印度板块与欧亚板块自始新世早期的碰撞产生了广阔的青藏高原(Yin and Harrison, 2000)。青藏高原东缘龙门山断裂带与四川盆地相邻。四川盆地是扬子克拉通的一部分，晚古生代以来一直处于一个稳定的沉积环境(Ren et al., 1999)。龙门山褶皱冲断带在早侏罗纪是松潘-甘孜地块与扬子克拉通的汇聚带，并在新生代重新激活(Burchfiel et al., 1995)。龙门山断裂带由三条主断裂组成(Xu et al., 2005)，从西北到东南包括汶川-茂县断裂(WMF)、映秀-北川断裂(YBF)和灌县-江油断裂(GJF)，形成了叠瓦状逆冲断裂带。受块体运动和区域构造应力场的影响，龙门山断裂带具有明显的右旋走滑运动（许志琴等，1992）。青藏高原目前正在经历东向地块运动(Gan et al., 2007)，研究显示龙门山地区的地表缩短较小(＜3 mm/yr)(Shen et al., 2005; Zhang et al., 2004)，虽然也有研究认为缩短率为3-4 mm/yr(Loveless & Meade，2011)。2008年灾难性的Mw7.9汶川地震发生在陡峭的的龙门山断裂带(Zhang et al., 2010)，而在此之前该区域观察到的地震活动性较低(Wen and Yi, 2003)。研究龙门山断裂带孕震环境和发震构造，有助于揭示强震孕育机制，评估潜在地震风险，为地震预测预警、工程抗震设防及防灾减灾提供科学依据，保障人民生命财产安全。

一、龙门山地区季节性水文负荷与背景地震活动

周期性非构造应力扰动虽然远小于区域构造应力，但当断层系统已经接近破裂临界状态时，即使是很小的应力变化，也可能改变地震成核过程。潮汐、大气负荷、海洋负荷和水文负荷都属于这一类外部作用，其中大陆地区最强的常常是水文负荷。喜马拉雅、北美以及一些大型水库区的研究表明，季节性降水、地表水储量变化与地震活动之间可能存在同步、滞后或反相关系，这提示水圈与岩石圈之间存在多尺度耦合。

龙门山位于青藏高原东缘与四川盆地的过渡带，是典型的板内碰撞造山带，既有显著的活动断裂与强烈的构造变形，也有突出的季风降水和复杂的地形起伏。由于该区同时具备较高背景地震活动、强烈季节性降水以及较为密集的GNSS观测条件，因此非常适合讨论“降水—水储量—应力扰动—地震活动”这一链条。本研究将回答三个核心问题：第一，龙门山地区陆地水储量（TWS）季节性变化与降水是否一致；第二，背景地震而非总目录地震是否会响应这种水文负荷；第三，造成这种响应的关键机制究竟是即时弹性加载，还是具有时间滞后的孔压扩散。

1.数据与方法

本研究首先整理龙门山及其邻区的连续GNSS资料，去除长期构造趋势、大地震引起的同震与震后形变、非潮汐大气负荷及非潮汐海洋负荷之后，从垂向位移时间序列中提取年周期项的振幅与相位。由此得到的空间分布揭示了研究区季节性形变存在明显区域差异：四川盆地、龙门山以及其南北段在沉降峰值大小与出现时间上并不同步，这说明不同区域对表面水负荷的弹性响应具有显著差别。该结果构成反演TWS的基础，相关空间格局见图1.1。

图1.1 连续GNSS垂向位移年振幅与相位分布。图示反映龙门山与四川盆地在季节性沉降峰值幅度及相位上的空间差异。

在此基础上，我们将研究区离散为0.25°×0.25°网格，利用基于弹性地球响应的格林函数，把GNSS所揭示的季节性垂向位移反演为月尺度TWS变化。为了减弱地球模型带来的偏差，研究采用局部地球模型对格林函数进行修正，并使用棋盘检验和ABIC准则确定反演平滑参数。与此同时，我们从中国地震台网中心获取2002年1月至2021年12月的区域地震目录。考虑到2008年汶川地震前后台网能力与丛集程度差异明显，研究中先估计完备震级，再统一采用M≥2.5目录开展背景地震提取。这个步骤非常关键，因为若不剔除主震—余震序列，任何季节性相关性都可能被大震后的短期丛集效应所掩盖或扭曲。

地震去丛集部分系统比较了G-K、Reasenberg、MISD和ETAS四种方法。我们并未简单把“去掉余震后剩余的事件”直接视为背景地震，而是进一步通过条件卡方检验、Brown-Zhao检验、Kolmogorov-Smirnov检验以及非均匀时空泊松过程检验，对不同目录的统计特征进行评估。只有通过这些检验，才说明目录在时间上接近齐次泊松过程、在空间上呈现稳定的非均匀背景性，因而能够用于分析背景地震与水文负荷之间的关系。

2.研究结果

反演得到的TWS结果显示，龙门山地区的年振幅约为0.2 m，局部可更高，总体与降水量级一致，说明GNSS反演结果具有合理的物理尺度。更值得注意的是，TWS的峰值时刻在南北段并不一致。龙门山北段的TWS峰值与降水峰值大致同步，而南段和四川盆地部分区域的TWS峰值则相对降水滞后约2个月，说明降水并不会立刻完全体现在综合水储量上。蒸散、径流汇集、地形起伏与地下介质调蓄等因素，都会改变地表降水向总水储量转化的时间过程。研究以月尺度分布图和子区平均曲线清楚展示了这种相位差异，见图1.2。

