龙门山断层脆－塑性转化带流变结构与汶川地震孕震机制

周永胜 韩 亮 靖 晨 何昌荣 党嘉祥

1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

2)中国地质科学院地质研究所，大陆构造与动力学国家重点实验室，北京 100037

0 引言

断层摩擦和岩石流变实验表明，断层的强度和摩擦滑动稳定性控制了强震的发震深度，脆－塑性转化深度控制了余震深度。在脆性变形域，断层摩擦强度随深度增加而线性增加，而断层摩擦滑动稳定性随深度发生变化，在地壳浅层，由于断层强度和断层正压力较小，断层表现为稳滑，随着深度增加，断层出现粘滑。在接近脆－塑性转化域，由于温度升高岩石出现半脆性变形，断层滑动又转化为稳滑。在塑性变形域，岩石流变强度随深度增加而非线性减小，因此，在脆－塑性转化带之上，断层强度最大，而且具有粘滑的条件，最有可能形成强震。在脆－塑性转化带内，岩石表现出半脆性变形，虽然不具备发生强震的条件，但可能发生余震;在塑性变形域，理论上不具备发生余震的条件(周永胜等，2009)。

汶川地震发震断层具有高角度逆冲特征，这种断层滑动和发生强震需要断层深部具备特殊的力学条件(周永胜等，2009)。大量研究结果表明，地壳脆－塑性转化带和下地壳塑性流动对高角度逆断层滑动和汶川地震孕震机制具有重要影响(张培震等，2008;周永胜等，2009;Xu et al.，2009;Zhang，2010;Zhao et al.，2012;Zhang et al.，2013)。然而，在龙门山断层带研究方面主要关注断层活动性与汶川地震地表破裂，很少关注断层脆－塑性转化带。汶川地震发生后，我们对断层脆－塑性转化带开展了初步研究，本文是这一研究结果的总结。由于无法直接获得现今断层深部岩石变形的信息，选择龙门山地区出露于地表的韧性剪切带作为研究对象，通过研究碎裂岩－糜棱岩的变形机制，获得脆－塑性转化带岩石的变形温度和流动应力，通过分析糜棱岩中主要矿物成分变化、矿物中的结构水和流体包裹体，确定脆－塑性转化带的流体特征。在此基础上，建立了在不同流体和应变速率条件下断层脆－塑性转化带的流变结构，讨论了流变结构变化对汶川地震孕育和发生的影响。

1 断层脆－塑性转化带变形条件

汶川地震发震断层脆－塑性转化带强度和变形机制对强震孕育具有控制作用。虽然无法直接观察到发震断层深部变形特征，但根据地质学的基本规律，假定现今断层深部发生的变形过程，在地质历史时期同样发生过。因此，通过研究地质历史时期形成并且已经抬升和剥蚀出露于地表的脆－塑性变形岩石的变形特征，可以推测现今发震断层深部的变形条件和变形机制。

汶川地震发震断层周围出露多条韧性剪切带(图1)。以震中以南的崇州鸡冠山一带发育于花岗片麻岩中的韧性剪切带为主，结合震中以北的白水河韧性剪切带和康定杂岩中的泸定韧性剪切带，研究了断层脆－塑性转化带的变形机制和变形条件。

在崇州鸡冠山韧性剪切带跨断层剖面上系统采集了样品，分析了变形花岗岩样品变形组构和石英粒度分布，结果显示，在剪切带两侧，岩石以花岗片麻岩为主，变形很弱，在剪切带边缘岩石出现明显变形，形成含残斑初糜棱岩，而剪切带核部变形强，形成细粒糜棱岩。这种非均匀塑性变形分布指示了龙门山断层深部发生了局部化非均匀塑性流动，推测可能不存在整体均匀塑性流动。另外，在韧性剪切带附近，发现2期石英脉，早期石英脉发生了褶皱，被晚期石英脉切割错位。白水河韧性剪切带和泸定韧性剪切带中，主要发育细粒糜棱岩。利用韧性剪切带中的含残斑初糜棱岩和细粒糜棱岩中的石英以及石英脉变形特征，可以研究断层变形温度和流动应力。

