利用双差走时成像研究青藏高原东缘地壳速度结构

武振波, 邹昆, 苏金蓉, 滑玉琎, 李萍萍, 徐涛

1 成都理工大学地球物理学院, 成都 610059

2 成都理工大学地球勘探与信息技术教育部重点实验室, 成都 610059

3 四川省地震局, 成都 610041

4 太原理工大学矿业工程学院, 太原 030024

5 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院矿产资源研究重点实验室, 北京 100029

6 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029

0 引言

青藏高原东缘与扬子块体西缘接合带具有复杂的演化历史与鲜明的地貌特征,经历了多个块体相互作用,发育不同规模、不同方向的断裂构造,使得该地区成为研究青藏高原侧向生长机制、不同块体相互作用及孕震环境的天然实验场.

目前,基于不同研究方法和数据已有很多学者在青藏高原东缘开展了地球物理深部结构探测,揭示出该区域深部结构特征整体上以龙门山—雅砻江构造带为界或过渡区,重力异常(李丹丹等,2023)、莫霍面深度(姜永涛等,2015)、速度结构(王志等,2021)以及电阻率参数(张乐天等,2012;闵刚等,2017)均存在明显的东西向差异.然而,已发表结果很多将松潘—甘孜块体作为一个整体研究对象,聚焦于上述构造接触带的讨论,尤其重点关注龙门山断裂带区域,而对松潘—甘孜块体内部及重要次级活动断裂——龙日坝断裂带的关注度明显不足.

如图1所示,研究区内块体包括阿坝次级块体、龙门山次级块体、川滇块体、大凉山次级块体.龙日坝断裂带作为龙门山次级块体的西界,相比于周围岷江、虎牙及龙门山断裂带,该断裂带明显缺乏现代地震记录;有研究发现其上发生过古地震且现今仍具备发震所需的活动构造及动力条件(徐锡伟等,2008;任俊杰,2013;刘昭歧,2019).大凉山次级块体内部有多条中小型活动断裂,但仅记录到 3 次 5.0 级以上中强地震且无 6.0 级以上历史强震记录(易桂喜等,2016),不过其西边界安宁河—则木河断裂带及东边界荥经—马边—盐津断裂带上均发生过6.5级以上历史强震(雷蕙如等,2022).李姜一等(2020)根据 GPS 研究认为大凉山断裂带南段布拖、交际河断裂积累的能量分别能够发生一次MW7.5地震且离逝时间已接近地震平均复发间隔,其潜在地震危险性不容忽视.

在地貌上,青藏高原东缘与四川盆地的边界为龙门山断裂带(张培震等,2002);东南缘与华南块体的边界为川滇块体内部总体呈北东—南西走向的金河—箐河断裂带(吴贵灵等,2019),早期研究认为该段是龙门山断裂带的南延,后因鲜水河断裂带左旋走滑被错断(Burchfiel et al., 1995;许志琴等,2007).在深部结构上,地球物理探测发现莫霍面深度在龙门山断裂带(Zhang et al., 2009)、木里—金河—箐河断裂带两侧均存在差异(黄周传等,2021).由此可见,青藏高原东缘复杂的断裂系统、块体相互作用、地表高程及莫霍面深度差异等对该区域的深浅介质变形及构造动力学过程有重要调节作用.

图1 研究区构造简图红色圆圈代表2008年汶川、2013/2022年芦山、2017年九寨沟、2020年成都青白江、2021年泸县、2022年汉源/马尔康/泸定地震;蓝色圆圈代表震级6.5及以上历史地震(雷蕙如等,2022);青色圆点代表本文所用震级≥ 3.0地震事件(来源中国地震台网中心;孔雀蓝三角形代表宽频带地震台;深蓝色粗线为块体边界(邓起东等,2002).

