龙门山地震带地震活动特征的研究
龙门山中段构造特征与汶川地震
日四川汶 Ｊ 地震 主震 震 中所在 部 位 （ １ 。本 文 Ｉ 『 图 ） 通过 地表 实 地 调 查 ， 地 质一 球 物 理 综 合 研 究 ， 和 地 试 图揭示 龙 门山 中段构造 特 征和地 腹地 质结 构 的 特殊性 ， 分析此 次 地震活 动 反映 的构造 活动 性 质 ，
和 地 学 界 重 视 中 国主 要 地 块 边 缘 的重 力 场 ， 其 是 剩 余 布 格 异 常 和 均 衡 重 力 异 常 的 研 究 。 这 尤
也 许 对 地 震 的长 期 预 测 有 所 帮 助 。
［ 键 词］构 造 特 征 ； 川 地 震 ； 门 山 ； 关 汶 龙 Ｌ型 俯 冲 ［ 类 号］Ｐ １ ． 分 ３５２ ［ 文献 标 识 码 ］Ａ
１ １ 主 干 断裂特 征 ． 汶川 一茂县 断裂 （ 又 称 为后 山 断 裂 ， 龙 Ｆ） 在 门山 中段沿 汶川 、 县等地 分 布 ， 茂 与龙 门 山构造 带 走 向平 行 ， ＮＮ 向展 布 ， 地 表 倾 角 较 陡 ， 呈 Ｅ 在 向
汶川8.0级地震前龙门山断裂带地倾斜面变化特征研究
２０１１ ６月 年
大 地 测 量 与 地 球 动 力 学
Ｊ ＲＮＡＬ Ｏ ＯＤＥ Ｙ ＡＮＤ ＧＥ ＹＮＡＭＩ Ｓ ＯＵ Ｆ ＧＥ Ｓ ＯＤ Ｃ
Ｖｏ ． Ｓｕ ｐ． １ ３１ ｐ
Ｊ ｒ ．０ ｕ ｌ ２ １ ｅ １
文 章编 号 ：６ １５４ （０ ） ｕ ｐ 一０ ６０ １ ７ —９ ２ ２ １ Ｓ ｐ ． ０ － １ ０ ４
ＢＥＦ ＯＲＥ ＥＮＣＨＵＡＮ ｓ ． Ｗ Ｍ ８ ０ ＥＡＲＴＨＯＵＡＫＥ
Ｚ ａ ｇＣ ｕ ｎｊｎ ｈ ｎ ｈ ａ ｇ ，Ｓ ａ ｕｃ ｅ ｇ ｕ ｈ ｏＨ ｉｈｎ ，Ｓ ｉ ｈ ｎ ｅ ａｄＣ ｅ ｉ ｕｎ ｈ Ｃ ｕ ｗ ｉ ｎ ｈ ｎＪ ｘ ａ ａ
／ ） ｉｎｉ ｅ ｍ ｃ ｔｔ ｎ Ｅ ｒ ｑ ａｅＡ ｍｉｉｒｔ ｎｏ ａ ｘ ｒｖ ｃ， ｉｎａ ｇ ３ ０ １ Ｑａ ｌ ｇ Ｓｉ ｉ ｓ ｉ ， ａｔ ｕ ｋ ｄ ｎｓ ａｉ Ｓ ｎ ｉ ｏｉ ｅ Ｘ ａｙ ｎ ７ ０ ＼ ｎ ｓ ａ ｏ ｈ ｔ ｏ ｆ ｈ Ｐ ｎ １ ３
ｆ ｌ ｗ ｓ ｏ ｔ ｕ ｕｌ ｌｔ ｇａ ｄｔ ｉ ｓａ ｕｔ ｎｔｅｓｕｈａｔ ｉｅｏ ｅＬ ｎ ｍ ｎｈｎｆｕｔ ｕ ｓ ｉ ． ｈ ａ ｔ ａ ｎｉ ｏｓ ｆｎ ｎ ｅＱａ ｈ ｎｆ ｌｏ ｏ ｔｅｓ ｓ ｆｈ ｏｇ ｅ ｓａ ｌ ｓｂ ｉ ｎ Ｔ ｅ ｕ ｃ ｎ ｙ ｉｉ ｈ ｎ ａ ｈ ｄ ｔ ａ ｄ ｇ
Ｗ ｅ ｃ ｕａ ｒ ａ ｎ ａ ｈ ｅｓ ｃ ｆｃ ｓｐ ｅ ｅ ｔｄ ｅ ｉ ｎ ｌ ｃ ｅ ｅ ａｉｅ ａ ｄ ｉｃ ｒ ａ ｉ ｇ ｏ ｈ ｅ ｔｃ ｌａ ｄ ｈｏｉｏ ｔｌ ｎ ｈ ｎ ａ ｅ ｅ ｒｔ ｅ ｓ ｉｍｉ ｏ ｕ ｒ ｓ ｎｅ ｖｄｅ ｔｙ ａ ｃ ｌｒ ｔｖ ｎ ｎ ｃ ｅ ｓｎ ｆｔ ｅ ｖ ｒｉ ａ ｎ ｒｚ ｎ ａ
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。
龙门山地区震后次生灾害发育分布规律研究
