蘆山強震區(qū)上地殼速度和泊松比分布特征及其動力學(xué)意義

徐志萍 劉巧霞* 劉 志 田曉峰 王夫運 段永紅 林吉焱 邱 勇 唐 淋

1)中國地震局地球物理勘探中心,鄭州 450002 2)四川省地震局,成都 610041

0 引言

龍門山斷裂帶位于青藏高原東緣,是松潘-甘孜塊體和四川盆地的分界斷裂(圖1),整體走向NNE,全長約500km。新生代以來,龍門山斷裂帶構(gòu)造活動強烈,經(jīng)歷了多期巖漿活動,形成了一系列規(guī)模、性質(zhì)不同的活動斷裂(Leietal.,2009; 劉保金等,2009; Zhangetal.,2010; 徐錫偉等,2013)。近年來,龍門山斷裂帶南段先后發(fā)生了2013年蘆山MS7.0 和2022年蘆山MS6.1 強烈地震,2次地震震中僅相距10km,且均為逆沖型地震(1)https:∥ses-kled.cidp.edu.cn。(易桂喜等,2016)。

圖1 深地震測深探測剖面的位置(斷裂引自鄧起東等,2003)

強震的孕育和發(fā)生往往與區(qū)域深、淺地震構(gòu)造環(huán)境、地殼物性結(jié)構(gòu)參數(shù)及深部動力學(xué)過程密切相關(guān)。自2013年蘆山MS7.0 地震以來,學(xué)者們利用多類型地球物理探測方法對龍門山斷裂帶南段開展了大量研究工作。王帥軍等(2015)基于人工地震反/折射探測資料構(gòu)建了跨龍門山斷裂帶南段地殼尺度的二維P波速度結(jié)構(gòu)模型,該模型顯示松潘-甘孜塊體和四川盆地在地殼速度結(jié)構(gòu)和地殼厚度上均存在明顯差異,且龍門山構(gòu)造帶靠近松潘-甘孜塊體一側(cè)深20km處存在厚約8km的低速層?；谠搮^(qū)固定臺網(wǎng)和流動臺陣觀測數(shù)據(jù)構(gòu)建的P波、S波多參數(shù)殼幔結(jié)構(gòu)模型(吳建平等,2009; 王椿鏞等,2010; Xuetal.,2010; Liuetal.,2014; 王小娜等,2015)及基于重力資料得到的殼幔密度結(jié)構(gòu)模型(唐新功等,2012; 楊光亮等,2015; 張恩會等,2015; 徐志萍等,2019)均表明,松潘-甘孜塊體和四川盆地的地殼物性結(jié)構(gòu)存在明顯差異,莫霍面深度自西向東減小,龍門山構(gòu)造帶為速度、密度變化梯級帶和莫霍面深度陡變帶。此外,大地電磁測深結(jié)果(詹艷等,2013)揭示松潘-甘孜塊體上地殼10km以深有低阻層分布,龍門山下方為高阻體。不同的地球物理探測成果均揭示松潘-甘孜塊體、四川盆地及二者之間的龍門山構(gòu)造帶(龍門山斷裂帶)在地殼不同深度上存在明顯的速度、密度及電性差異,這是構(gòu)成該區(qū)深部孕震環(huán)境的物性基礎(chǔ)。

上述成果主要聚焦于地殼深部構(gòu)造特征研究,為分析龍門山斷裂帶南段的孕震環(huán)境奠定了重要基礎(chǔ)。還有一些學(xué)者利用地震反射資料(王夫運等,2015; 馮楊洋等,2016; Luetal.,2017; 魯人齊等,2017,2022)對該區(qū)中上地殼的精細結(jié)構(gòu)及斷層分布特征進行了研究。其中,魯人齊等(2022)基于已有的深、淺地震反射資料、余震重定位和震源機制解構(gòu)建了蘆山2次6.0級以上地震的空間三維斷層精細模型,認為蘆山震區(qū)存在2套重要的滑脫層,具有分層滑脫變形(解耦)的特征:淺部滑脫層之上為疊瓦構(gòu)造,深、淺滑脫層之間為雙重構(gòu)造。

