、中性岩(0.26<σ≤0.28)、铁镁质的基性岩(0.28<σ≤0.30)3个端元组分按一定比例复合而成(Christensen,1996; Jietal.,2002)。本研究基于P波和S波速度,利用式(1)计算泊松比(戈革等,1983):

(1)

2 成像结果

2.1 震相分析

为了更好地显示震相信息,我们用6.0km/s的速度对垂直分量的观测数据进行折合,得到8炮的P波记录截面,并对记录截面进行1～11Hz带通滤波。同时对NS和EW分量的观测数据用3.5km/s的速度进行折合,分别得到8炮的S波记录截面,并对数据进行1～6Hz的带通滤波。对获得的8炮记录截面进行综合分析和研究,提取了Pg、Sg震相。研究认为,Pg和Sg震相是结晶基底以下弱速度梯度层的折射波,追踪范围与上地壳的构造特征密切相关,其到时的超前和滞后由基底以上的沉积层厚度决定(嘉世旭等,1995)。

Sp1炮、Sp5炮、Sp7炮的P波、S波记录截面如图3所示。从图中可以看出,位于剖面东南段的四川盆地,其Pg震相的追踪距离约达70km,Pg波的折合到时达2s(Sp1炮,图3a; Sp5炮右支,图3b),Sg震相的追踪距离达90km,Sg波的折合到时达4s(Sp1炮,图3d; Sp5炮右支,图3e),反映了四川盆地沉积层较厚的特征。位于剖面北西段的松潘-甘孜块体,其Pg、Sg震相的追踪距离明显大于四川盆地,Pg震相可追踪至130km(Sp5炮左支,图3b),Sg震相可追踪至100km(Sp5炮左支,图3e),Pg波、Sg波的折合到时均<1s(Sp5炮左支,图3b,e; Sp7炮左支,图3c,f),反映了松潘-甘孜块体的沉积层薄、地壳速度高。

图3 部分炮点记录的截面图

2.2 构建初始模型

根据已有的资料结果和对震相的分析,我们设计了二维射线追踪的初始模型。模型的网格大小主要以炮点间距和该剖面已有的二维地壳速度结构模型(王帅军等,2015)为参考,速度初始值在参考已有信息的同时尽可能均匀简化。图4为剖面上地壳P波参数化的初始模型。根据炮点间距将网格的横向尺寸设置为4～20km不等,深度方向设置4个速度层,在剖面东侧的四川盆地内将P波速度依次设置为3.0km/s、3.7km/s、5.8km/s、6.0km/s,在剖面西侧的松潘-甘孜块体内将P波速度依次设置为5.5km/s、5.7km/s、5.8km/s、6.0km/s。S波速度依次设置为3.0km/s、3.2km/s、3.3km/s、3.5km/s。

图4 P波上地壳参数化初始模型

2.3 P波、S波二维速度结构反演及结果分析

经过反演迭代和拟合计算,P波和S波的走时均方根残差分别降至0.511s和0.227s,卡方值分别为53.08和12.64。射线追踪及数据拟合结果如图5所示,可以看出,受炮间距影响,射线最密集、穿透最深的区域位于桩号250～300km之间。反演得到的上地壳P波、S波速度结构具有较好的一致性(图6)。位于剖面北西侧的松潘-甘孜块体上地壳具有较高的P波、S波速度,速度值分别大于5.2km/s和3.0km/s,出露地表基岩。位于剖面南东侧的四川盆地上地壳存在明显的分层现象,P波、S波速度的变化范围分别为3.0～4.9km/s、1.6～2.4km/s。在乐山以东,各主要地质层位的速度等值线几乎平行并轻微上隆,构造上位于川西南低缓陡褶带内(李国玉等,2002),威远页岩气和自贡盐矿均位于该区域内。在剖面的乐山—名山段,地壳浅部速度等值线整体向SE倾斜,构造上位于川西低陡褶带内(李国玉等,2002),该区内亦有气田分布,但规模较小。在剖面中部名山—宝兴之间的龙门山构造带内,地壳浅部速度等值线较陡,P波速度为4.0～5.4km/s,S波速度为2.1～3.0km/s,反映出该段在垂直构造带走向上存在由挤压作用形成的构造变形,这一特征与王林等(2016)综合高分辨率遥感影像地质解译、DEM数据三维分析、1︰20万区域地质调查资料所得结果一致。剖面中部芦山强震区的上地壳P波速度为5.5～6.0km/s,S波速度为2.8～3.45km/s,速度等值线呈“V”形,且西侧等值线变化较陡,芦山MS7.0 地震的余震也位于该区域内,反映了青藏高原地壳向四川盆地挤压过程中上地壳的变形特征。

