龙门山断裂带西南端地壳电性结构

王立凤 赵国泽 詹艳 陈小斌 肖骑彬 赵凌强 王继军 乔亮 韩冰

(中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029)

0 引言

2013年4月20日在松潘－甘孜地块与四川盆地西缘接触的边界带——龙门山断裂带SW段发生了MS7.0芦山地震，震中距汶川地震震中约90km，该区在汶川地震后未发生地震破裂和余震(徐锡伟等，2013;房立华等，2013)。为什么在汶川地震仅5a时间后又发生了芦山地震?有的研究认为，芦山地震是由于汶川地震的诱发或触发而引起的(易桂喜等，2013;单斌等，2013)。也有的研究认为，从2次地震余震分布区存在间隔和地壳结构分析，2次地震是相对孤立的地震事件，尽管都是由于松潘－甘孜地块与四川盆地沿龙门山断裂带相互作用的结果(詹艳等，2013)。

因此，人们又开始关注芦山地震西南端的地壳结构样式，以及未来发生地震的危险性。本文针对这一争论问题，在芦山地震余震分布区的西南边界附近，穿过龙门山断裂带沿着NW方向开展了大地电磁剖面(LS6)探测研究(图1)。剖面西起龙池口西北约8km处，向SE经天全县，最终到达沙坪镇中坝。剖面距芦山地震震中30多km，距西南侧鲜水河断裂和龙门山断裂带交会区约80km，穿过双石－大川断裂和大邑断裂，全长约58km，共完成22个测点，平均点距2～3km。在通过断裂附近，测点加密到1km左右。由于地形影响，个别测点的点距在5～6km(图1)。

图1 大地电磁测点位置、芦山地震区地形区域构造及相位张量分解主轴方位玫瑰图Fig.1 Topographic and tectonic map of the Lushan earthquake area and the rose diagrams of the geoelectric strike direction by the phase tensor decomposition.

大地电磁测深法是探测地壳结构的有效方法，并在构造活动区或者地震区取得了大量有价值的研究结果(Wei et al.，2001;陈乐寿，2009;Bai et al.，2010;Zhao et al.，2012)。研究发现在北美圣安德列斯断裂地震带、新西兰太平洋澳大利亚碰撞带、智利和玻利维亚高原活动构造带以及中国的多个地震区，在地壳内往往存在电性结构剧烈变化的现象，或者存在高阻体和低阻体交混并存的现象(Brasse et al.，2002;赵国泽等，2004，2010;Wannamaker et al.，2009;Becken et al.，2011;Xiao et al.，2013)。2次地震的震源均位于高阻和低阻的过渡区(Zhao et al.，2012;詹艳等，2013)。因此，人们希望知道，沿龙门山断裂带向西南发展，地壳结构是什么样子，有什么变化，这些是本研究的重要内容之一。

本文研究剖面(LS6)位于龙门山断裂带西南端部附近，它距离龙门山断裂带与鲜水河断裂带交会区仅80多km。剖面位置及其附近地区的构造特点与龙门山断裂带中段有较大差别。在中段，主要有大体上沿NE向相互近似平行的中央断裂(北川断裂)、后山断裂(茂－汶断裂)和前山断裂(彭－灌断裂)3条断裂，汶川地震主震发生在北川断裂附近。但在本测区由于鲜水河断裂的影响，使所谓的后山断裂(耿达－陇东断裂)呈现为向南突出的弧形断裂，中央断裂为五龙断裂，在前山断裂(双石－大川断裂)以东，出现了含多条断裂的复杂现象(图1)(陈立春等，2013;Chen et al.，2014)。本文将依据大地电磁剖面探测结果，探讨龙门山断裂带西南端附近的地壳电性结构，探索分析未来的地震危险性。

1 数据观测与分析

1.1 野外资料观测

野外数据观测在2013年6月开始实施，使用加拿大Phoenix公司的MTU－5A仪器。由于施工时剖面西端水利发电站已经开始工作，电磁干扰严重，为保障获得高质量的资料，每个测点观测时间延长至40h。对资料采用远参考道技术克服局部的电磁干扰，如图2所示远参考前后视电阻率和相位曲线图，经过远参后数据曲线变得更为光滑。此外，资料处理时还使用具有Robust功能的数据处理技术。经过处理后得到的大多数测点的视电阻率曲线连续光滑，形态合理。但少数测点的部分频段的相位资料稍差。图2给出了3个不同区段256Hz～1/1000Hz频带范围的典型视电阻率和相位曲线，其中601位于龙门山断裂带中央断裂(五龙断裂)东侧，609和613位于龙门山断裂带向川西前陆盆地(四川盆地边缘，四川盆地的重要组成部分)过渡区，618和622位于川西前陆盆地，以上测点的位置参见图1。视电阻率和相位曲线形态和幅值显示3个区段的电性结构各不相同。601测点的曲线可反映龙门山断裂带的电性，2种极化的视电阻率数值整体都比较高，反映该区大体在中上地壳范围为高电阻率，往深部电阻率有所减小。609和613测点位于前山断裂(双石－大川断裂)以东，2种极化的视电阻率数值整体都比较低，并显示在较薄的相对高电阻率之下为低阻，随着频率的降低电阻率再升高，反映在低阻之下存在高阻体;618和622测点位于川西前陆盆地区，除了对应相对高频的浅层电阻率与609、613测点相似外，613测点再往深部电阻率没有明显减小，即显示大体在中上地壳范围为高电阻率，而618测点从百Hz到几十Hz存在电阻率降低，而随着频率的降低电阻率再升高，表明上地壳存在一个低电阻率的夹层，总体上618和622测点与601测点对应的区域相比高电阻率体厚度小。

