周永勝 韓 亮 靖 晨 何昌榮 黨嘉祥

1)中國(guó)地震局地質(zhì)研究所，地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

2)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100037

0 引言

斷層摩擦和巖石流變實(shí)驗(yàn)表明，斷層的強(qiáng)度和摩擦滑動(dòng)穩(wěn)定性控制了強(qiáng)震的發(fā)震深度，脆－塑性轉(zhuǎn)化深度控制了余震深度。在脆性變形域，斷層摩擦強(qiáng)度隨深度增加而線性增加，而斷層摩擦滑動(dòng)穩(wěn)定性隨深度發(fā)生變化，在地殼淺層，由于斷層強(qiáng)度和斷層正壓力較小，斷層表現(xiàn)為穩(wěn)滑，隨著深度增加，斷層出現(xiàn)粘滑。在接近脆－塑性轉(zhuǎn)化域，由于溫度升高巖石出現(xiàn)半脆性變形，斷層滑動(dòng)又轉(zhuǎn)化為穩(wěn)滑。在塑性變形域，巖石流變強(qiáng)度隨深度增加而非線性減小，因此，在脆－塑性轉(zhuǎn)化帶之上，斷層強(qiáng)度最大，而且具有粘滑的條件，最有可能形成強(qiáng)震。在脆－塑性轉(zhuǎn)化帶內(nèi)，巖石表現(xiàn)出半脆性變形，雖然不具備發(fā)生強(qiáng)震的條件，但可能發(fā)生余震;在塑性變形域，理論上不具備發(fā)生余震的條件(周永勝等，2009)。

汶川地震發(fā)震斷層具有高角度逆沖特征，這種斷層滑動(dòng)和發(fā)生強(qiáng)震需要斷層深部具備特殊的力學(xué)條件(周永勝等，2009)。大量研究結(jié)果表明，地殼脆－塑性轉(zhuǎn)化帶和下地殼塑性流動(dòng)對(duì)高角度逆斷層滑動(dòng)和汶川地震孕震機(jī)制具有重要影響(張培震等，2008;周永勝等，2009;Xu et al.，2009;Zhang，2010;Zhao et al.，2012;Zhang et al.，2013)。然而，在龍門山斷層帶研究方面主要關(guān)注斷層活動(dòng)性與汶川地震地表破裂，很少關(guān)注斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶。汶川地震發(fā)生后，我們對(duì)斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶開(kāi)展了初步研究，本文是這一研究結(jié)果的總結(jié)。由于無(wú)法直接獲得現(xiàn)今斷層深部巖石變形的信息，選擇龍門山地區(qū)出露于地表的韌性剪切帶作為研究對(duì)象，通過(guò)研究碎裂巖－糜棱巖的變形機(jī)制，獲得脆－塑性轉(zhuǎn)化帶巖石的變形溫度和流動(dòng)應(yīng)力，通過(guò)分析糜棱巖中主要礦物成分變化、礦物中的結(jié)構(gòu)水和流體包裹體，確定脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流體特征。在此基礎(chǔ)上，建立了在不同流體和應(yīng)變速率條件下斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流變結(jié)構(gòu)，討論了流變結(jié)構(gòu)變化對(duì)汶川地震孕育和發(fā)生的影響。

1 斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶變形條件

汶川地震發(fā)震斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶強(qiáng)度和變形機(jī)制對(duì)強(qiáng)震孕育具有控制作用。雖然無(wú)法直接觀察到發(fā)震斷層深部變形特征，但根據(jù)地質(zhì)學(xué)的基本規(guī)律，假定現(xiàn)今斷層深部發(fā)生的變形過(guò)程，在地質(zhì)歷史時(shí)期同樣發(fā)生過(guò)。因此，通過(guò)研究地質(zhì)歷史時(shí)期形成并且已經(jīng)抬升和剝蝕出露于地表的脆－塑性變形巖石的變形特征，可以推測(cè)現(xiàn)今發(fā)震斷層深部的變形條件和變形機(jī)制。

汶川地震發(fā)震斷層周圍出露多條韌性剪切帶(圖1)。以震中以南的崇州雞冠山一帶發(fā)育于花崗片麻巖中的韌性剪切帶為主，結(jié)合震中以北的白水河韌性剪切帶和康定雜巖中的瀘定韌性剪切帶，研究了斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的變形機(jī)制和變形條件。

