龙门山地震带
2008年5月12日汶川地震
2008年5月12日汶川地震(Ms8,0)地表破裂带的分布特征李海兵王宗秀付小方侯立玮司家亮邱祝礼李宁吴富峣提要：2008年5月12日14时28分，青藏高原东缘龙门山地区(四川汶川)发生了Ms8.0级地震，震后野外考查表明5.12汶川地震发生在NE走向的龙门山断裂带上，该断裂带晚新生代以来的逆冲速率小于1mm/a，GPS观察结果表明其缩短速率小于3mm／a。
这次5,12汶川地震造成了多条同震逆冲地表破裂带，总体长约275km，宽约15 km，发震断裂机制主要为逆冲作用(由NW向SE逆冲)伴随右旋走滑。
地表主破裂带沿龙门山断裂带的映秀一北川断裂发育，长约275km，笔者称为映秀一北川破裂带。
破裂带具有逆冲兼右旋走滑性质。
地表次级破裂带沿龙门山断裂带的前缘断裂安县一灌县断裂南段发育，长80km，笔者称为汉旺断裂带，破裂带基本为纯逆冲性质。
在这两条破裂带之间发育两条次一级的同震地表破裂带：一条长约20km呈NE走向的地表破裂带，笔者称为深溪沟破裂带，由于这条破裂带靠近主破裂带南段，并且与主破裂带变形特征一致，因此，笔者将深溪沟破裂带划归映秀一北川破裂带；另一条长约6km呈NW走向，由SW向NE逆冲并兼有左旋滑动的地表破裂带，笔者称为小鱼洞破裂带，它连接映秀一北川破裂带和汉旺破裂带，成为侧向断坡。
另外，在灌县一安县断裂东侧的四川盆地内，由都江堰的聚源到江油发育一条NE向的沙土液化带，它可能是四川盆地西部深部盲断裂活动的结果，同震地表破裂带的分布特征表明，龙门山断裂带活动断裂具有强烈的逆冲作用并伴随较大的右旋走滑，断裂向四川盆地扩展。
在龙门山断裂上类似2008年5月12日 Ms 8.0汶川大地震的强震复发周期为3000-6000a。
关键词：地震地表破裂；地震断层；发震构造；龙门山1、前言2008年5月12 日14时28分，在青藏高原东缘龙门山地区(四川汶川)发生了强烈地震(Ms8.0)(图1)，地震导致大量房屋倒塌，并诱发了强烈的山崩、滑坡、塌方和泥石流等次生地质灾害，致使8万多人死亡，造成了巨大的经济损失和人员伤广。
龙门山断裂映秀-北川断裂
映秀-北川断裂2008年5月12日14时28分，在龙门山发生了8. 0级特大地震。
此次地震不仅在震中区及其附近地区造成灾难性的破坏，而且在四川省和邻近省市大范围造成破坏，其影响更是波及到全国绝大部分地区乃至境外，是新中国建立以来我国大陆发生的破坏性最为严重的地震之一。
汶川大地震发震断裂为龙门山断裂带的中央主断裂－映秀-北川断裂。
1映秀-北川断裂概况1.1地质背景映秀-北川断裂所在的龙门山是青藏高原东缘边界山脉，北起广元，南至天全，长约500 km，宽约30 km，呈北东-南西向展布，北东与大巴山相交，南西被鲜水河断裂相截。
龙门山式构造由一系列大致平行的叠瓦状冲断带构成，具典型的逆冲推覆构造特征，具有前展式发育模式，自西向东发育汉川-茂汉断裂、映秀-北川断裂和彭县一灌县断裂。
由于该地区地质过程仍处于活动状态，变形显著，露头极好，地貌和水系是青藏高原隆升过程的地质纪录，因此龙门山不仅是研究青藏高原与周边盆地动力学(盆原动力学)的典型地区，而且是验证青藏高原是以地壳加厚还是左行挤出来吸收印亚大陆碰撞后印度大陆向北挤入作用的关键部位，同时也是研究青藏高原东缘活动断层和潜在的地震灾害的关键地区。
2映秀-北川断裂特点及影响2.1映秀-北川断裂的断层类型、地表破裂、变形特征及活动方式龙门山映秀-北川断裂属于逆冲一走滑型地震。
结果表明映秀-北川断裂的地表破裂带从映秀向北东延伸达180- 190 km，走向介于NE30°-50°之间，倾向北西，地表平均垂向断距为2.9 m，平均水平断距为3.1 m;地表最大错动量的地点位于北川县擂鼓镇，垂直断错为6.2士0.1 m，水平断错为6.8士0.2 m，逆冲分量与右行走滑分量的比值为3：1-1：1，表明该断裂以逆冲-右行走滑为特点，逆冲运动分量略大于或等于右行走滑运动分量。
根据近南北向的分段断裂可将映秀-北川断层的地表破裂带划分为两个高值区和两个低值区，其中两个高值区分别位于南段的映秀-虹口一带和中北段的擂鼓-北川县城-邓家坝一带。
青藏高原东缘龙门山冲断带与四川盆地的现今构造表现_数字地形和地震活动证据
青藏⾼原东缘龙门⼭冲断带与四川盆地的现今构造表现_数字地形和地震活动证据 2007年1⽉地 质 科 学CH I N ESE JOURNAL OF GE OLOGY 42(1):31—44青藏⾼原东缘龙门⼭冲断带与四川盆地的现今构造表现:数字地形和地震活动证据3贾秋鹏1 贾 东1 朱艾斓2 陈⽵新1 胡潜伟1罗 良1 张元元1 李⼀泉1(1.南京⼤学地球科学系南京 210093; 2.中国地震局地质研究所北京 100029)摘 要 龙门⼭冲断带位于四川盆地与青藏⾼原东缘之间,其现今地貌和构造活动表现对于理解青藏⾼原东缘和四川盆地晚新⽣代的演化具有⾮常重要的意义。
已有的认识多数是从“⼭”的⾓度得出的,我们尝试从“盆”这⼀⾓度,利⽤近20年来的地震活动资料和地震反射剖⾯,结合数字⾼程模型(DE M ),通过三维可视化分析软件来探讨四川盆地及龙门⼭的地貌特征和现代构造活动表现。
初步研究结果表明:1)龙门⼭的现今地貌和地震分布具有明显的南北分段性;2)青藏⾼原东缘活动块体边界表现为由龙门⼭南段北东向构造在安县附近转折为岷⼭的南北向构造;3)龙门⼭南段的现代地震活动已深⼊四川盆地内部,形成地壳规模的楔形逆冲构造,地震活动、现代地貌和地震反射剖⾯的证据揭⽰了龙门⼭及四川盆地存在晚新⽣代构造缩短的可能性。
关键词 地震 地形地貌 构造缩短 晚新⽣代 龙门⼭ 四川盆地中图分类号:P542⽂献标识码:A ⽂章编号:0563-5020(2007)01-031-14 3国家⾃然科学基⾦资助项⽬(编号:40372091)。
贾秋鹏,1982年8⽉⽣,硕⼠研究⽣,构造地质学专业。
2006年1⽉15⽇在“构造地质学新理论与新⽅法学术研讨会”上的报告,2006-06-14改回。
青藏⾼原东缘的晚新⽣代变形模式是⽬前⼴泛争议的焦点问题之⼀。
从东向挤出模型(Avouac and Tapponnier,1993)到近年提出的下地壳流动模型(Royden et al .,1997),不同学者对青藏⾼原东缘特别是龙门⼭晚新⽣代的隆起存在着不同的认识(Royden et al .,1997;Clark and Royden,2000;Tapponnier et al .,2001;Kirby et al .,2002,2003;Burchfiel,2003;Clark et al .,2005;李勇等,2005)。
梦断『天府之国』——追忆二00八年『5·12』汶川大地震
封面故事
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２００８年－．５，Ｅｊ １２日，一场８．ｏ级特大地震重创天府之国，６９２２７位同胞不幸遇难。 ８年了，废墟上重新建起了楼房， 支离破碎的山河开辟出新的道路，悲伤的人们回归到生活原有的轨道…… 但历史的记忆从未褪色。 记住灾难，我们才能有更加坚定前行的力量。
并且步步升级，空前绝后！作为中国的“后
而破碎、断裂时，巨大的能量释放，以机械
波的形式传遍四周，便构成了惨烈的地震。 龙门山是山区与盆地两个地质体的接触带， 由于对刚性客体来说，默认其力作用在两者 交界的边缘，因此，山与盆接触的前锋带，
花园”一一国宝大熊猫的故乡，竟然一直隐
藏着一个地震魔王，一次次地颠覆这一方土 地和人民的命运！ 找一张中国地图，大致看看四川省的结 构。西部多山区，中间是盆地一一这可能是 我们对这个天府之国最为直观的印象了。再 把视角切回到四川历来大大小小的地震上， 如果将震中所在的位置投影在地图中，大致
Ｉ封面故事
意间给人类沉重的一击。战胜南国的雨雪冰冻灾害
过去还不到１００天，老天又降如此大劫难于蜀地。 ２００８年５月１２日１４时２８分，一个让所有中
国人刻骨铭心的时刻：由印度洋板块俯冲积聚的巨 大能量在四川省汶川县映秀镇附近瞬间迸发，地壳 在短短８０秒内沿龙门山地震断裂带向东北方向破 裂了３００多公里！美丽清秀的川北大地刹那间山崩 地裂，满目疮痍，数十万同胞被掩埋在垮塌的山体 和废墟之中……地震波及大半个中国及亚洲多个国 家和地区，北至辽宁，东至上海，南至香港、澳门、 泰国、越南，西至巴基斯坦均有震感。 汶ＪＩＩ告急！北川告急！青川告急！整个四川Ｉ
涨姿势!中国地震主要分布地区和23条地震带!
涨姿势！中国地震主要分布地区和23条地震带！
-环太平洋地震带与欧亚地震带的交汇部位，受太平洋板块、印度板块和菲律宾海板块的挤压，地震断裂带十分发育。
大地构造位置决定，地震频繁震灾严重。
中国地震主要分布在：台湾地区、西南地区、西北地区、华北地区、东南沿海地区等几大区域和23条地震带上，下面分别进行介绍。
1、西南地区
主要是西藏、四川西部和云南中西部地区，属于欧亚地震带中的地中海-喜马拉雅山地震带上。
主要分布的地震带有8条：
炉霍康定地震带。
西起甘孜经炉霍、道孚至康定。
1752年到1976年共记录到破坏性地震32次，其中6级以上地震15次。
冕宁西昌地震带。
北起石棉，经冕宁、西昌、会理、米易至元谋，公元前116年到1976年，共记录到破坏性地震16次，其中6级以上地震8次。
东川嵩明地震带。
北起巧家，南经东川、嵩明、寻甸、宜良、开远至个旧一带。
地震活动强度较大，频率较低。
马边昭通地震带。
包括四川马边地区和云南昭通地区。
1974年的永善7.1级大地震就发生在这个带上，地震活动频度较高，多为震群性地震。
地壳流变结构控制作用下的龙门山断裂带地震发生机理
第５７卷第２期地 球 物 理 学 报Ｖｏｌ．５７，Ｎｏ．２柳畅，石耀霖，朱伯靖等．２０１４．地壳流变结构控制作用下的龙门山断裂带地震发生机理．地球物理学报，５７（２）：４０４－４１８，ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１４０２０７．Ｌｉｕ Ｃ，Ｓｈｉ Ｙ Ｌ，Ｚｈｕ Ｂ Ｊ，ｅｔ ａｌ．２０１４．Ｃｒｕｓｔａｌ ｒｈｅｏｌｏｇｙ ｃｏｎｔｒｏｌ ｏｎ ｔｈｅ ｍｅｃｈａｎｉｓｍ ｏｆ ｔｈｅ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ ｇｅｎｅｒａｔｉｏｎ ａｔ ｔｈｅ ＬｏｎｇｍｅｎＳｈａｎ ｆａｕｌｔ．Ｃｈｉｎｅｓｅ Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．（ｉｎ Ｃｈｉｎｅｓｅ），５７（２）：４０４－４１８，ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１４０２０７．地壳流变结构控制作用下的龙门山断裂带地震发生机理柳畅１，２，３，石耀霖３＊，朱伯靖３，程惠红３，杨小林４１华中科技大学，物理学院，地球物理研究所，武汉 ４３００７４２Ｌａｂｏｒａｔｏｉｒｅ ｄｅ Ｇéｏｌｏｇｉｅ，ＣＮＲＳ－ＵＭＲ８５３８，éｃｏｌｅ Ｎｏｒｍａｌｅ Ｓｕｐéｒｉｅｕｒｅ，Ｐａｒｉｓ ７５２３１３中国科学院大学，中国科学院计算地球动力学重点实验室，北京 １０００４９４陕西省地震局，西安 ７１００６８摘要 青藏高原东缘低地形变速率的龙门山断裂带上相继发生了２００８汶川Ｍｗ７．９级地震和２０１３芦山Ｍｗ６．６级地震．地震勘探与震源定位结果揭示了龙门山区域地震空间分布特征：纵向上，龙门山断裂带这两次地震主震均发生在龙门山断裂带上地壳的底部（１４～１９ｋｍ），绝大部分余震均发生在上地壳范围（５～２５ｋｍ），而在其中、下地壳深度范围内鲜见余震发生；横向上，地震（Ｍｗ＞３）在龙门山断裂带青藏高原一侧密集分布且曾有大震发生，而四川盆地地震稀少（Ｍｗ＞３）．为探讨龙门山断裂带地震发生机理，并解释以上龙门山区域地震空间分布特征，本文建立了龙门山断裂带西南段跨芦山地震震中区域的四种不同流变结构的龙门山断裂带三维岩石圈模型，以地表ＧＰＳ观测资料为约束边界条件，数值模拟龙门山断裂带岩石圈在数千年以上长期匀速构造挤压作用下的应力积累特征，探讨了地壳分层流变性质对地壳应力积累的影响，分析了该区域地震空间分布与构造应力积累速率的关系．计算结果表明：该区域在数千年的应力积累过程中，脆性上地壳中应力表现近于恒定值的线性增长趋势，龙门山断裂带上地壳底部出现应力集中积累现象，这一应力集中现象可以解释龙门山断裂带汶川地震与芦山地震主震的发生，及其大部分余震在脆性上地壳中的触发；青藏高原一侧上地壳应力积累速率远远高于四川盆地的应力积累速率，这一应力积累分布现象可以解释龙门山区域青藏高原一侧地震密集而四川盆地地震稀少的地震空间分布特征；通过比较不同流变结构模型中的应力积累状态，认为导致这一应力积累空间分布状态的重要控制因素在于青藏高原中、下地壳较低的黏滞系数与四川盆地中、下地壳较高的黏滞系数的差异．在柔性的中、下地壳内，应力增长近于指数形式，稳定状态之后其应力增长速率近于零，构造应力积累难以达到岩石破裂强度，因而鲜见地震发生．地壳各层位的应力增长率差异与地震成层分布的现象共同揭示了龙门山区域岩石圈分层流变结构：脆性上地壳、韧性中、下地壳（青藏高原一侧较弱，四川盆地一侧较强）、韧性岩石圈上地幔．关键词 龙门山断裂带，汶川地震，芦山地震，应力集中，黏性差异，Ｍｏｈｏ面突变ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１４０２０７中图分类号 Ｐ３１５，Ｐ３１３收稿日期２０１３－１１－２１，２０１４－０１－１５收修定稿Ｃｒｕｓｔａｌ ｒｈｅｏｌｏｇｙ ｃｏｎｔｒｏｌ ｏｎ ｔｈｅ ｍｅｃｈａｎｉｓｍ ｏｆ ｔｈｅ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ ｇｅｎｅｒａｔｉｏｎａｔ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔＬＩＵ Ｃｈａｎｇ １，２，３，ＳＨＩ Ｙａｏ－Ｌｉｎ３＊，ＺＨＵ Ｂｏ－Ｊｉｎｇ３，ＣＨＥＮＧ Ｈｕｉ－Ｈｏｎｇ３，ＹＡＮＧ Ｘｉａｏ－Ｌｉｎ４１ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，Ｓｃｈｏｏｌ ｏｆ Ｐｈｙｓｉｃｓ，Ｈｕａｚｈｏｎｇ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ ｏｆ Ｓｃｉｅｎｃｅ ａｎｄ Ｔｅｃｈｎｏｌｏｇｙ，Ｗｕｈａｎ ４３００７４，Ｃｈｉｎａ２ Ｌａｂｏｒａｔｏｉｒｅ ｄｅ Ｇéｏｌｏｇｉｅ，ＣＮＲＳ－ＵＭＲ８５３８，éｃｏｌｅ Ｎｏｒｍａｌｅ Ｓｕｐéｒｉｅｕｒｅ，Ｐａｒｉｓ ７５２３１，Ｆｒａｎｃｅ３ Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ ｏｆ Ｃｏｍｐｕｔａｔｉｏｎａｌ Ｇｅｏｄｙｎａｍｉｃｓ，Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ ｏｆ ｔｈｅ Ｃｈｉｎｅｓｅ Ａｃａｄｅｍｙ ｏｆ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００４９，Ｃｈｉｎａ４ Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ Ａｄｍｉｎｉｓｔｒａｔｉｏｎ ｏｆ Ｓｈａａｎｘｉ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ，Ｘｉ′ａｎ ７１００６８，Ｃｈｉｎａ基金项目 国家科技支撑计划《地震分析预测若干实用技术研究》项目（２０１２ＢＡＫ１９Ｂ０３－５）和国土资源部深部探测项目（ＳｉｎｏＰｒｏｂｅ－０７）资助．