〔作者简介〕 孙翔宇, 男, 1993年生, 中国地震局地质研究所固体地球物理学专业在读博士研究生, 研究方向为大地电磁数据处理与解释, E-mail: sunxiangyucsu@hotmail.com。
东昆仑断裂带是青藏高原北部一条近EW走向的巨型断裂, 其东南尾端发生分叉形成了复杂的马尾状断裂系统, 2017年在该区域发生了九寨沟 MS7.0地震。 文中对跨过东昆仑断裂带东端和九寨沟地震区的3条剖面上的大地电磁探测数据进行处理分析, 采用三维电磁成像反演技术获取了三维深部电性结构图像。 所得结果表明, 东昆仑断裂带东端及周边区域内的东昆仑断裂、 白龙江断裂和光盖山-迭山断裂表现出向SW倾斜的电性差异带, 这些断裂向下延伸并合并于中下地壳的低阻层中, 共同组成了由南向北扩展的花状构造。 在马尾状构造中, 隐伏的虎牙断裂带(北段)在深部表现为明显的低阻边界带; 塔藏断裂的规模明显小于虎牙断裂(北段), 并与虎牙断裂(北段)组成单侧花状结构; 白龙江断裂和光盖山-迭山断裂依然表现为由南向北扩展的花状构造, 2组花状结构在深部衔接并统一归并于壳内的低阻层中。 2017年九寨沟7.0级地震的震源区位于高、 低阻交界区域, 处于松潘-甘孜地块壳内低阻层向NE涌动的端点附近, 根据震源区的电性结构和流变结构推测震源深度≤11km。 虎牙断裂(北段)的延伸深度和规模大于东侧的塔藏断裂, 是2017年九寨沟地震的发震断层。 松潘-甘孜地块北部中下地壳发育南西深、 北东浅的低阻层, 表明青藏高原向NE推挤的运动方式是2017年九寨沟地震的动力来源。
The East Kunlun Fault is a giant fault in northern Tibetan, extending eastward and a boundary between the Songpan-Ganzi block and the West Qinling orogenic zone. The East Kunlun Fault branches out into a horsetail structure which is formed by several branch faults. The 2017 Jiuzhaigou MS7.0 earthquake occurred in the horsetail structure of the East Kunlun Fault and caused huge casualties. As one of several major faults that regulate the expansion of the Tibetan plateau, the complexity of the deep extension geometry of the East Kunlun Fault has also attracted a large number of geophysical exploration studies in this area, but only a few are across the Jiuzhaigou earthquake region. Changes in pressure or slip caused by the fluid can cause changes in fault activity. The presence of fluid can cause the conductivity of the rock mass inside the fault zone to increase significantly. MT method is the most sensitive geophysical method to reflect the conductivity of the rock mass. Thus MT is often used to study the segmented structure of active fault zones. In recent years MT exploration has been carried out in several earthquake regions and the results suggest that the location of main shock and aftershocks are controlled by the resistivity structure. In order to study the deep extension characteristics of the East Kunlun Fault and the