地殼流變結(jié)構(gòu)控制作用下的龍門山斷裂帶地震發(fā)生機(jī)理

柳暢，石耀霖，朱伯靖，程惠紅，楊小林

1 華中科技大學(xué)，物理學(xué)院，地球物理研究所，武漢 430074

2 Laboratoire de Géologie，CNRS－UMR8538，école Normale Supérieure，Paris 75231

3 中國科學(xué)院大學(xué)，中國科學(xué)院計算地球動力學(xué)重點實驗室，北京 100049

4 陜西省地震局，西安 710068

1 引言

2008年5月12日14時28分在青藏高原東緣與四川盆地交匯處的龍門山斷裂帶上發(fā)生了汶川Mw7.9級強(qiáng)烈地震.地震造成的西南向北東方向發(fā)展的破裂帶長度約350km，破裂持續(xù)時間長達(dá)90s，整個斷層面上的平均滑動量約2.4m，最大滑動量達(dá)7.3m（張勇等，2008；張培震等，2008）；并且沿北川—映秀斷裂和彭縣—灌縣斷裂分別形成了長達(dá)240km和72km的地表破裂帶，最大垂直位移量約為6.5m，右旋走滑位移量約為4.9m（徐錫偉等，2013）.震源機(jī)制解顯示，汶川地震主震以逆沖為主兼有少量右旋走滑.汶川地震較大余震的“缺失”分析認(rèn)為汶川地震發(fā)生在龍門山斷裂帶北東段從映秀到青川之間大約350km的斷裂上，而留下了西南段從汶川西南到蘆定之間大約120km的地震虧空區(qū)（陳運(yùn)泰等，2013）.5年后，2013年4月20日8時2分在汶川地震的虧空區(qū)發(fā)生了蘆山地震.地震破裂過程研究表明，斷層滑動面長寬約為30km×30km，最大滑動量為1.6m；破裂起始點接近于地震滑動量集中區(qū)，破裂面從震源處向下延伸至20km左右深的地方，破裂面并未到達(dá)地表，破裂過程沒有明顯的方向性；震源機(jī)制解顯示，蘆山地震主要以逆沖為主兼有非常少量的右旋走滑分量（陳運(yùn)泰等，2013）.結(jié)合地震勘探成果所揭示的龍門山斷裂帶地殼結(jié)構(gòu)，余震震源定位工作表明龍門山區(qū)域地震空間分布特征為：縱向上，龍門山斷裂帶這兩次地震主震均發(fā)生在上地殼的底部，汶川地震的震源深度為19km（USGS），蘆山地震的震源深度為14km（USGS），全球其他各個研究機(jī)構(gòu)對蘆山地震的震源深度定位結(jié)果在12～19km深度范圍之間（杜方等，2013）；兩次地震的絕大部分余震均發(fā)生在上地殼范圍（5～25km）（張瑞青等，2008；黃媛等，2008；劉巧霞等，2008；陳九輝等，2009；張廣偉等，2013；呂堅等，2013；陳運(yùn)泰等，2013），而在中、下地殼深度范圍內(nèi)鮮見余震發(fā)生；橫向上，地震（Mw＞3）在龍門山斷裂帶青藏高原一側(cè)密集分布，且有歷史大震發(fā)生，如：1630年M6.5級虎牙地震、1913年M7.0級疊溪地震、1932年M7.5級疊溪地震、1960年M6.7級松潘地震與1976年3次震級為6.6＜M＜7.3級的松潘地震群；而四川盆地地震 （Mw＞3）稀少（李勇等，2006；滕吉文等，2008；Robert et al.，2010；雷興林等，2013）.

在低地形變速率（約3mm／a）的龍門山斷裂帶相隔5年發(fā)生兩次強(qiáng)震：為探討龍門山斷裂帶地震孕震成因，不同學(xué)者就青藏高原東緣的構(gòu)造運(yùn)動模式，提出了兩種不同的概念性地震地質(zhì)孕震模型.Tapponnier等（2001）主張龍門山斷裂帶可能貫穿青藏高原東緣整個脆性地殼；Hubbard等（2009）認(rèn)為汶川地震是龍門山斷裂帶在構(gòu)造擠壓環(huán)境下的再一次活動結(jié)果，并強(qiáng)調(diào)地殼縮短是地震發(fā)生的首要機(jī)制.更多的研究（張培震等，2008；滕吉文等，2008；Royden et al.，2008；Burchfiel et al.，2008；Stone et al.，2009；Robert et al.，2010；柳暢等，2012b）則支持如下的觀點：認(rèn)為印度板塊對歐亞板塊的推擠作用造成了青藏高原物質(zhì)的東向運(yùn)動，高原柔性的中、下地殼物質(zhì)在龍門山斷裂帶處遭到相對堅硬的四川盆地的阻擋之后，部分中、下地殼物質(zhì)在龍門山斷裂帶下堆積、產(chǎn)生應(yīng)力集中而導(dǎo)致龍門山斷裂帶地震的發(fā)生.這一觀點所描述的青藏高原脆性上地殼與韌性的中、下地殼組合的地殼分層流變結(jié)構(gòu)，區(qū)別于Tapponnier等（2001）所認(rèn)為的全脆性地殼流變結(jié)構(gòu).總結(jié)以上的觀點，其共同點在于認(rèn)同青藏高原的東向擠壓作用，但又強(qiáng)調(diào)了完全不同的地殼流變結(jié)構(gòu).如何對這兩種概念性地震地質(zhì)孕震模型從數(shù)值模擬的角度作出驗證，進(jìn)一步對龍門山斷裂帶地震發(fā)生機(jī)理加以更深層次的認(rèn)識，是一個尚未解決且需要探討的問題.為此，本文將建立四種不同流變結(jié)構(gòu)的龍門山斷裂帶三維巖石圈模型，數(shù)值模擬不同巖石圈模型中的應(yīng)力積累過程與分布；并探討青藏高原中、下地殼不同的黏滯系數(shù)，以及青藏高原下地殼流Channel flow（Royden et al.，1997；Clark et al.，2000，2005；Beaumont et al.，2001，2004；石耀霖等，2008）對應(yīng)力積累過程的影響.