1.1 根据糜棱岩变形机制确定断层脆－塑性转化带变形温度

Hirth等(1992)根据石英的实验塑性变形组构，确定石英存在3个变形域，即低温颗粒边界迁移、中温亚颗粒旋转、高温颗粒边界迁移伴有亚颗粒旋转。通过对比实验变形石英与野外韧性剪切带中变形的石英发现(Stockhert et al.，1999;Stipp et al.，2002a，b)，韧性剪切带中石英的变形同样存在3个变形域，其中，石英发生脆－塑性转化的温度为280～350℃，发生低温颗粒边界迁移的温度为280～400℃，中温亚颗粒旋转的温度为400～500℃，高温颗粒边界迁移伴有亚颗粒旋转的温度为500～700℃。

图1 龙门山地区及其邻区地质简图(韩亮等，2012)Fig.1 Simplified geological map of Longmenshan tectonic zone and the sampling locations(after HAN Liang et al.，2012).

糜棱岩中石英的中温位错蠕变，是断层深部在较慢应变速率下变形的产物，代表了断层脆－塑性转化带在间震期发生塑性变形的阶段。片麻岩和糜棱岩中产生了大量脆性裂缝，是断层在高应变速率条件下发生脆性变形的产物，这代表了同震加载时或震后快速蠕滑阶段脆－塑性转化带内发生脆性变形的阶段(Trepmann et al.，2003;Wintsch et al.，2012)。脆性裂缝被石英脉愈合，早期石英脉又发生了褶皱和低温位错蠕变，可能代表断层脆－塑性转化带在震后蠕变阶段的变形特征，晚期石英脉发生脆性－半脆性变形，显示断层脆－塑性转化带抬升到浅部过程中经历的脆性变形。糜棱岩中存在被石英脉愈合的脆性裂缝，而石英脉经历了低温塑性变形和脆性变形，指示韧性剪切带经历了塑性到脆性和脆性到塑性的2次变形机制的转变(韩亮，2012;韩亮等，2013)，显示出断层脆－塑性转化的复杂性。

1.2 根据石英扩散蠕变粒度确定塑性流动应力

石英和长石流变实验(Rybacki et al.，2000;Rutter et al.，2004a)和变形机制图(Rybacki et al.，2004;Burgmann et al.，2008)表明，在扩散蠕变域，矿物的流动应力具有显著的矿物粒度依赖性，两者具有负相关线性关系，这一关系作为应力计被广泛应用。其中，动态重结晶形成的细粒石英颗粒粒度与应力关系的经验公式(Mercier et al.，1977;Twiss，1977，1980)作为应力计被广泛使用。这些应力计是建立在早期低精度的实验数据基础上的，石英粒度分布跨越了位错蠕变和扩散蠕变交叉区间，准确性不高。Stipp等(2003，2006，2010a，b)根据新的高精度高温高压实验和野外糜棱岩样品中石英的扩散蠕变修正了应力计。在修正的应力计中，石英粒度主要位于扩散蠕变域，是相对比较可靠的。根据鸡冠山韧性剪切带糜棱岩中的重结晶石英的粒度，利用这些应力计估计了剪切带变形时的流动应力。

图2 韧性剪切带糜棱岩样品中石英的粒度－频数关系Fig.2 The grain size versus frequency of quartz in mylonite samples in the ductile shear zone.

利用靖晨等(2010)曾统计的糜棱岩中的石英粒度，重新计算了粒度－频数关系，如图2所示。石英的优势粒度分布范围为15～100μm，应用不同学者给出的应力计(Twiss，1977，1980;Mercicer，1977;Stipp et al.，2003，2006，2010a，b)，重新计算了韧性剪切带的流动应力(图3)，其中用 Twiss(1977，1980)公式计算出的值偏大，而用Mercier(1977)公式计算出的值偏小，用Stipp等(2003，2006，2010a，b)公式算出的值处于上述2种方法之间。由于Stipp等(2003，2006，2010a，b)的实验数据更为精确，而且与野外样品分析结果比较吻合，因此，这里主要是利用Stipp等(2003，2006，2010a，b)的公式进行计算，得出的流动应力为15～80MPa(图3)。

2 断层脆－塑性转化带的流体特征

近年来研究表明，韧性剪切带中的石英和长石不同程度地存在结构水和包裹体水(Zhou et al.，2008)，实验研究表明，矿物中的微量水对岩石变形弱化和剪切带的形成具有重要作用(周永胜，2013)。为了研究龙门山地区脆－塑性转化带的流体特征，分析了映秀－北川断裂中白水河韧性剪切带、南段鸡冠山韧性剪切带和泸定地区的韧性剪切带中的糜棱岩、片麻岩、未变形花岗岩中石英和长石的结构水含量与流体包裹体特征。

