花岗岩非稳态流变实验

牛 露 周永胜 姚文明 马 玺 何昌荣

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)河北省地震局，石家庄 050021

0 引言

大陆地壳浅源地震密集分布层被称为地震层(seismogenic zone)(Scholz，2007)，其深度处于石英脆塑性转化带(Hirthetal.，1994，2001；Stöckhertetal.，1999；Trepmannetal.，2013，2017；周永胜等，2014)，相当于低绿片岩相变质温度和压力条件(Kochetal.，1992；Stöckhertetal.，1999)，其下为稳态塑性流变层。地震层与其下伏塑性层的应力状态、脆塑性转化深度、变形机制、流体特征都随着同震加载、震后松弛、间震期蠕变各阶段应变速率的变化而发生变化(Trepmannetal.，2013；周永胜等，2014)。在同震过程中，高速滑动引起脆性地震层的同震应力释放伴随有下伏塑性层的准瞬态加载，塑性层的高应力加载导致脆塑性转化的深度增加，余震分布深度也随之增加(Schaffetal.，2002)，并伴随地震破裂、断层带高压流体释放；而在震后松弛阶段，应变速率逐渐降低，深部地壳发生缓慢的应力松弛并伴有浅部脆性断层应力的逐渐加载(Scholz，2007)，导致脆塑性转化深度逐渐变浅，随着断层半脆性非稳态蠕变，断层带微裂隙和空隙逐渐被愈合，流体压力缓慢增加；在间震期蠕变阶段，应变速率和脆塑性转化深度恢复到正常水平，深部地壳处于稳态流变状态，浅部脆性断层处于闭锁或缓慢蠕滑状态(周永胜等，2014)。

与间震期蠕变相关的野外塑性变形和流变实验研究非常多，而与同震加载和震后松弛相关的地壳深部脆塑性转化和非稳态蠕变研究则非常有限。大量韧性剪切带和糜棱岩变形研究表明，间震期断层脆塑性转化带的深度受石英位错蠕变控制，石英以位错蠕变为主，形成晶体优选方位定向(CPO)，其变形温度的低温线为300℃(Dunlapetal.，1997；Stöckhertetal.，1999；van Daalenetal.，1999；Hirthetal.，2001；Stippetal.，2002)。在同震和震后松弛阶段，在高应变速率条件下，脆塑性转化带处于高应力准瞬态加载状态，石英以非稳态蠕变为主，表现为机械双晶、晶内微破裂形成的碎裂与基质韧性变形(Trepmannetal.，2001，2002，2003)。在某些剥蚀出露的动力变质岩中，石英、长石、石榴石等矿物记录了这种与同震加载和震后松弛相关的非稳态蠕变特征(Küsteretal.，1999；Trepmannetal.，2001，2002，2003，2017)。红河断裂带(Wintschetal.，2013；Caoetal.，2016)和龙门山断裂带(Hanetal.，2016)剥蚀出露的糜棱岩中存在高温塑性变形—脆性破裂—低温塑性变形的特征，代表了脆塑性转化带在间震期稳态蠕变—同震破裂—震后松弛的非稳态蠕变特征。其中，同震过程伴有斑晶碎裂与基质低温塑性变形，而震后松弛阶段的非稳态蠕变伴有低温位错滑移、压溶、长石类矿物与水反应生产含水的环状和层状矿物等多种变形机制(Wintschetal.，2013)。

与间震期石英位错蠕变相关的野外和实验研究程度比较高，建立了经典的稳态流变方程，确立了3种不同类型的位错蠕变机制、石英动态重结晶粒度与流动应力关系、CPO和石英c轴滑移与变形条件之间关系等(周永胜等，2003；刘贵等，2013；Liuetal.，2016，2017)。这些稳态流变实验结果为模拟间震期地壳形变提供了最为关键的实验支持(Bürgmannetal.，2008)。模拟同震高应力以及震后松弛阶段塑性最上层变形相关的实验研究表明(Trepmannetal.，2007，2013；Druiventaketal.，2012)，石英和橄榄石在低温高应力条件下的半脆性破裂基础上叠加的低温非稳态蠕变的微观结构特征与野外断层带观测到的塑性层在同震到震后松弛阶段的变形特征类似。采用大理岩模拟同震破裂和震后松弛阶段微裂隙愈合的实验表明，通过压溶和动态重结晶作用可以愈合同震产生的破裂，为断层带内部高压流通形成机制提供了实验依据(韩亮等，2013)。