总体 密 度 达 ５ ７个／ ｍ 。从 ６ ０ ｍ 高 程 开 始 ， 隔 ． ｋ ５ 每
２ ０ｍ作 为一个 采样 段 ， 流 域 内灾 害 点 高程 指 标进 ０ 对 行分 段统计 ， 成果揭 示 了该 统计段 灾害发育个 数 、 度 密 和高 程密切 相关 ， 究 区段 随着海拔 的提升 ， 研 灾害点个 数迅 速增加 ， 并在 １ ０ １２０ｍ段 到达峰值 ， ０— ０ ０ 然后又
灾 害点分布 ， １２ ０～１４ ０ 在 ０ ０ ｍ采 样段上 ， 害发育密 灾
度 约为 ４０ ． ２个 ／ ｍ 。 ｋ
（ ）绵 远 河 段 。 该 采 样 区 主 要 位 于 绵 远 河 上 清 平 ３
乡及其 下游 区段 的河 流 右岸 ， 样 区 内海 拔 介 于 ８ ０ 采 ２
２ ４
人 民 长 江
２１ ０ １生
布 来 说 ， 往 还 具 有 一 些 独 特 的 分 布 特 征 ， 断 层 效 往 如 应 、 度 效 应 等 ， 些 分 布 特 征 往 往 与 其 区域 内 的 地 质 烈 这 环 境 要 素 有 直 接 或 间 接 的关 系 。
阶地 地貌 ， 由于在地 震波 传播的过 程 中， 不同高程 部位
度 很 大 。 但 国 内外 学 者 仍 然 以 卫 星遥 感 及 航 拍 影 像 解 译 为 基 础 展 开 了 大 量 的 研 究 和 分 析 ， 些 研 究 成 果 以 这 宏 观 的 断 层 和 水 系 的 分 段 、 带 特 性 为 主 分 ， 目前 已
害 的发育 程度取 决 于 断裂 不 同部 位 的相 对 运 动 方 式 ，
动 力 响 应 特 性 的差 异 ， 致 灾 害 分 布 在 垂 直 方 向 不 同 导
龙门山断裂带地震时空分布规律探讨
１ 时 问 分 布 特 征
图 １所示 为 龙 门山断 裂带 ５ ５级 以 Ｌ地 震活 动 序列 图 。从 图 １可 以看 出 ，该 地 区地震 在 时问上 表 现 ． 为 平 静期 与活 跃期交 替 出现 的现 象 ，而汶 川 地震 刚好 发生 在 当前 的活跃 期 中 。与龙 门 山毗邻 的川滇 地 区
陈 立 （ 济大学海洋与地球科学学院，上 ２００） 同 海 ００２
［ 要］ 利 用 公 元 前 ７０年 至 ２ ０ 摘 ８ ０ ９年 的 龙 门 山 断裂 带 的地 震 数据 资 料 ， 系统 分 析 了龙 门 山断 裂 带 历 史和 现 今 地 震 的 重复 和 迁 移规 律 ， 并 以 １０ ０年 为界 ， 讨论 了该 地 区在 历 史和 现 代 地 震 活 动 上 的 特 征 ， 总 结 了该 ９ 断 裂 带 地 震 的 时 间和 空 间 分 布 规 律 ，探 讨 了在 长 时 间 尺度 下 龙 门 山 断裂 带 地 震 时 空分 布 的地 球 动力 学 背
龙 门 山断裂 带地 震在 时 间上 出现平 静期 与 活跃 期交 替 出现 的现 象 ｊ 。
２ 空 间分 布 特 征
图 ２和 图 ３ 示分 别 为龙 门 山断裂 带公 元前 ７ ０年 ～１ ０ 所 ８ ９ ０年 ５级 及 以上 震 级地 震 分 布 图和 １ ０ ９ ０年