2.1 断层脆－塑性转化带矿物结构水含量

傅里叶变换红外吸收光谱仪(FTIR)是研究矿物结构水最有效的仪器，Zhou等(2008)系统总结了用该仪器进行分析的结果，并研究了红河断裂中地壳韧性剪切带中的结构水。靖晨等(2010)、韩亮(2012)、Han等(2013)系统测试了龙门山地区脆－塑性转化带中石英和长石结构水含量，本文对分析数据进行了重新整理和分析。分析结果表明(图4)，未变形花岗岩中长石水含量＜0.025wt%，石英水含量＜0.01wt%;弱变形的条带状花岗片麻岩中长石水含量＜0.04wt%，粗粒石英水含量＜0.015wt%，动态重结晶产生的细粒石英水含量＜0.04wt%;强烈变形的细粒花岗糜棱岩中剪切残斑长石水含量＜0.05wt%，剪切残斑石英水含量＜0.03wt%，剪切面理中细粒长石水含量＜0.07wt%，细粒石英水含量显著增加，达到0.1～0.15wt%，愈合花岗片麻岩中裂隙的早期石英脉中石英水含量＜0.015wt%，晚期石英脉中水含量＜0.035wt%。

图3 根据不同应力计计算的流动应力Fig.3 The flow stress calculated by different paleopiezometers.

图4 石英和长石水含量与变形关系Fig.4 Water content of feldspar and quartz，and its relation with deformation.

水含量测试结果表明，长石的水含量比石英略高，而且水含量随变形程度的增加而升高。其中，未变形花岗岩中的长石和石英水含量普遍比较低，花岗片麻岩中长石水含量略有升高，而粗粒石英水含量基本没有变化，细粒石英水含量增加了近4倍;花岗糜棱岩中的残斑长石和残斑石英水含量与片麻岩中的长石和细粒石英接近，但细粒长石和石英中的水含量大幅度增加;2期石英脉中，早期塑性变形的石英脉水含量与片麻岩中的粗粒石英相同，而晚期半脆性变形的石英脉水含量接近于片麻岩中的细粒石英，显示石英脉的水含量接近片麻岩而低于糜棱岩。

大伙学着吴耕试着去接由空中飘扬飞扬的花瓣。梅、桃、李、杏、海棠、蔷薇、木槿、紫薇、玉兰、槐花、荷花、桂花、菊花，有的能用舌头辨认出来，有的也无能为力，就上官星雨来讲，最有意思的是木槿吧，这种白色与紫红色的花，由五月到十月，次第开放在门前的小巷里，祖母有时候会吩咐厨娘去摘来做菜。当然，石楠花她也有印象的，那么腥臭的花，是魔鬼派来的吧，开在阳春，一直要等到十月里桂花开放，才可以将它的余味清算干净。

根据强烈变形的石英水含量增加这一现象推测，在间震期，随着应变积累，断层带中心的水含量高于断层带边缘，在断层核部局部可能存在高压水环境，从而降低了断层强度，促进了断层突然滑动与地震发生。石英脉中水含量降低的现象显示断层带中心的水含量接近断层带边缘和围岩，据此推测，在同震破裂后，由于裂缝联通，增加了断层带的渗透率，断层带中心的水散失。

2.2 断层脆－塑性转化带的高压流体

在地震破裂过程中，断层脆－塑性转化带内的石英和长石伴有大量的微裂隙，这些微裂隙在间震期被逐渐愈合。随着断层愈合，微裂隙中的流体被封闭从而形成流体包裹体。矿物中的次生流体包裹体保留了流体被捕掳时的成分信息与温度条件，这为研究断层深部流体提供了方法(Kuster et al.，1999;Yonkee et al.，2003)。

通过拉曼探针分析可以确定流体包裹体的成分，而通过流体包裹体显微测温可以获得包裹体的冰点和均一温度。根据冰点和均一温度得出的包裹体等容线与矿物反应的状态平衡方程曲线交会点，可以确定流体包裹体的捕获温度和流体压力(Yonkee et al.，2003)。