作者简介 柳畅，博士，主要从事岩石圈动力学，地震力学方面的研究．Ｅ－ｍａｉｌ：ｌｉｕ＠ｇｅｏｌｏｇｉｅ．ｅｎｓ．ｆｒ＊通讯作者 石耀霖，教授，主要从事地球动力学方面的研究．Ｅ－ｍａｉｌ：ｓｈｉｙｌ＠ｕｃａｓ．ａｃ．ｃｎ ２期柳畅等：地壳流变结构控制作用下的龙门山断裂带地震发生机理Ａｂｓｔｒａｃｔ Ｉｎ ｔｈｅ ｒｅｃｅｎｔ ５ｙｅａｒｓ ｔｈｅ ２００８ Ｍｗ７．９Ｗｅｎｃｈｕａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ ａｎｄ ２０１３ Ｍｗ６．６Ｌｕｓｈａｎｅａｒｔｈｑｕａｋｅ ｏｃｃｕｒｒｅｄ ｉｎ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ ａｔ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ ｍａｒｇｉｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ，ｗｈｅｒｅ ｔｈｅ ｃｒｕｓｔ ｃｏｎｖｅｒｇｅｎｃｅ ｒａｔｅ ｉｓ ｌｏｗ（～３ｍｍ／ａ）．Ｉｎ ｐｒｅｖｉｏｕｓ ｒｅｓｅａｒｃｈｅｓ ｉｔ ｉｓ ｓｈｏｗｎ ｔｈｅ ｍａｉｎｓｈｏｃｋｓ ｏｆ ｔｈｅｓｅ ｔｗｏ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ ａｒｅ ｌｏｃａｔｅｄ ａｔ ｔｈｅ ｂｏｔｔｏｍ ｏｆ ｔｈｅ ｕｐｐｅｒ ｃｒｕｓｔ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎｆａｕｌｔ，ａｎｄ ａｆｔｅｒｓｈｏｃｋｓ ｍａｉｎｌｙ ａｒｅ ｌｏｃａｔｅｄ ａｔ ｔｈｅ ｄｅｐｔｈ ｒａｎｇｉｎｇ ｆｒｏｍ ５ｔｏ ２５ｋｍ ｉｎ ｔｈｅ ｕｐｐｅｒ ｃｒｕｓｔ．Ｉｔ ｉｓ ａｌｓｏ ｎｏｔｅｄ ｔｈａｔ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ（Ｍｗ＞３）ａｒｅ ｄｅｎｓｅｌｙ ｒｅｃｏｒｄｅｄ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ｓｉｄｅ，ｗｈｉｌｅｒａｒｅｌｙ ｉｎ ｔｈｅ Ｓｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ．Ｔｈｉｓ ｓｔｕｄｙ ａｉｍｓ ｔｏ ｅｘｐｌａｉｎ ｔｈｅ ｍｅｃｈａｎｉｓｍ ｏｆ ｔｈｅ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｇｅｎｅｒａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ，ａｎｄ ｔｈｅ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ ｓｐａｔｉａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ ＬｏｎｇｍｅｎＳｈａｎ ａｒｅａ ｔｈｒｏｕｇｈ ３－Ｄ ｎｕｍｅｒｉｃａｌ ｍｏｄｅｌｌｉｎｇ．Ｓｅｖｅｒａｌ ｆｉｎｉｔｅ ｅｌｅｍｅｎｔ ｍｏｄｅｌｓ ｂａｓｅｄ ｏｎ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔｃｒｕｓｔａｌ ｒｈｅｏｌｏｇｙ ａｒｅ ｓｅｔ ｕｐ ｗｉｔｈ ｂｏｕｎｄａｒｙ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ ｏｆ ｓｔｅａｄｙ ｃｏｍｐｒｅｓｓｉｏｎａｌ ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｒａｔｅｃｏｎｓｔｒａｉｎｅｄ ｂｙ ＧＰＳ ｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓ．Ｗｅ ｃａｌｃｕｌａｔｅ ｔｈｅ ｌｏｎｇ ｔｅｒｍ ｓｔｒｅｓｓ ａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎ ｐｒｏｃｅｓｓ ｉｎ ｔｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ ｍｏｄｅｌｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ａｒｅａ．Ｏｕｒ ｒｅｓｕｌｔｓ ｓｈｏｗ ｔｈａｔ ｓｔｒｅｓｓ ｉｎｃｒｅａｓｅｓａｌｍｏｓｔ ｌｉｎｅａｒｌｙ ｗｉｔｈ ｔｉｍｅ ｉｎ ｔｈｅ ｂｒｉｔｔｌｅ ｕｐｐｅｒ ｃｒｕｓｔ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅ ｉｎｔｅｒ－ｓｅｉｓｍｉｃ ｐｅｒｉｏｄ ｏｆ ｓｅｖｅｒａｌ ｔｈｏｕｓａｎｄ ｙｅａｒｓ ｄｕｅ ｔｏ ｔｈｅ ｃｒｕｓｔ ｓｈｏｒｔｅｎｉｎｇ．Ｓｔｒｅｓｓ ｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｅｓ ａｔ ｔｈｅｂｏｔｔｏｍ ｏｆ ｔｈｅ ｂｒｉｔｔｌｅ ｕｐｐｅｒ ｃｒｕｓｔ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ．Ｔｈｉｓ ｓｔｒｅｓｓ ｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｉｏｎ ｐｒｏｃｅｓｓ ｉｓｒｅｓｐｏｎｓｉｂｌｅ ｆｏｒ ｔｈｅ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ ｇｅｎｅｒａｔｉｏｎ ａｔ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ．Ｔｈｅ ｐｒｉｍａｒｙ ｒｅａｓｏｎ ｆｏｒ ｔｈｅｓｔｒｅｓｓ ｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｉｏｎ ｉｓ ｔｈｅ ｌａｒｇｅ ｖｉｓｃｏｓｉｔｙ ｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅ ｏｆ ｔｈｅ ｍｉｄｄｌｅ ａｎｄ ｌｏｗｅｒ ｃｒｕｓｔｓ ｂｅｔｗｅｅｎ ｔｈｅＴｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ａｎｄ ｔｈｅ Ｓｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ．Ｓｐａｔｉａｌｌｙ ｔｈｅ ｓｔｒｅｓｓ ａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎ ｒａｔｅ ｉｎ ｔｈｅ ｕｐｐｅｒ ｃｒｕｓｔｏｆ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ｉｓ ｍｕｃｈ ｈｉｇｈｅｒ ｔｈａｎ ｔｈａｔ ｏｆ ｔｈｅ Ｓｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ．Ｔｈｉｓ ｓｔｒｅｓｓ ｒａｔｅｓｐａｔｉａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｈｅｌｐｓ ｔｏ ｅｘｐｌａｉｎ ｔｈｅ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ ｓｐａｔｉａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｔｈａｔ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ（Ｍｗ＞３）ａｒｅ ｄｅｎｓｅｌｙ ｒｅｃｏｒｄｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ，ｗｈｉｌｅ ｒａｒｅｌｙ ｉｎ ｔｈｅ Ｓｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ．Ｓｔｒｅｓｓｉｎｃｒｅａｓｅｓ ｅｘｐｏｎｅｎｔｉａｌｌｙ ｔｏ ａ ｓｔｅａｄｙ ｌｅｖｅｌ ｉｎ ｔｈｅ ｄｕｃｔｉｌｅ ｍｉｄｄｌｅ ａｎｄ ｌｏｗｅｒ ｃｒｕｓｔｓ，ｗｈｅｒｅ ｌｅｓｓａｆｔｅｒｓｈｏｃｋｓ ａｒｅ ｒｅｃｏｒｄｅｄ ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅ Ｗｅｎｃｈｕａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ ａｎｄ Ｌｕｓｈａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．Ｏｕｒ ｒｅｓｕｌｔｓｓｕｐｐｏｒｔ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｒｈｅｏｌｏｇｉｃａｌ ｓｔｒｕｃｔｕｒｅ ｏｆ ｔｈｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ ｏｆ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ａｒｅａ ｉｓ ａｓ ｆｏｌｌｏｗｉｎｇ：ｂｒｉｔｔｌｅ ｕｐｐｅｒ ｃｒｕｓｔ－ｄｕｃｔｉｌｅ ｍｉｄｄｌｅ ａｎｄ ｌｏｗｅｒ ｃｒｕｓｔ（ｍｏｒｅ ｄｕｃｔｉｌｅ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ｔｈａｎ ｔｈａｔｉｎ ｔｈｅ Ｓｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ）－ｄｕｃｔｉｌｅ ｍａｎｔｌｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ．Ｋｅｙｗｏｒｄｓ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ，Ｗｅｎｃｈｕａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，Ｌｕｓｈａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，Ｓｔｒｅｓｓ ｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｉｏｎ，Ｖｉｓｃｏｓｉｔｙ ｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅ，Ｍｏｈｏ ｓｕｒｆａｃｅ ｊｕｍｐ１ 引言２００８年５月１２日１４时２８分在青藏高原东缘与四川盆地交汇处的龙门山断裂带上发生了汶川Ｍｗ７．９级强烈地震．地震造成的西南向北东方向发展的破裂带长度约３５０ｋｍ，破裂持续时间长达９０ｓ，整个断层面上的平均滑动量约２．４ｍ，最大滑动量达７．３ｍ（张勇等，２００８；张培震等，２００８）；并且沿北川—映秀断裂和彭县—灌县断裂分别形成了长达２４０ｋｍ和７２ｋｍ的地表破裂带，最大垂直位移量约为６．５ｍ，右旋走滑位移量约为４．９ｍ（徐锡伟等，２０１３）．震源机制解显示，汶川地震主震以逆冲为主兼有少量右旋走滑．汶川地震较大余震的“缺失”分析认为汶川地震发生在龙门山断裂带北东段从映秀到青川之间大约３５０ｋｍ的断裂上，而留下了西南段从汶川西南到芦定之间大约１２０ｋｍ的地震亏空区（陈运泰等，２０１３）．５年后，２０１３年４月２０日８时２分在汶川地震的亏空区发生了芦山地震．地震破裂过程研究表明，断层滑动面长宽约为３０ｋｍ×３０ｋｍ，最大滑动量为１．６ｍ；破裂起始点接近于地震滑动量集中区，破裂面从震源处向下延伸至２０ｋｍ左右深的地方，破裂面并未到达地表，破裂过程没有明显的方向性；震源机制解显示，芦山地震主要以逆冲为主兼有非常少量的右旋走滑分量（陈运泰等，２０１３）．结合地震勘探成果所揭示的龙门山断裂带地壳结构，余震震源定位工作表明龙门山区域地震空间分布特征为：纵向上，龙门山断裂带这两次地震主震均发生在上地壳的底部，汶川地震的震源深度为１９ｋｍ（ＵＳＧＳ），芦山地震的震源深度为５０４地球物理学报（Ｃｈｉｎｅｓｅ Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）５７卷 １４ｋｍ（ＵＳＧＳ），全球其他各个研究机构对芦山地震的震源深度定位结果在１２～１９ｋｍ深度范围之间（杜方等，２０１３）；两次地震的绝大部分余震均发生在上地壳范围（５～２５ｋｍ）（张瑞青等，２００８；黄媛等，２００８；刘巧霞等，２００８；陈九辉等，２００９；张广伟等，２０１３；吕坚等，２０１３；陈运泰等，２０１３），而在中、下地壳深度范围内鲜见余震发生；横向上，地震（Ｍｗ＞３）在龙门山断裂带青藏高原一侧密集分布，且有历史大震发生，如：１６３０年Ｍ６．５级虎牙地震、１９１３年Ｍ７．０级叠溪地震、１９３２年Ｍ７．５级叠溪地震、１９６０年Ｍ６．７级松潘地震与１９７６年３次震级为６．６＜Ｍ＜７．３级的松潘地震群；而四川盆地地震（Ｍｗ＞３）稀少（李勇等，２００６；滕吉文等，２００８；Ｒｏｂｅｒｔ ｅｔ ａｌ．，２０１０；雷兴林等，２０１３）．在低地形变速率（约３ｍｍ／ａ）的龙门山断裂带相隔５年发生两次强震：为探讨龙门山断裂带地震孕震成因，不同学者就青藏高原东缘的构造运动模式，提出了两种不同的概念性地震地质孕震模型．