2 地質(zhì)構(gòu)造背景

龍門山斷裂帶處于年輕活躍的青藏高原與古老穩(wěn)定的揚(yáng)子克拉通的交匯地帶，為NE－SW走向上長約470km、寬約50km的活動斷裂帶.該斷裂帶在空間上呈NE－NNE向展布，且以北NW－SE方向逆沖為主而兼具少量右旋走滑分量；是由汶川—茂汶逆斷裂、映秀—北川逆斷裂、彭縣—灌縣斷裂、龍門山山前斷裂、山前隱伏斷裂段和相應(yīng)的推覆體組成的一組斷裂系.2008年汶川地震發(fā)生在映秀—北川斷裂帶上，2013年蘆山地震發(fā)生在山前斷裂南段大川—雙石斷裂上.

為揭示龍門山斷裂帶的巖石圈結(jié)構(gòu)，該地域進(jìn)行過大量的地震探測工作：如層析成像工作（Huang et al.，2007；郭飚等，2009），接收函數(shù)工作（劉啟元等，2009；Robert et al.，2010；鄭勇等，2013），人工地震勘探工作（Wang et al.，2005；Wang et al.，2010）和一些地質(zhì)勘查工作（Burchfiel，1995，2008）.以上研究結(jié)果表明從青藏高原東緣到四川盆地地殼結(jié)構(gòu)變化強(qiáng)烈，青藏高原一側(cè)地殼厚度在63km左右，而四川盆地一側(cè)地殼厚度在45km左右.在龍門山區(qū)域橫向50km范圍內(nèi)地殼厚度的垂直變化幅度可達(dá)18km左右，地形高差在龍門山陡降近5km；因此，結(jié)合Moho面形狀與地表地形看，龍門山區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)呈瓶頸狀（圖2）.

大陸巖石圈一般存在脆性的上地殼、柔性的下地殼和較強(qiáng)上地幔這種三明治式的分層流變結(jié)構(gòu)，尤其在青藏高原這種地殼厚、地?zé)崃髁棵芏雀叩牡貐^(qū)會更為顯著（Royden et al.，1997）.巖石流變性質(zhì)與溫度密切相關(guān)，安美建利用地震波速估算了上地幔50～200km的溫度（安美建等，2007）；石耀霖?fù)?jù)此溫度模型給出了中國大陸巖石圈不同層位的等效黏滯系數(shù)（石耀霖等，2008），得到了相應(yīng)區(qū)域的三維流變結(jié)構(gòu).胡圣標(biāo)研究了川滇地區(qū)相對偏高的平均大地?zé)崃髦担ê?biāo)等，2001），認(rèn)為川滇地區(qū)的中、下地殼較熱，介質(zhì)強(qiáng)度可能相對較軟.GPS觀測結(jié)果也顯示，川滇地區(qū)的現(xiàn)今運(yùn)動模式支持較硬的脆性上地殼和軟弱的柔性中、下地殼的分層流變結(jié)構(gòu)（Shen et al.，2005）.

P波層析成像工作所揭示的四川盆地下方地殼速度結(jié)構(gòu)，認(rèn)為揚(yáng)子克拉通的穩(wěn)定速度結(jié)構(gòu)可能延伸至250km 深度（Li et al.，2006，2008）.并且，中生代與新生代的構(gòu)造活動對四川盆地周邊構(gòu)造單元產(chǎn)生了顯著的變形作用，而四川盆地并未受到明顯的影響（Li et al.，2006，2008），從而表明四川盆地下方巖石圈的力學(xué)強(qiáng)度較周邊構(gòu)造單元較強(qiáng).

3 三維有限元模型

3.1 模型參數(shù)

本文建立如圖1中黑色虛線方框所示區(qū)域的三維黏彈性Maxwell體巖石圈模型（見圖2）.坐標(biāo)系X軸（SE41°）垂直于龍門山斷裂帶走向，長500km；Y軸（NE49°）平行于龍門山斷裂帶走向，長100km，包含了龍門山斷裂帶在2008汶川地震未發(fā)生破裂的西南段部分；Z軸向上（巖石圈的深度在Z軸負(fù)向），模型中深度為從地面至地下100km；坐標(biāo)原點位于模型上表面的西南端.模型具體考慮龍門山斷裂帶青藏高原與四川盆地的地形高差、地殼厚度在龍門山斷裂帶下方的突變與中、下地殼的黏滯系數(shù)在高原與盆地下方的差異.

圖1 青藏高原東緣與四川盆地區(qū)域構(gòu)造與地表GPS水平速度場紅色圓點代表2008汶川地震Mw5.0級以上余震，粉色圓點代表2013蘆山地震Mw5.0級以上的余震.黃色箭頭代表地表GPS水平速度（Shen et al.，2005）.黑色小三角代表地名，分別為：1，汶川；2，成都；3，疊溪；4，松潘；5，盧霍；6，康定；7，蘆山.黑色虛線框表示數(shù)值模擬的模型區(qū)域.D－S fault代表大川—雙石斷裂.Fig.1 Map of the eastern Tibetan Plateau and the Sichuan Basin showing the Longmenshan fault and the horizontal GPS velocityThe epicentres of the main shock of 2008Wenchuan earthquake and 2013Lushan earthquake，and aftershocks（Mw＞5.0）of the Wenchuan earthquake（red dots）and Lushan earthquake（pink dots）.The yellow arrow indicates the GPS velocity（Shen et al.，2005）.The black triangles indicate the locations of cities.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 fault indicates the Dachuan－Shuangshi fault.The black dashed lines forming a rectangle mark the area where stress accumulation is simulated.

本文計算所涉及的黏彈性介質(zhì)的3個物質(zhì)參數(shù)分別為：楊氏模量E，泊松比ν和黏滯系數(shù)η.巖石楊氏模量E與泊松比ν依據(jù)波速計算.一般隨深度增加，地震波速增加，巖石的楊氏模量亦隨深度增加.依據(jù)所選擇物質(zhì)參數(shù)，龍門山斷裂帶巖石圈100km深度范圍內(nèi)介質(zhì)楊氏模量隨深度的變化曲線見圖3.