在背景地震识别方面，不同去丛集方法给出的结果差异很大。G-K、Reasenberg和MISD虽能剔除一部分主余震丛集，但在累计事件曲线、震级—时间分布以及泊松检验中仍残留明显的群发特征；相比之下，ETAS模型得到的背景目录更平稳，也更符合“时间上近似随机、空间上长期稳定”的背景地震定义。因此，研究把ETAS目录作为后续相关分析的主要依据。从该目录可以看出，龙门山背景地震在年内并非完全均匀，部分月份，尤其是夏末秋初，事件数偏多。不同方法对比及ETAS结果见图1.3。

图1.2 龙门山月尺度陆地水储量（TWS）变化。北段TWS与降水近同相，南段及邻区TWS峰值相对降水滞后约2个月。

图1.3 不同去丛集方法及ETAS背景目录对比。ETAS结果在时间分布与时空统计检验上最接近真实背景地震。

在应力计算中，我们将龙门山主要断层带简化为若干具有代表性的断层面，分别施加TWS负荷和降水负荷，计算不同月份的库仑破裂应力（CFS）与其变化率。结果表明，两类水文负荷都能在断层上产生kPa量级的应力扰动，最大约为2.4 kPa。就绝对值而言，这种应力远小于长期构造应力，但已足以在接近临界状态的断层系统中产生可探测影响。更关键的是，把背景地震月频次与CFS进行逐月比较后发现，最清楚的对应关系并不出现在“CFS高低”本身，而是出现在“降水诱发CFS变化率”的峰谷变化上：当负荷变化最快、应力变化率较大时，背景地震更容易增加。这个现象在研究结果中占据核心地位，相关结果见图1.4。

图1.4 背景地震与水文负荷诱发CFS的关系。最显著的对应关系出现在降水诱发CFS变化率与背景地震月变化之间。

3.分析讨论：即时弹性加载还是孔压扩散？

我们对两类机制进行了比较。第一类机制是即时弹性加载：季节性降水与TWS变化改变地表负荷，进而立刻引起地壳弹性形变，改变断层上的法向应力和剪应力，并通过速率—状态摩擦机制影响地震成核率。这种机制强调的是“负荷变化快慢”而不是单纯“负荷大小”，因此它更容易解释为什么CFS变化率与背景地震的对应关系强于CFS本身。第二类机制是孔压扩散：地表水变化经渗透与扩散逐渐向深部传播，最终改变震源区有效应力，从而滞后地调制地震活动。

为了检验第二类机制，我们采用一维孔压扩散模型进行估算。按照文中设定的水头变化幅度和一组代表性的水力扩散系数，若假定地震活动相对降水峰值约滞后2个月，那么扩散形成的孔压主要集中在浅部，随深度迅速衰减，而多数背景地震的震源深度则明显深于这一影响范围。也就是说，在文中采用的参数条件下，孔压难以在两个月左右传播到足以影响绝大多数背景地震的深度。孔压扩散与背景地震震源深度之间的不匹配见图1.5。

图1.5 孔压扩散与背景地震震源深度关系。2个月尺度内孔压影响主要集中于浅部，难以有效到达多数背景地震所在深度。

基于上述分析，本研究更支持即时弹性加载解释。换言之，龙门山背景地震的季节性起伏更可能反映地表水负荷变化对断层受力状态的快速调制，而不是深部孔压缓慢传播的结果。这一判断还与前文“TWS在南段相对降水存在滞后，但背景地震却更响应降水诱发CFS变化率”的事实相一致：地震活动对即时加载速率比对经过综合调蓄后的TWS峰值更敏感。

4.总结

本研究的突出价值在于，没有直接使用总地震目录讨论季节性触发，而是通过严格去丛集和统计检验把研究对象限定为更接近构造背景的地震活动，从而显著提高了结论的可信度。同时，研究将GNSS反演TWS、降水资料、应力计算与背景地震统计有机结合，建立起一条较完整的分析链：先识别区域水储量季节性变化，再计算断层受力响应，最后检验背景地震是否对这种外部扰动产生响应。对于理解青藏高原东缘板内碰撞带的地震孕育过程，这一思路具有方法论上的代表性。在龙门山这样兼具强构造活动和强季节性水文循环的地区，水文负荷并不是可以忽略的边缘因素，而是影响背景地震时变性的一个重要外部调制源。其统计特征表明，地震成核不只是一个由长期构造加载缓慢控制的过程，也会对月尺度的环境应力扰动作出响应。对地震学研究而言，这意味着在分析背景地震率、地震时变性及区域构造稳定性时，应把水文负荷纳入更常规的考虑框架。

二、龙门山断裂带区域岩石圈分层各向异性

研究龙门山断裂带岩石圈分层各向异性，对于揭示青藏高原东缘地壳变形机制和深部动力学过程具有核心意义。通过分析不同深度介质的各向异性特征，可识别壳幔解耦、中下地壳流等关键变形模式，厘清高原物质东向挤出过程中与四川盆地的相互作用。该研究为理解强震孕育的深部构造背景、评估区域地震危险性提供了重要的物理依据。