綜上所述,目前蘆山強震區(qū)地殼的深淺結(jié)構(gòu)及孕震環(huán)境等方面的研究成果豐富,但若要系統(tǒng)研判該區(qū)強震的發(fā)震機制及其動力學(xué)過程,還需要對該區(qū)地殼淺部的物性結(jié)構(gòu)特征及其與深部動力學(xué)過程的映射關(guān)系開展進一步研究。已有研究表明,寬角反/折射探測法是獲取地殼物性參數(shù)的有效手段(嘉世旭等,2014; 王帥軍等,2015; 林吉焱等,2020; 田曉峰等,2020)。因此,本研究基于一條穿過蘆山強震區(qū)的深地震測深剖面,從中提取P波、S波初至波走時數(shù)據(jù),采用Zelt等(1998)提出的二維射線追蹤走時成像方法獲得了蘆山強震震源區(qū)及其鄰區(qū)的上地殼二維P波、S波和泊松比結(jié)構(gòu),并綜合該區(qū)已有的深部地殼探測成果、地震分布特征及其他地球物理地質(zhì)研究成果,聚焦于淺部構(gòu)造環(huán)境及深部動力學(xué)過程在上地殼的響應(yīng),對該區(qū)發(fā)生的M6～7強震的孕震環(huán)境和發(fā)震機制進行了研究分析。

1 數(shù)據(jù)及方法

1.1 金川—蘆山—樂山深地震測深剖面概況

2013年蘆山MS7.0 地震發(fā)生后,為獲取震區(qū)的深部速度結(jié)構(gòu),研究其發(fā)震構(gòu)造,中國地震局地球物理勘探中心穿過蘆山強震區(qū)布設(shè)了一條長約410km的金川—蘆山—樂山深地震測深剖面(圖1)。剖面整體走向SE,近垂直于龍門山斷裂帶,經(jīng)過蘆山強震區(qū)。剖面西北起自金川縣太陽河鄉(xiāng)附近(坐標為(31°41′25″N,101°46′30″E),剖面樁號50km),止于宜賓市王場鎮(zhèn)附近(坐標為(29°05′40″N,104°39′15″E),剖面樁號460km)。

金川—蘆山—樂山深地震測深剖面采用稀疏相間的觀測方式,共布設(shè)268臺PDS-2型三分量地震儀。在龍門山斷裂帶附近進行了加密觀測,觀測點距約為0.8km,其余測段點距約為2km,以期獲得構(gòu)造轉(zhuǎn)化帶的精細速度結(jié)構(gòu)。根據(jù)探測目標及地震波傳播特征設(shè)計金川—蘆山—樂山深地震測深剖面的觀測系統(tǒng),如圖2所示。剖面共設(shè)計8炮,各炮點的信息如表1所示。單炮藥量與探測目標、炮點位置環(huán)境、激發(fā)條件密切相關(guān),單炮最大藥量為3.5t,最小藥量為1.0t。

表1 炮點參數(shù)一覽表

圖2 深地震測深探測剖面觀測系統(tǒng)

1.2 成像方法

本研究采用二維射線追蹤走時反演技術(shù)(Zeltetal.,1992)獲得測線下方的P波、S波速度結(jié)構(gòu)。該方法是一種可同時獲得二維速度和界面結(jié)構(gòu)的旅行時間反演技術(shù),其中模型參數(shù)化和射線追蹤方法適用于反演算法的正向步驟。由于正演步驟相當(dāng)于試錯正演建模,因此該方法可適用于任何一組可進行正演建模的旅行時間,而不需考慮觀測系統(tǒng)的幾何形狀或數(shù)據(jù)質(zhì)量。本研究使用RAYINVR(Zeltetal.,1992)軟件包進行數(shù)據(jù)處理。

1.3 泊松比的計算方法

泊松比是反映介質(zhì)物理性質(zhì)的重要參數(shù),也是少有的除速度值以外能夠較為容易地通過地震波得到的重要物性參數(shù)之一。與速度值尤其是單一P波速度相比,泊松比更能反映介質(zhì)在應(yīng)力作用下的變形行為及巖性。大陸地殼主要由酸性巖(σ≤0.26)、中性巖(0.26<σ≤0.28)、鐵鎂質(zhì)的基性巖(0.28<σ≤0.30)3個端元組分按一定比例復(fù)合而成(Christensen,1996; Jietal.,2002)。本研究基于P波和S波速度,利用式(1)計算泊松比(戈革等,1983):

(1)