巖石圈模型中青藏高原與四川盆地的上地殼及巖石圈上地幔部分具有相同的流變性質(zhì)與參數(shù)，而中、下地殼流變性質(zhì)有非常明顯的差異.對于黏滯系數(shù)而言，青藏高原中、下地殼較軟；而四川盆地下方中、下地殼相對堅硬.參照石耀霖等（2008）的中國大陸巖石圈等效黏滯系數(shù)的研究結(jié)果，相應(yīng)的層位黏滯系數(shù)取為：高原下方中地殼為3.0×1020～5.0×1020Pa·s，下地殼為3.0×1019～6.0×1019Pa·s，四川盆地中地殼為1.0×1022～1.2×1022Pa·s，下地殼為7.0×1021～8.0×1021Pa·s.相應(yīng)巖石圈各層位黏彈性物質(zhì)的松馳時間（介質(zhì)黏滯系數(shù)與楊氏模量之比的二分之一）分別為：青藏高原與四川盆地上地殼為30000a左右；青藏高原中、下地殼分別為200a、50a左右，四川盆地中、下地殼分別為1000a、500a左右；青藏高原與四川盆地巖石圈上地幔為300a左右.模型巖石圈物質(zhì)黏滯系數(shù)隨深度分布的變化曲線見圖4.

針對以上黏彈性Maxwell體模型，在數(shù)千年的時間尺度內(nèi)考察巖石圈的應(yīng)力積累過程中，不論是青藏高原還是四川盆地，在地殼的縮短過程中，上地殼將表現(xiàn)為脆性，而中、下地殼介質(zhì)的流變性質(zhì)則可以充分得到體現(xiàn)（這取決于黏彈性介質(zhì)的松馳時間）.由于Maxwell體具有這種可以自然處理脆－韌性轉(zhuǎn)變的優(yōu)點，本文有限元模型實際可以有效地描述彈性上地殼覆蓋在黏彈性中、下地殼和巖石圈上地幔的應(yīng)力積累過程.

我們將該巖石圈模型命名為參考模型0，以方便與下文中另外的幾種巖石圈模型加以區(qū)別.模型0從上到下一共分為13層，其中1—7層為上地層，8—9層為中地殼，10—11層為下地殼，12—13層為巖石圈上地幔，圖2中不顏色代表不同分層的物質(zhì)參數(shù)，其具體介質(zhì)參數(shù)見表1與表2.用六面體單元對模型進(jìn)行網(wǎng)格劃分，單元總數(shù)為182400個，節(jié)點總數(shù)為279600個.

圖2 龍門山斷裂帶三維巖石圈模型模型尺寸為500km×100km×100km（X×Y×Z）.Y軸方向平行于龍門山斷裂帶走向.不同顏色代表不同巖石圈層位的不同物質(zhì)，依據(jù)對應(yīng)的黏滯系數(shù)，青藏高原中、下地殼物質(zhì)較軟而四川盆地中、下地殼物質(zhì)相對較硬.黑色星星代表2013蘆山Mw6.6級地震的震中位置.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.The different colours refer to the different material parameters of layers in the lithosphere.The materials of the middle and lower crusts of the Tibetan Plateau are softer than those of the Sichuan Basin，corresponding to the level of viscosity.Black star indicates the epicentre of the 2013Lushan earthquake.

圖3 龍門山斷裂帶巖石圈物質(zhì)楊氏模量隨深度分布圖（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 depth in the lithosphere of the Longmen Shan area

圖4 龍門山斷裂帶巖石圈各層位巖石介質(zhì)黏滯系數(shù)在青藏高原一側(cè)與四川盆地一側(cè)隨深度分布圖（石耀霖等，2008）Fig.4 Relationship of viscosity with depth in the lithosphere of the Longmen Shan area

3.2 邊界條件和初始條件

大量的研究對青藏高原的流變結(jié)構(gòu)進(jìn)行過探討（Royden et al.，1997，2008；Clark et al.，2000，2005；Beaumont et al.，2001，2004），并對青藏高原下地殼的運(yùn)動模式持有不同的見解（Royden et al.，2008）.Clark等（2000，2005）認(rèn)為青藏高原重力驅(qū)動作用下的低黏度（黏滯系數(shù)為2.0×1018Pa·s）的下地殼流動速度大約在80mm／a左右（為地表運(yùn)動速度的8倍左右）.Cao等（2009）通過建立青藏高原的三維巖石圈模型擬合了青藏高原地表的水平運(yùn)動速度，其結(jié)果表明青藏高原下地殼的流動速度僅比地表運(yùn)動速度快8mm／a左右，并且所估計的下地殼黏滯系數(shù)也比Royden與Clark的估計結(jié)果高出一個量級，為3.0×1019Pa·s.而Bendick等（2007）和Wang等（2008）則支持下地殼與上、中地殼和巖石圈上地幔之間無差異運(yùn)動的觀點.因此，我們在有限元模型中對青藏高原一側(cè)的物質(zhì)運(yùn)動采用了三種不同的位移邊界條件，以滿足以上幾種不同的觀點，見圖5.

表1 青藏高原東緣巖石圈物質(zhì)參數(shù)Table 1 Material parameters of rocks in the lithosphere of the eastern margin of the Tibetan Plateau

邊界條件1（BC1）：地殼運(yùn)動觀測網(wǎng)絡(luò)給出了研究地區(qū)1998—2004年的地表GPS速度場結(jié)果，見圖1.將GPS在研究區(qū)域邊界附近實測速度值插值到四個側(cè)邊界，作為水平速度約束條件，且假定從地表到100km深度保持一致，以擬合藏青高原下地殼的無差異運(yùn)動的情況（Bendick et al.，2007；Wang et al.，2008）；垂直方向位移可以保持自由.上表面為自由邊界，即法向應(yīng)力和剪應(yīng)力均為零.對于底部邊界，鑒于目前對該區(qū)域巖石圈上地幔運(yùn)動狀態(tài)的未知，暫且將底面垂直方向速度約束為0，而水平方向自由.在黏彈性問題中，邊界條件隨時間的變化也是重要的問題，在目前的模擬中，我們初步假定邊界位移速率不隨時間變化，見圖5.