因此，通过野外断层韧性剪切带变形特征与变形机制研究，初步确立了同震和震后松弛阶段断层脆塑性转化带的变形方式(Küsteretal.，1999；Trepmannetal.，2001，2002，2003，2017；Wintschetal.，2013)，为研究地震断层的深部塑性层在同震变形和震后松弛阶段的变形提供了地质证据。然而，相关的实验研究才刚刚起步，只是开展了石英和橄榄石低温半脆性蠕变实验(Trepmannetal.，2007，2013；Druiventaketal.，2012)和大理岩破裂与愈合实验(韩亮等，2013)，仍未能通过高温高压实验模拟出野外观测到的与震后松弛相关的断层深部主要的变形特征和变形机制，更缺少研究震后松弛阶段断层深部变形的半定量经验关系。而这些实验数据和经验关系是研究震后地壳形变必需的参考和约束依据，特别是每次强震发生后，对通过GPS观测数据获得的地表断层余滑和震后松弛形变资料进行分析时，急需相关的非稳态蠕变实验结果。

基于以上研究现状，本文将采用汶川断层带的浅钻细粒花岗岩开展其脆塑性转化的显微构造特征及变形机制研究。

1 实验样品和实验条件

本实验的样品是采集自德阳金河磷矿地区浅钻岩心中的细粒花岗岩，为新元古代彭灌杂岩的代表岩石之一(Duanetal.，2016)，与牛露等(2018)使用的样品相同。样品结构均匀，主要矿物组成为：斜长石(38%)、石英(33%)、微斜长石(11%)、绿泥石(11%)、云母(7%)。初始样品在扫描电镜下的显微结构特征见图1(牛露等，2018)。

图1 实验原始样品显微结构特征(牛露等，2018)Fig.1 Microstructure of the original granite sample observed under scanning electron microscope.pl 斜长石；qtz 石英；bt 黑云母

本实验在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室的Griggs型3GPa熔融盐固体介质三轴高温高压实验系统上进行。实验设备、压力容器、装样等参见文献(韩亮等，2009，2013；刘照星等，2013；刘贵等，2013；Liuetal.，2016)。

实验的压力为250～750MPa，温度为190～490℃。实验的温度和压力条件模拟汶川地震区地壳10～30km深度的实际温度和压力设计，压力按照埋藏深度换算，温度根据地温梯度18℃/km选取，该温度梯度依据龙门山地壳的温度随深度变化模型(周永胜等，2009)估算。实验采取等应变速率控制，应变速率为5×10-4s-1。

本实验是牛露等(2018)工作的补充，牛露等(2018)将实验分为2组，第1组实验的温度和压力条件与本实验完全相同，但应变速率比本实验慢1个数量级，为5×10-5s-1。第2组实验的压力与本次实验相同，应变速率为5×10-5s-1，但温度按照30℃/km设定，用于模拟高地温梯度条件。

为分析变形样品微观结构特征，将实验变形后的样品沿主压缩方向切开并磨制薄片，分别在偏光显微镜和扫描电镜下对实验初始样品和变形样品进行显微构造研究，样品分析在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室完成。

2 实验力学数据

实验条件及实验力学数据列于表1，所有样品的总应变量在20.4%～31.1%范围内。实验数据校正参考刘照星等(2013)、刘贵等(2013)、Liu等(2017)和牛露等(2018)的工作。经校正后的应力-应变曲线如图2 所示，本文获得的高应变速率(5×10-4s-1)实验的应力-应变曲线与牛露等(2018)的低应变速率(5×10-5s-1)实验曲线特征相似。在地壳浅部低温和低压力条件下(190℃、250MPa和280℃、375MPa)，样品的应力-应变曲线无明显屈服点，表现出应变强化的特征；随着实验温度压力增加，样品在360℃、500MPa，430℃、625MPa和490℃、750MPa条件下的应力-应变曲线出现较为明显的屈服点，且随着应变量增加，应力趋于稳态。

表1 实验条件与力学数据Table1 Summary of experimental conditions and mechanics data

图2 花岗岩在应变速率5×10-4s-1 条件下的应力-应变曲线Fig.2 The stress-strain curves of granites with strain rate 5×10-4s-1.