1.数据与方法

本研究采用约7710个震级M≥5.5地震目录的综合数据集，时间跨度自2007年7月至2023年3月，覆盖近15年。事件波形从连续波形数据中截取，时间窗为理论P波到时前30s至到时后2100s。这些波形来自中国地震局甘肃和四川区域地震台网的12个宽频带固定台站（图2.1）。对于Pms波分析，选择震中距为30°–90°的数据；对于XKS波，震中距范围扩展为30°–180°。所有数据的原始采样率均为100Hz。不同数据集的滤波参数有所不同：Pms数据采用0.05–1.0Hz的带通滤波，而XKS数据采用0.04–0.5Hz的滤波范围。共有2127条地震事件记录被用于接收函数计算。图2.2给出了CXT和ZJG台站的Pms波分裂计算实例。

图2.1 研究区主要断裂及地震台站分布。LMS：龙门山断裂。白色箭头表示区域GPS速度矢量（引自Wang andshen,2020；参考坐标系为欧亚板块）。

图2.2 CXT和ZJG台站的Pms波分裂计算。

图2.3 ZJG（A）和CXT（B）台站的XKS波分裂计算。

与此同时，对于XKS波分裂，采用了一种以切向能量最小化为目标的方法（GaoandLiu,2014;Kong et al.,2018），通过网格搜索分析确定每条地震记录的表观FPD和延迟时间。该方法旨在寻找使校正后切向分量能量降低到尽可能小、理想情况下接近于零的最优参数，这与各向异性校正后质点运动轨迹应接近线性的理论相一致。图2.3展示了利用地震记录在CXT和ZJG台站进行单层各向异性XKS波分裂计算的实例。在本研究中，共选取了271个清晰记录到XKS震相的远震事件用于获取各向异性参数。

2.结果与讨论

采用上述分析方法，我们获得了龙门山断裂带周围12个固定台站的Pms和XKS波分裂参数（见图2.4；表1.1）。

图2.4 龙门山断裂带地区Pms（A）和XKS（B）波各向异性结果。

Pms波的分裂时间范围为0.08–1.13s，平均值为0.54s。该区快波偏振方向（FPD）和延迟时间的显著变化表明区域结构具有高度复杂性。在松潘—甘孜地块内部，部分台站（REG、WDT、SPA）的FPD主要呈NW向，而另一些台站（PWU、QCH、CXT）则主要呈NE向。靠近龙门山断裂带、位于松潘—甘孜地块与四川盆地交界处的大多数台站，其FPD呈NE向，与断裂带平行；而个别台站（如BAX）则表现为NW向，与断层垂直。除少数台站如QCH具有较短的延迟时间（0.08s）外，大多数台站都表现出较长的延迟时间。

表1.1.各台站的Pms和XKS波各向异性参数。

XKS波的分裂时间范围为0.83–1.47s，平均值为1.10s。值得注意的是，青藏高原与四川盆地之间的FPD存在明显差异，显示出两者不同的各向异性特征。在青藏高原东缘的松潘—甘孜地块内，FPD通常呈NE向或EW向；而靠近龙门山断裂带及地块边界处，FPD则主要呈NWW向。这些地区的延迟时间相对一致，波动较小。

图2.5（A）本研究得到的Pms和XKS结果与其他研究者结果的对比。（B）投影到地表的200km穿透点处XKS各向异性参数。

图2.5A给出了龙门山断裂带及其邻近松潘—甘孜地块台站的分布，显示地壳与岩石圈各向异性之间存在显著差异。这种变化格局在龙门山断裂带附近尤为明显，为讨论该区结构的分层特征提供了基本依据。观测到的各向异性参数变化，尤其是地壳与岩石圈层面之间FPD和延迟时间的明显差异，表明这些地区存在构造作用与物质组成之间的复杂相互影响。

松潘—甘孜地块内的台站，尤其是REG台站，在地壳和岩石圈各向异性上均表现为NW向FPD，与地块内部主应力方向一致。位于平武—青川断裂上的PWU和QCH台站，在地壳和岩石圈中均表现出NE向FPD，并与断层走向平行。这表明在这些台站处，地壳与上地幔之间的变形可能具有垂向一致性。值得注意的是，我们在PWU和QCH台站得到的Pms结果，与Chen et al.(2013)、Sun et al.(2015)和Zheng et al.(2018)的结果存在差异。具体而言，在延迟时间方面，我们的结果与其他研究者大体相似，但在FPD上存在明显差别。这种差异可能与本研究采用了更大规模的数据集有关；我们的数据覆盖15年，包含2127条有效记录，因此结果的可靠性可能更高。