邊界條件2（BC2）：我們采用Cao等（2009）的觀點，認(rèn)為青藏高原下地殼以Channel flow形式的運(yùn)動速度V1比地表運(yùn)動速度V快8mm／a.其他邊界條件同邊界條件1，見圖5.

邊界條件3（BC3）：青藏高原下地殼以Channel flow形式的運(yùn)動速度V2為地表運(yùn)動速度V的3倍.需要指出的是，V2的取值并沒有理論依據(jù)，目的是為了測試下地殼不同的流動速度對模型構(gòu)造應(yīng)力積累的影響.其他邊界條件同邊界條件1，見圖5.

初始條件是構(gòu)造應(yīng)力場模擬中最困難的問題，盡管現(xiàn)今在龍門山斷裂帶進(jìn)行了不同程度的應(yīng)力測量結(jié)果，但基本都限于沉積層深度的鉆孔應(yīng)力測量，而對深部三維應(yīng)力分布和應(yīng)力演變歷史幾乎仍然沒有定量的資料.在這種情況下，我們只能先假定初始應(yīng)力為0，然后計算在定長的邊界位移速率條件下應(yīng)力的演變.雖然我們不可能模擬現(xiàn)今真實的應(yīng)力狀態(tài)，但我們可以了解在定長邊界位移速率下的應(yīng)力增長率.應(yīng)力增長率高的地方，未必一定是目前應(yīng)力最高的地方，但如果初始應(yīng)力類似，則較高應(yīng)力增長率的地方則更有可能是現(xiàn)今應(yīng)力絕對值較大的區(qū)域.本文主要就應(yīng)力增長率與地震活動性的關(guān)系進(jìn)行討論.

表2 四川盆地巖石圈物質(zhì)參數(shù)Table 2 Material parameters of rocks in the lithosphere of the Yangtze craton

4 計算結(jié)果

計算所使用的程序是利用“飛箭有限元程序自動生成系統(tǒng)（FEPG）”生成的 Maxwell體三維有限元計算程序，程序計算的可靠性已經(jīng)在大量事例中通過驗證.在保證程序可靠性的前提下，對模型進(jìn)行計算是合理的.本文采用1a為一個時間步長，根據(jù)時間步長逐步加載邊界位移約束.本文計算主要的目標(biāo)是計算龍門山斷裂帶巖石圈各層位在數(shù)千年時間尺度以上的應(yīng)力積累過程，在計算過程中只考慮模型在邊界條件作用下產(chǎn)生的構(gòu)造應(yīng)力的積累變化，并不考慮重力的因素.

圖5 模型邊界條件剖面1垂直于龍門山斷裂帶走向，剖面2平行于龍門山斷裂帶走向.BC1，BC2和BC3分別為邊界條件1，2和3的縮寫.Fig.5 Boundary conditionsTransection 1is perpendicular to the strike of the Longmen Shan fault，while transection 2is parallel to the strike of the Longmen Shan fault.BC1，BC2and BC3are abbreviations of boundary conditions 1，2and 3，respectively.

黏彈性Maxwell體在外部載荷下的變形，不僅與邊界條件及其隨時間的變化有關(guān)，而且與初始條件和以前的應(yīng)力演變歷史有關(guān).鑒于初始條件缺乏測量資料，只能假定為零應(yīng)力、初始應(yīng)變速率為0.邊界條件也假定了位移速率為常量、不隨時間變化.在這種條件下，開始的數(shù)百年內(nèi)，下地殼、巖石圈上地幔等黏滯系數(shù)較小、弛豫時間較短（數(shù)十到數(shù)百年）的柔性可以占主導(dǎo)的層位，在壓縮位移下的應(yīng)力增長與柔性介質(zhì)內(nèi)的應(yīng)力松弛將達(dá)到平衡，應(yīng)力維持在一個較低水平而不再增加.相反，上地殼黏滯系數(shù)高（弛豫時間達(dá)數(shù)萬年）的層位，在幾百到幾萬年的期間內(nèi)，彈性仍然占主導(dǎo)，應(yīng)力隨壓縮幾乎可以接近線性的速率增長.該結(jié)論在我們的另一研究中已經(jīng)得到證明（柳暢等，2012b）.因此，在模型中各層位應(yīng)力積累達(dá)到穩(wěn)定速率增長后，我們分別取經(jīng)過蘆山地震震源的縱剖面（圖5中剖面1）和蘆山地震震源深度的橫切面上的應(yīng)力積累速率分布，以分析龍門山斷裂帶數(shù)千年以上的應(yīng)力積累及其與區(qū)域地震活動性之間的關(guān)系.

4.1 應(yīng)力積累結(jié)果

在邊界條件1（下地殼無差異運(yùn)動）作用下參考模型0，垂直于龍門斷裂帶方向的壓應(yīng)力積累分布情況如下.