以 来 ４级 及 以 上 震 级 地 震 分 布 图 。 从 图 ２和 图 ３可 以 看 ｝ 龙 门 山 断 裂 带 地 震 多 在 断 裂 带 附 近 发 生 ，呈 ｎ，
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)。
龙门山断裂带地壳形变及应力特征研究
龙门山断裂带地壳形变及应力特征研究地震灾害以其突发性和不可准确预测性给人类生活带来了巨大的影响,2008年的汶川地震对中国人民造成巨大生命和财产损失。
20世纪地震学的最大进展之一是发现地震发生在断层上,随着空间技术的发展,GPS技术能够精确的获取地壳的形变信息,结合地质和地球物理资料,探求强震的孕育、发生以及发展规律,从而最大限度的降低地震的破坏程度。
本文以龙门山断裂带为研究区域,采用汶川地震同震GPS观测数据对该区域的速度场分区进行模拟。
运用平均矩张量技术对龙门山断裂地壳应力应变特征进行分段分析。
结合所构建的断层滑动分布模型,采用coulomb3.3软件<sup>[1,2]</sup>分析汶川地震所触发的库仑应力及对周边断层活动的影响。
论文的主要工作与成果如下:（1）采用多面函数模型,幂函数模型,最小二乘配置模型对所研究区域的速度场分别进行分区拟合,并对上述三种模型的拟合结果进行比较分析,其结论为多面函数模型的拟合效果最佳。
（2）运用Tam 技术<sup>[3]</sup>（平均矩张量技术）结合汶川地震余震震源机制解对研究区域的应力场特征进行分段研究,并与采用多面函数计算的应力场结果进行分析比较,得出利用平均矩张量技术所获得的龙门山断裂应力场分布特征具有一定的可靠性。
其应力场结果表明,汶川地震是一次以逆冲为主,兼少量右旋走滑分量的地震,其主压力P轴方位为NWW,与龙门山构造带应力场方位一致。
（3）通过RPS算法<sup>[4]</sup>（基于粒子群算法的全局最优化）反演龙门山断层滑动速率,利用该滑动速率模型和USGS的滑动分布模型<sup>[5]</sup>在coulomb3.3软件的基础上分别计算上述两个不同断层模型在指定接收断层和断层最优破裂面上所触发的库仑应力,通过对计算结果的比较分析,可得利用该滑动速率模型计算汶川地震所触发的库仑应力具有一定的可行性。
龙门山及邻区断裂分布及地震前后断裂形态差异
写一篇龙门山及邻区断裂分布及地震前后断裂形态差异的报告，
600字
龙门山及其邻区的断裂分布及地震前后断裂形态差异起着举足轻重的作用。
龙门山及其邻区位于广东省西部，由中海沉积盆地-龙门山断裂系和淡水湖—赤坎断裂系等断裂系统组成。
龙门山及其邻区的断裂分布主要分为两大类：龙门山断裂系和赤坎断裂系。
龙门山断裂系主要分布在龙门山及其邻区，例如坪洲断裂、双凤断裂、仕隆断裂等；赤坎断裂系主要分布在淡水湖及其邻区，如赤坎断裂、文教断裂、九里断裂等。
在龙门山及其邻区发生的地震前后，断裂形态存在明显的变化。
例如，在双凤断裂上发生的2005年9月2日赤坎地震前，断
层走向主要以北西—南东向背斜分布；然而，2005年9月2
日赤坎地震后，断层走向以西南—东北向背斜分布。
同样的，九里断裂也出现了不同的断层走向变化，地震前为东西向，地震后变成南北向。
总之，龙门山及其邻区的断裂分布及地震前后断裂形态的变化对当地的构造地质学研究具有重要的意义，有助于理解这一地区的断裂活动，以及地震发生的成因机制。