2 成像結(jié)果

2.1 震相分析

為了更好地顯示震相信息,我們用6.0km/s的速度對垂直分量的觀測數(shù)據(jù)進行折合,得到8炮的P波記錄截面,并對記錄截面進行1～11Hz帶通濾波。同時對NS和EW分量的觀測數(shù)據(jù)用3.5km/s的速度進行折合,分別得到8炮的S波記錄截面,并對數(shù)據(jù)進行1～6Hz的帶通濾波。對獲得的8炮記錄截面進行綜合分析和研究,提取了Pg、Sg震相。研究認為,Pg和Sg震相是結(jié)晶基底以下弱速度梯度層的折射波,追蹤范圍與上地殼的構(gòu)造特征密切相關(guān),其到時的超前和滯后由基底以上的沉積層厚度決定(嘉世旭等,1995)。

Sp1炮、Sp5炮、Sp7炮的P波、S波記錄截面如圖3所示。從圖中可以看出,位于剖面東南段的四川盆地,其Pg震相的追蹤距離約達70km,Pg波的折合到時達2s(Sp1炮,圖3a; Sp5炮右支,圖3b),Sg震相的追蹤距離達90km,Sg波的折合到時達4s(Sp1炮,圖3d; Sp5炮右支,圖3e),反映了四川盆地沉積層較厚的特征。位于剖面北西段的松潘-甘孜塊體,其Pg、Sg震相的追蹤距離明顯大于四川盆地,Pg震相可追蹤至130km(Sp5炮左支,圖3b),Sg震相可追蹤至100km(Sp5炮左支,圖3e),Pg波、Sg波的折合到時均<1s(Sp5炮左支,圖3b,e; Sp7炮左支,圖3c,f),反映了松潘-甘孜塊體的沉積層薄、地殼速度高。

圖3 部分炮點記錄的截面圖

2.2 構(gòu)建初始模型

根據(jù)已有的資料結(jié)果和對震相的分析,我們設(shè)計了二維射線追蹤的初始模型。模型的網(wǎng)格大小主要以炮點間距和該剖面已有的二維地殼速度結(jié)構(gòu)模型(王帥軍等,2015)為參考,速度初始值在參考已有信息的同時盡可能均勻簡化。圖4為剖面上地殼P波參數(shù)化的初始模型。根據(jù)炮點間距將網(wǎng)格的橫向尺寸設(shè)置為4～20km不等,深度方向設(shè)置4個速度層,在剖面東側(cè)的四川盆地內(nèi)將P波速度依次設(shè)置為3.0km/s、3.7km/s、5.8km/s、6.0km/s,在剖面西側(cè)的松潘-甘孜塊體內(nèi)將P波速度依次設(shè)置為5.5km/s、5.7km/s、5.8km/s、6.0km/s。S波速度依次設(shè)置為3.0km/s、3.2km/s、3.3km/s、3.5km/s。

圖4 P波上地殼參數(shù)化初始模型

2.3 P波、S波二維速度結(jié)構(gòu)反演及結(jié)果分析

經(jīng)過反演迭代和擬合計算,P波和S波的走時均方根殘差分別降至0.511s和0.227s,卡方值分別為53.08和12.64。射線追蹤及數(shù)據(jù)擬合結(jié)果如圖5所示,可以看出,受炮間距影響,射線最密集、穿透最深的區(qū)域位于樁號250～300km之間。反演得到的上地殼P波、S波速度結(jié)構(gòu)具有較好的一致性(圖6)。位于剖面北西側(cè)的松潘-甘孜塊體上地殼具有較高的P波、S波速度,速度值分別大于5.2km/s和3.0km/s,出露地表基巖。位于剖面南東側(cè)的四川盆地上地殼存在明顯的分層現(xiàn)象,P波、S波速度的變化范圍分別為3.0～4.9km/s、1.6～2.4km/s。在樂山以東,各主要地質(zhì)層位的速度等值線幾乎平行并輕微上隆,構(gòu)造上位于川西南低緩陡褶帶內(nèi)(李國玉等,2002),威遠頁巖氣和自貢鹽礦均位于該區(qū)域內(nèi)。在剖面的樂山—名山段,地殼淺部速度等值線整體向SE傾斜,構(gòu)造上位于川西低陡褶帶內(nèi)(李國玉等,2002),該區(qū)內(nèi)亦有氣田分布,但規(guī)模較小。在剖面中部名山—寶興之間的龍門山構(gòu)造帶內(nèi),地殼淺部速度等值線較陡,P波速度為4.0～5.4km/s,S波速度為2.1～3.0km/s,反映出該段在垂直構(gòu)造帶走向上存在由擠壓作用形成的構(gòu)造變形,這一特征與王林等(2016)綜合高分辨率遙感影像地質(zhì)解譯、DEM數(shù)據(jù)三維分析、1︰20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查資料所得結(jié)果一致。剖面中部蘆山強震區(qū)的上地殼P波速度為5.5～6.0km/s,S波速度為2.8～3.45km/s,速度等值線呈“V”形,且西側(cè)等值線變化較陡,蘆山MS7.0 地震的余震也位于該區(qū)域內(nèi),反映了青藏高原地殼向四川盆地擠壓過程中上地殼的變形特征。

