汶川MS8.0地震逆冲滑动沿断层深度的分布特征及其数值模拟解释①

连尉平，卢大伟，唐方头，李 丽，胡 彬

（1.中国地震局地球物理研究所，北京 100081；2.地壳运动监测工程研究中心，北京 100036）

0 引言

2008年汶川8.0级地震发生在龙门山断裂带。汶川地震是有地震历史记录以来首次发生在大陆内部的陡倾角逆冲型8级以上强震［1］，其初始破裂为纯逆冲型，之后整个断层滑动以逆冲为主、兼具右旋走滑分量［2－3］。

震后现场科考［4－5］和同震滑动反演［6－7］显示，汶川地震的逆冲滑动分布沿断层走向有较大差异：映秀附近断层底部有滑动峰值区；虹口附近近地表逆冲滑动量大；断层中部有高滑动量；小鱼洞至擂鼓段逆冲滑动主要分布在10km深度以上；擂鼓至北川附近地表逆冲滑动量大；北川至南坝段逆冲滑动变小（见图1和图2）。这些差别有什么规律？沿断层走向各段逆冲滑动是否有共同特征？目前没有相关的研究。

本文通过整理依据同震位移反演的汶川地震同震破裂滑动数据分析沿断层走向各段逆冲滑动沿断层深度分布的共同特征，并设计有限元模型初步探讨分布特征形成的原因。

图1 汶川地震破裂各段的逆冲滑动分解Fig.1 Thrust slip decompositionl for each segments in Wenchuan earthgnake rupture zone

图2 各段逆冲滑动分布对比Fig.2 Comparison of thrust slip distributions among different segmenfs

1 汶川地震逆冲滑动分解

汶川地震地表破裂沿断层走向从南西到北东一般分为映秀至虹口段、小鱼洞至擂鼓段、擂鼓至南坝段、南坝至青川段［4－5］。依据地表破裂和同震破裂滑动的差异［5－6］，本文进一步把映秀至虹口段细分为映秀段和虹口段，擂鼓至南坝段细分为擂鼓至北川段（以下简称北川段）、北川至南坝段（以下简称邓家坝段）。南坝至青川段逆冲分量小，不在本文讨论范围内。

文献［6］按照约4km×4km的区块给出了汶川地震同震滑动分布，由地表到深部。考虑到滑动反演的空间分辨率，为了得到更清晰有效的信息，我们对每一段选取地表逆冲滑动值＞5m的相邻区块的平均值作为本段逆冲滑动值，得到映秀段、虹口段、北川段的逆冲滑动量随深度分布如图1阴影所示；小鱼洞擂鼓段和邓家坝段的逆冲滑动量随深度分布如图2。

可以看到，映秀段、虹口段、北川段的逆冲滑动量分布形态有一定相似，均出现了底部滑动峰值和中部滑动堆积。依据对称和平滑的原则，我们对这三段的逆冲破裂滑动量进行简单分解，结果如图1。

分解结果显示，映秀段、虹口段、北川段的逆冲滑动可以分解成三部分破裂滑动的叠加：以深度17 km或18km为中心、滑动分布在上下1km范围内的断层底部破裂；以深度11km为中心、滑动分布在上下5km范围内的断层中部破裂；和以近地表为滑动峰值区的断层主体破裂。

映秀段和虹口段位于汶川地震初始震源附近，汶川地震的初始逆冲破裂深度主要有台网中心给出的14km和USGS给出的19km［8］，正好和分解后的底部和中部逆冲破裂位置相近。虹口段和北川段位于前山断裂和中央断裂共震段落的两端，是汶川地震破裂过程中的两个主要阻碍［7］。因此可以认为，分解出的底部和中部逆冲破裂很可能对应着断层相应段落的局部破裂能量蓄积区域。

图2显示，扣除分别以17～18km和11km深度为中心的局部峰值滑动量后的映秀段、虹口段和北川段的主体滑动和小鱼洞擂鼓段、邓家坝段的逆冲滑动随深度的分布形态基本一致。虹口段和北川段近地表2km范围内的滑动量要相对高一些，很可能是这里中部破裂范围和滑动量较大从而导致近地表的逆冲滑动量有所增加。这个结果表明，剔除部分段落所受局部破裂的影响后，沿断层走向从映秀到南坝近200km范围内，汶川地震逆冲滑动沿断层深度的分布具有一致的形态特征。

2 有限元模拟和分析

为探讨分布特征的形成原因，本文参照文献［6］的几何模型建立平面应变有限元数值模型。模型的几何参数和边界约束等如图3所示，设计依据和说明如下。

图3 龙门山断裂中段深部构造剖面有限元几何模型Fig.3 Geometry of the profile in the middle segment of the Longmenshan fault zone used for the finite element model

（1）本模型和文献［6］几何模型的区别是，断层深度16km以上部分本文用两端点带切向角度（分别代表断层的近地表倾角和基底倾角）的样条曲线来刻画龙门山断层近地表陡倾角上陡下缓倾角渐变的特征［9］，根据资料［5，10］近地表倾角设为75°。