位于灌县—江油断裂附近的AXI和ZJG台站，根据原地应力结果（Meng et al.,2013）显示出应力方向变化：应力方向由ZJG附近的NE向向AXI方向转变为NWW-SEE向。这两个台站的地壳FPD与这些应力方向一致。在AXI台站，Pms和XKS波的FPD基本一致，但它们的分裂时间差异明显。这一现象可能表明，该台站下方的各向异性特征主要由地幔各向异性所控制。尽管AXI和ZJG两台相距很近（不足40km），但两者地壳FPD差异显著，这说明局部变形强烈且各向异性介质分布不均，可能具有分层特征。地壳介质散射强度研究（Fan et al.,2016）也支持这一认识：两台站的散射波场模式存在明显差别，表明其下方介质结构显著不同。

位于龙门山断裂以南的YZP和CD2台站，均表现为NE向的地壳FPD，说明其受邻近断层影响较强。CD2台站显示出较弱的地壳各向异性强度，其XKS波快波方向主要指示上地幔各向异性。YZP台站的Pms与XKS波分裂延迟时间较为接近，表明其地壳各向异性程度较高；但考虑到该台站靠近四川盆地边缘，其复杂波形（Zhang et al.,2008）可能受到盆地边缘沉积盖层的影响。

在BAX台站，地壳与岩石圈各向异性的FPD均呈NW向，与区域主应力方向一致，反映了来自青藏高原向东挤压的动力学背景。Liu et al.(2020)在BAX台站得到的NE向XKS结果与本研究不同。事实上，在分析BAX台站时，来自特定方位覆盖范围的XKS波确实给出了与Liu等相似的方向；但本文给出的结果是基于较均匀方位覆盖范围得到的综合结果。如图5B所示，BAX台站周围穿透点分布相对均匀。该台站可能存在多个主导方向，这一点值得进一步讨论和研究。

SPA台站（位于松潘—甘孜地块内、靠近龙门山断裂）和WDT台站（位于西秦岭断裂带东南端）均表现为NW向的Pms波FPD，与GPS运动场和区域主应力方向一致（Kan et al.,1977）。XKS波FPD自西向东由NE向过渡到EW/NW向（SPA、WDT、CXT）的变化趋势，可能反映了青藏高原物质在四川盆地挤压作用下沿秦岭下方通道流动的软流圈流动模式。CXT台站的PmsFPD呈NE向，这与构造应力方向不同，可能受到邻近理县—罗家堡断裂的影响。

我们采用Zuo and Niu(2019)提出的方法计算双层各向异性，重点关注研究区内地壳与岩石圈各向异性差异显著的台站。该方法考虑岩石圈内部可能存在由地壳和上地幔共同组成的双层各向异性结构。方法中采用类似的两层理论模型，将上层视为地壳，下层视为上地幔。通过对四个分裂参数进行网格搜索分析，分别求取上层（地壳）的FPD和延迟时间，以及下层（地幔）的FPD和延迟时间。当目标函数达到最小值时，对应参数即为最优的双层各向异性结果。

表1.2 CXT和ZJG台站的双层各向异性计算结果。

图2.6 CXT（A）和ZJG（B）台站的双层各向异性计算。

在CXT台站，根据接收函数计算得到的地壳各向异性FPD为NE向，而根据XKS计算得到的岩石圈各向异性方向为NWW向，两者差异显著，因此有必要开展双层各向异性反演分析。反演结果表明，上层（地壳）各向异性参数为51°/0.3s，与接收函数结果48.2°/0.3s非常接近；下层（岩石圈地幔）各向异性参数为122.0°/1.50s，与XKS计算结果96.62°/1.47s大体接近。这说明该结果能够较真实地表征地下各向异性特征。

在中上地壳中，各向异性主要受断层等局部构造以及应力诱导的介质变形（如定向裂隙结构）控制。下地壳各向异性则更多受介质变形、晶体定向排列和物质流动等因素影响。CXT台站的上层各向异性可能与邻近的理县—罗家堡断裂有关，而下层则反映了上地幔物质流动。近场S波反演研究（Zhang et al.,2012b;Guo et al.,2015）在CXT台站得到的FPD为NW或NWW向，与我们的结果不同，这可能是因为近场S波分裂并不能反映中下地壳各向异性。这提示CXT台站中下地壳可能存在各向异性的软弱物质，支持该区存在下地壳流动的假说，在这种情况下，来自地壳和上地幔的应力与应变可能无法有效传递。

在ZJG台站，地壳与岩石圈各向异性方向也存在显著差异，分别为NE向和NWW向。对ZJG进行双层各向异性反演得到：上层各向异性为42.0°/0.70s，与接收函数结果57.24°/0.30s较为接近；下层各向异性为124.0°/1.50s，与XKS结果105.12°/1.14s较为接近。这再次说明该结果能够较真实地反映地下各向异性特征。正如前文所述，ZJG区域局部变形强烈，各向异性介质分布不均，可能具有分层特征。这些结果验证了这一认识，进一步表明这些地区地下结构具有复杂性和非均一性。

3.总结

本研究利用近15年、约7710个地震目录数据，对龙门山断裂带周围地区的地震各向异性进行了综合分析。研究使用了甘肃和四川地区12个宽频带固定台站记录的Pms和XKS波形，揭示出地壳与岩石圈之间的地震各向异性存在显著差异。研究结果突出了该区复杂的构造动力学特征，不同台站表现出的不同FPD和分裂时间说明地下结构具有明显复杂性。特别是，CXT和ZJG台站的双层各向异性反演分析表明，地壳与上地幔在各向异性行为上存在差异，说明断层等局部构造特征以及上地幔物质流动对其具有重要影响。