为进一步探讨扬子块体与青藏高原构造接合带内地震灾害频发的构造环境,以及包括龙日坝断裂带在内的活动断裂深部结构特征,我们利用四川地震台网64个宽频带地震台在2008年1月至2015年12月记录的震级≥3.0事件波形数据和PhaseNet算法(Zhu and Beroza, 2019),获得高精度P波到时;其次,使用VELEST(Kissling et al., 1994)程序包对地震进行绝对定位和反演研究区初始一维速度模型;然后,采用Zhang和Thurber(2003)提出的双差层析成像方法反演四川盆地及邻区(100°E—106°E,26°N—33°N)地壳P波速度结构;最后,根据本文反演结果、构造地质和该区域已开展地球物理探测等资料进行综合分析,探讨了上述结果的地质意义,为进一步认识上述科学问题提供更多深部结构约束.

1 构造背景

图1展示了研究区主要构造单元,包括阿坝次级块体、龙门山次级块体、川滇块体、大凉山次级块体及相邻的四川盆地和华南块体.图2显示了该区域主要活动断裂带,主要包括：龙日坝、岷江、虎牙、鲜水河—安宁河—则木河、龙门山、大凉山、峨边—金阳、荥经—马边—盐津等断裂带.

图2 本研究速度剖面以及该区域已有地球物理探测剖面位置AA′—HH′黑线对应本研究获取的速度剖面;与HH′重合的紫线为郭晓玉等(2014)实施的人工源深地震反射剖面;L3和L4青色实线分别为刘昭歧(2019)、赵航(2019)的大地电磁剖面;青色圆点表示的 L1和L2为Zhao等(2012)实施的大地电磁剖面,黄色圆点表示的L5为玄松柏等(2015)的重力剖面,绿色圆点表示的L6为程远志等(2017)的大地电磁剖面;红色五角星分别为2008年汶川(MS8.0)、2022年泸定(MS6.8)和2018年西昌(MS5.1)地震. ①龙日坝断裂带(LRBF);②龙门山断裂带(LMSF);③鲜水河断裂带(XSF);④安宁河断裂带(ANF);⑤则木河断裂带(ZMF);⑥大凉山断裂带(DLSF);⑦峨边—金阳断裂带(EBF);⑧荥经—马边—盐津断裂带(MBF);⑨莲峰断裂带(LFF);⑩华蓥山断裂带(HYSF);龙泉山断裂带(LQSF);岷江断裂带(MJF);虎牙断裂带(HYF);理塘断裂带(LTF);锦屏山断裂带(JPSF);小金河—丽江断裂带(XJH-LJF);金河—菁河断裂带(JJF);得力铺断裂带(DLPF);昭通—鲁甸断裂带(ZLF).

龙日坝断裂带在青藏高原东缘的研究中一直未受到重视,直到Shen等(2005)发现其两侧 GPS 测站速度有差异,而后徐锡伟等(2008)通过野外考察和卫星图像识别确认了它的真实存在.这条断裂带将松潘—甘孜块体分为阿坝和龙门山两个次级块体(图2),其北段由龙日曲(西)和毛尔盖(东)2 条分支断裂组成,南段只包含西支断裂;龙日曲断裂以右旋走滑为主兼具南东方向的逆冲(任俊杰,2013);毛尔盖断裂为纯右旋走滑(徐锡伟等,2008),但Ansberque等(2018)认为毛尔盖断裂向南东倾斜,为龙门山逆冲推覆构造的反冲断裂.从地貌及地表形变特征上看,阿坝次级块体表现为相对平缓的高原且GPS观测到的地表形变以水平运动为主,而龙门山次级块体主要表现为山体隆升和地表褶皱(任俊杰,2013).郭晓玉等(2014)人工源地震剖面显示龙门山次级块体下方基底断层发育.姜永涛等(2015)发现龙门山次级块体的自由空气重力异常值大于其东、西两侧块体,推测该块体是一个深部物质重新分异、调整和能量强烈交换的地带.

