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汶川地震及龙门山断裂带的深部地球物理结构

  2006年10月在国家重大基础发展计划项目(973)的支持下,中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室在四川西部布设了由300个宽频带地震台组成密集流动地震观测台阵,其中157覆盖了包括汶川地震的极震区范围。利用上述流动台阵观测的地震走时及波形数据,得到了5.12汶川Ms8.0大震区及其邻域地壳上地幔高分辨率的速度结构及物性参数。

  1)研究区的地壳厚度和速度结构均有明显的分块特征,鲜水河断裂和龙门山断裂均为切割地壳的深大断裂,它们对地壳深部结构具有强烈的控制作用(图1)。川滇地块,松潘-甘孜地块和四川盆地的地壳厚度及其横向变化存在明显差异:川滇地块的地壳厚度为58~60km,其横向变化不大;松潘-甘孜地块的地壳厚度为50~58km,由西向东,地壳逐渐变薄;四川盆地的地壳厚度为46~52km,四川盆地前陆存在较为明显的横向变形,速度结构显示出一定程度的横向变化。

  2)在周边断裂的控制作用下,松潘-甘孜地块内的中下地壳存在大面积广泛分布的S波低速区,其速度为2.75~3.15km/s,与此相应的地壳平均泊松比高达0.29~0.31,表明了其相对软弱并容易变形的地壳性质(图2)。

  3)大部分台站震后位移方向与同震位移方向相近,表明震后形变在某种程度上是同震形变的延续,其形变源有某种相似性。但断裂带下盘近场地区台站震后位移方向与同震位移方向相反(图2),表明震后形变源主要为断裂带脆性破裂带以下转换层的震后滑移;由于断裂带为铲型结构,同震破裂源的断裂带单元倾角与震后破裂源的断裂带单元倾角不同,造成下盘近场地表观测位移方向逆转(图3)。3)龙门山断裂带构成了松潘-甘孜地块与华南地块的地壳构造边界。四川盆地的中下地壳的速度明显高于松潘-甘孜地块相应深度的地壳速度。四川盆地前陆地壳平均泊松比略高于0.2。据此推断,四川盆地至少在地壳深度范围内,对青藏高原物质的向东挤出构成了明显的阻挡作用(图3)。

  4)四川盆地岩石圈的厚度约为150km,接收函数反演及地震层析成像的结果均表明,不存在四川盆地地壳向青藏高原下方的俯冲,龙门山断裂在大于20km的深度构成了松潘-甘孜地块与杨子地块的碰撞边界,其上部形成活动的高角度逆冲断裂。四川盆地下方岩石圈底部受到向东挤出的青藏高原热物质的侵蚀。松潘-甘孜地块的壳内低速度体与上地幔上涌的低速物质有密切关系(图4)。

  根据宽频带流动地震台阵观测数据得到的研究结果表明,汶川大地震的破裂过程与地壳结构密切有关并主要受地壳应力场的控制,而余震的分布主要受地壳结构的控制。汶川地震的余震仅限于上地壳内低速体的上方的龙门山断裂带逆冲席体内部,这是汶川地震与台湾集集大地震的重要区别。四川盆地相对坚硬地壳的阻挡和松潘-甘孜块体壳内低速体的广泛存在为其上方地壳在青藏高原作用下与下地壳的拆离创造了条件,导致龙门山断裂附近高速、坚硬上地壳内积累了高应力,壳内低速体在垂向上使地壳增厚的过程中形成了龙门山断裂带上盘的逆冲推覆。这是汶川大地震形成的基本构造背景。根据宽频带流动地震台阵观测数据得到的深部结构和介质物性参数可以很好地解释汶川大地震的成因及其余震的演化过程。

图1研究区的地壳厚度及汶川大地震余震序列的分布 红色三角形表示观测台站

图2 在18km深度上S波速度及汶川大地震余震序列的分布 红色三角形表示观测台站

图3沿31°N剖面的地壳上地幔S波速度和泊松比结构

上图:地形海拔高度变化;中图:泊松比;下图:地壳上地幔S波速度结构;

白色实线标出了Moho界面的形态。黄色圆圈表示地震。白色箭头表示变形运动的方向。

图4 沿31°N剖面的地壳上地幔P波速度扰动

白色圆圈为汶川大地震余震,顶部黑色区域标示了地形海拔高度变化


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