温度、应变速率、压力对岩石强度的影响是判定岩石变形属性的重要指标。由流动定律可知，当岩石样品进入塑性域后，温度与应变速率为岩石强度的主要影响因素，而压力的影响较小。将本文的实验数据与牛露等(2018)的2组实验数据进行对比，可得到应变速率、压力和温度对花岗岩强度的影响(图3，4)。图3 显示花岗岩的强度对应变速率的依赖程度不同。在地壳浅部低温低压条件下((190℃、250MPa)～(280℃、375MPa))，应变速率对花岗岩强度的影响很小；随着深度(温度和压力)增加，应变速率对强度的影响愈加显著，在360℃、500MPa以上，相同温度和压力条件下样品强度在5×10-4s-1条件下显著高于5×10-5s-1时。应变速率对强度的影响表明，花岗岩在10～15km的深度条件下为脆性变形，在20km以深具有半脆性—塑性的变形特征。图4 显示在相同应变速率条件下，压力对岩石强度的影响较小；而在不同压力条件下温度对于花岗岩强度的影响不同。当压力<500MPa时，温度对于花岗岩强度的影响较小；当压力>625MPa时，温度对强度的影响非常显著。本研究和牛露等(2018)的实验条件模拟了地壳实际温度和压力随深度的变化，由于温度的影响比较显著，抵消了压力变化的影响。压力和温度对强度的影响表明，在深度10～15km的温度和压力条件下，花岗岩处于脆性变形域，深度>20km时，花岗岩开始出现半脆性—塑性变形特征。因此，通过应变速率、温度、压力对强度的影响可知，花岗岩在15～20km的条件下具有脆塑性转化特征。

图3 相同温度、压力条件下应变速率对强度的影响Fig.3 The effect of strain rate on the strength of granite.

图4 相同应变速率条件下压力和温度对强度的影响Fig.4 The effect of temperature and pressure on the strength of granite.

稳态流变方程中的应力指数是判断岩石是否处于稳态流变的重要参数。图5 给出了应力与应变速率的双对数关系图，其斜率即为应力指数。从图中可以看出，在地壳浅部低温低压条件下(190℃、250MPa～280℃、375MPa)，应力与应变速率的对数关系中出现负斜率，表明花岗岩在此温度和压力条件下完全不具有流变特征。在360℃、500MPa，430℃、625MPa和490℃、750MPa条件下，应力指数分别为9.3、5.2、29.2，且应力指数并没有遵循随着温度增加而降低的规律。大量实验数据(Zhouetal.，2009)表明，石英、长石和花岗岩的稳态流变应力指数在2～4之间，显然，本实验中的应力指数及其变化规律并不符合花岗岩的稳态流变特征。综合所有力学数据分析可知，本实验的花岗岩变形属于非稳态流变。

图5 花岗岩的应力-应变速率关系图Fig.5 Stress versus strain rate of deformed granite in log-log scale.

3 实验样品的显微构造特征

在偏光显微镜和扫描电镜下对本文及牛露等(2018)共计3组实验样品进行了微观结构分析，结果表明，随着实验温度和压力升高，3组实验样品经历了从脆性到半脆性、再到塑性域的转变，其转变条件与力学数据分析结果一致。

3.1 实验样品的脆性变形特征

在3组实验的低温低压力条件下(190℃、250MPa和300℃、250MPa)均发育典型的脆性变形特征(图6)。样品整体破碎、颗粒内—颗粒间脆性裂缝发育(图6a—f)。长石比石英颗粒破碎严重，形成破碎带(图6c)，部分样品发育穿晶共轭“X”型剪切破裂带(图6b)，破裂带内颗粒严重细粒化，破裂带外普遍发育粒间和粒内微破裂。

图6 实验变形花岗岩在扫描电镜下的脆性显微构造特征Fig.6 The microstructures of brittle deformation for granitic samples under SEM.a 长石颗粒破碎；b “X”型共轭剪切破裂带；c 破碎带；d 石英、长石颗粒内裂缝发育；e 颗粒破碎；f 颗粒破碎及裂缝发育