1.2 区域电性结构维性和走向分析

在对大地电磁测深数据进行二维反演之前，必须对所有数据进行维性分析和区域主轴方位的分析(蔡军涛等，2010)。本文采用MTpioneer软件系统(陈小斌等，2004)提供的多频点最优化算法的相位张量分解技术，确定主轴方位以及构造维性分析。

图2 各个构造单元内部典型测点(图1白色实心圆)测量方向远参考处理前(上)、后(下)视电阻率和相位曲线Fig.2 Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites in each geological unit before(Upper)and after(Down)remote reference processing.

图3给出了LS6剖面全部测点相位张量二维偏离度随频率变化的立体等值线图。图中可见大部分测点自高频至0.01Hz频段的二维偏离度值普遍＜0.2，在609测点附近，即双石－大川断裂带附近低频段二维偏离度值＞0.3，推测是断裂带附近由于构造复杂使得构造具有三维特征，但整个剖面主体具有二维特性，可以使用二维反演技术开展地下电性结构的反演。

图3 相位张量二维偏离度频率变换的立体等值线图Fig.3 Skewness by the phase tensor decomposition technique.

图1给出了5个测点(601、609、613、618和622)的反映地下电性结构主轴方向的玫瑰图，电性主轴方向或者对应电性结构走向，或者对应电性结构倾向。图1中显示，它们或者大体上为NE－SW方向，或者为NW－SE方向。考虑到剖面区构造走向为NE－SW方向，所以NE－SW电性结构走向与构造走向一致，剖面方向基本上与电性结构走向垂直，因此对剖面进行二维反演是合理的。

2 大地电磁测深数据反演和电性结构

2.1 二维反演

对剖面大地电磁资料反演利用的是NLCG(Rodi et al.，2001)二维反演方法。在反演中对某些测点可能存在的静位移进行了校正。反演中引入数据误差，对电场方向(130°)与走向垂直的TM模式的视电阻率和阻抗相位分别采用0.05Ω·m(对数值)和0.05rad的误差水平，对电场方向沿走向(N40°E)的TE模式的视电阻率和阻抗相位分别使用0.2Ω·m(对数值)和0.05rad的误差水平。反演的初始模型采用电阻率为100Ω·m的均匀半空间。经过修改正则化因子进行多次反演，对比模型粗糙度和数据拟合误差，最后反演模型对应的正则化因子为τ=3。模型的资料拟合误差为2.46。

图4给出TM极化和TE极化观测的视电阻率和阻抗相位曲线与模型响应视电阻率和相位对比拟断面图，可见二者有很好的对应性。另外，图4的拟断面图中，不论是TM极化还是TE极化的视电阻率和相位都显示，沿剖面的电性结构大体可分成3段，601至607测点区段(双石－大川断裂以西)为发育较大厚度高阻体区;608至617测点区段(双石－大川断裂到大邑断裂之间)的浅层为中等电阻率区，其下为明显的低阻区;618至622测点区段(大邑断裂以东)为相对高阻层覆盖着相对低阻区，支持了图2中数据曲线反映的电性结构特点。

图4 LS6剖面TE和TM极化模式实测视电阻率和阻抗相位(上)与2－D模型视电阻率和阻抗相位响应(下)拟断面图Fig.4 Comparison of TE and TM apparent resistivity and impedance phase of measured values(Upper)and calculated values from 2-D theoretical response(Down)along the profile LS6.

2.2 电性结构分析

图5给出LS6剖面的二维电性结构反演模型，沿剖面可分出不同电性结构的3个区段。自西北端向SE到双石－大川断裂东缘为第1区段，自地表附近到约30km深度为高阻体(HRB)，高阻体下方出现一厚10～15km的低阻层，低阻层向东逐渐变浅。自双石－大川断裂东缘向SE到大邑断裂西侧为第2区段，电性结构复杂。自地表到约5km深度，显示横向电阻率剧烈变化，其中有规模较小的多个高阻和低阻块体交叉发育。往深部到10多km深度，出现电阻率仅有几Ω·m的近似圆形的高导块体，直径达10km。之下电阻率有所增大，并与西侧第1区段的低阻层相连，也与东侧第3区段的低阻层连接。自大邑断裂西侧向SE到剖面东南端，约在20km深度以上，在电阻率整体为高电阻率的背景上，出现2个局部的相对低阻块体，在大邑断裂附近的低阻块体较浅，可能与邻近大邑断裂有关。在剖面东端较深的低阻体，其深度约在7km上下，可能与四川盆地的沉积层有关。在3个区深部都存在的低阻层，相互连通，电阻率数值由NW向SE有减小的趋势，深度逐步减小，厚度为10～15km。但是在第2区段该低阻层与上部的高导体连接。推测该低阻层与第1区段所在的龙门山断裂带和第3区段所在的四川盆地的相互作用有关，它可能属于地壳内的滑脱层。