对未变形花岗岩、弱变形花岗片麻岩、糜棱岩和石英脉中的石英流体包裹体分析发现，石英中有2种含盐流体包裹体，其中高盐度流体包裹体主要成分为CaCl2－NaCl－H2O，低盐度水溶液为NaCl－H2O，其均一温度为130～280℃。它们都沿石英晶内愈合的线状微破裂分布，应该是断层带愈合过程中被捕获的次生流体包裹体。

在糜棱岩分析样品中出现黑云母、白云母和绿泥石矿物共生组合(韩亮，2012)。而通过全岩成分与剪切变形的关系分析发现，与未变形花岗岩和弱变形花岗片麻岩相比，强烈变形的糜棱岩中，Fe2+、Mg2+、Ca2+含量上升，K+含量降低(靖晨等，2010)。这表明在糜棱岩中存在着与钾长石相关的水岩反应:

根据流体包裹体测温得到的流体包裹体的冰点和均一温度数据，利用Flincor等(1989)软件计算得到流体包裹体的等容线，并与方程(1)代表的矿物反应温压条件相交，获得包裹体内的流体压力为70～405MPa，包裹体捕获温度为330～350℃。根据龙门山地区的温度梯度(周永胜等，2009)，流体包裹体捕获温度对应的地壳静岩压力约450MPa，据此估计的流体压力系数(流体压力与静岩压力之比)为0.16～0.9。推测这些次生流体包裹体的捕获温度和压力，代表强震发生后，断层带内产生的大量微裂隙被逐渐愈合过程中的流体特征。

上述与断层愈合相关的流体包裹体分析表明，断层脆－塑性转化带具有比较高的流体压力。断层带高压流体被认为是强震发生的重要条件(Sibson et al.，1988;Kuster et al.，1999)。微裂隙愈合是断层存在高压流体的主要机制(Trepmann et al.，2007)，断层带微裂隙在愈合过程中，流体被封闭在断层带，随着裂隙愈合程度增加，断层带局部流体压力不断升高，在流体压力接近静岩压力时，断层会突然滑动，发生强震。高温高压模拟实验证实(韩亮等，2013)，压溶和动态重结晶作用是脆－塑性转化带微裂隙愈合的主要机制，而应变和流体可以加速微裂隙愈合。断层带裂隙愈合与地震孕育的关系在断层脆－塑性转化带的变形机制中得到了很好的印证。研究区花岗片麻岩和糜棱岩中存在被石英脉愈合了的脆性裂缝，而石英脉经历了低温塑性变形和脆性变形，指示韧性剪切带经历了塑性到脆性和脆性到塑性的2次变形机制的转变。石英的这种塑性－脆性－塑性－脆性变形机制变化很难用温度变化解释，可能主要受应变速率控制，其中应变速率变化主要受断层发生周期性地震控制(Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007;Wintsch et al.，2012)。在红河断裂带的变形花岗岩中就发现至少存在3期塑性变形和2期脆性变形，并且这种脆－塑性转化可能与地震密切相关(Wintsch et al.，2012)。

基于地质历史时期的断层脆－塑性转化带具有比较高的流体压力推测，龙门山断层带深部现今可能同样存在高压流体，而断层带内存在高压流体对汶川地震孕育具有重要意义(Xu et al.，2008，周永胜等，2009)。

3 断层脆－塑性转化带的流变结构

周永胜等(2009)初步给出了在静水压条件下龙门山地区和邻近地区的地壳流变结构，讨论了龙门山断层带的强震孕育条件，认为断层带存在高压流体，可能是汶川地震发生高角度逆断层滑动的力学条件。根据流体包裹体研究结果推测，龙门山断裂带深部存在接近静岩压力的高压流体。脆－塑性转化带构造岩研究表明，在地震周期不同阶段，由于应变速率的变化，断层带发生了多次脆－塑性转化。因此，基于流体压力变化和应变速率变化，讨论龙门山断层脆－塑性转化带的流变结构。