（2）引入带非线性摩擦机制的接触单元来描述断层，应用带状态的库伦摩擦模型［11－12］。摩擦本构关系是：μ＝αμ0（闭锁）；μ＝μ0（滑动）。经试验，取a＝1.05，通过μ0控制断层行为。

（3）龙门山地区地壳厚度40km以上，是具有较高强度的变质杂岩体，因此把模型的深度设为40 km，控制在中上地壳范围内，岩体材料保持为弹性。参考龙门山地区地球物理资料［9，13］，具体介质参数设为：杨氏模量7×104MPa；密度2.7×103kg／m3；泊松比0.2；重力加速度取9.8m／s2。

（4）巴彦喀拉块体对断裂带的挤压用模型南东侧水平向固定、北西侧水平挤压加载使模型缩短来描述。

本文模型不探讨破裂如何触发，只是研究断层在不同挤压环境下破裂时的滑动分布形态。分别设计5个计算模型，先保持断层锁闭（设置μ0＝1），挤压加载使模型分别缩短300m、400m、500m、600m和700m，保持加载并降低断层μ0到合适值使其破裂，从而得到不同挤压强度下的不同破裂释放程度（不同μ0）的滑动分布。

图4 不同挤压缩短量下数值计算的滑动分布Fig.4 Slip distribution with different pressure shorten values from numerical simulations

以小鱼洞擂鼓段为汶川地震滑动分布的典型代表和数值计算得到的结果对比如图4。可以看到，模型在挤压加载缩短500m时的破裂滑动分布和汶川地震滑动分布完全一致；当模型挤压量减小到400m时近地表的滑动量开始出现偏离；挤压量增大到600m时断层中部的滑动量开始出现偏离。更高和更低挤压量的结果见图5，可以看到，更低的挤压导致更大的近地表滑动量偏离，更高的挤压导致更大的中部滑动量偏离，已经无法通过破裂释放程度（μ0））的调整来得到和反演结果相近的滑动分布形态。

挤压缩短量代表模型中断层所受挤压的强度，模拟结果说明，在既定的断层构造和力学条件下，断层的破裂滑动分布形态由断层所受的挤压强度所决定。

北川映秀断裂从映秀到南坝，汶川地震地表破裂形式基本一致，破裂的近地表倾角相近［4－5］，结合其他已有资料和研究［9，13］可以认为，断层剖面构造沿断层走向应该是相似的。另一方面，经分解后，从映秀到南坝汶川地震逆冲滑动沿断层深度的分布形态也是一致的。而根据数值模拟结果，滑动分布形态对应着断层所承受的挤压强度。因此可以认为，北川映秀断裂沿断层走向从映秀到南坝在垂直于断层走向方向上所承受的挤压强度很可能是基本相同的。

图5 更高和更低挤压强度的模拟结果Fig.5 Simulation results under stronger and weaker push

3 结语

汶川地震中，映秀段、虹口段和北川段的逆冲滑动量沿断层深度分布形态虽然比较复杂，但也有一定的规律，总滑动量可以分解成三个破裂的滑动量叠加：以深度17km或18km为中心、滑动量分布在上下1km范围内的断层底部破裂；以深度11km为中心、滑动量分布在上下5km范围内的断层中部破裂；以近地表为滑动高值区的断层主体破裂。剔除局部破裂滑动的影响后，沿断层走向从映秀到南坝近200km范围内汶川地震逆冲破裂滑动沿断层深度的分布形态是一致的。

基于滑动反演几何模型的有限元模拟结果表明，在既定的断层构造和挤压条件下，断层的破裂滑动分布形态和断层所受的挤压强度紧密相关。在合适的挤压强度和破裂释放程度下，断层在巴彦喀拉块体的南东向挤压下可以出现和汶川地震滑动分布形态一致的破裂滑动。汶川地震各段逆冲破裂滑动随深度分布的形态特征比较一致，很可能源于断层浅部构造沿断层走向是相似的，沿断层走向的宏观力学环境也一致：巴彦喀拉块体的南东向挤压，挤压强度也基本相同。

由于目前汶川地震反演滑动分布的空间分辨率还比较有限，本文所用的分解方法简单有效。考虑到逆冲滑动量的分解可以有不同的角度和方法，结果也会有差异，未来可结合震源或破裂的新成果或更多的构造信息做进一步的探讨。对于映秀、虹口、北川等段落的底部和中部局部破裂及可能的形成原因，本文模型讨论不了，有待进一步研究。另外，龙门山断裂带是复杂的三维构造，只是基于目前已有的认知还难以构造可以取得比平面应变更有效结果的三维模型，而平面应变可以有效的模拟沿某一个维度有共性的三维力学行为，因此用于构建本文的模型。但是龙门山断裂带浅部构造沿走向可能有复杂性，沿走向有共性的长度也是有限的，而平面应变模型无法模拟有限长度下的端部效应，这些是平面应变结果的局限性，需要在应用中注意。

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