在崇州雞冠山韌性剪切帶跨斷層剖面上系統(tǒng)采集了樣品，分析了變形花崗巖樣品變形組構(gòu)和石英粒度分布，結(jié)果顯示，在剪切帶兩側(cè)，巖石以花崗片麻巖為主，變形很弱，在剪切帶邊緣巖石出現(xiàn)明顯變形，形成含殘斑初糜棱巖，而剪切帶核部變形強(qiáng)，形成細(xì)粒糜棱巖。這種非均勻塑性變形分布指示了龍門山斷層深部發(fā)生了局部化非均勻塑性流動(dòng)，推測(cè)可能不存在整體均勻塑性流動(dòng)。另外，在韌性剪切帶附近，發(fā)現(xiàn)2期石英脈，早期石英脈發(fā)生了褶皺，被晚期石英脈切割錯(cuò)位。白水河韌性剪切帶和瀘定韌性剪切帶中，主要發(fā)育細(xì)粒糜棱巖。利用韌性剪切帶中的含殘斑初糜棱巖和細(xì)粒糜棱巖中的石英以及石英脈變形特征，可以研究斷層變形溫度和流動(dòng)應(yīng)力。

1.1 根據(jù)糜棱巖變形機(jī)制確定斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶變形溫度

Hirth等(1992)根據(jù)石英的實(shí)驗(yàn)塑性變形組構(gòu)，確定石英存在3個(gè)變形域，即低溫顆粒邊界遷移、中溫亞顆粒旋轉(zhuǎn)、高溫顆粒邊界遷移伴有亞顆粒旋轉(zhuǎn)。通過(guò)對(duì)比實(shí)驗(yàn)變形石英與野外韌性剪切帶中變形的石英發(fā)現(xiàn)(Stockhert et al.，1999;Stipp et al.，2002a，b)，韌性剪切帶中石英的變形同樣存在3個(gè)變形域，其中，石英發(fā)生脆－塑性轉(zhuǎn)化的溫度為280～350℃，發(fā)生低溫顆粒邊界遷移的溫度為280～400℃，中溫亞顆粒旋轉(zhuǎn)的溫度為400～500℃，高溫顆粒邊界遷移伴有亞顆粒旋轉(zhuǎn)的溫度為500～700℃。

圖1 龍門山地區(qū)及其鄰區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(韓亮等，2012)Fig.1 Simplified geological map of Longmenshan tectonic zone and the sampling locations(after HAN Liang et al.，2012).

糜棱巖中石英的中溫位錯(cuò)蠕變，是斷層深部在較慢應(yīng)變速率下變形的產(chǎn)物，代表了斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶在間震期發(fā)生塑性變形的階段。片麻巖和糜棱巖中產(chǎn)生了大量脆性裂縫，是斷層在高應(yīng)變速率條件下發(fā)生脆性變形的產(chǎn)物，這代表了同震加載時(shí)或震后快速蠕滑階段脆－塑性轉(zhuǎn)化帶內(nèi)發(fā)生脆性變形的階段(Trepmann et al.，2003;Wintsch et al.，2012)。脆性裂縫被石英脈愈合，早期石英脈又發(fā)生了褶皺和低溫位錯(cuò)蠕變，可能代表斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶在震后蠕變階段的變形特征，晚期石英脈發(fā)生脆性－半脆性變形，顯示斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶抬升到淺部過(guò)程中經(jīng)歷的脆性變形。糜棱巖中存在被石英脈愈合的脆性裂縫，而石英脈經(jīng)歷了低溫塑性變形和脆性變形，指示韌性剪切帶經(jīng)歷了塑性到脆性和脆性到塑性的2次變形機(jī)制的轉(zhuǎn)變(韓亮，2012;韓亮等，2013)，顯示出斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化的復(fù)雜性。