3.1 从间震期到地震成核阶段断层脆－塑性转化带流变结构变化

在间震期，脆－塑性转化带受位错蠕变控制，而断层带震源深度处于闭锁状态。根据GPS数据得到的汶川地震之前川西高原在约500km范围内的年地壳缩短量为4～5mm/a，估计该地区平均应变速率约2.85×10－16s－1(张培震等，2009)。变形花岗岩的水含量测试结果表明，韧性剪切带中心存在流体活动，因此，选择“含水”样品的流变实验参数作为计算间震期断层带流变强度的基础数据，选择静水压条件(流体压力系数为0.37)计算间震期脆性断层摩擦强度，而流体压力系数最大值0.9可作为地震成核阶段断层带内的孔隙流体压力。根据鸡冠山韧性剪切带内变形花岗岩样品的变形组构，花岗质岩石的韧性变形主要以石英塑性变形为主，长石为半脆性变形。流变实验结果表明，花岗岩和石英的流变强度非常接近，花岗质岩石的脆－塑性转化主要受石英的脆－塑性转化控制(周永胜等，2003;Zhou et al.，2009)。因此，根据含水石英的位错蠕变参数(Rutter et al.，2004b)计算断层脆－塑性转化带的流变强度。建立地壳流变结构所需的温度随深度的变化是基于四川地区热流数据，利用热传导方程计算得到的(周永胜等，2009)。根据上述参数计算得到的断层脆－塑性转化带流变结构如图5所示。

根据图5，在间震期，断层带流体压力接近静水压(流体压力系数为0.37)，断层脆－塑性转化深度约19km，对应的断层极限强度约330MPa。在地震成核阶段，断层带流体压力上升到接近静岩压力(流体压力系数为0.9)，脆－塑性转化深度约22km，对应的断层极限强度约100MPa。而根据韧性剪切带中糜棱岩变形机制确定的断层塑性流动应力和变形温度范围处于断层塑性变形域，根据汶川地震定位结果，震源深度不超过19km(陈九辉等，2009;Chen et al.，2010)，震源位于断层脆性摩擦滑动域。这表明基于断层构造岩变形、流变实验结果以及汶川地震定位分别获得的断层流变结构是相吻合的。

3.2 震后快速蠕滑阶段断层脆－塑性转化带流变结构变化

随着流体压力增加，在接近静岩压力时，断层有效强度很低，断层失稳而发生强震(Sibson et al.，1988)。在同震破裂后，断层带微裂隙张开，高压流体消失，流体压力再一次接近于静水压(Kuster et al.，1999;Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007)。同时，断层在震后快速滑动阶段，应变速率显著增加，可以达到 10－8s－1～ 10－12s－1(Trepmann et al.，2003;Wintsch et al.，2012)，脆－塑性转化深度也随之增加，表现为余震深度分布增加(Schaff et al.，2002)。因此，在计算震后快速滑动阶段的流变强度时，其他参数不变，仅断层带的应变速率采用10－12s－1，流体压力为静水压，获得的流变结构如图6所示。

在图6中，与地震成核阶段的流变结构相比，在震后快速滑动阶段，不仅断层强度极限增加，接近于400MPa，而且脆－塑性转化深度显著增加，达到了28km。由于脆－塑性转化深度增加，不仅汶川地震的震源处于脆性摩擦滑动域，而且在间震期能够发生塑性流变的深度(温度)条件，也会出现脆性变形(微破裂与摩擦滑动)，这与糜棱岩和片麻岩中发现的被石英脉充填的脆性破裂现象是吻合的。

图5 从间震期到地震成核阶段断层脆－塑性转化带流变结构变化Fig.5 The rheological profile of brittle-plastic transition zone from inter-seismic period to earthquake nucleation in Longmenshan region.

图6 同震到震后快速蠕滑阶段断层脆－塑性转化带流变结构变化Fig.6 The rheological profile of brittle-plastic transition zone during after-slip period in Longmenshan region.

本研究中，根据实际资料统计分析建立的脆－塑性转化带流变结构模型，充分考虑了强震孕育发生不同阶段的流体压力变化和应变速率变化，因此给出的流变结构是一个动态变化的流变模型。与基于理论和实验建立的静态流变结构相比，断层脆－塑性转化深度不是固定值，而是随流体压力和应变速率变化而变化，反映了在强震孕育不同阶段，断层脆－塑性转化带的变形机制和断层强度的变化，这种变化对汶川地震的孕育和发生具有重要意义。

4 讨论

图7 强震孕育发生和流体压力与断层强度关系的概念模型Fig.7 The model of relation between strong earthquake occurrence with pore fluid pressure and strength of fault during synseismic loading and postseismic creep in the brittle-plastic transition zone.