圖5 上地殼P波(a)、S波(b)射線追蹤和數(shù)據(jù)擬合圖

2.4 二維泊松比分布計算

根據(jù)2.3節(jié)中得到的P波和S波速度,利用式(1)計算剖面下方的泊松比分布,結(jié)果如圖7所示。可以看出:剖面北西側(cè)松潘-甘孜塊體的上地殼泊松比整體偏低且變化不大,在0.24～0.25之間,地殼密度為2.6～2.7g/cm3(楊光亮等,2015,徐志萍等,2019)。根據(jù)已有的密度-泊松比關(guān)系分析結(jié)果(嵇少丞等,2007,2009; Ji,2010)可知,該值對應(yīng)的巖性為片巖、長英質(zhì)片麻巖、花崗巖等,而該區(qū)地表出露巖體為黑云母閃石英二長巖和斑狀黑云母花崗巖(胡健民等,2005),以酸性巖為主,分析認為該區(qū)的低泊松比受巖性控制。位于剖面南東側(cè)的四川盆地泊松比整體偏高,在0.26～0.305之間; 樂山以東區(qū)域的泊松比>2.9,地表以下1500～2000m處的泊松比達3.2以上,位于川西南低緩陡褶帶內(nèi)(李國玉等,2002),威遠頁巖氣和自貢鹽礦均位于該區(qū)域內(nèi),分析認為該區(qū)的高泊松比與沉積地層傾角平緩且?guī)r石孔隙度較大、含氣有關(guān)。在剖面的樂山—名山段靠近樂山一側(cè)泊松比較小,在0.26～0.29之間,地質(zhì)上為向斜構(gòu)造,核部為第四系,兩側(cè)為白堊紀、侏羅紀地層(馬麗芳,2002),泊松比變化等值線分布與構(gòu)造一致; 靠近名山一側(cè)的泊松比較高,超過0.29。剖面中部龍門山構(gòu)造帶內(nèi)的泊松比在0.245～0.29之間,等值線變化復(fù)雜,地表既有沉積地層又有花崗巖出露(馬麗芳,2002),反映轉(zhuǎn)換帶內(nèi)構(gòu)造作用強烈且呈現(xiàn)出多期次的構(gòu)造活動特征。在剖面中部龍門山構(gòu)造帶內(nèi)的沉積基底以下,上地殼的泊松比在0.24～0.34之間,等值線呈“V”形,且西側(cè)等值線變化較陡,泊松比<0.26,地殼巖性以酸性巖漿巖為主,在青藏高原向E的擠壓作用下,較處于相同溫度、壓力條件下的“V”形東側(cè)高泊松比區(qū)域更容易形成褶皺和推覆構(gòu)造,造成地殼厚度增加(嵇少丞等,2009),蘆山MS7.0 地震的余震也發(fā)生于該區(qū)域內(nèi)。