Ｔａｐｐｏｎｎｉｅｒ等（２００１）主张龙门山断裂带可能贯穿青藏高原东缘整个脆性地壳；Ｈｕｂｂａｒｄ等（２００９）认为汶川地震是龙门山断裂带在构造挤压环境下的再一次活动结果，并强调地壳缩短是地震发生的首要机制．更多的研究（张培震等，２００８；滕吉文等，２００８；Ｒｏｙｄｅｎ ｅｔ ａｌ．，２００８；Ｂｕｒｃｈｆｉｅｌ ｅｔ ａｌ．，２００８；Ｓｔｏｎｅｅｔ ａｌ．，２００９；Ｒｏｂｅｒｔ ｅｔ ａｌ．，２０１０；柳畅等，２０１２ｂ）则支持如下的观点：认为印度板块对欧亚板块的推挤作用造成了青藏高原物质的东向运动，高原柔性的中、下地壳物质在龙门山断裂带处遭到相对坚硬的四川盆地的阻挡之后，部分中、下地壳物质在龙门山断裂带下堆积、产生应力集中而导致龙门山断裂带地震的发生．这一观点所描述的青藏高原脆性上地壳与韧性的中、下地壳组合的地壳分层流变结构，区别于Ｔａｐｐｏｎｎｉｅｒ等（２００１）所认为的全脆性地壳流变结构．总结以上的观点，其共同点在于认同青藏高原的东向挤压作用，但又强调了完全不同的地壳流变结构．如何对这两种概念性地震地质孕震模型从数值模拟的角度作出验证，进一步对龙门山断裂带地震发生机理加以更深层次的认识，是一个尚未解决且需要探讨的问题．为此，本文将建立四种不同流变结构的龙门山断裂带三维岩石圈模型，数值模拟不同岩石圈模型中的应力积累过程与分布；并探讨青藏高原中、下地壳不同的黏滞系数，以及青藏高原下地壳流Ｃｈａｎｎｅｌ ｆｌｏｗ（Ｒｏｙｄｅｎ ｅｔ ａｌ．，１９９７；Ｃｌａｒｋｅｔ ａｌ．，２０００，２００５；Ｂｅａｕｍｏｎｔ ｅｔ ａｌ．，２００１，２００４；石耀霖等，２００８）对应力积累过程的影响．２ 地质构造背景龙门山断裂带处于年轻活跃的青藏高原与古老稳定的扬子克拉通的交汇地带，为ＮＥ－ＳＷ走向上长约４７０ｋｍ、宽约５０ｋｍ的活动断裂带．该断裂带在空间上呈ＮＥ－ＮＮＥ向展布，且以北ＮＷ－ＳＥ方向逆冲为主而兼具少量右旋走滑分量；是由汶川—茂汶逆断裂、映秀—北川逆断裂、彭县—灌县断裂、龙门山山前断裂、山前隐伏断裂段和相应的推覆体组成的一组断裂系．２００８年汶川地震发生在映秀—北川断裂带上，２０１３年芦山地震发生在山前断裂南段大川—双石断裂上．为揭示龙门山断裂带的岩石圈结构，该地域进行过大量的地震探测工作：如层析成像工作（Ｈｕａｎｇｅｔ ａｌ．，２００７；郭飚等，２００９），接收函数工作（刘启元等，２００９；Ｒｏｂｅｒｔ ｅｔ ａｌ．，２０１０；郑勇等，２０１３），人工地震勘探工作（Ｗａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２００５；Ｗａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２０１０）和一些地质勘查工作（Ｂｕｒｃｈｆｉｅｌ，１９９５，２００８）．以上研究结果表明从青藏高原东缘到四川盆地地壳结构变化强烈，青藏高原一侧地壳厚度在６３ｋｍ左右，而四川盆地一侧地壳厚度在４５ｋｍ左右．在龙门山区域横向５０ｋｍ范围内地壳厚度的垂直变化幅度可达１８ｋｍ左右，地形高差在龙门山陡降近５ｋｍ；因此，结合Ｍｏｈｏ面形状与地表地形看，龙门山区域地壳结构呈瓶颈状（图２）．大陆岩石圈一般存在脆性的上地壳、柔性的下地壳和较强上地幔这种三明治式的分层流变结构，尤其在青藏高原这种地壳厚、地热流量密度高的地区会更为显著（Ｒｏｙｄｅｎ ｅｔ ａｌ．，１９９７）．岩石流变性质与温度密切相关，安美建利用地震波速估算了上地幔５０～２００ｋｍ的温度（安美建等，２００７）；石耀霖据此温度模型给出了中国大陆岩石圈不同层位的等效黏滞系数（石耀霖等，２００８），得到了相应区域的三维流变结构．胡圣标研究了川滇地区相对偏高的平均大地热流值（胡圣标等，２００１），认为川滇地区的中、下地壳较热，介质强度可能相对较软．ＧＰＳ观测结果也显示，川滇地区的现今运动模式支持较硬的脆性上地壳和软弱的柔性中、下地壳的分层流变结构（Ｓｈｅｎ ｅｔ ａｌ．，２００５）．Ｐ波层析成像工作所揭示的四川盆地下方地壳速度结构，认为扬子克拉通的稳定速度结构可能延伸至２５０ｋｍ深度（Ｌｉ ｅｔ ａｌ．，２００６，２００８）．并且，中６０４ ２期柳畅等：地壳流变结构控制作用下的龙门山断裂带地震发生机理生代与新生代的构造活动对四川盆地周边构造单元产生了显著的变形作用，而四川盆地并未受到明显的影响（Ｌｉ ｅｔ ａｌ．，２００６，２００８），从而表明四川盆地下方岩石圈的力学强度较周边构造单元较强．３ 三维有限元模型３．１ 模型参数本文建立如图１中黑色虚线方框所示区域的三维黏弹性Ｍａｘｗｅｌｌ体岩石圈模型（见图２）．坐标系Ｘ轴（ＳＥ４１°）垂直于龙门山断裂带走向，长５００ｋｍ；Ｙ轴（ＮＥ４９°）平行于龙门山断裂带走向，长１００ｋｍ，图１ 青藏高原东缘与四川盆地区域构造与地表ＧＰＳ水平速度场红色圆点代表２００８汶川地震Ｍｗ５．０级以上余震，粉色圆点代表２０１３芦山地震Ｍｗ５．０级以上的余震．黄色箭头代表地表ＧＰＳ水平速度（Ｓｈｅｎ ｅｔ ａｌ．，２００５）．黑色小三角代表地名，分别为：１，汶川；２，成都；３，叠溪；４，松潘；５，卢霍；６，康定；７，芦山．黑色虚线框表示数值模拟的模型区域．Ｄ－Ｓ ｆａｕｌｔ代表大川—双石断裂．Ｆｉｇ．１ Ｍａｐ ｏｆ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ａｎｄ ｔｈｅＳｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ ｓｈｏｗｉｎｇ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎｓｈａｎ ｆａｕｌｔ ａｎｄ ｔｈｅｈｏｒｉｚｏｎｔａｌ ＧＰＳ ｖｅｌｏｃｉｔｙＴｈｅ ｅｐｉｃｅｎｔｒｅｓ ｏｆ ｔｈｅ ｍａｉｎ ｓｈｏｃｋ ｏｆ ２００８Ｗｅｎｃｈｕａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅａｎｄ ２０１３Ｌｕｓｈａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，ａｎｄ ａｆｔｅｒｓｈｏｃｋｓ（Ｍｗ＞５．０）ｏｆｔｈｅ Ｗｅｎｃｈｕａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ（ｒｅｄ ｄｏｔｓ）ａｎｄ Ｌｕｓｈａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ（ｐｉｎｋ ｄｏｔｓ）．Ｔｈｅ ｙｅｌｌｏｗ ａｒｒｏｗ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈｅ ＧＰＳ ｖｅｌｏｃｉｔｙ（Ｓｈｅｎｅｔ ａｌ．，２００５）．Ｔｈｅ ｂｌａｃｋ ｔｒｉａｎｇｌｅｓ ｉｎｄｉｃａｔｅ ｔｈｅ ｌｏｃａｔｉｏｎｓ ｏｆｃｉｔｉｅｓ．Ｔｈｅ ｎｕｍｂｅｒｓ ｍａｒｋ ｔｈｅ ｃｉｔｙ ｎａｍｅｓ：１，Ｗｅｎｃｈｕａｎ；２，Ｃｈｅｎｇｄｕ；３，Ｄｉｅｘｉ；４，Ｓｏｎｇｐａｎ；５，Ｌｕｈｕｏ；６，Ｋａｎｇｄｉｎｇ；７，Ｌｕｓｈａｎ．Ｔｈｅ ｂｌａｃｋ ｓｏｌｉｄ ｌｉｎｅｓ ｉｎｄｉｃａｔｅ ｔｈｅ ｆａｕｌｔｓ．Ｄ－Ｓ ｆａｕｌｔｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈｅ Ｄａｃｈｕａｎ－Ｓｈｕａｎｇｓｈｉ ｆａｕｌｔ．Ｔｈｅ ｂｌａｃｋ ｄａｓｈｅｄ ｌｉｎｅｓｆｏｒｍｉｎｇ ａ ｒｅｃｔａｎｇｌｅ ｍａｒｋ ｔｈｅ ａｒｅａ ｗｈｅｒｅ ｓｔｒｅｓｓ ａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎ ｉｓｓｉｍｕｌａｔｅｄ．包含了龙门山断裂带在２００８汶川地震未发生破裂的西南段部分；Ｚ轴向上（岩石圈的深度在Ｚ轴负向），模型中深度为从地面至地下１００ｋｍ；坐标原点位于模型上表面的西南端．模型具体考虑龙门山断裂带青藏高原与四川盆地的地形高差、地壳厚度在龙门山断裂带下方的突变与中、下地壳的黏滞系数在高原与盆地下方的差异．本文计算所涉及的黏弹性介质的３个物质参数分别为：杨氏模量Ｅ，泊松比ν和黏滞系数η．岩石杨氏模量Ｅ与泊松比ν依据波速计算．一般随深度增加，地震波速增加，岩石的杨氏模量亦随深度增加．依据所选择物质参数，龙门山断裂带岩石圈１００ｋｍ深度范围内介质杨氏模量随深度的变化曲线见图３．岩石圈模型中青藏高原与四川盆地的上地壳及岩石圈上地幔部分具有相同的流变性质与参数，而中、下地壳流变性质有非常明显的差异．对于黏滞系数而言，青藏高原中、下地壳较软；而四川盆地下方中、下地壳相对坚硬．参照石耀霖等（２００８）的中国大陆岩石圈等效黏滞系数的研究结果，相应的层位黏滞系数取为：高原下方中地壳为３．０×１０２０～５．０×１０２０ Ｐａ·ｓ，下地壳为３．０×１０１９～６．０×１０１９Ｐａ·ｓ，四川盆地中地壳为１．０×１０２２～１．２×１０２２Ｐａ·ｓ，下地壳为７．０×１０２１～８．０×１０２１Ｐａ·ｓ．相应岩石圈各层位黏弹性物质的松驰时间（介质黏滞系数与杨氏模量之比的二分之一）分别为：青藏高原与四川盆地上地壳为３００００ａ左右；青藏高原中、下地壳分别为２００ａ、５０ａ左右，四川盆地中、下地壳分别为１０００ａ、５００ａ左右；青藏高原与四川盆地岩石圈上地幔为３００ａ左右．模型岩石圈物质黏滞系数随深度分布的变化曲线见图４．针对以上黏弹性Ｍａｘｗｅｌｌ体模型，在数千年的时间尺度内考察岩石圈的应力积累过程中，不论是青藏高原还是四川盆地，在地壳的缩短过程中，上地壳将表现为脆性，而中、下地壳介质的流变性质则可以充分得到体现（这取决于黏弹性介质的松驰时间）．由于Ｍａｘｗｅｌｌ体具有这种可以自然处理脆－韧性转变的优点，本文有限元模型实际可以有效地描述弹性上地壳覆盖在黏弹性中、下地壳和岩石圈上地幔的应力积累过程．我们将该岩石圈模型命名为参考模型０，以方便与下文中另外的几种岩石圈模型加以区别．模型０从上到下一共分为１３层，其中１—７层为上地层，８—９层为中地壳，１０—１１层为下地壳，１２—１３层为岩石圈上地幔，图２中不颜色代表不同分层的物质７０４地球物理学报（Ｃｈｉｎｅｓｅ Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）５７卷 图２ 龙门山断裂带三维岩石圈模型模型尺寸为５００ｋｍ×１００ｋｍ×１００ｋｍ（Ｘ×Ｙ×Ｚ）．Ｙ轴方向平行于龙门山断裂带走向．不同颜色代表不同岩石圈层位的不同物质，依据对应的黏滞系数，青藏高原中、下地壳物质较软而四川盆地中、下地壳物质相对较硬．黑色星星代表２０１３芦山Ｍｗ６．６级地震的震中位置．Ｆｉｇ．２ Ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｉｃ ｍｏｄｅｌ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ ＳｈａｎＴｈｅ ｓｉｚｅ ｏｆ ｔｈｉｓ ｍｏｄｅｌ ｉｓ ５００ｋｍ×１００ｋｍ×１００ｋｍ（Ｘ×Ｙ×Ｚ）．Ｔｈｅ Ｙａｘｉｓ ｉｓ ｐａｒａｌｌｅｌ ｔｏ ｔｈｅ ｓｔｒｉｋｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ．Ｔｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｃｏｌｏｕｒｓ ｒｅｆｅｒ ｔｏ ｔｈｅ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｍａｔｅｒｉａｌ ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ ｏｆ ｌａｙｅｒｓ ｉｎ ｔｈｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ．Ｔｈｅ ｍａｔｅｒｉａｌｓ ｏｆ ｔｈｅ ｍｉｄｄｌｅ ａｎｄ ｌｏｗｅｒ ｃｒｕｓｔｓ ｏｆｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ａｒｅ ｓｏｆｔｅｒ ｔｈａｎ ｔｈｏｓｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｓｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ，ｃｏｒｒｅｓｐｏｎｄｉｎｇ ｔｏ ｔｈｅ ｌｅｖｅｌ ｏｆ ｖｉｓｃｏｓｉｔｙ．Ｂｌａｃｋ ｓｔａｒ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈｅｅｐｉｃｅｎｔｒｅ ｏｆ ｔｈｅ ２０１３Ｌｕｓｈａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．图３ 龙门山断裂带岩石圈物质杨氏模量随深度分布图（Ｗａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２００５；Ｈｕａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２００７；石耀霖等，２００８；Ｒｏｂｅｒｔ ｅｔ ａｌ．，２００９；Ｗａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２０１０；Ｚｈａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２０１１）Ｆｉｇ．３ Ｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐ ｏｆ Ｙｏｕｎｇ′ｓ ｍｏｄｕｌｕｓ ｗｉｔｈ ｄｅｐｔｈｉｎ ｔｈｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ａｒｅａ图４ 龙门山断裂带岩石圈各层位岩石介质黏滞系数在青藏高原一侧与四川盆地一侧随深度分布图（石耀霖等，２００８）Ｆｉｇ．４ Ｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐ ｏｆ ｖｉｓｃｏｓｉｔｙ ｗｉｔｈ ｄｅｐｔｈ ｉｎｔｈｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ａｒｅａ参数，其具体介质参数见表１与表２．用六面体单元对模型进行网格划分，单元总数为１８２４００个，节点总数为２７９６００个．３．