图2中岷山隆起近南北向,该断块地貌特征与两侧不同,在深部则隶属我国以南北地震带分界的东西部地壳厚度陡变带上(任俊杰,2013).岷江断裂带为岷山断块的西边界,总体走向近南北,倾向NW,倾角存在横向变化,研究表明它是一条全新世活动断裂.虎牙断裂带是岷山断块的东边界,第四纪以来表现为逆冲兼走滑运动,2017年九寨沟地震就发生在这条断裂带上,1976年其上已发生过两次7级以上地震,暗示该条断裂在全新世活动强烈(易桂喜等,2017).龙门山断裂带主要由后山、中央、前山和山前隐伏等断裂组成(邓起东等,1994),其中央断裂中段为2008年汶川地震的发震构造,而中央断裂南段的大双—双石断裂、山前隐伏断裂则孕育了2013年芦山地震(邵崇建,2019);龙门山断裂带横向上存在分段性特征,北段以右旋走滑为主,中南段以逆冲推覆为主且构造变形已向东扩展到四川盆地内部龙泉山背斜(黄伟和江娃利,2012),抑或进一步向东至威远背斜一带(Hubbard and Shaw, 2009;李勇等,2011).

大凉山次级块体位于川滇菱形块体与四川盆地之间,西界为安宁河—则木河断裂带,东界为荥经—马边—盐津断裂带,南界包含莲峰、昭通—鲁甸断裂带,内部还发育有大凉山、汉源—甘洛、西河—美姑等一系列NW-SE向断裂带,这些NW-SE向断裂带在北端被NE-SW走向的龙门山断裂带南段截切.该区域作为青藏高原与扬子块体构造接合带的中段,与北部以逆冲为主的龙门山构造带、南部以左旋走滑为主的小江断裂带展现的“线性”边界不同,表现为从造山带延伸到盆地的弥散性变形,区域内多条活动断裂带兼具逆冲与走滑双重运动学性质(周荣军等,2003;赵高平,2016),单条断裂带变形也存在横向分段性(张芹贵等,2019;李姜一等,2020;冯嘉辉等,2021),反映出该区域复杂的构造应力场和独特的孕震环境.从图1来看,大凉山块体内部现今表现为弱地震活动,强震主要分布在边界断裂带上.有研究表明,历史上昭觉、美姑、越西、西昌均发生过5.0级以上地震,探槽研究揭示出大凉山断裂带曾多次发生7.0级以上强震(宋方敏等,2002;冯嘉辉等,2021);2014年鲁甸6.3级、越西5.1级地震也说明该地区具备发生中强地震的构造条件,应当予以关注.

综上所述,青藏高原东缘与扬子块体西缘接合地区,构造变形强烈,活动断裂密布且运动学性质复杂,自2008年汶川地震之后该区域地震活动持续性增强,对四川盆地、大凉山及龙门山次级块体等都产生了日益显著的影响.

2 数据和方法

2.1 数据预处理

从中国地震台网中心下载研究区域(100°E—106°E,26°N—33°N)内2008年1月至2015年12月期间震级≥3.0的地震事件目录,波形数据来源于四川省地震台网64个宽频带台站.主要处理步骤包括：首先,基于PhaseNet算法(Zhu and Beroza, 2019)和人工抽检质控获得了31416个清晰的P波震相到时,该机器学习算法相较于人工拾取震相到时稳定性更高、分析速度更快、数据误差更小.之后,采用VELEST程序对地震事件进行绝对定位,共重定位1777个有效事件.为了进一步控制数据质量,本文对VELEST绝对定位后的走时数据进行了严格筛选,标准为：(1)设置地震对时,限定地震对与台站之间的距离小于900 km,每个台站对之间的距离小于15 km;(2)每个地震最多同时与另外30个地震组成地震对;(3)每个地震事件高质量P波走时记录不低于8个,同时剔除偏离地震波走时曲线较大的震相数据.最后,得到1572个地震事件的29944个P波绝对走时和206154个P波相对走时数据.图3b—c分别展示了两个MS3.1地震事件的原始波形,红色竖线为拾取的P波初至;图3a则显示出P波震相走时随震中距呈现良好的一致性变化,高质量走时数据集有效保障了双差层析成像结果的可靠性.