3.2 实验样品的脆性—半脆性转化变形特征

3组实验中，随着温度、压力条件升高(280℃、375MPa和360℃、500MPa)，各组样品由脆性变形向半脆性变形转化，变形特征如图7 所示。样品整体仍以颗粒破碎、颗粒内及颗粒间脆性裂缝为主，但局部开始出现压碎颗粒定向流动、云母颗粒塑性拉长变形及韧性剪切等特征。破碎的颗粒以长石颗粒为主，长石和石英颗粒普遍发育颗粒内微破裂(图7a—f)，云母被拉长且出现扭折特征(图7d—f)，部分钾长石颗粒沿大颗粒边缘拉长(图7a)，云母呈现“S”形韧性变形特征(图7b，f)，这些特征均表明样品碎裂和塑性变形共存，具有半脆性变形特征(Geraldetal.，1993；周永胜等，2002；牛露等，2018)。

图7 实验变形花岗岩在扫描电镜下的脆性—半脆性转化显微构造特征Fig.7 The microstructures of brittle to semi-brittle transition deformation for granitic samples under SEM.a 长石颗粒破碎及颗粒内微破裂发育，钾长石沿颗粒边缘拉长；b 长石颗粒呈“S”形定向发育；c 长石石英颗粒破碎；d 云母扭折；e 云母被拉长；f 云母呈“S”形韧性变形发育

3.3 实验样品的半脆性—塑性转化变形特征

随着实验温度、压力条件升高(750℃、625MPa和490℃、750MPa)，样品出现明显的半脆性向塑性变形转变的特征，在温压条件升高至900℃、750MPa时，实验样品(G10)出现塑性流动。

样品仍发育脆性变形，表现为颗粒内及颗粒边界微裂缝(图8a—f)，云母发生较为强烈的塑性变形(图8a，d)，石英和长石颗粒部分边缘不规则化，部分石英颗粒内可见溶蚀孔，石英和长石颗粒仍有脆性变形特征，但石英颗粒边缘发育细小的亚颗粒(图8a—f)。以上特征均显示样品同时具备脆性和塑性变形特征，且以塑性变形为主，具有脆塑性转化特征。

图8 实验变形花岗岩在扫描电镜下的半脆性—塑性转化显微构造特征Fig.8 The microstructures of semi-brittle to ductile transition deformation for granitic samples under SEM.a 颗粒破碎及颗粒内微破裂，云母塑性变形；b 颗粒内及颗粒边界微裂缝；c 石英颗粒微裂缝；d 云母塑性变形；e 颗粒内溶蚀孔及亚颗粒发育；f 颗粒内溶蚀孔及颗粒边缘亚颗粒发育

4 讨论

4.1 花岗岩样品非稳态流变的微观结构和变形机制特征

前人采用花岗质类岩石已经开展了大量流变实验研究(Hirthetal.，1994；Dell′Angeloetal.，1996；刘贵等，2013；Dangetal.，2016)。花岗岩的变形机制相对复杂，其由多相矿物组成，且各相矿物具有不同的强度和变形机制，因此花岗岩的非稳态流变变形机制研究更为复杂。前人首先对单矿物的石英和长石进行了大量相关研究：Dell′Angelo等(1996)及Hirth等(1994)的高温高压实验研究表明，长石在700～800℃处于脆塑性转化域内，为半脆性变形，900℃时则发生以重结晶作用为主的位错蠕变；石英在600～700℃时处于脆塑性转化域，为半脆性变形特征，700℃时即发生以重结晶作用为主的位错蠕变，800～900℃时发育位错攀爬的塑性变形。宋娟等(2008)研究得到石英岩在700～800℃时处于脆塑性转化域，在900～950℃时开始进入塑性域；云母和绿泥石等较弱的层状硅酸盐矿物则更容易发生塑性流变。因此，不同矿物变形机制的不同步性使花岗岩的变形机制变得更为复杂，其进入脆塑性转化域的温度和压力条件也会随着石英、长石、云母等矿物成分的变化而变化。