龙门山断裂带
龙门山断裂带龙门山断裂带，是指一条大裂缝，绵延长约500公里，宽达70公。
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，东北接摩天岭，西南止岷江边。
这种现象的出现是地壳运动所产生的压力和张力所致。
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。
它绵延长约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，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和大城市群。
龙门山断裂带 - 由来断裂带（fault zone）亦称“断层带”。
地壳运动产生压力和张力，压力常见于汇聚型板块，如：印度洋板块（前端带着印度大陆）与欧亚板块间的碰撞。
张力常见于分离型板块，如海底扩张、红海裂谷、东非大裂谷等。
在地壳运动中压力和张力是相辅相成的。
例如：内陆很多断裂带的产生并不是分离型板块的张力所致，而恰恰是汇聚型板块，如大洋板块俯冲到大陆板块之下产生的压力使陆块隆起，而隆起必然使薄弱环节产生张裂。
如成都平原向青藏高原过度带，地壳从平均35千米向65千米过度（在材料力学上叫应力集中点）的龙门山断裂带。
龙门山断裂带 - 地质构造龙门山中段，主要分布于彭州和什邡境内。
此地岩层上古生界地质现象发育，厚度大，层层展现地球上古老地质的演变过程，为地球地质演化过程的活档案。
经同位素测定，此地闪长岩年龄为20.43 亿年，花岗岩年龄为10.27亿年，杂岩为6.54亿年——7.67亿年，奥陶系大理岩不整合地覆盖其表面上，在岩体边缘有白云母伟晶岩出露，晋宁中期花岗岩入侵于前震旦系变质岩中，是世界上极为罕见的地质大观园。
2002年，龙门山国家地质公园在彭州九陇镇正式挂牌。
龙门山东部迎风坡雨泽充沛，是四川著名的鹿头山暴雨区所在地。
西部背风311坡岷江河谷雨水稀少，气候十分干燥。
龙门山前山断裂北段晚第四纪活动性研究
７ １ ２
地 震 地 质
３ ０卷
成了川青地块东部的活动边界， 晚 更 新 世 以 来 活 动 强 烈；东 北 段 第 四 纪 活 动 微 弱， 仅偶有小震 李传友等， ２ ０ ０ ４ ；陈国光等， ２ ０ ０ ７ ） 。此次 地 震 过 程 中， 中央断裂地震地表形变带突破了 分布 ① （ 这一活动分段边界， 向北有一定的 扩 展， 但 走 向 有 所 改 变；前 山 断 裂 地 震 地 表 形 变 带 则 局 限 于 断裂中段的白鹿—汉旺一带， 没有突破原活动断裂边界（ ） 。 图１ 前山断裂（ 灌县 －江油断裂） 为龙门山断裂带的 东 侧 主断裂， 南起 天全， 经 都 江 堰、 安 县， 向 Ｎ Ｅ止于白龙江三堆镇一带， 全长约 ４ ０ ０ ｋ ｍ ， 由大川 －双石断裂（ 南段） 、 灌县 －安县断 裂 （ 中段 ） 和江油断裂（ 北段） 组成。