1.2 根據(jù)石英擴(kuò)散蠕變粒度確定塑性流動(dòng)應(yīng)力

石英和長(zhǎng)石流變實(shí)驗(yàn)(Rybacki et al.，2000;Rutter et al.，2004a)和變形機(jī)制圖(Rybacki et al.，2004;Burgmann et al.，2008)表明，在擴(kuò)散蠕變域，礦物的流動(dòng)應(yīng)力具有顯著的礦物粒度依賴性，兩者具有負(fù)相關(guān)線性關(guān)系，這一關(guān)系作為應(yīng)力計(jì)被廣泛應(yīng)用。其中，動(dòng)態(tài)重結(jié)晶形成的細(xì)粒石英顆粒粒度與應(yīng)力關(guān)系的經(jīng)驗(yàn)公式(Mercier et al.，1977;Twiss，1977，1980)作為應(yīng)力計(jì)被廣泛使用。這些應(yīng)力計(jì)是建立在早期低精度的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)基礎(chǔ)上的，石英粒度分布跨越了位錯(cuò)蠕變和擴(kuò)散蠕變交叉區(qū)間，準(zhǔn)確性不高。Stipp等(2003，2006，2010a，b)根據(jù)新的高精度高溫高壓實(shí)驗(yàn)和野外糜棱巖樣品中石英的擴(kuò)散蠕變修正了應(yīng)力計(jì)。在修正的應(yīng)力計(jì)中，石英粒度主要位于擴(kuò)散蠕變域，是相對(duì)比較可靠的。根據(jù)雞冠山韌性剪切帶糜棱巖中的重結(jié)晶石英的粒度，利用這些應(yīng)力計(jì)估計(jì)了剪切帶變形時(shí)的流動(dòng)應(yīng)力。

圖2 韌性剪切帶糜棱巖樣品中石英的粒度－頻數(shù)關(guān)系Fig.2 The grain size versus frequency of quartz in mylonite samples in the ductile shear zone.

利用靖晨等(2010)曾統(tǒng)計(jì)的糜棱巖中的石英粒度，重新計(jì)算了粒度－頻數(shù)關(guān)系，如圖2所示。石英的優(yōu)勢(shì)粒度分布范圍為15～100μm，應(yīng)用不同學(xué)者給出的應(yīng)力計(jì)(Twiss，1977，1980;Mercicer，1977;Stipp et al.，2003，2006，2010a，b)，重新計(jì)算了韌性剪切帶的流動(dòng)應(yīng)力(圖3)，其中用 Twiss(1977，1980)公式計(jì)算出的值偏大，而用Mercier(1977)公式計(jì)算出的值偏小，用Stipp等(2003，2006，2010a，b)公式算出的值處于上述2種方法之間。由于Stipp等(2003，2006，2010a，b)的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)更為精確，而且與野外樣品分析結(jié)果比較吻合，因此，這里主要是利用Stipp等(2003，2006，2010a，b)的公式進(jìn)行計(jì)算，得出的流動(dòng)應(yīng)力為15～80MPa(圖3)。

2 斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流體特征

近年來(lái)研究表明，韌性剪切帶中的石英和長(zhǎng)石不同程度地存在結(jié)構(gòu)水和包裹體水(Zhou et al.，2008)，實(shí)驗(yàn)研究表明，礦物中的微量水對(duì)巖石變形弱化和剪切帶的形成具有重要作用(周永勝，2013)。為了研究龍門山地區(qū)脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流體特征，分析了映秀－北川斷裂中白水河韌性剪切帶、南段雞冠山韌性剪切帶和瀘定地區(qū)的韌性剪切帶中的糜棱巖、片麻巖、未變形花崗巖中石英和長(zhǎng)石的結(jié)構(gòu)水含量與流體包裹體特征。

2.1 斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶礦物結(jié)構(gòu)水含量

傅里葉變換紅外吸收光譜儀(FTIR)是研究礦物結(jié)構(gòu)水最有效的儀器，Zhou等(2008)系統(tǒng)總結(jié)了用該儀器進(jìn)行分析的結(jié)果，并研究了紅河斷裂中地殼韌性剪切帶中的結(jié)構(gòu)水。靖晨等(2010)、韓亮(2012)、Han等(2013)系統(tǒng)測(cè)試了龍門山地區(qū)脆－塑性轉(zhuǎn)化帶中石英和長(zhǎng)石結(jié)構(gòu)水含量，本文對(duì)分析數(shù)據(jù)進(jìn)行了重新整理和分析。分析結(jié)果表明(圖4)，未變形花崗巖中長(zhǎng)石水含量＜0.025wt%，石英水含量＜0.01wt%;弱變形的條帶狀花崗片麻巖中長(zhǎng)石水含量＜0.04wt%，粗粒石英水含量＜0.015wt%，動(dòng)態(tài)重結(jié)晶產(chǎn)生的細(xì)粒石英水含量＜0.04wt%;強(qiáng)烈變形的細(xì)?；◢徝永鈳r中剪切殘斑長(zhǎng)石水含量＜0.05wt%，剪切殘斑石英水含量＜0.03wt%，剪切面理中細(xì)粒長(zhǎng)石水含量＜0.07wt%，細(xì)粒石英水含量顯著增加，達(dá)到0.1～0.15wt%，愈合花崗片麻巖中裂隙的早期石英脈中石英水含量＜0.015wt%，晚期石英脈中水含量＜0.035wt%。