三、龙门山断裂带中上地壳速度结构与发震构造模型

研究表明青藏高原东部在新生代经历了两期快速隆升(Royden et al., 2008; Wang et al., 2012)，但迄今为止，尚未就龙门山的生长机制达成普遍共识。学者们提出许多不同的模型，包括斜地壳逆冲(Guo et al., 2013; Tapponnier et al., 2001)，上地壳缩短(Hubbard andshaw, 2009)和地壳通道流模型(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 1997)。全球定位系统(GPS)和干涉合成孔径雷达(InSAR)研究表明，龙门山断裂带的几何形态沿其走向发生变化，从西南适度向西北倾斜到东北近乎垂直(Shen et al., 2009)，这表明松潘-甘孜块体与四川盆地之间自南向北的不均匀接触变形特征。高分辨率的三维速度结构成像是更好地理解这些谜题的关键之一。这些年来，特别是在汶川地震后，青藏高原东部及四川盆地地壳结构研究取得了一系列成果(例如，Feng et al., 2016; Guo et al., 2013; Lei and Zhao, 2009; Liu et al., 2014; Zhao et al., 2015; Zhang et al., 2017)。然而，这些结果是不一致的，甚至是矛盾的，尽管有些使用了相同的方法。利用密集地震台阵对地壳速度结构研究以获得足够分辨率的结构成像仍然是必不可少的。

龙门山断裂带东西两侧的平均地形差异约为3500米，特别在一些地方，在不到50km的水平距离内，海拔从约500米(在四川盆地)迅速上升到超过5000米(在松潘-甘孜地块)。然而，以往的研究大多忽略了地形起伏对成像过程的影响，这将不可避免地导致对地壳精细速度结构，特别是上、中地壳精细速度结构的研究出现不可忽视的偏差。只有在地震层析成像中考虑强烈的地形变化，才能获得更准确的高分辨率地壳速度模型，从而更好地了解青藏高原东部边缘的生长和边界断裂上强震的孕育发生。在此研究中，我们利用密集宽频带地震台阵记录的环境噪声数据，呈现了龙门山断裂带及其邻近区域上、中地壳高分辨率的三维S波速度结构图像。我们采用了基于三维地震波场有限元模拟的地形校正方案 (Zhao et al., 2020)，以获得更加真实的速度模型。新的S波速度模型不仅与地震的发生有很强的协调关系，也反映了松潘-甘孜块体与四川盆地之间的相互作用，有助于我们理解关于青藏高原东部生长的争议。

1.数据与方法

本研究使用了龙门山断裂带及其邻近区域布设的57个宽频带流动地震观测台站记录的地震环境噪声数据（图3.1）。观测仪器的频带范围为0.0167-40Hz，平均台站间距约10-20km，所用观测数据时间范围为2008年11月至2009年11月。

图3.1 研究区域构造背景及台站分布。黑色实线表示主要断层，红色实线表示2008年Mw7.9汶川地震地表破裂(Xu et al., 2009)，蓝色实线表示图3.5至图3.8的剖面位置。白点：城镇；红色三角：地震台站；沙滩球：汶川地震主震；黑色十字：汶川地震余震（Chen et al., 2009）；WMF:汶川-茂县断裂；YBF：映秀-北川断裂；GJF：灌县-江油断裂；MJF：岷江断裂；HYF：虎牙断裂；PQF：平武-青川断裂。子图：白色箭头表示大尺度块体运动；红色矩形表示研究区域；EHS：东喜马拉雅构造结。

图3.2 噪声互相关函数、射线路径数和分辨率测试。(a)带通滤波(0.05-0.5Hz)后不同台站对间噪声互相关函数示例，振幅已归一化。(b)不同周期瑞利波射线路径数。(c) 5，10和15s周期的检测板测试，网格大小为10x10km。

我们处理垂直分量的连续地震环境噪声数据，以获取瑞利波格林函数。在噪声数据预处理后，我们计算各台站对间噪声互相关函数，结果如图3.2a所示。之后，我们采用时频分析方法（Levshin et al., 1989）测量了2-20s周期的瑞利波群速度频散曲线。在此过程中，我们使用信噪比（SNR）、远场假定以及95%置信区间等约束，以获得更加可靠的测量结果。最终，我们获得不同周期的瑞利波射线路径数如图3.2b所示。

根据Barmin et al. (2001)的面波层析成像方法，我们利用上述所得台站对间瑞利波群速度频散曲线，反演2-20s周期的瑞利波群速度分布图，结果如图3.3所示。

图3.3 瑞利波群速度图。a-f：2，5，8，12，16和20s周期的瑞利波群速度分布图。黑色实线表示断层，红色实线表示2008年Mw7.9汶川地震地表破裂(Xu et al., 2009)。