其中， 灌 县 －安 县 断 裂 （ 中 段） 控 制 着 成 都 平 原 的 西 边 界， 沿 断 裂 航、 卫片上线性影像特征清晰， 两侧地貌差异明显， 断层陡坎、 边坡脊、 断层沟槽、 断错水系和 山脊以 及大小不一的断塞塘等活动构造微 地 貌 发 育 （ 李 勇 等， ２ ０ ０ ６ ；陈 国 光 等， ２ ０ ０ ７ ） 。晚第四纪活动 逆断层 －褶皱陡坎地貌在 Ｔ —Ｔ 陡坎高约 １～ １ ５ ｍ ， 此 次地震 形成的 １ ２ 阶地面上分布较为明显， 白鹿 －汉旺地震地表形变带基本上紧邻老陡坎前 缘分布。江 油 断裂 （ 北段） 分 布于安 县 永 安 镇 一带至广元三堆镇一带， 也称为香水断裂（ 邓起东等， １ ９ ９ ４ ） 或 马角坝 断裂 （ 唐荣昌 等， １ ９ ９ １ ） ， 由 数条规模较小的次级断裂组成。沿断裂龙门 山 向 盆 地 呈 丘 陵 过 渡， 地 貌 差 异 不 显 著， 断裂对地 貌控制不明显， 晚第四纪活动迹象不清楚， 至今尚无确切的第四系断错剖面报道。
汶川MS8.0地震前后龙门山断裂周边地壳形变特征及地震危险性分析
龙 门 山断裂 带地 处 青藏 高原 与 四川 盆地 的 交界部位 ，属松 潘一 甘孜地 块 和 华 南地 块 的边 界 断裂 ，总体 走 向 ＮＥ，倾 向 ＮＷ ， 长 期运 动 性质 呈挤压 逆） 中兼右旋 ，主体部 分 由后 山断裂 带
（ 汶 川一 茂 县 断裂） 、中央 断裂 带（ 映 秀一 北 川 断裂） 和 前 山断裂 带 （ 灌县一 江 油断 裂） 和 多个推 覆构 造体 组成 。 龙 门 山两侧 巨大 的海拔 高差 和陡 峭 的地 形地 貌 清晰地展 示 了强烈 的新 构 造运 动 。但地 质
度 、高 效率 、低 成本和 全天候 地获 取各 种规模 尺度 的地 壳运 动和构 造 形变 及其 动 态演 化过 程 提供 了革命 性 的观测 手段 。而龙 门 山断裂及 其周 边 区域 因地 处我 国地震 活 动最 为 强烈 的南 北
地震 带 的 中段 ，成 为 中国大 陆最早 开展 ＧＰ Ｓ观 测研 究 、最 密布设 ＧＰ Ｓ观 测 网络和 最 多获 取 Ｇ Ｐ Ｓ观 测 资料 的 区域 之一 ，并有 相对 丰 富的传统 水 准测 量和 三 角测量 观 测资 料 。因此 ，为 我 们 定量研 究该 区域 的震 前地 壳形 变特 征 和 构造 运 动速 率 、震 时 同震 地 表 形 变和 深 部 破 裂 位
陈为 涛
（ 中国地震 局地 质研 究所 ， 北京 １ ０ ０ ０ ２ ９ ）
中 图分 类 号 ： Ｐ ３ １ ５ ． ７ ２ ５； 文 献标 识码 ： Ａ； ｄ ｏ ｉ ：１ ０ ． ３ ９ ６ ９ ／ ｊ ． ｉ ｓ ｓ ｎ ． ０ ２ ３ ５ — ４ ９ ７ ５ ． ２ ０ １ ３ ． １ １ ． ０ ０ ５
２ ０ ０ ８年 ５月 １ ２日发 生在青 藏高 原东 缘龙 门山断裂 带 的汶川 Ｍｓ ８ ． ０大地 震 ，使 中国大 陆
龙门山断裂带地震活动的月尺度频度分布特征
动性 ， 其研 究 区域并 非龙 门 山断裂 带本 身 ，而是 包 含龙 门 山断裂 带在 内 的一个 较大 的 区 但
域 。在汶 川 ８ ０级 地震 发生 前 ， 门 山断裂 带 的地 震 活动 有没 有异 常？ 专家们 对 此 十分感 ． 龙