圖3 根據(jù)不同應(yīng)力計(jì)計(jì)算的流動(dòng)應(yīng)力Fig.3 The flow stress calculated by different paleopiezometers.

圖4 石英和長(zhǎng)石水含量與變形關(guān)系Fig.4 Water content of feldspar and quartz，and its relation with deformation.

水含量測(cè)試結(jié)果表明，長(zhǎng)石的水含量比石英略高，而且水含量隨變形程度的增加而升高。其中，未變形花崗巖中的長(zhǎng)石和石英水含量普遍比較低，花崗片麻巖中長(zhǎng)石水含量略有升高，而粗粒石英水含量基本沒(méi)有變化，細(xì)粒石英水含量增加了近4倍;花崗糜棱巖中的殘斑長(zhǎng)石和殘斑石英水含量與片麻巖中的長(zhǎng)石和細(xì)粒石英接近，但細(xì)粒長(zhǎng)石和石英中的水含量大幅度增加;2期石英脈中，早期塑性變形的石英脈水含量與片麻巖中的粗粒石英相同，而晚期半脆性變形的石英脈水含量接近于片麻巖中的細(xì)粒石英，顯示石英脈的水含量接近片麻巖而低于糜棱巖。

大伙學(xué)著吳耕試著去接由空中飄揚(yáng)飛揚(yáng)的花瓣。梅、桃、李、杏、海棠、薔薇、木槿、紫薇、玉蘭、槐花、荷花、桂花、菊花，有的能用舌頭辨認(rèn)出來(lái)，有的也無(wú)能為力，就上官星雨來(lái)講，最有意思的是木槿吧，這種白色與紫紅色的花，由五月到十月，次第開(kāi)放在門前的小巷里，祖母有時(shí)候會(huì)吩咐廚娘去摘來(lái)做菜。當(dāng)然，石楠花她也有印象的，那么腥臭的花，是魔鬼派來(lái)的吧，開(kāi)在陽(yáng)春，一直要等到十月里桂花開(kāi)放，才可以將它的余味清算干凈。

根據(jù)強(qiáng)烈變形的石英水含量增加這一現(xiàn)象推測(cè)，在間震期，隨著應(yīng)變積累，斷層帶中心的水含量高于斷層帶邊緣，在斷層核部局部可能存在高壓水環(huán)境，從而降低了斷層強(qiáng)度，促進(jìn)了斷層突然滑動(dòng)與地震發(fā)生。石英脈中水含量降低的現(xiàn)象顯示斷層帶中心的水含量接近斷層帶邊緣和圍巖，據(jù)此推測(cè)，在同震破裂后，由于裂縫聯(lián)通，增加了斷層帶的滲透率，斷層帶中心的水散失。

2.2 斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的高壓流體

在地震破裂過(guò)程中，斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶內(nèi)的石英和長(zhǎng)石伴有大量的微裂隙，這些微裂隙在間震期被逐漸愈合。隨著斷層愈合，微裂隙中的流體被封閉從而形成流體包裹體。礦物中的次生流體包裹體保留了流體被捕擄時(shí)的成分信息與溫度條件，這為研究斷層深部流體提供了方法(Kuster et al.，1999;Yonkee et al.，2003)。

通過(guò)拉曼探針?lè)治隹梢源_定流體包裹體的成分，而通過(guò)流體包裹體顯微測(cè)溫可以獲得包裹體的冰點(diǎn)和均一溫度。根據(jù)冰點(diǎn)和均一溫度得出的包裹體等容線與礦物反應(yīng)的狀態(tài)平衡方程曲線交會(huì)點(diǎn)，可以確定流體包裹體的捕獲溫度和流體壓力(Yonkee et al.，2003)。