distribution of the medium properties within the fault zone, we carried out a MT exploration study across the Tazang section of the East Kunlun Fault in 2016. The profile in this study crosses the Jiuzhaigou earthquake region. Other two MT profiles that cross the Maqu section of East Kunlun Fault performed by previous researches are also collected. Phase tensor decomposition is used in this paper to analyze the dimensionality and the change in resistivity with depth. The structure of Songpan-Ganzi block is simple from deep to shallow. The structure of West Qinlin orogenic zone is complex in the east and simple in the west. The structure near the East Kunlun Fault is complex. We use 3D inversion to image the three MT profiles and obtained 3D electrical structure along three profiles. The root-mean-square misfit of inversions is 2.60 and 2.70. Our results reveal that in the tightened northwest part of the horsetail structure, the East Kunlun Fault, the Bailongjiang Fault, and the Guanggaishan-Dieshan Fault are electrical boundaries that dip to the southwest. The three faults combine in the mid-lower crust to form a “flower structure”that expands from south to north. In the southeastward spreading part of the horsetail structure, the north section of the Huya Fault is an electrical boundary that extends deep. The Tazang Fault has obvious smaller scale than the Huya Fault. The Minjiang Fault is an electrical boundary in the upper crust. The Huya Fault and the Tazang Fault form a one-side flower structure. The Bailongjiang and the Guanggaishan-Dieshan Fault form a “flower structure”that expands from south to north too. The two “flower structures”combine in the high conductivity layer of mid-lower crust. In Songpan-Ganzi block, there is a three-layer structure where the second layer is a high conductivity layer. In the West Qinling orogenic zone, there is a similar structure with the Songpan-Ganzi block, but the high conductivity layer in the West Qinling orogenic zone is shallower than the high conductivity