图3 (a) P波震相走时-震中距关系图; (b)、(c) 分别为两个MS3.1地震事件按震中距排列的地震波形与到时拾取

2.2 初始速度模型及反演参数选择

一般而言,地震波到时与台站位置、震源参数以及速度模型之间存在非线性关系(Thurber, 1992; Kissling et al., 1994).Kissling等(1994)提出了一种联合反演震源参数与速度结构的方法：首先给定一个初始速度模型,通过对台站及震源参数的校正来修正初始模型,然后多次迭代,求得均方根残差最小的解即为反演的最优一维速度模型.为保证数据对研究区进行均匀性覆盖,本研究只选取了震级≥3.6、方位分布较均匀的423个事件且每个事件至少有10个震相记录作为输入数据.由于VELEST算法只对每层速度进行校正,而不改变层数和层厚,经不断调试,最终将各层深度设置在-30 km,0 km,5 km,10 km,15 km,20 km,25 km,30 km,40 km,50 km,100 km,水平网格设置为0.5°×0.5°.参考研究区域内多个已发表速度结构(邓文泽等,2014;刘伟等,2019;蒋一然等,2021;邓山泉等,2021)作为初始输入,经反复测算和残差分析,本文选择了走时均方根残差(RMS)最小时对应的反演结果作为后续双差层析成像的一维初始速度模型(如表1).

表1 基于VELEST反演获得的研究区域一维初始速度模型Table 1 1D initial velocity model updated by VELEST Package for the study region

2.3 双差层析成像

Zhang和Thurber(2003)在双差定位方法基础上进一步提出了双差层析成像方法,可以同时获得重定位地震位置和三维速度模型.针对同一个地震台(k)接收到的两个射线路径相似的相邻地震对(i和j),其中地震i从震源到观测台站k的到时可以表示为：

(1)

(2)

(3)

(3)式也可表示成：

(4)

双差层析成像方法同时使用地震绝对走时和相对走时数据来实现三维速度结构和震源参数的联合反演.在迭代初期,设置绝对走时数据较大权重,用来约束地震绝对位置及大尺度速度结构;后期则给定到时差数据较大权重,用来约束地震相对位置和源区内的速度结构.反演过程采用阻尼最小二乘(LSQR)算法(Paige and Saunders, 1982)求解,该方法需要设定合适的阻尼(damp)因子和平滑(smooth)因子,后者用来约束慢度变化量,前者同时约束地震位置和慢度变化量.经反复测试,根据相应参数的均衡曲线,本研究最终选择的阻尼因子和平滑因子分别为150和15(图4a,b).经过多次迭代反演,走时残差由初始0.16 s降低为0.04 s(图4c).

图4 (a)和(b)分别为阻尼参数、平滑因子均衡曲线,(c)为反演前后的走时残差变化. 反演过程中阻尼和平滑因子两个参数的取值分别为150和15

2.4 检测板分辨率测试

在进行速度反演之前,我们对成像结果进行了分辨率模型测试.一般而言,首先设定理论速度模型,按照实际地震射线分布计算理论走时,然后再对理论速度模型施加一定程度的扰动,再次正演计算的走时视为观测走时,选择合适的参数进行反演,通过观察反演结果对扰动后模型的恢复程度来评估模型分辨率.本研究中,设定水平网格大小为0.5°×0.5°,然后在网格点施加 ±5%的速度扰动,按照实际射线路径进行反演.检测板恢复情况如图5所示,15 km、20 km、30 km、40 km、50 km深度上速度模型在射线集中区域(四川盆地及其邻近的龙门山、大凉山次级块体)恢复良好.相比之下,5 km、10 km及25 km深度处模型恢复效果较差,可能由于射线较少或不均匀分布所致.整体来看,根据本文数据集可以对研究区15～50 km深度范围内地壳速度结构进行有效约束.