我們?nèi)〗?jīng)過蘆山地震震中、且垂直于龍門山斷裂帶走向的縱剖面（圖5中剖面1）上的應(yīng)力積累速率分布，見圖6a，以揭示應(yīng)力積累與龍門山區(qū)域地震縱向空間分布特征之間的關(guān)系.結(jié)果顯示在脆性的上地殼應(yīng)力以近乎定值的速率持續(xù)增長，在龍門山斷裂帶上地殼底部出現(xiàn)應(yīng)力集中現(xiàn)象，最大應(yīng)力積累速率為－3.86kPa／a.而中、下地殼及巖石圈上地幔的應(yīng)力積累速率因物質(zhì)的黏性應(yīng)力松馳而為0.這種應(yīng)力積累狀態(tài)表明，在構(gòu)造擠壓作用下龍門山斷裂帶的上地殼內(nèi)應(yīng)力可以持續(xù)增長；在應(yīng)力積累速率最大的龍門山斷裂帶上地殼底部，應(yīng)力可以優(yōu)先增長至該部分巖石破裂強(qiáng)度而導(dǎo)致主震的發(fā)生（汶川地震主震震源深度19km，蘆山地震主震震源深度14km），進(jìn)而觸發(fā)上地殼內(nèi)部的余震（5～25km）；而在中、下地殼內(nèi)，當(dāng)構(gòu)造擠壓作用下的應(yīng)力增長與介質(zhì)黏性應(yīng)力松馳效應(yīng)達(dá)到動態(tài)平衡后，其應(yīng)力趨于穩(wěn)定，不再增長，因此該層位應(yīng)力積累很難達(dá)到巖石的破裂強(qiáng)度.汶川地震和蘆山地震的余震震源定位結(jié)果均表明，在龍門山斷裂帶中、下地殼深度范圍內(nèi)鮮見余震發(fā)生.

圖6 （a）邊界條件1（BC1）作用下模型0中經(jīng)過蘆山地震震中且垂直于龍門山斷裂帶的剖面上的應(yīng)力積累速率分布狀況；（b）邊界條件2（BC2）作用下該剖面上的應(yīng)力積累速率分布狀況.應(yīng)力在龍門山斷裂帶下集中積累，在龍門山斷裂帶上地殼底部有最大增長率.黑色星星表示汶川地震和蘆山地震主震震源在該剖面上的投影TP表示青藏高原，LMS表示龍門山，SB表示四川盆地Fig.6 （a）Normal stress accumulation rate distribution in the cross section of model 0in the boundary condition 1（BC1）；（b）Normal stress accumulation rate distribution in the boundary condition 2（BC2）；The cross section is perpendicular to the strike of the Longmen Shan fault.Stress concentrates at the bottom of the upper crust of the Longmen Shan fault.The largest stress accumulation rate is located at the bottom of the upper crust of the Longmen Shan fault.The black stars indicate the hypocenters of the 2008Wenchuan earthquake and the 2013Lushan earthquake.TP indicates the Tibetan Plateau，LMS indicates the Longmen Shan，and SB indicates the Sichuan Basin

我們?nèi)∩系貧ど疃?4km處（蘆山地震源深度）橫切面上的應(yīng)力積累速率分布，見圖7.結(jié)果顯示青藏高原上地殼應(yīng)力增長率（約－2.5kPa／a）遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于四川盆地的（約－1.0kPa／a），而最大應(yīng)力增長率（－3.4kPa／a）則位于龍門山斷裂帶.這種應(yīng)力積累分布現(xiàn)象有利于解釋龍門山區(qū)域地震橫向空間分布特征：龍門山斷裂帶青藏高原一側(cè)地震（Mw＞3）密集分布（李勇等，2006；滕吉文等，2008；雷興林等，2013），且有歷史大震發(fā)生，如：1630年M6.5級虎牙地震、1913年M7.0級疊溪地震、1932年M7.5級疊溪地震、1960年M6.7級松潘地震與1976年3次震級為6.6＜M＜7.3級的松潘地震群；最大級別地震——汶川Mw7.9級地震，發(fā)生在龍門山斷裂帶；而四川盆地地震稀少（Mw＞3）（李勇等，2006；滕吉文等，2008；雷興林等，2013）.

圖7 邊界條件1作用下模型0中深度14km處橫切面上的應(yīng)力積累速率分布狀況；青藏高原應(yīng)力增長速率遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于四川盆地，在龍門山斷裂帶集中積累有最大值.黑色星星表示Mw6.6級蘆山地震主震.黑色三角標(biāo)志城市位置.白色線表示斷裂Fig.7 Normal stress accumulation rate distribution in the map at the depth of 14km in model 0in the boundary condition 1（BC1）.The stress accumulation rate in the Tibetan Plateau is much higher than that of the Sichuan Basin.The stress concentrates at the Longmen Shan fault.The black star indicates the hypocentre of the 2013Lushan earthquake.Black triangles indicate the location of cities

4.2 青藏高原下地殼流的影響

我們計算了邊界條件2（下地殼流動速度快于地表8mm／a）與邊界條件3（下地殼流速度為地表速度的3倍）作用下模型0中的應(yīng)力積累速率分布狀態(tài)，以探討青藏高原下地殼流對龍門山斷裂帶應(yīng)力積累過程的影響.計算結(jié)果表明，除了在下地殼的上、下底界面處（相應(yīng)于圖6b中L層位的上、下界面）因下地殼的快速流動而引起的拖曳力（張應(yīng)力）外，邊界條件2和3作用下模型的應(yīng)力積累速率分布與邊界條件1作用下的結(jié)果并無太大區(qū)別.因此，我們只展示邊界條件2作用下，模型0中的應(yīng)力積累速率分布狀況（圖6b）.結(jié)果顯示龍門山斷裂帶上地殼底部同樣出現(xiàn)應(yīng)力集中現(xiàn)象，且該部位應(yīng)力增長速率有所增大.取蘆山地震震源處的應(yīng)力增長率分析，邊界條件1，邊界條件2和邊界條件3作用下該處的應(yīng)力增長率分別為－3.60kPa／a，－3.75kPa／a和－3.9kPa／a，見表5.可見，下地殼流動有助于龍門山斷裂帶的應(yīng)力積累，并且隨流動速度增大而增大，但增大量并不顯著.

4.3 地殼流變結(jié)構(gòu)的影響

為探討青藏高原地殼流變結(jié)構(gòu)對龍門山斷裂帶應(yīng)力積累的影響，我們在參考模型0的基礎(chǔ)上另外引入了四個不同流變結(jié)構(gòu)的巖石圈模型（模型1、模型2、模型3和模型4）.在這四個模型中，我們僅在參考模型0的基礎(chǔ)上改變了巖石圈不同層位的黏滯系數(shù)，見表3和表4，而其他物質(zhì)參數(shù)保持不變，且均加載邊界條件1.我們復(fù)述模型0的參數(shù)取值以方便與其他四個模型做比較.各個模型的具體黏滯系數(shù)隨深度分布見圖8.