layer in the Songpan-Ganzi block. The hypocenter of 2017 MS7.0 Jiuzhaigou earthquake is between the high and low resistivity bodies at the shallow northeastern boundary of the high conductivity layer. The low resistivity body is prone to move and deform. The high resistivity body blocked the movement of low resistivity body. Such a structure and the movement mode cause the uplift near the East Kunlun Fault. The electrical structure and rheological structure of Jiuzhaigou earthquake region suggest that the focal depth of the earthquake is less than 11km. The Huya Fault extends deeper than the Tazang Fault. The seismogenic fault of the 2017 Jiuzhaigou earthquake is the Huya Fault. The high conductivity layer is deep in the southwest and shallow in the northeast, which indicates that the northeast movement of Tibetan plateau is the cause of the 2017 Jiuzhaigou earthquake.
2017年8月8日, 四川九寨沟县漳扎村附近发生了九寨沟7.0级地震, 造成29人死亡, 543人受伤, 1人失踪①( http:∥www.csi.ac.cn。)。 该地震是继2008年汶川8.0级地震(Zhang et al., 2010)和2013年芦山7.0级地震(徐锡伟等, 2013)之后发生在青藏高原东缘的又一次强烈地震。 美国地质调查局核定九寨沟地震的震中位置为(33.193° N, 103.855° E), 震源深度约9km。 易桂喜等(2017)对九寨沟主震进行了重新定位, 结果显示其矩震级为MW6.4, 震源矩心深度为5km。 Fang等(2018)的余震精定位结果显示余震呈NWW向分布, 余震带北西侧临近塔藏断裂, 南东侧与虎牙断裂北端有衔接的趋势, 主震位于余震带的中央, 震源深度为20.4km(图 1)。 徐锡伟等(2017)在震后的地质调查中未发现同震地表破裂带, 认为此次地震由盲断层引起。 目前, 针对九寨沟地震的发震构造、 震源深度等问题依然存在争议。
九寨沟地震发生于松潘-甘孜地块、 岷山隆起和西秦岭造山带交会区的东昆仑断裂带东端附近(闻学泽等, 2011)。 东昆仑断裂带是青藏高原中北部的一条巨型左旋走滑断裂带, 在其南东尾端发生了构造转换(Tapponnier et al., 2001), 其E向走滑速率大部分以走滑形式转移到岷江断裂、 塔藏断裂和虎牙断裂所组成的马尾状尾端构造上, 其余分量被龙日坝断裂和龙门山断裂、 岷山隆起以逆冲或隆起的形式吸收(Kirby et al., 2000; 张岳桥等, 2005; Ren et al., 2013; 郑文俊等, 2013)。 东昆仑断裂带作为调节青藏高原扩张的几条主要断裂之一, 其东段深部几何结构的复杂性也吸引了大量学者在该区开展地球物理探测研究。 在东昆仑断裂带玛曲段附近, 张先康等(2008)和嘉世旭等(2009)开展了宽角折射、 反射地震调查, 认为东昆仑断裂带玛曲段附近壳内界面变形强烈, 在该区附近表现为贯穿地壳的低速破碎带; Ye等(2015)的接受函数研究结果表明东昆仑断裂玛曲段造成了莫霍面错断; Liu等(2017)通过短周期密集台阵剖面探测认为东昆仑断裂塔藏段切穿了地壳并造成莫霍面错断。 Wang等(2011)和Gao等(2014)沿松潘-甘孜地块和西秦岭造山带接触区的唐克-合作剖面开展了深反射地震探测, 结果表明, 尽管该区的莫霍面在东昆仑断裂带下方出现了错断和重叠, 但东昆仑断裂带并没有切断莫霍面, 而是终止于松潘-甘孜地块下地壳约35km深处的水平滑脱层中。 可见, 已有的地球物理研究对东昆仑断裂带东端断裂系统的延展深度还存在争议, 而且这些地球物理探测剖面也未涉及九寨沟震区。