圖7 上地殼的泊松比分布圖

3 討論

3.1 蘆山強震區(qū)上地殼結(jié)構(gòu)特征分析

蘆山強震區(qū)位于龍門山斷裂帶南段,該區(qū)自印支期以來經(jīng)歷了多次構(gòu)造運動,構(gòu)造變形強烈(宋春彥等,2009),是中國大陸晚第四紀構(gòu)造變形最強烈的地區(qū)(許志琴等,1992)。龍門山斷裂帶位于松潘-甘孜塊體和四川盆地之間的龍門山構(gòu)造帶內(nèi),基底為震旦紀地層,古生代、中生代地層較為完整,地層產(chǎn)狀較陡,局部出露巖漿巖,寶興雜巖體亦位于該區(qū)域內(nèi)(馬麗芳,2002)。上地殼的P波、S波速度和泊松比等值線走向受區(qū)域構(gòu)造活動控制,與地層產(chǎn)狀幾乎保持一致,近直立展布。金川—蘆山—樂山人工地震剖面的上地殼物性結(jié)構(gòu)顯示(圖6,7),剖面中部龍門山構(gòu)造帶下方的沉積基底表現(xiàn)出明顯的雙層結(jié)構(gòu),且速度和泊松比等值線形成“V”形特征,在深反射剖面上表現(xiàn)為無反射波組特征(王夫運等,2015; 馮楊洋等,2016),且該區(qū)域內(nèi)高、低密度異常交替出現(xiàn)(楊光亮等,2015),局部有低阻體分布(Zhanetal.,2013),分析可能是不同期次構(gòu)造活動所致。位于龍門山構(gòu)造帶兩側(cè)的松潘-甘孜塊體和四川盆地上地殼物性結(jié)構(gòu)差異明顯,松潘-甘孜塊體上地殼具有高P波、S波速度、高密度(楊光亮等,2015; 徐志萍等,2019)、高電阻率(Zhanetal.,2013)和低泊松比特征,表明在印度板塊擠壓作用下,與處于相同溫度、壓力條件下P波、S波速度較低和高泊松比的四川盆地相比更容易形成褶皺和推覆構(gòu)造(嵇少丞等,2009),造成地殼厚度增加。

上地殼地質(zhì)、地震構(gòu)造特征是研究深部動力學(xué)過程的重要窗口,跨龍門山斷裂帶南段蘆山強震區(qū)深地震測深探測剖面下方的上地殼物性結(jié)構(gòu)探測成果為研究區(qū)域地震構(gòu)造環(huán)境提供了依據(jù)。分析認為:松潘-甘孜塊體下方上地殼高速、低泊松比(<0.26)、高密度(楊光亮等,2015; 徐志萍等,2019)、高電阻率(Zhanetal.,2013)結(jié)構(gòu)是青藏高原東北緣在印支期的造山活動造成區(qū)內(nèi)震旦系—古生界強烈變形,三疊系西康群地層雙向收縮、地殼明顯增厚(趙永久等,2007)并經(jīng)歷多期次巖漿活動的體現(xiàn)。而松潘-甘孜塊體與四川盆地之間的龍門山構(gòu)造帶內(nèi)速度、泊松比橫向變化梯度大,則是晚第四紀以來印度板塊和亞洲板塊碰撞的遠程效應(yīng)使得青藏高原東緣低泊松比地殼(王椿鏞等,2010)向堅硬的揚子地臺(高泊松比)擠壓進而產(chǎn)生地殼垂向變形的直接證據(jù)。

3.2 蘆山強震區(qū)上地殼地震構(gòu)造環(huán)境分析

發(fā)生在金川—蘆山—樂山人工地震剖面中部龍門山斷裂帶南段的蘆山MS7.0 地震(下文簡稱蘆山地震)的地震序列重新定位結(jié)果(陳晨等,2013; 蘇金蓉等,2013; 張廣偉等,2013; 孫茁等,2014; Longetal.,2015; 趙榮濤等,2015; Luetal.,2017)顯示,主震的震源深度約為15km,余震的優(yōu)勢分布深度約為10～20km,地殼10km以淺余震較少,主要分布在龍門山斷裂帶下方蘆山以西的區(qū)域(圖6,7)。結(jié)合該區(qū)已有的地殼物性結(jié)構(gòu)特征(吳建平等,2009; 王椿鏞等,2010; Xuetal.,2010; 詹艷等,2013; Liuetal.,2014; 王帥軍等,2015; 王小娜等,2015; 徐志萍等,2019)認為,余震分布不僅受區(qū)域斷裂構(gòu)造控制,同時也與地殼物性結(jié)構(gòu)密切相關(guān),蘆山地震的主震及其余震的優(yōu)勢分布區(qū)域均位于殼內(nèi)速度、密度、電阻率變化梯級帶內(nèi)高速、高密度、低泊松比和高阻體一側(cè)。以上現(xiàn)象可能與該區(qū)域內(nèi)上地殼更加堅硬,且在印度板塊長期擠壓作用下該區(qū)較其東側(cè)上地殼更為軟弱的四川盆地易于積累應(yīng)力,在強震發(fā)生后應(yīng)力釋放與重新調(diào)整有關(guān)。2008年汶川MS8.0 地震(以下簡稱汶川地震)同樣發(fā)生于龍門山斷裂帶上,距蘆山地震約80km,其余震沿龍門山斷裂帶走向分布約350km,震源優(yōu)勢分布深度為5～20km(劉巧霞等,2010)。該區(qū)已有的地殼物性結(jié)構(gòu)探測成果(詹艷等,2013; 嘉世旭等,2014; 徐志萍等,2019; Wangetal.,2021)表明,汶川地震的余震主要分布在上地殼高波速、低泊松比、高密度和高阻體區(qū)域。綜合分析蘆山和汶川2次逆沖型地震的上地殼構(gòu)造環(huán)境認為,其在上地殼具有相似的物性結(jié)構(gòu)特征和區(qū)域構(gòu)造背景,余震分布均受地殼結(jié)構(gòu)控制,但由于2個地震之間存在低波速、高泊松比、低密度區(qū)域(徐志萍等,2019; Wangetal.,2021),阻止了汶川地震同震滑移的SW向發(fā)展和蘆山地震同震滑移的NE向發(fā)展,從而形成了2個地震區(qū)。