图5 不同深度检测板恢复测试结果

3 反演结果

3.1 不同深度P波速度结构

图6为双差层析成像获得的不同深度处P波速度结构.深度15 km的速度结构主要反映了上地壳特征,通常与沉积层和造山带分布相关.据航磁、地震和区域地质资料,四川盆地基底在平面上具有三分性：位于龙门山断裂带和龙泉山断裂带之间的川西凹陷、龙泉山至华蓥山断裂带之间的川中隆起及华蓥山至齐耀山断裂带之间的川东褶皱.其中,川西凹陷基底埋深7～11 km,川中隆起基底埋深变浅且在威远背斜处最浅(～4 km),而川东褶皱区的基底埋深为8～11 km(罗志立,1998).图6a中川西地区的低速应该由较厚沉积层导致,而龙泉山和威远背斜附近由于沉积层减薄,基底隆起表现为高速异常.地质研究表明,龙门山—锦屏山造山带出露有大面积前震旦纪变质杂岩,由南至北包括轿子顶杂岩、彭灌—宝兴杂岩以及康定—冕宁—攀枝花一带的杂岩(许志琴等,2007),它们主要由岩浆岩-变质岩组成,岩石物理上其剪切、摩擦强度均远大于周边沉积层,在图6a中表现为沿龙门山—鲜水河—安宁河断裂带附近展布的高速异常条带,该高速异常带向下延伸至中下地壳～30 km(图6b—d).四川盆地内部的低速异常随深度增加逐渐减小,相比之下大凉山、龙门山次级块体整体表现为低速异常,但龙门山次级块体因局部出露花岗岩而致使地震波在中上地壳出现局部高速.

深度40～50 km的速度图主要反映了下地壳至上地幔顶部结构特征.与中上地壳速度分布不同,西侧以龙门山断裂带、南侧以荥经—马边—盐津断裂带为界,四川盆地整体表现为中下地壳高速异常,而与其相邻的龙门山次级块体和大凉山次级块体对应为低速异常.接收函数结果表明,地壳厚度在四川盆地下方分布在40～50 km范围内且横向变化平缓(Wang et al., 2018),向西越过龙门山断裂带在松潘—甘孜块体下方加深至50～60 km(Zhang et al., 2009;郭晓玉等,2014;Wang et al., 2018),可见图6e—f展示的速度结构与该区域地壳厚度分布存在良好一致性.在深度50 km速度图上,青藏高原由于地壳加厚而相对于同深度的四川盆地岩石圈地幔呈现为整体低速.为进一步讨论青藏高原东缘不同块体变形、接触关系及断裂带特征等,我们绘制了图2中不同剖面下方的垂向速度剖面,如图7所示,其中圆点代表垂直剖面20 km横向宽度范围内的地震事件投影,白色十字代表来自SWChinaCVM-2.0模型的莫霍面深度(刘影等,2023).

3.2 不同块体及边界断裂带下方的速度结构

图7a—f为本文获得的沿不同纬度方向以及沿102°E的P波速度剖面,剖面位置为图2中AA′—FF′.整体上看,壳幔速度结构具有分块性特征且与区域构造地质基本一致;SWChinaCVM-2.0模型(刘影等,2023)给出的莫霍面深度与速度等值线～7.2 km·s-1吻合较好;四川盆地表现为上地壳低速、低阻,下地壳高速、高阻的二层结构,反映出上覆沉积盖层与下伏稳定的克拉通结晶基底的构造特征;龙门山断裂带下方也显示地壳浅部为低速、深部为高速,前者与断裂带活动有关,后者对应扬子块体结晶基底,整体反映出其由西向东的逆冲推覆特征.

图7 (a)—(f)分别为本文获得的图2中AA′—FF′剖面下方的P波速度结构; (g)为刘昭歧(2019)获得的电性结构,剖面为图2-L3; (h)和(i)分别为赵航(2019)获得的电性结构、玄松柏等(2015)获得的重力异常梯度结构,剖面为图2-L4、L5; (j)为程远志等(2017)获得的电性结构,剖面为图2-L6(a)—(f)中白色十字代表莫霍面深度(参考SWChinaCVM-2.0),灰色圆点代表沿剖面横向20 km范围内地震事件投影; (b)中红色五角星为2008年汶川地震; (f)中红色五角星分别为2018年西昌(左)、2022年泸定(右)地震.