２ 边界条件和初始条件大量的研究对青藏高原的流变结构进行过探讨（Ｒｏｙｄｅｎ ｅｔ ａｌ．，１９９７，２００８；Ｃｌａｒｋ ｅｔ ａｌ．，２０００，２００５；Ｂｅａｕｍｏｎｔ ｅｔ ａｌ．，２００１，２００４），并对青藏高原下地壳的运动模式持有不同的见解（Ｒｏｙｄｅｎ ｅｔ ａｌ．，２００８）．Ｃｌａｒｋ等（２０００，２００５）认为青藏高原重力驱动作用下的低黏度（黏滞系数为２．０×１０１８Ｐａ·ｓ）的下地壳流动速度大约在８０ｍｍ／ａ左右（为地表运动速度的８倍左右）．Ｃａｏ等（２００９）通过建立青藏高原的三维岩石圈模型拟合了青藏高原地表的水平运动速度，其结果表明青藏高原下地壳的流动速度仅比地表运动速度快８ｍｍ／ａ左右，并且所估计的下地壳黏滞系数也比Ｒｏｙｄｅｎ与Ｃｌａｒｋ的估计结果高出一个量级，为３．０×１０１９Ｐａ·ｓ．而Ｂｅｎｄｉｃｋ等（２００７）和Ｗａｎｇ等（２００８）则支持下地壳与上、中地壳和岩石圈上地幔之间无差异运动的观点．因此，我们在有限元模型中对青藏高原一侧的物质运动采用了三种８０４ ２期柳畅等：地壳流变结构控制作用下的龙门山断裂带地震发生机理表１ 青藏高原东缘岩石圈物质参数Ｔａｂｌｅ １ Ｍａｔｅｒｉａｌ ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ ｏｆ ｒｏｃｋｓ ｉｎ ｔｈｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅｏｆ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ ｍａｒｇｉｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ层Ｈ／ｋｍ Ｅ／１０１０ Ｐａνρ／（ｋｇ·ｍ－３）η／（１０２３Ｐａ·ｓ）上地壳３～－２ ３．７５ ０．２１ ２５００ １．０－２～－５ ５．１５ ０．２６ ２５６９ １．０－５～－１０ ６．０ ０．２４ ２６８５ １．０－１０～－１３ ８．１ ０．２５ ２６８４ １．０－１３～－１６ ８．６ ０．２４ ２６８４ １．０－１６～－１９ ９．１ ０．２６ ２６８３ １．０－１９～－２２ ９．７ ０．２６ ２６８３ １．０中地壳－２２～－３２ １１ ０．２４ ２７５４ ０．００５－３２～－４２ １２ ０．２６ ２７７３ ０．００３下地壳－４２～－５１ １３ ０．２５ ２８３５ ０．０００６－５１～－６０ １４ ０．２６ ２９５９ ０．０００３岩石圈地幔－６０～－８０ １７ ０．２５ ３２７０ ０．００６－８０～－１００ １８ ０．２８ ３２７０ ０．００４ 注：Ｈ为深度，Ｅ为岩石的杨氏模量，ν为泊松比，ρ为密度，η为黏滞系数（Ｗａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２００５；Ｈｕａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２００７；石耀霖等，２００８；Ｒｏｂｅｒｔ ｅｔ ａｌ．，２００９；Ｗａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２０１０；Ｚｈａｎｇ ｅｔ ａｌ．，２０１１）．表２ 四川盆地岩石圈物质参数Ｔａｂｌｅ ２ Ｍａｔｅｒｉａｌ ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ ｏｆ ｒｏｃｋｓ ｉｎ ｔｈｅｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｙａｎｇｔｚｅ ｃｒａｔｏｎ层Ｈ／ｋｍ Ｅ／１０１０Ｐａνρ／（ｋｇ·ｍ－３）η／（１０２３Ｐａ·ｓ）上地壳０～－３＊＊＊＊－３～－５ ３．７５ ０．２１ ２５００ １．０－５～－７ ５．１５ ０．２６ ２５６９ １．０－７～－９ ６．０ ０．２４ ２６８５ １．０－９～－１１ ８．１ ０．２５ ２６８４ １．０－１１～－１３ ８．６ ０．２４ ２６８４ １．０－１３～－１５ ９．１ ０．２６ ２６８３ １．０－１５～－１９ ９．７ ０．２６ ２６８３ １．０中地壳－１９～－２６ １１ ０．２４ ２７５４ ０．１２－２６～－３２ １２ ０．２６ ２７７３ ０．１下地壳－３２～－３７ １３ ０．２５ ２８３５ ０．０８－３７～－４５ １４ ０．２６ ２９５９ ０．０７岩石圈地幔－４５～－８０ １７ ０．２５ ３２７０ ０．００６－８０～－１００ １８ ０．２８ ３２７０ ０．００４ 注：＊表示该深度段没有物质．不同的位移边界条件，以满足以上几种不同的观点，见图５．边界条件１（ＢＣ１）：地壳运动观测网络给出了研究地区１９９８—２００４年的地表ＧＰＳ速度场结果，见图１．将ＧＰＳ在研究区域边界附近实测速度值插值到四个侧边界，作为水平速度约束条件，且假定从地表到１００ｋｍ深度保持一致，以拟合藏青高原下地壳的无差异运动的情况（Ｂｅｎｄｉｃｋ ｅｔ ａｌ．，２００７；Ｗａｎｇｅｔ ａｌ．，２００８）；垂直方向位移可以保持自由．上表面为自由边界，即法向应力和剪应力均为零．对于底部边界，鉴于目前对该区域岩石圈上地幔运动状态的未知，暂且将底面垂直方向速度约束为０，而水平方向自由．在黏弹性问题中，边界条件随时间的变化也是重要的问题，在目前的模拟中，我们初步假定边界位移速率不随时间变化，见图５．边界条件２（ＢＣ２）：我们采用Ｃａｏ等（２００９）的观点，认为青藏高原下地壳以Ｃｈａｎｎｅｌ ｆｌｏｗ形式的运动速度Ｖ１比地表运动速度Ｖ快８ｍｍ／ａ．其他边界条件同边界条件１，见图５．边界条件３（ＢＣ３）：青藏高原下地壳以Ｃｈａｎｎｅｌｆｌｏｗ形式的运动速度Ｖ２为地表运动速度Ｖ的３倍．需要指出的是，Ｖ２的取值并没有理论依据，目的是为了测试下地壳不同的流动速度对模型构造应力积累的影响．其他边界条件同边界条件１，见图５．初始条件是构造应力场模拟中最困难的问题，尽管现今在龙门山断裂带进行了不同程度的应力测量结果，但基本都限于沉积层深度的钻孔应力测量，而对深部三维应力分布和应力演变历史几乎仍然没有定量的资料．在这种情况下，我们只能先假定初始应力为０，然后计算在定长的边界位移速率条件下应力的演变．虽然我们不可能模拟现今真实的应力状态，但我们可以了解在定长边界位移速率下的应力增长率．应力增长率高的地方，未必一定是目前应力最高的地方，但如果初始应力类似，则较高应力增长率的地方则更有可能是现今应力绝对值较大的区域．本文主要就应力增长率与地震活动性的关系进行讨论．４ 计算结果计算所使用的程序是利用“飞箭有限元程序自动生成系统（ＦＥＰＧ）”生成的Ｍａｘｗｅｌｌ体三维有限元计算程序，程序计算的可靠性已经在大量事例中通过验证．在保证程序可靠性的前提下，对模型进行计算是合理的．本文采用１ａ为一个时间步长，根据时间步长逐步加载边界位移约束．本文计算主要的目标是计算龙门山断裂带岩石圈各层位在数千年时间尺度以上的应力积累过程，在计算过程中只考虑模型在边界条件作用下产生的构造应力的积累变化，并不考虑重力的因素．９０４地球物理学报（Ｃｈｉｎｅｓｅ Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）５７卷 图５ 模型边界条件剖面１垂直于龙门山断裂带走向，剖面２平行于龙门山断裂带走向．ＢＣ１，ＢＣ２和ＢＣ３分别为边界条件１，２和３的缩写．Ｆｉｇ．５ Ｂｏｕｎｄａｒｙ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓＴｒａｎｓｅｃｔｉｏｎ １ｉｓ ｐｅｒｐｅｎｄｉｃｕｌａｒ ｔｏ ｔｈｅ ｓｔｒｉｋｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ，ｗｈｉｌｅ ｔｒａｎｓｅｃｔｉｏｎ ２ｉｓ ｐａｒａｌｌｅｌ ｔｏ ｔｈｅ ｓｔｒｉｋｅ ｏｆｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ．ＢＣ１，ＢＣ２ａｎｄ ＢＣ３ａｒｅ ａｂｂｒｅｖｉａｔｉｏｎｓ ｏｆ ｂｏｕｎｄａｒｙ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ １，２ａｎｄ ３，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ． 黏弹性Ｍａｘｗｅｌｌ体在外部载荷下的变形，不仅与边界条件及其随时间的变化有关，而且与初始条件和以前的应力演变历史有关．鉴于初始条件缺乏测量资料，只能假定为零应力、初始应变速率为０．边界条件也假定了位移速率为常量、不随时间变化．在这种条件下，开始的数百年内，下地壳、岩石圈上地幔等黏滞系数较小、弛豫时间较短（数十到数百年）的柔性可以占主导的层位，在压缩位移下的应力增长与柔性介质内的应力松弛将达到平衡，应力维持在一个较低水平而不再增加．相反，上地壳黏滞系数高（弛豫时间达数万年）的层位，在几百到几万年的期间内，弹性仍然占主导，应力随压缩几乎可以接近线性的速率增长．该结论在我们的另一研究中已经得到证明（柳畅等，２０１２ｂ）．因此，在模型中各层位应力积累达到稳定速率增长后，我们分别取经过芦山地震震源的纵剖面（图５中剖面１）和芦山地震震源深度的横切面上的应力积累速率分布，以分析龙门山断裂带数千年以上的应力积累及其与区域地震活动性之间的关系．４．１ 应力积累结果在边界条件１（下地壳无差异运动）作用下参考模型０，垂直于龙门断裂带方向的压应力积累分布情况如下．我们取经过芦山地震震中、且垂直于龙门山断裂带走向的纵剖面（图５中剖面１）上的应力积累速率分布，见图６ａ，以揭示应力积累与龙门山区域地震纵向空间分布特征之间的关系．结果显示在脆性的上地壳应力以近乎定值的速率持续增长，在龙门山断裂带上地壳底部出现应力集中现象，最大应力积累速率为－３．８６ｋＰａ／ａ．而中、下地壳及岩石圈上地幔的应力积累速率因物质的黏性应力松驰而为０．这种应力积累状态表明，在构造挤压作用下龙门山断裂带的上地壳内应力可以持续增长；在应力积累速率最大的龙门山断裂带上地壳底部，应力可以优先增长至该部分岩石破裂强度而导致主震的发生（汶川地震主震震源深度１９ｋｍ，芦山地震主震震源深度１４ｋｍ），进而触发上地壳内部的余震（５～２５ｋｍ）；而在中、下地壳内，当构造挤压作用下的应力增长与介质黏性应力松驰效应达到动态平衡后，其应力趋于稳定，不再增长，因此该层位应力积累很难达到岩石的破裂强度．汶川地震和芦山地震的余震震源定位结果均表明，在龙门山断裂带中、下地壳０１４ ２期柳畅等：地壳流变结构控制作用下的龙门山断裂带地震发生机理图６ （ａ）边界条件１（ＢＣ１）作用下模型０中经过芦山地震震中且垂直于龙门山断裂带的剖面上的应力积累速率分布状况；（ｂ）边界条件２（ＢＣ２）作用下该剖面上的应力积累速率分布状况．应力在龙门山断裂带下集中积累，在龙门山断裂带上地壳底部有最大增长率．黑色星星表示汶川地震和芦山地震主震震源在该剖面上的投影ＴＰ表示青藏高原，ＬＭＳ表示龙门山，ＳＢ表示四川盆地Ｆｉｇ．６ （ａ）Ｎｏｒｍａｌ ｓｔｒｅｓｓ ａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎ ｒａｔｅ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｉｎ ｔｈｅ ｃｒｏｓｓ ｓｅｃｔｉｏｎ ｏｆ ｍｏｄｅｌ ０ｉｎ ｔｈｅ ｂｏｕｎｄａｒｙ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎ１（ＢＣ１）；（ｂ）Ｎｏｒｍａｌ ｓｔｒｅｓｓ ａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎ ｒａｔｅ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｉｎ ｔｈｅ ｂｏｕｎｄａｒｙ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎ ２（ＢＣ２）；Ｔｈｅ ｃｒｏｓｓ ｓｅｃｔｉｏｎ ｉｓｐｅｒｐｅｎｄｉｃｕｌａｒ ｔｏ ｔｈｅ ｓｔｒｉｋｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ．Ｓｔｒｅｓｓ ｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｅｓ ａｔ ｔｈｅ ｂｏｔｔｏｍ ｏｆ ｔｈｅ ｕｐｐｅｒ ｃｒｕｓｔ ｏｆｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ．Ｔｈｅ ｌａｒｇｅｓｔ ｓｔｒｅｓｓ ａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎｒａｔｅ ｉｓ ｌｏｃａｔｅｄ ａｔ ｔｈｅ ｂｏｔｔｏｍ ｏｆ ｔｈｅ ｕｐｐｅｒ ｃｒｕｓｔ ｏｆ ｔｈｅＬｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ．Ｔｈｅ ｂｌａｃｋ ｓｔａｒｓ ｉｎｄｉｃａｔｅ ｔｈｅｈｙｐｏｃｅｎｔｅｒｓ ｏｆ ｔｈｅ ２００８Ｗｅｎｃｈｕａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ ａｎｄ ｔｈｅ２０１３Ｌｕｓｈａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．ＴＰ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈｅ ＴｉｂｅｔａｎＰｌａｔｅａｕ，ＬＭＳ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈｅ Ｌｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ，ａｎｄ ＳＢｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈｅ Ｓｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ深度范围内鲜见余震发生．我们取上地壳深度１４ｋｍ处（芦山地震源深度）横切面上的应力积累速率分布，见图７．结果显示青藏高原上地壳应力增长率（约－２．５ｋＰａ／ａ）远远高于四川盆地的（约－１．０ｋＰａ／ａ），而最大应力增长率（－３．４ｋＰａ／ａ）则位于龙门山断裂带．