断层脆－塑性转化带构造岩变形机制研究表明，构造岩经历了多次的脆－塑性转化(Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007;Wintsch et al.，2012;韩亮等，2013)。这种脆－塑性转化除了受温度控制外，还与流体压力和应变速率变化相关，是断层带发生多次强震的证据，其中，塑性变形为间震期的产物，而脆性变形是同震和震后快速滑动的结果(Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007;Wintsch et al.，2012)。图7给出了强震孕育发生和流体压力与断层强度关系的概念模型(Trepmann et al.，2003)。在该模型中，在同震加载及其之前，断层处于高压流体状态，当流体压力接近静岩压力时，断层带出现失稳错动，发生强震。由于同震破裂和震后快速滑动，断层带出现大量微裂隙，断层带内高压流体消失，石英以碎裂流动和低温高应力塑性变形为主，断层带强度增加。在间震期，断层带的应变速率比较低，流体压力接近于静水压，断层处于震后蠕变阶段，石英发生塑性变形，表现为位错蠕变，断层岩可能发生水岩反应和压溶等(Trepmann et al.，2007;Wintsch et al.，2012)。在这些缓慢的塑性变形作用下，断层带内的微裂缝逐渐愈合，断层带渗透率降低，被封闭在断层带内的流体压力逐渐增加，同时，断层带的强度逐渐降低。随着时间延续，断层带微裂隙逐渐愈合，流体压力逐渐增加，而断层强度逐渐降低，石英以静态重结晶生长为主，新的强震正在孕育中。这为讨论汶川地震的强震孕育机制提供了思路。

汶川地震的发震断层为高角度逆断层，其滑动需要特殊的力学条件(周永胜等，2009)，而断层带存在高压流体是最可能的因素(Xu et al.，2008;周永胜等，2009)。通过鸡冠山和白水河等地区出露的断层构造岩变形机制、变形条件和流体分析表明，断层脆－塑性转化带普遍存在矿物结构水和包裹体水，流体包裹体分析显示，断层带局部可能存在流体压力系数为0.9的高压水。基于这些分析和流变实验结果建立的断层脆－塑性转化带的流变结构表明，高压流体存在可能是汶川地震发生的重要因素之一。

汶川地震的震源深度不超过19km，对应的地温＜340℃(周永胜等，2009)。这一深度不仅处于脆性摩擦滑动域，而且该温度接近于石英和花岗岩摩擦滑动的速度弱化与速度强化转化温度(350℃)附近(Blanpied et al.，1995)，具备断层速度弱化和地震成核的力学条件。然而，断层是否失稳以及强震是否发生，还与断层带流体压力密切相关。只有当流体压力接近或达到静岩压力时，才可能触发断层失稳，发生强震。根据出露于龙门山断层带的构造岩变形机制和流体分析结果推测，汶川地震的发震断层脆－塑性转化域，可能存在高压流体。因此，断层具备摩擦滑动速度弱化是地震成核的基础，而断层带内存在高压流体可能是触发高角度逆断层滑动和汶川地震发生的主要机制。

陈九辉，刘启元，李顺成，等.2009.汶川MS8.0地震余震序列重新定位及其地震构造研究［J］.地球物理学报，52(2):390—397.

CHEN Jiu-hui，LIU Qi-yuan，LI Shun-cheng，et al.2009.Seismotectonic study by relocation of the Wenchuan MS8.0 earthquake sequence［J］.Chinese Journal of Geophysics，52(2):390—397(in Chinese).

韩亮.2012.龙门山断裂脆－塑性转化带内花岗岩的流体特征与裂缝愈合的实验模拟研究［D］:［学位论文］.北京:中国地震局地质研究所.

HAN Liang.2012.Fluid characters of granite in the brittle-plastic transition zone of the Longmenshan Fault and experimental simulation of cracks healing ［D］.Ph D thesis.Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing(in Chinese).

韩亮，周永胜，姚文明.2013.中地壳断层带内微裂隙愈合与高压流体形成条件的模拟实验研究［J］.地球物理学报，56(1):91—105.

HAN Liang，ZHOU Yong-sheng，YAO Wen-ming.2013.A simulating experimental study on crack healing and the formation of high pore fluid pressure in faults of middle crust［J］.Chinese Journal of Geophysics，56(1):91—105(in Chinese).

靖晨，周永胜，兰彩云.2010.龙门山韧性剪切带主要矿物结构水含量与变形的关系［J］.岩石学报，26(5):1604—1616.