沿32°N剖面AA′横跨松潘—甘孜块体、龙门山断裂带,向东伸入四川盆地,图7a为其对应速度剖面,明显特征是龙门山次级块体下方速度结构复杂,且相比于两侧块体速度值明显偏低;图7g展示了一条紧挨AA′南侧的电性结构剖面(L3),指示松潘—甘孜块体存在显著中下地壳低阻层,该低阻层在龙门山次级块体下方存在“大肚”现象,在接近龙门山断裂带时浅部向上抬升、深部向下加深(刘昭歧,2019),与本文速度结构表现一致.一般情况下,断裂在深部表现为速度结构的突变,以串珠状、倾斜舌状低速或变换强烈的横向速度梯度带为标志(王夫运等,2008;侯爵等,2023).从图7a看,中下地壳速度等值线在龙日坝断裂带(LRBF)和龙门山断裂带(LMSF)下方均发生抬升,由变化趋势判断龙日坝断裂带深部倾向南东,向下至少延伸到20～25 km;龙门山断裂带倾向北西,向下也延伸至此深度范围,与地震分布一致.

沿31°N剖面BB′横跨川滇北西块体、龙门山次级块体、龙门山断裂带和四川盆地,图7b为其对应速度剖面.该剖面显著特征之一是下地壳速度等值线变化最剧烈的地方位于龙门山断裂带以西约102.5°E附近,SWChinaCVM-2.0模型给出的莫霍面深度在此处也开始抬升,该界线以西地壳厚度约55～60 km,东边龙门山断裂带和四川盆地下方地壳厚度减小到40～45 km.沿30°N剖面CC′横跨川滇北西块体、“Y”字型构造,伸入四川盆地内龙泉山背斜以东,图7c为对应速度剖面,图7h—i分别为赵航(2019)获得的电性结构和玄松柏等(2015)获得的重力异常梯度结构(剖面位置为图2-L4,L5).不难看出,西段川滇北西块体存在明显中下地壳低速、低阻异常,东段龙门山断裂带及四川盆地中下地壳为高速、高阻异常,两者之间“Y”字型构造带下方为介质性质(速度、电阻率及重力异常)发生转换的过渡带或梯度带;根据图7b—c中速度等值线变化,推测鲜水河断裂带(XSF)以较陡倾角向南东倾斜,向下至少延伸到中下地壳,表明其是分割块体的深大边界断裂(王椿镛等,2003;Bai et al., 2010).

图7d和e分别为沿29°N、28°N剖面下方的垂向速度结构,对应剖面DD′和EE′自西向东横跨川滇北西块体、大凉山次级块体及四川盆地;图7j为剖面L6下方的电性结构(程远志等,2017),与DD′、EE′平行且位于两者之间;结果同样显示川滇北西块体存在壳内低速、低阻异常区,大凉山次级块体中上地壳也表现为低速;速度等值线在大凉山次级块体东西两侧边界断裂带下方存在突然变化,依据变化趋势推测安宁河断裂带(ANF)深部以陡倾角向南东倾,马边断裂带(MBF)倾角也较大但向北西倾斜;大凉山断裂带(DLSF)下方20 km以浅存在东倾的舌状低速异常,电性剖面对应位置处呈现为低阻异常.王夫运等(2008)沿盐源—西昌—马湖一线实施的人工源深地震测深实验,同样揭示安宁河、大凉山断裂带深部均向东倾斜且为规模较大的基底断裂.图7f为沿102°E剖面FF′下方的速度结构,显示以鲜水河断裂带为界,以南川滇北西块体、以北龙门山次级块体地壳呈现明显低速;小金河断裂带(XJF)和鲜水河断裂带(XSF)下方速度等值线发生明显变化,暗示两者均延伸到地壳深部.