为了检验本研究中瑞利波群速度层析成像的横向分辨能力，我们进行了检测板测试。该分辨率受瑞利波射线路径覆盖密度与模型参数影响。我们的检测板模型网格大小为10x10km，检测周期分别为5，10和15s。理论模型的初始速度为各周期实际观测数据的平均值，速度扰动为±５％。射线路径分布与各周期实际观测数据相同。检测板测试结果如图3.2c所示。5,10s周期，研究区域恢复情况较好；15s周期，恢复情况尚可，但不及5,10s周期，这与射线覆盖密度有直接关系。图3.2b显示，15s周期的射线路径数约为5s周期时的一半。瑞利波对约三分之一波长深度的S波速度最敏感，因此我们可以得到研究区域中上地壳横向分辨率约10km的精细S波速度结构。

我们由瑞利波群速度分布提取10x10km网格上每个节点的频散曲线，并使用Hermann & Ammon (2002)的线性反演方法获得各节点随深度变化的一维S波速度结构。随后，我们将这些离散的S波一维速度结构组合，建立S波三维速度模型。考虑到研究区域的高程从松潘高原的4-5km变化到四川盆地的几百米，特别是在两个块体的边界地区，存在非常剧烈的跳跃式高程变化，而同时我们的研究深度为中上地壳25km以浅。因此，通过传统的两步反演方法(Barmin et al., 2001; Hermann & Ammon, 2002)所得结果可能存在无法忽略的偏差。对此，我们通过地震波场三维正演模拟近似估计地形影响并加以修正。该方法的具体内容和处理过程，以及应用于理论数据和实际观测数据的测试详见赵盼盼等（2020）。最终，我们获得了更加准确的高分辨率S波三维速度结构，如图3.4所示。

图3.4 S波速度水平分布图。a-f：2，5，8，12，17和22km深度的S波速度水平分布图。黑色实线表示断层，红色实线表示2008年Mw7.9汶川地震地表破裂(Xu et al., 2009)，黑色十字表示距离剖面±1km的汶川地震余震（陈九辉等，2009），白色圆点表示城镇。断层名称的缩写与图3.1中相同。HVB I：延伸至PQF下方的高速体；HVB II：延伸至YBF和GJF下方的高速体。

2.研究结果

我们通过地震环境噪声成像获得了龙门山断裂带及邻区25km深度的S波速度结构。图3.4显示了沿龙门山断裂自灌县至青川50-120km宽度，2-22km深度的S波速度水平剖面。

四川盆地下方8km以浅呈现显著低速特征，这与地震反射研究所确定的沉积物厚度一致(Hubbard &shaw, 2009)。在2km深度（图3.4a），我们观测到高/低速边界：汉旺以南对应于映秀-北川断裂（YBF），汉旺以北对应于灌县-江油断裂（GJF）。图3.4b显示了四川盆地沉积层的S波速度随深度增加而增大。图3.4c显示出YBF与GJF之间的高速特征，这可能对应了彭灌杂岩（Li et al., 2013）。汶川-茂县断裂（WMF）以西的松潘地块在8km深度呈现高速特征。

图3.4d显示了12km深度的S波速度分布，虽然其与8km深度（图3.4c）的速度分布特征没有显著差异，我们仍可以发现断裂带下方的高/低速边界向西北方移动，这对应了断裂带随深度变化的倾斜边界。此外，在8km深度以下，WMF两侧的速度没有明显差异。

在17km深度（图3.4e）,松潘块体下方呈现两块近平行的细长高速体。其中，北部高速体（HVB I）延伸至平武-青川断裂（PQF）下方，南部高速体（HVB II）延伸至YBF和GJF下方。

在22km深度（图3.4f），四川盆地下方速度较高，松潘块体下方出现低速特征，这与接收函数和地震环境噪声联合反演得到的中地壳低速的结果一致(Liu et al., 2014)。但是，在北川以北，松潘块体下方仍以高速为主。HVB I和HVB II依然清晰可见，特别是HVB II，虽然它的形状和位置随深度发生了变化。

图3.5给出了五个横跨龙门山断裂带的S波速度垂直剖面。s1-s5剖面沿龙门山断裂带自西南至东北分布，位置如图3.1所示。图3.5清晰的显示了松潘块体与四川盆地中上地壳S波速度结构的差异，展示了龙门山断裂在深度上与主构造边界的对应。此外，图3.5还揭示了龙门山断裂带中上地壳S波速度由南向北的不均匀分布。

图3.5 S波速度垂直分布图。剖面的位置如图3.1所示。倒三角分别表示WMF，YBF和GJF的地表位置，其中，红色倒三角表示观测到汶川地震地表破裂(Xu et al., 2009)。红色曲线表示推测的断层几何形态，黑色十字表示距离剖面±5km的汶川地震余震（陈九辉等，2009），灰色虚线表示图3.6中剖面s6的位置。首字母缩写与图3.1相同。

首先，我们可以看到GJF东侧四川盆地下方的低速沉积物。图3.5a显示在YBF西侧15-20km以浅的上地壳存在高速异常，可能对应于彭灌杂岩（Li et al., 2013）；在约20km深度以下的中地壳存在低速异常，与Liu et al. (2014)的结果一致。龙门山断裂带下方高速的松潘块体与相对低速的四川盆地之间的接触变形显示松潘块体向东挤压四川盆地，伴随着向西倾斜的高角度铲状逆冲断裂（YBF，GJF），并消失于20km深度(Zhang et al., 2010)。随着断裂向东北延伸，剖面s2（图3.5b）和s3(图3.5c)与剖面s1（图3.5a）速度结构较为相似，但20km深度以下的低速层不连续性增强。