兴趣 。
小 地震 活动在 空 间和时 间上 的分布 特征可 以反 映出 区域 应力 场所 处 的状 态 ， 如 ， 例 空
板块 相对 于欧 亚板块 向北运 动有 关 。印度板 块 与欧亚 板块之 间 的强烈 碰撞 使青 藏 高原 地壳
隆升 并伴 随地 壳物 质 向东缓 慢流 动 。缓 慢流 动 的物质 在 四川盆 地受 到 阻挡 ，导致 龙 门 山断 裂带 应力 长期积 累并 引发 了千年 未遇 的 巨大 地震 ＿ 。 １ ］
摘 要 ： 用 Ｋ ｌ ｇ ｒｖＳ ｉ ｏ 利 ｏｍｏ ｏｏ— ｍ ｒ ｖ分 布 检验 法 ，对 龙 门 山 断 裂 带 地 震 活 动 的月 尺 度 频 度 分 布 进 ｎ 行 了检 验 。 果 表 明 ，１ ７ 结 ９ ０年 以 来 Ｍ Ｌ ３ ０地震 活动 半 年 频 度 符 合 正 态 分 布 ，而 ２０ ≥ ． ０ ０年 以 来 ≥ ２０级 地 震 活 动 月 频 度 符 合 泊松 分 布 。对 半 年 频 度 和 月 频 度 分 布 随 时 间 的 变 化 做 了 进 一 ． 步分 析 ，发 现 在 １ ９ ９ ９年 ９ 、１ 月 四川 绵 竹 ２次 Ｍｓ ． 月 １ ５０地 震 前 和 汶 川 Ｍｓ． ８ ０地 震 前 ， 门山 龙 断 裂带 ＭＬ ３０地 震 活 动 半 年 频 度 分 布 均 表 现 出 明显 的异 常变 化 ，在 汶 川 地震 前 ＭＬ ２ ０地 ≥ ． ≥ ． 震 活 动 月 频 度 分 布 出现 异 常 变 化 。
龙门山地区的地震系列及对未来地震的预测
中国近代 发 生 了三 列大震 系 列 ，它们 发生 结束
后 不 久 ，龙 门 山地 震 带 内都会 发 生大 地 震 与 其 呼 应 ，表现 了二者 内在 的联系 。
ｌＯ — １３ 年 ，在 中 国的青 藏 高原 的西 北 边 ９２ ９２
区，沿北 西方 向，由宁夏 海原 、经甘 肃 古浪 、昌马
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２ １ 年６ ０ ０ 月
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防 灾 科 技 学 院 学 报
ｎ ｔｕ ｅ Ｊｏ ｆＩ ｓ ｔ ｔ ｏ ｆ ｉａ ｔ ｒＰｒ ｖ ｅｎｔｏｎ Ｓ ｉ ｎ ｅａ ｉ Ｄ ｓｓ ｅ － ｅ ｉ ｃ ｅ ｃ ｎｄＴｅ ｈ ｃ ｎｏｌｇｙ ｏ
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２ 龙门山地 区的地震活动特征
龙 门山地 区 自古 以来 就 是 地 震 频 繁 而 又 强 烈 的地 区 ，远在 公 元前 ｌ７年就 有地 震 的记 录【，根 ８ 引 据 记载 与计算 ，平 均约 ５年 一次破 坏性 地震 。龙 ３
门 山地 震 带 大 地 震 的 发 生 与鲜 水 河 地 震 带 大 地 震 的发 生有相互 交替 的现 象 ，前者 是北 东地质 构造 ， 后 者是 北西地 质构造 。它 们代 表 了我 国东、西两 大 地质 构造 的基 本特 征 。 由于龙 门山地震 带位 于南北 地震 带 中段 ，而南 北地 震带是 中国大 陆东 、西 两大 构造 的分界 带 。因