3.3 速度图上地震分布特征

地震孕育的深部构造背景一直是地球科学关注的热点问题之一.从地球物理探测揭示的深部结构来看：地震多发生在地震波速(窦立婷等,2021)、电阻率(王绪本等,2017)、重力异常(姜永涛等,2015)及大地热流(唐晗晗等,2020)等介质物性参数发生变化的过渡带或梯度带上,位于断裂带内部或附近区域.本文研究区域内的龙门山断裂带、鲜水河—安宁河断裂带、虎牙断裂带等多条活动断层都是发震构造,从7b、f展示的速度剖面上看,2008年MS8.0汶川、2018年MS5.1西昌及2022年MS6.8泸定地震均发生在高-低速过渡区.汶川地震的发震断层为龙门山中央断裂带(陈运泰等,2013),泸定地震的发震断层为鲜水河断裂带(徐泰然等,2022).西昌地震的发震断层可能为金河—菁河断裂带与安宁河断裂带之间的得力铺断裂(DLPF),该断裂走向近南北、以陡倾角向西倾斜,运动学性质为左旋走滑(魏娅玲等,2020),从图7f速度结构推测其向下延伸至地壳介质脆-韧性转换深度范围15～20 km.

4 讨论

龙门山断裂带和龙日坝断裂带构成龙门山次级块体东、西边界.目前有关青藏高原东缘隆升变形模式大多着眼于龙门山断裂带的重要性,而忽视了龙门山次级块体及龙日坝断裂带在构造变形、应变分配及传递中的作用.图7a速度结构表明龙门山次级块体相比于邻近块体地壳速度整体偏低.为进一步探讨导致这一现象的原因,我们沿Zhao等(2012)实施的两条大地电磁剖面位置(图2-L1, L2)绘制了相应速度剖面(图2-GG′, HH′),其中HH′剖面位置与Guo等(2015)实施的人工源深地震反射剖面近乎重合.图8a—b、c—d分别对应L2、L1剖面下方的速度和电性结构.HH′和GG′在姜永涛等(2015)川滇地区剩余重力异常图上的位置如图9b所示,揭示两条剖面下方龙门山次级块体地壳介质密度异常偏低.综合速度、电性和密度特征,可以得出：龙门山次级块体相比于东侧龙门山断裂带和四川盆地地壳呈现显著低速、低阻、低密度特征.此外,图8a、d中速度等值线变化趋势指示龙日坝断裂带深部向南东倾斜、龙门山断裂带则向北西倾斜,与前述观测现象一致.

图8 (a)和(d)分别为图2中HH′ 和GG′剖面下方的P波速度结构,(b)和(c)为Zhao等(2012)获得的类似剖面位置(图2-L2, L1)下方的电性结构(c)、(d)中红色五角星为2008年汶川地震. LRBF：龙日坝断裂带;LMSF：龙门山断裂带;LQSF：龙泉山断裂带.

图9 (a) 1999—2013年测量的GPS水平运动速率向东跨过龙日坝断裂带,在龙门山次级块体发生了明显减小(Liang et al., 2013); (b) 川滇地区剩余重力异常(姜永涛等,2015); (c) 扬子块体西缘与青藏高原东缘构造接触带内地震活动性分布(震级≥3.0;来源美国地质调查局); (d) 沿图(c)中A-B线地震重定位深度剖面(何建军等,2016); (e) 根据低温热年代学资料绘制的青藏高原东部“双向造山楔”示意图 (Li et al., 2023)

根据GPS研究(图9a),块体水平运动速率向东跨过龙日坝断裂带后,在龙门山次级块体明显减小(Liang et al., 2013).姜永涛等(2015)对川滇地区开展了重力学研究,结果发现(1)龙门山次级块体地形低于阿坝次级块体,但其自由空气重力异常值却比西侧阿坝次级块体高;(2)剩余重力异常(将Moho起伏引起的地表重力异常从区域布格重力异常中去除)在龙日坝断裂带两侧存在差异,在龙门山次级块体内部存在南北分异性.一般而言,地形越高对应自由空气重力异常值越大,剩余重力异常则反映了地壳介质密度异常.如图9b所示,龙门山次级块体北部为负异常,表示介质密度低,与观测到的低速、低阻特征相吻合;南部为正异常,表明介质密度异常相比于北部偏高,可能反映了龙门山次级块体南部构造挤压更为强烈,造成介质密度增加.据研究,以北川—安县一线为界,沿走向可以将龙门山断裂带分为南、北两段,两者在断层倾角、运动学性质、地震活动性、构造演化历史等方面均有差异(李智武等,2008;邵崇建,2019),表现为南段新生代构造变形更为强烈,逆冲推覆作用一直向东扩展至四川盆地内部,造成大邑、熊坡、龙泉山、威远等一系列背斜褶皱及伴生断裂.龙门山断裂带南北分段性特征,可能与西侧龙门山次级块体南北地壳介质的密度分异有关,密度增加的介质使得青藏高原向东运动的推覆力更容易传递到龙门山断裂带且传播距离也更远.