對(duì)未變形花崗巖、弱變形花崗片麻巖、糜棱巖和石英脈中的石英流體包裹體分析發(fā)現(xiàn)，石英中有2種含鹽流體包裹體，其中高鹽度流體包裹體主要成分為CaCl2－NaCl－H2O，低鹽度水溶液為NaCl－H2O，其均一溫度為130～280℃。它們都沿石英晶內(nèi)愈合的線狀微破裂分布，應(yīng)該是斷層帶愈合過(guò)程中被捕獲的次生流體包裹體。

在糜棱巖分析樣品中出現(xiàn)黑云母、白云母和綠泥石礦物共生組合(韓亮，2012)。而通過(guò)全巖成分與剪切變形的關(guān)系分析發(fā)現(xiàn)，與未變形花崗巖和弱變形花崗片麻巖相比，強(qiáng)烈變形的糜棱巖中，F(xiàn)e2+、Mg2+、Ca2+含量上升，K+含量降低(靖晨等，2010)。這表明在糜棱巖中存在著與鉀長(zhǎng)石相關(guān)的水巖反應(yīng):

根據(jù)流體包裹體測(cè)溫得到的流體包裹體的冰點(diǎn)和均一溫度數(shù)據(jù)，利用Flincor等(1989)軟件計(jì)算得到流體包裹體的等容線，并與方程(1)代表的礦物反應(yīng)溫壓條件相交，獲得包裹體內(nèi)的流體壓力為70～405MPa，包裹體捕獲溫度為330～350℃。根據(jù)龍門山地區(qū)的溫度梯度(周永勝等，2009)，流體包裹體捕獲溫度對(duì)應(yīng)的地殼靜巖壓力約450MPa，據(jù)此估計(jì)的流體壓力系數(shù)(流體壓力與靜巖壓力之比)為0.16～0.9。推測(cè)這些次生流體包裹體的捕獲溫度和壓力，代表強(qiáng)震發(fā)生后，斷層帶內(nèi)產(chǎn)生的大量微裂隙被逐漸愈合過(guò)程中的流體特征。

上述與斷層愈合相關(guān)的流體包裹體分析表明，斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶具有比較高的流體壓力。斷層帶高壓流體被認(rèn)為是強(qiáng)震發(fā)生的重要條件(Sibson et al.，1988;Kuster et al.，1999)。微裂隙愈合是斷層存在高壓流體的主要機(jī)制(Trepmann et al.，2007)，斷層帶微裂隙在愈合過(guò)程中，流體被封閉在斷層帶，隨著裂隙愈合程度增加，斷層帶局部流體壓力不斷升高，在流體壓力接近靜巖壓力時(shí)，斷層會(huì)突然滑動(dòng)，發(fā)生強(qiáng)震。高溫高壓模擬實(shí)驗(yàn)證實(shí)(韓亮等，2013)，壓溶和動(dòng)態(tài)重結(jié)晶作用是脆－塑性轉(zhuǎn)化帶微裂隙愈合的主要機(jī)制，而應(yīng)變和流體可以加速微裂隙愈合。斷層帶裂隙愈合與地震孕育的關(guān)系在斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的變形機(jī)制中得到了很好的印證。研究區(qū)花崗片麻巖和糜棱巖中存在被石英脈愈合了的脆性裂縫，而石英脈經(jīng)歷了低溫塑性變形和脆性變形，指示韌性剪切帶經(jīng)歷了塑性到脆性和脆性到塑性的2次變形機(jī)制的轉(zhuǎn)變。石英的這種塑性－脆性－塑性－脆性變形機(jī)制變化很難用溫度變化解釋，可能主要受應(yīng)變速率控制，其中應(yīng)變速率變化主要受斷層發(fā)生周期性地震控制(Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007;Wintsch et al.，2012)。在紅河斷裂帶的變形花崗巖中就發(fā)現(xiàn)至少存在3期塑性變形和2期脆性變形，并且這種脆－塑性轉(zhuǎn)化可能與地震密切相關(guān)(Wintsch et al.，2012)。

基于地質(zhì)歷史時(shí)期的斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶具有比較高的流體壓力推測(cè)，龍門山斷層帶深部現(xiàn)今可能同樣存在高壓流體，而斷層帶內(nèi)存在高壓流體對(duì)汶川地震孕育具有重要意義(Xu et al.，2008，周永勝等，2009)。

3 斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流變結(jié)構(gòu)