图5 上地壳P波(a)、S波(b)射线追踪和数据拟合图

2.4 二维泊松比分布计算

根据2.3节中得到的P波和S波速度,利用式(1)计算剖面下方的泊松比分布,结果如图7所示。可以看出:剖面北西侧松潘-甘孜块体的上地壳泊松比整体偏低且变化不大,在0.24～0.25之间,地壳密度为2.6～2.7g/cm3(杨光亮等,2015,徐志萍等,2019)。根据已有的密度-泊松比关系分析结果(嵇少丞等,2007,2009; Ji,2010)可知,该值对应的岩性为片岩、长英质片麻岩、花岗岩等,而该区地表出露岩体为黑云母闪石英二长岩和斑状黑云母花岗岩(胡健民等,2005),以酸性岩为主,分析认为该区的低泊松比受岩性控制。位于剖面南东侧的四川盆地泊松比整体偏高,在0.26～0.305之间; 乐山以东区域的泊松比>2.9,地表以下1500～2000m处的泊松比达3.2以上,位于川西南低缓陡褶带内(李国玉等,2002),威远页岩气和自贡盐矿均位于该区域内,分析认为该区的高泊松比与沉积地层倾角平缓且岩石孔隙度较大、含气有关。在剖面的乐山—名山段靠近乐山一侧泊松比较小,在0.26～0.29之间,地质上为向斜构造,核部为第四系,两侧为白垩纪、侏罗纪地层(马丽芳,2002),泊松比变化等值线分布与构造一致; 靠近名山一侧的泊松比较高,超过0.29。剖面中部龙门山构造带内的泊松比在0.245～0.29之间,等值线变化复杂,地表既有沉积地层又有花岗岩出露(马丽芳,2002),反映转换带内构造作用强烈且呈现出多期次的构造活动特征。在剖面中部龙门山构造带内的沉积基底以下,上地壳的泊松比在0.24～0.34之间,等值线呈“V”形,且西侧等值线变化较陡,泊松比<0.26,地壳岩性以酸性岩浆岩为主,在青藏高原向E的挤压作用下,较处于相同温度、压力条件下的“V”形东侧高泊松比区域更容易形成褶皱和推覆构造,造成地壳厚度增加(嵇少丞等,2009),芦山MS7.0 地震的余震也发生于该区域内。

图7 上地壳的泊松比分布图

3 讨论

3.1 芦山强震区上地壳结构特征分析

芦山强震区位于龙门山断裂带南段,该区自印支期以来经历了多次构造运动,构造变形强烈(宋春彦等,2009),是中国大陆晚第四纪构造变形最强烈的地区(许志琴等,1992)。龙门山断裂带位于松潘-甘孜块体和四川盆地之间的龙门山构造带内,基底为震旦纪地层,古生代、中生代地层较为完整,地层产状较陡,局部出露岩浆岩,宝兴杂岩体亦位于该区域内(马丽芳,2002)。上地壳的P波、S波速度和泊松比等值线走向受区域构造活动控制,与地层产状几乎保持一致,近直立展布。金川—芦山—乐山人工地震剖面的上地壳物性结构显示(图6,7),剖面中部龙门山构造带下方的沉积基底表现出明显的双层结构,且速度和泊松比等值线形成“V”形特征,在深反射剖面上表现为无反射波组特征(王夫运等,2015; 冯杨洋等,2016),且该区域内高、低密度异常交替出现(杨光亮等,2015),局部有低阻体分布(Zhanetal.,2013),分析可能是不同期次构造活动所致。位于龙门山构造带两侧的松潘-甘孜块体和四川盆地上地壳物性结构差异明显,松潘-甘孜块体上地壳具有高P波、S波速度、高密度(杨光亮等,2015; 徐志萍等,2019)、高电阻率(Zhanetal.,2013)和低泊松比特征,表明在印度板块挤压作用下,与处于相同温度、压力条件下P波、S波速度较低和高泊松比的四川盆地相比更容易形成褶皱和推覆构造(嵇少丞等,2009),造成地壳厚度增加。

上地壳地质、地震构造特征是研究深部动力学过程的重要窗口,跨龙门山断裂带南段芦山强震区深地震测深探测剖面下方的上地壳物性结构探测成果为研究区域地震构造环境提供了依据。分析认为:松潘-甘孜块体下方上地壳高速、低泊松比(<0.26)、高密度(杨光亮等,2015; 徐志萍等,2019)、高电阻率(Zhanetal.,2013)结构是青藏高原东北缘在印支期的造山活动造成区内震旦系—古生界强烈变形,三叠系西康群地层双向收缩、地壳明显增厚(赵永久等,2007)并经历多期次岩浆活动的体现。而松潘-甘孜块体与四川盆地之间的龙门山构造带内速度、泊松比横向变化梯度大,则是晚第四纪以来印度板块和亚洲板块碰撞的远程效应使得青藏高原东缘低泊松比地壳(王椿镛等,2010)向坚硬的扬子地台(高泊松比)挤压进而产生地壳垂向变形的直接证据。