青藏高原东缘地震活动性如图9c所示,地震目录参考USGS-NEIC(United States Geological Survey-National Earthquake Information Center, 美国地质调查局-国家地震信息中心),震级≥ 3.0,时间范围1908—2021年,可见地震活动集中分布在岷山断块—龙门山断裂带.四川盆地具有稳定克拉通基底,历史地震活动性本也不高,但龙门山次级块体处于青藏高原东缘与扬子块体西缘强烈碰撞挤压区,现今块体内部地震活动性明显偏弱,尤其是龙日坝断裂带作为一条重要的活动断裂带,却没有现代地震记录.图9d为何建军等(2016)地震重定位研究获得的图9c-AB剖面附近垂向地震分布,可以更清楚的看到龙门山次级块体缺乏地震活动,龙日坝断裂带(LRBF)仅有一些小震分布且指示该条断裂带倾角很陡.根据本文速度结构及前述内容,我们推测该地区介质力学性质相对较弱,累积应变能主要被地层褶皱和地壳缩短吸收从而造成中强地震缺失.Li等(2023)根据低温热年代学研究,发现龙日坝断裂带与汶川—茂县断裂之间(即龙门山次级块体)容纳了宽达～150 km的晚新生代快速剥露带,最大剥露幅度超过15 km,说明晚新生代该块体发生过快速隆升;他们提出龙日坝断裂带(包括西支龙日曲断裂和东支毛尔盖断裂)在深部应该为倾向南东的反冲构造,与倾向北西的龙门山构造带组成了“双向造山楔”构造模式(图9d),共同调节晚新生代青藏高原东缘隆升变形,显然本文速度结构也支持这种断裂几何学特征.

综上所述,我们认为龙门山次级块体地壳低速可能与该区域构造挤压强烈、介质密度分异调整有关.该块体地壳介质相比于四川盆地相对较软,不易发生脆性破裂导致现今缺乏地震活动,转而在遭受晚新生代青藏高原向东运动遭遇扬子克拉通阻挡后以垂向地壳缩短增厚、地表褶皱隆升变形为主要特征.除龙门山断裂带外,龙日坝断裂带在青藏高原东缘应变分配中也应起重要作用,两者倾角不同在应变分配过程中承担的角色也不同：龙门山断裂带因倾角较缓以逆冲运动为主要特征,调节吸收地壳缩短量,而龙日坝断裂带因倾角较陡主要吸收水平走滑变形.

5 结论

(1)龙门山次级块体相比于龙门山断裂带和四川盆地呈现低速特征,结合该区域低阻、低密度、地震活动性缺乏等特征,推测该块体地壳介质岩石力学性质“相对较软”,不易脆性破裂产生地震,其累积应变能释放的主要形式为地壳缩短、地表隆升变形.

(2)根据速度等值线变化,推测龙日坝断裂带深部向南东倾斜且倾角较陡,为倾向北西的龙门山推覆构造系统的反冲构造,两者在调节青藏高原东缘晚新生代构造隆升变形中都起重要作用.其中,龙门山断裂带倾角较缓,主要以逆冲运动导致地壳缩短和山体隆升;龙日坝断裂带倾角较陡,主要以走滑运动吸收块体之间的水平运动差异.

(3)根据该区速度剖面、电性剖面及重力异常的联合约束,推测鲜水河、安宁河断裂带均以较大倾角向东倾斜,至少延伸至中下地壳;大凉山、得力铺断裂带向下延伸至少达15～20 km深度.

致谢谨以此文祝贺滕吉文先生90华诞暨从事地球物理工作70年.感谢中国科学院地质与地球物理研究所苗来成研究员和白志明副研究员对本文提出的宝贵建议.