周永勝等(2009)初步給出了在靜水壓條件下龍門山地區(qū)和鄰近地區(qū)的地殼流變結(jié)構(gòu)，討論了龍門山斷層帶的強(qiáng)震孕育條件，認(rèn)為斷層帶存在高壓流體，可能是汶川地震發(fā)生高角度逆斷層滑動(dòng)的力學(xué)條件。根據(jù)流體包裹體研究結(jié)果推測(cè)，龍門山斷裂帶深部存在接近靜巖壓力的高壓流體。脆－塑性轉(zhuǎn)化帶構(gòu)造巖研究表明，在地震周期不同階段，由于應(yīng)變速率的變化，斷層帶發(fā)生了多次脆－塑性轉(zhuǎn)化。因此，基于流體壓力變化和應(yīng)變速率變化，討論龍門山斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流變結(jié)構(gòu)。

3.1 從間震期到地震成核階段斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶流變結(jié)構(gòu)變化

在間震期，脆－塑性轉(zhuǎn)化帶受位錯(cuò)蠕變控制，而斷層帶震源深度處于閉鎖狀態(tài)。根據(jù)GPS數(shù)據(jù)得到的汶川地震之前川西高原在約500km范圍內(nèi)的年地殼縮短量為4～5mm/a，估計(jì)該地區(qū)平均應(yīng)變速率約2.85×10－16s－1(張培震等，2009)。變形花崗巖的水含量測(cè)試結(jié)果表明，韌性剪切帶中心存在流體活動(dòng)，因此，選擇“含水”樣品的流變實(shí)驗(yàn)參數(shù)作為計(jì)算間震期斷層帶流變強(qiáng)度的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，選擇靜水壓條件(流體壓力系數(shù)為0.37)計(jì)算間震期脆性斷層摩擦強(qiáng)度，而流體壓力系數(shù)最大值0.9可作為地震成核階段斷層帶內(nèi)的孔隙流體壓力。根據(jù)雞冠山韌性剪切帶內(nèi)變形花崗巖樣品的變形組構(gòu)，花崗質(zhì)巖石的韌性變形主要以石英塑性變形為主，長(zhǎng)石為半脆性變形。流變實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明，花崗巖和石英的流變強(qiáng)度非常接近，花崗質(zhì)巖石的脆－塑性轉(zhuǎn)化主要受石英的脆－塑性轉(zhuǎn)化控制(周永勝等，2003;Zhou et al.，2009)。因此，根據(jù)含水石英的位錯(cuò)蠕變參數(shù)(Rutter et al.，2004b)計(jì)算斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流變強(qiáng)度。建立地殼流變結(jié)構(gòu)所需的溫度隨深度的變化是基于四川地區(qū)熱流數(shù)據(jù)，利用熱傳導(dǎo)方程計(jì)算得到的(周永勝等，2009)。根據(jù)上述參數(shù)計(jì)算得到的斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶流變結(jié)構(gòu)如圖5所示。

根據(jù)圖5，在間震期，斷層帶流體壓力接近靜水壓(流體壓力系數(shù)為0.37)，斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化深度約19km，對(duì)應(yīng)的斷層極限強(qiáng)度約330MPa。在地震成核階段，斷層帶流體壓力上升到接近靜巖壓力(流體壓力系數(shù)為0.9)，脆－塑性轉(zhuǎn)化深度約22km，對(duì)應(yīng)的斷層極限強(qiáng)度約100MPa。而根據(jù)韌性剪切帶中糜棱巖變形機(jī)制確定的斷層塑性流動(dòng)應(yīng)力和變形溫度范圍處于斷層塑性變形域，根據(jù)汶川地震定位結(jié)果，震源深度不超過(guò)19km(陳九輝等，2009;Chen et al.，2010)，震源位于斷層脆性摩擦滑動(dòng)域。這表明基于斷層構(gòu)造巖變形、流變實(shí)驗(yàn)結(jié)果以及汶川地震定位分別獲得的斷層流變結(jié)構(gòu)是相吻合的。

3.2 震后快速蠕滑階段斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶流變結(jié)構(gòu)變化