摘 要 ：龙 门山地震 带及其 附近有 三类地震系列 ，它们是 小震 系列、强震 系列与大震 系列 ，都满足前震系列 公式：Ｎ＝ ｉ ／ 一） 其 中 Ｎ为地震 频度 ，ｉ ｉ －（ ｂ Ｎ ｋ １ ｋ（ 为脚 指数， ｋ为方次， ｂ为地震 频度 的变化率 ） 。该公 式的意义 在于 由已 的地震频度推 导出未知频度 ，进而推导 出地震 的发 生周期 。使用该公 式预测龙 门山地震 带未来大 知
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。
龙门山山前地带的地震活动
龙 门山山前地带 的地震活动
洪 时 中
（ 都市 防震减灾局 ，成都 ６ ０ ４ ） 成 １０ ２
对于龙 门山山前地带 的地震活动 ，还很少有人进行研 究，似乎 至今 尚未见到有公开发表的文献 。但是，龙 门山山前地带是人 口稠密 、经济发达 的地 区，又紧邻特大城 市——成都 市，在汶 川大地震 后，人们 对于龙门山
ｌ ３
取得 了以下一些初 步认 识。
（ ）龙 门山山前隐伏断裂是客观存在 的。本 区初步建立地震 台网的 ４ １ ０年 以来 ，龙 门山山前地带地震活动 的频度和强度 ，当然远低于龙 门山主干断裂 ，但却超过 了蒲江一新津 断裂 带。 （ ）充分发挥群测群防优势，可以对龙 门山山前地带相 当一部分 ４级左右 的地震绘 出等震线 ，其长轴方 向 ２ 大多为北东向，与构造方 向一致 。对其中很少的几次地 震，可以作出震源机制解 ，结果也基本上与构造一致。 （） ３ 充分利用专群两方面地震 台网和单台测震的资料， 获得 了大多数 ４级左右地震的序列 目录。 结果表 明， 龙门山山前地带这些地震的序列类型相当复杂，主一余 型、震群 型和孤立型兼而有之 。 （ ）从短期微震活动的起伏来看 ，出江 一天 台山雁列带的地震活动一般 滞后 于龙 门 山带中南段 半年 以上 ， ４ 平均滞后约 ７个月 ；竹瓦 一彭县隐伏断裂 带的地震 活动滞后于龙 门山带 中南段 １ 以上 ，平均约 ２ 个 月。而龙 年 ２ 门山带发生 ４５级以上的地震 后，山前地带往往在 １￣５ 个 月之后 ，发生 ４级左右 的有感地震与之相呼应。 ． ０ ８ 对于龙 门山山前地带 的地震危险性 ，我们还有许多 问题没有弄清 楚，必须加强这方面 的研 究。在汶 川地震 发生后 ，更应当特别关注龙门山山前地带地震活动 的发展趋势 。
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。
龙门山造山带演化与构造特征研究
龙门山造山带演化与构造特征研究龙门山是中国四川省的一座著名山脉，也是一个备受关注的地质地貌景区。
它位于四川盆地和青藏高原之间，是一条重要的造山带，因其独特的地质构造特征而备受研究者的关注。
本文将探讨龙门山造山带的演化过程以及其独特的构造特征。
龙门山的地质演化历经了数亿年的过程。
最早的构造事件可以追溯到古元古代，当时的地壳运动使得原始地壳碎裂形成了一系列断层。
这些断层在后期构造活动中扮演了重要的角色，促进了龙门山的形成。