模型0：上地殼表現(xiàn)為脆性；中、下地殼表現(xiàn)為韌性，且橫向上青藏高原與四川盆地的黏滯系數(shù)有差異；巖石圈上地幔表現(xiàn)為韌性.黏滯系數(shù)的取值在上地殼為1.0×1023Pa·s；高原下方中地殼為3.0×1020～5.0×1020Pa·s，下地殼為3.0×1019～6.0×1019Pa·s，四川盆地中地殼為1.0×1022～1.2×1022Pa·s，下地殼為7.0×1021～8.0×1021Pa·s；巖石圈上地幔為4.0×1020～6.0×1020Pa·s.

模型1：整個巖石圈表現(xiàn)為脆性，巖石圈各層位有統(tǒng)一的較高的黏滯系數(shù)，為1.0×1023Pa·s，且橫向上從青藏高原到四川盆地黏性無差異，具體黏滯系數(shù)隨深度分布見圖8e.

模型2：整個地殼表現(xiàn)為脆性，地殼各層位有統(tǒng)一的較高的黏滯系數(shù)，為1.0×1023Pa·s；巖石圈上地幔表現(xiàn)為韌性且黏滯系數(shù)與模型0中相同.具體黏滯系數(shù)隨深度分布見圖8f.該模型中所描述的巖石圈流變結(jié)構(gòu)符合Tapponnier等（2001）支持的青藏高原全脆性地殼模型特征.

模型3：上地殼表現(xiàn)為脆性；中、下地殼和巖石圈上地幔表現(xiàn)在為韌性，且橫向上青藏高原與四川盆地的黏滯系數(shù)無差異（這是該模型與模型0的唯一區(qū)別），中、下地殼黏滯系數(shù)分別為3.0×1020～5.0×1020Pa·s和3.0×1019～6.0×1019Pa·s；其他層位黏滯系數(shù)均與模型0相同.具體黏滯系數(shù)隨深度分布見圖8g.

模型4：僅將模型0中青藏高原中、下地殼的黏滯系數(shù)均減小為原來的20倍，則其中、下地殼黏滯系數(shù)分別為1.5×1019～2.5×1019Pa·s和1.5×1018～3.0×1018Pa·s.這一取值仍在 Clark等（2005）、石耀霖等（2008）和 Godard等（2009）對青藏高原中、下殼的黏滯系數(shù)的估計范圍之內(nèi)，為合理取值.

引入模型3、模型0和模型4其目的是為了研究青藏高原與四川盆地中、下地殼黏滯系數(shù)差異從無到有、到增大差異這三種情況下，相應(yīng)巖石圈模型應(yīng)力積累分布的區(qū)別.

由于結(jié)果顯示模型4與模型3的應(yīng)力積累結(jié)果分布十分相似，因此我們只給出邊界條件1作用下模型1、模型2、模型3和模型0中經(jīng)過蘆山地震震中且垂直于龍門山斷裂帶的縱剖面上的應(yīng)力積累速率分布狀況，見圖8.結(jié)果具體如下：

模型1中，如圖8a所示，整個地殼內(nèi)部橫向上應(yīng)力積累速率均勻分布，沒有應(yīng)力集中的現(xiàn)象.縱向上應(yīng)力積累速率隨深度遞增大，不同層位的應(yīng)力增長率隨層位加深、楊氏模量的增大而增加.蘆山地震的震源處應(yīng)力速率為－2.1kPa／a.

模型2中，如圖8b所示，在龍門山斷裂帶下地殼的底部出現(xiàn)應(yīng)力集中現(xiàn)象，且模型1中Moho面拐點處A應(yīng)力積累速率從－2.8kPa／a增大到模型2中的－4.3kPa／a.可見，在 Moho面起伏的巖石圈結(jié)構(gòu)中，構(gòu)造應(yīng)力積累在很大程度上受控于巖石圈的流變結(jié)構(gòu)，這一點在我們的另外一個研究中也同樣得到驗證（柳暢等，2012a）.地殼其他部分應(yīng)力積累分布與模型1中相似.韌性的巖石圈上地幔部分應(yīng)力積累速率為0.

模型3中，如圖8c所示，上地殼內(nèi)龍門山斷裂帶下方并無應(yīng)力集中現(xiàn)象出現(xiàn)，并且在上地殼內(nèi)青藏高原的應(yīng)力積累速率小于四川盆地的.韌性的中、下地殼和巖石圈上地幔部分應(yīng)力積累速率為0.

以上結(jié)果表明，模型1、模型2與模型3的應(yīng)力積累結(jié)果均不能與龍門山地區(qū)的地震空間分布特征相對應(yīng)（包括縱向與橫向）.從應(yīng)力積累的角度而言，這三種模型既無法解釋汶川地震與蘆山地震的發(fā)生，也無法解釋如上文所述的龍門山斷裂帶地震空間分布特征（李勇等，2006；滕吉文等，2008；雷興林等，2013）.

只有模型0中的應(yīng)力積累分布特征與龍門山地區(qū)的地震空間分布特征有較好的吻合，這一點在上文中已得到詳細(xì)分析，這里不再贅述.模型0與其他幾個模型相比較，其最重要的特征就在于模型中青藏高原與四川盆地的中、下殼的黏性差異.