流体的存在、 运移和相互连通可引起断裂带内部岩体的电导率值大幅增加, 由流体带来的压力或滑移率变化会导致断层的活动性发生变化(Bü rgmann, 2018)。 大地电磁方法(MT)是对岩体电导率反映最灵敏的地球物理方法, 因此常用其进行活动断裂带分段结构探测研究(Unsworth et al., 2004; Becken et al., 2011)。 近年来, 众学者在龙门山断裂带、 阿尔金断裂、 海原-六盘山断裂的不同段上开展了大地电磁探测研究, 结果显示沿这些断裂带不同段的深部电阻率结构差异与断裂带分段的活动习性息息相关(Zhao et al., 2012; Wang et al., 2014; 王绪本等, 2017; Xiao et al., 2017; 詹艳等, 2017)。 同时, 在多个中强地震区针对地震构造和和孕育环境开展的大地电磁探测研究也揭示了中强地震及余震的分布受地下电阻率结构的控制(Zhao et al., 2012; Zhan et al., 2013; Mohan et al., 2015; 赵凌强等, 2015b, 2018, 2019; Aizawa et al., 2017; Arora et al., 2017; Cai et al., 2017)。
为探测研究东昆仑断裂带东端深部延展特征和断裂带内部介质属性的分布, 我们于2016年跨过东昆仑断裂带塔藏段进行了大地电磁探测研究(图 1 中的WQL7剖面), 该剖面也正好跨过了九寨沟震区。 另外, 赵凌强等(2015a)也曾对玛曲到塔藏之间的区域开展过大地电磁探测研究(图 1 中的WQL1和WQL6剖面)。 本文利用三维电磁成像技术重新对这3条大地电磁剖面数据进行了反演, 获得的三维电性结构图像揭示了东昆仑断裂带东端马尾状断裂体系的深部延展特征、 九寨沟地震的发震构造以及其深部孕震环境。
本文的研究区位于青藏高原东缘的松潘-甘孜地块、 西秦岭造山带、 岷山隆起和碧口地块的接触区(图 1)。 在测区北西部自南西向北东依次排列NW-SE走向的东昆仑断裂(F1)、 白龙江断裂(F2)、 光盖山-迭山断裂(F3)和临潭断裂(F4); 在测区南东部, 东昆仑断裂(F1)尾端发育一系列不同走向的分支断裂, 包括龙日坝断裂(F5)、 岷江断裂(F6)、 塔藏断裂(F7)和虎牙断裂(F8)(张岳桥等, 2005; Kirby et al., 2007; Zhang et al., 2009; Li et al., 2011), 这些断裂的展布形态就如北西收紧、 南东散开的马尾状(徐锡伟等, 2017), 九寨沟地震就发生在该马尾状断裂系统内。
图 1 标明了3条大地电磁剖面的位置, 3条剖面的布置方向约N30° E, 自北西向南东近平行排列(WQL1、 WQL6和WQL7), 分别跨过了东昆仑断裂带(F1)东端马尾状断裂系统的不同段。 其中, WQL7剖面跨过了向SE散开的马尾状断裂系统尾端的岷江断裂(F6)、 虎牙断裂(F8)、 塔藏断裂(F7)、 白龙江断裂(F2)和光盖山-迭山断裂(F3)。 该剖面位于九寨沟地震震中北侧约10km, 地震发生后, 于2017年10月进入九寨沟震区开展了加密观测, 沿剖面共获得了54个测点的数据。 WQL1和WQL6剖面共有60个大地电磁测点(赵凌强等, 2015a), 2条剖面均跨过了东昆仑断裂带(F1)的玛曲— 塔藏段、 白龙江断裂(F2)和光盖山-迭山断裂(F3)。
本文使用的WQL7剖面上的新测电磁数据采集于2016年, 2017年10月又对九寨沟震区进行了加密观测。 野外数据采集使用加拿大凤凰公司生产的MTU-5A大地电磁测量系统, 大部分测点的采集时间达到40h。 数据处理使用SSMT2000软件, 采用远参考和“ Robust” 技术(Gamble et al., 1979; Egbert et al., 1986)提高数据质量。 大部分测点的长周期有效数据超过2 000s, 满足地球岩石圈尺度电性结构探测的需求。 WQL1和WQL6剖面的数据来源于赵凌强等(2015a)的文章。
图 2 给出了3条剖面上分别位于松潘-甘孜地块、 西秦岭造山带以及东昆仑断裂带(F1)玛曲— 塔藏段附近15个典型测点测量方向的视电阻率和阻抗相位曲线图。 从图中可见, 松潘-甘孜地块各测点的视电阻率曲线形态和特征较为接近, 即随着周期的增加视电阻率曲线值基本表现为低— 高— 低的变化特征, NS和EW 2个方向的曲线几乎重合, 表明松潘-甘孜地块的深部结构呈层状。 在西秦岭造山带内各测点的视电阻率曲线形态显示, 高频段视电阻率值较高, 随着周期的增加视电阻率值减小, 指示该区具有浅层为高阻、 较深处为低阻的特征。 东昆仑断裂带(F1)和白龙江断裂(F2)附近区域各测点的视电阻率曲线形态和数值具有多样性。 首先, 3条剖面上位于东昆仑断裂带(F1)和白龙江断裂(F2)带附近的测点, 其视电阻率曲线形态和数值有别于松潘-甘孜地块和西秦岭造山带, 表明断裂带附近的深部结构与两侧地块存在差异; 其次, 3条剖面中分别在东昆仑断裂带(F1)、 白龙江断裂(F2)上的测点, 其视电阻率曲线形态和数值存在明显不同, 指示沿断裂带内部介质电阻率属性具有明显的分段特征。