随后，古生代晚期至中生代早期的地壳挤压和折叠使得断层逐渐活动并形成了山脉。
在这个过程中，龙门山的地层经历了复杂的叠加、压扭和变形，形成了陡峭的山体和错综复杂的地质构造。
龙门山的构造特征主要表现在以下几个方面。
首先是断裂活动。
由于地壳运动的作用，龙门山地区形成了大量的断裂带，其中最著名的是龙门断裂带。
这一断裂带延伸数百千米，沿着山脉的走向贯穿整个龙门山地区。
断裂带的活动不仅改变了地层走向和倾角，也导致了地表的断崖陡壁和地震等自然灾害的形成。
其次是喀斯特地貌。
龙门山地区的地质构造特点决定了其独特的喀斯特地貌景观。
在侵蚀作用的影响下，地下溶蚀在龙门山地区形成了许多溶洞、地下河道和地下溶蚀槽。
此外，龙门山的山麓和峡谷地带分布着大量的喀斯特地貌景观，如石笋、石林、溶洞、溶敷地等。
这些奇特的景观吸引了众多游客和地理学家的关注。
另外一个重要的构造特征是火山活动。
龙门山地区地壳的继续运动和构造变动导致了火山活动的发生。
这里分布着数座火山，如龙门山、莲花山等。
火山活动不仅对地壳运动产生了重要影响，也为当地的地质研究和生态旅游提供了宝贵的资源。
最后，龙门山地区还有丰富的矿产资源。
作为一个重要的造山带，龙门山地区富含矿产资源，如煤炭、铁矿石、铅锌矿等。
这些矿产资源对当地经济和工业发展有着重要的意义。
综上所述，龙门山造山带是一个地质历史悠久、构造特征独特的地区。
其演化过程经历了数亿年的构造运动和地质变形，形成了丰富多样的地质景观和矿产资源。
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。
龙门山地区地震活动性广义极值模型构建
关 键 词 ：地 震 危 险性 ；震 级 上 限 ；强 震 重 现 水 平 ； 广 义 极 值 分 布 ；龙 门山 地 区
中 图 分 类 号 ：Ｐ３１５．７
文 献标 识 码 ：Ａ
文 章 编 号 ：１０００—３２７４（２０１８）０２～０１５７—１０
引 言
地 震研 究 中通 常用 地 震 活动性 模 型 描述 潜 源 区地震 的时空 分 布 、强度 分 布 、频 度分 布 等地 震 活动 特征 口］，潜源 区地 震 活动性 模 型 的构建 方法研 究 可为 地 震 区划 和地 震 危 险性 分 析 提供 重要 的技 术 支 撑 。因 此 ，地 震 区划 和地 震 危 险 性 分 析 中 地 震 活 动 性 模 型 的改 进 研 究 ，一 直是 地 震学 家关 注 的一 个 重点 。概 率方 法是 目前构 建 地震 活动 性 模 型 中经 常 使用 的 分 析方 法 ，包 括基 于截 断 Ｇ—Ｒ关 系模 型 的方法 口 以及在 此基 础上 提 出 的改 进 方法 ¨４］。美 国现行 的地 震 区划 图 以及 中国第 五代地 震 区划 图 中均 主要采 用这 类方 法 构建地 震 活动性 模 型 ［５１ ，用于估 计 与一 定重 现周 期相 关联 的强 震重 现 水 平 。但 是 ，使 用 基 于截 断 Ｇ—Ｒ关 系 的方法 ，需 要 先验地 选 取起算 震 级 和设定 震级 上 限 。而且 用 Ｇ—Ｒ关 系模 型检 验地 震 震级 分 布情 况 时 ，在线 性 的两 端常 常 出现“掉 头 ”现象 ｊ。