这种应力积累分布现象有利于解释龙门山区域地震横向空间分布特征：龙门山断裂带青藏高原一侧地震（Ｍｗ＞３）密集分布（李勇等，２００６；滕吉文等，２００８；雷兴林图７ 边界条件１作用下模型０中深度１４ｋｍ处横切面上的应力积累速率分布状况；青藏高原应力增长速率远远高于四川盆地，在龙门山断裂带集中积累有最大值．黑色星星表示Ｍｗ６．６级芦山地震主震．黑色三角标志城市位置．白色线表示断裂Ｆｉｇ．７ Ｎｏｒｍａｌ ｓｔｒｅｓｓ ａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎ ｒａｔｅ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｉｎｔｈｅ ｍａｐ ａｔ ｔｈｅ ｄｅｐｔｈ ｏｆ １４ｋｍ ｉｎ ｍｏｄｅｌ ０ｉｎ ｔｈｅｂｏｕｎｄａｒｙ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎ １（ＢＣ１）．Ｔｈｅ ｓｔｒｅｓｓ ａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎｒａｔｅ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ｉｓ ｍｕｃｈ ｈｉｇｈｅｒ ｔｈａｎ ｔｈａｔ ｏｆｔｈｅ Ｓｉｃｈｕａｎ Ｂａｓｉｎ．Ｔｈｅ ｓｔｒｅｓｓ ｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｅｓ ａｔ ｔｈｅＬｏｎｇｍｅｎ Ｓｈａｎ ｆａｕｌｔ．Ｔｈｅ ｂｌａｃｋ ｓｔａｒ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈｅｈｙｐｏｃｅｎｔｒｅ ｏｆ ｔｈｅ ２０１３Ｌｕｓｈａｎ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．Ｂｌａｃｋｔｒｉａｎｇｌｅｓ ｉｎｄｉｃａｔｅ ｔｈｅ ｌｏｃａｔｉｏｎ ｏｆ ｃｉｔｉｅｓ等，２０１３），且有历史大震发生，如：１６３０年Ｍ６．５级虎牙地震、１９１３年Ｍ７．０级叠溪地震、１９３２年Ｍ７．５级叠溪地震、１９６０年Ｍ６．７级松潘地震与１９７６年３次震级为６．６＜Ｍ＜７．３级的松潘地震群；最大级别地震———汶川Ｍｗ７．９级地震，发生在龙门山断裂带；而四川盆地地震稀少（Ｍｗ＞３）（李勇等，２００６；滕吉文等，２００８；雷兴林等，２０１３）．４．２ 青藏高原下地壳流的影响我们计算了边界条件２（下地壳流动速度快于地表８ｍｍ／ａ）与边界条件３（下地壳流速度为地表速度的３倍）作用下模型０中的应力积累速率分布状态，以探讨青藏高原下地壳流对龙门山断裂带应力积累过程的影响．计算结果表明，除了在下地壳的上、下底界面处（相应于图６ｂ中Ｌ层位的上、下界面）因下地壳的快速流动而引起的拖曳力（张应力）外，边界条件２和３作用下模型的应力积累速率分布与边界条件１作用下的结果并无太大区别．因此，我们只展示边界条件２作用下，模型０中的应力积累速率分布状况（图６ｂ）．结果显示龙门山断裂带上地壳底部同样出现应力集中现象，且该部位应力增１１４地球物理学报（Ｃｈｉｎｅｓｅ Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）５７卷 长速率有所增大．取芦山地震震源处的应力增长率分析，边界条件１，边界条件２和边界条件３作用下该处的应力增长率分别为－３．６０ｋＰａ／ａ，－３．７５ｋＰａ／ａ和－３．９ｋＰａ／ａ，见表５．可见，下地壳流动有助于龙门山断裂带的应力积累，并且随流动速度增大而增大，但增大量并不显著．４．３ 地壳流变结构的影响为探讨青藏高原地壳流变结构对龙门山断裂带应力积累的影响，我们在参考模型０的基础上另外引入了四个不同流变结构的岩石圈模型（模型１、模型２、模型３和模型４）．在这四个模型中，我们仅在参考模型０的基础上改变了岩石圈不同层位的黏滞系数，见表３和表４，而其他物质参数保持不变，且均加载边界条件１．我们复述模型０的参数取值以方便与其他四个模型做比较．各个模型的具体黏滞系数随深度分布见图８．模型０：上地壳表现为脆性；中、下地壳表现为韧性，且横向上青藏高原与四川盆地的黏滞系数有差异；岩石圈上地幔表现为韧性．黏滞系数的取值在上地壳为１．０×１０２３ Ｐａ·ｓ；高原下方中地壳为３．０×１０２０～５．０×１０２０ Ｐａ·ｓ，下地壳为３．０×１０１９～６．０×１０１９Ｐａ·ｓ，四川盆地中地壳为１．０×１０２２～１．２×１０２２Ｐａ·ｓ，下地壳为７．０×１０２１～８．０×１０２１ Ｐａ·ｓ；岩石圈上地幔为４．０×１０２０～６．０×１０２０Ｐａ·ｓ．模型１：整个岩石圈表现为脆性，岩石圈各层位有统一的较高的黏滞系数，为１．０×１０２３Ｐａ·ｓ，且横向上从青藏高原到四川盆地黏性无差异，具体黏滞系数随深度分布见图８ｅ．模型２：整个地壳表现为脆性，地壳各层位有统一的较高的黏滞系数，为１．０×１０２３Ｐａ·ｓ；岩石圈上地幔表现为韧性且黏滞系数与模型０中相同．具体黏滞系数随深度分布见图８ｆ．该模型中所描述的岩石圈流变结构符合Ｔａｐｐｏｎｎｉｅｒ等（２００１）支持的青藏高原全脆性地壳模型特征．模型３：上地壳表现为脆性；中、下地壳和岩石圈上地幔表现在为韧性，且横向上青藏高原与四川盆地的黏滞系数无差异（这是该模型与模型０的唯一区别），中、下地壳黏滞系数分别为３．０×１０２０～５．０×１０２０Ｐａ·ｓ和３．０×１０１９～６．０×１０１９ Ｐａ·ｓ；其他层位黏滞系数均与模型０相同．具体黏滞系数随深度分布见图８ｇ．模型４：仅将模型０中青藏高原中、下地壳的黏滞系数均减小为原来的２０倍，则其中、下地壳黏滞系数分别为１．５×１０１９～２．５×１０１９ Ｐａ·ｓ和１．５×１０１８～３．０×１０１８ Ｐａ·ｓ．这一取值仍在Ｃｌａｒｋ等（２００５）、石耀霖等（２００８）和Ｇｏｄａｒｄ等（２００９）对青藏高原中、下壳的黏滞系数的估计范围之内，为合理取值．引入模型３、模型０和模型４其目的是为了研究青藏高原与四川盆地中、下地壳黏滞系数差异从无到有、到增大差异这三种情况下，相应岩石圈模型应力积累分布的区别．由于结果显示模型４与模型３的应力积累结果分布十分相似，因此我们只给出边界条件１作用下模型１、模型２、模型３和模型０中经过芦山地震震中且垂直于龙门山断裂带的纵剖面上的应力积累速率分布状况，见图８．结果具体如下：模型１中，如图８ａ所示，整个地壳内部横向上应力积累速率均匀分布，没有应力集中的现象．纵向上应力积累速率随深度递增大，不同层位的应力增长率随层位加深、杨氏模量的增大而增加．芦山地震的震源处应力速率为－２．１ｋＰａ／ａ．模型２中，如图８ｂ所示，在龙门山断裂带下地壳的底部出现应力集中现象，且模型１中Ｍｏｈｏ面拐点处Ａ应力积累速率从－２．８ｋＰａ／ａ增大到模型２中的－４．３ｋＰａ／ａ．可见，在Ｍｏｈｏ面起伏的岩石圈结构中，构造应力积累在很大程度上受控于岩石圈的流变结构，这一点在我们的另外一个研究中也同样得到验证（柳畅等，２０１２ａ）．地壳其他部分应力积累分布与模型１中相似．韧性的岩石圈上地幔部分应力积累速率为０．模型３中，如图８ｃ所示，上地壳内龙门山断裂带下方并无应力集中现象出现，并且在上地壳内青藏高原的应力积累速率小于四川盆地的．韧性的中、下地壳和岩石圈上地幔部分应力积累速率为０．以上结果表明，模型１、模型２与模型３的应力积累结果均不能与龙门山地区的地震空间分布特征相对应（包括纵向与横向）．从应力积累的角度而言，这三种模型既无法解释汶川地震与芦山地震的发生，也无法解释如上文所述的龙门山断裂带地震空间分布特征（李勇等，２００６；滕吉文等，２００８；雷兴林等，２０１３）．只有模型０中的应力积累分布特征与龙门山地区的地震空间分布特征有较好的吻合，这一点在上文中已得到详细分析，这里不再赘述．模型０与其他几个模型相比较，其最重要的特征就在于模型中青藏高原与四川盆地的中、下壳的黏性差异．模型４中各层位的应力积累分布与模型０的结果相似．但是由于模型４相对于模型０增大了青藏２１４。
龙门山断裂带的形成
龙门山断裂带的形成成都市区位于新津-德阳断裂上，西郊靠近大邑-郫县断裂，东郊紧临龙泉山断裂，这三条平行的断裂带都是南北地震带的一部分，历史上多次发生过5级左右的地震，如60年代双流籍田5.4级地震。
在汶川震后应力增大，具有5~6级的孕震能力。
成都市区抗震设防烈度为7度，合格房屋对本地5.5级以下地震具有抵抗能力，在5.5~6.5级地震中房屋允许损坏，但不应该倒塌。
所以，只要你的房子合格，哪怕成都市区出现6级地震，你都是安全的。
宜宾、自贡两市的市区位于华蓥山基底大断裂南段，这条断裂从川滇边界一直延伸到大巴山，是四川盆地内部最重要的断裂带。
合川以北称北段，活动性弱合川以南称南段，活动性强。
特别是宜宾-自贡-荣昌段，近30年来发生的 4.5~5.5级地震超过10次。
该断裂带具有5.5~6.5级孕震能力。
自贡由于独特的地质结构，市区容易发生中等强度的地震，是四川唯一遭受过直下型地震袭击的城市。
目前的抗震设防标准为7度，如果房屋不处于断裂带上或采盐空洞区上方，合格的建筑可以应对6级以下地震。
自贡处于华蓥山断裂带，自古就有很多小震，但震级都不大，最大的一次发生在1896年，震级5.7级，震中在富顺县附近。
因此自贡发生4级左右地震很正常。
通过四川部分市区的断裂带和邻近的中强以上断裂带：成都：蒲江-德阳断裂，龙泉山断裂；邻近：龙门山山前断裂德阳：蒲江-德阳断裂邻近：龙门山山前断裂绵阳：临近龙门山山前断裂广元：龙门山山前断裂邻近：龙门山主中央断裂乐山：龙泉山断裂邻近：荥经-马边-盐津断裂、新津-洪雅断裂、峨眉山大断裂自贡：华蓥山基底大断裂宜宾：华蓥山基底大断裂邻近：荥经-马边-盐津断裂泸州：邻近：华蓥山基底大断裂内江：邻近：华蓥山基底大断裂广安：华蓥山基底大断裂达州：华蓥山基底大断裂邻近：南充-广汉-都江堰断裂南充：南充—广汉—都江堰断裂西昌：小江断裂攀枝花：小江断裂华蓥山地震带是盆地内部规模最大、活动性最强的地震带，川南和川东地区破坏性地震多数发生在这条地震带上。
龙门山褶皱冲断带典型地震剖面平衡剖面恢复及构造演化分析
注 ：本 文为国家重大专项 “大型油气 田及煤层 气开发 ”（编 号 ：２０１７ＺＸ０５０３５００３）和 四川 省应用 基础研 究项 目（编号 ：２０１７ＪＹＯ１７６）资助成 果 投稿 日期 ：２０１６—０９—２９；改 回 日期 ：２０１８－０２．０２；责 任 编 辑 ：刘 志 强 。 Ｄｏｉ：１０．１６５０９／ｊ．ｇｅｏｒｅｖｉｅｗ．２０１８．０２．００４ 作 者 简介 ：范 增 辉 ，男 ，１９８３年 生 ，博 士 研 究 生 ，工 程 师 ，长 期 从 事 构造 地 质 和地 震 地 质 综 合 研 究 工 作 。 通讯 地址 ：６１０２１３，四川 省 成 都 市 天 府新 区华 阳镇华 阳大道 １段 ２１６号中国石油集 团东方地球物理勘探有限责任公司西南物探分公 司。Ｅｍａｉｌ：ｃｄｕｔｆｚｈ＠１２６ ｍ。
龙 门山褶皱 冲 断带是 国内外专 家学 者研究 复 杂
逆 冲构 造 、推覆 构 造 以及 隐伏 断 裂 的天 然 场所 。多 年来 ，相关 学者 和专 家 在 龙 门 山地 区开 展 了断 层 相 关褶皱 、磁 组构 与有 限应 变 、几 何 构造 、冲断 系统结 构形 成演 化 、地 震灾 害评估 、构造 解析 与川西 前 陆盆 地发育 、青 藏高原 东南 缘 隆升机 制 、基底 特征 及其 隆 升作用 等方 面取得 了许多 的研究 进展 。在断 层相关 褶 皱方 面 ，贾 东 等 （２００２，２０１１）在选 取 的典 型 断层 相 关褶 皱构 造剖 面进行 上三 叠统须 家河 组地 层进行 磁组 构研 究 ，鉴别 出 ６种 特 征的磁组 构类 型 ，揭示 出 磁 组构 所 指 示 的构 造 应 力 场 主要 为 ＮＷ—ＳＥ向 的 挤 压缩 短 ，与龙 门 山褶 皱 冲 断带 的 区域 挤 压 应 力方 向一致 的规 律 。同时 利用假 三维理 论模 型对 断层转 折 褶皱 和 三剪断层 传 播 褶 皱 进 行研 究 ，识 别 出邛西 背 斜是一 个 典型 的剪 切 断 层转 折褶 皱 ，盐 井 沟 背斜 是 一个 典型 的三剪 断层 传播 褶皱 。在 三维构 造建模 方 面 ，李 一泉 等 （２００７）则对 盐 井 沟断 层传 播 褶皱 的
中国地震主要分布地区
中国地震主要分布地区中国位于世界两大地震带-环太平洋地震带与欧亚地震带的交汇部位，受太平洋板块、印度板块和菲律宾海板块的挤压，地震断裂带十分发育。
大地构造位置决定，地震频繁震灾严重。
中国地震主要分布在：台湾地区、西南地区、西北地区、华北地区、东南沿海地区等几大区域和23条地震带上，下面分别进行介绍。
1、西南地区主要是西藏、四川西部和云南中西部地区，属于欧亚地震带中的地中海-喜马拉雅山地震带上。
主要分布的地震带有8条：炉霍—康定地震带。
西起甘孜经炉霍、道孚至康定。
1752年到1976年共记录到破坏性地震32次，其中6级以上地震15次。
冕宁—西昌地震带。
北起石棉，经冕宁、西昌、会理、米易至元谋，公元前116年到1976年，共记录到破坏性地震16次，其中6级以上地震8次。
东川—嵩明地震带。
北起巧家，南经东川、嵩明、寻甸、宜良、开远至个旧一带。
地震活动强度较大，频率较低。
马边—昭通地震带。
包括四川马边地区和云南昭通地区。
1974年的永善7.1级大地震就发生在这个带上，地震活动频度较高，多为震群性地震。
通海—石屏地震带。
包括玉溪、通海、峨山、曲江、石屏、建水等地区，1970年通海7.8级大地震就发生在此，地震活动强度较大，地震重复性高。
中甸—大理地震带。
包括中甸、丽江、鹤庆、剑川、洱源、大理、弥渡、巍山、南涧等地区，公元886年到1976年共记录到6级以上地震16次。
天水地震带。
包括临夏、天水、甘南、武都等地，公元前193年到公元1976年，共记录到破坏性地震46次，最大震级为7.5级。
松潘地震带。
包括武平、南坪、漳腊、松潘、叠溪及其以东的龙门山地区。
震源深度一般较浅，烈度偏高。
2、西北地区主要在甘肃河西走廊、青海、宁夏、天山南北麓，主要地震带有6条：民勤地震带。
东侧为贺兰山，西北侧为巴音乌拉山与雅布赖山，南侧为天景山等，1952年到1976年，共记录到5级以上地震11次，最大震级为7级。
河西走廊地震带。
龙门山断裂带西南段现今地应力状态与地震危险性分析_秦向辉
。对发震背景、大震复发周期、地
[6-8]
震对周边断层影响及余震分布等的研究 附近断裂有一定的影响。
表明： 汶
川地震对附近断裂，尤其是对龙门山断裂西南段及 构造应力的调整是一个长期的过程，需要进行 地震前、后较长时间段内实测数据的对比分析。由 于在该段实测地应力数据很少，构造应力调整方面 的分析并不深入。地震后龙门山断裂西南段的现今 地应力环境如何，是否存在地震危险性，这些问题 都有待深入研究。