圖8 不同模型中經(jīng)過蘆山地震震中且垂直于龍門山斷裂帶的縱剖面上應(yīng)力積累速率分布，與相應(yīng)模型的黏滯系數(shù)隨深度分布圖（a）、（b）、（c）和（d）分別為模型1、模型2、模型3和模型0中的應(yīng)力分布圖；（e）、（f）、（g）和（h）分別為模型1、模型2、模型3和模型0中黏滯系數(shù)隨深度分布圖模.型0的龍門山斷裂帶上地殼底部出現(xiàn)應(yīng)力集中現(xiàn)象.U表示上地殼，M表示中地殼，L表示下地殼.TP表示青藏高原，LMS表示龍門山，SB表示四川盆地.白色虛線表示巖石圈不同層位的分界面.Fig.8 Normal stress accumulation rate distribution in the transaction 1 （in Fig.5）in different models by boundary condition 1（a）Model 1；（b）Model 2；（c）Model 3and（d）Model 0.The viscosity distributes with depth in different models：（e）Model 1，（f）Model 2，（g）Model 3and（h）Model 0.Stress concentrates heavily at the bottom of the upper crust of the Longmen Shan fault in Model 0.Black stars indicate the hypocentres of the 2008Wenchuan earthquake and the 2013Lushan earthquake.The black dot indicates the transferring point（marked as A）on the Moho surface.TP indicates the Tibetan Plateau.LMS indicates the Longmen Shan.SB indicates the Shichuan Basin.U indicates upper crust.M indicates middle crust.L indicates lower crust.White dash lines indicate the contact surface in the crust layers.

模型4中各層位的應(yīng)力積累分布與模型0的結(jié)果相似.但是由于模型4相對于模型0增大了青藏高原與四川盆地中、下地殼的黏性差異（降低青藏高原中、下地殼黏滯系數(shù)為原來的1／20），使得龍門山斷裂帶的應(yīng)力集中程度被加劇，相同部位（蘆山地震震源）的應(yīng)力增長率從模型0中的－3.60kPa／a增大到模型4中的－4.46kPa／a.由此可見，青藏高原與四川盆地韌性層中更大的黏性差異將有利于龍門山斷裂帶的應(yīng)力加速積累.5個不同模型中蘆山地震震源處的應(yīng)力增長率見表5.

表3 五個不同模型中青藏高原部分不同巖石圈層位的黏滯系數(shù)（Pa·s）Table 3 Viscosity of rock layers of the eastern Tibetan Plateau in the five models

表4 五個不同模型中四川盆地部分不同巖石圈層位的黏滯系數(shù)（Pa·s）Table 4 Viscosity of rock layers of the Sichuan Basin in the five models

表5 三種邊界條件作用下五個不同模型中蘆山地震震源處的應(yīng)力增長率（kPa／a）Table 5 Normal stress accumulation rate at the hypocentre of the Lushan earthquake in the 5models by 3kinds of boundary conditions

5 討論

在2008年汶川地震之后，大量的研究探討了汶川地震是否為紫坪鋪水庫所觸發(fā)的問題.這些研究大多是圍繞水庫水體的滲流作用對龍門山斷裂帶的庫倫應(yīng)力的影響，而進(jìn)行的不同程度的探討（Parson et al.，2008；Ge et al.，2009；Stone et al.，2009；Deng et al.，2010；Zhu et al.，2010），且這些研究所支持的觀點并不盡相同.這種因素的作用可能在某種程度上對龍門山斷裂上的應(yīng)力改變產(chǎn)生了一定的影響，但是導(dǎo)致汶川地震發(fā)生的主要原因還在于，長期構(gòu)造擠壓環(huán)境下龍門山斷裂帶應(yīng)力的集中積累、釋放的結(jié)果.

本研究中我們建立了四種不同流變結(jié)構(gòu)的龍門山斷裂巖石圈模型，計算了青藏高原下地殼在無差異運(yùn)動和channel flow的情況下，該區(qū)域數(shù)千年尺度下的應(yīng)力積累過程與分布狀況.通過比較不同模型的應(yīng)力積累結(jié)果表明，僅在青藏高原與四川盆地的中、下地殼存在黏性差異的模型0中，龍門山斷裂帶上地殼底部才出現(xiàn)應(yīng)力集中現(xiàn)象，這一應(yīng)力集中現(xiàn)象可以解釋汶川地震與蘆山地震的發(fā)生；同時，該模型中的應(yīng)力積累空間分布狀態(tài)能與地震空間分布特征有較好的吻合，可以解釋龍門山區(qū)域地震空間分布特征：縱向上，龍門山斷裂帶這兩次地震主震均發(fā)生在龍門山斷裂帶上地殼的底部（14～19km），絕大部分余震均發(fā)生在上地殼范圍（5～25km），而在其中、下地殼深度范圍內(nèi)鮮見余震發(fā)生；橫向上，地震（Mw＞3）在龍門山斷裂帶青藏高原一側(cè)密集分布且曾有大震發(fā)生，而四川盆地地震（Mw＞3）稀少（李勇等，2006；滕吉文等，2008；雷興林等，2013）.除了模型0外，其他3個模型中龍門山斷裂帶均未見有應(yīng)力集中的現(xiàn)象出現(xiàn).由此推斷，在構(gòu)造擠壓的條件下，青藏高原與四川盆地中、下地殼的黏滯系數(shù)的差異是龍門山斷裂帶應(yīng)力集中積累、優(yōu)先達(dá)到斷層強(qiáng)度而導(dǎo)致地震發(fā)生的主要原因.