隨著流體壓力增加，在接近靜巖壓力時(shí)，斷層有效強(qiáng)度很低，斷層失穩(wěn)而發(fā)生強(qiáng)震(Sibson et al.，1988)。在同震破裂后，斷層帶微裂隙張開(kāi)，高壓流體消失，流體壓力再一次接近于靜水壓(Kuster et al.，1999;Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007)。同時(shí)，斷層在震后快速滑動(dòng)階段，應(yīng)變速率顯著增加，可以達(dá)到 10－8s－1～ 10－12s－1(Trepmann et al.，2003;Wintsch et al.，2012)，脆－塑性轉(zhuǎn)化深度也隨之增加，表現(xiàn)為余震深度分布增加(Schaff et al.，2002)。因此，在計(jì)算震后快速滑動(dòng)階段的流變強(qiáng)度時(shí)，其他參數(shù)不變，僅斷層帶的應(yīng)變速率采用10－12s－1，流體壓力為靜水壓，獲得的流變結(jié)構(gòu)如圖6所示。

在圖6中，與地震成核階段的流變結(jié)構(gòu)相比，在震后快速滑動(dòng)階段，不僅斷層強(qiáng)度極限增加，接近于400MPa，而且脆－塑性轉(zhuǎn)化深度顯著增加，達(dá)到了28km。由于脆－塑性轉(zhuǎn)化深度增加，不僅汶川地震的震源處于脆性摩擦滑動(dòng)域，而且在間震期能夠發(fā)生塑性流變的深度(溫度)條件，也會(huì)出現(xiàn)脆性變形(微破裂與摩擦滑動(dòng))，這與糜棱巖和片麻巖中發(fā)現(xiàn)的被石英脈充填的脆性破裂現(xiàn)象是吻合的。

圖5 從間震期到地震成核階段斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶流變結(jié)構(gòu)變化Fig.5 The rheological profile of brittle-plastic transition zone from inter-seismic period to earthquake nucleation in Longmenshan region.

圖6 同震到震后快速蠕滑階段斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶流變結(jié)構(gòu)變化Fig.6 The rheological profile of brittle-plastic transition zone during after-slip period in Longmenshan region.

本研究中，根據(jù)實(shí)際資料統(tǒng)計(jì)分析建立的脆－塑性轉(zhuǎn)化帶流變結(jié)構(gòu)模型，充分考慮了強(qiáng)震孕育發(fā)生不同階段的流體壓力變化和應(yīng)變速率變化，因此給出的流變結(jié)構(gòu)是一個(gè)動(dòng)態(tài)變化的流變模型。與基于理論和實(shí)驗(yàn)建立的靜態(tài)流變結(jié)構(gòu)相比，斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化深度不是固定值，而是隨流體壓力和應(yīng)變速率變化而變化，反映了在強(qiáng)震孕育不同階段，斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的變形機(jī)制和斷層強(qiáng)度的變化，這種變化對(duì)汶川地震的孕育和發(fā)生具有重要意義。

4 討論

圖7 強(qiáng)震孕育發(fā)生和流體壓力與斷層強(qiáng)度關(guān)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.

斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶構(gòu)造巖變形機(jī)制研究表明，構(gòu)造巖經(jīng)歷了多次的脆－塑性轉(zhuǎn)化(Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007;Wintsch et al.，2012;韓亮等，2013)。這種脆－塑性轉(zhuǎn)化除了受溫度控制外，還與流體壓力和應(yīng)變速率變化相關(guān)，是斷層帶發(fā)生多次強(qiáng)震的證據(jù)，其中，塑性變形為間震期的產(chǎn)物，而脆性變形是同震和震后快速滑動(dòng)的結(jié)果(Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007;Wintsch et al.，2012)。圖7給出了強(qiáng)震孕育發(fā)生和流體壓力與斷層強(qiáng)度關(guān)系的概念模型(Trepmann et al.，2003)。在該模型中，在同震加載及其之前，斷層處于高壓流體狀態(tài)，當(dāng)流體壓力接近靜巖壓力時(shí)，斷層帶出現(xiàn)失穩(wěn)錯(cuò)動(dòng)，發(fā)生強(qiáng)震。由于同震破裂和震后快速滑動(dòng)，斷層帶出現(xiàn)大量微裂隙，斷層帶內(nèi)高壓流體消失，石英以碎裂流動(dòng)和低溫高應(yīng)力塑性變形為主，斷層帶強(qiáng)度增加。在間震期，斷層帶的應(yīng)變速率比較低，流體壓力接近于靜水壓，斷層處于震后蠕變階段，石英發(fā)生塑性變形，表現(xiàn)為位錯(cuò)蠕變，斷層巖可能發(fā)生水巖反應(yīng)和壓溶等(Trepmann et al.，2007;Wintsch et al.，2012)。在這些緩慢的塑性變形作用下，斷層帶內(nèi)的微裂縫逐漸愈合，斷層帶滲透率降低，被封閉在斷層帶內(nèi)的流體壓力逐漸增加，同時(shí)，斷層帶的強(qiáng)度逐漸降低。隨著時(shí)間延續(xù)，斷層帶微裂隙逐漸愈合，流體壓力逐漸增加，而斷層強(qiáng)度逐漸降低，石英以靜態(tài)重結(jié)晶生長(zhǎng)為主，新的強(qiáng)震正在孕育中。這為討論汶川地震的強(qiáng)震孕育機(jī)制提供了思路。