收稿日期：2011–12–19；修回日期：2012–03–28 基金项目：深部探测技术与实验研究专项项目(Sinoprobe–06–03)；中国地质科学院地质力学研究所基本科研业务费项目(DZLXJK201107)；中国地 质调查局项目(1212010911034) 作者简介： 秦向辉(1984–)，男，2010 年于中国地质大学(北京)地质工程专业获硕士学位，现任助理研究员，主要从事地应力测量与监测、岩石力学、 区域稳定性评价等方面的研究工作。E-mail：qinxiangh03@
第 32 卷 增 1 2013 年 1 月
岩石力学与工程学报 Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering
Vol.32 Supp.1 Jan.，2013
龙门山断裂带西南段现今地应力状态与 地震危险性分析
秦向辉 1 2，陈群策 1 2，谭成轩 1 2，安其美 3，吴满路 1 2，丰成君 2
东谷 甘孜
德阳 中江
南充
Fig.1
图 1 研究区地质背景与地应力测量位置示意图(据地图集[9]补充) Neotectonic setting and sketch of location of geostress measurement sites in research area(supplemented by atlas[9])
龙门山—岷山断裂带上的历史地震
龙门山—岷山断裂带上的历史地震邓绍辉【摘要】龙门山—岷山断裂带是川西北两大断裂带体系.本文利用现有文献资料,仅就这两大断裂带体系的概况、历史地震记录、历次地震所产生的重大危害以及该断裂带的特点等问题进行了较为系统的分析和论述,以期能为当地社会经济发展及城市规划建设提供必要的历史借鉴.【期刊名称】《西华大学学报（哲学社会科学版）》【年(卷),期】2013(032)002【总页数】5页(P18-22)【关键词】断裂带;地震;龙门山;岷山【作者】邓绍辉【作者单位】四川师范大学历史文化学院四川成都610068【正文语种】中文【中图分类】P316.2.7一、龙门山—岷山断裂带体系概况龙门山是四川盆地与川西高原的界山，东北端连秦岭，西南端接横断山脉，中间以青川—茂汶—宝兴大断裂为界，可分为前山、后山。
前山由千佛岩、窦圌山、葛仙山、丹景山、都江堰、青城山、九龙沟、天台山、蒙顶山等古生界和中生界沉积岩组成，梯级地形明显，接四川盆地;后山由蓥华山、九峰山、西岭雪山等岩浆岩和各种变质岩组成，毗邻川西高原，逐渐过渡到青藏高原。
龙门山最高峰九顶山主峰狮子王海拔4984米，高于东麓平原地面4250米。
1．龙门山断裂带体系位于四川盆地西北缘的龙门山区，分布于青川、北川、茂县、汶川、邛崃、宝兴、天全一带，总体展布近东北—西南走向，长500余千米，宽20～80千米不等。
在地质构造上，龙门山断裂带体系从西南向东北分别由龙门山主边界断裂、龙门山中央断裂、龙门山后山断裂三大平行断裂带构成［1］37。
龙门山—岷山断裂带龙门山主边界(又称前山)断裂以天全—宝兴—都江堰—江油—广元大断裂为界，接四川盆地，绵延约500千米，呈南西向北东展布，由古生界和中生界沉积岩组成，蕴藏着煤、铁、石灰石等矿产。
前山河谷开阔，山坡平缓，工矿业发达，人口众多。
龙门山主中央断裂西南起于泸定附近，向北东经宝兴、汶川、北川、青川入陕西境内，长500余千米，呈南西向北东展布。
陈运泰：汶川大地震的成因断裂、破裂过程与成灾机理(2008-09-17)郑州
彭县－灌县断裂
Ya'an
27
101
103
105
107
二、汶川地震的成因断层
PVAQ VSL
EGAK ESK KBS ADK KIP
KEV SUW WDD TAM
JOHN KMBO LSZ MSEY RER NWAO
2008-05-12 MS8.0
CTAO CAN TAU
ESK SUW PVAQ VSL WDD TAM
KBS KEV EGAK ADK
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北东
B
KIP JOHN
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南西
走向225° 倾角39° 滑动角117°
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北东 南西
150 s
北东－南西走向、倾角39°、以逆冲为主兼具小量右旋走滑分量的断层
汶川大地震的发生主要是龙门山断裂带三
二、汶川地震的成因断层
汶川大地震成因断层的震源机制 由南至北逐渐地变化
二、汶川地震的成因断层
汶川地震震源机制由南至北逐渐地变化。
到了青川，以右旋 走滑为主兼具有少 量的逆冲分量。 在北川，右旋走滑 分量增加，变成逆 冲－右旋走滑的断 层错动。
化的地方， 这些地方便是各种活动构造带， 如
海岭、 海沟、 岛弧、 平移大断层和山系。
一、汶川地震的地震构造背景
地震的成因
板块的相互作用是地震的基本成因
一、汶川地震的地震构造背景
弹性回跳
一、汶川地震的地震构造背景
1906年4月18日旧金山（MS8.3,MW 7.9)地震
一、汶川地震的地震构造背景
汶川地震分析
受损情况
根据调查评估，这次汶川地震造成的直接经济损失达 8451亿元人民币。遇难者大约8万7千人。其中四川省损 失最严重，占到总损失的91.3％，甘肃占到总损失的5.8
％，陕西占总损失的2.9％。 在这些损失中，房屋的损失相当大，民房和城市居民
住房的损失占总损失的27.4％，学校、医院和其他非住
承重墙（横墙）的破坏
主要为十字交叉裂缝（“X”形裂缝），也可见单向斜裂 缝和水平裂缝 、垂直裂缝。 斜向裂缝主要由墙体受到的剪力大于其所能承受的抗
剪承载力引起，而墙体在反复的剪力作用下则出现了十 字交叉裂缝；横向裂缝主要出现在墙体的上部，接近楼
面板（圈梁底部），主要由于圈梁（楼板）对墙体的约
束不足引起；内外墙交接处咬槎不好的情况下容易产生
能量，汶川地震的能量相当于 5600颗原子 弹，而每一颗原子弹的当量是2000万吨标准 炸药。而烈度是形容地震破坏程度的名词， 一般来讲，烈度为Ⅵ度，东西要倒，房屋出 现一些轻微的裂缝；到了Ⅶ度，房屋被破坏， 地面出现裂缝；到了Ⅸ度、Ⅹ度，房屋倒塌， 地面破坏严重，路变形，无法通行。汶川地 震IX度以上的地区将近300公里，
照片较少，震害有局部倒塌。
楼梯间损伤较重，几乎均出现十字形裂缝， 也有出现水平裂缝的，部分局部坍塌，主 要是由于楼梯间纵墙受约束较小 。
如楼梯口正对的内纵墙，由于一般在该 段墙上设有厕所小窗,有的还在墙内凿洞装 设配电盒及管线,致使该位臵墙体普遍受到 削弱，震害也较严重。
另外，局部存在楼梯的破坏，如休息平 台与平台梁间存在裂缝，楼梯板出现裂缝 等。
体育场馆与空旷房屋
在四川灾区的体育场馆分布较多，除了成都市以外，其余各地的 体育场馆大都采用空间网格结构（网架、网壳结构）。空间网 格结构具有屋盖重量轻、结构整体性好等特点，其优异的抗震 性能在本次地震中得到检验。这次地震中，一些体育场馆等空 间网格结构（包括简易的场馆）基本没有受损，成为灾民紧急 避难场所。空间网格结构中受损的震例是都江堰市金叶宾馆水 疗中心，其支座处内斜撑杆压屈，外斜撑杆拉断，礼堂类房屋
龙门山地震断裂带
龙门山地震断裂带龙门山断裂带也称龙门山断层，是中国西南部的一个逆冲断层。
位于青藏高原东缘，与四川盆地相交。
由龙门山后山断裂、龙门山主中央断裂、龙门山主边界断裂三条断裂带组成。
东北-西南走向，长约500公里，宽达70公里，规模巨大。
沿着四川盆地西北缘底部切过，地理位置十分特殊。
地壳厚度在此陡然变化，在其以西为60～70km，以东则在50km以下。
它的东部仅100公里外就是人口密集、工业发达的成都平原地区。
一、地理位置龙门山位于四川省四川盆地西北边缘，广元市、都江堰市之间，东北-西南走向。
包括龙门、茶坪、九顶等山。
东北接摩天岭，西南止岷江边。
绵延200多千米，海拔1000～1500米。
龙门山最高峰海拔2345米，海拔由盆地边缘2000米向西逐渐升高到3000米以上，主峰九顶山海拔高达4984米，山地垂直地带，气象万千。
而龙门山断裂带，自东北向西南沿着四川盆地的边缘分布，沿断裂带青藏高原推覆在四川盆地之上。
这是一条特别要命的裂缝。
该断裂带由3条深而大的断裂构成，自西向东其名称及经过的县分别是：1、龙门山后山大断裂，经过汶川、茂县、平武、青川；2、龙门山主中央大断裂，经过映秀、北川、关庄，属于逆—走滑断裂；3、龙门山主山前边界大断裂，经过都江堰、汉旺、安县，属于逆冲断裂。
2008年5月12日的汶川大地震，受灾严重的绵阳市北川县坐落在龙门山主中央断裂上，它就属于逆—走滑断裂。
同样受灾的都江堰市落在龙门山主边界断裂上，属于逆冲断裂。
二、形成原因大约两亿年前，随着印度洋板块中的印度板块不断向北推进，并向亚欧板块下俯冲，青藏高原开始抬升。
随后，喜马拉雅山脉诞生了。
而与此同时出现的还有位于青藏高原边缘的那些地质断裂带，从而形成了地中海—喜马拉雅地震带（亚欧地震带）的东段。
首先来了解一下山是怎么形成的。
山就是由于地壳受到挤压，而隆起生成的。
一方面，挤压使得隆起成山，另一方面挤压使地壳陷落产生断裂，形成湖泊，这是孪生的关系。
四川地震带
四川历史上的地震带地质和地震工作者根据地震分布、活动特点及其与地质构造的关系，特别是地震与活动性断裂带的关系，将历史上的四川地震活动面貌大体划分出以下六个主要地震带，都分布在四川西部。
一．鲜水河地震带这是四川地震史上的一条最长最活跃的地震带。
它西起甘孜东谷北，向东南延伸，经炉霍、道孚、康定，南达石棉，长约400公里。
地质构造上的鲜水河断裂、乾宁—康定断裂、折多塘断裂及石棉断裂便分布在这里。
历史上这条地震带地震活动频繁，震级大，破坏烈度强，堪称全川之冠。
其震源深度一般在20公里以内。
自1700年以来，在这条地震带上发生7级以上地震即达9次，如1786年6月1日在康定、泸定间发生的7.75级地震，1923年3月24日在炉霍、道孚间发生的7.25地震，1955年4月14日在康定折多塘发生的7.5级地震，1973年2月6日在炉霍雅德发生的7.6级地震。
二．安宁河—则木河地震带它北起冕宁，中经西昌、德昌、会理鱼鲊（金河），南抵云南元谋，在四川境内的长度接近300公里。
这条地震带恰与地质构造上的安宁河断裂、雅砻江断裂、则木河断裂相吻合。
历史上这条地震带上的地震级别大，但发生频率相对较低，震源深度浅，有的仅距地表10公里左右，如1952年的冕宁石龙地震距地表9公里，1955年会理鱼鲊地震，距离地表12公里。
自公元前111年以来，在这一带发生的破坏性地震有20余次，如1536年3月19日在西昌北边发生的7.5级地震，1850年9月12日在西昌、普格间发生的7.5级地震。
现今在西昌市泸山光福寺陈列的地震碑林，是明清间对安宁河地震带上的几次大地震（如1536年、1850年西昌附近的大地震）的碑刻记录，有碑100余通。
其中仅记1850年（清道光三十年）那次的地震碑刻就有八九十通。
所记包括历次大地震的发生时间、震前预兆、前震、主震、余震、受震范围、破坏程度以及震后救助等，是研究历史地震，向今人提供重要借鉴的珍贵资料。
三．龙门山地震带它南起天全，往北经都江堰、汶川、茂县、北川、青川入陕西宁强，绵延长约500公里，宽达70公里，恰与地质构造上的龙门山断裂带相对应。
山东省地震带分布在哪里
山东省地震带分布在哪里第一篇：山东省地震带分布在哪里山东省地震带分布在哪里_山东地震带分布图百分网【其他资料】编辑：萱子发布时间：2017-07-19 12:34:51地震具有一定的时空分布规律，地震的分布呈一定的带状，称地震带，山东的地震带是什么样的呢?下面小编就带大家一起来详细了解下吧。
山东地震带分布在哪里5月4日，山东省地震局召开“防震减灾”新闻发布会，新修订的国家标准GB18306-2015《中国地震动参数区划图》将于6月1日起执行。
专业术语看起来有点晕，小编用大白话给大家解释一下：咱山东的地震区划图重新涂了一遍颜色，很多地区的地震动峰值加速度提高了，其中聊城莘县颜色最深，其次是高唐、茌平、临清。
山东省地震峰值加速度示意图新区划图中，我省的地震动峰值加速度普遍有所提高，这意味着我省抗震设防要求提高，对建筑物抗击地震损坏的要求提升，居民以后可以住上更结实的房子。
山东省23个县级城区的地震动峰值加速度有提高，聊城有4个县区(一)宁阳、汶上、泗水、曲阜、兖州、邹城、滕州、德州陵城区、临邑、邹平、临清、齐河、荣成13个城区由0.05g提高到0.10g;(二)费县、定陶、郓城、茌平、平原、高唐、禹城7个城区由0.10g提高到0.15g;(三)鄄城、东明、莘县3个城区由0.15g提高到0.20g。
另外，济南市长清城区由0.05g提高到0.10g。
地震动参数区划图是个啥地震区划图是以地震烈度和地震动参数为指标，将国土范围划分为不同地震危险程度或抗震设防等级的地图。
区划图是国家地震安全的重要基础性和强制性国家标准，与各行业(房屋、水利、交通、能源、化工等)抗震设计标准共同构成了建设工程抗震设防标准体系。
虽然术语很专业，但小编基本看明白了，地震基本烈度值越高，地震动峰值加速度就越高。
新区划图采用地震动峰值加速度、特征周期双参数调整，并提出了四级(多遇、基本、罕遇、极罕遇)地震作用取值。
新区划图用四个超越概率水平对四级地震的作用做出明确规定，“多遇地震动”相应于50年超越概率63%(约50年一遇)的地震动，“基本地震动”相应于50年超越概率10%(475年一遇)的地震动，“罕遇地震动”相应于50年超越概率2%(2475年一遇)的地震动，“极罕遇地震动”相应于年超越概率0.01%(1万年一遇)的地震动。
龙门山断裂带最新地震活动特征及其意义