相位张量二维偏离度(β )是分析区域维性的有效工具(Caldwell et al., 2004; Bibby et al., 2005)。 考虑到研究区的噪音水平和数据误差, 当β > 5° 时可认为研究区深部结构是三维的(Booker, 2014; Cai et al., 2017)。 图3a给出了跨过东昆仑断裂带(F1)东端的3条剖面各测点随周期变化的β 值分布。 从图中可见, 从高频到低频, 松潘-甘孜地块大部分测点的β 值均小于5° , 说明松潘-甘孜地块从浅部到深部的结构都比较简单。 在西秦岭造山带内部β 值自西向东逐渐变大, 说明该区域深部结构向E逐渐变得更加复杂。 沿东昆仑断裂带(F1), 大部分测点的β 值在周期约1s以上均大于5° , 说明该区的深部结构比较复杂, 特别是在WQL7剖面上三维性较显著, 这与该区发育多条不同走向、 不同性质的断裂体系相对应。 本文的研究目标正是要揭示东昆仑断裂带(F1)的深部延展特征, 因此将使用三维电磁反演技术对数据进行反演, 以获得合理的深部电性结构图像。
相位张量旋转不变量φ 2是相位张量最大相位和最小相位的几何平均值, φ 2可指示电阻率沿深度的变化(Heise et al., 2008), 经常用于定性分辨地下介质的高、 低阻分布特征。 当φ 2> 45° 时, 电阻率值随深度的增加而降低; 当φ 2< 45° 时, 电阻率值随深度的增加而升高。 图3b给出了3条剖面上各测点随周期变化的φ 2值分布。 从图中可见, 3条剖面上的φ 2值在高频段普遍小于45° , 在低频普遍大于45° , 甚至部分测点的φ 2> 65° 。 另外, 经仔细分辨还可发现在松潘-甘孜地块内φ 2> 45° 的周期出现在10s, 向NE到东昆仑断裂带(F1)附近则出现在0.5s左右, 说明3条剖面附近区域的深部广泛存在低阻层, 且该低阻层的深度有向NE变浅的趋势; 从图 3 中还可观察到, 在WQL7剖面上φ 2> 45° 的周期出现在0.1s附近, 表明低阻层在测区SE区域的赋存深度更浅。
从图 1 可见, 3条几乎相互平行的电磁剖面具有间距较大、 测点密度小的分布特点, 而本文的研究目标是获取跨过东昆仑断裂带(F1)东端马尾状断裂体系的伸展结构以及九寨沟震区的深部电性结构图像, 在进行三维反演时需要使用尽可能多的测点数据, 同时又要考虑计算机的处理能力和三维反演程序的运行速度, 因此分别对WQL1和WQL6剖面、 WQL7剖面上的数据进行三维反演。 三维反演使用ModEM(Egbert et al., 2012; Kelbert et al., 2014)软件系统进行。
3条剖面均沿SW-NE方向布置(N30° E)。 为了更好地剖分模型网格, 将2个区域的模型网格坐标系逆时针旋转60° , 使网格剖分的y方向与测线方向一致, 从而大大减少了水平方向的网格剖分数, 以便适应三维反演计算。 三维反演前对所有测点的视电阻率、 阻抗相位曲线上的“ 飞点” 进行了识别, 采用加大误差的方式降低这些“ 飞点” 在三维反演计算中的权重。
三维反演初始模型水平网格剖分包括涵盖各测点的核心部分和边界网格剖分, 涵盖各测点核心部分的水平网格基于测点距采用均匀剖分的方式。 WQL1和WQL6剖面、 WQL7剖面上沿x、 y方向的网格分别为48× 114和40× 116。
由于研究区地处青藏高原东缘, 区内地形复杂, 在垂向(z)的网格剖分上分别采用考虑地形和不考虑地形的剖分方式, 其中不考虑地形的垂向网格共划分为69层, 首层网格厚50m, 在深2km内网格厚度的增长因子为1.2, 深2~40km的增长因子为1.05, 深40~80km的增长因子为1.15, 深80~150km的增长因子为1.3, 深150~600km的增长因子为1.4。 另外, 对于WQL1和WQL6剖面、 WQL7剖面, 考虑地形的垂向网格在不考虑地形的垂向网格基础上分别增加了47层(WQL1及WQL6)和50层(WQL7)。 对比不考虑地形和考虑地形的反演结果可知, 以岩石圈地壳尺度为探测目标, 二者的结果差别不大, 在本文中采用不考虑地形的垂向剖分网格进行三维反演计算。