根据本文实验力学数据及微观结构分析，在实验温度和压力范围内花岗岩经历了脆性变形、脆性—半脆性变形、半脆性—塑性变形3种变形阶段。在相当于地壳浅部15km以内深度的温压条件下，花岗岩为典型脆性变形，样品以颗粒破碎、碎裂带发育等为主要特征；当达到地壳深度15～20km、花岗岩处于脆塑性转化带时，由多种变形机制共同作用，既发育颗粒破碎、裂缝等脆性变形特征，同时也将出现长石颗粒拉长、云母扭折及呈“S”形的韧性剪切、颗粒内溶蚀孔、颗粒内部及边缘亚颗粒发育等塑性变形特征，因此非稳态流变的主要变形机制有碎裂作用，同时激活了动态重结晶作用、位错蠕变等塑性变形机制。推测颗粒溶蚀作用与水作用相关。由于花岗岩原岩成分含绿泥石，随着压力增大，绿泥石发生脱水反应的温度会降低(高平等，1994)。因此，在一定的温压条件下，绿泥石将发生脱水反应，从而使样品的岩石强度降低且更易于发育塑性变形。当样品进入塑性域后，岩石强度一般会显著降低，塑性变形则以晶内微破裂和晶内塑性变形为特征，基本以位错蠕变和重结晶作用为主要变形机制(Dangetal.，2016)。本实验得到的花岗岩非稳态流变温压条件及变形特征与刘贵等(2013)采用花岗片麻岩、Dang等(2016)采用浅色花岗岩开展的高温高压实验结果不同。刘贵等(2013)的结果表明，在温度为600～700℃时，花岗片麻岩样品为半脆性变形，长石以脆性破裂为主，石英形成定向细粒集合体；当温度为800～840℃时，样品整体以塑性变形为主，长石发育晶内破裂和局部塑性变形，石英以塑性变形为主，云母发生显著的塑性变形。Dang等(2016)的实验结果表明，在300MPa低压、温度为850～950℃下，浅色花岗岩样品为脆性的碎裂流动；当温度>1i000℃时，样品表现为半脆性变形。

以上实验的结果之所以不同，主要原因包括：1)实验围压条件不同。本文实验的压力为250～750MPa，远远高于Dang等(2016)实验的压力(300MPa)，同时也低于刘贵等(2013)实验的压力(800～1i200MPa)，进一步表明压力对于花岗质类岩石进入非稳态流变的温度压力条件以及微观结构和变形机制等具有显著影响。2)实验样品存在差异。本文实验的花岗岩样品成分为斜长石(38%)、石英(33%)、微斜长石(11%)、绿泥石(11%)、云母(7%)；Dang 等(2016)实验的花岗岩样品成分为石英(36%)、微斜长石(34%)、斜长石(26%)、白云母(3%)；刘贵等(2013)实验的花岗岩样品主要成分为石英(37%～40%)、斜长石(26%～29%)、微斜长石(17%～21%)、云母(8%～10%)。以上样品中微斜长石和斜长石的含量差异较大。Dang等(2016)认为微斜长石和斜长石进入脆塑性域的温压条件明显不同，且微斜长石的强度高于斜长石和石英，如果花岗岩中微斜长石的含量增加，则脆塑性转化的深度将增加。本文的花岗岩样品中微斜长石的含量明显低于Dang等(2016)和刘贵等(2013)的样品，因此得到的非稳态流变温压条件也明显低于后者的实验结果。

4.2 花岗岩非稳态流变实验对汶川地震的孕震条件和发震机制的约束

图9 为本研究与牛露等(2018)进行的实验样品强度随深度变化趋势对比图。对于不同的应变速率和地温梯度，在相当于地壳15km以浅深度的温压条件下，样品的强度几乎不受温度和应变速率影响；在相当于地壳15～20km深度的温压条件下，花岗岩的强度受应变速率和温度影响显著提升，在5×10-4s-1应变速率条件下花岗岩的强度明显高于5×10-5s-1的实验结果，强度最高可达998MPa；随着温度升高，花岗岩的强度有所降低。在地壳20km以深的温压条件下，花岗岩的强度受温度和应变速率的影响显著，逐渐进入塑性域。

图9 花岗岩的强度随深度的变化Fig.9 The strength of granite plotted against depth.