龙门山断裂带最新地震活动特征及其意义刘小梅;吴晶;梁春涛;钱旗伟;杜培笑【摘要】综合最新布设的龙门山断裂带地震空段台阵(LmsSGA)与四川省地震局固定地震台网数据,对龙门山断裂带新近一年(2016年11月21日到2017年10月28日)的23479个地震事件开展双差定位工作,共获取包括汶川地震余震和芦山地震余震在内的6111个重定位地震事件.在此基础上,分别与汶川地震和芦山地震的早期余震空间分布特征进行比较.研究发现在汶川地震发生近十年后,其余震活动依旧活跃.汶川地震现今余震活动主要分布在10～25 km的深度区间,震源深度呈现西南段较东北段偏深的特征.此外,汶川近年余震分布相比早期余震偏深,破裂带西南段的余震活动有向深部迁移的趋势.对于芦山地震,其近期余震活动较弱,余震主要分布在10～15 km的深度区间,比早期余震的分布区间偏浅.龙门山断裂带最新余震活动分布特征表明,余震活动随着时间的推移有迁移的现象.考虑到距离主震事件已分别有5～10年的流逝时间,余震迁移现象可能由以流体扩散方式为主的准静态应力机制触发.【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2019(062)004【总页数】11页(P1312-1322)【关键词】龙门山断裂带;震相识别;双差定位;汶川地震;芦山地震【作者】刘小梅;吴晶;梁春涛;钱旗伟;杜培笑【作者单位】中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京100029;中国科学院大学,北京 100049;中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029;成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,成都 610059;成都理工大学地球探测与信息技术教育部重点实验室,成都 610059;中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京100029;中国科学院大学,北京 100049;中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029;中国科学院大学,北京 100049【正文语种】中文【中图分类】P3150 引言龙门山断裂带是青藏高原东部的一条边缘断裂带，走向为NE方向，总长约400 km，其西部为松潘—甘孜块体，东部为四川盆地.2008年汶川MW7.9地震即发生在这条断裂带上(图1)，该地震造成巨大人员伤亡，而在此之后的2013年芦山MW6.6地震的发生引发了汶川地震与芦山地震相互关系，以及龙门山断裂带未来地震危险性等相关思考(陈立春等，2013；杜方等，2013；单斌等，2013；徐锡伟等，2013；郑勇等，2013；Shi et al., 2014；Lu et al., 2017；陈运泰等，2013；Pei et al., 2014；Li et al., 2014；Bai et al., 2018).从地震相互关系角度分析，有学者指出，芦山地震是一次独立的地震事件，但其有可能被汶川地震触发而产生(Li et al., 2014).从地震危险性分析方面，有研究表明汶川地震的发生对周缘断裂带有应力加载的作用，使得龙门山断裂带西南段宝兴—小金一带处于潜在强震区域(陈运泰等，2013).另外，芦山地震的发生，使得汶川与芦山地震之间的地震空段危险性增强(陈运泰等，2013；高原等，2013；Lei et al., 2014；Liu et al., 2014).然而，地震层析成像结果表明该地震空段为低速区域，难以积累达到相应强震的应力水平(Pei et al., 2014).紧邻龙门山断裂带的四川盆地，包括四川中东部和重庆大部及云南昭通大部，共11个人口超过400万的城市，对该区地震危险性的判定尤为重要.除地震危险性以外，龙门山断裂带的另一个显著特点是其陡峭的地形，横跨该断裂带的地形梯度可达青藏高原地区之最(Thompson et al.,2015).有关该区的隆升机制主要包括两个端元模型：中下地壳流与中上地壳缩短(Clark and Royden, 2000; Hubbard and Shaw, 2009).前者指出在印度板块北向运动的过程中，松潘—甘孜块体软弱的中下地壳物质逐渐东向运移，当遇到较为坚硬的四川盆地阻挡时，物质运移通道转为向上，导致该区地形陡增；而后者则认为逆冲地震的发生可导致中上地壳横向缩短、垂向生长、地形升高.汶川地震发生距今已近十年，近年来有关该断裂带地震活动分布的研究并不多见，制约了人们对该断裂带地震震源演化的认识.此外，龙门山断裂带地形陡峭且海拔较高，对该区的地震学监测有限(图1)，尤其是对地震空段的监测较为薄弱.这束缚了人们对龙门山断裂带整体地震活动与结构的认识，因此，自2016年11月，中国科学院地质与地球物理研究所与成都理工大学合作在地震空段加密布设23个宽频带地震仪器(梁春涛等，2018)，并命名为龙门山断裂带地震空段台阵(Longmenshan Seismic Gap Array，LmsSGA).本文主要基于LmsSGA台阵新数据，并综合固定台站资料，开展龙门山断裂带最新时段的地震事件识别与定位研究，分别揭示汶川与芦山地震的早期余震与现今余震在空间分布上的差异，并探讨其可能的机制.新获取的地震定位数据，将为龙门山断裂带地震危险性与动力学机制，提供新的地震学信息.图1 研究区域地质构造、断层及LmsSGA台站分布蓝色圆圈为1990年1月1日至2017年11月21日发生在研究区域内的ML≥2.0地震(数据来自四川省地震局)，红色五角星代表汶川地震，黄色五角星代表芦山地震，蓝色五角星代表九寨沟地震，蓝色菱形为LmsSGA台站分布，绿色菱形为四川省地震局的固定台站，紫色方框代表地震空段的位置.粉色和绿色的丛集分别是重定位前的丛集2和丛集4.Fig.1 Tectonic structures, faults and stations in study areaThe blue circles show seismicity in the study area from January 1st, 1990 to November 21st, 2017 with ML≥2.0 (data from Sichuan Earthquake Admini stration). The red star shows Wenchuan mainshock, the yellow star shows Lushan mainshock, and the blue star shows Jiuzhaigou mainshock. The blue diamonds show stations of LmsSGA, the green diamonds show permanent stations from Sichuan Earthquake Administration, and the purple rectangle marks the seismic gap. The pink and green clusters shows cluster 2 and cluster 4 before relocation respectively.图2 LmsSGA数据预处理流程图Fig.2 Flowchart of data preprocessing from LmsSGA1 数据与方法LmsSGA台阵主要包括14台Guralp CMG-3ESPC地震计，4台Nanometrics Trilium-120PA地震计和5台eentec EP-300地震计，对应的数据采集器依次为REFTEK-130B，DR-4050P(dmx.gz格式)和Centaur(miniseed格式).本文采用数据时长约一年(2016年11月21日—2017年10月28日).野外采集的数据为连续波形且格式不同，因此在数据预处理过程中，首先进行数据格式转换，把上述三种数据格式转为标准SAC格式，并把时间转换至北京时.其次，从连续波形中截取事件波形，具体为根据四川省地震局提供的地震目录信息截取事件波形，最终获取23479个事件资料(图2).由于事件波形数量较大，在后续分析中，我们基于已经截取的事件波形，首先采取自动识别震相方法——PSIRpicker (Li and Peng, 2016)拾取P、S到时.另外，为保证自动识别结果的可靠性，把震中距小于120 km的地震事件的P、S到时进行人工检验校正.综合LmsSGA震相数据与四川省地震局的震相报告，基于HypoDD(Waldhauser and Ellsworth, 2000)方法，开展龙门山断裂带最新地震事件重定位分析，并与汶川地震与芦山地震的早期余震分布特征加以比较，探讨其可能的机制.1.1 震相拾取PSIRpicker(Li and Peng, 2016)是在传统特征函数方法基础上，结合研究区域的一维速度反演，该方法主要基于已有地震事件目录计算新数据体的体波理论到时信息，正适于LmsSGA台阵数据.该方法需要初始速度模型和地震位置作为输入信息，确定震相到时的可能区间，在此区间内，通过信噪比(SNR)的比对判定震相的准确到时.根据所得的震相到时更新初始速度模型，并用更新后的速度模型寻找更加准确的震相到时.如此迭代反复，直至震相到时和速度模型都足够稳定时，即可得到较为精准的区域速度模型和震相到时.在利用PSIRpicker拾取震相的准备过程中，赵珠和张润生(1987)关于四川地区地壳上地幔的P波速度模型I中的西区部分作为初始速度模型，其中VP/VS值取1.73.采取西部速度模型主要基于两点考虑：其一，LmsSGA台阵的主体位于川西高原；其二，在对台阵数据2017年4月份的数据体进行测试时，我们发现由东部速度模型进行重定位得到的丛集2的均方根残差从0.3838 s降到0.1182 s，降低了69.2%，而由西部速度模型进行重定位得到的丛集2的均方根残差由0.3860 s降到0.1124 s，降低了70.9%，因此我们认为西部速度模型比东部速度模型更加适合本文的数据体.在自动拾取震相之后，将震相到时写入地震波形头段信息中，得到含有P波和S波初至信息的波形.为使震相识别结果更为可靠，我们对震中距在120 km以内的所有事件波形进行人工检验校正，最终获取具有清晰震相的地震事件共2700个.图3a和图3b分别展示了自动识别震相准确度较高和不理想状态下，进一步进行人工检验校正的实例.这凸显了自动识别震相与人工检验相结合的必要性.1.2 地震重定位本文采用HypoDD(Waldhauser and Ellsworth，2000)对龙门山断裂带及其周缘的地震事件进行重定位.如果两个地震间的距离远小于震源距和速度不均匀尺度的话，那么对于同一个台站来说，这两个地震从震源区到该台站的射线路径是相近的.这种情况下，在同一个台站观测到的这两个地震事件的走时差之差(称为双差)主要由两个地震事件的空间分布差异所致.重定位过程中通过联合多个事件对到台站的双差组成矩阵，利用奇异值分解法(SVD)或共轭梯度法(LSQR)获得最小二乘解，并通过多次迭代得到准确的震源参数(Waldhauser and Ellsworth，2000).在对LmsSGA记录到的地震事件进行定位的过程中，与识别震相过程一致，采用赵珠和张润生(1987)关于四川地区地壳上地幔的P波速度模型I中的西区部分，VP/VS值取1.73.本文组成事件对的条件为：事件对之间的最大距离MAXSEP=8 km，事件对到台站的最远距离MAXDIST=350 km，事件对的最低链接数MINLINK=4.鉴于龙门山断裂带规模较大，设定用于重定位的丛集的质心到台站的最远距离为250 km，迭代3组，每组迭代4次.本文重定位过程中，共得到1097473对事件对，组成矩阵的规模较大，因此采用的是共轭梯度法(LSQR)求解震源参数.2 重定位结果采用双差定位方法，将组成204个丛集的8747个地震事件进行重定位，共得到6111个精定位的地震事件.以丛集4(九寨沟地震余震构成的丛集)为例，共658个地震事件参与重定位，得到620个重定位结果.重定位后的均方根残差从0.4334 s 减小到0.2910 s，水平向和垂直向的平均偏差分别为43.8 m和66.6 km，结果得到较为明显的改善.图3 PSIRpicker震相自动识别与人工震相检验校正的波形示例2～15 Hz带通滤波后的三分量地震记录，自上而下分别是E、N、Z分量.其中A和T0分别为PSIRpicker拾取的P波初至和S波初至；P和S分别为人工检验校正之后的P波和S波的初至.其中，(a)为震中距21.3 km，震源深度4 km，ML1.3的地震事件；(b)为震中距12.2 km，震源深度12 km，ML1.6的地震事件.Fig.3 Three-component waveform after automatic phase picking and manual checkingThree-component seismogram filtered by a butterworth filter in 2～15 Hz, E, N, Z components from upper to lower panels respectively. A is marked as P arrival picked by PSIRpicker while T0 is S arrival picked by PSIRpicker. P and S arrivals are manually adjusted by marking P and S. (a) shows an event with epicenter distance 21.3 km, depth 4 km, ML1.3, while (b) shows an event with epicenter distance 12.2 km, depth 12 km, ML1.6.图4 重定位前(a)、后(b)的震中位置分布图附图(c)、(d)为震源深度统计直方图，附图(e)为IRIS提供的该区域1970年2月24日至2018年2月18日的地震(MW≥3.0)震源深度分布图.Fig.4 Seismicity locations before (a) and after (b) relocationThe insets (c) and (d) are histograms of focal depth respectively, and the inset (e) is histogram of focal depth (MW≥3.0) from IRIS (from February 24th, 1970 to February 18th, 2018).