为了更好地获取可靠的深部结构, 进行三维反演时对1Hz以上的18个高频数据进行了隔频点抽稀处理, 选择其中9个频点参与反演, 对于1Hz以下的低频数据则使用全部26个频点参与反演, 最终使用了周期为0.003~7 300s的35个频点的数据开展反演, 将100Ω · m均匀半空间模型作为初始模型。 使用视电阻率和阻抗相位、 负对角阻抗和全张量阻抗等不同类型数据作为输入进行三维反演, 其中视电阻率和相位数据的门槛误差分别为5%和2.84° , 负对角阻抗的误差与全张量阻抗的误差均为模长的5%。 3种输入数据的三维反演结果显示, 使用视电阻率和相位数据时, 原始数据和模型响应的拟合效果最好。 选取视电阻率和阻抗相位作为输入数据的三维反演结果, 并以此模型为基础, 在25km、 30km、 40km深度下进行了印模反演计算, 以降低初始模型对结果影响(Cai et al., 2017)。 最终获得WQL1和WQL6剖面、 WQL7剖面的三维模型, 2个区域的三维反演均方根误差RMS分别为2.6和2.7。 图 4 给出了视电阻率(ρ xy 和ρ yx )和阻抗相位(φ xy 和φ yx )4个分量的均方根误差RMS的分布。
经三维反演获得的跨过东昆仑断裂东端的3条大地电磁剖面的深部电性结构见图 5。 根据地表地质(Ren et al., 2013; 郑文俊等, 2013; 徐锡伟等, 2017)揭示的断裂分布与电磁测点的相对位置, 在深部电性结构图中对研究区的断裂体系进行了解译(图 5)。 由图 5 可见, 东昆仑东端断裂系统及其两侧的松潘-甘孜地块、 西秦岭造山带具有不同的深部电性结构特征。
从3条大地电磁剖面的深部电性结构图像(图 5)可以看出, 东昆仑断裂带(F1)南西侧的松潘-甘孜地块北部地下结构呈现高— 低— 高的3层电阻率结构样式, 在中下地壳赋存壳内低阻层(HCL), 这种特征与松潘-甘孜地块中部的电磁探测成果一致(Bai et al., 2010; Zhao et al., 2012; Zhan et al., 2013; Wang et al., 2014; 闵刚等, 2017)。 比较3条剖面的结果还可发现地壳低阻层(HCL)的埋深具有中部深、 向NE和SE区域逐渐变浅的趋势。 在光盖山-迭山断裂(F3)北东侧的西秦岭造山带的深部结构展现为高— 低— 次高阻的3层结构特点, 中部的低阻层埋深约15km, 这与西秦岭造山带其它地段的大地电磁探测结果相似(詹艳等, 2014; 赵凌强等, 2015a)。
3条大地电磁剖面的深部电性结构图像(图 5)揭示了东昆仑东端断裂系统不同段的延展特征。 WQL1和WQL6剖面跨过了东昆仑断裂带(F1)、 白龙江断裂(F2)和光盖山-迭山断裂(F3), 从WQL1和WQL6剖面的深部电性结构图中可看出东昆仑断裂带(F1)下方为较陡直的电性差异带, 白龙江断裂(F2)和光盖山-迭山断裂(F3)表现为逐渐向SW倾斜的电性差异带, 3条断裂向下延伸并归并于中下地壳低阻层(HCL)中, 电阻率结构揭示的3条断裂的深部延展结构特征与郑文俊等(2013)推测的由南向北扩展的花状构造相一致。 WQL7剖面跨过了由岷江断裂(F6)、 虎牙断裂(F8)和塔藏断裂(F7)组成的东昆仑东端马尾状分散区域, 深部电性结构图揭示该区段在上地壳表现为高、 低阻混杂交错的结构特点; 岷江断裂(F6)为电性差异带, 且其下方中下地壳的壳内低阻层HCL埋深具有向浅部涌动的趋势; 岷江断裂(F6)与塔藏断裂(F7)之间存在1个明显的低阻边界带, 推测就是隐伏的虎牙断裂(F8)北段(徐锡伟等, 2017), 虎牙断裂(F8)北段也是该区段内规模较大的电性差异带; 塔藏断裂(F7)下方在上地壳底部为电性差异带, 但是向下并入到虎牙断裂(F8), 与之组成了单侧花状结构; 白龙江断裂(F2)和光盖山-迭山断裂(F3)承续了在WQL1和WQL6剖面上延展特征, 依然表现为由南向北扩展的花状构造; 2组花状断裂结构在15km深处附近有衔接并统一归并于壳内低阻层(HCL)的趋势。
在九寨沟地震后的地表调查中没有发现地表破裂带(徐锡伟等, 2017); 经后续的InSAR、 小震精定位分析等, 推测虎牙断裂(F8)北段(树正断裂)为发震断裂(易桂喜等, 2017; 鲁人齐等, 2018; Sun et al., 2018; Zhang et al., 2018)。 图 6 给出了跨过九寨沟震区的深部电性结构图, Fang等(2018)的九寨沟小震精定位结果和九寨沟地震的震源机制解(GCMT)(Ekströ m et al., 2012)也展示在图中。 从图 6 中可知, 塔藏断裂(F7)下方表现为向SW倾斜的电性差异带, 但延伸深度较浅, 而在其南西侧的九寨沟地震余震聚集区下方则是1条较陡直的电性差异带, 与隐伏的虎牙断裂(F8)北段(徐锡伟等, 2017)对应, 虎牙断裂(F8)北段和塔藏断裂(F7)在深约10km处会集随后归并到南西侧的壳内低阻层(HCL)中。 从图 6 中可以看出, 在剖面南西段的松潘-甘孜地块下赋存中下地壳低阻层(HCL), 其埋深具有从南西到北东逐渐变浅的趋势, 指示其有向NE浅部涌动的运动态势。 九寨沟震区南西侧为低阻介质, 北东侧为高阻介质, 这种深部介质属性的组合和周围地块的运动模式使九寨沟震区处于具有走滑兼逆冲的动力学环境里, 从深部佐证了九寨沟地震是一次以左旋走滑为主、 兼具少量逆冲分量的地震事件。 震区南西侧的低阻介质易于滑动, 北东侧的高阻介质起到了阻挡作用。