3.2 芦山强震区上地壳地震构造环境分析

发生在金川—芦山—乐山人工地震剖面中部龙门山断裂带南段的芦山MS7.0 地震(下文简称芦山地震)的地震序列重新定位结果(陈晨等,2013; 苏金蓉等,2013; 张广伟等,2013; 孙茁等,2014; Longetal.,2015; 赵荣涛等,2015; Luetal.,2017)显示,主震的震源深度约为15km,余震的优势分布深度约为10～20km,地壳10km以浅余震较少,主要分布在龙门山断裂带下方芦山以西的区域(图6,7)。结合该区已有的地壳物性结构特征(吴建平等,2009; 王椿镛等,2010; Xuetal.,2010; 詹艳等,2013; Liuetal.,2014; 王帅军等,2015; 王小娜等,2015; 徐志萍等,2019)认为,余震分布不仅受区域断裂构造控制,同时也与地壳物性结构密切相关,芦山地震的主震及其余震的优势分布区域均位于壳内速度、密度、电阻率变化梯级带内高速、高密度、低泊松比和高阻体一侧。以上现象可能与该区域内上地壳更加坚硬,且在印度板块长期挤压作用下该区较其东侧上地壳更为软弱的四川盆地易于积累应力,在强震发生后应力释放与重新调整有关。2008年汶川MS8.0 地震(以下简称汶川地震)同样发生于龙门山断裂带上,距芦山地震约80km,其余震沿龙门山断裂带走向分布约350km,震源优势分布深度为5～20km(刘巧霞等,2010)。该区已有的地壳物性结构探测成果(詹艳等,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壳高波速、低泊松比、高密度和高阻体区域。综合分析芦山和汶川2次逆冲型地震的上地壳构造环境认为,其在上地壳具有相似的物性结构特征和区域构造背景,余震分布均受地壳结构控制,但由于2个地震之间存在低波速、高泊松比、低密度区域(徐志萍等,2019; Wangetal.,2021),阻止了汶川地震同震滑移的SW向发展和芦山地震同震滑移的NE向发展,从而形成了2个地震区。

根据文本的计算结果可知:松潘-甘孜块体的上地壳泊松比偏低,可塑性小,亦形成褶皱和推覆构造,造成地壳厚度增加(嵇少丞等,2009); 四川盆地的上地壳多为层状结构,泊松比较高,可塑性强,易于产生横向变形吸收应力。因此,综合分析芦山强震区的上地壳地震构造环境认为:新生代以来,在印度板块挤压作用下,青藏高原物质向E运移,在高原与盆地之间的龙门山构造带内,上地壳形成了逆冲推覆构造带和一系列规模、性质不同的活动断裂(Leietal.,2009; 刘保金等,2009; Zhangetal.,2010; 徐锡伟等,2013)。同时,中、下地壳应力在断层面附近不断积累,是导致芦山地震发生及其大部分余震在脆性上地壳中触发的动力学背景。

4 结论

本文基于过芦山MS7.0 强震区的深地震测深剖面资料,提取了P波、S波初至到时数据,采用二维射线追踪走时反演技术(Zeltetal.,1992)得到了沿剖面上地壳浅部的P波、S波精细速度结构,计算了泊松比。结合芦山地区已有的地质、地球物理探测成果,综合分析了芦山强震区上地壳物性结构与区域动力学过程之间的关系,得到以下结论:

(1)松潘-甘孜块体上地壳浅部的P波、S波速度较高,泊松比较低; 四川盆地上地壳浅部的P波、S波速度偏低,泊松比较高; 龙门山构造带内为速度、泊松比强烈变化梯级带。

(2)松潘-甘孜块体上地壳高速、低泊松比(<0.26)特征可能是青藏高原东北缘在印支期的造山活动使得震旦系—古生界地层强烈变形,同时三叠系西康群地层双向收缩、地壳明显增厚,并经历多期次岩浆活动的直接体现。

(3)松潘-甘孜块体和四川盆地之间的龙门山构造带内速度、泊松比横向变化梯度大,是晚第四纪以来印度板块和亚洲板块碰撞远程效应使得青藏高原东缘低泊松比地壳(王椿镛等,2010)向坚硬的杨子地台(高泊松比)挤压进而产生地壳垂向变形的直接证据。

(4)2013年芦山MS7.0 地震的余震优势分布在壳内高、低速和泊松比变化梯级带高速且低泊松比的一侧,表明研究区的地震活动不仅受区域断裂构造的控制,同时也与地壳浅部物性结构特征密切相关。