JING Chen，ZHOU Yong-sheng，LAN Cai-yun.2010.The relationship between water contents and deformation of the main minerals in ductile shear zone in Longmenshan［J］.Acta Petrologica Sinica，26(5):1604—1616(in Chinese).

张培震，徐锡伟，闻学泽，等.2008.2008年汶川8.0级地震发震断裂的滑动速率、复发周期和构造成因［J］.地球物理学报，51(4):1066—1073.

ZHANG Pei-zhen，XU Xi-wei，WEN Xue-ze，et al.2008.Slip rates and recurrence intervals of the Longmenshan active fault zone and tectonic implications for the mechanism of the May 12 Wenchuan earthquake，2008，Sichuan，China［J］.Chinese Journal of Geophysics，51(4):1066—1073(in Chinese).

周永胜，何昌荣.2003.地壳主要岩石流变参数及华北地壳流变性质研究［J］.地震地质，25(1):109—122.

ZHOU Yong-sheng，HE Chang-rong.2003.Rheological parameter of crustal rocks and crustal rheology of North China［J］.Seismology and Geology，25(1):109—122(in Chinese).

周永胜，何昌荣.2009.汶川地震区的流变结构与发震高角度逆断层滑动的力学条件［J］.地球物理学报，52(2):474—484.

ZHOU Yong-sheng，HE Chang-rong.2009.The rheological structures of crust and mechanics of high angle reverse fault slip for Wenchuan MS8.0 earthquake［J］.Chinese Journal of Geophysics［J］.52(2):474—484(in Chinese).

Blanpied M L，Lockner D A，Byerlee J D.1995.Frictional slip of granite at hydrothermal conditions［J］.J Geophys Res，100:13045—13064.

Bucher K，Frey M.1994.Petrogenisis of Metamorphic Rocks［M］.Berlin，Heidelberg:Springer-Verlag.200—203.

Burgmann R，Dresen G.2008.Rheology of lower crust and upper mantle:Evidence from rock mechanics，geodesy，and field observations［J］.Annu Rev Earth Planet Sci，36:531—567.

Chen J H，Froment B，Liu Q Y，et al.2010.Distribution of seismic wave speed changes associated with the 12 May 2008 MW7.9 Wenchuan earthquake［J］.Geophys Res Lett，37:L18302.doi:10.1029/2010GL044582.

Flincor B P E.1989.A microcomputer program for the reduction and investigation of fluid-inclusion data ［J］.American Mineralogist，74:1390—1393.

Han Liang，Zhou Yongsheng，He Changrong.2013.Water-enhanced plastic deformation in felsic rocks［J］.Science in China(Ser D)，56(2):203—216.

Hirth G，Tullis J.1992.Dislocation creep regimes in quartz aggregates［J］.J Struct Geol，14:145—159.

Kuster M，Stockhert B.1999.High differential stress and sublithostatic pore fluid pressure in the ductile regime—Microstructural evidence for shot-term post-seismic creep in the Sesia zone，Western Alps［J］.Tectonophysics，303:263—277.

Mercier J C，Anderson D A，Carter N L.1977.Stress in the lithosphere:Inferences from steady-state flow of rocks［J］.Pure Appl Geophys，115:199—226.

Rutter E H，Brodie K H.2004a.Experimental grain-size sensitive flow of hot-pressed Brazilian quartz aggregates［J］.J Struc Geol，26:2011—2023.

Rutter E H，Brodie K H.2004b.Experimental intracrystalline plastic flow in hot-pressed synthetic quartzite prepared from Brazilan quartz crystals［J］.J Struc Geol，26:259—270.

Rybacki E，Dresen G.2000.Dislocation and diffusion creep of synthetic anorthite aggregates［J］.J Geophys Res，105:26017—26036.

Rybacki E，Dresen G.2004.Deformation mechanism maps for feldspar rocks［J］.Tectonophysics，382(3－4):173—187.

Schaff D P，Bokelmann G H R，Beroza G C.2002.High-resolution image of Calaveras Fault seismicity［J］.J Geophys Res，107(B9):2186.doi:10.1029/2001JB000633.

Sibson R H，Robert F，Poulsen H.1988.High-angle reverse faults，fluid-pressure cycling and mesothermal gold-quartz deposits［J］.Geology，16:551—555.

Stipp M，Tullis J.2003.The recrystallized grain size piezometer for quartz［J］.Geophys Res Lett，30(21):2088.doi:10.1029/2003GL018444.