图5 汶川余震活动沿断裂带走向投影图以汶川主震为中心沿龙门山断裂带走向投影，投影宽度为西向50 km至东向50 km. (a) 红色方框为本文结果，绿色方框为赵博等(2011)结果，蓝色方框为黄媛等(2008)结果，橙色五角星为汶川地震主震；(b) 红色圆圈为本文结果中震源深度沿断裂带的投影，黑色方框含义同图5a中红色方框，附图为重定位后震源深度统计直方图； (c)、(d) 中的绿色和蓝色圆圈分别为赵博等(2011)和黄媛等(2008)的结果中震源深度沿断裂带的投影，其他同图5b.Fig.5 The along-strike projections of Wenchuan aftershocksTheprojections are centered at Wenchuan mainshock spanning from 50 km in the west to 50 km in the east. (a) The red squares show our result. The green squares show the results of Zhao et al. (2011) and the blue ones show the results of Huang et al. (2008). The orange star represents Wenchuan mainshock. (b) The red circles mark along-strike projection of focal depth in this paper and the black squares are the same as red ones in Fig.5a. The inset figure is the histogram of focal depth after relocation. The green circles and blue circles in (c) and (d) mark along-strike projection of focal depth in Zhao et al. (2011) and Huang et al. (2008) respectively. Others are the same as in Fig.5b.图6 芦山余震活动沿断裂带走向投影图以芦山主震为中心沿龙门山断裂带走向投影，投影宽度为西向12 km至东向20 km.(a)红色方框为本文结果，绿色和蓝色方框分别为Fang等(2015)和赵博等(2013)的结果，橙色五角星为芦山地震主震；(b)红色圆圈为本文结果中震源深度沿断裂带的投影，黑色方框含义同图6a中红色方框，附图为重定位后震源深度统计直方图；(c)、(d)中的绿色和蓝色圆圈分别为Fang等(2015)和赵博等(2013)的结果中震源深度沿断裂带的投影，其他同图6b.Fig.6 The along-strike projections of Lushan aftershocksThe projections are centered at Lushan mainshock spanning from 12 km in the west to 20 km in the east. (a) The red squares show our result. The green squares and blue squares show the results of Fang et al. (2015) and Zhao et al. (2013) respectively. The orange star represents Lushan mainshock. (b) The red circles mark along-strike projection of focal depth in this paper and the black squares are the same as red ones in Fig.6a. The inset figure is the histogram of focal depth after relocation. The green circles and blue circlesin (c) and (d) mark along-strike projections of focal depth in Fang et al. (2015) and Zhao et al. (2013) respectively. Others are the same as in Fig.6b. 图7 汶川地震与芦山地震最新余震分布(a)、(b) 分别同图5b，6b； (c)、(d) 分别是在芦山地震段和汶川地震段沿断裂带走向的S波速度结构(梁春涛等，2018).Fig.7 Distribution of the most recent aftershocks of Wenchuan and Lushan earthquakes(a) The same as Fig.5b and (b) The same as Fig.6b. (c) and (d) are S wave velocity along strike of Longmenshan Fault Zone in Lushan and Wenchuan rupture sections respectively (Liang et al., 2018).对比重定位前后的震中位置分布图(图4)，可以看出重定位前震中位置聚集于汶川地震余震带、芦山地震余震带、九寨沟地震余震带和鲜水河断裂带附近.由于研究区域中台网分布较为均匀，重定位后的地震事件在空间分布形态上没有太大变化，但是呈现事件集中或收敛到断裂带周缘的特征.对比重定位前后的震源深度分布发现，重定位之前，绝大部分地震集中在0～25 km的深度范围内，且分布较为零散.重定位后，54.7%的地震事件分布在10～20 km的深度范围内，且有了较为明显的优势发震层，整体的震源分布有变深的趋势.值得注意的是，重定位之后，有2.9%的地震分布在30 km以深，这与IRIS(Incorporated Research Institution for Seismology)的结果一致(图4e).3 讨论3.1 汶川地震最新余震与早期余震分布比较在汶川地震早期(2008年5月12日—2008年7月8日)，地震主要分布在20 km以浅(黄媛等，2008)，其中绝大部分集中在10～20 km范围内.该结果与赵博等(2011)依据2008年5月12日—2008年12月31日得到的精定位结果的分布特征一致(图5).在汶川地震发生后近十年，汶川最新余震主要分布在25 km以浅，集中在10～25 km范围内，但在30 km以深也有部分余震.依据Kato和Obara(2014)与Wu 等(2017)采用的震源深度统计方法，结合汶川地震余震带较长的特点，我们定义沿断裂带走向每5 km作为一个滑动窗口，并设置沿断裂带走向2 km为一个区间，随着断裂带走向统计每个区间内地震事件的平均深度，该深度在图5中以方框表示.观察震源平均深度统计的曲线图，可以看出汶川地震余震震源分布形态变化不大.将不同时期的汶川余震震源平均深度进行比较，发现在断裂带西南段，新近余震的震源平均深度分布较早期余震变深约5 km，东北段余震震源分布也向深部迁移约3 km(图5).3.2 芦山地震最新余震与早期余震分布比较芦山地震发生后，多位学者开展了不同时段余震的精定位工作(张广伟与雷建设，2013；赵博等，2013；Fang et al., 2015).在芦山地震发生后18天内，余震主要分布在20 km以浅，大部分集中在15～20 km范围内(赵博等，2013)，这与芦山地震震后48 h的深度分布区间接近(张广伟与雷建设，2013).在芦山地震发生1年后，余震集中分布于20 km以浅，其中绝大部分集中在10～20 km范围内(Fang et al., 2015).同样，依据Kato和Obara(2014)与Wu等(2017)中采用的震源深度统计方法，我们定量计算地震深度分布形态.由于芦山地震余震带相对较短，我们定义沿断裂带走向上每2 km作为一个滑动窗口以提高空间分辨率，并设置沿断裂带走向2 km为一个区间，随着断裂带走向统计每个区间内地震事件的平均深度，该深度在图6中以方框表示.本文数据分析表明，芦山地震发生约五年后的余震集中分布在10～15 km的深度范围内.与早期余震相比，现今余震数量明显减少，余震分布几何形态与早期一致，但在深度分布方面则整体向浅部迁移约3 km(图6).3.3 龙门山断裂带新近余震的触发机制余震触发机制主要包括以下两个方面：其一为直接源于主震的静态应力与动态应力的触发；其二为由于主震破裂产生的准静态应力作用，其中准静态应力又包含震后余滑、黏弹性松弛、以及流体扩散等(Freed, 2005).考虑到芦山与汶川地震发生距今已近5～10年之久，因此静态应力与动态应力均难以解释新近的余震活动.此外，准静态应力机制中的震后余滑是揭示早期余震的主要方式(Peng and Zhao, 2009；Tang et al., 2014；Wu et al., 2017)，亦不适用于已达数年之久的龙门山断裂带的最新余震活动.准静态应力中的黏弹性松弛与流体扩散机制可以解释长达数年的余震活动，因此较为适用于龙门山断裂带新近的余震活动.然而，汶川余震主要分布在10～25 km深度上，距离该区壳幔边界(40～60 km)(Zhang et al., 2009)仍有距离，与黏弹性松弛模式主要发生在壳幔边界处并不相符，因此汶川余震更有可能因流体扩散机制触发.芦山新近余震主要向中上地壳迁移，与汶川新近余震相近，流体扩散亦是其可能的余震触发机制.3.4 汶川地震与芦山地震最新余震分布比较由新近的汶川地震和芦山地震的余震分布可以看出(图7)，芦山地震的余震深度较浅，大部分分布在主震以浅，且数量较少.汶川地震的余震较深，大部分分布在25 km以浅，比主震深度更深的余震比例达到37.9%.汶川与芦山地震虽同发生在龙门山断裂带上，但其深部分布存在明显差异.结合该区速度结构可知，芦山地震区域下方高速层不明显，汶川地震段20 km以下有两个明显的高速层，呈现沿断裂带走向方向的速度不均匀性(梁春涛等，2018).我们认为汶川与芦山余震的深度分布趋势的这种差异，除与主震破裂特征密切相关外，亦有可能是龙门山断裂带介质速度不均匀性的表现.Lei和Zhao(2009)根据层析成像结果，指出汶川地震余震之所以主要分布在龙门山断裂带北段，与龙门山断裂带北段存在多个小尺度介质不均匀体相关，与本文结论相近.更详尽的工作，需要我们后期基于LmsSGA与断裂带周缘固定台站数据开展精细结构成像加以完善.4 结论本文综合利用流动台阵LmsSGA与四川省地震局地震台网资料，对龙门山断裂带新近地震活动进行重定位.我们发现在汶川地震发生之后近十年，其余震活动依然活跃，震源深度主要分布在10～25 km区间内.汶川余震震源深度呈现西南段深而东北段浅的特征，西南段余震相比早期余震有向深部迁移的趋势.芦山余震活动性较弱，余震主要分布在10～15 km的深度区间内，相比早期余震有向浅部迁移的趋势.考虑到汶川与芦山两次强震发生距今已分别有5～10年的时间，综合最新余震空间分布特征，我们指出现今余震的触发有可能因流体扩散这一准静态应力方式触发.另外，余震迁移现象在龙门山断裂带不同区域存在差异，暗示该断裂带介质存在横向不均匀性特征.未来，我们计划依据LmsSGA台阵的震相与波形数据，开展地震空段内速度结构成像工作，为该区地壳结构特征与地震危险性提供新的地震学依据. 致谢中国地震局科学探测台阵提供仪器，中国地震局地球物理研究所提供技术支持.成都理工大学余洋洋、何富军、周鲁、刘志强、王朝亮、黄焱羚、曹飞煌、万子轩、江宁波等参与LmsSGA野外台阵布设工作.感谢中国地震局地球物理研究所王宝善研究员、许卫卫副研究员给予的野外工作指导.感谢中国科学院地质与地球物理研究所艾印双研究员、王一博研究员、田小波研究员、徐涛研究员、陈赟副研究员、四川省地震局易桂喜研究员、苏金蓉高级工程师、吴朋工程师、成都市防震减灾局郑松林工程师给予的协助.ReferencesBai M K, Chevalier M L, Pan J W, et al. 2018. 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再析512大地震——龙门山断裂带与成都平原
再析512⼤地震——龙门⼭断裂带与成都平原该⽂是从⽹路上偶然看到的，觉得对地质分析⽐较透彻，可以作为参考。
在认识龙门⼭断裂带时，也让⼤家明⽩了为什么北川竟然⽐汶川损失⼤？也让⼤家明⽩了成都平原和川中丘陵之间的龙泉⼭，是⼀个弱的断裂带。
龙门⼭断裂与龙泉⼭断裂成都周围的四川盆地是属于扬⼦克拉通的⼀部分，⼀般来说克拉通是稳定的，但并不是说它永远是“铁板⼀块”。
在适当的条件下，稳定的克拉通也会重新活化，变得不稳定。
例如，龙门⼭脉就是由扬⼦克拉通的西缘在青藏⾼原向东强烈挤压下重新活化⽽形成的⾼⼭。
印度⼤陆就像⼀架巨型的推⼟机，往北使劲地推进，它推起了辽阔的青藏⾼原，当青藏⾼原平均海拔⾼度超过5000⽶之后地壳就很难再增厚了，⾼原内部热的、塑性的、甚⾄部分熔融的下地壳物质被迫东移，将热量、构造应⼒和热液流体传递给扬⼦克拉通的西缘，使那⾥的岩⽯软化变形（褶皱与冲断），形成⼀条南起泸定和天全，北达⼴元和陕西勉县⼀带，长近500公⾥、宽约40-50公⾥、北东⾛向的龙门⼭脉。
20公⾥深以下的龙门⼭地壳以缓慢的韧性变形为主，每年向北东⽅向前进约2毫⽶，也就说，每⼀百万年⾛2公⾥；从地表到15公⾥深度之间是脆性变形层，不地震时不变形，直到地震那⼀刹那才向前猛冲⼀步，以改变⾃已落后的状态，追上龙门⼭下地壳的韧性位移。
这⼀步的长短取决于地震的级别，5.12汶川8.0级⼤地震使龙门⼭断裂带以西的松潘-⽢孜地块向东边的四川盆地斜冲了近6⽶。
可见，这是⼀次每3000年才⼀遇的⼤地震。
龙门⼭下15-20公⾥深处是脆-韧性转变带，它的⼒学性质界于脆性和韧性之间，在地震休眠期作韧性或半脆性变形，但在地震时作脆性变形，破裂可以从震源扩传到这⼀层。
龙门⼭断裂带内有三条主⼲断层：西边⼀条叫龙门⼭后⼭断裂，沿汶川—茂县⼀线；东边⼀条叫龙门⼭⼭前主边界断裂，沿安县—都江堰—天全⼀线；中间那条叫龙门⼭主中央断裂，沿映秀—北川⼀线。
这次5.12主震发源于主中央断裂。
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龙门山地震带。
从青川县起，经北川、茂县、绵竹、汶川、都江堰、大邑、宝兴等县市，到泸定县附近为止，呈东地中海——喜马拉雅山地震带
四川在喜马拉雅山脉边缘北-西南方向展布，与龙门山脉大体一致。
（
.地震中逃生十大法则
1.为了您自己和家人的人身安全请躲在桌子等坚固家具的下面.
2.摇晃时立即关火，失火时立即灭火
3.不要慌张地向户外跑
4.将门打开，确保出口
5.户外的场合，要保护好头部，避开危险之处
6.在百货公司、剧场时依工作人员的指示行动
7.汽车靠路边停车，管制区域禁止行驶
8.务必注意山崩、断崖落石或海啸
9.避难时要徒步，携带物品应在最少限度
10.不要听信谣言，不要轻举妄动
5.地震诗
遇地震，先躲避，桌子床下找空隙，靠在墙角曲身体，抓住机会逃出去，远离所有建筑物，余震蹲在开阔地。