剖面s4（图3.5d）和s5（图3.5e）与剖面s1-s3（图3.5a-c）在速度结构上有很大的差异。松潘地块20km以下没有发现低速层，四川盆地下方也不存在向西北倾斜的速度较低的中上地壳。高速异常体HVB I和HVB II出现在15km深度以下。龙门山断裂带在速度结构上沿走向大致可以以北川为界，分为北川以南和北川以北两个部分。

3.分析讨论

通过去除地形影响的地震环境噪声成像，我们获得了龙门山断裂带及其邻区高分辨率中上地壳S波速度结构。结果显示了青藏高原东部与四川盆地之间显著的速度结构差异，也揭示了沿龙门山断裂带走向的速度结构变化。这一结果为地壳速度结构、地震的发生和断层几何形态之间的关系提供了新的约束，并为青藏东部的生长提供了新的启示。

3.1 地壳速度结构与汶川地震

地震的发生与地球内部结构，特别是中上地壳的结构密切相关。本研究区域覆盖了2008年Mw7.9汶川地震的大部分余震区（图3.1），这使得通过速度结构与地震分布的关系来验证所得到速度模型的合理性成为可能。余震目录采用陈九辉等（2009）综合利用126个地震台站的震相数据，通过双差地震定位方法(Waldhauser & Ellsworth, 2000)对汶川地震的余震序列进行精确重新定位的结果。Yin et al. (2018)通过波形匹配滤波技术(Meng et al., 2013)给出了早期余震目录（7天内），其结果显示了与陈九辉等（2009）相似的地震分布特征。

图3.6 沿汶川地震破裂带的S波速度垂直剖面。剖面的位置如图3.1所示。黑色十字表示距离剖面±5km的汶川地震余震（陈九辉等，2009），灰色虚线表示图3.5中剖面s1-s5的位置，彩色曲线表示汶川地震同震滑动的等值线(Shen et al., 2009)。

S波速度结构水平剖面上的余震投影显示，地震主要集中在断裂带的高/低速边界（图3.4）。为了更进一步揭示余震分布和S波速度结构的关系，我们将余震投影于垂直破裂带和沿破裂带的速度垂直剖面，如图3.5和图3.6所示。结果表明，余震分布和断层带S波速度结构具有高度的协调性。

在剖面s1和s3之间，约15km深度处，S波速度明显下降，这可能对应于彭灌杂岩的底部(Li et al., 2013)。这一区域余震较多，震源深度大多位于15-20km之间。余震分布在高速异常体的东缘（图3.5a-c），说明地震活动和断裂受构造非均质性控制。

高速体HVB II在北川以北15km深度以下穿过龙门山断裂（图3.4e,f；图3.5d,e；图3.6），北川与南坝之间的余震比北川以南少的多。震源主要集中在HVB II和上覆高速异常体之间，深度约15km（图3.5d；图3.6）。HVB II的存在不仅控制了余震的空间分布，还影响了主震的破裂过程。王卫民等（2008）发现汶川地震主震破裂在北川附近停滞了2-4s。最大同震垂直位移(Xu et al., 2009)和同震滑动(图3.6, Shen et al., 2009)也在北川附近。主震破裂过程的停滞、大的地表破裂和余震的缺乏表明，坚硬块体（HVB II）阻碍了主震破裂，并在主震破裂过程中较为完全的释放了应力。

图3.7 南坝以北汶川地震余震震源机制（Cui et al., 2011）。剖面的位置如图3.1所示。倒三角表示断层的地表位置，其中，红色倒三角表示观测到汶川地震地表破裂(Xu et al., 2009)。红色曲线表示推测的断层几何形态，黑色十字表示距离剖面±5km的汶川地震余震（陈九辉等，2009），首字母缩写与图3.1相同。

断裂带南坝以北的速度结构与北川-南坝之间速度结构差异不大，均主要受高速异常体HVB I和HVB II影响（图3.5d,e）。但是，两个区域的余震分布特征截然不同。大量的余震分布在南坝以北，主要位于上覆高速体下的HVB I和HVB II之间（图3.5e；图3.6）。余震的震源机制（图3.7，Hu et al., 2008; Cui et al., 2011）显示该区域走滑与逆冲并存，这也获得S波速度结构的支持。

3.2 龙门山断裂几何形态

垂直剖面s0（图3.1）的位置与Feng et al. (2016)的深地震反射剖面西北段重合。深地震反射剖面给出的高角度铲状断层形态（YBF，GJF）很好的勾勒出了地震噪声成像所呈现的地壳高速异常的外边缘（图3.8）。这不仅在一定程度上证明了我们得到的地壳S波速度结构的可靠性，也为我们通过地壳S波速度结构推断龙门山断裂在地壳深部的几何形态提供了依据。