Stipp M，Tullis J，Behrens H.2006.Effect of water on the dislocation creep microstructure and flow stress of quartz and implications for recrystallized grain size piezometer［J］.J Geophys Res，111:B04201.doi:10.1029/2005 JB003852.

Stipp M，Tullis J，Scherwath M，et al.2010.A new perspective on paleopiezometry:Dynamically recrystallized grain size distributions indicate mechanism changes［J］.Geology，38:759—762.

Stipp M，Stunitz H，Heilbronner R，et a.2002a.Dynamic recrystallization of quartz:Correlation between natural and experimental conditions［A］.In:De Meer S et al.(eds).Deformation Mechanisms，Rheology and Tectonics:Current Status and Future Perspectives.Geol Soc Spec Publ，200:171—190.

Stipp M，Stunitz H.2002b.The eastern Tonale Fault zone:A“natural laboratory”for crystal plastic deformation of quartz over a temperature range from 250 to 700℃ ［J］.J Struct Geol，24:1861—1884.

Stockhert B，Brix M R，Kleinschrodt R，et al.1999.Thermochronometry and microstructures of quartz—A comparison with experimental flow laws and predictions on the temperature of the brittle-plastic transition ［J］.J Struct Geol，21:351—369.

Trepmann C A，Stockhert B.2001.Mechanical twinning of jadeite-An indication of synseismic loading beneath the brittle-ductile transition［J］.International of Earth Sciences，90:4—13.

Trepmann C A，Stockhert B.2002.Cataclastic deformation of garnet:A record of synseismic loading and postseismic creep［J］.Journal of Structural Geology，24:1845—1856.

Trepmann C A，Stockhert B.2003.Quartz microstructures developed during non-steady state plastic flow at rapidly decaying stress and strain rate［J］.J Struc Geol，25:2035—2051.

Trepmann C A，Stockhert B，Kuster M，et al.2007.Simulating coseismic deformation of quartz in the middle crust and fabric evolution during postseismic stress relaxation—An experimental study［J］.Tectonophysics，442:83—104.

Twiss R J.1977.Theory and applicability of a recrystallized grain size paleopiezometer［J］.Pageoph，115:224—227.

Twiss R J.1980.Theory and applications of a recrystallizd grain size paleopiezometer［J］.Pure Appl Geophys，115:227—244.

Wintsch R P，Yeh M－W.2012.Oscillating brittle and viscous behavior through the earthquake cycle in the Red River shear zone:Monitoring flips between reaction and textural softening and hardening［J］.Tectonophysics，587:46—62.

Xu X W，Wen X Z，Yu G H.2009.Coseismic reverse-and oblique-slip surface faulting generated by the 2008 MW7.9 Wenchuan earthquake，China［J］.Geology，37:515—518.

Xu Z Q，Ji S C，Li H B，et al.2008.Uplift of the Longmenshan Range and the Wenchuan earthquake［J］.Episodes，31(3):291—301.

Yonkee W A，Parry W T，Bruhn R L.2003.Relations between progressive deformation and fluid-rock interaction during shear-zone growth in a basement-cored thrust sheet，Sevier orogenic belt，Utah ［J］.Am J Sci，303:1—59.

Zhang Pei-zhen.2013.A review on active tectonics and deep crustal processes of the western Sichuan region，eastern margin of the Tibetan plateau［J］.Tectonophysics，584:7—22.

Zhang P Z，Wen X Z，Shen Z K，et al.2010.Oblique high-angle listric-reverse faulting and associated straining processes:The Wenchuan earthquake of 12 May 2008，Sichuan，China［J］.Annual Review of Earth and Planetary Sciences，38:353—382.

Zhao Guo-ze，Unsworth M J，Zhan Yan，et al.2012.Crustal structure and rheology of the Longmenshan and Wenchuan MW7.9 earthquake epicentral area from magnetotelluric data［J］.Geology，40:1139—1142.doi:10.1130/G33703.1.

Zhou Yongsheng，He Changrong，Huang Xiaoge，et al.2009.Rheological complexity of mafic rocks and the effect of mineral component to creep of rocks［J］.Earth Science Frontiers，16(1):76—87.

Zhou Yongsheng，He Changrong Yang Xiaosong.2008.Water contents and deformation mechanism in ductile shear zone of middle crust along the Red River Fault in southwestern China［J］.Sci China(Ser D)，51(10):1411—1425.