图 5 显示松潘-甘孜地块北部中下地壳存在HCL层, 其埋深中部深、 北东浅的特点表明青藏高原东缘地区的壳内HCL层正在向NE运动(Hao et al., 2014), 而北东侧与西秦岭造山带接触区的高阻结构阻挡了松潘-甘孜地块壳内低阻层向NE的运动(赵凌强等, 2015a; Sun et al., 2018), 使其转向SE滑移。 该区断裂带分段介质电阻率组合、 两侧地块的深部结构环境以及所制约的运动方式使东昆仑断裂(F1)东端附近区域发生挤压和隆升(Sun et al., 2018), 是九寨沟地震的深部成因。
对青藏高原东缘地区的流变结构进行研究发现, 松潘-甘孜地块在深约20km之下存在显著的塑性流变层, 脆塑性转化深度为18~20km(周永胜等, 2009; Han et al., 2016), 这一塑性流变层与大地电磁结果揭示的松潘-甘孜地块的壳内低阻层(HCL)对应, 显示低阻性质是花岗质岩石塑性流变的直接体现; 而在地块边界带附近, 由于断裂带内富含流体, 塑性流变层的埋深变为15~20km, 相应的脆塑性转化深度为13~15km。 九寨沟地震区电性结构表明HCL在该区域有向NE涌动变浅的趋势, 因此相应的脆塑性转化深度可能会浅于松潘-甘孜地块的其它边界。 从图 6 可见虎牙断裂下方除存在自松潘-甘孜地块内部延伸而来的HCL外, 还在5km深处存在1组低阻体。 由于浅层的低阻体可能为流体充填断裂缝隙或其它原因导致, 因此采用从岷山隆起下方到虎牙断裂之间的HCL主体埋深(约11km)作为该区域的脆塑性转化深度。 根据流变结构和电性结构推测, 发生在虎牙断裂上的地震, 主震震源应该在深11km之上的断层摩擦滑动和脆塑性转化带内, 而不可能发生在11~20km的塑性流变层(周永胜等, 2009; Han et al., 2016)。 因此, 九寨沟地震主震震源深度可能不超过11km。 九寨沟地震震源区靠近HCL向NE涌动的端点处于高、 低阻交界区域, 这种震源区介质电阻率属性遵循该区的流变结构特征, 也符合大量中强地震区地震震源位于高、 低阻介质接触区且偏向于高阻介质一侧的观测现象(Zhao et al., 2012; Zhan et al., 2013; Mohan et al., 2015; Arora et al., 2017; Cai et al., 2017)。
本文利用跨过东昆仑断裂带(F1)东端以及2017年九寨沟震区的3条剖面上的大地电磁探测数据, 采用三维电磁成像反演技术获取了三维深部电性结构图像。 所得结果揭示了东昆仑断裂带东端区域马尾状北西收紧和南东散开2个段的深部延展特征, 在北西收紧地段(WQL1和WQL6剖面)的东昆仑断裂为电性差异带, 白龙江断裂和光盖山-迭山断裂依次表现为向SW倾斜的电性差异带, 3条断裂向下延伸并归并于中下地壳低阻层中, 共同组成了由南向北扩展的花状构造。 在东昆仑断裂带东端马尾状断裂系统(WQL7剖面)内的岷江断裂为上地壳的电性差异带, 在地表未出露的虎牙断裂北段表现为明显低阻边界带, 塔藏断裂在上地块底部表现为电性边界带, 深度较浅, 在上地壳之下并入到虎牙断裂北段, 与之组成了单侧花状结构; 白龙江断裂和光盖山-迭山断裂承续了在WQL1和WQL6剖面的特点, 依然表现为由南向北扩展的花状构造; 2组花状结构在深部衔接并统一归并于壳内低阻层中。 九寨沟地震震源区位于高、 低阻交界区域, 处于松潘-甘孜地块壳内低阻层向NE涌动的端点附近, 推测震源深度≤ 11km。 虎牙断裂北段的延伸深度和规模大于东侧的塔藏断裂, 是九寨沟地震的发震断层。 松潘-甘孜地块北部中下地壳发育南西深、 北东浅的低阻层(HCL), 表明青藏高原向NE的推挤运动是九寨沟地震的深部动力来源。
致谢 中国地震局地质研究所闻学泽研究员和张会平研究员对地震构造解译给出了很好的建议; 周永胜研究员提供了青藏高原东缘地区的流变结构; 大地电磁三维反演在中国地震局地质研究所信息中心超算平台上进行; 文中部分图件使用GMT绘制(Wessel et al., 2013)。 在此一并表示感谢!
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