汶川地震的發(fā)震斷層為高角度逆斷層，其滑動(dòng)需要特殊的力學(xué)條件(周永勝等，2009)，而斷層帶存在高壓流體是最可能的因素(Xu et al.，2008;周永勝等，2009)。通過(guò)雞冠山和白水河等地區(qū)出露的斷層構(gòu)造巖變形機(jī)制、變形條件和流體分析表明，斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶普遍存在礦物結(jié)構(gòu)水和包裹體水，流體包裹體分析顯示，斷層帶局部可能存在流體壓力系數(shù)為0.9的高壓水?；谶@些分析和流變實(shí)驗(yàn)結(jié)果建立的斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流變結(jié)構(gòu)表明，高壓流體存在可能是汶川地震發(fā)生的重要因素之一。

汶川地震的震源深度不超過(guò)19km，對(duì)應(yīng)的地溫＜340℃(周永勝等，2009)。這一深度不僅處于脆性摩擦滑動(dòng)域，而且該溫度接近于石英和花崗巖摩擦滑動(dòng)的速度弱化與速度強(qiáng)化轉(zhuǎn)化溫度(350℃)附近(Blanpied et al.，1995)，具備斷層速度弱化和地震成核的力學(xué)條件。然而，斷層是否失穩(wěn)以及強(qiáng)震是否發(fā)生，還與斷層帶流體壓力密切相關(guān)。只有當(dāng)流體壓力接近或達(dá)到靜巖壓力時(shí)，才可能觸發(fā)斷層失穩(wěn)，發(fā)生強(qiáng)震。根據(jù)出露于龍門山斷層帶的構(gòu)造巖變形機(jī)制和流體分析結(jié)果推測(cè)，汶川地震的發(fā)震斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化域，可能存在高壓流體。因此，斷層具備摩擦滑動(dòng)速度弱化是地震成核的基礎(chǔ)，而斷層帶內(nèi)存在高壓流體可能是觸發(fā)高角度逆斷層滑動(dòng)和汶川地震發(fā)生的主要機(jī)制。

陳九輝，劉啟元，李順成，等.2009.汶川MS8.0地震余震序列重新定位及其地震構(gòu)造研究［J］.地球物理學(xué)報(bào)，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).

韓亮.2012.龍門山斷裂脆－塑性轉(zhuǎn)化帶內(nèi)花崗巖的流體特征與裂縫愈合的實(shí)驗(yàn)?zāi)M研究［D］:［學(xué)位論文］.北京:中國(guó)地震局地質(zhì)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).

韓亮，周永勝，姚文明.2013.中地殼斷層帶內(nèi)微裂隙愈合與高壓流體形成條件的模擬實(shí)驗(yàn)研究［J］.地球物理學(xué)報(bào)，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，周永勝，蘭彩云.2010.龍門山韌性剪切帶主要礦物結(jié)構(gòu)水含量與變形的關(guān)系［J］.巖石學(xué)報(bào)，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).

張培震，徐錫偉，聞學(xué)澤，等.2008.2008年汶川8.0級(jí)地震發(fā)震斷裂的滑動(dòng)速率、復(fù)發(fā)周期和構(gòu)造成因［J］.地球物理學(xué)報(bào)，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).

周永勝，何昌榮.2003.地殼主要巖石流變參數(shù)及華北地殼流變性質(zhì)研究［J］.地震地質(zhì)，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).

周永勝，何昌榮.2009.汶川地震區(qū)的流變結(jié)構(gòu)與發(fā)震高角度逆斷層滑動(dòng)的力學(xué)條件［J］.地球物理學(xué)報(bào)，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，F(xiàn)rey 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，F(xiàn)roment 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.