图3.5中的红色曲线表示推断的龙门山断裂在不同区域的几何形态，S波速度结构的差异对应着龙门山断裂由南到北的断层几何形态的变化。

北川以南，YBF和GJF在地壳内部的几何形态与高速异常的东缘一致（图3.5a-c），呈现清晰的高角度铲状形态(Zhang et al., 2010; Feng et al., 2016)。北川-南坝之间，YBF仍然具有高角度逆冲特征，而GJF的倾角减小（图3.5d）。虽然YBF的几何形状与北川以南相似，但由于速度结构的不同，断裂性质也发生了相应的变化。地质调查表明，该地区地壳变形以逆冲为主，兼具较大的走滑分量(Xu et al., 2009)。这可能是由于在青藏高原向东的挤压作用下， HVB I和HVB II与上覆高速体之间的水平运动分量造成的。南坝以北，YBF位于HVB I和HVB II的交界处，大致呈垂直形态（图3.5e），该区域破裂以右旋走滑为主(Shen et al., 2009; Xu et al., 2009)。剖面s4（图3.5d）和s5（图3.5e）的S波速度结构相似，但破裂位置的不同影响了断层性质的差异。研究区龙门山断裂由南部以逆冲为主到北部以走滑为主 (Shen et al., 2009)的演化，与S波速度结构的变化相对应。

图3.8 地震环境噪声成像与深地震剖面比较。a.深地震反射剖面(Feng et al., 2016)。b.S波速度结构垂直剖面，剖面的位置如图3.1所示。红色实线表示汶川地震破裂断层，黑色实线表示未破裂的滑移面。图3.8b中的红色、黑色实线与图3.8a中相同。黑色十字表示距离剖面±5km的汶川地震余震（陈九辉等，2009），首字母缩写与图3.1相同。

3.3 对青藏高原东缘生长的启示

地质研究表明，青藏高原东缘的隆升没有发生明显的地表缩短(Burchfiel et al., 1995; Royden et al., 1997)，这表明隆起的地形和增厚可能是熔融或部分熔融地壳物质流动的结果(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 1997)。通道流(channel flow)模型显示，下地壳物质从青藏高原内部向东流动，并被坚硬的四川盆地阻塞(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 1997)，这可以充分解释龙门山断裂带的高海拔和陡峭地形、高原的地壳厚度、区域内的地壳缩短以及块体的向东运动等(Li et al., 2009)。该模型得到多方面的支持：大地电磁测量显示的高电导率(Bai et al., 2010; Unsworth et al., 2004; Zhao et al., 2012)，地震层析成像得到的低速层(Bao et al., 2020; Li et al., 2009; Liu et al., 2014; Yang et al., 2012)，以及数值模拟(Jimenez-Munt et al., 2008)。我们的高分辨率S波速度结构（图3.4；图3.5）也为这一模型提供了支持。我们构建了龙门山断裂带自灌县至北川的构造模型，如图3.9a所示。该模型显示龙门山以西的松潘地块地形高陡，中地壳呈现显著低速特征，并受阻于坚硬的四川盆地，地壳增厚(Liu et al., 2014)，这些特征与通道流模型吻合(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 1997, 2008)。

图3.1可见，研究区龙门山断裂在地表地形上从南至北呈现很大变化。南部（北川以南）地形梯度较大，从松潘高原至四川盆地高程急剧减小；北部（北川以北）地形梯度较小，高原边缘平缓。最大主应力方向由南部的NW-NWW转变为北部的NE-NEE(Meng et al., 2013)。南北部地壳S波速度结构也存在很大差异，北部高原下方未见中地壳低速（图3.5d,e；图3.9b,c）。图3.4显示，研究区中地壳低速的北边界在岷江断裂（MJF）和虎牙断裂（HYF）附近。受MJF和HYF控制的岷山隆起(Zhao et al., 1994)可能是导致龙门山断裂带南北差异的关键区域。青藏高原弱地壳物质向东运动被坚硬地壳阻挡，在岷山隆起周围形成分流，部分物质沿龙门山断裂带中部和南部挤压四川盆地，另一部分物质向东北方向运动(Jiang et al., 2014; Wang et al., 2017)。

图3.9 龙门山断裂带构造卡通图。25km深度以下的结构来自Liu et al. (2014)。PM：彭灌杂岩；LVZ：低速区。首字母缩写与图3.1相同。

4.总结

利用龙门山及邻近区域57个流动地震台站收集的持续一年的连续地震环境噪声数据，我们构建了一个三维中上地壳S波速度模型，其横向分辨率约为10km,深度25km。研究区南部（北川以南）高原上地壳存在高速特征，中地壳低速异常广泛分布，断裂呈高角度铲状构造；这一特征向北逐渐消失，显示了龙门山断裂带构造变形的南北差异。地壳S波速度结构与汶川地震的主震破裂和余震分布特征具有高相关性。速度结构控制了龙门山断裂的几何形态，揭示了断裂带由南部以逆冲为主向北部以走滑为主的转变。结果表明，地壳通道流是青藏高原东缘发育的一个重要因素。软弱的地壳物质向东运动被岷山隆起周围的坚硬地壳阻挡，导致北川以南和以北沿龙门山断裂带的速度结构和断层性质存在巨大差异。

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引用信息：赵盼盼，王安简，佘雅文等，2026，解剖地震：龙门山断裂带孕震环境与发震构造模型（doi:https://dx.doi.org/10.12484/jpdz.ycs.2026019）