将本文高应变速率5×10-4s-1的实验力学数据与牛露等(2018)相同实验温压条件、相对低的应变速率5×10-5s-1的力学数据进行对比分析，并用应力莫尔圆表达结果(图10)。图10 中，黑色虚线为大部分圆包络线，是通过库仑准则给出的破裂强度曲线，同时给出了拜尔利摩擦曲线和花岗糜棱岩的摩擦强度曲线(Zhangetal.，2016)。2组实验数据均表明，在由半脆性向塑性转化的温压条件下，样品的强度开始降低，因此应力莫尔圆的直径小于岩石破裂强度包络线。经对比可知，加载高应变速率5×10-4s-1时，自地壳25km深处以深，花岗岩的剪切强度开始低于岩石破裂强度的包络线，加载低应变速率5×10-5s-1时，自地壳20km深处以深，花岗岩剪切强度开始低于岩石破裂强度的包络线。进一步分析岩石破裂强度与摩擦强度关系可知，加载高应变速率5×10-4s-1时，当压力低于约440MPa时，断层的摩擦强度低于岩石的破裂强度；加载低应变速率5×10-5s-1时，在压力低于约500MPa时，断层的摩擦强度低于岩石的破裂强度(牛露等，2018)。因此，在地壳深度15～20km的范围内，花岗岩处于脆塑性转化域，其破裂极限强度接近摩擦强度，将发生同震非稳态变形，此深度恰好与汶川地震的成核深度一致。

图10 实验力学数据应力莫尔圆(彩色虚线圆引自牛露等，2018)Fig.10 The stress Mohr circle presentation of experimental data and comparison with results of NIU Lu et al.(2018)and frictional data of Zhang et al.(2016).

对比本研究与牛露等 (2018) 获得的彭灌杂岩强度随深度变化结果，发现彭灌杂岩强度与应力的加载速率相关 (图11)，但无论实验加载应变速率为5×10-5s-1还是5×10-4s-1，彭灌杂岩的强度在深15～20km处均达到最大，此深度对应为花岗岩的脆塑性转化带，且随着应变速率加快，脆塑性转化带的深度增加。彭灌杂岩达到最大强度的深度恰好与汶川地震的孕震深度19km一致(陈九辉等，2009)，也更加证明了龙门山断裂带高强度花岗岩的非稳态流变对汶川地震的孕育和发生具有一定的控制作用。

图11 龙门山断层带彭灌杂岩强度随深度变化图Fig.11 The earthquake nucleation conditions inferred from the strength of the Pengguan Complex.

5 结论

本文在固体压力介质三轴实验系统上采用汶川地震震源区的彭灌杂岩中具有代表性的细粒花岗岩样品，开展了温度为190～490℃、压力为250～750MPa、应变速率为5×10-4s-1的相关实验研究，对花岗岩强度及影响因素、显微构造特征及变形机制进行了研究，结论如下：

(1)花岗岩样品的力学数据表明，在相当于地壳浅部10～15km的低温和低压力条件下(190℃、250MPa和280℃、375MPa)，曲线无明显屈服点，表现出应变强化的特征；随着实验温度压力增加，在相当于地壳20～30km的温度和压力下(360℃、500MPa，430℃、625MPa和490℃、750MPa)，曲线出现较为明显的屈服点，随着应变量增加，应力趋于稳态。本实验中的应力指数及其变化规律并不符合花岗岩稳态流变特征，因此，综合所有力学数据分析认为，本实验的花岗岩变形属于非稳态流变。

(2)花岗岩样品的显微结构特征及变形机制分析表明，在低温低压力条件下(190℃、250MPa和300℃、250MPa)样品为脆性变形；随着温度、压力条件升高(280℃、375MPa和360℃、500MPa)，样品开始由脆性域进入半脆性域；当实验温度、压力条件进一步升高(750℃、625MPa和490℃、750MPa)，样品开始进入半脆性—塑性变形域；直至温压条件升高至900℃、750MPa，样品呈现塑性流动。样品处于半脆性域时发生非稳态流变，主要变形机制为碎裂作用，同时激活了动态重结晶作用、位错蠕变等塑性变形机制。

(3)花岗岩样品在地壳15～20km深处达到最大强度，处于脆塑性转化域，在地壳20～30km深处强度降低，岩石开始由半脆性域进入塑性域。基于应力莫尔圆分析，在高应变速率5×10-4s-1和低应变速率5×10-5s-1条件下，花岗岩在相当于地壳15～20km深度范围内的破裂极限强度接近摩擦强度，此深度发生同震非稳态变形，恰好与汶川地震的成核深度较为一致，表明发育高强度彭灌杂岩是汶川地震孕育和发生的必要条件。