根據(jù)文本的計算結(jié)果可知:松潘-甘孜塊體的上地殼泊松比偏低,可塑性小,亦形成褶皺和推覆構(gòu)造,造成地殼厚度增加(嵇少丞等,2009); 四川盆地的上地殼多為層狀結(jié)構(gòu),泊松比較高,可塑性強,易于產(chǎn)生橫向變形吸收應(yīng)力。因此,綜合分析蘆山強震區(qū)的上地殼地震構(gòu)造環(huán)境認為:新生代以來,在印度板塊擠壓作用下,青藏高原物質(zhì)向E運移,在高原與盆地之間的龍門山構(gòu)造帶內(nèi),上地殼形成了逆沖推覆構(gòu)造帶和一系列規(guī)模、性質(zhì)不同的活動斷裂(Leietal.,2009; 劉保金等,2009; Zhangetal.,2010; 徐錫偉等,2013)。同時,中、下地殼應(yīng)力在斷層面附近不斷積累,是導(dǎo)致蘆山地震發(fā)生及其大部分余震在脆性上地殼中觸發(fā)的動力學(xué)背景。

4 結(jié)論

本文基于過蘆山MS7.0 強震區(qū)的深地震測深剖面資料,提取了P波、S波初至到時數(shù)據(jù),采用二維射線追蹤走時反演技術(shù)(Zeltetal.,1992)得到了沿剖面上地殼淺部的P波、S波精細速度結(jié)構(gòu),計算了泊松比。結(jié)合蘆山地區(qū)已有的地質(zhì)、地球物理探測成果,綜合分析了蘆山強震區(qū)上地殼物性結(jié)構(gòu)與區(qū)域動力學(xué)過程之間的關(guān)系,得到以下結(jié)論:

(1)松潘-甘孜塊體上地殼淺部的P波、S波速度較高,泊松比較低; 四川盆地上地殼淺部的P波、S波速度偏低,泊松比較高; 龍門山構(gòu)造帶內(nèi)為速度、泊松比強烈變化梯級帶。

(2)松潘-甘孜塊體上地殼高速、低泊松比(<0.26)特征可能是青藏高原東北緣在印支期的造山活動使得震旦系—古生界地層強烈變形,同時三疊系西康群地層雙向收縮、地殼明顯增厚,并經(jīng)歷多期次巖漿活動的直接體現(xiàn)。

(3)松潘-甘孜塊體和四川盆地之間的龍門山構(gòu)造帶內(nèi)速度、泊松比橫向變化梯度大,是晚第四紀以來印度板塊和亞洲板塊碰撞遠程效應(yīng)使得青藏高原東緣低泊松比地殼(王椿鏞等,2010)向堅硬的楊子地臺(高泊松比)擠壓進而產(chǎn)生地殼垂向變形的直接證據(jù)。

(4)2013年蘆山MS7.0 地震的余震優(yōu)勢分布在殼內(nèi)高、低速和泊松比變化梯級帶高速且低泊松比的一側(cè),表明研究區(qū)的地震活動不僅受區(qū)域斷裂構(gòu)造的控制,同時也與地殼淺部物性結(jié)構(gòu)特征密切相關(guān)。