图5 LS6剖面电性结构(下图)和LMS4剖面电性结构(上图)对比二维反演电性结构图Fig.5 Electrical resistivity models derived by 2D inversion of the MT data along the profiles LMS4(upper)and LS6(down).

3 结论和讨论

沿LS6剖面的电性结构特点与测区的构造相呼应，是区域的松潘－甘孜地块(龙门山断裂带西侧)、龙门山断裂带和四川盆地相互作用的结果。其中第1区段反映了龙门山断裂带存在的高阻体(HRB)(Zhao et al.，2012)，第2区段对应龙门山断裂带向川西前陆盆地的过渡区，即龙门山断裂带和四川盆地之间的过渡带，由于二者的相互作用产生了复杂的电性结构(赵国泽等，2004)，并在中地壳出现电阻率很低的高导体。高导体的成因可能是断层或裂隙的空隙内含较丰富的水引起的，浅层的复杂构造也是龙门山断裂带和四川盆地相互挤压造成的裂隙不均匀分布引起的(赵国泽等，2010)。第3区段对应川西前陆盆地，具有四川盆地的构造和地壳结构特点(Zhao et al.，2012)，在上地壳范围为整体的高电阻率，中下地壳出现低阻层。

把本剖面(LS6)的电性结构和LMS4剖面的电性结构列于图5进行对比，有助于在区域范围认识本剖面地壳电性结构的特殊性。可见，虽然本剖面第1区段对应龙门山断裂带的地下也存在高阻体(HRB)，但是其厚度(约30km)明显小于LMS4剖面(约50km)，并有向东南侧挤出的现象，直到双石－大川断裂以东。同样的原因使得LS6剖面的第2区段(对应龙门山断裂带和四川盆地过渡区)电性结构比LMS4剖面相应位置的电性结构更复杂。在四川盆地的第3区段，20km以上的上地壳的电阻率虽然也反映了四川盆地的电性结构特点(Zhao et al.，2012)，但是其电阻率数值比LMS4剖面的四川盆地区段的电阻率要大。总体上，LS6剖面区的电阻率要比LMS4剖面相应区段的电阻率结构复杂。

LS6剖面电阻率结构更复杂的原因，可能与它更靠近龙门山断裂带和鲜水河断裂以及南侧的安宁河断裂的交会区有关(图1)。这里的浅层地质构造更复杂，不像龙门山中段的仅主要受到西北侧松潘－甘孜地块和东南侧的四川盆地相互挤压作用(Zhao et al.，2012)，这里则是受到松潘－甘孜地块、四川盆地和川滇地块三方面的相互作用(赵国泽等，2008)。它导致断裂分布更复杂，例如后山断裂(耿达－陇东断裂)及其西侧的断裂出现向南突出的弧形特点，前山断裂(双石－大川断裂)以东出现了走向各异的多条断层，也导致地壳电性结构更复杂。

LS6剖面区构造和地壳结构的复杂性，在研究芦山地震的孕震环境以及预测未来地震危险性时是必须考虑的因素。这里除了像龙门山断裂带中段那样，仍然受到松潘－甘孜地块与四川盆地相互挤压的作用外，挤压方向不再是几乎垂直于龙门山断裂带的走向(Zhao et al.，2012)，而是有了明显的向南的偏斜分量(即走滑分量更明显)。而且还受到西南侧川滇地块以及鲜水河断裂走滑剪切运动的影响(赵国泽等，2008)。此外，这里位于宝兴杂岩带南端附近，而芦山地震位于宝兴杂岩带中部(詹艳等，2013)。综合这些因素，可以推测芦山地震具有与汶川地震类似的成因机制，即受到松潘－甘孜地块向SE的推进作用和四川盆地的阻挡作用，但是其不如在中段发生的汶川地震区受到的正面“T”形挤压(易于积累更大的地震能量)作用强，使地震强度小于汶川地震(MS8.0)。此外，在LS6剖面经过的地区，在1327年9月曾发生天全≥6级地震(易桂喜等，2013;陈立春等，2013)，在这里再要积累发生7级以上强地震还需要经过较长的时间，但不排除由于几个地块相互作用和本剖面区的构造复杂性，仍然会发生中小地震的可能性。

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