通過研究2008年汶川地震余震系列的震源定位結(jié)果，張瑞青等（2008）認(rèn)為汶川地震的余震系列主要分布在8～22km的上地殼范圍內(nèi)，進(jìn)而指出龍門山斷裂帶只存在于上地殼22km深度范圍內(nèi)，并沒有穿透65km左右的整個地殼.劉巧霞等（2010）的汶川地震余震震源定位結(jié)果也支持張瑞青等的這一推斷.震源定位所指向的龍門山斷裂帶的發(fā)震層僅為上地殼深度范圍，這一地震觀測事實在很大程度上表明，青藏高原的中、下地殼物質(zhì)表現(xiàn)為較低力學(xué)強(qiáng)度的韌性特征.以上對龍門山區(qū)域地殼的流變特征這一推斷與Tapponnier等（2001）所認(rèn)為的青藏高原東緣全脆性地殼模型并不一致.我們在模型2中模擬了整個脆性地殼上伏在韌性巖石圈上地幔的巖石圈結(jié)構(gòu)中的應(yīng)力積累分布，結(jié)果并沒有顯示龍門山斷裂上地殼底部的應(yīng)力集中現(xiàn)象；而是出現(xiàn)了龍門山斷裂帶下地殼底部的應(yīng)力集中現(xiàn)象.這一應(yīng)力積累結(jié)果與龍門山斷裂帶的兩次地震主震與絕大部分余震的震源深度并不相符合.所以，從應(yīng)力積累的角度而言，我們認(rèn)為全脆性地殼的地震地質(zhì)模型（Tapponnier et al.，2001；Hubbard et al.，2009）不能解釋龍門山斷裂帶地震的發(fā)生.大量的地質(zhì)學(xué)證據(jù)（Bird et al.，1991）、數(shù)值模擬青藏高原地殼流變結(jié)構(gòu)的研究（Clark 2000，2005；Beaumont et al.，2001，2004）、以及地球物理觀測包括 GPS地表運(yùn)動監(jiān)測（Shen et al.，2005）與深部大地電磁測量數(shù)據(jù)（Bai et al.，2010）所反映的龍門山斷裂帶巖石圈的流變結(jié)構(gòu)，均支持青藏高原東緣有較弱的柔性中、下地殼這一觀點.

Godard等（2009）通過龍門山斷裂帶巖石圈的溫度計算推斷青藏高原東緣中、下地殼的黏滯系數(shù)在1.0×1019～1.0×1021Pa·s之間.該估計與Hilley等（2005）對于青藏高原北部中、下地殼的黏滯系數(shù)的估計一致；但是比Clark等（2000，2005）通過模擬龍門山的地形而推斷的2.0×1018Pa·s黏滯系數(shù)要高出一到兩個量級.盡管關(guān)于青藏高原韌性中、下地殼的黏滯系數(shù)在各家研究中不盡相同，比較模型0與模型4的計算結(jié)果表明，更低的青藏高原中、下地殼黏滯系數(shù)則有利于加速龍門山斷裂帶的應(yīng)力積累.

青藏高原下地殼的運(yùn)動模式（無差異運(yùn)動或下地殼流）在不同的研究中仍然存在較大的爭議，但是我們的計算結(jié)果表明，青藏高原下地殼不論做何種運(yùn)動模式，應(yīng)力集中現(xiàn)象均會在模型0的相同部位出現(xiàn).在假設(shè)存在下地殼流存在的情況下，我們的結(jié)果表明下地殼的快速流動將有利于應(yīng)力在龍門山斷裂帶的加速積累.其原因可解釋為青藏高原下地殼流的東向快速流動加劇了物質(zhì)在龍門山斷裂帶下方的堆積程度，而有利于應(yīng)力的加速增長.

需要指出的是，在本文的計算中并沒有將龍門山斷裂帶的斷層視為力學(xué)性質(zhì)的薄弱帶考慮到計算的模型當(dāng)中，其原因有二：其一，本文計算討論的主要目的是，發(fā)現(xiàn)龍門山斷裂帶在構(gòu)造擠壓的環(huán)境下，地殼的流變結(jié)構(gòu)對應(yīng)力積累的控制因素；其二，從單純的數(shù)值模擬本身來看，如果在模型中加入龍門山地震帶的斷層薄弱帶，那么薄弱帶勢必為周邊非斷層介質(zhì)所包圍.一個完整的介質(zhì)內(nèi)部夾入一個薄弱帶的模型，在擠壓的邊界條件情況下，將會產(chǎn)生人為的應(yīng)力集中現(xiàn)象，其結(jié)果未必與實際力學(xué)情況接近或者相符.所以并未將斷層當(dāng)作力學(xué)性質(zhì)的薄弱帶考慮到模型中來.

6 結(jié)論

我們建立了四種不同流變結(jié)構(gòu)的龍門山斷裂巖石圈模型，計算并比較了這幾種模型在數(shù)千年以上、長期勻速構(gòu)造擠壓作用下的應(yīng)力積累特征，分析了該區(qū)域地震空間分布與構(gòu)造應(yīng)力積累速率的關(guān)系，得到如下結(jié)論：

（1）龍門山斷裂帶在數(shù)千年的應(yīng)力積累過程中，脆性上地殼中應(yīng)力表現(xiàn)近于恒定值的線性增長趨勢，龍門山斷裂帶上地殼底部出現(xiàn)應(yīng)力集中積累現(xiàn)象，這一應(yīng)力集中現(xiàn)象可以解釋龍門山斷裂帶汶川地震與蘆山地震的主震的發(fā)生，及其大部分余震在脆性上地殼中的觸發(fā).而在柔性的中、下地殼內(nèi)，應(yīng)力積累在穩(wěn)定狀態(tài)之后其增長速率近于零，構(gòu)造應(yīng)力積累很難達(dá)到巖石破裂強(qiáng)度，而鮮見地震發(fā)生.

（2）青藏高原一側(cè)上地殼應(yīng)力積累速率遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于四川盆地的應(yīng)力積累速率，這一應(yīng)力積累分布現(xiàn)象可以解釋龍門山區(qū)域青藏高原一側(cè)地震密集而四川盆地地震稀少的地震空間分布特征.

（3）通過四種不同流變結(jié)構(gòu)模型的應(yīng)力計算結(jié)果比較，認(rèn)為導(dǎo)致龍門山斷裂帶以上應(yīng)力積累空間分布狀態(tài)的重要控制因素在于青藏高原中、下地殼較低的黏滯系數(shù)與四川盆地中、下地殼較高的黏滯系數(shù)的差異.地殼各層位的應(yīng)力增長率差異與地震成層分布的現(xiàn)象共同揭示了龍門山區(qū)域巖石圈分層流變結(jié)構(gòu)：脆性上地殼、韌性中、下地殼（青藏高原一側(cè)較弱，四川盆地一側(cè)較強(qiáng)）、韌性巖石圈上地幔.致謝 感謝蘇黎世聯(lián)邦理工學(xué)院的朱桂芝博士參與結(jié)果討論.

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